Карты поверхности. Пояснительный текст.

В этом разделе атласа представлены карты рельефа поверхности планет земной группы — Меркурия, Венеры, Земли и Марса, а также Луны и одного из спутников Марса—Фобоса. Масштаб, компоновка карт, выбор однотипной проекции и способа передачи рельефа — все это продиктовано одной целью: показать в сравнительно-планетологическом аспекте общие черты поверхностей небесных тел и их характерные отличия.

Из всех планет земной группы на Меркурии (как впрочем, и на Луне) наилучшим образом сохранились некоторые формы рельефа начальной стадии формирования его поверхности. Господствующей формой рельефа Меркурия являются кратеры, в подавляющем большинстве ударного происхождения. Размеры их колеблются от нескольких сот километров (кратеры Бетховен, Толстой и др.) до размеров, едва различимых на самых крупномасштабных снимках. Крупнейший на Меркурии ударный кратер (бассейн) — равнина Жары достигает в поперечнике 1300 км.

В целом на поверхности Меркурия выделяются два типа местности: материковые провинции, характеризуемые большим числом кратеров, и слабо кратерированные области «морского» типа, за которыми на Меркурии закрепилось название гладких равнин.

Области материкового рельефа преобладают, в основном, в южном полушарии. Здесь большое количество кратеров, преимущественно крупных и сильно эродированных, что говорит о древности этих участков рельефа. Между скоплениями крупных кратеров выделяются нагорья, испещренные большим количеством кратеров диаметром 5—15 км. Это, по-видимому, сохранившиеся области проявления древнего вулканизма на Меркурии.

Гладкие равнины Меркурия широко распространены в северном полушарии (равнины Собкоу, Суисей, Северная равнина и др.). В приэкваториальной зоне они образуют небольшие котловины диаметром не более 400 км. Гладкие равнины — это, вероятно, результат площадного базальтового вулканизма. На них значительно меньше кратеров, а поверхность осложнена грядами и бороздами. В этом они очень похожи на внутренние материковые моря Луны.

На Меркурии можно найти следы тектонической деятельности: системы разломов вокруг крупных кратеров и бассейнов. В структурном рисунке разломов выделяются тектонические образования, характерные только для Меркурия. Это гигантские уступы — эскарпы, образовавшиеся в результате надвигов участков коры планеты. Самые крупные из них высотою до 2 км и протяженностью более 1000 км получили собственные названия — Дисковери, Хироу, Фрам и др.

Сведения относительно общепланетных особенностей рельефа поверхности Венеры получены только в конце 70-х — начале 80-х годов с помощью искусственных спутников планеты — американского космического аппарата «Пионер-Венера 1» и советских автоматических межпланетных станций «Венера 15, 16». Отсчет высот на Венере принято

 

вести от некоторого условного уровня, в качестве которого можно взять, например, сферу медианного радиуса 6051,6 км (такая сфера делит всю площадь поверхности планеты пополам) или среднего радиуса 6051,4 км или, наконец, как это принято для картографирования Венеры, сферу радиуса 6051,0. Относительно последней на Венере выделяют гористые территории, холмистые равнины и низменности.

Холмистые равнины с отметками от нуля до +2 км занимают наибольшую площадь на поверхности планеты. Для них характерен сглаженный холмистый или грядовый рельеф с перепадами высот не более 0,5 км. На равнинах имеются ударные кратеры, но глубина их заметно меньше, чем у кратеров на других небесных телах. Равнины Венеры сложены материалом базальтоидного состава, о чём свидетельствуют данные анализа'характера и элементного состава пород поверхности в местах посадок автоматических станций «Венера 9, 10, 13, 14» и «Вега 1».

По результатам радиолокационных съемок высокого разрешения с АМС «Венера 15, 16» на равнинах Венеры выделены характерные морфологические особенности тектоно-вулканической природы. Это прежде всего значительные по площади области развития хаотических деформаций (названные условно «паркетом»), представляющие собой систему хребтов и долин с перекрестным диагональным и ортогональным рисунком (тессеры Фортуны, Лаймы и др). Не менее интересны кольцевые структуры тектоно-магматической природы, названные овоидами и венцами. Эти образования поперечником от 170 до 600 км сложены останцами кольцевых концентрических гряд, зачастую перекрытых более поздними лавовыми покровами (венцы Феронии, Рананейды и др.).

Меньшие площади на поверхности Венеры занимают низменные районы (отметки от 0 до —2 км). Большей частью они сосредоточены в северном полушарии Венеры. В северном полярном регионе выделяется равнина Снегурочки поперечником более 3 000 км, а также самая глубокая депрессия на планете — равнина Аталанты. Южнее в субдолготный пояс .слились равнины Геневры, Седны, Леды и др. Помимо ударных кратеров, на них обнаружено множество куполов, кальдер и трещин, свидетельствующих об их вулканической природе.

Высокогорные плато на Венере (аналог материков на Земле) включают территории с отметками от +2 до +11 км. Среди них выделяются три самые крупные — Земля шштар, Земля Афродиты и область Бета, характеризуемые очень сложным пересеченным рельефом, крупными линейными и кольцевыми структурами, протяженными горными системами. Наибольшая из них Земля Афродиты по площади приблизительно равна Африке. На ней найдены крупные линейные неоднородности, напоминающие зоны дробления или трансформных разломов на Земле.

шнтересно строение второй по величине континентальной области Венеры — Земли шштар, по площади приблизительно равной Австралии.


В юго-западной части ее расположено высокогорное плато Лакшми, обрамленное с севера и северо-запада горами Лкны и Фрейи. С востока Плато граничит с горной системой Максвелл, где выделяется крупный кратер Клеопатра. Область Бета является примером крупной вулканической постройки, возможно, гигантским щитовым вулканом.

. В целом морфология поверхности Венеры отвечает представлениям о преимущественном распространении региональных тектоно-вулканических процессов, активность которых возможно частично сохранилась в современную эпоху. Вместе с тем, развиваются также представления о наличии структур (зон спрединга), обусловленных проявлением процессов глобальной тектоники, что позволило бы считать Венеру более похожей в геологическом отношении на Землю.

С Землей, как наиболее изученной среди планет земной группы, естественно связаны основополагающие геологические концепции. В настоящее время большинство ученых придерживается точки зрения, согласно которой твердая оболочка Земли (литосфера) представляет собой совокупность подвижных блоков или плит размером от 2 тыс. до 6 тыс. км, динамика которых является поверхностным проявлением конвективных течений в недрах мантии.

На дне Мирового океана четко выражена глобальная система срединноокеанических хребтов с осевыми рифтовыми зонами растяжения, протянувшаяся на -64 тыс. км. Здесь на оси рифтовой зоны происходит постоянное наращивание новой океанической коры за счет выхода по разломам мантийного вещества. От оси рифта литосферные плиты, скользя по размягченному подстилающему слою (астеносфере), расходятся в стороны, т. е. происходит процесс спрединга, обусловленный процессами конвекции в мантии.

Крупнейшие разломы, рассекающие ложе океанов, а местами и континентов (так называемые трансформные разломы) являются результатом взаимодействия жестких краев литосферных плит при их движении по астеносфере. Этим же обусловлены сейсмические пояса на границах плит. Часть плит включает в себя современные материки — Северо-Американский, Евроазиатский и др., а другая часть является полностью океанической — плиты Тихоокеанская, Карибская, Наска и др.

В глубоководных океанических желобах, расположенных по периферии океанических бассейнов, происходит погружение жесткой океанической литосферы в мантию. Об этом свидетельствуют гипоцентры землетрясений, плоскость которых уходит наклонно под континент до глубины около 700 км.

Таким образом, в этих зонах — зонах субдукции — литосферные плиты сближаются, причем одна из плит уходит под другую. Более легкие выплавки и отдельные формы рельефа, не способные погрузиться в мантию, скапливаются, наращивая континенты. Вдоль границ сближения и поглощения плит широко развит вулканизм, примером которого является знаменитое «огненное кольцо» Тихого океана. К областям «наползания» океанических плит на континентальные относятся островные дуги. Характерными примерами в этом отношении являются цепочки островных дуг, окаймляющие северо-западную и западную часть Тихого океана — Алеутские, Курильские, Японские острова, шндонезийский архипелаг и др.

Особенностью континентальных зон земной коры является то, что реальные размеры материков больше их надводной части и включают в себя материковую отмель — шельф. Протяженность шельфовой зоны континентов составляет часто сотни километров в сторону океана, где

 

кратеров. Диапазон размеров кратеров охватывает несколько порядков от крупнейших многокольцевых бассейнов типа Моря Восточного до микрократеров, обнаруженных на образцах лунных пород, доставленных на Землю. На материках Луны имеются протяженные горные массивы. В основном это обрамление крупных депрессий в лунной коре. Например, это кольцо Кордильер вокруг Моря Восточного или Кавказ, Апеннины и Альпы вокруг Моря Дождей.

Океанические депрессии — лунные моря — занимают только 17% поверхности Луны и сосредоточены в основном на её видимой с Земли стороне. Предполагается, что моря — это крупные заполненные лавой ударные бассейны. Таковы Море Дождей (диаметр 1 200 км), Море Ясности (800 км), Море Кризисов (500 км) и др.

Тектонический рисунок поверхности Луны определяется системой радиально-кольцевых разломов, генетически связанных с крупными кратерами и бассейнами. К формам рельефа тектонической природы на Луне относятся прямолинейные и извилистые борозды, трещины и уступы, как, например, знаменитая Прямая Стена и Море Облаков.

Поверхности Марса, так же как и поверхностям Земли, Луны, Меркурия, свойственна отчетливо выраженная асимметрия в размещении основных формаций в коре — материковых участков и океанических депрессий с существенно различными чертами морфологии и гипсометрии.

Материковые участки коры Марса приподняты относительно условного нулевого уровня (сферы радиусом 3393, 4 км) на 3—4 км и занимают практически все южное полушарие. Преобладающей формой рельефа на материковых участках являются ударные кратеры, достигающие гигантских размеров, такие, например, как Скиапарелли (диаметр 400 км), Гюйгенс, Антониади и др. Большинство из них сильно эродированы экзогенными процессами. В континентальном полушарии Марса имеются две крупнейшие круговые депрессии — Аргир и Эллада, метеоритное происхождение которых наиболее вероятно.

Северное полушарие Марса отличается пониженным гипсометрическим уровнем и более ровной поверхностью, на которой встречается значительно меньше кратеров. Северный полярный регион занимает Северная равнина, отдельные участки которой на 3 км ниже среднего уровня. С юга в Великую Северную равнину вливаются равнины Аркадия, Ацидалийская, Утопия и более мелкие — Хрис, Амазония и др. Поверхность равнин сложена базальтовыми лавами, а морфология характеризуется в основном малыми формами — кратерами, валами, лавовыми уступами, эоловыми и криогенными  образованиями.

Граничные области между океаническими равнинами и материковым регионом обозначены глобальным уступом высотой до 2 км и системой разломов. В этой переходной зоне выделяются два гигантских купольных поднятия — фарс и да и Элизий. В пределах поднятия Фарси-да находятся крупнейшие на Марсе и в Солнечной системе вулканы — гора Олимп (высота 26 км), гора Арсия (25 км), гора Аскрейская (25 км) и гора Павлина (22 км). В районе вулканического поднятия Элизий выделяются вулканические горы меньших размеров — гора Элизий и гора Гекаты с высотами до 10 км.

В отличие от Земли (и вероятно, Венеры) на поверхности Марса не наблюдается явных признаков горизонтальных движений литосферных блоков, а значительные перепады в рельефе планетарного масштаба были, вероятно, обусловлены в основном вертикальными перемещениями участков коры планеты. Подобный механизм рельефообразования укла-

 

I процессами конвекции в мантии.

    Крупнейшие разломы, рассекающие ложе океанов, а местами и континентов (так называемые трансформные разломы) являются результатом взаимодействия жестких краев литосферных плит при их движении по астеносфере. Этим же обусловлены сейсмические пояса на границах плит. Часть плит включает в себя современные материки — Северо-Американский, Евроазиатский и др., а другая часть является полностью океанической — плиты Тихоокеанская,  Карибская,  Наска и др.

В глубоководных океанических желобах, расположенных по периферии океанических бассейнов, происходит погружение жесткой океанической литосферы в мантию. Об этом свидетельствуют гипоцентры землетрясений, плоскость которых уходит наклонно под континент до глубины около 700 км.

Таким образом, в этих зонах — зонах субдукции — литосферные плиты сближаются, причем одна из плит уходит под другую. Более легкие выплавки и отдельные формы рельефа, не способные погрузиться в мантию, скапливаются, наращивая континенты. Вдоль границ сближения и поглощения плит широко развит вулканизм, примером которого является знаменитое «огненное кольцо» Тихого океана. К областям «наползания» океанических плит на континентальные относятся островные дуги. Характерными примерами в этом отношении являются цепочки островных дуг, окаймляющие северо-западную и западную часть Тихого океана — Алеутские, Курильские, Японские острова, шндонезийский архипелаг и др.

Особенностью континентальных зон земной коры является то, что реальные размеры материков больше их надводной части и включают в себя материковую отмель — шельф. Протяженность шельфовой зоны континентов составляет часто сотни километров в сторону океана, где она резким перегибом отделяет материковую часть от- океанического ложа.

Как видим, границы литосферных плит, наряду с зонами наращивания и поглощения литосферы, являются главными элементами структуры земной поверхности. К ним приурочены наиболее контрастные формы современного рельефа, именно с ними связаны сейсмичность и преобладающая часть магматических проявлений. Тем самым движение и взаимодействие литосферных плит определяли в геологическом прошлом и определяют теперь формирование лика Земли.

Выше уже говорилось о том, что признаки спрединга отмечаются в ряде областей Венеры. Вместе с тем, важно подчеркнуть, что в отличие от Земли, на ее поверхности не наблюдается структур, подобных океаническим желрбам, ассоциируемых с зонами субдукции, что пока не позволяет дать ответ на вопрос, носили или носят процессы горизонтальных движений на Венере глобальный характер и в какой мере они подобны процессам тектоники литосферных плит на нашей планете.

Луна — один из крупнейших спутников в Солнечной системе. Раз

меры ее лишь примерно в 1,5 раза уступают размерам планеты Меркурий, а в морфологии поверхностных структур Луны и Меркурия наблюдаются общие черты. Благодаря значительной массе этапы тепловой

истории Луны, по-видимому, были схожи с типичными процессами для

планет земного типа, приведшими к дифференциации вещества ее недр

на оболочки и обусловившими аналогичные планетам закономерности

строения ее поверхности.   

Мегарельеф Луны обусловлен. ее рано завершившейся тепловой историей, он характеризуется распределением двух главных типов поверхности — «морей» и «материков» Большая часть лунной поверхности занята материковым щитом с ОЧВшЬ высокой плотностью ударных

 

гающие гигантских размеров, такие, например, как Скиапарелли (диаметр 400 км), Гюйгенс, Антониади и др. Большинство из них сильно эродированы экзогенными процессами. В континентальном полушарии Марса имеются две крупнейшие круговые депрессии — Аргир и Эллада, метеоритное происхождение которых наиболее вероятно.

Северное полушарие Марса отличается пониженным гипсометрическим уровнем и более ровной поверхностью, на которой встречается значительно меньше кратеров. Северный полярный регион занимает Северная равнина, отдельные участки которой на 3 км ниже среднего уровня. С юга в Великую Северную равнину вливаются равнины Аркадия, Ацидалийская, Утопия и более мелкие — Хрис, Амазония и др. Поверхность равнин сложена базальтовыми лавами, а морфология характеризуется в основном малыми формами — кратерами, валами, лавовыми уступами, эоловыми и криогенными образованиями.

Граничные области между океаническими равнинами и материковым регионом обозначены глобальным уступом высотой до 2 км и системой разломов. В этой переходной зоне выделяются два гигантских купольных поднятия — фарсида и Элизий. В пределах поднятия Фарси-да находятся крупнейшие на Марсе и в Солнечной системе вулканы — гора Олимп (высота 26 км), гора Арсия (25 км), гора Аскрейская (25 км) и гора Павлина (22 км). В районе вулканического поднятия Элизий выделяются вулканические горы меньших размеров — гора Элизий и гора Гекаты с высотами до 10 км.

В отличие от Земли (и вероятно, Венеры) на поверхности Марса не наблюдается явных признаков горизонтальных движений литосферных блоков, а значительные перепады в рельефе планетарного масштаба были, вероятно, обусловлены в основном вертикальными перемещениями участков коры планеты. Подобный механизм рельефообразования укладывается в известную концепцию фиксизма, которая активно разрабатывалась применительно к Земле в 40—60-е годы.

Свидетельствами тектонической активности Марса в прошлом являются рифтоподобные структуры и системы разломов, приуроченные к вулканическим сводовым поднятиям. Крупнейшая рифтоподобная структура Марса — система долин Маринера протяженностью более 4 000 км вблизи экваториальной полосы — рассекает восточную часть поднятия Фарсида. Меньшая по масштабам система долин Касей расчленяет поднятие Фарсида в северо-восточной части. На поверхности Марса имеются меандрирующие долины сухих русел рек и речных систем — возможных признаков флювиальных эрозионных процессов на планете в далеком прошлом.

Рельеф поверхности Фобоса стал одним из дополнительных аргументов в пользу представлений о преобладающей ударной природе кратеров на поверхности планет. Фобос — монолитное космическое тело, и, поскольку в его недрах никогда не происходили процессы, характерные для планет земной группы, рельеф поверхности этого спутника формировался исключительно под воздействием космогенных факторов. Поверхность Фобоса изобилует кратерами, крупнейший из которых — Стикни — имеет диаметр около 11 км, что составляет более трети поперечника спутника. Помимо ударных кратеров, на поверхности Фобоса наблюдаются еще три группы морфологических особенностей: прямолинейные депрессии, связанные, возможно, с образованием кратера Стикни, цепочки продолговатых и неправильной формы кратеров и, наконец, параллельные линейные желобочные структуры. Образование последних связывают с приливным воздействием Марса.

Представление о рельефе поверхности Деймоса дает карта-схема, помещенная в разделе XII.