Для Марса характерны крупные вулканические сооружения типа щитовых вулканов, вулканических куполов и провальных кальдер, что заметно отличает его от Луны и Меркурия. В то же время, так же как на Земле, Луне и Меркурии, на Марсе не менее широко развит площадной вулканизм.

Вулканы Марса поражают своими масштабами. Горы Олимп, Арсия, Павлина и Аскрийская (область Фарсида) достигают в основании многих сотен километров. Самый крупный вулкан на Марсе - гора Олимп - имеет поперечник около 600 км и поднимается над своим основанием на 27 км. Почти по всему периметру основания этого вулкана прослеживается уступ высотой в несколько километров, что отличает этот вулкан от других марсианских вулканов.

На Земле самый крупный щитовой вулкан - Мауна Лоа на Гавайских островах - имеет поперечник у основания до 200 км и высоту 9 км над дном океана. Таким образом, объем крупнейшего земного вулкана составляет всего около 10% объема горы Олимп. Вулканические горы Арсия, Павлина и Аскрийская несколько меньше Олимпа, но значительно больше Мауна Лоа.

Поверхность склонов щитовых вулканов Марса буквально изборождена радиальными системами лавовых потоков, каналов и гряд шириной в несколько километров и длиной в сотни километров. Морфология лавовых потоков вокруг вулканов области Фарсида указывает на низкие значения вязкости этих лав, что характерно для лав основного состава. Рассчитанные значения расхода лав, истекающих из марсианских вулканов (на примере горы Арсия), составляют 3,5·10¹¹ см³/с, а оценки вязкости лав дают значения от 3 - 5 до 60 пуаз. Эти значения вязкости ниже, чем для лав лунных морей, и гораздо ниже, чем для земных лав. Поэтому в условиях меньшей силы тяжести на Марсе такие «жидкие» лавы обычно обладают способностью «растекаться» на более дальние расстояния.

Кроме гигантских щитовых вулканов, на поверхности Марса есть и более скромные по размерам, но гораздо более многочисленные вулканические структуры - вулканические купола (см. рис. 4). Большая их часть расположена в области Фарсида. Как правило, их высота не превышает 8 км, а вершина часто осложнена многоярусными депрессиями типа кальдер. Самый крупный вулканический купол на Марсе находится в области Элизии - это купол Гекаты с поперечником около 200 км. Другие купола имеют поперечник в десятки километров. В отличие от крупных щитовых вулканов они характеризуются большей плотностью ударных кратеров на их поверхности и большей величиной отношения диаметра кальдеры к поперечнику купола. Это позволяет предположить, что по крайней мере часть куполов в области Фарсида представляет собой остатки более древних и крупных вулканических сооружений, которые были частично погребены под более поздними лавами. Данные о плотности кратеров на склонах крупнейших вулканов Марса предположительно указывают на очень молодой возраст данных структур: Олимп - (3 - 0,7)·10⁸, Арсия - (4 - 0,7) ·10⁸, Аскрийская - (4 - 0,4)·10⁸ и Павлина - (3 - 0,9)·10⁸ лет.

Эоловые образования.
Марс - это поистине царство Эола. На его поверхности обнаружены многочисленные признаки ветровой деятельности, выразившейся в формировании значительных по площади областей эоловой аккумуляции и дефляции. Эоловая аккумуляция на Марсе - это многочисленные дюны, обширные районы эоловых покровов и своеобразные эолово-гляциальные образования - слоистые отложения вокруг северной полярной шапки, характеристика которых более подробно будет дана дальше.

Формы эоловой аккумуляции, наблюдаемые на орбитальных снимках «Маринера-9» и «Викинга-1, -2», представлены большим разнообразием дюнных образований - барханоподобных, продольных, поперечных и диагональных дюн размером от сотен метров до 10 км. Поля этих дюн на снимках высокого разрешения (30 - 100 м) наблюдаются на всех широтах. Они, как правило, приурочены к днищам крупных кратеров и каньонов и к равнинам (рис.5). Например, в областях северных равнин (Аркадия и Утопия) на обширных пространствах в сотни квадратных километров наблюдаются образования, которые идентифицируются как дюнные формы. Крупные поля эоловой аккумуляции обнаружены в западной части области Фарсида (вблизи патеры Библиды, 2° с.ш., 124° з.д.). Они занимают по площади до 100 000 км² и состоят из ориентированных с востока на запад продольных дюн с симметричными склонами. Самые крупные из них имеют среднюю длину около 8 км, ширину 0,5 км при средней длине волны 1,4 км. Наблюдается определенное сходство этих дюнных полей с земными песчаными «морями» Восточной Сахары, Аравийского полуострова и центральных пустынь Австралии. Эоловые поля площадью в сотни квадратных километров (состоящие из дюн и барханоподобных форм) встречаются на днище долин Маринер.

Рис. 5. Формы эоловой аккумуляции в виде дюнного поля на дне кратера Проктор в южном полушарии Марса. Фото «Маринера-9»

Как показали снимки северной полярной области Марса, полярная шапка здесь окружена темным поясом эоловых «морей», представленных мегадюнами (аналогом являются мегадюны Сахары и Аравийского полуострова), поперечными дюнами и барханами, у части которых один край (рог) вытянут. Кроме того, на собственно ледяных поверхностях полярной шапки обнаружены уплощенные дюны с высоким альбедо. Они могут состоять преимущественно из снега с примесью пыли. Земной аналог этих дюн - снежно-песчаные дюны, распространенные в оазисах Антарктиды (Земля Виктории). Микроформы эоловой аккумуляции обнаружены на панорамных снимках в местах посадок «Викинг-1, -2» (см. рис. 1). Эти формы представлены песчаными дюнами с субпараллельными извилистыми гребнями (от нескольких метров до десятков сантиметров в поперечнике) и формами типа знаков ряби (поперечник - десятки сантиметров). Мощность таких дюнных полей на Марсе десятки - сотни метров.

Формы ветровой эрозии (дефляции) часто встречаются на Марсе в виде сильно «препарированных» кратерных форм и поверхностей материковых возвышенностей. Дефляционные поверхности часто представляют собой «гравированные» поверхности с линейными структурами или мелкоячеистыми образованиями. На снимках высокого разрешения (до 30 м) видно, что кратерный рельеф древней материковой возвышенности иногда эродирован почти до основания.

Таким образом, эоловые ландшафты распространены повсеместно на поверхностях различных геологических провинций Марса. Их мощность колеблется от нескольких метров в экваториальном районе до сотен метров в редних и полярных широтах. Однако в отдельных районах экваториальной зоны (на днищах каньонов и крупных кратеров) эти отложения могут быть более значительными по мощности. Увеличение площадей распространения и мощностей эоловых покровов в направлении к полярным областям Марса свидетельствует о существовании сезонной меридиональной циркуляции атмосферы, в результате которой продукты ветровой эрозии выносятся из экваториального пояса планеты к полюсам.

Флювиальные образования.
На Марсе обнаружены разнообразные типы долин, имеющие большое морфологическое сходство с долинами земных рек и свидетельствующие в пользу того, что когда-то, в геологическом прошлом, на поверхности планеты происходила флювиальная деятельность. Развитие одних долин, вероятно, связано с таянием мерзлоты, генезис других менее очевиден. К первому типу флювиальных образований отно-сятся крупнейшие долины эрозионного типа (Мангала, Маадим, Арес, Нергал и Касэй) - изолированные образования длиной 1000 - 2000 км и шириной от 100 - 150 до 20 - 50 км, не связанные с другими долинами и друг с другом (хотя все они находятся главным образом в древнейших сильно кратерированных местностях экваториальной и приэкваториальной зон). Мелкие дендритовидные и склоновые овражно-бороздчатые формы, длиной менее 150 км и шириной от 1 до 10 км, также имеют локальный характер распространения. Такая особенность распределения долин может быть объяснена тем, что источники воды находились скорее в верхних слоях коры планеты, чем в атмосфере. Недаром крупнейшие долины Марса берут начало из обширных депрессий .провального типа с хаотичным рельефом.

Крупнейшие долины (Мангала и Арес) имеют близкое сходство с долинными формами Земли, образованными в результате катастрофического стока больших масс воды. Происхождение их связывают с прорывом на поверхность воды из-за таяния подземных льдов в результате эндогенного разогрева. Многочисленные системы долин между Лунным плато и равниной Хриса (15° с.ш., 55° з.д.) и к югу от плато Солнца (43° ю.ш., 88° з.д.) также могли быть образованы за счет таяния подземного льда. Беря начало в этих районах, они спускаются в обширную депрессию равнины Хриса (рис. 6) и на более низкие уровни к югу от плато Солнца. Абсолютный возраст марсианских долин (оцененный по данным кратерной плотности) - от 3 до 0,1 млрд. лет. Этот возраст характеризует как время возникновения, так и длительность формирования долин.

Рис. 6. Древние русла долины Маджа и Моми, «дренирующие» поверхность между возвышенностью Лунное плато и депрессией равнины Хриса. Фото «Викинга-1»

Многочисленные извилистые борозды приурочены к древним кратерированным возвышенностям в приэкваториальных районах Марса. Ширина отдельных борозд обычно колеблется от 1 до 10 км, а длина от 50 до 100 км. Для извилистых борозд очень характерно наличие многочисленных «притоков» в их верховьях. Как правило, извилистые борозды «стекают» по радиусам с внешних склонов крупных древних кратеров и отдельных возвышенностей. По размерам и морфологическим чертам эти образования имеют близкое сходство с долинами земных рек. Верховья извилистых борозд иногда образуют такую частую сеть «притоков», что напоминаютдренажные системы на предгорных возвышенностях в аридных районах Земли. «Притоки» наблюдаются у более крупных долин, например в верховьях долины Нергал, где они образуют дендритовидную систему. Так как эти формы не проявляют заметной связи с вулканическими или мерзлотными образованиями, некоторые исследователи склонны считать их результатом дождевой эрозии в прошлые эпохи. Однако тот факт, что в межкратерном пространстве обнаруживаются черты площадного вулканизма, говорит скорее о том, что эти долинные формы не столько результат дождей, сколько локального таяния льда, содержащегося в мерзлых породах древней коры Марса.

Мерзлотные образования.
Большинство обнаруженных признаков проявления мерзлоты в рельефе Марса - результат нарушения криогенных толщ эндогенными и экзогенными процессами на разных этапах его геологической истории. Результаты геологического исследования Марса, проведенного по космическим снимкам, показывают, что начиная с ранних периодов (примерно 3,5 млрд. лет назад), наряду с интенсивной вулканической активностью лик планеты формировали и потоки воды. При извержении вулканов мерзлота временно разрушалась в различных районах планеты и вода эпизодически высвобождалась из криолитосферы на поверхность. А это, в свою очередь, приводило к развитию водной эрозии, следы которой прекрасно сохранились до настоящего времени в виде крупных и мелких долин и русел. Можно считать, что мерзлота на Марсе как планетарное явление сформировалась на ранних этапах его теологической истории. Об этом свидетельствуют не только постоянные полярные шапки, но и многие формы рельефа, подобные тем, которые формируются в зонах мерзлоты на Земле.

Для экваториальной зоны Марса характерны образования, связанные с крупномасштабным процессом разрушения криогенных толщ, - провально-просадочные формы рельефа, из которых берут начало крупнейшие на планете долины речного типа. В этой же зоне в пределах гигантских каньонов планеты - долин Маринер - широко распространены крупные оползни и подобные оврагам долины. Их возникновение скорее всего связано с разрушением мерзлых пород в бортах каньонов и вскрытием горизонтов подмерзлотных вод.

Многочисленные ветвящиеся долины распространены главным образом от 30° с.ш. до 40° ю.ш. в пределах древнейших участков планеты - на возвышенностях, покрытых огромным количеством кратеров. Образование некоторых из таких долин, по-видимому, было связано с неоднократной «разгрузкой» подмерзлотных вод при ко•лебаниях нижней границы мерзлых пород, вызванных изменениями температуры криолитосферы в результате многовековых колебаний климата. Кроме того, проявление водной эрозии в этой зоне было вызвано воздействием лавовых излияний и интрузий на мерзлые толщи.

В области от 30° ю.ш. до 47° с.ш. в отдельных районах обнаружены округлые котловины, подобные широко распространенным в Якутии, где они носят название аласов. Однако в отличие от Земли на Марсе аласоподобные котловины должны образовываться не за счет вытаивания подземных льдов, а в результате их испарения.

Наиболее выраженный зональный характер распространения имеют криогенные склоновые образования - обширные подсклоновые шлейфы протяженностью в десятки километров. Распространение этих форм рельефа строго ограничивается двумя широтными зонами: 30 - 50° с.ш. и 30 - 60° ю.ш. Изучение космических снимков этих районов убеждает нас в том, что в пределах указанных широт мерзлые породы залегают близко к поверхности. Поэтому, когда они «вскрываются» в стенках уступов, начинается интенсивное развитие криогенных склоновых процессов. Полигональные формы мерзлотного микрорельефа, обнаруженные в месте посадки «Викинга-2» (47° с.ш.), также подтверждают близость залегания мерзлых пород в этом районе к поверхности. Такого же рода структуры, широко распространенные на северных равнинах и около северной полярной шапки, имеют поразительное сходство с мерзлотными полигонами на Земле. Большой размер полигонов (до 20 км) можно объяснить разрушением более мелких и развитием крупных, что часто происходит в районах распространения мерзлоты на Земле.

В полярных областях Марса распространены мощные слоистые отложения. На «дальних» космических снимках они выглядят как вихреобразные образования, которые на крупномасштабных снимках разрешаются в систему уступов, террас и депрессий иногда причудливой формы (рис. 7). Отложения представляют собой слои льда, смешанного с тонкозернистым и лессоподобным материалом, слагающие остаточные полярные шапки планеты (мощность последних оценивается в несколько километров). Судя по температурному режиму полярных областей, в формировании остаточных («вечных») полярных шапок главную роль играет лед Н₂О. Инфракрасное картирование поверхности Марса показало, что в летний период температура северной полярной шапки не опускается ниже -70 °С. Это исключает возможность устойчивого существования (в этот период года) на шапках льда CO₂. Северная остаточная шапка Марса в настоящее время гораздо крупнее (около 1000 км в поперечнике) своего южного аналога (около 300 км), поскольку южное полушарие в летний период находится в перигелии, т. е. заметно ближе к Солнцу.

Рис. 7. Общий вид северной полярной шапки Марса, сложенной слоистыми отложениями из льда и пыли. Фото «Маринера-9»

Таким образом, полярные образования Марса представляют собой вместилище значительных запасов водяного льда. Количество H₂O в остаточных полярных шапках Марса ~ 10²¹ г, что на много порядков больше, чем в атмосфере. О широком развитии мерзлоты на Марсе свидетельствуют также описанные выше особенности морфологии выбросов из свежих марсианских кратеров. Часто эти выбросы очень похожи на земные селевые и солифлюкционные потоки, хотя их размеры значительно крупнее земных.

Взаимодействие лавовых излияний с мерзлыми породами на обширных площадях северных равнин Марса (в широтной зоне от 30 до 70° с.ш.) привело к интенсивному формированию термоэрозионных и термокарстовых образований в форме многочисленных столовых гор и гряд, так называемых слепых долин, котловин и бугристых поверхностей.

В итоге можно утверждать, что на Марсе, как и на Земле, действует фактор географической зональности, определивший главные особенности проявления мерзлоты в рельефе планеты. Особенности распределения криогенных образований служат убедительным свидетельством общепланетарного распространения мерзлоты на Марсе.