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Mars unter den terrestrischen Planeten die erdähnlichste. Der Dichotomie von nördlicher und südlicher Hemisphäre entspricht die Verteilung morphologischer Provinzen: Im Süden trifft man auf kraterreiche Hochländer, während der Norden von ausgedehnten kraterarmen Tiefebenen geprägt ist. Den jungen Tiefebenen sitzen die vulkanischen Erhebungen der Tharsis und Elysium Regionen auf. Nord- und Südpol haben permanente Eiskappen, die mit den Jahreszeiten zu- und abnehmen. Im Sommer erkennt man im Randbereich der Polkappen Schichtstufenlandschaften, eine Wechselfolge heller und dunkler Schichten, die sich z.T. über Hunderte von Kilometern verfolgen lassen. Inzwischen wurden über 90 geologische Oberflächeneinheiten auf dem Mars definiert, die stratigraphisch in das Noachian, Hesperian und Amazonian gegliedert werden. Die Becken Hellas, Argyre und Isidis sind drei große Multi-Ring-Strukturen, die auf Impaktereignisse zurückgeführt werden. Die Kraterformen auf dem Mars gleichen denen auf dem Mond. Deutlich unterschiedlich dagegen ist die Ausbildung von Auswurfablagerungen. Krater mit Durchmessern von 5–100 km besitzen Ejektadecken mit gelapptem Rand und Fließstrukturen (Rampartkrater). Sie können als Hinweise auf eine Permafrostschicht im Untergrund gedeutet werden. Mit zunehmender geographi- Antrag Schwerpunktprogramm ”Mars und die terrestrischen Planeten” scher Breite treten diese Fließstrukturen mit kleinerem Kraterdurchmesser auf. Dies ist ein deutlicher Hinweis darauf, dass die Grenze zum Permafrost zum Äquator hin an Tiefe zunimmt (Abb. 2). Die Kratergrößenverteilungen sind ähnlich wie generell im inneren Planetensystem und auf dem Mond (Ivanov und Neukum, 1994). Mit einer geeigneten Skalierung lassen sich daraus die Bildungsalter der Oberflächen und eine chronologische Abfolge der Ereignisse auf dem Mars ableiten (Neukum und Hiller, 1981). Die weite Verbreitung vulkanischer Formationen läßt auf eine lange und abwechslungsreiche vulkanische Aktivität schließen. Besonders auffällig sind die zahlreichen Schildvulkane Elysium Montes und Tharsis Montes sowie der 27 km hohe Olympus Mons (Abb. 1). Die Vulkane bestehen aus Tausenden einzelner Lavaflüsse, und in Analogie zur Erde nimmt man für ihre Bildung die Eruption flüssiger, basaltischer Laven an. Im Unterschied zur Erde jedoch sind die Dimensionen der Schildvulkane auf dem Mars immens. Vermutlich ist dafür neben der geringeren Schwerkraft ein über lange Zeit stationärer Hotspot-Vulkanismus verantwortlich. So begann z.B. der Vulkanismus der Tharsis-Vulkane und des Olympus Mons vor über 3 Ga und hielt bis in die jüngere Vergangenheit an. Neben den Zentralvulkanen gibt es ausgedehnte Lavaebenen, die vermutlich durch aus Spalten austretende Flutbasalte gebildet wurden. Anzeichen für Vulkanismus mit stärker explosivem Charakter finden sich z.B. bei Tyrrhena Patera, einem alten Vulkan des südlichen Hochlandes, und an den Flanken von Elysium Mons. Die Tektonik des Mars wird dominiert von Bruchstrukturen in Verbindung mit der ausgedehnten Tharsis-Aufwölbung. Sie sind radial zu ihr angeordnet und bilden auf Dehnung zurückgeführte Grabenbrüche. Im weiteren Umfeld der Aufwölbung dagegen gibt es durch Kompression erzeugte Runzelrücken ähnlich denen, die auf dem Mond auftreten. Eindeutige plattentektonische Strukturen sind nicht zu erkennen, allerdings wird über eine plattentektonische Phase in der frühen Geschichte des Mars spekuliert (z.B. Sleep 1994) Eine wesentliche Rolle bei der Gestaltung der Marsoberfläche kommt dem Wasser zu. Zwar kann es unter heutigen Bedingungen nicht mehr an der Oberfläche des Mars vorkommen, doch muss das Paläoklima seine Präsenz an der Oberfläche ermöglicht haben. Das gewaltige Cañon-System der Valles Marineris wurde intensiv unter dem Einfluss von Wasser modifiziert. Nach Osten zu gehen die Cañons in chaotisches Terrain über, dem Ursprungsgebiet vieler Ausflusstäler, die sich über Tausende von Kilometern bis in die nördlichen Tiefebenen erstrecken. Sie setzen völlig abrupt in voller Breite ein und besitzen kein Zuflusssystem. Es wird vermutet, dass sie durch große Flutereignisse entstan- 4 Abb. 1 Mola Höhenaufnahme der Oberfläche des Mars. Deutlich sind die Tharsisaufwölbung, die Tharsis Vulkane, das Valles Marineris, die Dichotomiegrenze zwischen nördlichem Tiefland und südlichem Hochland, die Elysium Vulkane und das Hellas Becken zu erkennen.
den sind, wenn Eis im Untergrund durch Impaktereignisse, Vulkanismus oder Erdbeben schlagartig aufgetaut wurde. Die größten Flutereignisse fanden vor ca. 4 bis 3 Ga statt, doch traten kleinere Ereignisse noch vor etwas mehr als 1 Ga auf (Neukum und Hiller, 1981; Marchenko et al., 1998). Im alten südlichen Hochland treten vernetzte Talsysteme auf. Neben den verschiedenen Talsystemen wurden zahlreiche lakustrine Ablagerungen wie im Krater Gusev beschrieben, und man nimmt an, dass die nördlichen Tiefebenen zeitweilig von einem Ozean bedeckt waren (z.B. Jöns, 1990). Wo sich dieses Wasser heute befin- Antrag Schwerpunktprogramm ”Mars und die terrestrischen Planeten” det, bzw. welches Schicksal die Hydrosphäre erlitten hat, ist eine der großen offenen Fragen. Ein beträchtlicher Teil der früheren Hydrosphäre könnte als Permafrost im Regolith stecken. Man darf davon ausgehen, dass die Oberfläche mit Regolith bedeckt ist, der ähnlich dem des Monds aufgebaut ist. Eingehende Untersuchung vermutlicher Permafrostgebiete, und insbesondere solcher, die auch gegenwärtig noch durch oberflächennahen Permafrost gekennzeichnet sind, können eine realistische Abschätzung der gespeicherten Wassermenge ergeben. Die Frage nach dem Schicksal der Hydrosphäre steht im engen Zusammenhang mit der Frage nach der Entstehung von Leben auf dem Mars. Die Wechselwirkung des Permafrostes mit der Marsatmosphäre hängt stark von der Porosität des Regoliths und der Porengröße ab. In mittleren Breiten kann die Tiefenlage des Permafrosts je nach lokalen Gegebenheiten und Eigenschaften des abdeckenden Regoliths mehrere Meter betragen (Abb. 2). Heute spielt Wind die entscheidende Rolle für die Veränderung der Oberfläche durch Erosion und Sedimentation. Auf Grund der geringen Dichte der Marsatmosphäre transportiert der Wind vor allem feinkörnigen Staub. Ausgedehnte Dünenfelder finden sich vor allem im zirkumpolaren Bereich und innerhalb von Kratern. Neue hochaufgelöste Bilder zeigen, dass Dünen auch am Boden der Talsysteme auftreten. Diese Bilder deuten darauf hin, dass auch heute noch Dünen bewegt werden. Der feinkörnige rötliche Staub ist über den gesamten Mars verbreitet und erschwert die Identifikation der Gesteinsminerale mit multispektraler Beobachtung. Das Reflexionsverhalten der Marsoberfläche wird von Fe 3+ dominiert, welches für die rötliche Farbe verantwortlich und auf Verwitterung zurückzuführen ist. Das Trägermineral von Fe 3+ wird allerdings noch diskutiert. Mögliche Kandidaten sind Eisenoxide wie Hämatit, Hydroxid und Smektit. Unterschiedliche Fe 3+ -Gehalte können auf primär unterschiedliche Oberflächengesteine oder auf unterschiedliche Verwitterungsgrade hinweisen. 1.1.3 Atmosphäre Abb. 2. Pol zu Pol Profil der Marsoberflächenschichten mit Angabe der 273 K Isotherme. Grundeis und Permafrost können dort im Gleichgewicht mit der Atmosphäre existieren, wo die Temperaturen unterhalb des Gefrierpunktes des atmosphärischen Wassers sind (ca. 198 K). In äquatornäheren Gebieten sind Grundeis und Permafrost möglich, wenn eine ausreichende Regolithschicht den Verlust in die Atmosphäre stark begrenzt oder verhindert (nach Squyres et al., 1992). Die Atmosphäre des Mars besteht heute hauptsächlich aus Kohlendioxid. Als Nebenbestandteile treten Stickstoff, Edelgase, Sauerstoff, Kohlenmonoxid, Wasserdampf, Ozon und Wasserstoff auf (Owen, 1992). Der Druck an der Oberfläche beträgt im Mittel weniger als 1/100 des Luftdrucks an der Erdoberfläche, unterliegt aber beträchtlichen Schwankungen, die einerseits durch lokale Höhenunterschiede bedingt sind, andererseits durch den jahreszeitlichen Kondensations- und Sublimationszyklus von CO2 an den Polkappen hervorgerufen werden (Hess et al., 1980). Der Druckzyklus wird hauptsächlich durch die südliche Polkappe bestimmt, da die Winter in der Südhemisphäre länger und kälter sind als in der Nordhemisphäre. Die jahreszeitlichen Bedingungen an den Polkappen und die Oberflächentemperatur bestimmen den Wasserdampfgehalt der Atmosphäre. Flüssiges Wasser, das es aufgrund geologischer Hinweise gegeben haben muss, kann unter den gegenwärtigen Bedingungen nicht existieren. Eis wird unmittelbar durch Sublimation in die Dampfphase übergehen. Die ausgedehnten Wolkensysteme, die häufig in der Marsatmosphäre auftreten, bestehen vermutlich aus CO2- und H2O-Eiskristallen. Aufgrund des niedrigen Atmosphärendrucks und wegen des ariden Klimas schwanken die Oberflächentemperaturen um bis zu 100°C im Laufe eines Tag-Nacht Zyklus. Die niedrigsten Temperaturen an der Marsoberfläche treten am jeweiligen Winterpol auf und liegen nahe am CO2 Kondensationspunkt (148 K bei einem Druck von 600 Pa). Die höchsten Oberflächentemperaturen von etwa 300 K findet man dagegen während des südlichen Sommers auf dem südlichen Wendekreis (Zurek et al., 1992). Der bodennahe vertikale Temperaturgradient ist jedoch sehr steil, so dass die Lufttemperatur ein bis zwei Meter über 5
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