Földrajzi Közlemények CXXIX. (LIV) kötet, 2005. 3-4. szám, 159-176. o.

A VÍZ ÉS A JÉG SZEREPE A MARSFELSZÍNFEJLŐDÉSÉBEN

SIK ANDRÁS l - KERESZTURI ÁKOS1 - HARGITAI HENRIK1,2

THE ROLE OF WATER AND ICEIN THE LANDSCAPE EVOLUTION OF MARS

Abstract

The surface of Mars shows great variety of water- and ice-related morphological structures.We used comparative planetology and GIS methods to analyse them, based on topographic dataand on images of Mars Global Surveyor spacecraft. The investigated fractal structure of valleyand channel systems, cross profiles, bed curves and possible paleodischarge values reveal signsof long tenn fluvial eros ion and possible paleodischarge-morphology connection. The detailedmorphological observations and morphometrical measurements of periglacial debris aprons onMars and comparison wi th terrestial counterparts, the rock glaciers examined in Turkey by fieldwork methods suggests that - in spite of different environments of the two planets - similarmechanisms play keyrole in the formation of these landforms. As a result authors propose thatutilization ofthese Martian water- and ice related landforms as sensitive paleoenvironment indi-cator can help to reconstruct past climatic conditons and surface evolution of Mars.

Bevezetés

Külső bolygó szomszédunk vizsgálata az űrkorszak kezdete óta új módszerekkel zaj-lik: távcsöves megfigyelések helyett automata űrszondák felvételei alapján. Az utóbbiévekben több keringőegység állt pályára a vörös bolygó körül, ill. több leszállóegységérte el sikeresen a felszínét, így megismerése minden korábbinál nagyobb léptekkel ha-lad előre. Mindezek eredményeként a Mars - amely a középkorban a tudomány számáramég csak egy fényes vörös pontot jelentett az égen - napjainkban már fóldtudományimódszerekkel tanulmányozható égitest.

Mivel a Marsról rendelkezésre álló adatok mennyisége rohamos ütemben nő, egyretöbbet tudunk a formakincset alakító folyamatok jelenlegi működéséről és a felszínmúltbeli fejlődéséről egyaránt. Időszerű tehát a fóldrajzi szemléletmód kiterjesztése errea bolygóra is, hogy a Földről szerzett tudáshoz hasonló módon csoportosíthassuk a vörösbolygóra vonatkozó ismeretanyagot - igazolva, hogy ma már a Mars felszíne is lehetizgalmas földrajzi vizsgálatok tárgya; sőt, a szélsőséges környezeti viszonyok miatt al-kalmas lehet olyan felszínalakító folyamatok tanulmányozására is, amelyek a Földönnem, vagy csak ritkán figyelhetők meg.

Kutatásaink középpontjában a víz áll, mivel rendkívül érzékenyen reagál a környezetitényezők változására, így folyékony, ill. szilárd halmazállapotban végzett munkája ideá-lis jelzője lehet a Mars felszínén a múltban lezajlott vagy jelenleg is zajló folyamatok-nak, a halmazállapot-változásai hoz kapcsolódó formák pedig a múltbeli éghajlati viszo-nyok rekonstruálása során használhatók.

l Doktorjelöltek, a Planetológiai Műhely tagjai, ELTE TTK Földrajz- és Földtudományi Intézet, 1117 Buda-pest, Pázmány Péter sétány Ile.

2ELTE TTK - MTA Kozmikus Anyagokat Vizsgáló Űrkutató Csoport, 1117 Budapest, Pázmány Péter sétányliA.

159

Módszertani alapok és adatforrások

A Naprendszer szilárd felszínű égitest jeivel a planetológia (magyarul bolygótudo-mány) foglalkozik, amely a földrajzi ismereteken kívül geofizikai, geokémiai, geológiai,meteorológiai, térképészeti és nem utolsósorban csillagászati szaktudást foglal magába.Napjainkban természetesen még egy különleges alapkutatás, ám a közeljövőben a ter-mészetföldrajz egyik legdinamikusabban fejlődő területévé válhat. Alapvető eleme azösszehasonlító planetológiai módszertan. Ennek központi gondolata, hogy egy távoliégitesten tapasztalt jelenség terepi tanulmányozását körültekintően kiválasztott földianalógiájának megfigyelése részben helyettesítheti, ill. kiegészítheti. A Földön felismertösszefliggések - a két környezet különbségeinek figyelembevételével - alkalmazhatók amásik égitesten is.

Az égitestek fejlődésével kapcsolatos vizsgálatokhoz olyan adatforrást célszerű hasz-nálni, amely nagy területről szolgáltat információkat, minél részletesebb térbeli és idő-beli felbontással. Ezeknek az elvárásoknak a bolygó körüli keringőegységek szinte glo-bális lefedettséget biztosító felvételei felelnek meg leginkább, míg a leszállóegységekeredményei sok esetben csak lokális terepi adatok, amelyek értelmezéséhez regionálisérvényű általános ismeretek is szükségesek. I 997-ben állt bolygó körüli pályára az utób-bi évek legsikeresebb marsi keringőegysége, az amerikai Mars Global Surveyor űrszon-da (röviden MGS). Tudományos műszerei között található egy letapogató elven működőoptikai kamera (Mars Orbiter Camera, röviden MOC), és egy lézeres magasságmérőberendezés (Mars Orbiter Laser Altimeter, röviden MOLA), amelyek mérési eredményeielérhetők nyilvános internetes adatbázisokban is. Az 500-900 nm közötti spektrális tar-tományban működő MOC maximális felbontása 1,4 m/pixel, egy felvétel átlagos széles-sége 3-5, hosszúsága pedig 25-35 km. Eddig összesen több mint 175 OOO nagy felbon-tású felvételt készített a Mars felszínéről. A MOLA térbeli felbontása kb. 300--400 m,fliggőleges pontossága viszont 30 cm. A lézeres magasságprofilok egyedi feldolgozásávalpontosabban értelmezhetők a MOC-felvételeken látható felszínformák, interpolációjukalapján pedig előállítható a bolygó kiválasztott területének digitális domborzatmodellje.

A kutatómunka során az űrfelvételek kezeléséhez és a térképkészítéshez Erdas Imagine,Idrisi, ill. NasaView, a domborzatmodellezéshez pedig Surfer szoftvereket használtunk.Az eredményül kapott számadatok hibája legfeljebb 20%.

A Mars fejlődéstörténete dióhéj ban

Az elmúlt évtizedek során csaknem 40 űreszköz indult a vörös bolygó felé, amelyektudományos eredményei alapján széles körben elfogadott kép alakult ki külső szomszé-dunk általános jellemvonásairól (1. táblázat) és múltbeli fejlődéséről. Eszerint a Marskrónikája - hasonlóan saját bolygónkéhoz - mintegy 4,6 milliárd évvel ezelőtt kezdődött(Noachiszi időszak). A földitől csak kissé eltérő összetétel ű kőzetbo!ygó rövid idő múlvarészlegesen újraolvadt, belső szerkezete differenciálódott, körülötte pedig - hasonlóan aFöld ősi légköréhez - redukáló jellegű atmoszféra alakult ki, egyrészt a radioaktív bom-lás és árapály-fűtés eredményeként beindult vulkáni tevékenység gáztermelése miatt,másrészt a felszínbe csapódó üstökösök anyagából, amelyek nagyrészt vízből álló illó-anyaga gázként a bolygó gravitációs terében maradt. A fokozatos lehűlés során a vízgőzlecsapódott, s megkezdődött a Mars nedves időszaka. Becslések szerint a vízmennyiségglobális rétegként eloszlatva több száz m vastagságú lehetett, a felszínen pedig aktív

160

1. táblázat - Table 1A Mars és a Föld összehasonlítása számokban

Comparison of Mars and Earth in numbers

Mars

Közepes naptávolság (millió km)Sziderikus keringési idő (földi nap)PályaexcentricitásPályahajlás az ekliptikához (0)Sziderikus forgási idő (h-rn-s)Forgástengely-ferdeség (0)Egyenlítői sugár (km)Felület (millió km-)LapultságTömeg (1024 kg)Sűrűség (g/ern")Szökési sebesség (km/s)Mágneses térerő a felszínen (gauss)HoldakNapállandó (W/m2)

Maximális felszíni hőmérséklet (oC)Minimális felszíni hőmérséklet (oC)Felszíni átlaghőmérséklet (oC)Átlagos légnyomás a O szinten (hPa)A víz forráspont ja (oC)A légkör összetétele (%) CO2

N2ArO2H20

227,9686,980,0934

1,8524-37-23

23,983393145

1/1560,6423,93

50,00064

Phobos, Deimos595+27-173-536, l+2952,71,60,4

0,006

Föld

149,6365,260,0167

O23-56--4

23,456378511

1/2985,9765,5211,20,31Hold1370+57,7-88,3+15

1013,25+1000,03780,921

0,4--4

vízkörforgás zajlott: a vízfolyások medreket mélyítettek, a kráterek belsejében tavak ala-kultak ki, az északi félteke mélyebb térségeit pedig egy feltételezett összefüggő víztö-meg, a Borealis-óceán borította.

Mintegy 3,5 milliárd évvel ezelőttre (Heszperiai időszak) azonban a kis mérete miattigyors hűlés következtében a belső aktivitás lecsökkent, ezért nem indul hattak be globálislemeztektonikai folyamatok, ill. az addig valószínűleg folyékony halmazállapotú külsőmag megszilárdult, így ha működött is korábban, ekkor leállt a "marsi dinamó", s a boly-gó elvesztette globális mágneses terét. Ettől kezdve a napszél töltött részecskéi hatéko-nyan erodál ták a légkört, amelynek mennyisége a kis bolygótömegből adódó alacsonyszökési sebesség miatt is fogyatkozott. Mindezek azonban csak másodlagos jelentőségűfolyamatok voltak a légkör hirtelen lezajlott elvesztése mellett. Ugyanis hatalmas mére-tű, a bolygókeletkezésből kimaradt testek csapódtak be a bolygók, így a Mars felszínébeis (ilyen becsapódások nyomait őrzi pl. a Hellas- és az Argyre-medence), s ezzel szinteelfújták az atmoszféra nagy részét a bolygóközi térbe (Baker, V. R. et al. 1992). A lég-nyomás tehát jelentősen lecsökkent, aminek hatására az üvegházhatás mérséklődött, s afelszín gyorsan hűlni kezdett, globális környezeti változást idézve elő. Intenzív tűzhá-

161

nyó-tevékenység és lemeztektonika hiányában a légkörből kifagyó vízjég nem olvadtújra, és gyengült a globális vízkörforgás. Ennek eredményeként lezárult a "víz idősza-ka" a Marson. Az alacsony nyomás miatt ugyanis a H20 folyékony állapotban már nemvolt stabil a felszínen (1. ábra), így a bolygón maradt vízkészlet kisebb részéből polárisjégsapkák képződtek, nagyobb mennyisége pedig belefagyott a felszínt borító több kilo-méter vastag .megaregolit'' pórusai ba (2. ábra), globális permafrosztréteget (krioszfé-rát) hozva létre (Squyres, S. Jv. et al. 1992).

10000

_1000

E 100-ra_ 10

ti)'raE 0,1

O>. 0,01

Z 0,001

0,0°C::150 -100 -50 0+50 +100 +150

Hőmérséklet (OC) Marsrajzi szélesség1. ábra. A HzO és a COZ fázisdiagramja, ill. lehetséges halmaz- 2. ábra. A marsi krioszféra szerkezete

állapotai a Mars és a Föld átlagos felszíni viszonyai közölt Figure 2. The structure of the Martian cryosphereFigure 1. The phase diagrams of HZO and COZ and their possiblephysical states in the average surf ace conditions of Mars and Earth

A marstörténet második felében (Amazoniszi időszak: kb. 2,7 milliárd évvel ezelőttőlnapjainkig) a felszín jelentős része periglaciális térségként értelmezhető, ahol a fagyos,szeles szikla- és kavicssivatagi tájkép már csak igen lassan változik, és a jéghez, ill. aszélhez kapcsolódó folyamatok határozzák meg a formakincs fejlődését.

A víz

A vízfolyásnyomok általános jellemzői

A Marson a víz múltbeli felszíni jelenlétét a geomorfológiai vizsgálatok, légköri izo-tóp-arányok és az éghajlati modelleken kívül az Opportunity rover terepi megfigyeléseiis bizonyítják (Squyres, S. Jv. et al. 2004). A víznek a bolygó felszínfejlődésében betöl-tött szerepe eróziós és akkumulációs képződmények alapján vizsgálható. Utóbbiak segí-tenek a víz egykori mennyiségének, eredetének és áramlási jellemzőinek becslésében,ami alapján az ősi éghajlat és környezet is közelíthető.

AMarson megfigyelhető vízfolyásnyomok három típusba sorolhatók (2. táblázat, 3.ábra):

hálózatos csatornák (runoff channels), amelyek elágazó rendszerét nagy területen le-hullott csapadék, vagy megolvadt jégből származó víz alakította ki (Carr, M. H.1981, 1986; Baker, V. R.-Partridge, J. B. 1986);áradásos csatornák (outflow channels), amelyek nagy kiterjedésű, felszabdalt, ún.káosz-területekből erednek, már induláskor elérik maximális szélességüket, morfoló-giájuk fonatos, vízmennyiségük felszíni vagy felszín alatti tározószerkezetekből hir-

162

3. ábra. Vizfolyásnyomok típusai aMarson. A-Scamander Vallis hálózatos csatorna (ész. 17°, nyh. 332°, rnértékléc> 10 km);B- Tiu Vallis áradásos csatorna (ész. ISo, nyh. 35°, mértékléc= 100 km);

C-lejtős "sárfolyások" egy kráter peremén (ész. 46,6°, nyh. 175,5°, mértékléc= I km)Figure 3. Water-carved channel types of Mars. A-Scamander Vallis runoffchannel (17°N, 332°W, scale bar = 10 km);

B- Tiu Vallis outflow channel (I SON, 35°W, scale bar= 100 km);C-gullíes on a erater slope (46.6°N, I 75.5°W, scale bar= I km)

telen szabadult fel, és rövid idő alatt, "katasztrofális" áradások formájában haladt afelszínen (Skinner J. A.-Tanaka K L. 2000; Komatsu, G.-Baker, V.R. 1997; Komarp. D. 1983);a legfrissebb vízfolyásnyomok közé (Miyamoto, H. et al. 2004) a lejtőkön megfigyel-hető eróziós árkok, vízmosások (gullies) és legyező formájú hordalékkúpjaik, valamintdomborzat nélküli albedó tartoznak. Az utóbbi csoportba sorolhatók be leginkábbazok a lefolyásnyomok is, amelyek a poláris térségek sötét dűnemezőin tavaszi idő-szakokban képződő foltokból indulnak ki (Horváth A. et al. 2005).

2. táblázat - Table 2A marsi vízfolyásnyomok típusainak jellemzői

Parameters of the Martian water-related landforms

HosszúságSzélességKor

1. típus

10-100 km100-2000 m

4,2-3,5 milliárd év

2. típus

100-1000 km10-50 km

3,8-1 milliárd év

3. típus

100-1000m

néhány millió év,sok helyen recens

A vízhálózat rajzolata, keresztszelvényei és esésgörbéi

A morfológiai rajzolat alapján a legtöbb esetben élesen elhatárolódnak a fenti vízfo-lyástípusok. A hálózatos csatornarendszerek sok egymásba kapcsolódó, egykori mellék-folyók által kialakított mélyedésből állnak. Forrásvidékeik olykor lejtőkön szétszórvahelyezkednek el, de van, ahol eredetük nem hozható kapcsolatba a topográfiával, ill.olyan jellegzetes felszínformával, ami a vízfolyást tápláló vizeket összegyűjthette volna.Gyakran hirtelen mélyedésként indulnak, vízhálózatuk általában fejletlen, a legkisebbcsatornákat vagy az erózió tüntette el, vagy eredetileg sem alakultak ki. Részben az utób-bi jelenség miatt sokak szerint nem hagyományos csapadékhullással keletkeztek, inkábbfelszíni jég olvadása során, pl. egy-egy nagy meteoritbecsapódás környezetében. Útvo-naluk - kicsit a földi meanderekre emlékeztetve - néhol kanyarog, bár a marsi formák

163

inkább bevágódó kanyarulatokra emlékeztetnek, amelyek a bolygónkon található alfölditársaikkal ellentétben valószínűleg nem vándoroltak el oldalirányban az üledékes síksá-gokon. A vízfolyásnyomok elvégződésénél csak az esetek mintegy felénél látni valami-lyen befogadó szerkezetet.

Az áradásos csatornáknál a morfológiai jegyeket nagy méretük miatt az erózió aligtudta átalakítani, ezért ma is látványos a rajzolatuk (4. ábra). AKasei, Salbatana és MajaVallis esetében a vizsgálatok alapján több - legalább 4, ill. 2 és szintén 2 - egykorivízszint morfológiai nyomát sikerült azonosítani (Kereszturi Á. 2000a). Ezek az egyko-ri partvonalakra emlékeztető képződmények a földi folyóteraszokra hasonlítanak, báreredetük biztos magyarázatához még nincs birtokunkban elég információ.

4. ábra. A Maja Vallis áradásos csatorna Chryse-sikságba torkolló, alsó szakasza. A-ürfelvétel;Bv-rnorfológiai interpretáció; Cv-becsapódásos kráterekben létrejött átmeneti krátertavak nyomai,

amelyeket áramló víz töltött ki, majd üledékrétegek rakódtak le belsejükbenFigure 4. Entrance of Maja Vallis at Chryse Planitia. A-orbiter image; B-morphological interpretation;

C-signs of ephemeral craterlakes with sedimentary infill formed during the flood

A marsi vízfolyásnyomokkal kapcsolatos egyik legnagyobb kérdés, hogy a csator-nákat milyen magasságig, ill. mélységig töltötte ki egykor az áramló folyadék. Utóbbimeghatározásában a terasz jellegű szerkezetek segíthetnek, azonban itt is nagy a bizony-talanság azzal kapcsolatban, mekkora volt a meder eróziós mélyítése az adott szint ke-letkezése után.

A vízfolyások esésgörbéi a Földön a vízáramlás jellemzőinek (tartósság, időtartam,mennyiség) és a terület domborzati, valamint kőzettani adottságainak (lejtés, eltérő ero-dálhatóságú kőzetek) kölcsönhatásaként alakulnak ki. A Xante-föld területén húzódó,kb. 380 km hosszúságú Bahram Vallis esetében ez a földi folyóknál gyakori, ún. normálesésgörbéhez hasonlít (5. ábra). Érdemes megfigyelni, hogy a csatorna aljzatának esés-görbéje konkáv, ellentétben a völgyperem topográfiai profiljával, mivel az utóbbi kon-vex alakú, a konkáv lefutást tehát a folyóvízi erózió hozta létre. Mindez szerkezeti leghomogén és könnyen erodálható alapkőzetre és/vagy tartós vízmozgásra utal, aminekvolt ideje az egyenetlenségeket kisimítani.

164

E vizszintes távolság (m) E-;;-200 2000 4000 o>-ro '~ -200~ -400ro roo> o>E-600 ro

E-600-800

ti-1000 -1000

-1200-1400

-1400

-1600 B -1800 C

távolság a forrástól (km)100 200 300

•• """oV •• ;.. ••• :

:.-; ..•.•. ....-. ..:.•...•...... '

5. ábra. Bahram Vall is. A-űrfelvétel; B-keresztszelvények;C-a csatorna aljzatának (fekete) és peremének (szürke) esésgörbéje

Figure 5. Bahram Vallis. A-orbital image; B-cross profiles;C-bed curve of channel (black dots) and the topographic curve of the surrounding surface (grey dots)

A vízhozam és az elszállított üledék mennyiségének becslése

A Marson a vízfolyásnyomokat a földihez hasonló hidraulikai folyamatok alakít ják,ezért érdemes a Földön ismert törvényszerűségeket a vörös bolygón is megvizsgálni.Ilyen pl. a medrek kanyarulati paramétere i és az egykori vízhozam közötti összefüggés(6, ábra). A részletes morfológiai elemzés alapján a Mars esetében is kimutatható a föl-dihez hasonló, de nem teljesen azonos összefüggés a kanyarulati paraméterek (sugár,hullámhossz, tágasság) és az egyes vízfolyásnyomok szélessége közt. Módszerünkbenabból az alapfeltevésből indultunk ki, hogy a kanyarulatok mérete elsősorban a maxi-mális vízhozamtól függ (Gábris Gy. 1995). A vízhozam becsléséhez a vízfolyásnyomokesését a MOLA domborzati adatok alapján határoztuk meg. Az eljárás jelentős mértékűbizonytalanságokat tartalmaz, mivel nem ismerjük eléggé a víz hidraulikus viselkedésétcsökkent gravitációjú térben, ill. mert mint említettük, bizonyos esetekben nehéz meg-becsülni, hogy az eredeti vízmennyiség milyen magasságig töltötte ki a mélyedést. A fel-színformák idős kora miatt ugyanis az egykori medrek vagy völgyek falát az erózió je-lentős mértékben átalakította (Kereszturi Á. 200 l).

A vízhozam becsléséhez a Manning-egyenletnek a Mars gyengébb gravitációs terűkörnyezetére módosított változatát alkalmaztuk Carr, M. H. 1979 nyomán. Az egykorivízhozamok maximális értéke a nagy áradásos csatornák esetében 106 mvs nagyságren-dű lehetett, bár ez igen bizonytalan becslés. A kisebb hálózatos csatornák esetében ez az

kanyarulat sugara (m)8000 ••

kanyarulat sugara (km) kanyarulat sugara (m)

160

2000

••• ~7.5 80~~O.02?8X+ 182• ••• 40 ••" :"-

1 2 3 4

B maximális vizhozam (106 m3/s) C

10'6000

120Chryse körüli csatornak

4000

10'Hellas körüli csatornák

10~ 104 10~

maximális vizhozam (m3/s)2000 6000 10000

maximális vizhozam (m3ts)A6. ábra. A kanyarulatok sugara (függőleges tengely) és a becsült maximális vízhozamok (vízszintes tengely)

közti kapcsolat. A-néhány hálózatos csatorna esetén; B-néhány nagy áradásos csatorna esetén;C-a két formacsoport együttes vizsgálata esetén, a Hellas-medence körüli csatornák kivételével

Figure 6. Connect ion between radius of curvatures and estimated maximal discharge values. A - for runoff channels;B-for large outflow channels; C-for ali channels, excluding the channels around Hellas Planitia

165

érték lOL104 m3/s között változott. A kapott vízhozamértékek és a kanyarulati paramé-terek közötti összefüggés korrelációs tényezője R = 0,487, azaz igen alacsony. Azonbanha kihagy juk a számításból a többi vízfolyásnyomtól morfológiájában is eltérő HelIas-medence peremi képződményeket, az összefüggés sokkal erősebb: R = 0,933. A HelIas-medence környékén egyéb jelek is arra utalnak, hogy az ott képződött vízfolyásnyomokspeciális típusba tartozhatnak: esés ük szokatlanul kicsi, ill. fonatos morfológia helyettegyetlen csatornaként haladnak végig útvonalukon - amely eltérésekre egyelőre nem ta-lálni pontos magyarázatot (Kereszturi Á. 2003). A keresztszelvények ismeretében megbe-csülhető a víz által erodált és elszállított regolitmennyiség térfogata is, amely a BahramVallis esetében 440-500 km ' körülinek adódott.

Nevezéktan, szakkifejezések és térképi ábrázolás

Más égitestek földrajzi neveiről- a leszállóegységek közvetlen környezetének kivéte-lével - a Nemzetközi Csillagászati Unió (lAU) dönt. A földrajzi nevek hivatalosan latinnyelvű köznévi tagjának kiválasztásakor minden esetben legkevésbé a genetikát tükröző,inkább leíró jellegű szavakat szerepeltetnek, mivel az elsődleges cél nem a pontos föld-tudományi besorolás (Kadmon, N. 2003). Ezért ezek a kifejezések sokszor különbözneka geográfusok és geológusok által használt szakkifejezésektől (Hargitai Hi-KereszturiÁ. 2002). A hálózatos és áradásos csatornák földrajzi neve ezért mindig vall is, azazvölgy. Ha egy "vízgyűjtőn" belül egymáshoz ténylegesen vagy lazán hálózatba kapcso-lódva több völgy is található, azt a többes számú valles szóval (völgyek, völgyrendszer)jelzik. Ilyen esetben egy adott völgyág meghatározása nem egyértelmű. Hasonló formák,de egyenesek és feltételezhetően tektonikus eredetűek a fossa (fossae, magyarul árok,barázda) elnevezésű képződmények is. Valószínűleg szintén tektonikus eredetű, de ké-sőbb áradásos vízi erózió formálta és - mindmáig - tömegmozgásos folyamatok is ala-kítják a legösszetettebb marsi "völgy", a Mariner-völgyrendszer szerkezetét.

A nagyfokú erodáltság miatt gyakran bizonytalan, hogya mélyedés milyen esetekbenfelel meg az egykori medernek, és mikor egy annál lényegesen nagyobb völgynek, ezért afent áttekintett vízfolyásnyom-osztályozás 1. és 2. típusaiba tartozó vízfolyásokra a csa-torna kifejezést célszerű használni a folyóvölgy helyett. Az angol szakkifejezések és a la-tin nevezéktan magyar fordítása - több más morfológiai szakkifejezéshez hasonlóan - nap-jainkban még nem teljesen tisztázott (Sebe K.-Kovács J.-Tóth Gc-Csiszár Cs. 2004).

A marsi vízfolyásnyomok térkép i ábrázolásával kapcsolatban több probléma is fel-merül: a legtöbb esetben csak azok szerepelnek, amelyek domborzatárnyékolásos, ill.topográfiai térképen is jól láthatók (Hargitai H 2004), a rövidebb vagy kevéssé mélyformákat pedig gyakran nem ábrázolják (lásd pl. Hartmann, w: K. 2003). Felmerül tehátaz igény a vízfolyásnyomok típus szerint elkülönülő globális térképezésére, amelyet vek-toros térképek készítésekor használhatnának a Mars felszínének ábrázolásakor (7. ábra).Akárcsak földi térképek esetén, szükség lehet a kiemelés és nagyítás módszerére, mivelelőfordulhat, hogy a vízfolyás adott méretarányban nem látszana annak ellenére, hogyatérség fontos képződménye (Hargitai Hi-Bérczi Sz. 2004). 2004-ben több, az ELTEhallgatói között végzett kérdőíves vizsgálat segítségével próbáltunk a nem szakemberekszámára is könnyen értelmezhető szimbólumokat találni a vízfolyásnyomok ábrá-zolására. Ennek alapján javasolt a szaggatott vöröses-sárgás vonal, amely a "kiszáradt-ság" állapotát tükrözi, ill. akiszélesedő áradásos csatornáknál az egységes színkitöltés.Utóbbi esetben kérdéses a forma elvégződésének meghatározása, ami számos esetben- pl. a Chryse-síkságra kifutó áradásos csatornák esetén, hasonlóan a futásukat a tengermélyén folytató földi folyóvölgyekhez - nem egyértelmű.

166

120~ '60~\y ;,00· !'Iyng,~!; I>O~S7(I"ág 2Hl~jhomokdul1 mezők}

ISO"

KoroljO\!

60'

Mllankovics

AMAZONIS-S[KSÁC

;10'

óVIKING-2

"'~~0!I~;1~~~;JY~gy

.;'I.Q~.

A MARS1:180 OOO OOO

MtLYStGEK ÉS MAGASSÁGOK~~~~~024681012141618~21~

: , I 300"K"

TÁVOLSÁGOK (AZ EGYENLíTON)

O~" ...~.~~~.".~km

".

4600 O szint feletti magasság

,1' Leszállási hely_._._.- Hálózatos csatornák------- Areoésos csatornák

A téli deres területekmaximális kiterjedése

A sarkokon a jégsapkákat nyári (leg-kisebb) méretük szarint ábrázoltuk

ÉSZAK1-S"::RKVIDÉK -18V"

DÉLI-SARKVIDÉK

Henqervetütet ill. poláris sztereografikus vetület, idefglenes fordltású magyar névanyaggal. DTM Forrás: Mars Global serveyor (MGS) Mars orener Laser A/limeter (MOLA) 1998-99Térkép: ELTE TTK Kozmikus Anyagokat Vizsgáló Ürxuíetó Csoport Planetológiai Köre - Mars Society magyar tagozat, 2001-2005. 5., javított, bővitett kiadás. http://planetotogia.elte.hu

7. ábra. A Mars térképe a vízfolyásnyomok feltüntetésével (szerk. Hargitai fl.)Figure 7. The map of Mars, showing the water-related channel-type land form s (ed. Hargitai, H.)

Ajég

Jégsapkák és periglaciális környezetük

A Mars megmaradt vízkészletének kisebb része a felszínen található, változó mennyi-ségű COTjéggel keverve: ez alkotja a poláris jégsapkák nyáron is megmaradó, állandórészét. Az északi jégsapka átmérője kb. 1200 km, becsült átlagvastagsága 1,3 km, leg-nagyobb magassága pedig 3 km lehet. Ezek alapján térfogata a grönlandi jégtakarófelével egyenlő. A déli poláris sapka átmérője mintegy harmada az északiénak, amineklehetséges magyarázata, hogy a Mars az északi félteke nyarán kerül naptávolba, így ahűvös nyár miatt az északi jégsapka lassabban olvadhat meg, mint a napközelben bekö-vetkező déli nyár alatt a déli jégsapka. Mindkét állandó jégsapka belül marad az adottfélteke 80. szélességi körén. Az állandó jégsapkák körül a téli évszakban mm-es vastag-ságú dérbevonat képződik, amely viszont akár a 50-60. szélességi körökig is kiterjedhet.Ennek COTjég anyaga a légkörből fagy ki, majd tavasszal visszaszublimál (1. ábra). Az

167

északi állandó jégsapka a Borealis-óceán feltételezett medencéjében helyezkedik el, s akörnyezetében található, több 10 km-es nagyságú maradvány-jégtestek arra utalnak,hogyamúltban nagyobb kiterjedésű lehetett. A déli állandó jégsapka sajátossága viszontaz, hogy nem pontosan ajelenlegi pólus felett helyezkedik el.

Ezek a megfigyelések a legegyszerűbben múltbeli éghajlat-ingadozások feltételezésé-veI magyarázhatók. Részletesen megvizsgálva az állandó jégsapkák azonos területérőlegy marsi év különbséggel készült felvételeket úgy tűnik, mintha a felszíni mélyedésekkiterjedése évről évre növekedne (8. ábra), amit feltehetőleg a falak szublimálás miattihátrálása idéz elő (Malin, M C. et al. 2001). Ez pedig arra utal, hogy jelenleg is lassúéghajlat-változás, méghozzá felmelegedés zajlik a Marson, ami - figyelembe véve a ke-ringési pálya elnyúltságát, a forgástengely-ferdeség ingadozását mérséklő nagy tömegűhold hiányát, ill. hogyabolygónak nincs az éghajlati rendszer ingadozásait kiegyenlítőkiterjedt óceánja - könnyen elképzelhető.

8. ábra. A déli poláris jégsapka formakincsének változása egy marsi év soránFigure 8. The morphological ch anges of the Southern Polar Icecap during one Martian year

A periglaciális területek legfontosabb jellemvonása a fagyott víz felszín alatti jelen-léte és időszakos megolvadása. Ilyen körülmények között jellegzetes formakincs jönlétre, amelynek részletes űrfelvételekről is könnyen felismerhető elemei a kőpoligonok,a kúszó törmeléksávok, ill. a legnagyobb kiterjedésű periglaciális formák, a sziklaglecs-cserek (Gábris Gy. 1991). A Mars Global Surveyor felvételein számos periglaciális for-macsoport azonosítható, amelyek alátámaszt ják, hogya bolygón maradt vízmennyiségnagyobb része valóban a felszíni regolitborítás pórusai ba záródott és globális perma-froszt-szerű réteget hozott létre (9. ábra), így pl.

számos helyen poligonális rajzolat figyelhető meg a felszínen, amely csak méreteibenkülönbözik egyes földi területek mintázatától (a marsi poligonok átmérője akár többkm is lehet, szemben a Földön ismert néhány száz méteres maximális értékekkel);a permafroszt közvetett bizonyítékaként értelmezhetők a marsi káosz-területek is,amelyek sakktáblaszerűen felszabdalt, blokkokra töredezett térszínek, s feltehetőleg aglobális lehűlést követően jöttek létre azokon a helyeken, ahol a valamilyen okbólmeggyengült permafroszt-réteg alól hatalmas mennyiségű víz tört a felszínre, árad á-sos csatornákat hozva létre (Squyres, S. w: et al. 1992);

- a krioszféra sajátos morfológiai következményei a lebenyes, vagy talapzatos kráterek(Iobate ejecta craters) is, amelyek körül - a kőzetanyagú égitesteken jellemző kido-

168

9. ábra. A periglaciális környezet jelei a Mars felszinén. A-poligonális mintázat;B - káosz-terület; C -lebenyes kráter

Figure 9. The signs ofperiglacial environment on the surface of Mars. A-polygonal texture;B-chaos region; C-Iobate ejecta erater

bott törmelékgyűrűk helyett - nyelvszerű folyási frontok, lebenyes szerkezetek látha-tók; ezeket minden bizonnyal a becsapódási hő hatására képlékeny állagúvá, esetlegsáros törmelékfolyássá olvadó jégtartalmú rétegek tömegmozgásos folyamatai hoztáklétre, amit két további megfigyelés is alátámaszt: egyrészt, hogy adott méretnél ki-sebb marsi kráterek körül nincsen lebenye s mintázat, mert a becsapódás mélységenem érte el a jeget tartalmazó rétegeket; másrészt pedig, hogyalebenyszerű felszíniszerkezetek nem települnek rá az útjukba eső magasabb térszínekre, hanem "körbe-folyják" azokat;a felszín alatti jégtestek létezésének további bizonyítékai a közepes szélességekenmegfigyelhető periglaciális törmeléklejtők, amelyek részletes morfológiai elemzésé-vei a következő alfejezet foglalkozik.

Periglaciális törmeléklejtők és földi analágiájuk; a sziklagleccserek

A Mars felszínének különleges formakincsü régiói a 35-55. szélességi fok közöttiövezetben található kimart területek (fretted terrain), amelyek alapvető jellemzője adomborzati "nyugtalanság", mivel ezek az I-2 km magasságú táblahegyekre és a köztükhúzódó, lapos aljzatú völgyekre elkülönülő térszínek fokozatos átmenetet képeznek abolygó két eltérő felszíntípusa, a fiatal északi mélyföldek és az idős déli felföldek forma-kincse között. Ezek a Mars legnagyobb reliefenergiájú, leginkább felszabdalt térségei.

A kimart területek szigetszerű táblahegyei körül, valamint meredek leszakadásai rnen-tén sajátos lejtőformák figyelhetők meg, amelyek sok helyen szinte teljesen körbevesz-nek, szoknyaként szegélyeznek egy-egy kiemelkedést (It). ábra). Ilyenkor pajzsszerű

~500 ni-10. ábra. Marsi kimart terület. A - táblahegyek és törmeléklejtők; B - leszakadás peremén húzódó törmeléklejtő

Figure 10. Martian fretted terrain. A - mesas and debris aprons; B - debris apron foIlowing a sleep vaIley rim

169

alakzatokként jelennek meg a táblahegy körül, máshol viszont meredek Ieszakadásokmentén húzódnak azok teljes, akár több 10 km-es hosszúságában. Gyakran pedig egyvölgy mindkét oldalán megtalálhatók, s ekkor középen összetalálkoznak, majd a völgyfutásával párhuzamos sávos mintázatot hoznak létre, hasonlóan egyes földi gleccserekfelszíni rajzolatához. E törmeléklejtők sajátos hossz-szelvénye szemléletesen rajzolódikki számos lézeres magasságprofiion (ll. ábra). A görbe jellegzetességei a törmeléklejtőta táblahegytől elválasztó éles töréspont, a lejtő domború, konvex lefutása, ill. hirtelenelvégződő homlokfrontja. Mindezek a törmeléklejtő belső szerkezetének plasztikusságátjelzik. A pontos magasságprofilokról emellett a lejtőformák méretei is leolvashatók:hosszúságuk gyakran 15-25 km, relatív magasságuk több száz méter, átlagos lejtésükpedig 1,5-3° (Sik A. 2003a). Szélességük nem mindig határozható meg pontosan, mertmeredek oldalsáncaik csak ritkán jelölhetők ki.

-3CXXl·250

M3100·500

-3aX)-750

-33D·1000

-3400

·1250-seco

·1500

·1750

·2000

·2250

·2500

·2750

-:3000

·3250

hosszúság: 11 kmmagasság: 450 m

lejtőszög: 2,30

(torzítás 1:27)

·3500 (torzítás 1:9)-3750

41.87109 41.99586 42.1275 4225318 4238886 4251445 4263997 42.77585

ll. ábra. Egy marsi periglaciális törmeléklejtő magasságprofiljaFigure l l, Altimetry profile of a Martian periglacial debris apron

A morfológiai elemzésre kiválasztott, törmeléklejtővel körülvett táblahegy - amelyrőlhárom nagy felbontású űrfelvétel is rendelkezésre áll - a déli féltekén helyezkedik el,középpontjának koordinátái dsz. 45° és nyh. 255°. A terület digitális domborzatmodell-jének elkészítése (Sik A. 2004) után ezek a nagy felbontású űrfelvételek pontosan rá-illeszthetők a háromdimenziós megjelenítésre (l2. ábra). Részletesen megvizsgálva azegyik felvételt, azonosítható a sziklaperem és a lejtő kezdete (l3/A. ábra), amelynek fel-színén lejtőirányú sávozott - feltehetőleg kúszó - törmeléksávok láthatók. Továbbha-ladva a lejtőn egy átmeneti terület jelenik meg, ahol a néhány tíz méteres nagyságúegységekre szabdalt, talán hatalmas sziklákkal borított durva felszín hirtelen egyenlete-sebb, mélyebb helyzetű térszínbe megy át, amelyből helyenként nagyobb kőzettestekemelkednek ki (l3/B. ábra). Az inflexiós ponthoz közeledve lejtőirányba domborodósáncok jelennek meg, eleinte igen rendszertelenül (l3/C. ábra), majd szabályosabbanegymáshoz rendeződve. A meredekség növekedésével pedig nagyobb méretű sáncok,párhuzamos futás ú íves szerkezetek láthatók (l3/D. ábra).

A periglaciális törmelék lejtők morfológiai elemzéséből eredő legizgalmasabb kérdésesetleges aktivitásukkal kapcsolatos. Kiválasztva egy olyan törmeléklejtőt, amelyről egy

170

D. sz. 43° 4000 mmagassági

torzítás1:10

-3000 m

D. sz. 46.5° f!..Ny. h. 257,50 Ny. h. 2520

M02..0441520 km

M02-04415 ;;.J&

M08-06624

cOm

20 kmD

12. ábra. Az elvégzett részletes elemzés területe. A-a környezet domborzati képe; B-átnézeti kép;C-a táblahegy É-i oldala és a nagy felbontású ürfelvételek domborzati helyzete;D-a táblahegy D-i oldala és a nagy felbontású ürfelvételek domborzati helyzete

Figure 12. Area ofour detailed analysis. A-the topography of surround ing region; B-context image;C - Northern view of the mesa and the topographic location of high resolution images;D - Southern view of the mesa and the topographic location of high resolution images

171

13. ábra. Az M02-04415 jelű nagy felbontású MOC-felvétel részletei (a részábrák betűjelölését I. a szövegben,domborzati elhelyezkedésűket a 12/8. ábrán)

Figure 13. Details ofhigh resolution MOC image no. M02-04415 (letter re ferences ofsubsets are in the text,topographic locations of subsets are on Figure 12/8)

172

marsi éven belül több alkalommal is készült nagy felbontású felvétel, vizsgálható a lejtőesetleges évszakos változása. Ám ezzel a módszerrel nem sikerült aktivitás nyomaitkimutatni a lejtőforma felszínén (Sik A. 200 l b).

Mindezek alapján úgy tűnik, hogy a vizsgált marsi lejtőformák legpontosabb földi ana-lógiái a sziklagleccserek, a periglaciális környezet törmeléklejtőből kialakuló, nagymé-retű alakzatai (Sik A. 2003b). Bár a sziklagleccserek meghatározása vitatott, általános-ságban úgy jellemezhetők, mint nyelvszerű, meredek homlok- és oldalsáncokkal határoltjégmagvú kőzettörmelék-összletek, amelyek felszínét íves barázdák tagolják (Székely A.1998). Hosszúságuk átlagosan egy-két km közötti, szélességük néhány száz m, vastag-ságuk pedig 10-100 m körüli, amellyel relatív magasságuk rendszerint összemérhető. Azaktív sziklagleccserek lassú mozgásban vannak, mert időszakosan megolvadó jégtartal-muk lehetővé teszi a kőzetösszlet lejtőirányú elmozdulását. A mozgásból származó fe-szültség alakítja ki a felszín egymással párhuzamos, néhány dm magas, lejtésiránybadomborodó íves "gerinceit" és "völgyeit". Az elmozdulásnak emellett fontos szerepevan a jellegzetesen meredek homlokfront kialakulásában ill. folyamatos megmaradásá-ban is, amelynek dőlése akár 40--45° -os is lehet. Vizsgálataink alapján (Sik A. 200 l b)Törökország magashegységeinek tanulmányozott sziklagleccserei sok szempontból ha-sonlítanak a marsi periglaciális törmeléklejtők formakincséhez (14. ábra).

A földi sziklagleccserek kutatásának egyik legfontosabb kérdése, hogy a környezetiváltozások milyen módon befolyásolják a különböző formaelemek, -módosulatok kiala-kulását. Amennyiben ezt sikerülne megérteni, ezek a periglaciális formák akár a közel-múltban zajlott klimatikus változások indikátoraiként is használhatók lennének (Giar-dino, J. R.--Schroeder, J. F.-Vitek, J. D. 1987). Lehetséges, hogy ezt a munkát hasznosismeretekkel egészítheti ki a marsi törmeléklejtők vizsgálata. Ugyanis ott - éppen azeltérő környezet, valamint egyes módosító tényezők hiánya miatt - talán leegyszerűsítvevizsgálhat juk a sziklagleccserek mechanizmusait, akár egy bolygónyi méretű laborató-riumban. Márpedig az összehasonlító planetológiának nem csak távoli égitestek megis-merése a célja, hanem az is, hogy a más bolygókon szerzett ismereteket alkalmazza aFöldre vonatkozóan, s ezáltal bolygónk még több titkát fejtse meg.

Összegzés

A vízfolyásnyomok morfológiai és morfometriai elemzése alapján úgy tűnik, hogyavizsgált marsi képződmények a folyékony víz számára kedvezőtlen mai éghajlat ellenérevalószínűleg vízáramlástól keletkeztek az egykor kedvezőbb éghajlati viszonyok között.A becsült múltbeli vízhozamok - mint az a formák méretei alapján várható - lényegesennagyobbnak adódtak, mint a jellemző földi értékek, néhány extrém kivételtől eltekintve(Baker, V. R. et al. 1974). A Marson a kanyarulati paraméterek és a becsült egykorivízhozamok között nincs olyan erős kapcsolat, mint a Földön, bár bizonyos esetekben jóa korreláció - az összefüggés valószínűleg árnyaltabb, ill. bonyolultabb, mint bolygón-kon. A vízáramlás időbeli tartósságának meghatározása nehéz feladat. A csatornák pere-mén látható egykori kanyarulatok nyoma a völgyben vándorló mederre utal, néhány eset-ben a fenékszintnek a földi normál esésgörbéhez hasonló lefutása is tartós vízáramlástjelez, bár a tartósság fizikai időtartama nehezen becsülhető. A csatornák keresztszelvé-nyeit az utólagos eróziós folyamatok erősen átalakították. Mindenesetre a Földön hasz-nált módszerek a marsi vízfolyásnyomok vizsgálata esetében is alkalmazhatók, bár néhajelentős eltérések mutatkoznak a bolygónkon megismertjellemzőkhöz képest, ami egye-di, a marsi környezet sajátosságaihoz igazított tényezők bevezetését teszi szükségessé.

173

14. ábra. Sziklagleccserek Törökországban. A - két hasonló forma között fejlődő íves alakú sziklagleccserek;B-meredek homlokfront; C-Iejtöirányba domborodó felszíni barázdák;

D-az íves alakú sziklagleccser hossz-szelvénye; E-magányosan fejlődő sziklagleccser;F -a magányosan fejlődö sziklagleccser morfológiai vázlata (Bugya É.-Nagy B. nyomán)

Figure 14. Rock glaciers in Turkey. A-curving rock glacier between two similar landforms; B-steep front;C-surface grooves rounding into slope dírection; O-Iongitudinal profile of the curving rock glacier;

E-single-evolving rock glacier; F-morphological sketch-map of the single-evolving rock glacier (based onÉ. Bugya-B. Nagy)

174

A két égitest periglaciális térségeinek összehasonlítása alapján úgy gondoljuk, hogyamarsi területek - sajátos típusként - beilleszthetők a földi periglaciális környezete k rend-szerébe. Sajátosságaik a -60 "C körüli évi középhőmérséklet, a minimális rnennyiségű ésdér jellegű csapadék, ill. a több száz méter vastag kőzettörmelék-borítás. Ennek alapjánlehetséges, hogyaföldihez nagyon hasonló folyamatok alakít ják a marsi periglaciálisterületek formakincsét, ám eltérő méretekben és intenzitással. Úgy tűnik, hogy míg aMarson ezek a folyamatok sok százmillió éve tartanak, rendkívül lassúak és nagyméretű,elnyúlt formákat hoznak létre (részben talán a földinél kisebb tömegvonzás miatt), addiga Földön csak a legutóbbi éghajlatváltozások után indultak be mai területeiken, i~engyorsan zajlanak, és viszonylag kis formák kapcsolódnak hozzájuk (Sik A. 200la). Igya Marson több ideje és fontosabb szerepe lehet különböző másodlagos folyamatoknak aformakincs alakításában.

A marsi periglaciális vizsgálatok szorosan kapcsolódnak apaleoklimatológiai kutatá-sokhoz, hiszen ha feltárnánk a periglaciális törmeléklejtőket létrehozó folyamatok mű-ködését, s meg tudnánk határozni aktivitásuk időszakát, az így szerzett információk hoz-zájárulhatnának a víz marsi történetének pontosabb megértéséhez, ill. a bolygó éghajlatimúltjának megismeréséhez egyaránt (Sik A. 2002). Ezért fontos feladat a lehetségesföldi analógiák további vizsgálata. Néhány év múlva célszerű lenne ismét elvégezni atörökországi sziklagleccserek állapotfelmérését, hogy meghatározhassuk a két vizsgálatközben zajlott változásokat, ill. feltárhassuk a hátterükben álló mechanizmusokat. To-vábbá, mivel bolygónkon leginkább az Antarktisz felszíni jégborítástól mentes oázis-régiói hasonlitanak a Mars környezeti viszonyaihoz, az ilyen területen végzett részleteshazai kutatómunka eredményei (Nagy Bi-Szalai Z. 2002) is igen jól hasznosíthatók aMars felszíni folyamatainak megértése során.

A Földön a klimatikus geomorfológia keretében kapcsolódnak össze az éghajlati jel-lemzők és a felszínformálás mechanizmusai. Hasznos lenne, ha a Marson ehhez hason-lóan sikerülne "klimatikus planetomorfológiai" törvényszerűségeket megállapítani, amisegíthetne a formakincsbe írt rejtjelekből kiolvasni a felszínfejlődés történetét.

Köszönetnyilvánítás

Jelen munka megszületésében nyújtott segítségükért köszönetet mondunk GábrisGyulának, Illés Erzsébetnek, Mari Lászlónak, Nagy Balázsnak, valamint a CollegiumBudapestnek, az ELTE Természetföldrajzi Tanszékének, a Magyar Csillagászati Egyesü-letnek és az MTA/ELTE TTK Kozmikus Anyagokat Vizsgáló Urkutató Csoport Planeto-lógiai Körének.

IRODALOM

Baker, V. Ri-Partridge, J. B. 1986: Small Martian vall ey s - Pristine and degraded morphology. - Journal ofGeophysical Research 91. pp. 3561-3572.

Baker, V. R. et al. 1992: Channels and valley networks. - ln: Kieffer, H. H. (szerk.): Mars. - University ofArizona Press, Tucson.

Baker, V. R. et al. 1974: Erosion by catastrophic floods on Mars and Earth. - Icarus 23. pp. 27--41.Carr, M H. 1979: Formation of Martian flood features by release of water from confined aquifers. - Journal

of Geophysical Research 84. pp. 2995-3007.Carr, M. H. 1981: The surface of Mars. - Yale University Press.Carr, M H. 1986: Mars - A water-rich planet? -lcarus 65. pp. 187-202.Gábris Gy. 1991: Éghajlati felszínalaktan I. Periglaciális geomorfológia. - Tankönyvkiadó, Budapest.

175

Gábris Gy. 1995: A paleohidrológiai kutatások újabb eredményei. - Földr. Ért. 44. pp. 101~109.Giardino, J. Ri-Schroeder; J. F.-Vitek, J. D. 1987: Rock glaciers. - Allen and Unwin, London.Hargitai H. 2004: Multilingual planetary maps for non-professional audience: visualization and nomenclature.

- INTERCARTO-l O, Vladivostok.Hargitai Hi-Bérczi Sz. 2004: Planetary science outreach: old methods, new packaging. education via DVD

and planetary maps. - International Astronautical Congress, Vancouver IAC-04-IAF-4.P4.Hargitai H.-Kereszturi Á. 2002: Javaslat magyar bolygótudományi szaknyelvi norma létrehozására. -

Geodézia és Kartográfia 54. 9. pp. 26-32.Hartmann, W. K 2003: A traveler's guide to Mars. - Workman, 330 p.Horváth A. et al. 2005: Annual change of Martian DDS-seepages. - 36. Lunar and Planetary Science Con-

ference, Houston, abstract 1128.lAU Gazetteer of Planetary Nomenclature. - http://planetarynames.wr.usgs.gov/preface.html.Kadmon, N. 2000: Toponymy. - Vantage Press, 37 p.Kereszturi Á. 2000: Ősi folyók aMarson. - Vízügyi Közl. 82. pp. 324~333.Kereszturi Á. 200 l: Analysis of the meanders of some runoff channels on Mars. - 32. Lunar and Planetary

Science Con ference, Houston, abstract 1177.Kereszturi Á. 2003: Paleodischarge estimation from morphometry for ancient Martian channels. - 6. Inter-

national Mars Con ference 3039.Komar, P. D. 1983: Shapes ofStreamlined Islands on Earth and Mars: Experiments and Analyses of the Mini-

mum-Drag Form. - Gelogy 11. pp. 651-654.Komatsu, G.-Baker, V. R. 1997: Paleohydrology and flood geomorphology of Ares Vall is. - Journal of Geo-

physical Research 102. pp. 4151-4160.Malin, M. C. et al. 2001: Observational evidence for an active surface reservoir of solid carbon dioxide on

Mars. - Science 294. pp. 2146-2148.MOC Image gallery. - http://www.msss.comMOLA On-line data sets. - http://pds-geosciences.wustl.edu/missions/mgs/mola.htmlMiyamoto, H. et al. 2004: Fluid dynamical irnplications of anastomosing slope streaks on Mars. ~ Journal of

Geophysical Research 109.Nagy Bi-Szatai z. 2002: Periglaciális lejtős tömegmozgások vizsgálata a King George-szigeten (Déli Shet-

land-szigetek., Nyugat-Antarktisz). - Földr. Ért. 51. l-2. pp. 73-94.Sebe K.-Kovács J.-Tóth Gc-Csiszár Cs. 2004: Angol-magyar geomorfológiai szótár. - Pécs- Szombathely,

236 p.Sik A. 200 Ia: Kozrnikus környezetünk földrajza. - CD-ROM. Magyar Földrajzi Konferencia, Szeged.Sik A. 200 Ib: Comparative study of periglacial mass movements on Mars and Earth. - 32. Lunar and Planetary

Science Conference, Houston, abstract 1762.Sik A. 2002: Periglacial landforms on Mars as evidence of undersurface ice. - II. Ür- Világkongresszus, Hous-

ton, abstract COSPAR B0.4-C3.4-0030-02.Sik A. 2003a: Jelenkori felszínfejlődés aMarson. - Diplomamunka. ELTE TTK Termeszetföldrajzi Tanszék.Sik A. 2003b: Comparative morphology of Martian debris aprons and terrestrial rock glaciers. - Proceedings

of the 3. European Workshop on Exo-Astrobiology, Madrid.Sik A. 2004: Periglaciális törmeléklejtők vizsgálata digitális domborzatmodellek alapján - aMarson. - CD-

ROM. Magyar Földrajzi Konferencia, Szeged.Skinner, J. As-Tanaka, K L. 2000: Southern Chryse outflow channels, Mars: origin of reversed channel gra-

dients and chaotic depressions. - XXX. Lunar and Planetary Science Con ference, Houston, Abstract 2076.Squyres, S. W. et al. 1992: lce in the Martian regolith, p. 523-554. -ln: Kieffer, H. H. (szerk.): Mars. - Uni-

versity of Arizona Press, Tucson.Squyres, S. W. et al. 2004: In situ evidence for an ancient aqueuos environment at Meridiani Planum, Mars. -

Science, 306. pp. 1709-1712.Székely A. 1998: A periglaciális felszín formálás. - In: Borsy Z. (szerk.): Általános természetföldrajz. Nemzeti

Tankönyvkiadó, Budapest, pp. 356-421.

176