NÉGYESI GÁBOR PORVIHAROK A MARSON
Bevezetés Az eolikus folyamatok meglétét már régóta tanulmányozzák a Marson. Ezek kezdetben távcsöves megfigyelések voltak, késıbb a technológia fejlıdésével megjelentek a különbözı őrszondák. Az elsı pontosabb adatokat a Mariner 9-es (1970-es évek) és a Viking őrszondák (1976-1981) győjtötték. A legsikeresebb programok a Mariner és a Vikingprogram, a Mars Global Surveyor, a Mars Pathfinder és a Mars Odyssey voltak. A Global Surveyor képeket készített vízmosásokról és törmelékfolyamokról, amelyek azt sugallják, hogy jelenleg is lehetnek folyékony vízforrások a bolygó felszínén, vagy annak közelében. A Mars Odyssey megállapította, hogy nagy mennyiségő vízjég lerakódás található az északi félteke 60°-os szélességén a marstalaj felsı három méterében. 2003-ban az ESA elindította a Mars Express őrszondát, amely a Mars Express Orbiterbıl és a Beagle 2 leszállóegységbıl állt. A Mars Express Orbiter a bolygó déli pólusán vízjég és szén-dioxid jég jelenlétét erısítette meg. Korábban a NASA mutatta ki jelenlétüket az északi pólusnál. A Beagle 2-vel való kapcsolatfelvételi kísérletek mindezidáig meghiúsultak. Ugyanebben az évben a NASA útjára indította a két marskutató jármővet: a Spiritet (MER-A) és az Opportunityt (MER-B). Az őrjármővek három hét eltéréssel sikeresen leszálltak, elindultak és részletes panorámaképet küldtek vissza. 2008-ban a Phoenix őrszonda szállt le sikeresen. A felszín összetételére vonatkozó adatokat (elsısorban a szemcsék méretérıl) a Viking leszállóegységek és a Mars Pathfinder győjtötték. További adatokat szolgáltattak a Viking Thermal Inertia Mapping (IRTM)1 eredményei a felszíni szemcsék méretmegoszlásáról. Napjainkban a planetáris adatszerzésben bekövetkezett fejlıdésnek köszönhetıen az őrszondák a különbözı planétákról egyre pontosabb adatokat küldenek a Földre. A mőholdfelvételek felbontása eléri az 1,5 méter/pixel pontosságot (Malin és Edgett 2001) és lehetıség van arra is, hogy nagy rendszerességgel felvételek készüljenek ugyanarról a területrıl. Lézeres magasságmérés segítségével elkészült a Mars domborzati térképe. (Zimbellman and Leshin, 1987). Ezek az adatok lehetıvé tették a Mars eolikus formakincsének elemzését. Program indult a homokmezık kiterjedésének térképezésére; lehetıség van a homokterületek fejlıdésére vonatkozó feltételezések „in situ” részletes vizsgálatára. Lehetıség van arra, hogy adatokat győjtsenek a különbözı dőne típusokról, azok szemcsenagyságáról és arról is, hogy ezek a dőnék napjainkban aktívak-e, vagy nincsenek mozgásban. A különbözı cirkulációs modellek segítségével meghatározhatóak az évtizedes, az évszakos vagy akár a napi szélirányok is. A Mars felszínének fizikai jellemzıi A Mars légköre sokkal ritkább a Földénél, a felszíni légnyomás annak mindössze 0,75%-a, 6-10 milibar. A CO2 évszakos fagyása/szublimációja miatt ez jelentısen változhat. A kis felszíni nyomás következtében a szén-dioxid -125 °C-on szénsavhó formájában kicsapódik. A víz csak 0 és +2 °C között folyékony halmazállapotú. 0 °C feletti hımérséklet 1
a tömegsőrőség, a hımérsékleti vezetıképesség és a fajhı négyzetgyöke
1. ábra a Mars topográfiai térképe
csak ritkán fordul elı, télen az 50. szélességi foktól délre jelentıs területeken csökken a hımérséklet a szén-dioxid fagyáspontja alá. Az ekkor kicsapódó szénsavhó nyáron elolvad (kivéve a déli pólust). Az átlagos hımérséklet alacsony, átlagosan - 60 ºC körül van (-140°C20°C között változik) , habár a felszíni és a légköri hımérséklet között a napi ingás igen nagy. Az alacsony hımérséklet alacsony abszolút nedvességtartalmat eredményez, (kevesebb mint 1%), habár víz és CO2 felhık alkalmanként megfigyelhetık és a felszíni fagy is jelen van a bolygón. Az atmoszféra 95%-a CO2, nyomokban felfedezhetı a nitrogén (2,7%), argon (1,6%), szén-monoxid (0,07%) és oxigén (0,13%) (Kieffer et al., 1992). A vékony atmoszféra eredményeként, a rövidhullámú UV sugarak könnyen elérik a felszínt, emiatt nincsenek szerves anyagok a felszínen. A hıelnyelést és a fény szóródását nagymértékben befolyásolja az atmoszférában változó mennyiségben elıforduló por. A globális porviharok nagy mennyiségő port juttatnak az atmoszférába, így annak homályossági tényezıje nagy.. A szélsebesség 1 és 10 m/s között változik, a legmagasabb mért érték 25 m/s volt (Arvidson et al., 1983). A marsi talajok 43%-ban szilíciumból, 18%-ban vas-oxidokból állnak, kisebb mennyiségben egyéb fém-oxidokat, valamint kén-oxidokat tartalmaznak. A Mars felszínének többsége az alacsony szélességeken bazaltos kızetbıl és homokból áll, amit eltérı vastagságú vöröses színő por borít, amely - bár hasonló szerkezető mint a homok, - nagyon gazdag vas (III)-oxidban (Bertelsen et all., 2004). A magasabb szélességeken és közel a pólusokhoz jég (víz és CO2) és por/homok réteges lerakódása figyelhetı meg. A Marson a dőnék anyagának átmérıje 0,4 – 0,6 mm között van. A porszemcsék átmérıje a Mars atmoszférájában átlagosan 0,003 mm körül van (Lemmon et al., 2004), habár ez a magassággal változik. Az atmoszférában elıforduló homokszemcsék tömegsőrőségére vonatkozóan jelenleg nincsenek adataink. Mind a számítógépes modellek (Kinch et al., 2006), mind pedig a kísérleti tapasztalatok (Madsen et al., 2003) azt mutatják, hogy az atmoszférikus por különbözı mérető szemcsék aggregátumaiból áll. A szélerózió folyamata a Marson A szemcsék mozgásához szükséges kritikus kezdısebesség a felszínközeli szelek által kifejtett nyíróerın alapszik. Habár meglehetısen kevés adat áll rendelkezésre a marsi szelek sebességére vonatkozóan, a Viking és a Pathfinder mérési eredményei (Schofield et al., 1999), valamint a globális cirkulációs modellek (GCMs; Habrele et al., 1999) azt mutatják, hogy a szelek ritkán lépik túl a por mozgásba lendítéséhez szükséges sebességet. (A Marson a kritikus kezdısebesség 5-10-szer nagyobb a Marson mint a Földön; Greeley et al., 1985). Ugyanakkor a lokálisan és globálisan megfigyelt porviharok azt mutatják, hogy a por a felszínrıl emelkedik a légkörbe. Ezt az ellentétet a Bagnold-féle dinamikus küszöbsebesség2 marsi körülmények közötti alkalmazása oldja föl. Ennek értelmében a Marson elsısorban akkor van lehetıség a finom frakciójú por levegıbe emelkedéséhez, ha a por közvetlenül egy homokmezı elıterében helyezkedik el, mert ilyenkor a becsapódó homokszemcsék levegıbe emelik a porszemcséket is (Greeley 2002). A homokszemcsék mozgásba lendülése a szemcsék közötti kisebb adhéziós kapcsolat miatt már kisebb szélsebességen megtörténik. Szélcsatornában végzett kísérletekkel megállapították (Greeley et al., 2000), hogy a por sima felszínrıl nehezen jut a légkörbe, kivéve akkor, ha a sík felszínt elszórtan kızetblokkok borítják, amelyek megnövelik a felszín érdességét. Az ilyen kiálló 2
a szaltációs pályájuk végén a felszínre becsapódó szemcsék átadják energiájukat az ott lévı szemcséknek és így ezeket mozgásba lendítik
kızetblokkokon lerakódott porra nagyobb sebességő szelek hatnak, másrészt pedig a kızetblokkok körül kialakult turbulencia súrlódási zónákat hoz létre, ahol a por a levegıbe kerül. A Viking Orbiter felvételein is jól látszódik, hogy porfelhık emelkednek a magasba az Arsia Mons lávával borított területérıl (Briggs et al., 1979). Mivel a Marson a porviharok utánpótlása meglehetısen limitált, emiatt ezek általában ciklikus körfolyamaton mennek keresztül, vagyis a por anyaga felemelkedik a felszínrıl, elszállítódik, lerakódik, majd a folyamat kezdıdik elölrıl ugyanezen anyag atmoszférába kerülésével. A Marsi nagy porviharok Az egész bolygót körbevevı porviharok egy vagy több lokális porvihar egyesülésével jönnek létre és nagy területeket több napon vagy akár hónapokon át elhomályosítanak. Emiatt az atmoszféra hımérsékleti szerkezete módosul és ennek következtében az atmoszférikus cirkuláció is megváltozik. A bolygót körbevevı porviharok nagy távolságokra elszállítják a port. A por területi újraosztályozódása és lerakódása megváltoztatja a felszín albedóját, szerkezetét és hımérsékleti tulajdonságát. A por szerkezetét tekintve magnetitbıl, montmorillonit és bazalt keverékébıl, mások szerint palagonitból áll (Clancy et al., 1995). Méret szerint a következıképpen lehet csoportosítani a porviharokat: a bolygót teljesen körbevevı viharok (globális porviharok), regionális viharok (a hosszuk 2000 kilométer és nem terjednek ki az egész bolygóra), helyi viharok (a kiterjedésük 2000 kilométer alatt van). A legtöbb globális porvihar akkor következik be a Marson, amikor az a legközelebb helyezkedik el a Naphoz (a déli félteke nyarán, az akkori napfordulókor). Ez a déli féltekén késı tavasszal, általában földrajzilag meghatározott helyekrıl emelkedik a por a magasba. Általában a viharok sárga színőek, de lehetnek vörösek illetve piszkosfehér színőek is és legkevesebb három hétig homályosítják el az atmoszférát. A jelentısebb porviharok három területrıl származnak (Zurek 1982, Martin, 1984):
a Hellas mélyedéstıl és a Noachis felföldtıl északkeletre elhelyezkedı síkságok a Claritas Fossae-tıl nyugatra, délre, és délkeletre elhelyezkedı síkságok valamint a Syrtis Majortól keletre elhelyezkedı alacsonyan fekvı Isidis Planitia területe
Mindhárom terület a szubtrópusi szélességeken helyezkedik el keletre nézı lejtıkkel ahol eltérı hımérsékleti különbségek alakulnak ki. A Viking Orbiter adatai szerint mindhárom területen jelentıs mennyiségő homok fordul elı, amely jó alapanyagot biztosít a porviharoknak. A déli félteke tavaszán lokális porviharok alakulnak ki a déli jégsapka környéki területek zónájában. Ezt a zónát a nagy hımérsékleti különbségek miatt létrejövı nagy sebességő (és ezáltal nagy energiájú) helyi és globális szelek jellemzik. Ezek a szelek (melyek sebességét az orográfiai különbségek tovább növelik), a magasba emelik a port, így helyi porviharok jönnek létre, amelyek néhány nap alatt kialakulnak és szétoszlanak. A diabatikus felmelegedés (mivel a porral telített levegı hıenergiát vesz fel, vagyis a felmelegedés nem hıcserementes) megnöveli az általános cirkulációt, amely ennek következtében fenntartja a helyi porviharokat kialakító feltételeket, ezáltal ezek szétterjednek és globális porviharokká egyesülnek. Az észak felé való áramlás is fokozódik a felsı légrétegekben és por az egyenlítı felé mozog. Amint a por felemelkedik az egyenlítıi keresztirányú szelek felszálló ágába, egyre gyorsabban terjed, mivel a szél sebessége a magassággal növekszik. A déli jégsapka visszahúzódása és a porviharok bekövetkezte között erıs a korreláció, ami egyrészt a hımérsékleti különbség miatt kialakult erıs szeleknek köszönhetı, valamint annak hogy a CO2 szublimációja során nagytömegő por kerül a légkörbe. Ennek oka pedig abban keresendı, hogy a pólusokon a CO2 és a por rétegeket alkotva helyezkedik el
Ezenkívül a kedvezı topográfiai akadályok, a felszín egyenetlensége teremt kedvezı lehetıséget a porviharok kialakulásának: a lejtık és a fennsíkok, amelyek megnövelik az atmoszférikus hıáramlást a különbözı felszíni szerkezető és magasságú területek között. A Marsi poláris jégsapkák és a fagymentes területek között a meteorológiai viszonyokat tekintve választóvonal található. A jégsapkák CO2-bıl állnak, miközben a fagymentes területek olyan porszemcsékbıl, amelyek elsısorban intermedier SiO2 kızetek származékai (Hanel et al., 1972). Ezek eltérı hımérséklete meridionális irányú szelet generál (Fernandez, 1995). A jelentısebb viharok három fázison mennek keresztül. Az elsı fázisban a porviharok fényes foltokként vagy magokként jelennek meg, mintegy 400 kilométer átmérıjőek. Ez a fázis körülbelül 5 napig tart. A por elıször jól meghatározható területekrıl áramlik fel, és ebben az állapotban nem terjed túl gyorsan. Ezek a helyi porfelhık (amelyek fényes pontokként látszanak a Földrıl készített felvételeken) a kezdeti fázisban lassan terjednek szét. A következı néhány napban új porfelhık alakulnak ki és legelsıként létrejött is egyre inkább kiterjed és elmozdul más területek felé, a körvonala szabálytalan. Másodlagos porviharok is kialakulhatnak. A globális porvihar elıször kelet-nyugati irányban terjed ki, majd észak déliben is (Martin, 1974). A minimális élettartamuk 3-4 hét, a regionális viharok pedig nem tartanak tovább két hétnél (Martin, 1984). A második fázis (amely 35-70 napig tart) az expanziós fázis, amikor is másodlagos magok keletkeznek az elsıdleges magok körül. Majd az egész bolygót körbeveszi a por és a topográfia szerepe ekkor már elhanyagolható. A legnagyobb viharok esetében az egész bolygó teljesen elhomályosul, és a porviharok magassága a több tíz kilométeres magasságot is elérheti. A porviharok hanyatlási szakasza azon területek növekvı hımérsékleti stabilitásának az eredménye, amelyek fölött a por a levegıbe emelkedik (Leovy és Zurek, 1979). A hanyatlási szakasz 50-75 marsi napig tart. A porviharok eltőnésében azok anyagának méretbeli, idıbeli és térbeli megoszlása játszik fontos szerepet (Murphy et al., 1990). Az utolsó fázis a porvihar hanyatlása. 20 nap után az atmoszféra telítıdik az 1-30 mikrométeres átmérıjő szemcsékkel (a porviharban felfelé áramló szemcsék mérete a magassággal csökken). Az 1 mikrométeres szemcsék az atmoszférából 130 nap alatt hullanak vissza a felszínre. A nagy porviharok érettségi állapotának befejezıdésével a kitisztulási fázis kezdıdik el. Az alsó atmoszféra kitisztulása gyorsan bekövetkezik, mivel a részecskék méretüket tekintve nagyok, emiatt nagy a kihullási sebességük. Ennek ellenére a homályosság nagy marad a kisebb szemcsék nagyobb magasságból való kihullása miatt. Giersach és Goody (1973) feltételezik, hogy a nagy porviharok a fennsíkokon keletkeznek a legnagyobb besugárzás idején, amikor a szélsebesség kicsi és az atmoszféra nem stabil, ennek következtében a feltételek ideálisak ahhoz hogy a nagy porviharok kiindulási alapját nyújtó portölcsérek nagy magasságokba emelkedjenek. (Sagan et al., 1971).
A porral telített levegı kibocsátó területét a napsugárzás melegíti fel. Ezután a levegı felfelé áramlik a mag belsejében, a magterületen kívül pedig örvénylı mozgást végez, hasonlóan a hurrikánok keletkezéséhez a Földön. A 2. ábrán látható a globális porviharok szerkezete: a porral telített levegı rotációs mozgást végzı centrumában az erıs szelek (amelyek a port szállítják) a központi mag felé fújnak, és a központban pedig a por felfelé a sztratoszféra felé áramlik. A tropopauza felett a por gyorsan szétterjed, kb. 20 nap alatt teljesen kitölti a sztratoszférát. Az ábra bemutatja azt is, hogy porvihar felfelé örvénylı mozgása milyen magasra mérető juttatja a különbözı szemcséket. Ha az atmoszféra telítıdik porral, a középsı oszlop elveszíti a felhajtóerıt. Ez addig tart amíg a 10 mikrométeres szemcsék visszahullanak a felszínre. Ennek idıtartama kb. tíz nap. 2. ábra A marsi porviharok szerkezete az érett fázisban( Gierasch és Goody után)
Pollack et al. (1979) egy másik lehetıséget vázolnak fel a globális porviharok keletkezésére. Öt széltípust neveznek meg amelyek a helyi porviharokat indukálhatják:
sarki szelek, amelyeket a fagyott és a nem fagyott területek közötti erıs hımérsékleti különbségek alakítanak ki a napi hımérsékletingadozás által létrehozott szelek a terepi szintkülönbségek miatt létrejött topográfiai szelek az éghajlati rendszerek által kialakított szélrendszerek (ciklonok, anticiklonok) a szélességi körök közötti hımérsékleti különbségek által generált évszakos szelek
Szerintük a szállított por módosíthatja a szeleket azáltal, hogy befolyásolja a szeleket kialakító hımérsékleti különbségeket és így hozzájárul a globális vihar növekedéséhez, vagyis felerısíti a már beindult folyamatot. A globális porviharok anyagának az egész bolygóról származnik és nem csak egy viszonylag kis területrıl, mintahogyan az a hurrikánok esetében történik. A Viking egységek leszállóhelyeinél oly módon észleltek porviharokat, hogy meghatározták az atmoszféra optikai mélységének fogalmát, ami az atmoszféra átlátszóságának a mérıszáma. A függıleges megvilágítottság, I1=I0e-τ, ahol I1 a fény intenzitása a felszínen, I0 a felsı-atmoszférába belépı fény intenzitása és a τ az optikai mélység.
A légkörbe a por gyorsabban jut be, mint ahogyan onnan kiülepszik. A levegıbe jutó por mennyisége az optikai mélység függvénye: m’=Dpρpτ/m ahol Dp a szemcseátmérı, és ρp a szemcse sőrőség. 1-es optikai mélységnél, 5 mikrométeres szemcseátmérınél , 3 g/cm3-es részecskesőrőségnél a levegıbe jutó por mennyisége 5*10-4-en g/cm2. A kiülepedés sebességét a gravitáció mértéke, a felszín feletti turbulencia valamint a H2O és a CO2 jég kondenzációja befolyásolja. Mivel, a CO2 évszakos lerakódása idején nagy tömegő por tartózkodik az atmoszférában az északi sarkon, ezért CO2-vel együtt a por is akkumulálódik, emiatt réteges szerkezet alakul ki. A lerakódás 100 000 éves periódusonként a déli sarkon is bekövetkezik, amikor a precesszió miatt a déli féltekén a tél napközelben következik be. Számítások szerint 30 méter vastag réteg rakódik le minden pólusváltáskor, vagyis mintegy 100 000 év alatt (Pollack et al., 1979). Helyi porviharok A lokális porviharok többsége a déli féltekén tavasszal és kor nyáron következik be, amikor a Mars napközelben van és az inszoláció a legnagyobb. A porviharok csaknem fele a déli sarkkör fagyott és fagymentes területeinek kontaktzónájában következik be (ahol nagyok a hımérsékleti különbségek), a másik fele pedig fıként a déli féltekén, ahol a topográfiai tényezık fontos szerepet játszanak. A porfelhık körülbelül 1 kilométerre emelkednek a felszín fölé. Ezeket a viharokat elsısorban a lejtıkrıl lerohanó szelek generálják. Ez megfigyelhetı a Tharsis területen és az Argyre medencében, valamint az egyenlítı környéki területek mély kanyonrendszerében is. Általánosságban a lokális viharok megjelenése véletlenszerő, ugyanakkor regionálisan elırejelzett lehet. Ezek ugyanis ritkán fordulnak elı olyan területeken ahol a beérkezett sugárzás nagy része visszaverıdik a légkörbe (vagyis az albedó értéke nagy).
Portölcsérek A Marson a por a portölcsérekben áramlik a felszínrıl az atmoszférába. Az általános formájuk oszlopos, kúp, tölcsér, de lehetnek szabálytalan formájúak is. A magasságuk négyszer-tízszer nagyobb mint a szélességük. A magasságuk 1-2.5 kilométer. A tölcsér alapja keskeny, a legszélesebb részük a tölcsér tetejének közelében van, ahol eléri az 1 kilométert. Leggyakrabban tavasszal és nyáron alakulnak ki, elsısorban a nappali órákban.
Felhasznált irodalom Arvidson, R.E., Guiness, E.A., Moore, H.j., Tillman, J., Wall, S.D. 1983. Three Mars years: viking lander 1 imaging observations. Science 222, pp. 463-468. Bertelsen, P., Goetz, W., Madsen, M.B., Kinch, K.M., Hviid, S.F., Knudsen,J.M., Gunnlaugsson, H.P., Merrison, J., Nornberg, P., Squyres, S.W., Bell,J.F., Herkenhoff, K.E., Gorevan, S., Yen, A.S.,Myrick, T., Klingelhofer, G.,Rieder, R., Gellert, R., 2004. Magnetic properties experiments on the Marsexploration rover spirit at Gusev crater. Science 305, pp. 827–829 Bourke, M.C., Edgett, K.S., Cantor, B.A. 2008. Recent Aeolian dune changes on Mars. Geomorphology 94, pp. 247-255. Briggs, G.A., Baum, W.A., Barnes, J. 1979. Viking orbiter imaging observations of dust in the martian atmosphere. Journal of Geophysical Research, 84, pp. 2795-2780. Clancy, R. T., Lee, S. W., Gladstone, G. R., McMillan, W. W., Rousch, T. 1995. A New Model for Mars Atmospheric Dust Based Upon Analysis of Ultraviolet Through Infrared Observations from Mariner 9, Viking, and Phobos. Journal of Geophysical Research 100, pp. 5251–5263. Edgett, K.S., Williams, R.M.E., Malin, M.C., Cantor, B.A., Thomas P.C. 2003. Mars landscape evolution: influence of stratigraphy on geomorphology in the north polar region. Geomorphology 52, pp. 289-297. Edgett, K.S., Malin, m.C. 2000. New views of Mars eolian activity, materials, and surface properties: three vignettes from the Mars global surveyor Mars orbital camera. Journal of Geophysical Research (Planets), 105, pp. 1623-1650. Fernández, W. 1995. Description of the Martian Polar Cap Breeze. Earth, Moon, and Planets 70, pp. 183–191. Gierasch, P.J., Goody, R.M. 1973. A model of a Martian great dust storm. Journal of the Atmospheric Sciences. 30, pp. 169-179. Greeley, R., Iversen, J.D. 1985. Wind as a Geological Process on Earth, Mars and Venus. Cambridge Planetary Science Series. Cambridge University Press, London, p. 333. Greeley, R., Wilson, G., Coquilla, R., White, B., Haberle, R. 2000. Windblown dust on Mars: laboratory simulations of flux as a function of surface roughness. Planetary and Space Science 48, pp. 1349-1355. Greeley, R.2002. Saltation impact as a means for raising dust on Mars. Planetary and Space Science 50, pp. 151-155. Hanel, R. A., Conrath, B. J., Hovis, W. A., Kunde, V. G., Lowman, P. D., Pearl, J. C., Prabhakara, C., and Schlachman, B. 1972. Infrared Spectroscopy Experiment on the Mariner 9 Mission: Preliminary Results, Science 175, pp. 305–308. Hartmann, W.K. 2005. Martian cratering 8: isochron refinement and the cronology of Mars. Icarus 174, pp. 294-320. Kieffer, H.H., Jakovsky, B.M., Snyder, C.W., Matthews, M.S. 1992. Mars. Space Science Series. Arizona Press, Tucson, p. 30. Kinch, K.M., Merrison, J.P., Gunnlaugsson, H.P., Bertelsen, P., Madsen, M.B.,Nørnberg, P., 2006. Preliminary analysis of the MER magnetic properties experiment using a computational fluid dynamics model. Planetary Space Scicience 54, pp. 28–44. Kuzmin, R.S., Greeley, R., Rafkin, S.C.R., Haberle, R. 2001. wind-related modification of some small impact ceaters on Mars. Icarus 153, pp. 61-70. Lemmon, M.T., Wolff, M.J., Smith, M.D., Clancy, R.T., Banfield, D., Landis, G.A., Ghosh, A., Smith, P.H., Spanovich, N., Whitney, B., Whelley, P.,Greeley, R., Thompson, S., Bell III, J.F., Squyres, S.W., 2004. Atmospheric imaging results from the Mars exploration rovers: Spirit and opportunity. Science 306, 1753–1756.
Leovy, C. B. and Zurek, R. W. 1979. Thermal Tides and Martian Dust Storms: Direct Evidence for Coupling, Journal of Geophysical Research 84, pp. 2956–2968. Madsen, M.B., Bertelsen, P., Goetz, W., Binau, C.S., Olsen, M., Folkmann, F.,Gunnlaugsson, H.P., Kinch, K.M., Knudsen, J.M., Merrison, J., Nørnberg,P., Squyres, S.W., Yen, A.S., Rademacher, J.D., Gorevan, S., Myrick, T.,Bartlett, P., 2003. The magnetic properties experiments on the Mars exploration rover mission. Journal of Geophysical Research 108 (E12). 8069. Malin, M.C., Edgett, K.S. 2001. The Mars global surveyor Mars orbiter camera: interplanetary cruise through primary mission. Journal of Geophysical Research (Planets) 106, pp. 23 459-23 570. Martin, L. J. 1974. The Major Martian Dust Storms of 1971 and 1973, Icarus 23, pp. 108– 115. Martin, L. J. 1984. Clearing the Martian Air: The Troubled History of Dust Storms. Icarus 57, pp. 317–321. Martin, L. J. and Zurek, R. W. 1993. An Analysis of the History of Dust Activity on Mars, Journal of Geophysical Research 98, pp. 3221–3246. Murphy, J. R., Toon, O. B., Haberle, R. M., and Pollack, J. B.1990. Numerical Simulations of the Decay of Martian Global Dust Storms. Journal of Geophysical Research 95, pp. 14,629– 14,648. Pollack, J.B., Colburn, D.D., Flasar, F.M., Kahn, R.,Carlston, C.E.,Pidek, D. 1979. Properties and effects of dust particles suspended int he Martian atmosphere. Journal of Geophysical Research. 84, pp. 2929-2945. Sagan, C.A. Veverka, J.,Gierasch, P. 1971. Observational consequences of martian wind erosion. Icarus. 15,pp. 253-278. Schofield, J.T., Barnes, J.R., Crisp, D., Haberle, R.M., Larsen,S., Magalhaes, J.A., Murphy, J.R., Seiff, A., Wilson, G., 1997. The Mars Pathfinder atmospheric structure investigation/meteorology( ASI/MET) experiment. Science 278, 1752–1758. Thomas, P. Present wind activity on Mars: relation to large latitudinally zoned sediment deposits. Journal of Geophisycal Research, 87, pp. 9999-10008. Tsoar, H., Greeley, r., Peterfreund, R.A. 1979. Mars: The North polar sand sea and related wind patterns. Journal of Geophysical Research, 84, pp. 8167-8180. Wilson, L., Head, W. 1994. Mars: Review and analysis of volcanic eruption theory and relationship to observed landforms. Review of Geophysics, 32, pp. 221-263. Zimbelman, J.R., Leshin, L.A. 1987. A geologic evaluation of thermal properties for the Elysium and Aeolis quadrangles of Mars. Journal of Geophysical Research (Planets) 92, pp. 588-596. Zurek, R. W. 1982. Martian Great Dust Storms: An Update. Icarus 50, pp. 288–310.
