Гравитация Марса

Гравитационная сила, оказываемая планетой Марс

Гравитация Земли , Марса и Луны на высоте

Гравитация Марса — это естественное явление, обусловленное законом всемирного тяготения , или гравитации, по которому все предметы с массой вокруг планеты Марс притягиваются к ней. Она слабее гравитации Земли из-за меньшей массы планеты. Среднее ускорение свободного падения на Марсе составляет 3,72076 м/с ² (около 38% от ускорения силы тяжести Земли ) и оно меняется. ^[1]

В целом, топографически контролируемая изостазия приводит к коротковолновым аномалиям гравитации в свободном воздухе . ^[2] В то же время, конвективный поток и конечная прочность мантии приводят к длинноволновым аномалиям гравитации в свободном воздухе планетарного масштаба по всей планете. ^{[3] [4]} Изменение толщины земной коры, магматическая и вулканическая активность, поднятие Мохоровичича , вызванное ударом , сезонные изменения полярных ледяных шапок, изменение массы атмосферы и изменение пористости земной коры также могут коррелировать с латеральными изменениями. ^{[5] [6] [7] [8] [9]}

На протяжении многих лет были созданы модели, состоящие из увеличивающегося, но ограниченного числа сферических гармоник . Созданные карты включали аномалию гравитации в свободном воздухе , аномалию гравитации Буге и толщину земной коры. В некоторых областях Марса существует корреляция между аномалиями гравитации и топографией. Учитывая известную топографию, можно сделать вывод о поле гравитации с более высоким разрешением. Приливную деформацию Марса Солнцем или Фобосом можно измерить по его гравитации. Это показывает, насколько жестки внутренние части, и показывает, что ядро ​​частично жидкое. Таким образом, изучение поверхностной гравитации Марса может дать информацию о различных особенностях и предоставить полезную информацию для будущих посадок на Марс .

Измерение

Вращающаяся сферическая гармоника, с для вертикали и для горизонтали. Для марсианских C ₂₀ и C ₃₀ они меняются со временем из-за сезонных колебаний массы полярных ледяных шапок через годовой цикл сублимации-конденсации углекислого газа. ${\displaystyle \ell =0{\text{ to }}4}$ ${\displaystyle m=0{\text{ to }}4}$

Чтобы понять гравитацию Марса, часто измеряют его гравитационное поле g и гравитационный потенциал U. Проще говоря, если предположить, что Марс является статическим идеально сферическим телом радиуса R _M , при условии, что вокруг Марса по круговой орбите вращается только один спутник, и такое гравитационное взаимодействие является единственной силой, действующей в системе, уравнение будет иметь вид

${\displaystyle {\frac {GMm}{r^{2}}}=mr\omega ^{2},}$

где G — универсальная постоянная тяготения (обычно принимается равной G = 6,674 × 10−11 ^м3 кг ^{− 1} с ⁻² ), ^[10] M — масса Марса (последнее обновленное значение: 6,41693 × 1023 ^кг ), ^[11] m — масса спутника, r — расстояние между Марсом и спутником, а — угловая скорость спутника, которая также эквивалентна ( T — период обращения спутника). ${\displaystyle \omega }$ ${\displaystyle {\frac {2\pi }{T}}}$

Следовательно, , где R _M — радиус Марса. При правильном измерении r , T , и R _M — это получаемые с Земли параметры. ${\displaystyle g={\frac {GM}{R_{M}^{2}}}={\frac {r^{3}\omega ^{2}}{R_{M}^{2}}}={\frac {4r^{3}\pi ^{2}}{T^{2}R_{M}^{2}}}}$

Однако, поскольку Марс является обычным, несферическим планетарным телом и подвержен влиянию сложных геологических процессов, более точно гравитационный потенциал описывается сферическими гармоническими функциями , следуя соглашениям в геодезии; см. Модель геопотенциала .

${\displaystyle U(r,\lambda ,\psi )=-{\frac {GM}{r}}\left(1+\sum _{\ell =2}^{\ell =L}\left({\frac {R}{r}}\right)^{\ell }\left(C_{\ell 0}P_{\ell }^{0}(\sin \psi )+\sum _{m=1}^{+\ell }(C_{\ell m}\cos m\lambda +S_{\ell m}\sin m\lambda )P_{\ell }^{m}(\sin \psi )\right)\right),}$^[12]

где — сферические координаты контрольной точки. ^[12] — долгота, — широта. и — безразмерные гармонические коэффициенты степени и порядка . ^[12] — полином Лежандра степени с , — связанный полином Лежандра с . Они используются для описания решений уравнения Лапласа . ^[12] — средний радиус планеты. ^[12] Коэффициент иногда записывается как . ${\displaystyle r,\psi ,\lambda }$ ${\displaystyle \lambda }$ ${\displaystyle \psi }$ ${\displaystyle C_{\ell m}}$ ${\displaystyle S_{\ell m}}$ ${\displaystyle l}$ ${\displaystyle m}$ ${\displaystyle P_{\ell }^{m}}$ ${\displaystyle l}$ ${\displaystyle m=0}$ ${\displaystyle m>0}$ ${\displaystyle R}$ ${\displaystyle C_{\ell 0}}$ ${\displaystyle J_{n}}$

1. Чем ниже степень и порядок , тем большую длину волны аномалии она представляет. В свою очередь, длинноволновая гравитационная аномалия находится под влиянием глобальных геофизических структур. ${\displaystyle \ell }$ ${\displaystyle m}$
2. Чем выше степень и порядок , тем короче длина волны аномалии, которую она представляет. Для степени более 50 было показано, что эти изменения имеют высокую корреляцию с топографией. ^[13] Геофизическая интерпретация особенностей поверхности может дополнительно помочь получить более полную картину марсианского гравитационного поля, хотя могут быть получены вводящие в заблуждение результаты. ^[13] ${\displaystyle \ell }$ ${\displaystyle m}$

Самый старый метод определения гравитации Марса — это наблюдение с Земли. Позже, с появлением беспилотных космических аппаратов, последующие модели гравитации были разработаны на основе данных радиослежения.

Ученые измеряли возмущения различных космических аппаратов с помощью методов Доплера и отслеживания дальности для разработки различных гравитационных моделей с момента первого прибытия беспилотного космического зонда Mariner 9 в 1971 году. (Источник: Студия научной визуализации NASA)

Наземные наблюдения

До прибытия на Марс космических аппаратов Mariner 9 и Viking для определения свойств марсианского гравитационного поля была доступна только оценка марсианской гравитационной постоянной GM, т. е. универсальной гравитационной постоянной , умноженной на массу Марса. ^[14] GM можно было получить путем наблюдений за движениями естественных спутников Марса ( Фобос и Деймос ) и пролетов космических аппаратов мимо Марса ( Mariner 4 и Mariner 6 ). ^[14]

Долгосрочные наземные наблюдения за движениями Фобоса и Деймоса предоставляют физические параметры, включая большую полуось , эксцентриситет , угол наклона к плоскости Лапласа и т. д. ^[15], которые позволяют рассчитать отношение массы Солнца к массе Марса, момент инерции и коэффициент гравитационного потенциала Марса, а также дают первоначальные оценки гравитационного поля Марса. ^[15]

Выведено из данных радиослежения

Трехсторонний допплер с разделенными передатчиком и приемником сигнала

Точное отслеживание космического корабля имеет первостепенное значение для точного моделирования гравитации, поскольку гравитационные модели разрабатываются на основе наблюдения за крошечными возмущениями космического корабля, т. е. небольшими изменениями скорости и высоты. Отслеживание осуществляется в основном антеннами Deep Space Network (DSN) с применением одностороннего, двухстороннего и трехстороннего доплеровского и дальнего отслеживания. ^[16] Одностороннее отслеживание означает, что данные передаются одним способом в DSN с космического корабля, в то время как двухстороннее и трехстороннее подразумевают передачу сигналов с Земли на космический корабль (восходящая линия связи), а затем когерентно транспонируются обратно на Землю (нисходящая линия связи). ^[16] Разница между двухсторонним и трехсторонним отслеживанием заключается в том, что в первом случае передатчик и приемник сигнала находятся на Земле, а во втором передатчик и приемник находятся в разных местах на Земле. ^[16] Использование этих трех типов данных отслеживания улучшает покрытие и качество данных, поскольку один может заполнить пробел в данных другого. ^[16]

Доплеровское отслеживание является распространенным методом отслеживания космического корабля, использующим метод радиальной скорости, который включает обнаружение доплеровских смещений. ^[13] По мере того, как космический корабль удаляется от нас по линии прямой видимости, будет наблюдаться красное смещение сигнала, в то время как для обратного движения будет наблюдаться синее смещение сигнала. Такой метод также применялся для наблюдения за движением экзопланет. ^[17] В то время как для отслеживания расстояния это делается путем измерения времени распространения сигнала в оба конца. ^[13] Сочетание доплеровского смещения и наблюдения расстояния способствует более высокой точности отслеживания космического корабля.

Данные отслеживания затем будут преобразованы для разработки глобальных гравитационных моделей с использованием сферического гармонического уравнения, показанного выше. Однако необходимо провести дальнейшее устранение эффектов, вызванных влиянием твердого прилива , различных релятивистских эффектов, вызванных Солнцем, Юпитером и Сатурном, неконсервативных сил (например, десатурации углового момента (AMD), атмосферного сопротивления и давления солнечного излучения ), ^[13] в противном случае возникнут значительные ошибки.

История

Последняя модель гравитации для Марса — Goddard Mars Model 3 (GMM-3), созданная в 2016 году, с решением сферических гармоник до степени и порядка 120. ^[13] Эта модель разработана на основе 16 лет данных радиослежения с Mars Global Surveyor (MGS), Mars Odyssey и Mars Reconnaissance Orbiter (MRO), а также топографической модели MOLA и обеспечивает глобальное разрешение 115 км. ^[13] Вместе с этой моделью были созданы отдельная карта аномалий гравитации в свободном воздухе, карта аномалии гравитации Буге и карта толщины земной коры. ^[13] По сравнению с MRO110C и другими предыдущими моделями, существенное улучшение оценки гравитационного поля происходит за счет более тщательного моделирования неконсервативных сил, приложенных к космическому аппарату. ^[13]

Методы отслеживания космического корабля и геофизическая интерпретация поверхностных особенностей могут влиять на разрешение силы гравитационного поля. Лучшая техника отдает предпочтение сферическим гармоническим решениям более высоких степеней и порядков. Независимый анализ данных отслеживания Mariner 9 и Viking Orbiter дал решение сферической гармоники степени и порядка 6. ^[18] Дальнейшее объединение двух наборов данных вместе с корреляцией аномалий с вулканическими особенностями (положительная аномалия) и глубокой вмятиной (отрицательная аномалия) с помощью данных изображений позволяет получить решение сферической гармоники степени и порядка 18. ^[19] Дальнейшее использование метода пространственных априорных ограничений, который учитывал топографию при решении ограничения степенного закона Каулы, отдало предпочтение модели сферического гармонического решения до степени 50 в глобальном разрешении (модель Годдарда Марса-1 или GMM-1) ^[20], а затем последующие модели с более высокой полнотой и степенью и порядком до 120 для последней GMM-3. ^[13]

Карта гравитации Марса в свободном воздухе, созданная совместно с решением GMM-3 ^[13] (красный: высокая гравитация; синий: низкая гравитация) (Источник: Студия научной визуализации NASA)

Таким образом, гравитационные модели в настоящее время не производятся напрямую путем передачи измеренных данных гравитации в какую-либо пространственную информационную систему, поскольку существует сложность в создании модели с достаточно высоким разрешением. Топографические данные, полученные с помощью инструмента MOLA на борту Mars Global Surveyor, таким образом, становятся полезным инструментом для создания более подробной модели гравитации в коротком масштабе, используя корреляцию гравитации и топографии в коротких волнах. ^[13] Однако не все регионы на Марсе показывают такую ​​корреляцию, особенно северная низменность и полюса. ^[13] Могут быть легко получены вводящие в заблуждение результаты, что может привести к неправильной интерпретации геофизики. ^[13]

Более поздние модификации модели гравитации включают учет других неконсервативных сил, действующих на космический аппарат, включая атмосферное сопротивление , давление солнечного излучения , давление отраженного солнечного излучения Марса, тепловое излучение Марса и тягу космического аппарата, которая раскручивает или обесцвечивает колеса углового момента . ^[14] Кроме того, прецессия Марса и притяжение третьего тела из-за Солнца , Луны и планет, которые могут повлиять на орбиту космического аппарата, а также релятивистские эффекты на измерения также должны быть скорректированы. ^[7] Эти факторы могут привести к смещению истинного гравитационного поля. Таким образом, для устранения смещения требуется точное моделирование. Такая работа все еще продолжается.

Статическое гравитационное поле

Многие исследователи обрисовали корреляцию между коротковолновыми (локально меняющимися) аномалиями гравитации в свободном воздухе и топографией. Для регионов с более высокой корреляцией аномалии гравитации в свободном воздухе могут быть расширены до более высокой степени прочности посредством геофизической интерпретации поверхностных особенностей, ^[13] так, чтобы карта гравитации могла предложить более высокое разрешение. Было обнаружено, что южное нагорье имеет высокую корреляцию гравитации/топографии, но не для северной низменности. ^[13] Поэтому разрешение модели аномалии гравитации в свободном воздухе обычно имеет более высокое разрешение для южного полушария, вплоть до более 100 км. ^[13]

Аномалии гравитации в свободном воздухе измерить относительно легче, чем аномалии Буге , пока доступны данные о топографии, поскольку не нужно устранять гравитационный эффект из-за эффекта избытка или дефицита массы рельефа после того, как гравитация снижается до уровня моря. Однако для интерпретации структуры земной коры необходимо дальнейшее устранение такого гравитационного эффекта, чтобы уменьшенная гравитация была только результатом ядра, мантии и коры ниже точки отсчета. ^[5] Продуктом после устранения являются аномалии Буге. Однако плотность материала при формировании рельефа будет самым важным ограничением в расчетах, которая может изменяться в поперечном направлении на планете и зависит от пористости и геохимии породы. ^{[5] [9]} Соответствующая информация может быть получена из марсианских метеоритов и анализа на месте.

Локальные аномалии гравитации

Изменение границы кора-мантия, интрузия, вулканизм и топография могут оказывать влияние на орбиту космического корабля из-за более высокой плотности мантии и вулканического материала и более низкой плотности коры. (Не в масштабе) +ve: Положительная аномалия; -ve: Отрицательная аномалия

Поскольку аномалии силы тяжести Буге тесно связаны с глубиной границы коры и мантии, то наличие положительных аномалий Буге может означать, что кора у него тоньше и состоит из материала с меньшей плотностью, и на нее сильнее влияет более плотная мантия, и наоборот. Однако это также может быть обусловлено разницей в плотности извергаемой вулканической нагрузки и осадочной нагрузки, а также подповерхностным внедрением и удалением материала. ^{[5] [6] [25]} Многие из этих аномалий связаны либо с геологическими, либо с топографическими особенностями. ^[5] Исключением является аномалия 63° в. д., 71° с. ш., ^[5] которая может представлять собой обширную погребенную структуру размером более 600 км, предшествовавшую ранненойхийской погребенной поверхности. ^[5]

Аномалии топографии

Сильная корреляция между топографией и коротковолновыми аномалиями гравитации в свободном воздухе была показана для изучения гравитационного поля Земли и Луны ^[2] , и это может быть объяснено широким распространением изостазии. ^{[2] [26]} Высокая корреляция ожидается для градусов выше 50 (коротковолновая аномалия) на Марсе. ^[13] И она может достигать 0,9 для градусов между 70 и 85. ^[13] Такая корреляция может быть объяснена изгибной компенсацией топографических нагрузок. ^{[2] [26]} Отмечено, что более старые регионы на Марсе изостатически компенсированы, тогда как более молодые регионы обычно компенсируются лишь частично. ^[13]

Аномалии вулканических образований

Карта гравитации Буге на Марсе, созданная вместе с решением GMM-3 в 2016 году ^[13] (Красный: высокая гравитация; Синий: низкая гравитация) (Источник: Студия научной визуализации NASA)

Различные вулканические образования могут вести себя по-разному с точки зрения гравитационных аномалий. Вулканы Олимп и горы Тарсис производят наименьшие положительные аномалии гравитации в свободном воздухе в Солнечной системе. ^[5] Альба Патера , также вулканическое возвышение, к северу от гор Тарсис , однако, производит отрицательную аномалию Буге, хотя ее протяженность аналогична таковой у горы Олимп. ^[5] А для горы Элизий , в ее центре, как обнаружено, наблюдается небольшое увеличение аномалий Буге в общем широком отрицательном контексте аномалии в возвышенности Элизий. ^[5]

Знание аномалий вулканов, наряду с плотностью вулканического материала, было бы полезным для определения состава литосферы и эволюции земной коры различных вулканических построек. ^[27] Было высказано предположение, что выдавленная лава может варьироваться от андезитовой (низкая плотность) до базальтовой (высокая плотность), и состав может меняться во время формирования вулканического щита, что способствует аномалии. ^[27] Другой сценарий заключается в том, что возможно проникновение материала высокой плотности под вулкан. ^{[27] [6]} Такая обстановка уже наблюдалась над знаменитым Большим Сиртом, который, как предполагалось, имел потухшую магматическую камеру с 3300 кг м ³ под вулканом, что очевидно из положительной аномалии Буге. ^[6]

Аномалии от депрессий

Различные впадины также ведут себя по-разному в аномалии Буге. Гигантские ударные бассейны, такие как Аргир , Изидис , Эллада и Утопия , также демонстрируют очень сильные положительные аномалии Буге в круговой форме. ^[5] Эти бассейны были предметом споров относительно их происхождения из ударных кратеров. Если это так, то положительные аномалии могут быть вызваны подъемом Мохоровичича, истончением земной коры и модификационными событиями, вызванными осадочными и вулканическими поверхностными нагрузками после удара. ^{[5] [25]}

Но в то же время существуют и некоторые крупные бассейны, которые не связаны с такой положительной аномалией Буге, например, Дедалия , северная Фарсида и Элизиум , которые, как полагают, залегают под северной низменной равниной. ^[5]

Кроме того, некоторые части Копратес , Эос Чазма и Касей Валлес также имеют положительные аномалии Буге, ^[5] хотя они являются топографическими депрессиями. Это может указывать на то, что эти депрессии залегают под неглубоким плотным интрузивным телом. ^[5]

Глобальные гравитационные аномалии

Глобальные гравитационные аномалии, также называемые длинноволновыми гравитационными аномалиями, являются низкоуровневыми гармониками гравитационного поля, ^[4] которые нельзя отнести к локальной изостазии, а скорее к конечной прочности мантии и разнице плотностей в конвекционном потоке. ^{[13] [3] [4]} Для Марса наибольший компонент аномалии Буге — это гармоника первой степени, которая представляет собой дефицит массы в южном полушарии и избыток в северном полушарии. ^[5] Второй по величине компонент соответствует уплощению планеты и выпуклости Фарсиды . ^[5]

Раннее изучение геоида в 1950-х и 1960-х годах было сосредоточено на низкочастотных гармониках гравитационного поля Земли с целью понять ее внутреннюю структуру. ^[4] Было высказано предположение, что такие длинноволновые аномалии на Земле могут быть вызваны источниками, расположенными в глубокой мантии, а не в коре, например, вызванными разницей в плотности при движении конвекционного течения, ^{[4] [28]} , которое развивалось со временем. Корреляция между определенными аномалиями рельефа и длинноволновыми гравитационными аномалиями, например, Срединно-Атлантическим хребтом и хребтом Карлсберг , которые имеют высокую топографию и высокую гравитацию на дне океана, таким образом, стала аргументом в пользу идеи конвекционного течения на Земле в 1970-х годах, ^{[29] [30],} хотя такие корреляции слабы в глобальной картине.

Другим возможным объяснением аномалий глобального масштаба является конечная прочность мантии (в отличие от нулевого напряжения), что заставляет гравитацию отклоняться от гидростатического равновесия . ^[3] Согласно этой теории, из-за конечной прочности поток может отсутствовать для большей части региона, который находится под недонапряжением. ^[3] А изменения плотности глубокой мантии могут быть результатом химических неоднородностей, связанных с разделением континентов, ^[3] и шрамами, оставшимися на Земле после отрыва Луны. ^[3] Это те случаи, которые, как предполагается, работают, когда медленному потоку позволяют происходить при определенных обстоятельствах. ^[3] Однако утверждается, что теория может быть физически неосуществимой. ^[4]

Переменное во времени гравитационное поле

На Марсе происходит цикл сублимации-конденсации, который приводит к обмену углекислым газом между криосферой и атмосферой. В свою очередь, происходит обмен массой между двумя сферами, что приводит к сезонным колебаниям гравитации. (Предоставлено NASA/JPL-Caltech)

Сезонное изменение гравитационного поля на полюсах

Цикл сублимации - конденсации углекислого газа на Марсе между атмосферой и криосферой (полярной ледяной шапкой) действует сезонно. ^[8] Этот цикл вносит свой вклад как почти единственная переменная, учитывающая изменения гравитационного поля на Марсе. ^[8] Измеренный гравитационный потенциал Марса с орбитальных аппаратов можно обобщить в виде уравнения ниже:

${\displaystyle V({\text{Mars}})=V({\text{solid planet}})+V({\text{seasonal caps}}+{\text{atmosphere}})}$^[8]

В свою очередь, когда в сезонных шапках больше массы из-за большей конденсации углекислого газа из атмосферы, масса атмосферы будет падать. Они имеют обратную зависимость друг от друга. И изменение массы имеет прямой эффект на измеренный гравитационный потенциал.

Сезонный массообмен между северной полярной шапкой и южной полярной шапкой демонстрирует длинноволновые изменения силы тяжести со временем. ^{[8] [13]} Долгие годы непрерывных наблюдений показали, что определение четного зонального нормализованного коэффициента силы тяжести C _{l=2, m=0} и нечетного зонального нормализованного коэффициента силы тяжести C _{l=3, m=0} имеет решающее значение для описания изменяющейся во времени силы тяжести, обусловленной таким массообменом, ^{[24] [8] [31] [32]} где — степень, а — порядок. Чаще всего в исследовательских работах они представлены в виде C _{lm .} ${\displaystyle l}$ ${\displaystyle m}$

Если рассматривать два полюса как две различные точечные массы, то их массы определяются как:

${\displaystyle M_{NP}={\frac {C_{20}+C_{30}}{2}}\,M_{\text{Mars}}}$^[32]

${\displaystyle M_{SP}={\frac {C_{20}-C_{30}}{2}}\,M_{\text{Mars}}}$^[32]

Данные показали, что максимальное изменение массы южной полярной шапки составляет приблизительно 8,4 × 10 ¹⁵ кг ^[13] и происходит вблизи осеннего равноденствия ^[13], тогда как для северной полярной шапки оно составляет приблизительно 6,2 × 10 ¹⁵ кг ^[13] и происходит между зимним солнцестоянием и весенним равноденствием ^[13] .

В долгосрочной перспективе было обнаружено, что масса льда, хранящегося на Северном полюсе, увеличится на (1,4 ± 0,5) × 10 ¹¹ кг, ^[8] в то время как на Южном полюсе она уменьшится на (0,8 ± 0,6) × 10 ¹¹ кг. ^[8] Кроме того, в долгосрочной перспективе атмосфера также уменьшится в плане массы углекислого газа на (0,6 ± 0,6) × 10 ^{11 кг. [8]} Из-за наличия неопределенностей неясно, продолжается ли миграция материала с Южного полюса на Северный, хотя такую ​​возможность нельзя исключать. ^[8]

Прилив

Две основные приливные силы, действующие на Марс, — это солнечный прилив и прилив Фобоса. ^[13] Число Лява k ₂ — важная пропорциональная безразмерная константа, связывающая приливное поле, действующее на тело, с многополярным моментом, возникающим в результате распределения массы тела. Обычно k ₂ может определять квадрупольную деформацию. ^[13] Нахождение k ₂ полезно для понимания внутренней структуры Марса. ^[13] Самое последнее значение k _2, полученное командой Дженовы, составляет 0,1697 ± 0,0009. ^[13] Поскольку если k ₂ меньше 0,10, то будет указано твердое ядро, это говорит о том, что по крайней мере внешнее ядро ​​на Марсе жидкое, ^[31] а прогнозируемый радиус ядра составляет 1520–1840 км. ^[31]

Однако текущие данные радиослежения от MGS, ODY и MRO не позволяют обнаружить влияние фазовой задержки на приливы, поскольку она слишком слаба и требует более точного измерения возмущений космических аппаратов в будущем. ^[13]

Геофизические последствия

Толщина земной коры

Гистограмма процентной площади и толщины земной коры Марса: 32 км и 58 км — два основных пика гистограммы.

Сравнение топографии , аномалии силы тяжести в свободном воздухе и карты плотности земной коры – Красный: высокая сила тяжести; Синий: низкая сила тяжести

В настоящее время нет прямых измерений толщины коры на Марсе. Геохимические выводы из метеоритов SNC и ортопироксенитового метеорита ALH84001 показали, что средняя толщина коры Марса составляет 100–250 км. ^[33] Анализ вязкой релаксации показал, что максимальная толщина составляет 50–100 км. Такая толщина имеет решающее значение для поддержания изменений коры полушария и предотвращения руслового потока. ^[34] Комбинированные исследования по геофизике и геохимии показали, что средняя толщина коры может быть снижена до 50 ± 12 км. ^[35]

Измерение гравитационного поля различными орбитальными аппаратами позволяет создать глобальную модель потенциала Буге с более высоким разрешением. ^[5] При устранении локальных аномалий мелкой плотности и эффекта уплощения ядра ^[5] получается остаточный потенциал Буге, как показано в следующем уравнении:

${\displaystyle U_{RB}=U_{B}-U_{\text{core}}-U_{\text{local}}}$^[5]

Остаточный потенциал Буге обусловлен мантией. ^[5] Волнистость границы коры и мантии или поверхности Мохоровичича с поправкой на массу рельефа должна была привести к изменению остаточной аномалии. ^[5] В свою очередь, если наблюдается волнистая граница, должны быть изменения в толщине коры.

Глобальное исследование данных остаточной аномалии Буге показывает, что толщина коры Марса варьируется от 5,8 км до 102 км. ^[5] Два основных пика на 32 км и 58 км идентифицированы на равновеликой гистограмме толщины коры. ^[5] Эти два пика связаны с дихотомией коры Марса. ^[5] Почти вся кора толще 60 км приходится на южную возвышенность с в целом однородной толщиной. ^[5] А северная низменность в целом имеет более тонкую кору. Установлено, что толщина коры региона Arabia Terra и северного полушария зависит от широты. ^[5] Чем южнее, в сторону Синайского плато и Лунного плато , тем более утолщена кора. ^[5]

Среди всех регионов Таумазия и Кларитис содержат самую толстую часть коры на Марсе, что объясняет гистограмму > 70 км. ^[5] В бассейнах Эллада и Аргире наблюдается кора тоньше 30 км, ^[5] что является исключительно тонкой областью в южном полушарии. ^[5] В Изидис и Утопии также наблюдается значительное истончение коры, ^[5] при этом считается, что центр бассейнов Изидис имеет самую тонкую кору на Марсе. ^[5]

Перераспределение коры за счет ударной и вязкой релаксации

После первоначального удара высокий тепловой поток и высокое содержание воды могли бы способствовать вязкой релаксации. Кора становится более пластичной. Таким образом, топография впадин кратеров подвергается большему напряжению из-за самогравитации, что еще больше стимулирует течение коры и разрушение рельефа. Однако этот анализ может не работать для гигантских ударных кратеров, таких как впадины Эллада , Утопия , Аргир и Изидис . ^[25]

Считается, что истончение земной коры произошло практически под всеми крупными ударными кратерами. ^[5] Возможными причинами являются выемка земной коры, изменение за счет внедрения вулканического материала и течение земной коры, происходящее в слабой литосфере. ^[5] После выемки коры, существовавшей до удара, гравитационное восстановление могло бы произойти за счет подъема центральной мантии, так что дефицит массы полости мог бы быть компенсирован массой поднятого более плотного материала. ^[5]

Гигантские ударные бассейны Утопия, Эллада, Аргир и Изидис являются одними из самых ярких примеров. ^[5] Утопия , ударный бассейн, расположенный в северной низменности, заполнен легким и отложенным водой осадочным материалом и имеет слегка утолщенную кору в центре. [5] Это потенциально связано с крупным процессом восстановления поверхности в северной низменности. ^{[ 5]} В то время как для бассейнов Эллада , Аргир и Изидис , они имеют большой приподнятый рельеф Мохоровичича и демонстрируют кольца диффузной утолщенной коры за пределами края земной коры. ^[5]

Но, напротив, почти все марсианские бассейны с диаметром 275 км < D < 1000 км связаны с поверхностью с низкой амплитудой и рельефом Мохоровичича с низкой амплитудой. ^[25] Во многих из них даже обнаружена отрицательная аномалия свободного гравитационного поля , хотя доказательства показали, что все они должны были испытывать высокую гравитацию (положительная аномалия свободного гравитационного поля). ^[25] Было высказано предположение, что они вызваны не только эрозией и захоронением, поскольку добавление материала в бассейн фактически увеличило бы силу гравитации, а не уменьшило бы ее. ^[25] Таким образом, должна была бы происходить вязкая релаксация. ^[25] Высокий тепловой поток и высокое содержание воды в ранней марсианской коре способствовали вязкой релаксации. ^[25] Эти два фактора сделали кору более пластичной. Топография бассейна кратеров подвергалась бы большему напряжению из-за самогравитации. Такое напряжение привело бы к течению земной коры и, следовательно, к упадку рельефа. Исключением являются гигантские ударные бассейны, которые не испытали вязкой релаксации, поскольку истончение земной коры сделало ее слишком тонкой, чтобы поддерживать субсолидусное течение земной коры. ^{[5] [25]}

Низкая объемная плотность земной коры

Последняя модель плотности земной коры RM1, разработанная в 2017 году, дает объемную плотность земной коры 2582 ± 209 кг м ⁻³ для Марса, ^[9] что представляет собой глобальное среднее значение. ^[9] Должны существовать латеральные вариации плотности земной коры. ^[9] Например, над вулканическими комплексами ожидается, что локальная плотность составит 3231 ± 95 кг м ⁻³ , ^[9] что соответствует данным по метеоритам и предыдущим оценкам. Кроме того, плотность северного полушария в целом выше, чем южного, ^[9] что может означать, что последнее более пористое, чем первое.

Для достижения объемного значения пористость может играть важную роль. Если плотность минерального зерна выбрана равной 3100 кг м ⁻³ , ^[9] пористость от 10% до 23% может дать падение объемной плотности на 200 кг м ⁻³ . ^[9] Если поровые пространства заполнены водой или льдом, также ожидается уменьшение объемной плотности. ^[9] Дальнейшее падение объемной плотности можно объяснить увеличением плотности с глубиной, ^[9] при этом поверхностный слой более пористый, чем более глубокий Марс, а увеличение плотности с глубиной также имеет географическую изменчивость. ^[9]

Инженерные и научные приложения

Ареоид

Ареоид — это планетарный геоид , представляющий собой гравитационную и вращательную эквипотенциальную фигуру Марса, аналогичную концепции геоида (« уровень моря ») на Земле. ^{[5] [36] [37]} Это было установлено в качестве системы отсчета для разработки MOLA Mission Experiment Gridded Data Records (MEGDRs), ^{[5] [36]} которая является глобальной топографической моделью. Топографическая модель важна для картирования геоморфологических особенностей и понимания различных видов процессов на Марсе.

Для получения ареоида требуются две части работ. Во-первых, поскольку данные о гравитации необходимы для определения положения центра масс планеты, ^[36] которое в значительной степени зависит от распределения массы недр, необходимы данные радиослежения за космическими аппаратами. ^[36] Это в значительной степени было сделано Mars Global Surveyor (MGS). ^{[5] [36]} Затем прибор MOLA 2 на борту MGS, который работает на орбите высотой 400 км, мог измерить дальность (расстояние) между космическим аппаратом и поверхностью земли путем подсчета времени прохождения импульса от прибора в оба конца. ^[36] Сочетание этих двух работ позволяет построить ареоид, а также MEGDR. На основании вышеизложенного ареоид принял радиус в качестве среднего радиуса планеты на экваторе, равного 3396 км. ^{[5] [36]}

Топографическая модель MEDGRs была разработана на основе измерения дальности (расстояния), выполненного прибором MOLA 2, и данных радиослежения Mars Global Surveyor (MGS). ^[36] Самая высокая точка расположена на горе Олимп, а самая глубокая точка расположена в бассейне Эллада. ^[36] (Коричнево-красный: высокий рельеф; зелено-синий: низкий рельеф) (Автор: NASA/JPL-Caltech)

Посадка на поверхность

Между Марсом и Землей большое расстояние, поэтому немедленная команда посадочному модулю практически невозможна. Посадка в значительной степени зависит от его автономной системы. Чтобы избежать неудачи, точное понимание гравитационного поля Марса имеет важное значение для проектов посадки, чтобы можно было свести к минимуму факторы компенсации и неопределенности гравитационных эффектов, что позволит обеспечить плавный ход посадки. ^{[38] [39]} Первый в истории искусственный объект, приземлившийся на Марсе, посадочный модуль Mars 2 , потерпел крушение по неизвестной причине. Поскольку поверхностная среда Марса сложна, состоит из латерально изменяющихся морфологических структур, чтобы избежать опасности камней, ход посадки должен быть дополнительно поддержан применением ЛИДАРа на месте для определения точного положения посадки и других защитных мер. ^{[38] [39]}

Смотрите также

• Геология Марса
• Марсианская карбонатная катастрофа

Ссылки

1. Hirt, C.; Claessens, SJ; Kuhn, M.; Featherstone, WE (2012). «Поле гравитации Марса с разрешением в километр: MGM2011». Planetary and Space Science . 67 (1): 147–154. Bibcode :2012P&SS...67..147H. doi :10.1016/j.pss.2012.02.006. hdl : 20.500.11937/32270 .
2. Уоттс, AB; Бодин, JH; Райб, NM (1980-02-07). "Наблюдения за изгибом и геологической эволюцией бассейна Тихого океана". Nature . 283 (5747): 532–537. Bibcode :1980Natur.283..532W. doi :10.1038/283532a0. ISSN  1476-4687. S2CID  4333255.
3. Джеффрис, Х. (1959). Земля 4-е изд., 420.
4. Runcorn, SK (1965). «Изменения в схеме конвекции в мантии Земли и континентальный дрейф: доказательства холодного происхождения Земли». Philosophical Transactions of the Royal Society of London. Серия A, Математические и физические науки . 258 (1088): 228–251. Bibcode : 1965RSPTA.258..228R. doi : 10.1098/rsta.1965.0037. JSTOR  73348. S2CID  122307704.
5. Neumann, GA; Zuber, MT; Wieczorek, MA; McGovern, PJ; Lemoine, FG; Smith, DE (2004-08-01). "Структура земной коры Марса по гравитации и топографии" (PDF) . Journal of Geophysical Research: Planets . 109 (E8): E08002. Bibcode :2004JGRE..109.8002N. doi : 10.1029/2004je002262 . ISSN  2156-2202.
6. Кифер, Уолтер С. (2004-05-30). «Гравитационные доказательства потухшей магматической камеры под Большим Сиртом, Марс: взгляд на магматическую водопроводящую систему». Earth and Planetary Science Letters . 222 (2): 349–361. Bibcode : 2004E&PSL.222..349K. doi : 10.1016/j.epsl.2004.03.009 .
7. Marty, JC; Balmino, G.; Duron, J.; Rosenblatt, P.; Maistre, S. Le; Rivoldini, A.; Dehant, V.; Hoolst, T. Van (2009). «Модель гравитационного поля Марса и ее временные вариации по данным MGS и Odyssey». Planetary and Space Science . 57 (3): 350–363. Bibcode :2009P&SS...57..350M. doi :10.1016/j.pss.2009.01.004.
8. Смит, Дэвид Э.; Зубер, Мария Т.; Торренс, Марк Х.; Данн, Питер Дж.; Нойманн, Грегори А.; Лемуан, Фрэнк Г.; Фрике, Сьюзан К. (2009-05-01). "Временные вариации гравитационного поля Марса и сезонные изменения масс полярных ледяных шапок". Журнал геофизических исследований: Планеты . 114 (E5): E05002. Bibcode : 2009JGRE..114.5002S. doi : 10.1029/2008je003267. hdl : 1721.1/74244 . ISSN  2156-2202.
9. Гуссенс, Сандер; Сабака, Теренс Дж.; Дженова, Антонио; Мазарико, Эрван; Николас, Джозеф Б.; Нойманн, Грегори А. (16.08.2017). «Доказательства низкой плотности коры Марса по данным гравитации и топографии». Geophysical Research Letters . 44 (15): 7686–7694. Bibcode :2017GeoRL..44.7686G. doi :10.1002/2017gl074172. ISSN  1944-8007. PMC 5619241 . PMID  28966411. 
10. "Значение CODATA: Ньютоновская постоянная тяготения". Справочник NIST по константам, единицам и неопределенности . Национальный институт стандартов и технологий США . Июнь 2015 г. Получено 14 декабря 2017 г. "Рекомендуемые значения CODATA 2014 г."
11. Джейкобсон, РА (2008). Эфемериды марсианских спутников — MAR080. JPL IOM 343R–08–006 .
12. Kaula, WM (1966-11-15). "Тесты и сочетание спутниковых определений гравитационного поля с гравиметрией". Журнал геофизических исследований . 71 (22): 5303–5314. Bibcode : 1966JGR....71.5303K. doi : 10.1029/JZ071i022p05303. ISSN  2156-2202.
13. Дженова, Антонио; Гуссенс, Сандер; Лемуан, Фрэнк Г.; Мазарико, Эрван; Нойманн, Грегори А.; Смит, Дэвид Э.; Зубер, Мария Т. (2016). «Сезонные и статические данные о гравитационном поле Марса с MGS, Mars Odyssey и радионауки MRO». Icarus . 272 ​​: 228–245. Bibcode :2016Icar..272..228G. doi :10.1016/j.icarus.2016.02.050.
14. Lemoine, FG; Smith, DE; Rowlands, DD; Zuber, MT; Neumann, GA; Chinn, DS; Pavlis, DE (2001-10-25). "Улучшенное решение гравитационного поля Марса (GMM-2B) от Mars Global Surveyor". Журнал геофизических исследований: Планеты . 106 (E10): 23359–23376. Bibcode : 2001JGR...10623359L. doi : 10.1029/2000je001426 . ISSN  2156-2202.
15. Sinclair, AT (1971-12-01). "Движения спутников Марса". Monthly Notices of the Royal Astronomical Society . 155 (2): 249–274. Bibcode : 1971MNRAS.155..249S. doi : 10.1093/mnras/155.2.249 . ISSN  0035-8711.
16. Асмар, SW; Армстронг, JW; Иесс, L.; Тортора, P. (2005-04-01). "Доплеровское отслеживание космического аппарата: Шумовой бюджет и точность, достижимая в прецизионных радионаучных наблюдениях". Radio Science . 40 (2): RS2001. Bibcode :2005RaSc...40.2001A. doi : 10.1029/2004RS003101 . ISSN  1944-799X.
17. Майор, Мишель; Кело, Дидье (1995-11-23). ​​«Компаньон солнечного типа с массой Юпитера». Nature . 378 (6555): 355–359. Bibcode :1995Natur.378..355M. doi :10.1038/378355a0. ISSN  1476-4687. S2CID  4339201.
18. Gapcynski, JP; Tolson, RH; Michael, WH (1977-09-30). "Поле гравитации Марса: объединенные результаты Viking и Mariner 9". Journal of Geophysical Research . 82 (28): 4325–4327. Bibcode : 1977JGR....82.4325G. doi : 10.1029/js082i028p04325. ISSN  2156-2202.
19. Balmino, G.; Moynot, B.; Valès, N. (1982-01-01). "Модель гравитационного поля Марса в сферических гармониках до степени и порядка восемнадцати". Журнал геофизических исследований: Solid Earth . 87 (B12): 9735–9746. Bibcode : 1982JGR....87.9735B. doi : 10.1029/jb087ib12p09735. ISSN  2156-2202.
20. Smith, DE; Lerch, FJ; Nerem, RS; Zuber, MT; Patel, GB; Fricke, SK; Lemoine, FG (1993-11-25). "Улучшенная модель гравитации для Марса: модель Годдарда для Марса 1". Journal of Geophysical Research: Planets . 98 (E11): 20871–20889. Bibcode : 1993JGR....9820871S. doi : 10.1029/93JE01839. ISSN  2156-2202.
21. Konopliv, Alexander S; Sjogren, William L (1 февраля 1995 г.). "Поле гравитации Марса JPL, Mars50c, основанное на данных доплеровского слежения Viking и Mariner 9". Технический отчет NASA Sti/Recon N . 95 : 30344. Bibcode :1995STIN...9530344K – через Технический сервер отчетов NASA.
22. Lemoine, FG, 2009. Geosciences NASA PDS. ^{[ мертвая ссылка ]}
23. Konopliv, Alex S.; Yoder, Charles F.; Standish, E. Myles; Yuan, Dah-Ning; Sjogren, William L. (2006). «Глобальное решение для статической и сезонной гравитации Марса, ориентации Марса, масс Фобоса и Деймоса и эфемерид Марса». Icarus . 182 (1): 23–50. Bibcode :2006Icar..182...23K. doi :10.1016/j.icarus.2005.12.025.
24. Konopliv, Alex S.; Asmar, Sami W.; Folkner, William M.; Karatekin, Özgür; Nunes, Daniel C.; Smrekar, Suzanne E.; Yoder, Charles F.; Zuber, Maria T. (2011). «Марсианские гравитационные поля высокого разрешения от MRO, сезонная гравитация Марса и другие динамические параметры». Icarus . 211 (1): 401–428. Bibcode :2011Icar..211..401K. doi :10.1016/j.icarus.2010.10.004.
25. Mohit, P. Surdas; Phillips, Roger J. (2007-11-01). "Вязкая релаксация на раннем Марсе: исследование древних ударных бассейнов". Geophysical Research Letters . 34 (21): L21204. Bibcode : 2007GeoRL..3421204M. doi : 10.1029/2007GL031252. ISSN  1944-8007. S2CID  129729097.
26. Airy, GB (1855). «О вычислении эффекта притяжения горных масс, нарушающего кажущуюся астрономическую широту станций при геодезических съемках». Philosophical Transactions of the Royal Society of London . 145 : 101–104. doi :10.1098/rstl.1855.0003. JSTOR  108511. S2CID  186210268.
27. Beuthe, M.; Le Maistre, S.; Rosenblatt, P.; Pätzold, M.; Dehant, V. (2012-04-01). "Плотность и толщина литосферы провинции Тарсис по данным гравитации MEX MaRS и MRO". Журнал геофизических исследований: Планеты . 117 (E4): E04002. Bibcode : 2012JGRE..117.4002B. doi : 10.1029/2011je003976. ISSN  2156-2202.
28. Runcorn, SK (1963). «Спутниковые измерения гравитации и конвекция в мантии». Nature . 200 (4907): 628–630. Bibcode :1963Natur.200..628R. doi :10.1038/200628a0. S2CID  4217054.
29. AB Watts; Daly и SF (1981). «Длинноволновая гравитация и топографические аномалии». Annual Review of Earth and Planetary Sciences . 9 (1): 415–448. Bibcode : 1981AREPS...9..415W. doi : 10.1146/annurev.ea.09.050181.002215.
30. Маккензи, Дэн (1977-02-01). «Деформация поверхности, гравитационные аномалии и конвекция». Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society . 48 (2): 211–238. Bibcode :1977GeoJ...48..211M. doi : 10.1111/j.1365-246X.1977.tb01297.x . ISSN  1365-246X.
31. Yoder, CF; Konopliv, AS; Yuan, DN; Standish, EM; Folkner, WM (2003-04-11). "Размер жидкого ядра Марса по данным обнаружения солнечного прилива". Science . 300 (5617): 299–303. Bibcode :2003Sci...300..299Y. CiteSeerX 10.1.1.473.6377 . doi :10.1126/science.1079645. ISSN  0036-8075. PMID  12624177. S2CID  23637169. 
32. Каратекин, О.; Ван Хоольст, Т.; Дехант, В. (2006-06-01). "Глобальный обмен CO2 на Марсе по данным измерений силы тяжести, изменяющейся во времени". Журнал геофизических исследований: Планеты . 111 (E6): E06003. Bibcode : 2006JGRE..111.6003K. doi : 10.1029/2005je002591 . ISSN  2156-2202.
33. Sohl, Frank; Spohn, Tilman (1997-01-25). «Внутренняя структура Марса: выводы из метеоритов SNC». Журнал геофизических исследований: Планеты . 102 (E1): 1613–1635. Bibcode : 1997JGR...102.1613S. CiteSeerX 10.1.1.456.2309 . doi : 10.1029/96JE03419. ISSN  2156-2202. 
34. Ниммо, Ф.; Стивенсон, DJ (2001-03-25). "Оценки толщины марсианской коры по вязкой релаксации топографии" (PDF) . Журнал геофизических исследований: Планеты . 106 (E3): 5085–5098. Bibcode :2001JGR...106.5085N. doi :10.1029/2000JE001331. ISSN  2156-2202.
35. Wieczorek, Mark A.; Zuber, Maria T. (2004-01-01). "Толщина марсианской коры: улучшенные ограничения на основе соотношений геоида и топографии". Journal of Geophysical Research: Planets . 109 (E1): E01009. Bibcode : 2004JGRE..109.1009W. doi : 10.1029/2003JE002153 . ISSN  2156-2202.
36. Смит, Дэвид Э.; Зубер, Мария Т.; Фрей, Герберт В.; Гарвин, Джеймс Б.; Хед, Джеймс У.; Мулеман, Дуэйн О.; Петтенгилл, Гордон Х.; Филлипс, Роджер Дж.; Соломон, Шон К. (2001-10-25). "Лазерный высотомер Mars Orbiter: сводка эксперимента после первого года глобального картирования Марса" (PDF) . Журнал геофизических исследований: Планеты . 106 (E10): 23689–23722. Bibcode :2001JGR...10623689S. doi :10.1029/2000je001364. ISSN  2156-2202.
37. Ardalan, AA; Karimi, R.; Grafarend, EW (2009). «Новая эталонная эквипотенциальная поверхность и эталонный эллипсоид для планеты Марс». Earth, Moon, and Planets . 106 (1): 1–13. doi :10.1007/s11038-009-9342-7. ISSN  0167-9295. S2CID  119952798.
38. Balaram, J., Austin, R., Banerjee, P., Bentley, T., Henriquez, D., Martin, B., ... & Sohl, G. (2002). Dsends — высокоточная динамика и симулятор космического корабля для входа, спуска и посадки на поверхность. В материалах аэрокосмической конференции, 2002. IEEE (т. 7, стр. 7–7). IEEE.
39. Braun, RD; Manning, RM (2007). «Проблемы входа, спуска и посадки на Марс». Журнал космических аппаратов и ракет . 44 (2): 310–323. Bibcode : 2007JSpRo..44..310B. CiteSeerX 10.1.1.463.8773 . doi : 10.2514/1.25116.