Гравитация Марса

Гравитационная сила планеты Марс

Земля против Марса против гравитации Луны на высоте

Гравитация Марса — это естественное явление, обусловленное законом гравитации или гравитации, согласно которому все объекты, имеющие массу вокруг планеты Марс , притягиваются к ней. Оно слабее земной гравитации из-за меньшей массы планеты. Среднее гравитационное ускорение на Марсе составляет 3,72076 мс ^-2 (около 38% гравитации Земли ) и оно варьируется. ^[1]

В общем, изостазия , контролируемая топографией, вызывает коротковолновые гравитационные аномалии в свободном воздухе . ^[2] В то же время конвективный поток и конечная прочность мантии приводят к длинноволновым аномалиям гравитации в свободном воздухе планетарного масштаба над всей планетой. ^{[3] [4]} Изменение толщины земной коры, магматическая и вулканическая деятельность, вызванное ударами поднятие Мохо , сезонные изменения полярных ледяных шапок, изменение массы атмосферы и изменение пористости коры также могут коррелировать с латеральными изменениями. ^{[5] [6] [7] [8] [9]}

С годами выпускались модели, состоящие из растущего, но ограниченного числа сферических гармоник . Созданные карты включали гравитационную аномалию в свободном воздухе , гравитационную аномалию Бугера и толщину земной коры. В некоторых районах Марса существует корреляция между гравитационными аномалиями и топографией. Учитывая известную топографию, можно сделать вывод о гравитационном поле с более высоким разрешением. Приливную деформацию Марса Солнцем или Фобосом можно измерить по его гравитации. Это показывает, насколько жесткая внутренняя часть, 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, по вертикали и по горизонтали. Для марсианских C ₂₀ и C ₃₀ они меняются со временем из-за сезонных изменений массы полярных ледяных шапок в результате годового цикла сублимации-конденсации углекислого газа. ${\displaystyle \ell =0{\text{ to }}4}$ ${\displaystyle m=0{\text{ to }}4}$

Чтобы понять гравитацию Марса, часто измеряют напряженность его гравитационного поля g и гравитационный потенциал U. Проще говоря, если предположить, что Марс представляет собой статическое идеально сферическое тело 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 константа гравитации (обычно принимаемая как G = 6,674 × 10 ⁻¹¹ м ³ кг ⁻¹ с ⁻² ), ^[10] M — масса Марса (самое обновленное значение: 6,41693 × 10 ²³ кг), ^[11] m — масса спутника, r — расстояние между Марсом и спутником, — 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 являются параметрами, которые можно получить с Земли. ${\displaystyle g={\frac {GM}{R_{M}^{2}}}={\frac {r^{3}\omega ^{2}}{R_{M}^{2}}}={\frac {4r^{3}\pi ^{2}}{T^{2}R_{M}^{2}}}}$

Однако, поскольку Марс представляет собой типичное несферическое планетарное тело и находится под влиянием сложных геологических процессов, более точно гравитационный потенциал описывается с помощью сферических гармонических функций , следуя общепринятым геодезическим правилам; см. Геопотенциальную модель .

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

где – сферические координаты контрольной точки. ^[12] — долгота и широта. и – безразмерные гармонические коэффициенты степени и порядка . ^[12] – полином Лежандра степени с и – ассоциированный 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, на длинноволновую гравитационную аномалию влияют глобальные геофизические структуры. ${\displaystyle \ell }$ ${\displaystyle m}$
2. Чем выше степень и порядок , тем более короткую длину волны аномалии она представляет. Было показано, что для степени более 50 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 и вводящие в заблуждение результаты. ^[13] ${\displaystyle \ell }$ ${\displaystyle m}$

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

Ученые измеряли возмущения различных космических аппаратов с помощью доплеровских методов и методов отслеживания дальности для разработки различных моделей гравитации с момента первого прибытия беспилотного космического корабля « Маринер-9» в 1971 году. (Фото: Студия научной визуализации НАСА)

Наземное наблюдение

До прибытия орбитальных космических кораблей «Маринер-9» и «Викинг» на Марс для определения свойств марсианского гравитационного поля была доступна только оценка гравитационной постоянной Марса GM, т.е. универсальной постоянной гравитации, умноженной на массу Марса. ^[14] GM можно было получить путем наблюдения за движением естественных спутников Марса ( Фобос и Деймос ) и пролетов космических аппаратов над Марсом ( Маринер-4 и Маринер-6 ). ^[14]

Долгосрочные наземные наблюдения за движениями Фобоса и Деймоса позволяют получить 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 на основе данных радиослежения

Трехсторонний допплер, с разделенными передатчиком и приемником сигнала.

Точное отслеживание космического корабля имеет первостепенное значение для точного гравитационного моделирования, поскольку гравитационные модели разрабатываются на основе наблюдения за малейшими возмущениями космического корабля, то есть небольшими изменениями скорости и высоты. Отслеживание осуществляется в основном с помощью антенн сети дальнего космоса (DSN) с применением одностороннего, двустороннего и трехстороннего доплеровского слежения и отслеживания дальности. ^[16] Одностороннее отслеживание означает, что данные передаются в DSN с космического корабля одним способом, тогда как двустороннее и трехстороннее отслеживание включает передачу сигналов с Земли на космический корабль (восходящая линия связи), а затем когерентно транслируется обратно на Землю. (нисходящая линия связи). ^[16] Разница между двусторонним и трехсторонним отслеживанием заключается в том, что у первого передатчик и приемник сигнала находятся на Земле, а у второго передатчик и приемник находятся в разных местах на Земле. ^[16] Использование этих трех типов данных отслеживания расширяет охват и качество данных, поскольку один может заполнить пробел в данных другого. ^[16]

Доплеровское слежение — это распространенный метод слежения за космическим кораблем, использующий метод лучевых скоростей, который включает обнаружение доплеровских сдвигов. ^[13] Когда космический корабль удаляется от нас по лучу видимости, будет наблюдаться красное смещение сигнала, а в обратном направлении — синее смещение сигнала. Подобная техника также применялась для наблюдения за движением экзопланет. ^[17] В то время как отслеживание дальности осуществляется путем измерения времени распространения сигнала туда и обратно. ^[13] Сочетание доплеровского сдвига и наблюдения за дальностью способствует более высокой точности слежения за космическим кораблем.

Данные отслеживания затем будут преобразованы для разработки моделей глобальной гравитации с использованием уравнения сферической гармоники, показанного выше. Однако необходимо провести дальнейшее устранение эффектов, вызванных воздействием твердого прилива , различных релятивистских эффектов, вызванных Солнцем, Юпитером и Сатурном, неконсервативными силами (например, десатурацией углового момента (AMD), атмосферным сопротивлением и давлением солнечного излучения ). , ^[13] в противном случае возникают значительные ошибки.

История

Последней гравитационной моделью Марса является модель Goddard Mars Model 3 (GMM-3), выпущенная в 2016 году, с решением сферических гармоник до степени и порядка 120. ^[13] Эта модель разработана на основе данных радиослежения за 16 лет, полученных от Mars Global. Surveyor (MGS), Mars Odyssey и Mars Reconnaissance Orbiter (MRO), а также модель топографии MOLA и обеспечивает глобальное разрешение 115 км. ^[13] Вместе с этой моделью были созданы отдельная карта гравитационных аномалий в свободном воздухе, карта гравитационных аномалий Бугера и карта толщины земной коры. ^[13] По сравнению с MRO110C и другими предыдущими моделями, значительное улучшение оценки гравитационного поля происходит за счет более тщательного моделирования неконсервативных сил, приложенных к космическому кораблю. ^[13]

Методы слежения за космическим кораблем и геофизическая интерпретация особенностей поверхности могут повлиять на разрешение силы гравитационного поля. Лучший метод 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, а также корреляция аномалий с вулканическими особенностями (положительная аномалия) и глубокой депрессией. (отрицательная аномалия) с помощью данных изображения 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] затем последующие модели с более высокой комплектностью и степенью и заказом до 120 для последней ГММ-3. ^[13]

Карта гравитации Марса в свободном воздухе, созданная с помощью гравитационного решения GMM-3 ^[13] (красный: высокая гравитация; синий: низкая гравитация) (Фото: Студия научной визуализации НАСА)

Поэтому гравитационные модели в настоящее время не создаются напрямую путем передачи измеренных гравитационных данных в какую-либо пространственную информационную систему, поскольку существует сложность создания модели с достаточно высоким разрешением. Таким образом, топографические данные, полученные с помощью инструмента MOLA на борту Mars Global Surveyor, становятся полезным инструментом для создания более подробной короткомасштабной гравитационной модели, использующей корреляцию гравитации и топографии в коротковолновом диапазоне. ^[13] Однако не все регионы Марса демонстрируют 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 в себя учет других неконсервативных сил, действующих на космический корабль, включая сопротивление атмосферы , давление солнечного излучения , давление отраженного солнечного излучения Марса, тепловое излучение Марса и тягу космического корабля, которая раскручивает или обесцвечивает колеса углового момента. ^[14] Кроме того, следует скорректировать марсианскую прецессию и притяжение третьего тела из-за Солнца , Луны и планет, которые могут повлиять на орбиту космического корабля, а также релявистские эффекты на измерения. ^[7] Эти факторы могут привести к смещению истинного гравитационного поля. Таким образом, для устранения смещения необходимо точное моделирование. Такая работа продолжается до сих пор.

Статическое гравитационное поле

Многие исследователи выявили корреляцию между коротковолновыми (локально меняющимися) гравитационными аномалиями в свободном воздухе и топографией. Для регионов с более высокой корреляцией гравитационные аномалии в свободном воздухе могут быть расширены до более высокой степени посредством геофизической интерпретации особенностей поверхности ^[13] , чтобы гравитационная карта могла обеспечить более высокое разрешение. Было обнаружено, что южное нагорье имеет высокую корреляцию гравитации и топографии, но не северную низменность. ^[13] Таким образом, разрешение модели гравитационной аномалии в свободном воздухе обычно имеет более высокое разрешение для южного полушария, превышающее 100 км. ^[13]

Аномалии силы тяжести в свободном воздухе относительно легче измерить, чем аномалии Бугера , пока доступны топографические данные, поскольку нет необходимости устранять гравитационный эффект из-за эффекта избытка или дефицита массы местности после того, как сила тяжести снижается до уровня моря. уровень. Однако для интерпретации структуры коры необходимо дальнейшее устранение такого гравитационного эффекта, чтобы пониженная гравитация была только результатом действия ядра, мантии и коры ниже исходной точки. ^[5] Результатом после исключения являются аномалии Бугера. Однако плотность материала при создании ландшафта будет наиболее важным ограничением в расчетах, которая может варьироваться в зависимости от планеты и зависит от пористости и геохимии породы. ^{[5] [9]} Соответствующую информацию можно получить из марсианских метеоритов и анализа на месте.

Локальные гравитационные аномалии

Изменение границы коры и мантии, интрузии, вулканизм и топография могут повлиять на орбиту космических кораблей из-за более высокой плотности мантии и вулканического материала и более низкой плотности коры. (Не в масштабе) +ve: Положительная аномалия; -ve: Отрицательная аномалия

Поскольку гравитационные аномалии Буге тесно связаны с глубиной границы коры и мантии, аномалии с положительными аномалиями Буге могут означать, что они имеют более тонкую кору, состоящую из материала с более низкой плотностью, и находятся под более сильным влиянием более плотной мантии, и наоборот. Однако этому также могла способствовать разница в плотности изверженной вулканической нагрузки и осадочной нагрузки, а также подземное внедрение и удаление материала. ^{[5] [6] [25]} Многие из этих аномалий связаны либо с геологическими, либо с топографическими особенностями. ^[5] Небольшое исключение включает аномалию 63°E, 71°N, ^[5] которая может представлять собой обширную погребенную структуру размером более 600 км, существовавшую до погребенной поверхности раннего Ноаха. ^[5]

Топографические аномалии

Сильная корреляция между топографией и коротковолновыми аномалиями силы тяжести в свободном воздухе была показана как при изучении гравитационного поля Земли, так и на Луне ^[2] и может быть объяснена широким распространением изостазии. ^{[2] [26]} Высокая корреляция ожидается для градусов более 50 (коротковолновая аномалия) на Марсе. ^[13] И оно может достигать 0,9 для градусов от 70 до 85. ^[13] Такую корреляцию можно объяснить изгибной компенсацией топографических нагрузок. ^{[2] [26]} Отмечается, что более старые регионы на Марсе изостатически компенсированы, тогда как более молодые регионы обычно компенсируются лишь частично. ^[13]

Аномалии из вулканических построек

Гравитационная карта Марса Бугера, созданная вместе с гравитационным решением GMM-3 в 2016 году ^[13] (красный: высокая гравитация; синий: низкая гравитация) (Фото: Студия научной визуализации НАСА)

Различные вулканические конструкции могли вести себя по-разному с точки зрения гравитационных аномалий. Вулканы Олимп и Тарсис создают наименьшие положительные аномалии силы тяжести в открытом воздухе в Солнечной системе. ^[5] Альба Патера , также вулканический подъем, к северу от горы Тарсис , однако, производит отрицательную аномалию Бугера, хотя ее протяженность аналогична протяженности горы Олимп. ^[5] Что касается горы Элизиум , то в ее центре обнаружено небольшое увеличение аномалий Бугера в общем широком контексте отрицательных аномалий на возвышении Элизиума. ^[5]

Знание аномалий вулканов, а также плотности вулканического материала было бы полезно при определении состава литосферы и эволюции земной коры различных вулканических построек. ^[27] Было высказано предположение, что выдавленная лава могла варьироваться от андезитовой (низкой плотности) до базальтовой (высокой плотности), а состав мог меняться во время строительства вулканического щита, что способствует возникновению аномалии. ^[27] Другой сценарий заключается в том, что материал высокой плотности может проникнуть под вулкан. ^{[27] [6]} Такая обстановка уже наблюдалась над знаменитым Большим Сиртисом, который, как предполагалось, имел потухшую магматическую камеру объемом 3300 кг м ³ под вулканом, о чем свидетельствует положительная аномалия Бугера. ^[6]

Аномалии от депрессий

Различные депрессии также по-разному ведут себя в аномалии Бугера. Гигантские ударные бассейны, такие как бассейны Аргир , Исидис , Эллада и Утопия , также демонстрируют очень сильные положительные аномалии Буге в круговой манере. ^[5] Эти бассейны обсуждались из-за их происхождения из ударных кратеров. Если да, то положительные аномалии могут быть связаны с поднятием Мохо, утончением земной коры и событиями модификации осадочными и вулканическими поверхностными нагрузками после удара. ^{[5] [25]}

Но в то же время существуют и некоторые крупные бассейны, не связанные со столь положительной аномалией Буге, например Дедалия , северный Фарсис и Элизиум , которые, как полагают, подстилаются северной низменной равниной. ^[5]

Кроме того, на некоторых участках Копрата , Эос-Касмы и Касей-Валлеса также обнаружены положительные аномалии Бугера ^[5] , хотя они представляют собой топографические впадины. Это может свидетельствовать о том, что эти впадины подстилаются неглубоким плотным интрузивным телом. ^[5]

Глобальные гравитационные аномалии

Глобальные гравитационные аномалии, также называемые длинноволновыми гравитационными аномалиями, представляют собой гармоники гравитационного поля низкой степени ^[4] , которые нельзя объяснить локальной изостазией, а скорее конечной силой мантии и различиями плотности в конвекционном потоке. ^{[13] [3] [4]} Для Марса крупнейшим компонентом аномалии Бугера является гармоника первой степени, которая представляет собой дефицит массы в южном полушарии и избыток массы в северном полушарии. ^[5] Второй по величине компонент соответствует уплощению планеты и выпуклости Фарсиды . ^[5]

Ранние исследования геоида в 1950-х и 1960-х годах были сосредоточены на низкоуровневых гармониках гравитационного поля Земли, чтобы понять его внутреннюю структуру. ^[4] Было высказано предположение, что такие длинноволновые аномалии на Земле могут быть вызваны источниками, расположенными в глубокой мантии, а не в земной коре, например, вызванными различиями в плотности, вызывающими конвекционный поток , ^{[4] [28 ] ]} который развивался со временем. Корреляция между некоторыми аномалиями топографии и длинноволновыми гравитационными аномалиями, например, Срединно-Атлантическим хребтом и хребтом Карлсберг , которые имеют высокий рельеф и высокую гравитацию на дне океана, стала, таким образом, аргументом в пользу идеи конвекционного течения на Земле в 1970-е годы, ^{[29] [30]} , хотя в глобальной картине такие корреляции слабы.

Другое возможное объяснение аномалий глобального масштаба — конечная прочность мантии (в отличие от нулевого напряжения), из-за которой гравитация отклоняется от гидростатического равновесия . ^[3] Согласно этой теории, из-за конечной силы поток может отсутствовать в большей части регионов, находящихся под недостаточным напряжением. ^[3] А изменения плотности глубокой мантии могли быть результатом химических неоднородностей, связанных с расколами континентов, ^[3] и шрамами, оставшимися на Земле после отторжения Луны. ^[3] Это случаи, в которых рекомендуется работать, когда при определенных обстоятельствах допускается медленное течение. ^[3] Однако утверждалось, что теория может быть физически неосуществимой. ^[4]

Изменяемое во времени гравитационное поле

На Марсе происходит цикл сублимации-конденсации, в результате которого происходит обмен углекислого газа между криосферой и атмосферой. В свою очередь, между двумя сферами происходит обмен массой, что приводит к сезонным изменениям гравитации. (С разрешения НАСА/Лаборатории реактивного движения-Калифорнийского технологического института)

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 является почти единственной переменной, учитывающей изменения гравитационного поля на Марсе. ^[8] Измеренный гравитационный потенциал Марса с орбитальных аппаратов можно обобщить следующим уравнением:

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

В свою очередь, когда масса сезонных шапок увеличивается из-за большей конденсации углекислого газа из атмосферы, масса атмосферы будет падать. Они имеют обратную связь друг с другом. А изменение массы имеет прямое влияние на измеренный гравитационный потенциал.

Сезонный массообмен между северной полярной шапкой и южной полярной шапкой демонстрирует длинноволновые гравитационные изменения во времени. ^{[8] [13]} Долгие годы непрерывных наблюдений показали, что определение четного зонального нормированного коэффициента силы тяжести C _{l=2, m=0} и нечетного зонального нормированного коэффициента силы тяжести C _{l=3, m=0} имеет решающее значение для описывая изменяющуюся во времени гравитацию, возникающую вследствие такого массообмена, ^{[24] [8] [31] [32]} где – степень, а – порядок. Чаще всего в исследовательских работах они представлены в виде C _{lm .} ${\displaystyle l}$ ${\displaystyle m}$

Если мы рассматриваем два полюса как две отдельные 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 примерно 8,4 × 10 ¹⁵ кг, ^[13] и происходит вблизи осеннего равноденствия , ^[13], тогда как для северной полярной шапки составляет примерно 6,2 × 10 ¹⁵ кг, ^{[13] ]} 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] тогда как на Южном полюсе она уменьшится на (0,8 ± 0,6) × 10 ¹¹ кг. ^[8] Кроме того, в долгосрочной перспективе в атмосфере также произойдет уменьшение массы углекислого газа на (0,6 ± 0,6) × 10 ^{11 кг. [8]} Из-за существования неопределенностей неясно, продолжается ли миграция материала с Южного полюса на Северный полюс, 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 является важной пропорциональной безразмерной константой, связывающей приливное поле, действующее на тело, с мультиполярным моментом, возникающим в результате распределения массы тела. Обычно k ₂ может свидетельствовать о квадрупольной деформации. ^[13] Обнаружение k ₂ полезно для понимания внутренней структуры Марса. ^[13] Самое обновленное значение k _{2 ,} полученное командой Дженовы, составляет 0,1697 ± 0,0009. ^[13] Поскольку, если k ₂ меньше 0,10, будет указано твердое ядро, это говорит о том, что, по крайней мере, внешнее ядро ​​на Марсе жидкое, ^[31] и прогнозируемый радиус ядра составляет 1520–1840 км. ^[31]

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

Геофизические последствия

Толщина коры

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

Сравнение топографии , гравитационной аномалии в свободном воздухе и карты плотности земной коры – Красный: высокая гравитация; Синий: низкая гравитация.

Прямых измерений толщины коры Марса в настоящее время не существует. Геохимические последствия метеоритов SNC и ортопироксенитового метеорита ALH84001 позволяют предположить, 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 земной коры полушария и предотвращения течения в русле. ^[34] Комбинированные исследования по геофизике и геохимии показали, что средняя толщина земной коры может достигать 50 ± 12 км. ^[35]

Измерение гравитационного поля различными орбитальными аппаратами позволяет создать глобальную потенциальную модель Бугера с более высоким разрешением. ^[5] При устранении локальных мелких аномалий плотности и эффекте уплощения ядра ^[5] создается остаточный потенциал Бугера, как показано следующим уравнением:

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

Остаточный потенциал Бугера вносится мантией. ^[5] Волнистость границы коры и мантии или поверхности Мохо с поправкой на массу местности должна была привести к различной остаточной аномалии. ^[5] В свою очередь, если наблюдается волнистая граница, должны произойти изменения мощности земной коры.

Глобальное исследование остаточных данных аномалии Бугера показывает, что толщина коры Марса варьируется от 5,8 км до 102 км. ^[5] Два основных пика на высоте 32 км и 58 км идентифицированы на равноплощадной гистограмме толщины земной коры. ^[5] Эти два пика связаны с дихотомией коры Марса. ^[5] Почти вся кора толщиной более 60 км представлена ​​южным нагорьем и в целом имеет одинаковую толщину. ^[5] А северная низменность в целом имеет более тонкую кору. Установлено , что толщина земной коры региона Аравия Терра и северного полушария зависит от широты. ^[5] Чем южнее к Синайскому плоскогорью и Лунному плоскогорью , тем более утолщена кора. ^[5]

Среди всех регионов Таумасия и Кларит содержат самую толстую часть коры Марса, на гистограмму приходится более 70 км. ^[5] В бассейнах Эллады и Аргира наблюдается толщина коры менее 30 км, [ ^5] которые являются исключительно тонкой областью в южном полушарии. ^[5] Исидис и Утопия также имеют значительное истончение коры, ^[5] при этом считается, что в центре бассейнов Исидиса самая тонкая кора на Марсе. ^[5]

Перераспределение коры путем воздействия и вязкой релаксации

После первоначального удара высокий тепловой поток и высокое содержание воды способствовали вязкой релаксации. Кора становится более пластичной. Таким образом, топография кратеров в бассейне подвергается большему напряжению из-за самогравитации, которая еще больше приводит к движению земной коры и разрушению рельефа. Однако этот анализ может не работать для гигантских ударных кратеров, таких как бассейны Эллада , Утопия , Аргир и Исидис . ^[25]

Считается, что истончение земной коры произошло почти под всеми крупными ударными кратерами. ^[5] Возможными причинами являются раскопки земной коры, изменения в результате внедрения вулканического материала и потоки земной коры, происходящие в слабой литосфере. ^[5] После раскопок коры до удара гравитационное восстановление будет происходить за счет поднятия центральной мантии, так что дефицит массы полости может быть компенсирован массой поднятого более плотного материала. ^[5]

Гигантские ударные бассейны Утопия, Эллада, Аргир и Исидис являются одними из наиболее ярких примеров. ^[5] Утопия , ударный бассейн, расположенный в северной низменности, заполнен легким и водоотложенным осадочным материалом и имеет слегка утолщенную кору в центре. ^[5] Потенциально это связано с масштабным процессом обновления поверхности в северной низменности. ^[5] В то время как бассейны Эллады , Аргира и Исидиса имеют большой поднятый рельеф Мохо и демонстрируют кольца диффузной утолщенной коры за пределами края коры. ^[5]

Напротив, почти все марсианские котловины диаметром 275 км < D < 1000 км связаны с малоамплитудной поверхностью и малоамплитудным рельефом Мохо. ^[25] У многих из них даже обнаружена отрицательная аномалия силы тяжести в свободном воздухе , хотя данные показали, что все они должны были испытывать высокую гравитацию (положительная аномалия силы тяжести в свободном воздухе). ^[25] Было высказано предположение, что это вызвано не только эрозией и захоронением, поскольку добавление материала в бассейн фактически увеличит силу тяжести, а не уменьшит ее. ^[25] Таким образом, должна была произойти 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 кратеров будет подвергаться большему напряжению из-за самогравитации. Такое напряжение приведет к потоку земной коры и, следовательно, к разрушению рельефа. Гигантские ударные бассейны являются исключениями, которые не испытали вязкой релаксации, поскольку истончение земной коры сделало кору слишком тонкой, чтобы поддерживать субсолидусное течение коры. ^{[5] [25]}

Низкая объемная плотность земной коры

Самая последняя модель плотности коры RM1, разработанная в 2017 году, дает общую плотность коры Марса 2582 ± 209 кг м ^{-3 [9]} , что представляет собой среднее глобальное значение. ^[9] Должны существовать латеральные вариации плотности земной коры. ^[9] Например, над вулканическими комплексами ожидается, что локальная плотность достигнет 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 минеральных зерен выбрана равной 3100 кг м ^-3 , ^[9] пористость от 10% до 23% может привести к падению объемной плотности на 200 кг м ^{-3 . [9]} Если поровые пространства заполнены водой или льдом, также ожидается снижение объемной плотности. ^[9] Дальнейшее падение объемной плотности можно объяснить увеличением плотности с глубиной, ^[9] поскольку поверхностный слой более пористый, чем на более глубоком Марсе, а увеличение плотности с глубиной также имеет географические различия. ^[9]

Инженерные и научные применения

Ареоид

Ареоид — планетарный геоид , который представляет собой гравитационную и вращательную эквипотенциальную фигуру Марса, аналогичную концепции геоида (« уровня моря » ) на Земле. ^{[5] [36] [37]} Это было установлено в качестве эталонной системы для разработки сеточных записей данных эксперимента MOLA (MEGDR), ^{[5] [36]} , которые представляют собой глобальную топографическую модель. Топографическая модель важна для картирования геоморфологических особенностей и понимания различных процессов на Марсе.

Для вывода ареоида потребуется две части работ. Во-первых, поскольку гравитационные данные необходимы для определения положения центра масс планеты, ^[36] на которое во многом влияет распределение массы недр, необходимы данные радиослежения космических аппаратов. ^[36] В основном это было сделано Mars Global Surveyor (MGS). ^{[5] [36]} Затем прибор MOLA 2 на борту MGS, который работает на орбите с высотой 400 км, сможет измерять дальность (расстояние) между космическим кораблем и земной поверхностью путем подсчета времени полета туда и обратно. импульс от прибора. ^[36] Сочетание этих двух работ позволяет построить ареоид, а также MEGDR. Исходя из вышеизложенного, за радиус ареоида был принят средний радиус планеты на экваторе, равный 3396 км. ^{[5] [36]}

Топографическая модель MEDGR была разработана на основе измерений дальности (расстояния), выполненных инструментом MOLA 2, и данных радиослежения Mars Global Surveyor (MGS). ^[36] Самая высокая точка расположена на горе Олимп, а самая глубокая точка расположена в бассейне Эллады. ^[36] (Коричневый-красный: высокая топография; зеленый-синий: низкая топография) (Фото: НАСА/Лаборатория реактивного движения-Калтех)

Посадка на поверхность

Между Марсом и Землей большое расстояние, поэтому немедленное управление посадочным модулем практически невозможно. Посадка во многом зависит от автономной системы. Чтобы избежать неудачи, для проектов посадки необходимо точное понимание гравитационного поля Марса, чтобы можно было свести к минимуму компенсирующие факторы и неопределенности гравитационных эффектов, что позволит обеспечить плавную посадку. ^{[38] [39]} Первый в истории искусственный объект, приземлившийся на Марс, посадочный модуль «Марс-2» , разбился по неизвестной причине. Поскольку поверхностная среда Марса сложна и состоит из морфологических структур, изменяющихся в поперечном направлении, во избежание каменной опасности процессу посадки необходимо дополнительно способствовать использование LIDAR на месте для определения точного положения приземления и других защитных мер. ^{[38] [39]}

Смотрите также

• Геология Марса
• Карбонатная катастрофа Марса

Рекомендации

1. Хирт, К.; Классенс, С.Дж.; Кун, М.; Физерстоун, МЫ (2012). «Гравитационное поле Марса с километровым разрешением: MGM2011». Планетарная и космическая наука . 67 (1): 147–154. Бибкод : 2012P&SS...67..147H. дои :10.1016/j.pss.2012.02.006. hdl : 20.500.11937/32270 .
2. Уоттс, AB; Бодин, Дж. Х.; Рибе, Нью-Мексико (7 февраля 1980 г.). «Наблюдения за изгибом и геологической эволюцией бассейна Тихого океана». Природа . 283 (5747): 532–537. Бибкод : 1980Natur.283..532W. дои : 10.1038/283532a0. ISSN  1476-4687. S2CID  4333255.
3. Джеффрис, Х. (1959). Земля 4-е изд., 420.
4. Ранкорн, СК (1965). «Изменения в характере конвекции в мантии Земли и дрейфе континентов: свидетельства холодного происхождения Земли». Философские труды Лондонского королевского общества. Серия А, Математические и физические науки . 258 (1088): 228–251. Бибкод : 1965RSPTA.258..228R. дои : 10.1098/rsta.1965.0037. JSTOR  73348. S2CID  122307704.
5. Neumann, GA; Зубер, Монтана; Вечорек, Массачусетс; Макговерн, П.Дж.; Лемуан, ФГ; Смит, Делавэр (1 августа 2004 г.). «Строение коры Марса по данным гравитации и топографии» (PDF) . Журнал геофизических исследований: Планеты . 109 (Е8): E08002. Бибкод : 2004JGRE..109.8002N. дои : 10.1029/2004je002262 . ISSN  2156-2202.
6. Кифер, Уолтер С. (30 мая 2004 г.). «Гравитационные доказательства потухшего магматического очага под Большим Сиртисом, Марс: взгляд на магматическую водопроводную систему». Письма о Земле и планетологии . 222 (2): 349–361. Бибкод : 2004E&PSL.222..349K. дои : 10.1016/j.epsl.2004.03.009 .
7. Марти, JC; Бальмино, Г.; Дюрон, Дж.; Розенблатт, П.; Местр, С. Ле; Ривольдини, А.; Дехант, В.; Холст, Т. Ван (2009). «Модель марсианского гравитационного поля и ее временные изменения по данным MGS и Odyssey». Планетарная и космическая наука . 57 (3): 350–363. Бибкод : 2009P&SS...57..350M. дои :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. (1 мая 2009 г.). «Временные изменения гравитационного поля Марса и сезонные изменения масс полярных ледяных шапок». Журнал геофизических исследований: Планеты . 114 (Е5): E05002. Бибкод : 2009JGRE..114.5002S. дои : 10.1029/2008je003267. hdl : 1721.1/74244 . ISSN  2156-2202.
9. Гуссенс, Сандер; Сабака, Теренс Дж.; Дженуя, Антонио; Мазарико, Эрван; Николас, Джозеф Б.; Нойманн, Грегори А. (16 августа 2017 г.). «Доказательства низкой объемной плотности коры Марса, основанные на гравитации и топографии». Письма о геофизических исследованиях . 44 (15): 7686–7694. Бибкод : 2017GeoRL..44.7686G. дои : 10.1002/2017gl074172. ISSN  1944-8007. ПМК 5619241 . ПМИД  28966411. 
10. «Значение CODATA: гравитационная константа Ньютона» . Справочник NIST по константам, единицам измерения и неопределенности . Национальный институт стандартов и технологий США . Июнь 2015 г. Проверено 14 декабря 2017 г. «Рекомендуемые значения CODATA 2014»
11. Джейкобсон, РА (2008). Эфемериды марсианских спутников — MAR080. JPL IOM 343R–08–006 .
12. Каула, WM (15 ноября 1966). «Испытания и сочетание спутниковых определений гравитационного поля с гравиметрией». Журнал геофизических исследований . 71 (22): 5303–5314. Бибкод : 1966JGR....71.5303K. дои : 10.1029/JZ071i022p05303. ISSN  2156-2202.
13. Genova, Антонио; Гуссенс, Сандер; Лемуан, Фрэнк Г.; Мазарико, Эрван; Нойманн, Грегори А.; Смит, Дэвид Э.; Зубер, Мария Т. (2016). «Сезонное и статическое гравитационное поле Марса от MGS, Mars Odyssey и радионауки MRO». Икар . 272 : 228–245. Бибкод : 2016Icar..272..228G. дои : 10.1016/j.icarus.2016.02.050.
14. Лемуан, ФГ; Смит, Делавэр; Роулендс, Д.Д.; Зубер, Монтана; Нойманн, Джорджия; Чинн, Д.С.; Павлис, Делавэр (25 октября 2001 г.). «Улучшенное решение гравитационного поля Марса (GMM-2B) от Mars Global Surveyor». Журнал геофизических исследований: Планеты . 106 (Е10): 23359–23376. Бибкод : 2001JGR...10623359L. дои : 10.1029/2000je001426 . ISSN  2156-2202.
15. Синклер, AT (1 декабря 1971 г.). «Движения спутников Марса». Ежемесячные уведомления Королевского астрономического общества . 155 (2): 249–274. Бибкод : 1971MNRAS.155..249S. дои : 10.1093/mnras/155.2.249 . ISSN  0035-8711.
16. Асмар, Юго-Запад; Армстронг, JW; Иесс, Л.; Тортора, П. (1 апреля 2005 г.). «Доплеровское слежение космического корабля: баланс шума и точность, достижимые при прецизионных радионаучных наблюдениях». Радионаука . 40 (2): RS2001. Бибкод : 2005RaSc...40.2001A. дои : 10.1029/2004RS003101 . ISSN  1944-799X.
17. Мэр Мишель; Кело, Дидье (23 ноября 1995 г.). «Спутник звезды солнечного типа массой Юпитера». Природа . 378 (6555): 355–359. Бибкод : 1995Natur.378..355M. дои : 10.1038/378355a0. ISSN  1476-4687. S2CID  4339201.
18. Гапчински, JP; Толсон, Р.Х.; Майкл, WH (30 сентября 1977 г.). «Гравитационное поле Марса: совмещенные результаты Viking и Mariner 9». Журнал геофизических исследований . 82 (28): 4325–4327. Бибкод : 1977JGR....82.4325G. doi : 10.1029/js082i028p04325. ISSN  2156-2202.
19. Балмино, Г.; Мойнот, Б.; Валес, Н. (1 января 1982 г.). «Модель гравитационного поля Марса в сферических гармониках до восемнадцатой степени и порядка». Журнал геофизических исследований: Solid Earth . 87 (Б12): 9735–9746. Бибкод : 1982JGR....87.9735B. дои : 10.1029/jb087ib12p09735. ISSN  2156-2202.
20. Смит, Делавэр; Лерч, Ф.Дж.; Нерем, РС; Зубер, Монтана; Патель, ГБ; Фрике, СК; Лемуан, ФГ (25 ноября 1993 г.). «Улучшенная гравитационная модель Марса: модель Годдарда Марса 1». Журнал геофизических исследований: Планеты . 98 (Е11): 20871–20889. Бибкод : 1993JGR....9820871S. дои : 10.1029/93JE01839. ISSN  2156-2202.
21. Коноплив, Александр С; Шегрен, Уильям Л. (1 февраля 1995 г.). «Гравитационное поле Марса JPL, Mars50c, на основе доплеровских данных слежения Viking и Mariner 9». Технический отчет NASA Sti/Recon N. 95 : 30344. Бибкод : 1995STIN...9530344K – через сервер технических отчетов НАСА.
22. Lemoine, FG, 2009. Геонауки НАСА PDS. ^{[ мертвая ссылка ]}
23. Коноплив, Алекс С.; Йодер, Чарльз Ф.; Стэндиш, Э. Майлз; Юань, Да-Нин; Шегрен, Уильям Л. (2006). «Глобальное решение для статической и сезонной гравитации Марса, ориентации Марса, масс Фобоса и Деймоса и эфемерид Марса». Икар . 182 (1): 23–50. Бибкод : 2006Icar..182...23K. дои : 10.1016/j.icarus.2005.12.025.
24. Коноплив, Алекс С.; Асмар, Сами В.; Фолкнер, Уильям М.; Каратекин, Озгюр; Нуньес, Дэниел К.; Смрекар, Сюзанна Э.; Йодер, Чарльз Ф.; Зубер, Мария Т. (2011). «Гравитационные поля Марса с высоким разрешением на основе MRO, сезонная гравитация Марса и другие динамические параметры». Икар . 211 (1): 401–428. Бибкод : 2011Icar..211..401K. дои : 10.1016/j.icarus.2010.10.004.
25. Мохит, П. Сурдас; Филлипс, Роджер Дж. (1 ноября 2007 г.). «Вязкая релаксация на раннем Марсе: исследование древних ударных бассейнов». Письма о геофизических исследованиях . 34 (21): L21204. Бибкод : 2007GeoRL..3421204M. дои : 10.1029/2007GL031252. ISSN  1944-8007. S2CID  129729097.
26. Эйри, Великобритания (1855). «О расчете влияния притяжения горных массивов, нарушающего видимую астрономическую широту станций при геодезических съемках». Философские труды Лондонского королевского общества . 145 : 101–104. дои : 10.1098/rstl.1855.0003. JSTOR  108511. S2CID  186210268.
27. Beute, М.; Ле Местр, С.; Розенблатт, П.; Петцольд, М.; Дехант, В. (1 апреля 2012 г.). «Плотность и мощность литосферы провинции Тарсис по данным гравитации MEX MaRS и MRO». Журнал геофизических исследований: Планеты . 117 (Е4): E04002. Бибкод : 2012JGRE..117.4002B. дои : 10.1029/2011je003976. ISSN  2156-2202.
28. Ранкорн, СК (1963). «Спутниковые гравитационные измерения и конвекция в мантии». Природа . 200 (4907): 628–630. Бибкод : 1963Natur.200..628R. дои : 10.1038/200628a0. S2CID  4217054.
29. AB Уоттс; Дейли и С.Ф. (1981). «Длинноволновая гравитация и аномалии топографии». Ежегодный обзор наук о Земле и планетах . 9 (1): 415–448. Бибкод : 1981AREPS...9..415W. doi : 10.1146/annurev.ea.09.050181.002215.
30. Маккензи, Дэн (1 февраля 1977 г.). «Деформация поверхности, гравитационные аномалии и конвекция». Геофизический журнал Королевского астрономического общества . 48 (2): 211–238. Бибкод : 1977GeoJ...48..211M. дои : 10.1111/j.1365-246X.1977.tb01297.x . ISSN  1365-246X.
31. Йодер, CF; Коноплив А.С.; Юань, Д.Н.; Стэндиш, Э.М.; Фолкнер, ВМ (11 апреля 2003 г.). «Размер жидкого ядра Марса по данным обнаружения солнечного прилива». Наука . 300 (5617): 299–303. Бибкод : 2003Sci...300..299Y. CiteSeerX 10.1.1.473.6377 . дои : 10.1126/science.1079645. ISSN  0036-8075. PMID  12624177. S2CID  23637169. 
32. Каратекин, О.; Ван Холст, Т.; Дехант, В. (1 июня 2006 г.). «Марсианский обмен CO2 в глобальном масштабе на основе измерений гравитации, изменяющейся во времени». Журнал геофизических исследований: Планеты . 111 (Е6): E06003. Бибкод : 2006JGRE..111.6003K. дои : 10.1029/2005je002591 . ISSN  2156-2202.
33. Сол, Фрэнк; Спон, Тилман (25 января 1997 г.). «Внутренняя структура Марса: последствия метеоритов SNC». Журнал геофизических исследований: Планеты . 102 (Е1): 1613–1635. Бибкод : 1997JGR...102.1613S. CiteSeerX 10.1.1.456.2309 . дои : 10.1029/96JE03419. ISSN  2156-2202. 
34. Ниммо, Ф.; Стивенсон, диджей (25 марта 2001 г.). «Оценки толщины марсианской коры на основе вязкой релаксации топографии» (PDF) . Журнал геофизических исследований: Планеты . 106 (Е3): 5085–5098. Бибкод : 2001JGR...106.5085N. дои : 10.1029/2000JE001331. ISSN  2156-2202.
35. Вечорек, Марк А.; Зубер, Мария Т. (1 января 2004 г.). «Толщина марсианской коры: улучшенные ограничения, связанные с соотношением геоида и топографии». Журнал геофизических исследований: Планеты . 109 (Е1): E01009. Бибкод : 2004JGRE..109.1009W. дои : 10.1029/2003JE002153 . ISSN  2156-2202.
36. Смит, Дэвид Э.; Зубер, Мария Т.; Фрей, Герберт В.; Гарвин, Джеймс Б.; Руководитель Джеймс В.; Мулеман, Дуэйн О.; Петтенгилл, Гордон Х.; Филлипс, Роджер Дж.; Соломон, Шон К. (25 октября 2001 г.). «Лазерный альтиметр Mars Orbiter: резюме эксперимента после первого года глобального картографирования Марса» (PDF) . Журнал геофизических исследований: Планеты . 106 (Е10): 23689–23722. Бибкод : 2001JGR...10623689S. дои : 10.1029/2000je001364. ISSN  2156-2202.
37. Ардалан, А.А.; Карими, Р.; Графаренд, EW (2009). «Новая эталонная эквипотенциальная поверхность и эталонный эллипсоид для планеты Марс». Земля, Луна и планеты . 106 (1): 1–13. doi : 10.1007/s11038-009-9342-7. ISSN  0167-9295. S2CID  119952798.
38. Баларам, Дж., Остин, Р., Банерджи, П., Бентли, Т., Энрикес, Д., Мартин, Б., ... и Сол, Г. (2002). Dsends — высокоточный симулятор динамики и космического корабля для входа, спуска и посадки на поверхность. В материалах аэрокосмической конференции, 2002. IEEE (том 7, стр. 7–7). IEEE.
39. Браун, РД; Мэннинг, РМ (2007). «Проблемы входа, спуска и посадки на Марс». Журнал космических кораблей и ракет . 44 (2): 310–323. Бибкод : 2007JSpRo..44..310B. CiteSeerX 10.1.1.463.8773 . дои : 10.2514/1.25116.