Гравитация Марса - Gravity of Mars

В гравитация Марса это естественное явление из-за закон гравитации, или гравитация, с помощью которой все объекты массы вокруг планеты Марс подведены к нему. Он слабее чем Земное притяжение из-за меньшей массы планеты. Среднее гравитационное ускорение на Марсе - 3,72076 мс−2 (около 38% земля ) и варьируется по горизонтали.[1] В общем, топография контролируемая изостазия управляет коротковолновым свободным воздухом гравитационные аномалии.[2] В то же время, конвективный поток и конечная прочность мантии приводят к длинноволновому планетарному масштабу аномалии силы тяжести в свободном воздухе по всей планете.[3][4] Колебания толщины земной коры, магматической и вулканической активности, вызванные ударами Мохо -подъем, сезонное изменение полярных ледяных шапок, изменение массы атмосферы и изменение пористость коры также может коррелировать с латеральными вариациями.[5][6][7][8][9] С годами модели, состоящие из увеличивающегося, но ограниченного количества сферические гармоники были произведены. Созданные карты включают аномалия силы тяжести в свободном воздухе, Аномалия силы тяжести Буге, и мощность коры. В некоторых областях Марса существует корреляция между гравитационными аномалиями и топографией. Учитывая известную топографию, можно сделать вывод о гравитационном поле с более высоким разрешением. Приливная деформация Марса солнце или Фобос можно измерить по его силе тяжести. Это показывает, насколько жестка внутренняя часть, и показывает, что ядро ​​частично жидкое. Таким образом, изучение поверхностной гравитации Марса может дать информацию о различных характеристиках и предоставить полезную информацию для будущих проектов посадки.

Измерение

Вращающаяся сферическая гармоника с = От 0 до 4 для вертикали, и = От 0 до 4 для горизонтали. Для марсианского C20 и C30, они меняются со временем из-за сезонного изменения массы полярных ледяных шапок в течение годового цикла сублимации-конденсации углекислого газа.

Чтобы понять гравитацию Марса, его напряженность гравитационного поля g и гравитационный потенциал U часто измеряются. Проще говоря, если предположить, что Марс представляет собой статическое идеально сферическое тело радиуса RMпри условии, что вокруг Марса по круговой орбите вращается только один спутник, и такое гравитационное взаимодействие является единственной силой, действующей в системе, уравнение будет выглядеть следующим образом:

,

где G - универсальная постоянная гравитации (обычно принимается как G = 6,674 x 10−11 м3 кг−1 s−2),[10] M - масса Марса (самое последнее значение: 6,41693 x 1023 кг),[11] m - масса спутника, r - расстояние между Марсом и спутником, и это угловая скорость спутника, что также эквивалентно (T - период обращения спутника).

Следовательно, , где RM это радиус Марса. При правильном измерении r, T и RM параметры, которые можно получить с Земли.

Однако, поскольку Марс является обычным планетарным телом несферической формы и находится под влиянием сложных геологических процессов, точнее говоря, гравитационный потенциал описывается сферические гармонические функции, следуя соглашению в геодезии, см. Геопотенциальная_модель.

,[12]

где - сферические координаты контрольной точки.[12] долгота и широта. и - безразмерные гармонические коэффициенты степени и заказать .[12] - полином Лежандра степени с участием и является ассоциированным полиномом Лежандра с . Они используются для описания решений Уравнение Лапласа.[12] - средний радиус планеты.[12]Коэффициент иногда пишется как .

  1. Чем ниже степень и заказать , тем большую длину волны аномалии она представляет. В свою очередь, длинноволновая гравитационная аномалия находится под влиянием глобальных геофизических структур.
  2. Чем выше степень и заказать , чем короче длина волны аномалии, которую он представляет. Для степени выше 50 было показано, что эти вариации имеют высокую корреляцию с топографией.[13] Геофизическая интерпретация особенностей поверхности могла бы в дальнейшем помочь получить более полную картину гравитационного поля Марса, хотя результаты могут быть ошибочными.[13]

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

Ученые измерили возмущения различных космических аппаратов с помощью методов Доплера и отслеживания дальности для разработки различных моделей гравитации с момента первого прибытия беспилотного космического зонда. Маринер 9 в 1971 г. (Источник: Студия научной визуализации НАСА)

Наблюдение с Земли

До прибытия Маринер 9 и Орбитальный аппарат "Викинг" космического корабля на Марсе, только оценка марсианской гравитационной постоянной GM, т.е. универсальная постоянная гравитации раз больше массы Марса, было доступно для вывода свойств марсианского гравитационного поля.[14] GM можно было получить путем наблюдений за движением естественных спутников Марса (Фобос и Деймос ) и облеты космических аппаратов Марса (Маринер 4 и Маринер 6 ).[14]

Долгосрочные наземные наблюдения за движением Фобоса и Деймоса позволяют получить физические параметры, включая большая полуось, эксцентриситет, угол наклона к Лапласовская плоскость так далее.,[15] которые позволяют рассчитать отношение массы Солнца к массе Марса, момент инерции и коэффициент гравитационного потенциала Марса, и дают начальные оценки гравитационного поля Марса.[15]

Выводится из данных радио слежения

Трехсторонний доплеровский режим с раздельными передатчиком и приемником

Точное отслеживание космических аппаратов имеет первостепенное значение для точного моделирования гравитации, поскольку гравитационные модели разрабатываются на основе наблюдения крошечных возмущений космических аппаратов, то есть небольших изменений скорости и высоты. Слежение осуществляется в основном антеннами Сеть Deep Space (DSN), с односторонним, двухсторонним и трехсторонним доплером и слежением за дальностью.[16] Одностороннее отслеживание означает, что данные передаются односторонним образом в DSN с космического корабля, в то время как двустороннее и трехстороннее включают передачу сигналов с Земли на космический корабль (восходящая линия связи), а затем когерентно ретранслируются обратно на Землю (нисходящая линия связи). .[16] Разница между двухсторонним и трехсторонним слежением состоит в том, что у первого из них один и тот же передатчик и приемник сигнала на Земле, а у второго - передатчик и приемник в разных местах на Земле.[16] Использование этих трех типов данных отслеживания увеличивает охват и качество данных, поскольку один может заполнить пробел в данных другого.[16]

Доплеровское слежение - это распространенный метод слежения за космическим кораблем с использованием метода радиальной скорости, который включает обнаружение доплеровских сдвигов.[13] По мере того, как космический корабль удаляется от нас по линии прямой видимости, сигнал будет смещен в красную область, а в обратном направлении - в синюю. Такой метод также применялся для наблюдения за движением экзопланет.[17] В то время как для отслеживания диапазона это выполняется путем измерения времени распространения сигнала туда и обратно.[13] Комбинация Доплеровский сдвиг а наблюдение дальности способствует более высокой точности слежения за космическим кораблем.

Затем данные отслеживания будут преобразованы для разработки глобальных моделей гравитации с использованием приведенного выше уравнения сферической гармоники. Однако дальнейшее устранение эффектов за счет воздействия твердый прилив, различные релятивистские эффекты, связанные с Солнцем, Юпитером и Сатурном, неконсервативные силы (например. рассыщение углового момента (AMD), атмосферное сопротивление и давление солнечного излучения ) должно быть сделано,[13] в противном случае возникают значительные ошибки.

История

Последней гравитационной моделью Марса является модель Годдарда Марса 3 (GMM-3), выпущенная в 2016 году, с решением сферических гармоник до степени и порядка 120.[13] Эта модель разработана на основе данных радиосопровождения за 16 лет, полученных от 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 гравитационных аномалий в свободном воздухе, карта гравитационных аномалий Буге и карта толщины земной коры.[13] По сравнению с MRO110C и другими предыдущими моделями, значительное улучшение оценки гравитационного поля связано с более тщательным моделированием неконсервативных сил, действующих на космический корабль.[13]

Гравитационные решенияАвторыГодСтепень (m) и порядок (l) сферического гармонического решения

[Разрешение поверхности (км)]

Источник данных
–JP Gapcynski, RH Tolson и WH Майкл младший19776[18]Данные слежения за космическими кораблями Маринер 9, Викинг 1 и 2[18]
Geoide martien[19]Дж. Бальмино, Б. Мойно и Н. Валес198218[19]

[¬600 км]

Данные слежения за космическими кораблями Маринер 9, Викинг 1 и 2[19]
ГММ-1[20]Д. Е. Смит, Ф. Дж. Лерх, Р. С. Нерем, М. Т. Цубер, Г. Б. Патель, С. К. Фрике и Ф. Г. Лемуан199350[20]

[200–300 км]

Данные слежения за космическими кораблями Маринер 9, Викинг 1 и 2[20]
Mars50c[21]А.С. Коноплив, В.Л. Шегрен199550[21]Данные слежения за космическими кораблями Маринер 9, Викинг 1 и 2[21]
ГММ-2Б[14]FG Lemoine, DE Smith, DD Rowlands, MT Zuber, GA Neumann, DS Chinn и DE Pavlis200180[14]Данные отслеживания Mars Global Surveyor (MGS) и данные топографии, полученные от MOLA [14]
GGM1041C[22]Ф. Г. Лемуан200190[22]Данные отслеживания Mars Global Surveyor (MGS) и Mars Odyssey, а также данные топографии, полученные от MOLA[22]
MGS95J[23]А.С. Коноплив, К.Ф. Йодер, Э.М. Стэндиш, Д.Н. Юань, В.Л. Шегрен200695[23]

[~ 112 км]

Данные отслеживания Mars Global Surveyor (MGS) и Mars Odyssey, а также данные топографии, полученные от MOLA [23]
MGGM08A[7]Дж. К. Марти, Дж. Бальмино, Дж. Дюрон, П. Розенблатт, С. Ле Местр, А. Ривольдини, В. Дехан, Т. Ван Хоолст200995[7]

[~ 112 км]

Данные отслеживания Mars Global Surveyor (MGS) и Mars Odyssey, а также данные топографии, полученные с помощью MOLA[7]
MRO110B2[24]А.С. Коноплив, С.В. Асмар, В.М. Фолькнер, О Каратекин, Д.К. Нуньес, С.Е. Смрекар, К.Ф. Йодер, М.Т. Зубер2011110[24]Данные отслеживания Mars Global Surveyor (MGS), Mars Odyssey и Mars Reconnaissance Orbiter (MRO), а также данные топографии, полученные от MOLA[24]
MGM2011[1]С. Хирт, С. Дж. Классенс, М. Кун, В. Е. Фезерстоун2012[3 км (экватор) - 125 км][1]Гравитационное решение MRO110B2 и данные топографии на основе MOLA[1]
ГММ-3[13]A Genova, S Goossens, FG Lemoine, E Mazarico, GA Neumann, DE Smith, MT Zuber2016120[13]

[115 км]

Mars Global Surveyor (MGS), Mars Odyssey и Mars Reconnaissance Orbiter (MRO)[13]
  • МГС (СПО-1, СПО-2, GCO, MAP)[13]
  • ОДИ (ODYT, ODYM)[13]
  • ТОиР (MROT, MROM)[13]

Методы отслеживания космических аппаратов и геофизической интерпретации особенностей поверхности могут влиять на разрешение силы гравитационного поля. Лучшая методика отдает предпочтение сферическим гармоническим решениям более высоких степеней и порядков. Независимый анализ Маринер 9 и Орбитальный аппарат "Викинг" данные отслеживания дали решение для сферических гармоник со степенью и порядком 6.,[18] Дальнейшая комбинация двух наборов данных, наряду с корреляцией аномалий с вулканическими особенностями (положительная аномалия) и глубоко отпечатанной впадиной (отрицательная аномалия) с помощью данных изображения, позволяет получить решение в степени и порядка 18 сферических гармоник.[19] Дальнейшее использование метода пространственных априорных ограничений, учитывающего топографию при решении степенного закона Каулы, привело к модели решения сферической гармоники до 50-й степени с глобальным разрешением (Годдард Марс Модель-1, или GMM-1)[20] затем последующие модели с большей полнотой и степенью и порядка 120 для новейшего GMM-3.[13]

Карта гравитации Марса в свободном воздухе, созданная совместно с гравитационным решением ГММ-3[13] (Красный: высокая гравитация; синий: низкая гравитация) (Источник: Студия научной визуализации НАСА)

Поэтому в настоящее время гравитационные модели не создаются напрямую путем передачи измеренных гравиметрических данных в какую-либо пространственную информационную систему, поскольку создание модели с достаточно высоким разрешением затруднено. Топография данные, полученные из MOLA Таким образом, инструмент на борту Mars Global Surveyor становится полезным инструментом для создания более подробной мелкомасштабной гравитационной модели с использованием корреляции гравитационной топографии в коротковолновой области.[13] Однако не все регионы Марса демонстрируют такую ​​корреляцию, особенно северная низменность и полюса.[13] Можно легко получить вводящие в заблуждение результаты, которые могут привести к неверной геофизической интерпретации.[13]

Более поздние модификации гравитационной модели включают в себя учет других неконсервативных сил, действующих на космический корабль, в том числе: атмосферное сопротивление, давление солнечного излучения, Марс отразил давление солнечного излучения, Марс тепловое излучение, и толчок космического корабля, который ослабляет или обесцвечивает угловой момент колеса.[14] Кроме того, марсианин прецессия и притяжение третьего тела из-за солнце, Луна и планеты, которые могут повлиять на орбиту космического корабля, а также релятивистские эффекты по замерам тоже следует исправить.[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 выявили корреляцию между коротковолновыми (локально изменяющимися) гравитационными аномалиями в свободном воздухе и топографией. Для регионов с более высокой корреляцией аномалии силы тяжести в свободном воздухе могут быть расширены до более высокой степени за счет геофизической интерпретации поверхностных особенностей,[13] так что гравитационная карта может иметь более высокое разрешение. Было обнаружено, что южное нагорье имеет высокую корреляцию силы тяжести / топографии, но не северную низменность.[13] Следовательно, разрешение модели гравитационной аномалии в свободном воздухе обычно имеет более высокое разрешение для южного полушария, достигающее более 100 км.[13]

Аномалии силы тяжести в свободном воздухе измерить относительно легче, чем Аномалии Буге до тех пор, пока доступны данные топографии, потому что нет необходимости устранять гравитационный эффект из-за эффекта избытка массы или дефицита местности после того, как сила тяжести снижается до уровня моря. Однако, чтобы интерпретировать структуру земной коры, необходимо дальнейшее устранение такого гравитационного эффекта, чтобы пониженная гравитация была только результатом ядра, мантии и коры ниже точки отсчета.[5] Продукт после устранения - аномалии Буге. Однако плотность материала при застройке местности будет наиболее важным ограничением в расчетах, которое может варьироваться по горизонтали на планете и зависит от пористости и геохимии породы.[5][9] Соответствующая информация может быть получена из марсианских метеоритов и анализа на месте.

Местные аномалии силы тяжести

Изменение границы кора-мантия, вторжение, 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 гравитационные аномалии Буге имеют сильную связь с глубиной границы кора-мантия, одна с положительными аномалиями Буге может означать, что она имеет более тонкую кору, состоящую из материала более низкой плотности, и на нее сильнее влияет более плотная мантия, и наоборот. Однако этому также может способствовать разница в плотности извергнутой вулканической нагрузки и осадочной нагрузки, а также подземное проникновение и удаление материала.[5][6][25] Многие из этих аномалий связаны либо с геологическими, либо с топографическими особенностями.[5] Немногочисленные исключения включают аномалию 63 ° в.д., 71 ° с.ш.,[5] который может представлять собой обширную погребенную структуру размером более 600 км, возникшую до ранненоевской погребенной поверхности.[5]

Аномалии топографии

Сильная корреляция между топографией и коротковолновыми гравитационными аномалиями в свободном воздухе была показана как при исследовании гравитационного поля Земли, так и Луны,[2] и это можно объяснить широким распространением изостазии.[2][26] Высокая корреляция ожидается для степени выше 50 (коротковолновая аномалия) на Марсе.[13] И он может достигать 0,9 для градусов от 70 до 85.[13] Такое соотношение можно объяснить компенсацией изгибных топографических нагрузок.[2][26] Отмечено, что более старые области на Марсе изостатически компенсируются, тогда как более молодые области обычно компенсируются только частично.[13]

Аномалии от вулканических построек

Гравитационная карта Марса Буге, созданная совместно с гравитационным решением GMM-3 в 2016 году[13](Красный: высокая гравитация; синий: низкая гравитация) (Источник: Студия научной визуализации НАСА)

Различные вулканические постройки могут вести себя по-разному с точки зрения гравитационных аномалий. Большие вулканы Olympus Mons и Фарсис Монтес создают самые большие положительные аномалии силы тяжести в открытом воздухе в Солнечной системе.[5] Альба Патера, также вулканический подъем, к северу от Фарсис Монтес однако порождает отрицательную аномалию Буге, хотя ее расширение аналогично таковой у Olympus Mons.[5] И для Элизиум Монс, в его центре обнаружено небольшое увеличение аномалий Буге в общем широком контексте отрицательных аномалий в подъеме Элизиума.[5]

Знание аномалии вулканов, наряду с плотностью вулканического материала, было бы полезно для определения состава литосферы и эволюции земной коры различных вулканических построек.[27] Было высказано предположение, что экструдированная лава может варьироваться от андезит (низкая плотность) до базальтовый (высокая плотность) и состав мог измениться во время строительства вулканического щита, что способствует аномалии.[27] Другой сценарий - это возможно для материала высокой плотности, проникшего под вулкан.[27][6] Такая обстановка уже наблюдалась над знаменитым Syrtis major, который считается вымершим. магматическая камера с 3300 кг м3 под вулканом, что видно по положительной аномалии Буге.[6]

Аномалии от депрессий

Различные впадины также по-разному ведут себя при аномалии Буге. Гигантские ударные бассейны вроде Аргир, Исидис, Эллада и утопия В бассейнах также наблюдаются очень сильные положительные аномалии Буге по круговой форме.[5] Эти бассейны обсуждались из-за их происхождения от ударных кратеров. Если да, то положительные аномалии могут быть связаны с поднятием Мохо, истончением земной коры и модификациями под воздействием осадочных и вулканических поверхностных нагрузок после удара.[5][25]

Но в то же время есть и некоторые крупные бассейны, не связанные с такой положительной аномалией Буге, например, Daedalia, северная Фарсида и Элизиум, которые, как полагают, лежат в основе северная низменность равнина.[5]

Кроме того, некоторые части Копраты, Эос Часма и Касей Валлес также обнаружены положительные аномалии Буге,[5] хотя это топографические понижения. Это может свидетельствовать о том, что эти депрессии подстилаются неглубоким плотным телом интрузии.[5]

Глобальные гравитационные аномалии

Глобальные гравитационные аномалии, также называемые длинноволновыми гравитационными аномалиями, представляют собой низкоуровневые гармоники гравитационного поля,[4] что не может быть связано с локальной изостазией, а скорее с конечной прочностью мантии и различиями плотности конвективного тока.[13][3][4] Для Марса самый большой компонент аномалии Бугера - это гармоника первой степени, которая представляет дефицит массы в южном полушарии и избыток в северном полушарии.[5] Второй по величине компонент соответствует сглаживание планеты и Фарсида выпуклость.[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 могли быть вызваны источниками, расположенными в глубокой мантии, а не в коре, например, вызванными разницей плотности в движении конвекция текущий,[4][28] который со временем развивается. Корреляция между некоторыми аномалиями топографии и длинноволновыми аномалиями силы тяжести, например, Срединно-Атлантический хребет и Карлсбергский хребет, которые имеют высокий рельеф и высокую гравитацию на дне океана, таким образом, стали аргументом в пользу современной идеи конвекции на Земле в 1970-х годах,[29][30] хотя в глобальной картине такие корреляции слабы.

Другое возможное объяснение аномалий глобального масштаба - это конечная сила мантии (в отличие от нулевого напряжения), что приводит к отклонению силы тяжести от гидростатическое равновесие.[3] Согласно этой теории, из-за конечной прочности, поток может не существовать для большей части недонагруженных областей.[3] А вариации плотности глубокой мантии могут быть результатом химических неоднородностей, связанных с разделением континентов,[3] и шрамы, оставшиеся на Земле после того, как Луна оторвалась.[3] Это те случаи, которые рекомендуются для работы, когда при определенных обстоятельствах допускается медленный поток.[3] Однако утверждалось, что теория может быть физически невыполнимой.[4]

Гравитационное поле переменной времени

На Марсе происходит цикл сублимации-конденсации, в результате которого происходит обмен углекислым газом между криосферой и атмосферой. В свою очередь, между двумя сферами происходит обмен массой, что дает сезонные колебания силы тяжести. (С любезного разрешения NASA / JPL-Caltech)

Сезонная смена гравитационного поля на полюсах

В сублимация -конденсация цикл углекислый газ на Марсе между атмосфера и криосфера (полярная ледяная шапка) работает 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 следующим образом:

[8]

В свою очередь, когда в сезонных шапках больше массы из-за большей конденсации углекислого газа из атмосферы, масса атмосферы будет уменьшаться. У них обратные отношения друг с другом. И изменение массы имеет прямое влияние на измеренный гравитационный потенциал.

Сезонный массообмен между северной полярной шапкой и южной полярной шапкой демонстрирует длинноволновое изменение силы тяжести со временем.[8][13] Долгие годы непрерывных наблюдений показали, что определение даже зонального нормированного коэффициента гравитации Cl = 2, m = 0, и нечетный зональный нормированный коэффициент силы тяжести Cl = 3, m = 0 имеют решающее значение для описания изменяющейся во времени гравитации из-за такого массообмена,[24][8][31][32] где степень в то время как это порядок. Чаще они представлены в виде Clm в исследовательских работах.

Если мы рассматриваем два полюса как две различные точечные массы, то их массы определяются как

[32]

[32]

Данные показали, что максимальное изменение массы южной полярной шапки составляет примерно 8,4 x 1015 кг,[13] происходит рядом с осеннее равноденствие,[13] в то время как для северного полюса приблизительно 6,2 x 1015 кг,[13] происходящее между зимнее солнцестояние и весеннее равноденствие.[13]

В долгосрочной перспективе было обнаружено, что масса льда, хранящегося на Северном полюсе, увеличится на (1,4 ± 0,5) x 1011 кг,[8] а на Южном полюсе она уменьшится на (0,8 ± 0,6) x 1011 кг.[8] Кроме того, масса углекислого газа в атмосфере уменьшилась бы на (0,6 ± 0,6) x 1011 кг в долгосрочной перспективе.[8] Из-за наличия неопределенностей неясно, продолжается ли миграция материала с Южного полюса на Северный, хотя такую ​​возможность исключать нельзя.[8]

Прилив

Два основных приливные силы на Марсе действуют солнечные прилив и прилив Фобоса.[13] Число любви k2 - важная пропорциональная безразмерная константа, связывающая приливное поле, действующее на тело, с мультиполярным моментом, возникающим в результате распределения массы тела. Обычно k2 может отличить квадруполярную деформацию.[13] Нахождение k2 помогает понять внутреннюю структуру Марса.[13] Самый обновленный k2 полученная командой Генуи, составляет 0,1697 ± 0,0009.[13] Как будто к2 меньше 0,10, будет указано твердое ядро, это говорит о том, что по крайней мере внешнее ядро ​​на Марсе жидкое,[31] Прогнозируемый радиус ядра составляет 1520–1840 км.[31]

Однако текущие данные радиотрекинга от MGS, ODY и MRO не позволяют обнаружить эффект запаздывания по фазе на приливы, поскольку он слишком слаб и требует более точных измерений возмущений космических аппаратов в будущем.[13]

Геофизические последствия

Толщина коры

Прямые измерения толщины коры на Марсе в настоящее время недоступны. Геохимические последствия от SNC метеориты и ортопироксенит метеорит ALH84001 предположил, 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 руслового потока.[34] Комбинированные исследования геофизики и геохимии показали, что средняя толщина земной коры может быть до 50 ± 12 км.[35]

Измерение гравитационного поля различными орбитальными аппаратами позволяет получать глобальные Потенциал Буге модель будет произведена.[5] С локальными аномалиями мелкой плотности и влиянием сплющивание керна устранено,[5] остаточный потенциал Бугера получается, как показано в следующем уравнении,

[5]

Гистограмма процентной площади относительно толщины коры Марса: 32 км и 58 км - это два основных пика гистограммы.

Остаточный потенциал Бугера вносит мантия.[5] Волнистость границы кора-мантия, или Мохо поверхность с поправкой на массу местности должна была привести к различной остаточной аномалии.[5] В свою очередь, если наблюдается волнистая граница, должны быть изменения толщины земной коры.

Глобальное исследование данных остаточной аномалии Буге показывает, что толщина коры Марса колеблется от 5,8 км до 102 км.[5] Два основных пика на 32 км и 58 км идентифицируются по гистограмме толщины земной коры с равной площадью.[5] Эти два пика связаны с дихотомия коры Марса.[5] Почти вся кора толщиной более 60 км представлена ​​южным нагорьем, в целом однородной по мощности.[5] А северная низменность вообще имеет более тонкую корку. Толщина коры Аравия Терра регион и северное полушарие оказываются зависимыми от широты.[5] Чем южнее к Sinai Planum и Lunae Planum тем более толстая корочка.[5]

Сравнение топография, аномалия силы тяжести в свободном воздухе и карта плотности земной коры - красный: гравитация высокая; Синий: низкая гравитация

Среди всех регионов Таумазия и Кларит содержат самую толстую часть коры на Марсе, составляющую гистограмму> 70 км.[5] В Эллада и Аргир во впадинах толщина коры менее 30 км,[5] которые являются исключительно тонкой областью в южном полушарии.[5] Исидис и утопия также наблюдается значительное истончение коры,[5] с центром бассейнов Исидиды, которые, как полагают, имеют самую тонкую корку на Марсе.[5]

Перераспределение корки за счет удара и вязкой релаксации

После первоначального удара высокий тепловой поток и высокое содержание воды благоприятствовали бы вязкое расслабление иметь место. Корка становится более пластичной. Таким образом, топография бассейна кратеров подвергается большему напряжению из-за самогравитации, что еще больше способствует земной поток и распад облегчения. Однако этот анализ может не работать для гигантских ударных кратеров, таких как Эллада, утопия, Аргир и Исидис бассейны.[25]

Считается, что истончение коры произошло под почти всеми основными ударными кратерами.[5] Возможными причинами являются выемка земной коры, модификация за счет внедрения вулканического материала и течения земной коры 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, Аргире и Исидис являются одними из наиболее ярких примеров.[5] утопия, ударный бассейн, расположенный в северной низменности, заполнен легкими и осажденными водой осадочными материалами и имеет слегка утолщенную корку в центре.[5] Это возможно из-за большого процесса шлифовки в северной низменности.[5] Хотя для Эллада, Аргир и Исидис впадин, они имеют большой приподнятый Мохо рельеф и обнаруживают кольца диффузной утолщенной коры за краем коры.[5]

А вот почти все марсианские бассейны диаметром 275 км. < D < 1000 км связаны с низкоамплитудной поверхностью и низкоамплитудным рельефом Мохо.[25] У многих даже обнаруживается отрицательный аномалия силы тяжести в свободном воздухе, хотя данные показали, что все они должны были испытать 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 на самом деле увеличило бы силу тяжести, а не уменьшило бы ее.[25] Таким образом вязкое расслабление должен был иметь место.[25] Высокий тепловой поток и высокое содержание воды в ранней марсианской коре способствовали вязкой релаксации.[25] Эти два фактора сделали корку более пластичной. Топография бассейна кратеров будет подвергаться большему напряжению из-за самогравитации. Такое напряжение привело бы к течению земной коры и, следовательно, к распаду рельефа. Исключение составляют гигантские ударные бассейны, которые не испытали вязкой релаксации, поскольку истончение коры сделало кору слишком тонкой для поддержания субсолидусного потока коры.[5][25]

Низкая насыпная плотность коры

Самый последний плотность земной коры модель RM1, разработанная в 2017 году, дает насыпная плотность земной коры быть 2582 ± 209 кг · м−3 для Марса,[9] что представляет собой глобальное среднее значение.[9] Боковое изменение плотности земной коры должно существовать.[9] Так, например, над вулканическими комплексами местная плотность ожидается до 3231 ± 95 кг м3.−3,[9] что соответствует данным о метеоритах и ​​предыдущим оценкам. Кроме того, плотность северного полушария в целом выше, чем плотность южного полушария,[9] что может означать, что последний более пористый, чем первый.

Чтобы получить объемную стоимость, пористость может сыграть важную роль. Если выбрать плотность минерального зерна 3100 кг м−3,[9] Пористость от 10% до 23% может дать 200 кг м−3 падение насыпной плотности.[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] с поверхностным слоем более пористым, чем более глубокий Марс, и увеличение плотности с глубиной также имеет географические вариации.[9]

Инженерные и научные приложения

Ареоид

Смотрите также: География Марса § Нулевая высота, и Марс § География
Дальнейшая информация: Вертикальная база
Модель топографии MEDGR была разработана путем измерения дальности (расстояния), выполненного прибором MOLA 2, и данных радиотрекинга Mars Global Surveyor (MGS).[36] Самая высокая точка находится на горе Олимп, а самая глубокая точка находится в бассейне Эллады.[36](Коричнево-красный: топография высокая; зеленый-синий: топография низкая) (Источник: NASA / JPL-Caltech)

В ареоид представляет собой гравитационную и вращательную эквипотенциальную фигуру Марса, аналогичную концепции геоид ("уровень моря ") на земле.[5][36][37] Это было установлено в качестве основы для разработки MOLA Записи данных экспериментов миссии (MEGDR),[5][36] которая является глобальной моделью топографии. Модель топографии важна для картирования геоморфологических особенностей и понимания различных процессов на Марсе.

Для получения ареоида необходимы две части работ. Во-первых, поскольку данные о гравитации важны для определения положения центра масс планеты,[36] на которое в значительной степени влияет распределение массы внутри, необходимы данные радиосопровождения космических аппаратов.[36] Во многом это было сделано Mars Global Surveyor (MGS).[5][36] Затем MOLA 2 на борту MGS, который работает на орбите возвышения 400 км, может измерять дальность (расстояние) между космическим кораблем и поверхностью земли путем подсчета времени прохождения импульса от прибора туда и обратно.[36] Комбинация этих двух работ позволяет построить ареоид, а также MEGDR. Исходя из вышеизложенного, ареоид принял радиус как средний радиус планеты на экваторе, равный 3396 км.[5][36]

Посадка на поверхность

Поскольку между Марсом и Землей большое расстояние, немедленное управление посадочным модулем практически невозможно, а посадка в значительной степени зависит от его автономной системы. Было признано, что во избежание неудач точное понимание гравитационного поля Марса необходимо для проектов посадки, так что компенсирующие факторы и неопределенности гравитационных эффектов могут быть минимизированы, обеспечивая плавный процесс посадки.[38][39] Первый в истории искусственный объект, приземлившийся на Марсе, Марс 2 посадочный модуль, разбился по неизвестной причине. Поскольку поверхностная среда Марса сложна и состоит из изменяющихся по горизонтали морфологических структур, во избежание каменной опасности продвижению посадки следует дополнительно способствовать использованию ЛИДАР на месте для определения точного положения приземления и других защитных мер.[38][39]

использованная литература

  1. ^ а б c d Hirt, C .; Claessens, S.J .; Kuhn, M .; Фезерстоун, W.E. (2012). «Гравитационное поле Марса с километровым разрешением: MGM2011». Планетарная и космическая наука. 67 (1): 147–154. Bibcode:2012P & SS ... 67..147H. Дои:10.1016 / j.pss.2012.02.006. HDL:20.500.11937/32270.
  2. ^ а б c d Watts, A.B .; Bodine, J. H .; Рибе, Н. М. (1980-02-07). «Наблюдения за прогибом и геологической эволюцией бассейна Тихого океана». Природа. 283 (5747): 532–537. Bibcode:1980Натура.283..532Вт. Дои:10.1038 / 283532a0. ISSN  1476-4687. S2CID  4333255.
  3. ^ а б c d е ж г Джеффрис, Х. (1959). Земля 4-е изд., 420.
  4. ^ а б c d е ж Ранкорн, С. К. (1965). "Изменения в структуре конвекции в мантии Земли и континентальный дрейф: свидетельство холодного происхождения Земли". Философские труды Лондонского королевского общества. Серия A, Математические и физические науки. 258 (1088): 228–251. Bibcode:1965РСПТА.258..228Р. Дои:10.1098 / рста.1965.0037. JSTOR  73348. S2CID  122307704.
  5. ^ а б c d е ж г час я j k л м п о п q р s т ты v ш Икс у z аа ab ac объявление ае аф аг ах ай эй ак аль я ан ао ap водный ар так как Neumann, G.A .; Зубер, М. Т .; Wieczorek, M. A .; McGovern, P.J .; Lemoine, F. G .; Смит, Д. Э. (2004-08-01). «Строение земной коры Марса по гравитации и топографии» (PDF). Журнал геофизических исследований: планеты. 109 (E8): E08002. Bibcode:2004JGRE..109.8002N. Дои:10.1029 / 2004je002262. ISSN  2156-2202.
  6. ^ а б c d Кифер, Уолтер С. (30 мая 2004 г.). «Свидетельство гравитации для потухшего магматического очага под Сиртисом Большим, Марс: взгляд на магматическую водопроводную систему». Письма по науке о Земле и планетах. 222 (2): 349–361. Bibcode:2004E и PSL.222..349K. Дои:10.1016 / j.epsl.2004.03.009.
  7. ^ а б c d е Марти, J.C .; Balmino, G .; Duron, J .; Rosenblatt, P .; Местр, С. Ле; Ривольдини, А .; Dehant, V .; Хоулст, Т. Ван (2009). «Модель марсианского гравитационного поля и ее временные вариации по данным MGS и Odyssey». Планетарная и космическая наука. 57 (3): 350–363. Bibcode:2009П & СС ... 57..350М. Дои:10.1016 / j.pss.2009.01.004.
  8. ^ а б c d е ж г час я j Смит, Дэвид Э .; Зубер, Мария Т .; Торренс, Марк Х .; Данн, Питер Дж .; Neumann, Gregory A .; Lemoine, Frank G .; Фрике, Сьюзен 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. Дои:10.1029 / 2008je003267. HDL:1721.1/74244. ISSN  2156-2202.
  9. ^ а б c d е ж г час я j k л Гуссенс, Сандер; Сабака, Теренс Дж .; Генуя, Антонио; Мазарико, Эрван; Николас, Джозеф Б .; Нойман, Грегори А. (2017-08-16). «Доказательства низкой объемной плотности земной коры Марса из гравитации и топографии». Письма о геофизических исследованиях. 44 (15): 7686–7694. Bibcode:2017GeoRL..44.7686G. Дои:10.1002 / 2017gl074172. ISSN  1944-8007. ЧВК  5619241. PMID  28966411.
  10. ^ «CODATA Value: Ньютоновская постоянная гравитации». Справочник NIST по константам, единицам и неопределенности. НАС Национальный институт стандартов и технологий. Июнь 2015. Дата обращения 14 декабря 2017. «Рекомендуемые значения CODATA на 2014 год»
  11. ^ Джейкобсон, Р. А. (2008). Эфемериды спутников Марса - MAR080. JPL IOM 343R – 08–006.
  12. ^ а б c d е Каула, В. М. (1966-11-15). «Испытания и сочетание спутниковых определений гравитационного поля с гравиметрией». Журнал геофизических исследований. 71 (22): 5303–5314. Bibcode:1966JGR .... 71.5303K. Дои:10.1029 / JZ071i022p05303. ISSN  2156-2202.
  13. ^ а б c d е ж г час я j k л м п о п q р s т ты v ш Икс у z аа ab ac объявление ае аф аг ах ай эй ак аль Генуя, Антонио; Гуссенс, Сандер; Lemoine, Frank G .; Мазарико, Эрван; Neumann, Gregory A .; Смит, Дэвид Э .; Зубер, Мария Т. (2016). «Сезонное и статическое гравитационное поле Марса от MGS, Mars Odyssey и MRO radio science». Икар. 272: 228–245. Bibcode:2016Icar..272..228G. Дои:10.1016 / j.icarus.2016.02.050.
  14. ^ а б c d е ж Lemoine, F. G .; Smith, D.E .; Rowlands, D. D .; Zuber, M. T .; Neumann, G.A .; Чинн, Д. С .; Павлис, Д. Э. (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. Дои:10.1029 / 2000je001426. ISSN  2156-2202.
  15. ^ а б Синклер, А. Т. (1971-12-01). «Движение спутников Марса». Ежемесячные уведомления Королевского астрономического общества. 155 (2): 249–274. Bibcode:1971МНРАС.155..249С. Дои:10.1093 / mnras / 155.2.249. ISSN  0035-8711.
  16. ^ а б c d Asmar, S.W .; Armstrong, J. W .; Iess, L .; Тортора, П. (2005-04-01). «Доплеровское слежение за космическими аппаратами: баланс шума и точность, достижимые при точных радиологических наблюдениях». Радио Наука. 40 (2): RS2001. Bibcode:2005RaSc ... 40.2001A. Дои:10.1029 / 2004RS003101. ISSN  1944-799X.
  17. ^ Мэр, Мишель; Келос, Дидье (1995-11-23). «Компаньон массы Юпитера для звезды солнечного типа». Природа. 378 (6555): 355–359. Bibcode:1995Натура 378..355М. Дои:10.1038 / 378355a0. ISSN  1476-4687. S2CID  4339201.
  18. ^ а б c Gapcynski, J.P .; Tolson, R.H .; Майкл, В. Х. (1977-09-30). «Гравитационное поле Марса: комбинированные результаты Viking и Mariner 9». Журнал геофизических исследований. 82 (28): 4325–4327. Bibcode:1977JGR .... 82.4325G. Дои:10.1029 / js082i028p04325. ISSN  2156-2202.
  19. ^ а б c d Balmino, G .; Moynot, B .; Валес, Н. (1 января 1982 г.). «Модель гравитационного поля Марса в сферических гармониках до степени восемнадцатого порядка». Журнал геофизических исследований: твердая Земля. 87 (B12): 9735–9746. Bibcode:1982JGR .... 87.9735B. Дои:10.1029 / jb087ib12p09735. ISSN  2156-2202.
  20. ^ а б c d Smith, D.E .; Lerch, F.J .; Nerem, R. S .; Zuber, M. T .; Patel, G.B .; Fricke, S.K .; Лемуан, Ф. Г. (1993-11-25). «Улучшенная гравитационная модель Марса: Годдард Марс модель 1». Журнал геофизических исследований: планеты. 98 (E11): 20871–20889. Bibcode:1993JGR .... 9820871S. Дои:10.1029 / 93JE01839. ISSN  2156-2202.
  21. ^ а б c Коноплив Александр С; Сьогрен, Уильям Л. (1 февраля 1995 г.). "Гравитационное поле Марса Лаборатории реактивного движения, Mars50c, на основе данных слежения за доплеровскими системами Viking и Mariner 9". Технический отчет NASA Sti / Recon N. 95: 30344. Bibcode:1995STIN ... 9530344K - через Сервер технических отчетов НАСА.
  22. ^ а б c Лемуан, Ф. Г., 2009. NASA PDS. http://pdf-geosciences.wustl.edu/mro/mro-m-rss-5-sdp-v1/mrors_1xxx/data/shadr/ggmro_095a_sha.lbl.
  23. ^ а б c Коноплив, Алексей С .; Йодер, Чарльз Ф .; Стэндиш, Э. Майлз; Юань, Дах-Нин; Sjogren, 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. Bibcode:2006Icar..182 ... 23K. Дои:10.1016 / j.icarus.2005.12.025.
  24. ^ а б c d Коноплив, Алексей С .; Asmar, Sami W .; Фолкнер, Уильям М .; Каратекин, Озгюр; Nunes, Daniel C .; Smrekar, Suzanne E .; Йодер, Чарльз Ф .; Зубер, Мария Т. (2011). «Марсианские гравитационные поля высокого разрешения от MRO, сезонная гравитация Марса и другие динамические параметры». Икар. 211 (1): 401–428. Bibcode:2011Icar..211..401K. Дои:10.1016 / j.icarus.2010.10.004.
  25. ^ а б c d е ж г час я Мохит П. Сурдас; Филлипс, Роджер Дж. (2007-11-01). «Вязкая релаксация на раннем Марсе: исследование древних ударных бассейнов». Письма о геофизических исследованиях. 34 (21): L21204. Bibcode:2007GeoRL..3421204M. Дои:10.1029 / 2007GL031252. ISSN  1944-8007.
  26. ^ а б Эйри, Г. Б. (1855). «О вычислении эффекта притяжения горных массивов как нарушения кажущейся астрономической широты станций при геодезических исследованиях». Философские труды Лондонского королевского общества. 145: 101–104. Дои:10.1098 / рстл.1855.0003. JSTOR  108511. S2CID  186210268.
  27. ^ а б c Beuthe, M .; Le Maistre, S .; Rosenblatt, P .; Pätzold, M .; Дехант, В. (2012-04-01). «Плотность и мощность литосферы провинции Фарсида по гравиметрическим данным MEX MaRS и MRO». Журнал геофизических исследований: планеты. 117 (E4): E04002. Bibcode:2012JGRE..117.4002B. Дои:10.1029 / 2011je003976. ISSN  2156-2202.
  28. ^ Ранкорн, С. К. (1963). «Спутниковые гравиметрические измерения и конвекция в мантии». Природа. 200 (4907): 628–630. Bibcode:1963Натура.200..628Р. Дои:10.1038 / 200628a0. S2CID  4217054.
  29. ^ A B Ватт; Дейли и С.Ф. (1981). «Длинноволновые гравитационные и топографические аномалии». Ежегодный обзор наук о Земле и планетах. 9 (1): 415–448. Bibcode:1981AREPS ... 9..415 Вт. Дои:10.1146 / annurev.ea.09.050181.002215.
  30. ^ Маккензи, Дэн (1977-02-01). «Деформации поверхности, аномалии силы тяжести и конвекция». Геофизический журнал Королевского астрономического общества. 48 (2): 211–238. Bibcode:1977GeoJ ... 48..211M. Дои:10.1111 / j.1365-246X.1977.tb01297.x. ISSN  1365–246X.
  31. ^ а б c Yoder, C.F .; Коноплив, А. С .; Yuan, D. N .; Стэндиш, Э. М .; Фолкнер, В. М. (11 апреля 2003 г.). "Размер жидкого ядра Марса по данным обнаружения солнечного прилива". Наука. 300 (5617): 299–303. Bibcode:2003Наука ... 300..299Y. CiteSeerX  10.1.1.473.6377. Дои:10.1126 / science.1079645. ISSN  0036-8075. PMID  12624177. S2CID  23637169.
  32. ^ а б c Каратекин, Ö .; Van Hoolst, T .; Дехант, В. (01.06.2006). «Марсианский обмен CO2 в глобальном масштабе на основе измерений силы тяжести с переменной во времени». Журнал геофизических исследований: планеты. 111 (E6): E06003. Bibcode:2006JGRE..111.6003K. Дои:10.1029 / 2005je002591. ISSN  2156-2202.
  33. ^ Золь, Франк; Спон, Тилман (1997-01-25). «Внутренняя структура Марса: последствия метеоритов SNC». Журнал геофизических исследований: планеты. 102 (E1): 1613–1635. Bibcode:1997JGR ... 102.1613S. CiteSeerX  10.1.1.456.2309. Дои:10.1029 / 96JE03419. ISSN  2156-2202.
  34. ^ Nimmo, F .; Стивенсон, Д. Дж. (25 марта 2001 г.). «Оценка толщины марсианской коры по вязкой релаксации рельефа» (PDF). Журнал геофизических исследований: планеты. 106 (E3): 5085–5098. Bibcode:2001JGR ... 106.5085N. Дои:10.1029 / 2000JE001331. ISSN  2156-2202.
  35. ^ Wieczorek, Mark A .; Зубер, Мария Т. (2004-01-01). «Толщина марсианской коры: улучшенные ограничения на соотношения геоида и топографии». Журнал геофизических исследований: планеты. 109 (E1): E01009. Bibcode:2004JGRE..109.1009W. Дои:10.1029 / 2003JE002153. ISSN  2156-2202.
  36. ^ а б c d е ж г час я Смит, Дэвид Э .; Зубер, Мария Т .; Фрей, Герберт V .; Гарвин, Джеймс Б.; Голова, Джеймс У .; Muhleman, Duane O .; Pettengill, Gordon H .; Филлипс, Роджер Дж .; Соломон, Шон К. (2001-10-25). «Лазерный высотомер Mars Orbiter: сводка экспериментов после первого года глобального картирования Марса» (PDF). Журнал геофизических исследований: планеты. 106 (E10): 23689–23722. Bibcode:2001JGR ... 10623689S. Дои:10.1029 / 2000je001364. ISSN  2156-2202.
  37. ^ Ardalan, A. A .; Карими, Р .; Графаренд, Э. У. (2009). «Новая опорная эквипотенциальная поверхность и опорный эллипсоид для планеты Марс». Земля, Луна и планеты. 106 (1): 1–13. Дои:10.1007 / s11038-009-9342-7. ISSN  0167-9295. S2CID  119952798.
  38. ^ а б Баларам, Дж., Остин, Р., Банерджи, П., Бентли, Т., Энрикес, Д., Мартин, Б., ... и Сол, Г. (2002). Dsends - симулятор динамики и космического корабля для входа, спуска и приземления с высокой точностью. В Материалы аэрокосмической конференции, 2002. IEEE (Том 7, стр. 7–7). IEEE.
  39. ^ а б Braun, R.D .; Мэннинг, Р. М. (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. Дои:10.2514/1.25116.