Закономерности распределения воды в приповерхностном грунте Марса, установленные на основе интерпретации данных нейтронных измерений тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.10, кандидат геолого-минералогических наук Демидов, Никита Эдуардович

• Демидов, Никита Эдуардович
• кандидат геолого-минералогических наук
• 2010

Оглавление диссертации кандидат геолого-минералогических наук Демидов, Никита Эдуардович

ВВЕДЕНИЕ.

ГЛАВА 1. ПРИРОДНЫЕ УСЛОВИЯ МАРСА.

1.1 Космогонические предпосылки обогащения планеты Марс водой.

1.1.1 Космогонические предпосылки обогащеиности Марса водой.

1.1.2. Распространение воды в Солнечной системе.

1.2. Атмосфера и климатические условия Марса.

1.2.1. Общая характеристика атмосферных условий.

1.2.2 Температура и давление.

1.2.3. Глобальная циркуляция и пылевые бури.

1.2.4. Вода в атмосфере Марса.

1.3. Глобальная топография и морфология поверхности.

1.3.1. Глобальная топография.

1.3.2. Импактный, вулканогенный, тектоногенный и эоловый рельеф.

1.3.3 Рельеф, образование которого связано с деятельностью воды.

1.4. История геологического развития и история гидросферы Марса.

1.4.1. Ноахидский период (4,6 — 3,9 млрд. лет назад).

1.4.2. Гесперийский период (3.9 -1.5 млрд. лет назад).

1.4.3 Амазонийский период (1.5 млрд. лет назад).

1.5. Очерк мерзлотно-гидрогеологического строения Марса.

1.5.1 Криолитосфера.

1.5.2 Связанная вода.

1.5.3 Гидрогеологические условия.

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Закономерности распределения воды в приповерхностном грунте Марса, установленные на основе интерпретации данных нейтронных измерений»

2.2. Нейтронное излучение поверхности Марса как показатель присутствия воды.105

2.3. Детектор нейтронов высоких энергий ХЕНД.'.108

2.4. Орбитальные карты потока нейтронов с поверхности Марса и их геологическая интерпретация.113

2.5. Модельные оценки процентного содержания воды и ее распределения по глубине.127

2.6. Заключение.133

ГЛАВА 3. РАСЧЕТ ПАРНЫХ КОЭФФИЦИЕНТОВ КОРРЕЛЯЦИИ НА ШИРОТНЫХ ПОЯСАХ МЕЖДУ НЕЙТРОННЫМ ПОТОКОМ И АЛЬБЕДО ПОВЕРХНОСТИ КАК МЕТОД ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИНТЕРПРЕТАЦИИ РЕЗУЛЬТАТОВ

НЕЙТРОННОГО КАРТОГРАФИРОВАНИЯ.137

3.1. Обзор результатов работ по поиску корреляции нейтронных данных с другими параметрами поверхности.137

3.2. Влияние альбедо поверхности на различные формы воды в грунте.139

3.3. Метод поиска корреляции между нейтронным потоком и альбедо поверхности на широтных поясах.142

3.4. Заключение.'.148

ГЛАВА 4. РЕЗУЛЬТАТЫ КОРРЕЛЯЦИОННОГО АНАЛИЗА ДАННЫХ ИЗМЕРЕНИЙ НЕЙТРОННОГО ПОТОКА И АЛЬБЕДО ПОВЕРХНОСТИ МАРСА.149

4.1. Данные прибора ХЕНД по нейтронному потоку и данные прибора MOLA по альбедо, используемые для корреляционного анализа.149

4.2. широтные пояса с различным характером корреляции между нейтронным потоком и альбедо .152

4.3. выводы к главе 4.158

ГЛАВА 5. ОБСУЖДЕНИЕ И ИНТЕРПРЕТАЦИЯ РЕЗУЛЬТАТОВ

КОРРЕЛЯЦИОННОГО АНАЛИЗА.160

5.1. экваториальный широтный пояс / (40° ю.ш. -40° с.ш) - область вероятного нахождения связанной воды и/или реликтовых льдов.160

5.2 Широтные пояса II (выше 40° с.ш) и III (40° - 60° ю.ш.) - районы льдосодержащего грунта, перекрытого равновесным сухим слоем.161

5.3 Широтный пояс IV (выше 60° ю.ш)-район льдосодержащего грунта, перекрытого неравновесным сухим слоем.166

5.4 определение глубины залегания льдосодержащего слоя с субкилометровым разрешением на основе совместного анализа данных по потоку нейтронов и альбедо.167

5.5 возможность привлечения дополнительных данных по тепловой инерции для повышения точности оценки глубины залегания льдонасыщенного грунта.170

5.6 заключение к главе 5.179

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.182

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ.185

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность темы. На ранних стадиях эволюции Марс и Земля развивались по сходному сценарию - на Марсе существовала плотная атмосфера и океан. Примерно 4 млрд. лет назад на Красной планете, возможно вследствие глобальной катастрофы, произошла климатическая перестройка - была потеряна плотная атмосфера и поверхностные водоемы. Современный Марс по совокупности условий на поверхности является холодной и сухой пустыней, тем не менее, это наиболее близкий аналог Земли из планет Солнечной системы.

Изучение Марса является одним из приоритетных направлений в исследовании планет Солнечной системы. В течение последнего десятилетия к Марсу стартовало более десятка различных международных экспедиций. Часть из них потерпела неудачу, некоторые, наоборот, полностью выполнили, свои научные задачи и завершили работу, а остальные продолжают работать до сих пор, как на орбите вокруг Марса (Mars Odyssey, Mars Express, Mars Reconnaissance Orbiter), так и на его поверхности (Mars Exploration Rover Spirit, Mars Exploration Rover Opportunity, Phoenix). В результате этих наблюдений накоплен большой объем данных и совершен качественный скачок в изучении планеты, который затронул такие области науки как геология, геохимия, климатология, теория атмосферы, гидросферы и криолитосферы. Основными вопросами в науке о Марсе являются поиски причин глобальной климатической перестройки и ответов на вопрос, успела ли на нем зародиться биологическая жизнь. Решение этих задач важно не только для фундаментальной науки о зарождении и эволюции Жизни и ее связи с геологическими факторами и Космосом, но имеет и большое мировоззренческое значение.

Путеводной нитью для решения этих вопросов является вопрос об истории марсианской гидросферы и ее современном статусе, что отражено в девизе марсианской исследовательской программы NASA "Follow the water" (следуй за водой). Современные климатические условия обуславливают лишь ограниченное в пространстве и времени существование жидкой воды на поверхности Марса. Тем не менее, в приповерхностном грунте планеты имеются существенные запасы воды и в форме льда, и в форме связанной минералами адсорбированной и химически связанной воды. Большие запасы воды сконцентрированы также в северной и южной полярных шапках. В рельефе планеты сохранились многочисленные свидетельства присутствия жидкой воды в прошлом, и вероятно, в недрах, под мерзлотой, имеются водоносные горизонты с водой в жидкой фазе.

В 2001 году с выходом на орбиту Марса космического аппарата НАСА Марс Одиссей с научным комплексом гамма-спектрометра ГРС (Gamma-Ray Spectrometer) (Boynton et al., 2002), включающего американский нейтронный спектрометр NS (Neutron Spectrometer) и российский нейтронный спектрометр ХЕНД (High Energy Neutron Detector), начался качественно новый этап изучения гидросферы планеты. Измерения нейтронного излучения от поверхности Марса этим комплексом аппаратуры позволили впервые обнаружить огромные залежи льда НгО в приповерхностном слое грунта и установить их региональное распределение (Boynton et al., 2002; Feldman et alM 2002; Mitrofanov et al., 2002, 2004).

Диссертационная работа посвящена t выявлению закономерностей распределения воды в приповерхностном грунте Марса на основе интерпретации данных нейтронного картографирования российским прибором ХЕНД. До старта межпланетной миссии 2001 Mars Odyssey нейтронное картографирование ни разу не применялось для анализа элементного состава марсианской поверхности.

Обработка первых нейтронных данных позволила выявить протяженные полярные области с высоким содержанием воды, а также два района с повышенным содержанием воды на низких и умеренных широтах (Boynton et al.; 2002, Feldman et al., 2002; Mitrofanov et al., 2002). Были получены модельно-зависимые оценки содержания воды, показавшие, что в полярных районах концентрация льда Н2О может достигать более 50% по массе, а в аномальных районах на низких широтах около 10%. В тоже время основные вопросы о природе воды в этих районах оставались нерешенными, что обусловило постановку задачи геологической интерпретации нейтронных данных, которая решается в диссертации.

Цель работы. Основной целью диссертационной работы является выявление закономерностей распределения воды в приповерхностном грунте Марса на основе интерпретации данных нейтронного картографирования российского прибора ХЕНД. Для однозначной геологической интерпретации данных нейтронного картографирования, т.е. определения формы существования воды в грунте, уточнения ее вертикального распределения в исследуемом слое, выявления факторов, контролирующих содержание воды и объясняющих обнаруженные пространственные вариации в ее содержании, необходим совместный анализ нейтронных данных с данными других приборов, характеризующих физические свойства вещества грунта.

Особый интерес в этом отношении представляют районы Северной Льдонасыщенной Мерзлоты (СЯМ) и Южной Льдонасыщенной Мерзлоты (ЮЛМ) Марса, в которых, по данным нейтронных измерений, содержание льда НгО в грунте может достигать нескольких десятков процентов (по весу). Районы СЛМ и ЮЛМ характеризуются близкими по величине значениями нейтронного потока, а границы районов расположены примерно симметрично относительно экватора к северу и югу от широт 55°-60°. В тоже время эти районы отличаются друг от друга по высоте местности и строению мезорельефа. Район СЛМ располагается на отрицательных высотных отметках от -1 до -6 км относительно дихотомии (структурной границы двух полушарий, примерно соответствующей высотному уровню 0 м) и характеризуется слабократерированной поверхностью позднего гесперийского периода. Напротив, район ЮЛМ сложен древними породами ноахидского периода, интенсивно кратерирован и лежит значительно выше дихотомии на высотных отметках от +1 до +4 км. Вследствие соотношения между сезонным циклом Марса и эксцентриситетом его орбиты, районы ЮЛМ и СЛМ характеризуются различной интенсивностью пылевых бурь и различной величиной потока солнечной радиации. Логично предположить, что указанные различия СЛМ и ЮЛМ отражаются в особенностях залегания льда НгО в грунте этих районов. Действительно, данные нейтронных измерений для СЛМ хорошо согласуются с простейшей моделью грунта с однородным залеганием льда по глубине. С другой стороны, анализ нейтронных данных для района ЮЛМ показал, что структура его грунта с этой моделью не согласуется, а описывается двухслойной моделью с верхним слоем сухого грунта толщиной 10-20 см над льдонасыщенным подстилающим слоем.

Условия возникновения нейтронного излучения Марса таковы, что ограничившись только данными о потоке нейтронов с поверхности, практически невозможно однозначно определить вертикальное распределение воды в грунте. Дело в том, что выходящие с поверхности нейтроны генерируются в слое грунта толщиной около 2 метров, и в математическом смысле их поток представляет собой интегральную свертку неизвестных функций генерации, диффузии и поглощения нейтронов по всей глубине. Известно, что такое интегральное уравнение не имеет однозначного решения. Для его решения приходится использовать модельно-зависимую функцию содержания воды на разной глубине грунта и сравнивать рассчитанные для нее потоки нейтронов с результатами измерений. Эта процедура должна учитывать эффективность детекторов, модель атмосферы и спектральную плотность потока галактических космических лучей (Митрофанов и др., 2004). В предыдущих работах структура грунта рассматривалась в максимально упрощенном виде на основе однородной или двухслойной модели с одним (содержание воды) или двумя (глубина залегания и содержание воды) свободными параметрами, соответственно (Митрофанов и др., 2004). Используя вероятностный подход, основанный на процедурах минимизации и критериях согласия, нам удалось отобрать значения параметров, наилучшим образом описывающие экспериментальные данные в рамках каждой модели. Оказалось, что структура водосодержащего грунта на севере лучше описывается однослойной, а на юге -двухслойной моделью. Для дальнейшего изучения структуры грунта необходимо привлекать дополнительные данные, которые позволили бы сузить поле параметров.

В данной работе мы провели анализ данных измерений прибора ХЕНД с привлечением данных других приборов, в первую очередь, информацию об альбедо поверхности-планеты в ближнем инфракрасном (ИК) диапазоне и тепловой инерции. На первом этапе мы проверили наличие взаимосвязи между нейтронными данными и данными по альбедо для различных широтных поясов. Наличие и характер такой взаимосвязи позволяет уточнить модель структуры льдосодержащих слоев по глубине.

Научная новизна. Диссертация основана на интерпретации наблюдений, полученных в результате нейтронного картографирования Марса российским 1 I прибором ХЕНД на борту КА 2001 Mars Odyssey. Часть используемых в работе данных прибора ХЕНД нигде ранее не публиковалась.

Впервые предложена методика поиска взаимосвязи между нейтронными данными и физическими характеристиками поверхности на основе расчета парных коэффициентов корреляции для групп пикселей с одинаковой широтой. Такой подход позволил впервые обнаружить области, где существует значимая корреляция между нейтронными данными и другими характеристиками поверхности.

Впервые выявлен один из главных факторов, контролирующих глубину залегания льдонасыщенного грунта в определенных районах в пределах ЮЛМ и СЯМ, - поток поглощенного солнечного излучения. Объяснены причины широтных отклонений ЮЛМ и СЛМ.

Впервые удалось доказать наличие на Марсе льда НгО под слоем сухого грунта в полосе широт 40-60° .с.ш. и 40-60° ю.ш. В результате, существенно расширились в сторону средних широт области мерзлотных районов.

Впервые получена эмпирическая зависимость между потоком поглощенного солнечного излучения и толщиной верхнего сухого слоя, которая позволяет предсказывать глубину залегания льдонасыщенного грунта с субкилометровым разрешением, основываясь на данных измерений альбедо в ближнем инфракрасном диапазоне.

Научная и практическая ценность работы. Первые результаты нейтронного картографирования Марса прибором ХЕНД позволили выявить области, грунт которых содержит значительные количества воды. Геологическая интерпретация этих данных, проведенная в данной работе путем совместного анализа с данными измерения разных физических характеристик поверхности другими приборами, позволила сделать ряд фундаментальных выводов о природе мерзлотных областей и современном распространении и поведении воды в приповерхностных горизонтах на Марсе, которые не могли быть сделаны только на основе нейтронных данных. Выявлен один из главных факторов, контролирующий глубину залегания льдонасыщенного грунта в определенных районах в пределах ЮЛМ и СЯМ, уточнены границы этих районов, объяснены их широтные отклонения и выяснены особенности распределения льда воды в районах ЮЛМ и СЯМ.

Если первые результаты нейтронного и ядерного картографирования показали наличие льда воды, начиная примерно с 60-ой широты, то результаты диссертационной работы, говорят о наличии воды под маломощным слоем грунта, начиная уже с широты 40° в обоих полушариях. Средние широты более благоприятны для работы посадочных аппаратов на поверхности Марса, что значительно повышает срок их работы по сравнению с высокими широтами. Поэтому, будущие эксперименты по поиску марсианской воды, ее доставке на Землю и поиску жизни могут быть проведены на средних широтах, Основываясь на эмпирической зависимости, возможно определение районов с наиболее близким к поверхности залеганием льдонасыщенного грунта, которые могут стать потенциальными точками посадки будущих посадочных аппаратов со специальной аппаратурой для поиска простейших форм жизни.

В результате анализа данных прибора ХЕНД созданы методики геологической интерпретации нейтронных данных, которые могут быть применены для обработки данных нейтронной спектрометрии других планет земной группы. Разработан новый метод интерпретации результатов нейтронного картографирования поверхности Марса, основанный на оценке корреляции нейтронных данных и данных по альбедо для пространственных элементов поверхности с одинаковой широтой, позволяющий выявлять закономерности распределения воды в различных широтных поясах.

Наиболее осязаемые перспективы в этой области связаны с исследованиями Меркурия (ближайшая к Солнцу планета), к которому недавно стартовал межпланетный американский космический аппарат Messenger, включающий прецизионный гамма спектрометр и нейтронный спектрометр. В июне 2009 года на орбиту Луны выведен космический аппарат NASA LRO, на борту которого начал поиск воды в полярных вечно затененных кратерах российский нейтронный детектор LEND.

Защищаемые положения

1. Разработан новый метод интерпретации результатов нейтронного картографирования поверхности Марса, основанный на оценке корреляции нейтронных данных и данных по альбедо для пространственных элементов поверхности с одинаковой широтой, позволяющий выявлять закономерности распределения воды в различных широтных поясах.

2. Получены оценки корреляционной связи для широтных поясов на поверхности Марса между данными по нейтронному потоку и альбедо в ИК-диапазоне. Показано наличие значимой корреляции между этими данными на широтах выше 40° в северном и на широтах 40° - 60° в южном полушарии. В полосе широт 40° ю.ш. - 40° с.ш. и 60° ю.ш. - 80° ю.ш. значимая корреляция между нейтронными данными и данными по альбедо отсутствует.

3. Наличие корреляции на широтах выше 40° в северном и на широтах 40° - 60° в южном полушарии предложено интерпретировать как эффект присутствия стабильного грунтового льда НгО под сухим слоем грунта. Толщина сухого слоя определяется условием равновесия между конденсацией воды из атмосферы и ее сублимацией под воздействием солнечного излучения.

4. Показано, что отсутствие корреляции нейтронных данных и данных по альбедо в полосе широт 60° ю.ш. - 80° ю.ш. свидетельствует, что толщина сухого грунта, перекрывающего льдонасыщенный грунт, не соответствует условию равновесия между поверхностью льдонасыщенного грунта и атмосферой.

5. Для широт выше 40° в северном и для широт 40° - 60° в южном полушарии получена эмпирическая зависимость, которая связывает поток поглощенного излучения с оценкой толщины сухого слоя. Эта оценка позволяет предсказывать глубину залегания льдонасыщенного грунта с высоким пространственным разрешением по данным измерения ИК-альбедо.

Объем и структура диссертации. Диссертация состоит из введения, 6 глав и заключения. Она изложена на 197 страницах текста и сопровождается 50 иллюстрациями и 7 таблицами. Список литературы включает 97 наименований.

Заключение диссертации по теме «Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых», Демидов, Никита Эдуардович

4.3. Выводы к главе 4

В главе 4 приведены результаты применения метода поширотной оценки корреляции между потоком нейтронов и альбедо поверхности для интерпретации данных нейтронного картографирования прибора ХЕНД. Показано, что анализируемые карты должны быть накоплены за летние промежутки времени, что позволяет избежать эффекта конденсации углекислоты в полярных широтах. Методика оценки взаимосвязи между нейтронным потоком и альбедо и основана на комплексном подходе, когда проверка наличия взаимосвязи проводится несколькими взаимодополняющими методами. Расчет парных коэффициентов корреляции позволил разбить поверхность Марса на четыре протяженных широтных пояса с различным характером корреляции. Анализ взаимосвязи исследуемых характеристик с помощью построения скатерплотов подтверждает правильности выделения этих поясов - в поясах со значимой корреляцией точки на скатерплоте имеют тенденцию ложиться на прямую линию, в поясах, где значимой корреляции нет - точки образуют хаотические облака. Изменение значений коэффициентов корреляции от широтного пояса к поясу носит не случайный, а монотонный характер. При этом, изменение коэффициента корреляции связано с появлением в данном широтном поясе новых форм воды, имеющих новые взаимосвязи с альбедо. Эмпирические закономерности, полученные на данном этапе работы, послужили базисом для постулирования выводов о распределении воды в приповерхностном грунте Марса. Необходимо отметить, что интерпретация эмпирических закономерностей неизбежно имеет ту или иную степень неопределенности, в то время как сами эмпирические закономерности, хоть и не являются носителями информации о природе воды в приповерхностном слое, имеют большую степень объективности.

Глава 5. ОБСУЖДЕНИЕ И ИНТЕРПРЕТАЦИЯ РЕЗУЛЬТАТОВ КОРРЕЛЯЦИОННОГО АНАЛИЗА

5.1. Экваториальный широтный пояс / (40° ю.ш. - 40° с.ш) - область вероятного нахождения связанной воды и/или реликтовых льдов

Отсутствие корреляции в экваториальном широтном поясе / (40° ю.ш. - 40° с.ш) означает, что содержание воды в грунте не находится в зависимости от температурных условий на поверхности. Вариация потока нейтронов в этом поясе определяется, главным образом, вариациями в содержании в нем связанных форм воды. Солнечная радиация не является главным фактором, определяющим содержание воды в грунте этого пояса. Вместе с тем, в поясе / присутствуют районы Аравии и Мемнонии с низким потоком нейтронов и высоким значением альбедо в ближнем ИК диапазоне. Вклад этих районов в условные распределения значений аюб4 для четырех интервалов fn, (рис. 4.2.3) показывает такую же связь между ними, которая наблюдается для поясов II и III с сильным эффектом корреляции - т.е. эти две области с высоким альбедо характеризуются низким потоком нейтронов. Повышенное содержание воды в грунте Арабии и Мемнонии так или иначе связано с высоким значением альбедо поверхности. Во-первых, эти районы могут содержать реликтовый лед НгО (Базилевский и др. 2003), возникший в иных климатических условиях и защищенный от сублимации слоем грунта с относительно низкой величиной поглощаемой солнечной энергии благодаря высокому альбедо. Во-вторых, грунт в этих районах может содержать повышенные концентрации сульфатов, филосиликатов (Bibring et al., 2006) или хлоридов (Osterloo et al., 2008). Отложения, содержащие эти минералы (на Марсе они имеют светлый тон) содержат в своем составе и химически связанную воду. Вопрос о природе воды в грунте

Аравии и Мемнонии пока следует считать открытым, но отсутствие значимой корреляции между нейтронным потоком и альбедо поверхности в экваториальном поясе / можно считать установленным. I

5.2 Широтные пояса II (выше 40° с.ш) и III (40° - 60° ю.ш.) - районы льдосодержащего грунта, перекрытого равновесным сухим слоем

Эффект значимой корреляции между значениями fn и Аюв4 на широтных поясах II и III, указывает, что над льдонасыщенным грунтом находится сухой слой РСС, толщина которого определяется величиной поглощаемой солнечной энергии. Сопоставление нейтронных данных прибора ХЕНД (Mitrofanov et al., 2002; Митрофанов и др., 2004: Litvak et al., 2006) и данных по гамма-излучению прибора ГРС (Boynton et al., 2007) показало, что распределение льда в приповерхностном слое хорошо описывается простой двухслойной моделью. Эта модель предполагает наличие верхнего сухого слоя с переменной толщиной h и нижнего слоя с переменным содержанием воды ¿¡. Предполагается, что состав грунта в верхнем и нижнем слоях соответствует составу грунта по данным аппарата Марс Пасфайндер (Wanke et al., 1977), а содержание воды в верхнем (сухом) слое принимается равным 2% по весу (Wanke et al., 1977).

Согласно двухслойной модели, пространственные вариации нейтронного потока с поверхности могут объясняться либо изменением толщины h верхнего сухого слоя, либо изменением содержания льда Н2О Z, в нижнем слое, либо изменением обоих параметров. Для объяснения обнаруженного эффекта корреляции в поясах II и III с использованием двухслойной модели грунта, следует дополнительно предположить, что верхний сухой слой имеет физическую природу РСС и, что именно с изменением его толщины hpcc связаны пространственные вариации нейтронного потока. Критерием правильности этого предположение должно служить наличие или отсутствие статистически значимой корреляции между оценочной толщиной слоя hpcc и полной величиной потока энергии от солнечной радиации вглубь под поверхность.

Для проверки этого предположения были выбраны четыре широтных интервала в пределах поясов II и III с высокой корреляцией нейтронного потока и альбедо (а) (50° с.ш. - 55° с.ш.), (б) (60° с.ш. - 65° с.ш.), (в) (70° с.ш. - 75° с.ш.) в северном полушарии и (г) (55° ю.ш. - 60° ю.ш.) в южном полушарии (рис. 5.2.1). На основе анализа данных прибора ХЕНД было оценено наилучшее значение параметра толщины верхнего сухого слоя hpccn для двухслойной модели отдельно для каждого пространственного элемента 5° х 5°, принимая содержание воды в нижнем слое равным максимальному значению для • соответствующего широтного интервала (описание процедуры этой оценки см. в Литвак и др., 2006). Для каждого пространственного пикселя мы провели расчет параметра нагрева W, равного потоку поглощаемой грунтом солнечной энергии в полдень в середине лета. Параметр нагрева зависит от доли потока поглощенной солнечной радиации (100 -Awed 1 от угловой высоты Солнца над горизонтом (\ср\ - е) в полдень в середине лета, (где (р - широта места и е =25.2° - наклон оси вращения Марса к плоскости орбиты) и от расстояния до Солнца. Его можно представить в следующем виде:

W = ц F0 (100 - Аюб4 )• cos (|Ф| -Е) (5.2.1) где Fq- поток солнечной энергии при среднем за год расстоянии Марса от Солнца, а коэффициент ¡л отражает разницу расстояний Марса до Солнца в середине северного и южного лета вследствие эллиптичности орбиты. Он равен цы - 0.85 для северного и = 1.2 для южного полушарий (Демидов и др., 2008).

Расчеты показали, что для каждого из четырех выбранных широтных интервалов имеется значимая корреляция между значениями Ьрссп и И/: С[50°с.ш.-55° С.Ш.] = +0.49, С/60 ° с.ш. -65°с.ш.] = +0.64, С[70°с.ш. -75°с.ш.] = +0.73 и С[55°ю.ш. - 60°ю.ш.] ~ +0.58. При объединении значений всех четырех интервалов в одну совокупность, коэффициент корреляции возрастает до +0.77. Физическая зависимость толщины верхнего сухого слоя от величины нагрева показана на рисунке 5.2.1. Таким образом, проверяемое предположение можно считать верным - пространственная вариация потока нейтронов в широтных поясах II (40° с.ш. - 80° с.ш.) и III (40° ю.ш. -60° ю.ш.) хорошо объясняется изменением толщины РСС, которая определяется величиной поглощаемой солнечной энергии.

100 80

Я 60 о

-с 40

20 0

0 20 40 60 80 100

Рис. 5.2.1. Диаграммы рассеяния значений (АЛ, Щ для четырех широтных интервалов с высокой корреляцией [50° с.ш. - 55° с.ш.] (*), [60° с.ш. - 65° с.ш.] (Д), [70° с.ш. - 75° с.ш.] (+), [55° ю.ш. - 60° ю.ш.] (0).

Используя значения параметров (hpcc(} и W) для всех четырех широтных интервалов (рис. 5.2.1), можно найти простую эмпирическую зависимость между толщиной hpcc слоя РСС над льдосодержащим грунтом и параметром нагрева W: hpcc = k(W— Wo), (5.2.2) где коэффициент прогрева к = 0.95 см/% имеет физический смысл приращения толщины сухого слоя (в см) в данной точке при уменьшении альбедо на 1%. Предельное значение параметра нагрева И/о = 20% соответствует такому потоку энергии вглубь от поверхности, при котором толщина верхнего сухого слоя обращается в 0, т.е. при котором лед может стабильно существовать на поверхности.

Разброс точек на рисунке 5.2.1 относительно эмпирической зависимости (5.2.2) достаточно велик. По-видимому, он возникает вследствие реальной разницы в физических свойствах грунта в каждом индивидуальном пространственном элементе. Во-первых, может быть различным содержание льда воды в нижнем слое; во-вторых, могут различаться теплофизические свойства грунта, которые определяют профиль температуры по глубине (тепловая инерция, коэффициент теплопроводности, теплоемкость), в-третьих, степень нагрева должна различаться в зависимости от наклона поверхности к направлению север-юг. По нашему мнению, зависимость (5.2.2) описывает основной физический механизм, который объясняет отрицательную корреляцию потока нейтронов и альбедо поверхности в ближнем И К диапазоне формированием в широтных поясах II и III Равновесного Сухого Слоя грунта, отделяющего льдосодержащий грунт от атмосферы.

Согласно данным нейтронного и гамма-излучения (Boynton et al., 2002; Feldman et al., 2002; Mitrofanov et al., 2002), границы СЛМ и ЮЛМ проходят вдоль широт, соответствующих интервалу 55° - 60°. Одновременно, значимая корреляция между потоком нейтронов и альбедо в ближнем ИК диапазоне обнаружена и в поясах II и III, границы которых проходят на широтах около 40° в обоих полушариях. Существует достаточное количество работ, в которых показано, что тепловые условия грунта могут обеспечить стабильное существование льда НгО на широтах выше 40°. Из расчетов Ахаронсона и Шоргофера (Aharonson and Schorghofer, 2006), следует, что с широты 40°, возможно стабильное существование льда НгО на участках с высоким альбедо и на участках со склонами, обращенными к полюсу. Учитывая существование корреляции между fn и Аюб4, можно констатировать, что доля участков на поверхности Марса со стабильным льдом должна быть достаточно велика уже начиная с широты около 40°, и что льдосодержащий грунт в широтном поясе 40° - 60° на юге и всюду выше 40° на севере покрыт РСС. Следует отметить, что в предыдущих работах по интерпретации измерений прибора ХЕНД был сделан вывод, что на севере наличие верхнего сухого слоя не подтверждается наблюдениями за потоком нейтронов. По данным гамма-спектрометра ГРС было показано (Boynton et al., 2006), что относительно тонкий слой сухого реголита, около 3-20 см, может присутствовать и на севере. Согласно эмпирическому соотношению (5.2.2), полученному на основе совместного анализа данных измерений нейтронов и ИК альбедо, толщина верхнего сухого слоя на севере составляет около 20 см. Эта величина согласуется с данными измерения гамма-лучей, но мала для того, чтобы сухой слой мог быть достоверно обнаружен на основе измерений нейтронного потока.

5.3 Широтный пояс IV (выше 60° ю.ш) - район льдосодержащего грунта, перекрытого неравновесным сухим слоем

Из данных измерений потоков нейтронов и гамма-лучей известно, что в грунте широтного пояса IV присутствует большое количество льда НгО (от 20 до 50% по массе) под слоем сухого грунта толщиной 10 - 15 см (Litvak et al., 2006; Boynton et al., 2007). Отсутствие в этом поясе корреляции между потоком нейтронов и альбедо в ближнем ИК диапазоне указывает, что в настоящий момент глубина залегания льдосодержащего грунта не определяется равновесием между конденсацией и сублимацией воды - т. е. льдосодержащий грунт покрыт Неравновесным Сухим Слоем (НСС). Образование НСС в широтном поясе IV может быть объяснено двумя причинами. Во-первых, можно предположить, что НСС в поясе IV образовался в других климатических условиях и имеет достаточную большую толщину для изолирования льда от атмосферы и низкую проницаемость для предотвращения диффузии водяного пара. Во-вторых, можно предположить, что в настоящее время поверхность льдонасыщенного грунта сохраняет контакт с атмосферой, но толщина верхнего сухого слоя не находится в равновесном состоянии. Известно, что весна и, в меньшей степени, лето, на высоких широтах южного полушария сопровождаются регулярными пылевыми бурями с перемещениями больших масс пылевого материала (Smith, 2004). Именно в районе широтного пояса IV зафиксированы максимальные изменения альбедо со времени наблюдений поверхности Марса приборами проекта Викинг (Fenton, 2007). Если в широтном поясе IV за характерное время формирования РСС, выпадают или сносятся значительные массы пылевого вещества и происходят значительные изменения альбедо поверхности, то равновесная глубина льдосодержащего грунта не успевает установиться. По нашему мнению, основной эффект от пылевых бурь, влияющий на процесс установления равновесной глубины льдосодержащего слоя, состоит в изменении ИК альбедо поверхности. Появление на поверхности нового слоя пыли толщиной в несколько микрон может существенно изменить поток поглощаемой солнечной энергии путем изменения альбедо поверхности и, следовательно, изменить величину равновесной глубины залегания льда.

5.4 Определение глубины залегания льдосодержащего слоя с субкилометровым разрешением на основе совместного анализа данных по потоку нейтронов и альбедо

Как показано выше на широтных поясах II (выше 40° с.ш) и III (40° - 60° ю.ш.) имеется льдосодержащий грунт, перекрытый сверху равновесным сухим слоем, толщина которого контролируется поглощаемой солнечной энергией и давлением паров воды в атмосфере. Для этих районов получена эмпирическая зависимость (5.2.2), связывающая толщину hpcc слоя РСС над льдосодержащим грунтом с параметром нагрева W. Данная зависимость была выведена путем линейной аппроксимации точек на диаграмме рассеяния значений фрсс, Щ для четырех широтных интервалов с высокой корреляцией [50° с.ш. - 55° с.ш.], [60° с.ш. - 65° с.ш.], [70° с.ш. - 75° с.ш.], [55° ю.ш. - 60° ю.ш.] (рис. 5.2.1). При этом, каждая точка на рисунке 5.2.1 соответствовала пространственному элементу поверхности размером 5° * 5°.

Однако физика этой зависимости такова, что если зависимость существует в масштабе пространственных элементов 5° * 5°, то она должна существовать и в более крупном масштабе (вплоть до пространственных элементов поверхности размером в п * hpcc)■ Из этого вытекает практическое применение выведенной зависимости (5.2.2) между толщиной сухого слоя над льдонасыщенным грунтом и альбедо в ближнем ИК диапазоне. Пространственное разрешение нейтронных данных соответствует масштабу около 300 км, а данные по альбедо в ближнем ИК диапазоне известны с субкилометровым разрешением. Для каждого участка поверхности размером 300 км в широтных. поясах II и III по данным нейтронных измерений прибора ХЕНД можно оценить среднюю толщину верхнего сухого слоя hM и среднее содержание воды ^ в нижнем льдосодержащем слое. Для этого же участка поверхности по данным пассивной радиометрии прибором МОЛА должно быть оценено усредненное значение альбедо Аюб4М в ближнем ИК диапазоне. Далее можно предположить, что параметр нагрева Wo слабо зависит от локальных свойств поверхности и остается примерно одинаковым Wo = 20% для всех участков поверхности в пределах поясов II и III. Тогда на основе соотношения (2), исходя из значений hM и Awei*\ можно оценить среднее значение коэффициента прогрева kw. Используя соотношение (5.2.2) с полученным значением коэффициента прогрева и, предполагая, что содержание водяного льда на глубине остается примерно постоянным и равным среднему значению мы можем рассчитать глубину залегания льдонасыщенного грунта hi для каждого суб-километрового пикселя i по данным альбедо в ближнем ИК диапазоне поданным радиометрии прибора МОЛА.

Такой подход позволяет существенно (по линейному масштабу в -1000 раз) увеличить горизонтальное разрешение нейтронных данных для оценки глубины залегания льдосодержащего слоя (Демидов и др. 2007). Очевидно, что предположение о постоянном содержании водяного льда и оценка коэффициента прогрева в соотношении (5.2.2) на основе усредненных данных для исходного участка поверхности могут внести систематическую ошибку в абсолютную оценку глубины залегания льда для суб-километрового пикселя. С другой стороны, формула (5.2.2) достаточно хорошо описывает относительное соотношение глубин для различных суб-километровых пикселей с разными значениями альбедо поверхности, и поэтому ее целесообразно использовать для поиска и отояедествления суб-километровых участков поверхности с наиболее близким к поверхности залеганием водяного льда.

Предложенный метод повышения пространственного разрешения на основе совместного анализа данных нейтронных измерений прибора ХЕНД и радиометрии прибора МОЛА может быть полезен для предсказания глубин залегания льдосодержащего слоя мерзлоты в районах посадок на Марс исследовательских аппаратов. Так, 25 мая 2008 года на Марсе произвел посадку аппарат HACA Феникс в высокоширотном районе северного полушария. Перед запуском аппарата обсуждались конкурентные места посадки. Для одного из предложенных районов посадки (65° с.ш. - 72° с.ш. и 120° в.д. - 140° в.д.) с помощью зависимости (5.2.2) была построена карта глубин залегания льдосодержащего грунта с разрешением порядка 700 м на пиксель (рис. 5.4.1).

Толщина

122* 124' 126* 128" 130' 132' 134' 136* 138J J2ÜÜ*«. слоя, см

122* 124' 126' 128' 130' 132' 134' 136' 138' Рис. 5.4.1. Карта толщины сухого слоя hPCc для одного из предложенных районов посадки космического аппарата Phoenix, рассчитанная на основе эмпирической зависимости между толщиной сухого слоя и параметром нагрева.

Толщина верхнего слоя сухого грунта для этого района, рассчитанная предложенным методом, составляет порядка 17 см, а на отдельных субкилометровых участках - 25 см (рис. 5.4.1). Протестированный в данной главе район не совпал с районом посадки аппарата Phoenix. Однако, выбранный район имел сходное положение по широте - 68.22° с.ш., 234.25° в.д. При механическом снятии неконсолидированного верхнего сухого слоя рукой-манипулятором поверхность льдонасыщенного грунта была обнаружена на глубине 5-15 см (Smith et al., 2009), что близко к нашей оценке для района находящегося на этом же широтном интервале.

5.5 Возможность привлечения дополнительных данных по тепловой инерции для повышения точности оценки глубины залегания льдонасыщенного грунта

Выше отмечалось, что разброс точек на рисунке 5.2.1 относительно эмпирической зависимости (5.2.2), по-видимому, возникает вследствие реальной разницы в физических свойствах грунта в каждом индивидуальном пространственном элементе. Наибольший вклад в отклонение от прямолинейной зависимости вносит различие в содержании льда воды в нижнем слое и различие в теплофизических свойствах грунта. Различие в теплофизических характеристиках грунта может быть учтено путем коррекции положения точек на диаграмме рассеяния значений (h('}, W) на значение их тепловой инерции. Тепловая инерция / -комплексная теплофизическая характеристика, определяемая как корень квадратный из произведения коэффициента теплопроводности на плотность и на теплоемкость (5.5.1). Тепловая инерция имеет размерность Дж-м"2-К"1-с1/2. = л]крС (5.5.1)

Тепловая инерция является ключевой характеристикой грунта, определяющей суточные колебания температуры под воздействием солнечной энергии, и, зависящей от гранулометрического состава, процентного содержания крупных обломков, наличия в верхнем слое выходов скальных пород и грунтового льда. Она определяет способность приповерхностного материала накапливать тепло в течение дня и излучать его ночью (Putzing et al 2002). Как правило, неконсолидированные пылеватые отложения имеют низкую тепловую инерцию, агрегированная пыль и пески - промежуточные значения, а камни, скальные породы и лед - высокие значения. Для случая определения тепловой инерции с орбиты космического аппарата ее величина будет определяться комбинацией тепловых инерций различных материалов в масштабе разрешения прибора. К настоящему моменту имеются данные о тепловой инерции Марса, полученные приборами TES (разрешение ~3 км) и THEMIS (разрешение -100 м) (Putzig et al., 2004). Расчет величин тепловой инерции проводится путем сопоставления приборных данных о температуре поверхности данного пространственного элемента в различное время суток с модельными предсказаниями температуры для различных значений тепловой инерции. В данной работе использована карта тепловой инерции Марса, построенная по данным прибора TES, установленного на космическом аппарате MGS (Putzing et al., 2005) (рис. 5.5.1).

24 TV, TV* 490 645 800 Тепловая инерция

Рис. 5.5.1. Карта тепловой инерции поверхности Марса (в Дж м"2 К"1-с"1/2) свободной от покрова С02 по данным прибора TES KA HACA Марс Глобал Сервейор

С целью показать наличие взаимосвязи между толщиной сухого слоя над льдонасыщенным фунтом, на первом этапе поверхность Марса была разбита на широтные интервалы (аналогичные тем, на которые разделялась поверхность Марса при поиске корреляции с альбедо), в которых рассчитывалась корреляция между нейтронным потоком и тепловой инерцией. Для того, чтобы сопоставить результаты корреляции нейтронного потока с тепловой инерцией с результатами корреляции нейтронного потока и альбедо, они были наложены на единый график (рис. 5.5.2). В целом, корреляция нейтронного потока с тепловой инерцией подтвердила правильность разбиения поверхности Марса на четыре широтных пояса с различной природой воды в приповерхностном слое (Демидов и др., 2007). В широтных поясах II и III наблюдается положительная по знаку корреляция между нейтронным потоком и тепловой инерцией. Этот эффект объясняется наличием над льдосодержащим фунтом сухого слоя, тепловая инерция которого определяет его толщину. В районах с низкой тепловой инерцией (пылеватые грунты) суточные колебания температур проникают на меньшую глубину в связи с высокими амплитудами суточных колебаний температур на поверхности. Это обуславливает малую толщину А?рсс сухого слоя, который экранирует льдосодержащий фунт от суточных колебаний температур. Напротив, в районах с высокой тепловой инерцией (пески, скальные породы) амплитуды колебаний суточных температур поверхности низкие, а глубина их проникновения больше, чем в районах с низкой тепловой инерцией. В этих районах точка равновесного существования льда воды сдвигается глубже под поверхность. о 1.0 э Ф ч и 0.0 к о р -0.5 р е и -90 -60 -30 0 30 60 90 и

Широта (градусы)

Рис. 5.5.2. Коэффициенты корреляции между потоком нейтронов и альбедо в ближнем инфракрасном диапазоне (черная линия) и коэффициенты корреляции между потоком нейтронов и тепловой инерцией (красная линия) на различных широтных интервалах. Порог значимости обозначен прерывистыми линиями.

Пунктирными линиями разделены пояса с различным характером корреляции. Четыре широтных интервала, которые были использованы для проведения модально зависимого сравнения между толщиной сухого слоя и поглощаемой солнечной энергией, выделены пунктиром и обозначены буквами.

В широтном поясе II выше 70° с.ш. положительная по знаку корреляция между потоком нейтронов и тепловой инерцией резко меняется на отрицательную по знаку корреляцию (рис. 5.5.2). Здесь толщина слоя, в котором формируется тепловая инерция (глубина, на которой амплитуда суточных колебаний температуры уменьшается в е раз), оказывается больше толщины сухого слоя, т.е. льдосодержащий грунт вносит существенный вклад в величину тепловой инерции. Районы с высокой тепловой инерцией / и низким потоком нейтронов соответствуют районам с малой толщиной сухого слоя, а районы с низкой тепловой инерцией / и высоким потоком нейтронов - районам с большей глубиной залегания льдонасыщенного грунта.

Таким образом, тепловая инерция является еще одним фактором, вносящим вклад в формирование глубин залегания льдонасыщенного грунта на Марсе. В районах, где альбедо и тепловая инерция не коррелируют между собой, учет тепловой инерции может позволить уменьшить разброс точек относительно эмпирической зависимости (5.2.2). Для проверки такой возможности были выбраны два широтных интервала: 55° - 60° ю.ш. и 55° - 60° с.ш. Для каждого широтного интервала были построены диаграммы рассеяния нейтронный поток - альбедо и условные распределения двух подгрупп тепловой инерции (рис. 6.2.3, 6.2.4). Аппроксимирующая линия (линия наименьших квадратов отклонений на диаграмме рассеяния) делит облако точек на подгруппу, лежащую выше нее, и подгруппу точек, лежащую ниже. Как следует из анализа условных распределений для широтного интервала 55° с.ш. - 60° с.ш., для первой и второй подгруппы не наблюдаются значимого отличия тепловой инерции (рис. 5.5.3). В данном интервале нейтронный поток коррелирует и с альбедо, и с тепловой инерцией. Следовательно, отсутствие различия в тепловой инерции у двух подгрупп обусловлено корреляцией альбедо и тепловой инерции между собой.

Рис. 5.5.3. Диаграммы рассеяния поток эпитепловых нейтронов (Р, отсч./сек.) - альбедо в ближнем инфракрасном диапазоне (Аюы) и условные распределения тепловой инерции (/, Дж м"2 К"1 с"1/2) для подгруппы точек выше аппроксимирующей линии (черный цвет) и ниже аппроксимирующей линии (синий цвет) для широтного интервала 55° с.ш. - 60° с.ш.

В широтном интервале 55° ю.ш. - 60° ю.ш. подгруппы точек, лежащих по разные стороны от аппроксимирующей линии, характеризуются различными величинами тепловой инерции (рис. 5.5.4). Согласно вышеописанной физике влияния тепловой инерции на поток нейтронов, подгруппа точек, лежащих выше аппроксимирующей линии, характеризуется более высокими значениями тепловой инерции, по сравнению с подгруппой точек лежащих ниже аппроксимирующей линии. Другими словами, при одной и той же величине альбедо поверхности, районы с низкой тепловой инерцией имеют меньшую величину равновесного сухого слоя над льдонасыщенным фунтом (т.е. отклоняют точки на диаграмме рассеяния вниз), а районы с высокой тепловой инерцией -имеют большую величину сухого слоя (т.е. отклоняют точки на диаграмме рассеяния вверх).

А1064 1

Рис. 5.5.4. Диаграммы рассеяния поток эпитепловых нейтронов (Г, отсч./сек.) - альбедо в ближнем инфракрасном диапазоне (Акт) и условные распределения тепловой инерции (/) для подгруппы точек выше аппроксимирующей линии (черный цвет) и ниже аппроксимирующей линии (синий цвет) для широтного интервала 55° ю.ш. - 60° ю.ш.

Учитывая наличие в широтном интервале 55° ю.ш. - 60° ю.ш. значимой корреляции между потоком нейтронов и альбедо, а также эффект различия тепловой инерции у подгрупп точек находящихся выше и ниже аппроксимирующей линии на диаграмме рассеяния, на основе зависимости (5.2.2) выведена более точная зависимость для оценки толщины равновесного сухого слоя. Оптимизация зависимости возможна по двум направлением. Первое - использование вместо параметра нагрева показывающего максимальную величину потока солнечной энергии за год, величины суммарной солнечной энергии попадающей в фунт Е.

Величина Е определяется как сумма суточных сумм солнечной энергии Ed, которые в свою очередь находятся по следующей формуле:

Ed = ( ^1 °°, ^ X—)2 — Оо Sin ^sin ^ + COS (рcos дsin ú>0) (5 5 2) 100 Г 7Г где /0 - солнечная постоянная (590 В/м2), г0 - среднее расстояние Марса от Солнца, г - расстояние Марса от Солнца в данные сутки, □ - длительность марсианских суток (88775 сек), w0 - часовой угол в момент восхода/захода, ср - широта, 6 - склонение Солнца.

Диаграмма рассеяния толщина сухого слоя - суммарная солнечная энергия за год (hn, Е) для интервала 55° ю.ш. - 60° ю.ш. показана на рисунке 5.5.5. Коэффициент корреляции (г) между hn и £ составляет 0.58.

Е I

Рис. 5.5.5. Диаграммы рассеяния толщина сухого слоя см) - Сумма солнечной энергии за год (Е, Дж/м2) и условные распределения тепловой инерции (/) для подгруппы точек выше интерполяционной линии (черный цвет) и ниже интерполяционной линии (синия цвет) для широтного интервала 55° ю.ш. - 60° ю.ш.

Второе направление - это использование вместо толщины равновесного сухого слоя /?° отнормированной на значение тепловой инерции величины Р (5.5.3). иП ^т 1 ~п у (5.5.3) где 1т - среднее значение тепловой инерции в данном широтном интервале, 1и,1 -среднее значение тепловой инерции для данной подгруппы. Подобная нормировка позволяет снизить разброс точек относительно эмпирической зависимости (5.2.2). Для широтного пояса 55° ю.ш. - 60° ю.ш. она позволяет добиться увеличения коэффициента корреляции с 0.58 до 0.76 (рис. 5.5.6).

Рис. 5.5.6. Диаграммы рассеяния толщина сухого слоя, отнормированная на величину тепловой инерции (Р, см), - сумма солнечной энергии за год (Е, Дж/м2) для широтного интервала 55° ю.ш. - 60° ю.ш.

Таким образом, оценка толщины сухого слоя для широтных интервалов, в пределах которых существует корреляция как между нейтронным потоком и альбедо, так и нейтронным потоком и тепловой инерцией, и при этом альбедо и тепловая инерция не коррелируют между собой, должна делаться с помощью следующей зависимости: где коэффициент прогрева к = 0.2 10"9 м3/Дж имеет физический смысл приращения толщины сухого слоя (в м) в данной точке при уменьшении суммарной энергии на 1 Дж/м2. Предельное значение параметра нагрева Е0 = 2.3-109 Дж/м2 соответствует Е

Ксс - К(Е -Ео)~- (5.5.4) т такой величине энергии, при которой толщина верхнего сухого слоя обращается в О, то есть при котором лед может стабильно существовать на поверхности. 5.6 Заключение к главе 5

Корреляционный анализ данных нейтронного потока и альбедо в ближнем ИК диапазоне позволил сделать вывод о существовании двух различных типов льдосодержащей мерзлоты на Марсе. Первый тип мерзлоты располагается в северном полушарии выше 40° (пояс II) и в южном полушарии в поясе III на широтах 40°- 60°. Он охватывает практически весь район CJ1M и низкоширотный пояс ЮЛМ. Льдосодержащий слой этого типа мерзлоты покрыт Равновесным Сухим Слоем (РСС) и находится в настоящее время в контакте с атмосферой. Толщина РСС определяется величиной поглощаемой солнечной энергии и давлением водяного пара в атмосфере. Из условия равновесия конденсации и сублимации в каждой точке на поверхности льдосодержащего слоя следует, что суммарный обмен водой между поверхностью и атмосферой равен нулю - характерное время изменения толщины РСС гораздо короче характерного времени изменения глубин залегания льда по всей поверхности этого типа мерзлоты. Для такой мерзлоты с помощью эмпирической зависимости (5.2) и наблюдательных данных приборов ХЕНД и МОЛА возможна оценка глубин залегания льдонасыщенного грунта с суб-километровым разрешением.

Второй тип мерзлоты принадлежит к ЮЛМ и лежит на высоких широтах южного полушария (60°- 80°). Поверхность льдонасыщенного грунта этого типа мерзлоты покрыта Неравновесным Сухим Слоем (НСС), толщина которого не определяется условием равновесия конденсации и сублимации воды на поверхности льдосодержащего грунта. Причина неравновесности верхнего слоя во втором типе мерзлоты пока не установлена. Она может быть связана с разрушением такого равновесия вследствие какого-либо глобального катаклизма, связанного либо с внезапным увеличением толщины верхнего слоя, либо внезапным уменьшением давления водяного пара в атмосфере. В этом случае мерзлота в поясе IV ЮЛМ представляет собой реликтовые отложения льда НгО, оставшиеся от ранних эпох планеты и в настоящее время изолированные от атмосферы. Во-вторых, равновесие верхнего слоя может отсутствовать вследствие быстрых изменений в поясе IV альбедо поверхности во время пылевых бурь. В этом случае лед Н20 находится в непосредственном взаимодействии с атмосферой Марса, но время установления равновесной толщины слоя РСС в каждом участке поверхности оказывается существенно больше характерного времени изменения альбедо поверхности на этом участке. Можно предположить, что в условиях неравновесного контакта льда с атмосферой в широтном поясе IV может наблюдаться как отток воды из грунта, так и приток атмосферной влаги, в зависимости от соотношения между собой продолжительности периодов высокого и низкого альбедо.

Ответ на вопрос, какой вариант взаимодействия льдосодержащего грунта с атмосферой реализуется для второго типа льдосодержащей мерзлоты на современном Марсе должны дать последующие исследования.

В заключительной пятой главе диссертации отдельное внимание уделено описанию методики оценки глубин залегания льдонасыщенного грунта в широтных поясах 40° с.ш. - 80° с.ш. и 40° ю.ш. - 60° ю.ш. Данный метод основан на существовании в этих поясах значимой корреляции между толщиной сухого слоя и количеством солнечной энергии, попадающей в грунт. Количество солнечной энергии, попадающей в грунт, в первом приближении определяется широтой местности и альбедо поверхности, что позволяет, используя нейтронные оценки средней глубины залегания льдонасыщенных пород, строить карты залегания льдонасыщенного грунта с субкилометровым разрешением на основании данных по альбедо поверхности. Выведенная зависимость между толщиной сухого слоя и параметром нагрева описывает основной физический механизм, который объясняет обнаруженный эффект сильной отрицательной корреляции потока нейтронов и альбедо поверхности в ближнем ИК диапазоне - формирование в широтных поясах 40° с.ш. - 80° с.ш. и 40° ю.ш. - 60° ю.ш. Равновесного Сухого Слоя грунта, который отделяет льдосодержащий грунт от атмосферы.

При одинаковой величине поглощаемой грунтом энергии, благодаря различию в теплофизических характеристиках грунта, эта энергия может по разному перераспределяться в приповерхностной толще, что может приводить к отклонению равновесной толщины сухого слоя в конкретном районе от основной зависимости. В пятой главе диссертации рассмотрен возможный эффект влияния тепловой инерции грунта на равновесную толщину сухого слоя и метод учета этого эффекта при расчете этой толщины. По аналогии с альбедо поверхности и тепловой инерцией могут быть учтены и другие факторы, например экспозиция поверхности, что позволит получить более точную эмпирическую зависимость для расчета толщины сухого слоя.

Тем не менее, метод уже сейчас может быть применен для поиска оптимальных районов посадки мобильного аппарата Марсианской Научной Лаборатории 2011 года и перспективных аппаратов, в задачу которых будет входить забор образцов грунта и доставка на Землю. Посадка такого аппарата в районе с неглубоким залеганием водяного льда позволит выполнить важнейшую научно-техническую задачу по доставке для исследований на Земле образцов марсианского водяного льда.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Нейтронное картографирование является мощным средством изучения распределения воды в приповерхностном грунте Марса. С помощью нейтронных данных могут быть выявлены области с высоким содержанием воды и сделаны модельно-зависимые оценки ее процентного содержания. Геологическая интерпретация данных состоит в определении формы существования воды в грунте, уточнении ее вертикального распределения в исследуемом слое, выявлении факторов, контролирующих содержание воды и объясняющих обнаруженные пространственные вариации. Для этого необходим совместный анализ нейтронных данных с данными других приборов, характеризующих физические свойства вещества грунта. В диссертационной работе разработан новый метод интерпретации результатов нейтронного картографирования поверхности Марса. Он основан на оценке корреляции нейтронных данных и данных по альбедо для пространственных элементов поверхности с одинаковой широтой, позволяющий выявлять закономерности распределения воды в различных широтных поясах.

Корреляционный анализ наблюдательных данных для нейтронного потока и альбедо в ближнем ИК диапазоне позволил сделать вывод о существовании двух различных типов водосодержащей мерзлоты на Марсе. Первый тип водосодержащей мерзлоты располагается в северном полушарии выше 40° (пояс //) и в южном полушарии на широтах 40° - 60° (пояс III). Он охватывает практически весь район СЛМ и низкоширотный пояс ЮЛМ. Льдосодержащий слой этого типа мерзлоты покрыт Равновесным Сухим Слоем (РСС) и находится в настоящее время в контакте с атмосферой. Толщина РСС определяется величиной поглощаемой солнечной энергии и давлением водяного пара в атмосфере. Из условия равновесия конденсации и сублимации в каждой точке на поверхности льдосодержащего слоя следует, что суммарный средний обмен водой между поверхностью и атмосферой равен нулю - характерное время изменения толщины РСС гораздо короче характерного времени изменения глубин залегания льда по всей поверхности этого типа мерзлоты. Учитывая существование корреляции между нейтронными данными и данными по альбедо поверхности, можно констатировать, что с широты около 40° доля участков на поверхности Марса со стабильным льдом достаточно велика. Для этого типа мерзлоты с помощью эмпирической зависимости (5.2) и наблюдательных данных приборов ХЕНД и МОЛА возможна оценка глубины залегания льдонасыщенного грунта с суб-километровым разрешением.

Второй тип мерзлоты принадлежит к ЮЛМ и лежит на высоких широтах южного полушария (60° - 80°). Поверхность льдонасыщенного грунта для этого типа мерзлоты покрыта Неравновесным Сухим Слоем (НСС). Толщина этого слоя не определяется условием равновесия конденсации и сублимации воды на поверхности льдосодержащего грунта. Причина неравновесности верхнего слоя пока не установлена. Она может быть обусловлена разрушением такого равновесия вследствие какого-либо глобального катаклизма, связанного либо с внезапным увеличением толщины верхнего слоя, либо с внезапным уменьшением давления водяного пара в атмосфере. В этом случае мерзлота в поясе IV ЮЛМ представляет собой реликтовые отложения льда НгО, оставшиеся от ранней эпохи планеты и в настоящее время фактически изолированные от атмосферы. Во-вторых, равновесие верхнего слоя может отсутствовать вследствие быстрых изменений в поясе IV альбедо поверхности во время пылевых бурь. В этом случае лед НгО находится в непосредственном взаимодействии с атмосферой Марса, но время установления равновесной толщины слоя РСС в каждом участке поверхности оказывается существенно больше характерного времени изменения альбедо поверхности на этом участке. В условиях неравновесного контакта льда с атмосферой в широтном поясе IV может наблюдаться как отток, так и приток воды на поверхности при ее взаимодействии с атмосферой в зависимости от того, как соотносятся между собой продолжительность периодов высокого и низкого альбедо. Какой вариант взаимодействия льдосодержащего грунта с атмосферой реализуется для второго типа льдосодержащей мерзлоты на современном Марсе пока остается неизвестным. Ответ на этот вопрос должны дать последующие исследования.

Список литературы диссертационного исследования кандидат геолого-минералогических наук Демидов, Никита Эдуардович, 2010 год

1. Афанасенко В.Е. Оценка криогенной оболочки Марса на основе схемы его геолого-структурного строения // Вестн. МГУ, Сер. 4. Геология, № 4, 2004. с. 8-17.

2. Айвазян С.А., Енюков И.С., Мешалкин Л.Д. Прикладная статистика: Исследование зависимостей: Справ, изд. / Под ред. Айвазяна С.А. М.: Финансы и статистика, 1985. 487 с.

3. Гавриленко Е.С. Гидрогеология тектоносферы. Киев: Наукова Думка, 1975. 193 с.

4. Гавриленко Е.С., Дерпгольц В.Ф Глубинная гидросфера Земли. Киев: Наукова думка, 1971. 271 с.

5. Дерпгольц В.Ф. Мир воды. Л.: Недра, 1979. 254 с.

6. Клиге Р.К., Данилов И.Д., Конищев В.Н. История гидросферы. М.: Научный Мир, 1998. 368 с.

7. Каттерфельд Г.Н., Фролов П.M. Земные аналоги в гидроареологии // Сборник статей Австравского горно-металлургического университета, 1967. с. 201-221.

8. Ю.Кац Я.Г., Кузнецов Ю.Я. и др. Тектоническая карта Марса. М.: ВНИИ зарубежгеология, 1981.

9. Космос и его освоение. М.: Наука, 1994. 526 с.

10. Ксанфомалити Л.В. Потоки воды и бассейны на Марсе// Астрон. вестн. Т. 37. № 5, 2003.

11. Кузьмин Р.О. Строение криолитосферы Марса и проявление ее в рельефе планеты // Проблемы криолитологии. вып. X, Изд. Моск. Ун-та, 1982. с. 18-41.

12. Космическая петрология / Под ред. Маракушева A.A. М: Изд. Моск. Унта, 1992. 325 с.

13. Объяснительная записка к геоморфологической карте Марса. М.: ВНИИзарубежгеология, 1981. 37 с.

14. Региональная и историческая геокриология Мира: монография / Под ред. Ершова Э.Д. (Основы геокриологии, ч. 3) М.: Изд. Моск. Ун-та, 1998. 575 с.

15. Романовский Н.Н. Подземные воды криолитозоны. М.: Изд. Моск. Ун-та, 1983. 232 с.

16. Сидоров Ю.И., Золотов М.И. Породы и грунт поверхности Марса. М.: Наука, 1989. 221 с.

17. Создание Государственных геологических карт на базе ГИС ИНТЕГРО: Методические рекомендации. М.: ГНЦ ВНИИгеосистем, 2001. 208 с.

18. Athy LF. Density, porosity and compaction of sedimentary rocks // Bull. Am. Assoc. Petrol. Geol., V. 14, N 1, 1930. pp. 1-24.

19. Asphaug E. The small planets // Scientific American. V. 13, N 3, 2003. pp. 44-54.

20. Baker VR. A Brief Geological History of Water on Mars // Origin, genesis, evolution and diversity of life, Netherlands: Kluwer Academic Publishers, 2004. pp. 619-631.

21. Baker VR, Storm RG, Gulick VC, Kargel GS, Komatsu G, Kale VS. Ancient oceans, ice sheets and the hydrological cycle on Mars // Nature, V. 352, 1991. pp. 589-595.

22. Berman DC, Hartmann WK. Recent fluvial, volcanic and tectonic activity on the Cerberus plains of Mars // Icarus, V. 159, N 1, 2002. pp. 1-17.

23. Bibring JP, Langevin Y, Gendrin A, Gondet B, Poulet F, Berthé M, Soufflot A, Arvidson R, Mangold N, Mustard J, Drossart P, the OMEGA team. OMEGA/Mars Express Observations // Science V. 307, N 5715, 2005.pp.1576-1581.

24. Shinohara C. Distribution of Hydrogen in the Near Surface of Mars: Evidence for Subsurface Ice Deposits // Science, V. 297, N 5578, 2002. pp. 81-85.

25. Brass GW. The stability of brines on Mars // Icarus, V. 42, 1980. pp. 20-28.

26. Burr DM, Soare RJ, Jean-Michel Tseug, Joshua P. Emery Young (late Amazonian), near surface, ground ice features near the equator, Athabasca Valles, Mars // Icarus 178, 2003, pp. 56-73

27. Bish DL, J. Carey W, Vaniman DT, Chipera SJ. Stability of hydrous minerals on the martian surface II Icarus, V. 164, 2003. pp. 96-103.

28. Campins H, Swindle TD, Kring DA. Evaluating comets as a source of Earth's water II Origin, genesis, evolution and diversity of life, Netherlands: Kluwer Academic Publishers, 2004. pp. 567-591.

29. Carr MH, Belton MJ, Chapman CR. Evidence for subsurface ocean on Europa // Nature, V. 391, N 6665, 1998. pp. 363-365.

30. Carr MH. The surface of Mars. New Haven; L.: Yale Univ. press, 1981. 227 P.

31. Carr MH. Martian oceans, valleys and climate // Astron. Geophys., V. 41, 2000. pp. 3.20-3.26.

32. Carr MH. Formation of Martian flood features by release of water from confined aquifers // J. Geophys. Res., V. 84, 1979. pp. 2995-3007.

33. Clifford et al The State and Future of Mars Scince and Exploration // Icarus, V. 144, 2000. pp. 449-455.

34. Fanale F. Martian volatiles—Their degassing history and geochemical fate II Icarus, V. 28, N 2, 1976. pp. 179-202.

35. Farmer C, Doms P. Global seasonal variation of water vapor on Mars and the implications for permafrost II J. Geophys. Res., V. 84, N B6,1979. pp. 28812888.

36. Haberle RM, McKay CP, Schaeffer J, Cabrol NA, Grin EA, Zent AP, Quinn R. On the possibility of liquid water on present-day Mars II Journal of Geophysical Research (Planets) V. 106, 2001. pp. 23317-23326.

37. Haberle RM, Murphy JR, Schaeffer J. Orbital change experiments with a Mars general circulation model // Icarus, V. 161, 2003. pp. 66-89.

38. Head JW, Wilson L, Mitchel KL. Generation of recent water floods at Cerberus Fossae, Mars by dike emplacement, cryosphere cracking and confined aquifer groundwater release // Geophys. Res. Lett., V. 30, N 11, 2003. pp. 1577, doi:10.1029/2003GL017135

39. Head JW, Hiesinger H, Ivanov MA, Kreslavsky MA, Pratt S, Bradley JT. Possible Ancient Oceans on Mars: Evidence from Mars Orbiter Laser Altimeter Data // Science, V. 286, N 5447, 1999. pp. 2134-2137.

40. Haberle RM, McKay CP, Schaeffer J, Cabrol NA, Grin EA, Zent AP, Quinn R. On the possibility of liquid water on present-day Mars // Journal of Geophysical Research (Planets), V. 106, 2001. pp. 23317-23326.

41. Haberle RM, Murphy JR, Schaeffer J. Orbital change experiments with a Mars general circulation model // Icarus, V. 161, 2003. pp. 66-89.

42. Icy worlds of the Solar System. / Pat D. (ed.), Cambridge, Cambridge University Press, 2004. 202 p.

43. Ivanov MA, Head JW. Alba Patera, Mars: Topography, structure and evolution of a unique late Hesperian-Early Amazonian shield volcano. // J. Geophys. Res., 2006. 111, E09003, doi: 10.1029/2005JE002469.

44. Jakosky BM, Mellon MT, Varnes ES, Feldman WC, Boynton WV, Haberle RM. Mars low-latitude neutron distribution: Possible remnant near-surface water ice and a mechanism for its recent emplacement II Icarus, V. 175, 2005. pp. 58-67.

45. Jänchen IJ, Bish DL, Möhlmann DTF, Stach H. Investigation of the water sorption properties of Mars-relevant micro- and mesoporous minerals II Icarus, V. 180, 2006. pp. 353-358.

46. Kargel JS. Mars a wamer, wetter planet // New York: Springer-Praxis Publishing Ltd., 2004. 557 p.

47. Kasting JF. The origins of water on Earth // Scientific American V. 13, N 3, 2003. pp. 28-33.

48. Keszthelyi L, McEwen AS, Thordarson Th. Terristrial analogs and thermal models for martian flood lavas // J. Geophys. Res., V. 105, 2000. pp. 1502715049.

49. Kieffer HH, Martin TZ, Peterfreund AR, Jakosky BM, Miner ED, Palluconi FD. Thermal and albedo mapping of Mars during the Viking primary mission //J. Geophys. Res., V. 82, 1977. pp. 4249-4291.

50. Kuznetz LH, Gan DC. On the Existence and Stability of Liquid Water on the Surface of Mars Today // Astrobiology, V. 2, N 2, 2002. pp. 183-197.

51. Langevin Y, Poulet F, Bibring JP, Gondet B. Sulfates in the North Polar Region of Mars Detected by OMEGA/Mars Express // Science, V. 307, N 5715, 2005. pp. 1584-1586 .

52. Leighton R, Murray B. Behavior of carbon dioxide and other volatiles on Mars // Science, V. 153, N 3732, 1966. pp. 136-144.

53. Malin MC, Edgett KS, Posiolova LV, McColley SM, Noe Dobrea EZ. Present-day impact cratering rate and contemporary gully activity on Mars // Science , V. 314, 2006, pp. 1573- 1577. doi: 10.1126/science.

54. Malin MC, Edgett KS. Evidence for recent groundwater seepage and surface runoff on Mars // Scince, V. 288, 2000. pp. 2330-2335.

55. MEPAG SR-SAG (2006). Findings of the Mars Special Regions Science Analysis Group, Unpublished white paper, 76 p, posted June 2006 by the Mars Exploration Program Analysis Group (MEPAG) at http://mepaq.ipl.nasa.gov/reports/index.html.

56. Mellon MT, Jakosky BM. Geographic variations in the thermal and diffusive stability of ground ice on Mars // J. Geophys. Res., V. 98, N E2, 1993. pp. 3345-3364.

57. Mellon MT, Jakosky BM. The distribution and behavior of Martian ground ice during past and present epochs II J. Geophys. Res., V. 100, N E6, 1995. pp. 11781-11799.

58. Mouginis-Mark PJ, Wilson L, Zimbelman JR. Polygenetic eruptions on Alba Patera, Mars. Bull. V. 50, 1988. pp. 361-79.

59. Murray JB, Muller J, Neukum G, Werner SC, Van Gasselt S, Hauber E, Markiewicz WJ.Head JW, Foing BH, Page D, Mitchell KL, Portyankina G,

60. HRSC Co-Investigator Team. Evidence from the Mars Express High Resolution Stereo camera for a frozen sea close to the equator II Nature, V. 434, 2005. 352-356.

61. Nelson RM. Mercury the forgotten planet // Scientific American, V. 13, N 3,2003, pp. 12-20.

62. Oro J. Comets and the origin of life on the primitive Earth // Origin, genesis, evolution and diversity of life, Netherlands: Kluwer Academic Publishers,2004. pp. 549-567.

63. Osterloo MM, Hamilton VE, Bandfield JL, Glotch TD, Baldridge AM, Christensen PR, Tornabene LL, Anderson FS. Chloride-Bearing Materials in Southern Highlands of Mars//Science, V. 319, N 5870, 2008. pp. 1651-1654.

64. Paige DA. The thermal stability of near-surface ground ice on Mars II Nature, V. 356, N 6364, 1992. pp. 43-45.

65. Palmero JA, Sasaki S. Nature and hydrological relevance of the Shalbatana complex underground cavernous system // Geophys. Res. Letters, V. 30, 2003. pp. 1304.

66. Putzig NE, Mellon MT, Jakosky BM, Pelkey SM, Martínez-Alonso S, Hynek BM, Murphy NW. Mars thermal inertia from themis data // 35th Lunar and Planetary Science Conference, March 15-19, 2004, League City, Texas, abstract no. 1863.

67. Putzig NE, Mellon MT, Kretke KA, Arvidson RE. Global thermal inertia and surface properties of Mars from the MGS mapping mission // Icarus, V. 173, 2005. pp. 325-341.

68. Read PL, Lewis SR. The Marsian Climate revisited // Springer Praxis Publishing Ltd, Chichester, UK, 2004, 326 p.

69. Roos-Serote M. Organic molecules in planetary atmospheres// Astrobiology: future perspectives, Netherlands: Kluwer academic publishers, 2004. pp. 127-149.

70. Roush TL, Cruikshank DP. Observations and laboratory data of planetary organics// Astrobiology: future perspectives, Netherlands: Kluwer academic publishers, 2004. pp. 149-179.

71. Rummel JD. Mars, Europa and beyond // Astrobiology: future perspectives. Kluwer Academic Publishers, 2004. pp. 415-445.

72. Rüssel PS, Head JW. Elysium-Utopia flows as megalahars: a model of dike intrusions, cryosphere cracking and water-sediment release. // J. Geophys. Res., V. 108, N E6, 2003. doi:101029/2002JE001995.

73. Schmöker JW, Gautier DL. Sandstone porosity as a function of thermal maturity//Geology, V. 16, 1988. pp. 1007-1010.

74. Schultz PH, Lutz AB. Polar wandering on Mars // Icarus, V. 73. 1988. pp. 91141.

75. Scott DH, Carr MH. Geologic Map of Mars, 1-1083. Scale 1 : 25 000 000. Reston: US Geological Survey, 1978.

76. Scott DH, Tanaka KL. Geologic Map of the Western Equatorial Region of Mars //Atlas of Mars. Map 1-1802-A. USGS. 1986.

77. Solomon SC, Head JW, Heterogeneities in the thickness of the elastic lithosphere of Mars: Constraints on Heat Flow and Internal Dynamics // J. Geophys. Res., V. 95, N B7, pp. 11.073-11.083.

78. Schorghofer N, Aharonson O. Stability and exchange of subsurface ice on Mars //J. Geophys. Res., V. 110, 2005. E05003, doi:10.1029/2004JE002350.

79. Toksoz MN, Press F, Anderson K, Dainty A, Latham G, Ewihg M, Dorman J, Lammlein D, Sutton G, Duennebier F, Nakamura Y. Lunar Crust: Structure and Composition // Science, V. 176. N 4038, 1972. pp. 1012 1016. DOI: 10.1126/science.176.4038.1012

80. Toksoz MN, Dainty AM, Solomon SC, Anderson K.R., Structure of the Moon // Rev. Geoph. Space Physics, V. 12, 1974. pp. 539-567.

81. Tokano T. Precession-driven migration of water in the surficial layers of Mars // Int. J. Astrobiol. V. 2, N 3, 2003. pp. 155-170.

82. Water on Mars and Life/ ed.Tokano T., Springer, Berlin Heidelberg, 2005, 331 p.

83. Zolotov MY, Kuzmin RO, Shock EL. Mineralogy, abundance, and hydration state of sulfates and chlorides at the mars pathfinder landing site II 35th Lunar and Planetary Science Conference, March 15-19, 2004, League City, Texas, abstract no. 1465.

84. Zent A, Fanale F, Salvail J, Postawko S. Distribution and state of H20 in the high-latitude shallow subsurface of Mars // Icarus, V. 67, 1986. pp. 19-36.