Физика /Астрофизика, планетология, геофизика

Комаров И.А., Исаев В.С., Абраменко О.Н., Балмашева В.В.

Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, Россия

Оценка мощности криолитосферы Марса по данным дистанционных наблюдений с орбиты и результатам физического и математического моделирования

Мерзлые породы, как естественно - исторические образования, не являются чем-то исключительным, присущим только Земле. Они широко развиты в пределах других планет Солнечной системы и их спутников. Среди планет земной группы особое место в этом плане занимает Марс - планетное тело с мощной криолитосферой и постоянным присутствием льда Н₂О и СО₂ в полярных шапках. Изучение криологических условий Марса, который стал в настоящее время центральным объектом многих исследовательских программ, представляет как самостоятельный интерес, так и дает новые импульсы для понимания процессов протекающих в криолитозоне Земли. В докладе на основании последних данных дистанционных наблюдений с орбиты и результатов физического и математического моделирования производится корректировка существующих представлений о величине мощности криосферы Марса в меридиональном направлении. Они базируются на работах М.С. Красса, Р.О. Кузьмина, S.M.Clifford и T.J.Parker и др.Оценка средней мощности криолитосферы Марса была проведена ими на основе модели установившегося температурного поля, т.е. по профилю стационарного распределения температуры, для однослойной или многослойной литологической модели разреза. Задавались: средняя температура поверхности, температура фазового перехода Н₂О, теплопроводность мерзлого массива и теплопоток к его нижней границе. Различия заключались в выборе этих характеристик [1]. В результате расчетов у М.С. Красса и В.Г. Мерзликина [2]. средняя мощность мерзлых пород составила 2,7 км, у Р.О.Кузьмина[3]. значения варьируют от 5 км под полярными шапками до 1,5 км в экваториальной зоне, а среднее значение составило 3,23 км, а у S.M.Clifford и T.J.Parker [4]. значения средней мощности мерзлых пород составили 2,3-4,7 км на экваторе и 6,5-13 км на полюсах.

В свете наших представлений и появившихся в последнее время данных дистанционного зондирования с орбиты и со спускаемых аппаратов, представляется целесообразным скорректировать величину мощности мерзлых пород в сторону ощутимого уменьшения. Учитываем следующие данные: уточненные значения величины температуры поверхности в меридиональном направлении;; мощность полярных шапок; наличие на поверхности иссушенного слоя реголита с крайне малой теплопроводностью; величину льдистости верхних горизонтов;

минерализацию поровых растворов (исходя из гипотезы о наличии в недрах Марса высокоминерализованных рассолов); влияние давления вышележащих толщ на положение нижней границы мерзлых пород; а также результаты низкотемпературных измерений свойств земных пород в лабораторных условиях. Оценка мощности проведена на основе модели установившегося температурного поля, учитывая термическое сопротивление составляющих разрез слоев.

Для оценки временной и пространственной изменчивости составляющих радиационно-теплового баланса поверхности, ее температуры, была использована ГМКБД - Глобальная Марсианская Климатическая база данных , (the Mars Climate Database of the European Space Agency), которая базируется на модельных расчетах климата и атмосферной циркуляции Обобщенной Модели Циркуляции (GCM). Марсианский вариант GCM явился результатом совместных усилий LMD (Laboratoire de Meteorologic Dynamique du CNRS, Paris) и AOPP (Atmospheric, Oceanic and Planetary Physics, Department of Physic, Oxford University, Oxford, UK) и базировался на интерполяции данных, которые получены в ходе наблюдений с орбитальных станций и спускаемых аппаратов миссий Mars Pathfinder, Mars Global Surveyor, Viking-1,2.

Температурный режим в слое годовых амплитуд оценивался нами по программе «HeatMars» [5], которая учитывала теплообмен на поверхности Марса при различных значениях потока солнечной радиации, который определяется эллиптичностью орбиты и наклонения экватора к плоскости орбиты, учитывалась также зависимость от широты местности и ориентации склонов. С целью определения суточного хода температуры поверхности во времени для достижения стабильного течения времени Марс «фиксировался» на определенных участках орбиты, соответствующих 12-ти сезонам на планете и в течение марсианского месяца для фиксированной точки обрабатывались данные за время оборота планеты вокруг своей оси. В результате обработки данных для фиксированных положений был получен суточный и среднесуточный ход температуры поверхности для определенных месяцев, который принимался за среднемесячную температуру. Далее оценивалась динамика полей температуры в массиве [1,6]. Сопоставление результатов расчетов по программе «HeatMars» и программе «Marstherm» [7], дало удовлетворительное согласие (отличие не более 10%). В нашей упрощенной постановке влияние незначительной атмосферы Марса. учитывалось через единый интегральный параметр – величину, характеризующую интенсивность излучения поверхности в инфракрасной части спектра.

Мощность полярных шапок, состоящих из льда Н₂О и СО₂ и пылевых включений оценена с помощью радара MARSIS (Mars Advanced Radar for Subsurface and Ionosphere Sounding) способного зондировать массив полярных шапок на глубину до 5 км. и лазерного альтиметра МOLA (Mars Orbiter Laser Altimeter), который позволял определять абсолютные отметки форм марсианской поверхности и функционировал также, как пассивный радиометр, измеряя излучение поверхности на длине волны 1064 nm. Размеры полярных областей определялись с помощью орбитальной камеры MOC (Mars Orbiter Camera) разрешение которой от 1.5 до 12 м/пиксель в серой шкале. Теплопроводность ледяного массива оценивалась по данным для земных аналогов [8]. Температурные условия в полярных областях оценивались с учетом анализа радиационно-теплового баланса поверхности [9].

Мощность слоя реголита в средних и низких широтах бралась по результатам рентгеноскопии поверхности, полученных с помощью гамма-спектрометра GSH ( созданного в университете штата Аризона) и составляла от 20 см вблизи полярных шапок до 1,5 ¸ 2.0 метров на экваторе. Реголит по данным спектрометра OMEGA (Observatoire pour la Mineralogie, l` Eau, les Glaces ot l`Activite), работающего в видимом и инфракрасном диапазонах, представлен частицами андезитового или андезито - базальтового состава, размеры, которых сответствовали глинистой и пылеватой фракций общей мощностью до 1,2- 1,8 м, с встречающимися округлыми до 3-4 см каменистыми включениями. . Несмотря на незначительную мощность слоя реголита его термическое сопротивление весьма существенно и сопоставимо с сопротивлением земного слоя свежевыпавшего снега мощностью 5¸10м. Это обусловлено его крайне низкой теплопроводностью, которая оценивалась нами на основании карт величин тепловой инерции поверхности и данных по теплоемкости земных пород – аналогов, которая определялась в лабораторных условиях с помощью низкотемпературного дифференциального сканирующего калориметра "Меttler ТА-2000В", работающего в интервале температур -170 ¸ + 550^оС [8]. Величина теплоемкости не зависит от степени разряжения и гравитации. Опробовались породы находящиеся в воздушно-сухом состоянии, поскольку анализ спектральных полос воды разных категорий связи в коротковолновой части TES спектров поверхности Марса показал, что содержание адсорбированной воды в реголите оценивается менее чем 0,1-0,2 масс. %. [10]. Общее содержание воды оценивается величиной до нескольких процентов, что определяется содержанием химически связанной минералами воды. Оценка коэффициента теплопроводности реголита для мест посадки “Викингов –1,-2” на равнине Утопия показала, что его величина будет изменятся от 0.12 до 0.2 до Вт/м, что близко к измеренным значениям с помощью спускаемого аппарата. Для ряда других районов на средних и высоких широтах Северного полушария величина l реголита изменяется в диапазоне 0.07 ¸ 0.15 Вт/м K. По нашим оценкам, теплопроводность приповерхностного слоя марсианских пород соответствует теплопроводности пылеватых частиц с плотностью в диапазоне 1.15 ± 0.15 г/см³.

Для оценки теплопроводности массива льдосодержащих пород были использованы 2 методики. Первая это расчет по картам тепловой инерции и величине теплоемкости образцов земных пород-аналогов. Величина льдистости образцов выбиралась на основании данных о льдистости верхних горизонтов Марса, полученных по результатам нейтронной спектроскопии при помощи детектора HEND (High Energy Neutron Detector ), разработанного сотрудниками ИКИ РАН под руководством Митрофанова И.Г и установленного на космическом аппарате «Марс Одиссей». Согласно этим данным, вблизи границ высоких широт (в пределах зоны ±40^o по широте) поток эпитепловых нейтронов(с энергией в диапазоне 1эВ ¸ 0.1 МэВ) снижается. Очевидная причина этого – присутствие льда Н₂О в породе. По проведенным оценкам содержание воды и льда в приповерхностном слое до 2 м для северного полярного района составляет до 40 % массовых единиц (при вероятности принятия однослойной модели 0,6), а для южного полярного района до 23 % (при вероятности принятия однослойной модели 0,004) и до 55 % , при вероятности принятия двухслойной модели - 0,26 (иссушенный слой с содержанием Н₂О в 2% перекрывает льдонасыщенный слой). По второй методике коэффициент теплопроводности оценивался по результатам опробования земных образцов-аналогов на лабораторной установке с температурным диапазоном от 0 до -120 ^оС [ 6 ]. Расчетную оценку теплопроводности массива льдистых пород l на Марсе Clifford S. M. и Parker T. J., провели, пользуясь методом обобщенной проводимости, с учетом температурной зависимости теплопроводности льда, которая с понижением температуры возрастает в несколько раз [4 ]. Вследствие этого , величина l для пород оказалась существенно завышенной, а следовательно и сильно завышена величина мощности криолитосферы. Наши экспериментальные данные, показывают, что эффект повышения l экспериментально фиксируется только для гексогонального поликристаллического льда в объеме.

В льдонасыщенных породах при понижении температуры величина l снижается. Причинами, вызывающими это уменьшение, несмотря на то что теплопроводность порового льда увеличивается, являются: потеря поровым пластических свойств и образование в нем микротрещин (начиная с –12^оС); при более низких температурах начинает играть роль различие в коэффициентах линейного расширения льда и органо - минерального скелета, что приводит к образованию микротрещин на поверхности раздела грунтовая частица – лед; Суммарный эффект этих процессов становится преобладающим и ведет к уменьшению суммарного значения коэффициента теплопроводности пород [8]. Величины коэффициента линейного расширения льдосодержащих пород и чистого льда были получены, с помощью низкотемпературного дилатометра японской фирмы “Sinky-Rico” марки DL-150LS, для диапазона температур от -190°С до 0°С [1]. .

В пользу гипотезы о существовании растворов в верхних горизонтах говорит наличие на поверхности соляных «корочек», отмеченных посадочными аппаратами Viking 1,2 и Mars Pathfinder. Эти сцементированные корочки характеризовались повышенным содержанием хлора и серы по сравнению с вмещающими породами (хлора вдвое больше, а серы на 2/3 больше), причем в самой породе отмечено их значительное содержание, превышающее на один-два порядка их содержание в земных породах. О минерализации исследуемой поверхности в местах посадки марсоходов Mars Pathfinder и Spirit свидетельствуют также данные, полученные с помощью альфа-протонового рентген спектрометра (APXS) в долине Арес и с помощью спектрометра Mössbauer в кратере Гусева. Наличие воднорастворимых солей в верхних слоях, которое следует из анализа химического состава марсианской породы, полученных посадочными аппаратами Viking-1,2 и Mars Pathfinder [ 11, 12] . Косвенным свидетельством наличия рассолов могут служить результаты наблюдений за сезонным изменением радарной отражательной способности в области Залива Солнца ..Исходя из предположения о магнезиально-хлоридном и сульфатном составе этих рассолов, изотерму 216^о К соответствующую эвтектическому вымерзанию рассола в целом (механический конгломерат льда с вкраплениями твердых фаз солей) целесообразно выделить, как границу между зоной мерзлых льдосодержащих и мерзлых криогидратосодержащих пород. [1,13, 14].

Для оценки влияния давления вышележащих слоев пород на температуру фазового перехода рассол -лед более адекватным является использование не классического уравнения Клапейрона – Клаузиуса, а его модификации учитывающей возможность равновесия фаз, находящихся под разным давлением [6]. Такая трактовка в большей степени адекватна для Марса из-за сильной раздробленности базальтов и андезитов в верхних горизонтах пород. При расчетах учитывалось, что гравитация на Марсе в несколько раз меньше, чем на Земле , а значения плотности жидкости и льда Н₂О соответствуют их земным значениям (в силу большого разряжения на Марсе, дегазация приводит к увеличению плотности в жидкой и твердой фазах, однако поправка не очень существенна) и не учитывалась возможность химической реакции с СО₂ . Зона, которая была выделена между нулевой изотермой и изотермой температуры замерзания рассола , по терминологии принятой в геокриологии, была названа зоной охлажденных пород. Теплопроводность рассолов выбиралась по аналогии с земным аналогом. Не рассматривалась потенциальная возможность существования зоны мерзлых пород содержащих газогидрат СО₂. Величина теплопотока из недр, используемая в расчетах (0,04 Вт∙м^-2), бралась на основании анализа данных разных авторов [1 ]

Величина средней мощности мерзлых пород оценивалось нами в 2,3 км, а криолитосферы – 3,0 км. Эта величина превышает размер ее земного аналога, но значительно меньше, чем оцененная в работах упомянутых выше исследователей. Разрез сложен слоями пород (начиная с поверхности) мощностью: морозных до 0,3 км; мерзлых - до 0, 6 км на экваторе и до 4.0км под полярными шапками , охлажденных пород - до 0.25 км. В составе мерзлых пород были выделены криогидратсодержащие породы , не имеющие аналогов на Земле. Суммарный объем льда в сферическом слое мощностью 2,3 км, при внешнем радиусе Марса в 3394 км составит ( 0,4 ¸ 2) 10⁸ км³, что примерно на два порядка превышает объем льда Н₂О в его полярных шапках. В частности, суммарный объем льда в южной полярной шапке Марса ( включая пылевые отложения и отложения льда СО₂ ) по данным специалистов, работающих с данными радара MARSIS равняется (1.6 ± 0.2) ∙ 10⁶ km³

Работа выполнена при содействии фонда РФФИ (грант 11-05-00701).

Литература

1. Комаров И.А., Исаев В.С. Криология Марса и других планет Солнечной Системы М.: Научный мир, 2010 , 232 с.

2. Красс М.С., Мерзликин В.Г. Радиационная теплофизика снега и льда. Л.: Гидрометеиздат, 1990, с. 361.

3. Кузьмин Р.О., Криолитосфера Марса. М.: Изд-во Наука, 1983.

4. Clifford S. M., Parker T. J., The evolution of the Martian hydrosphere: Implications for the fate of a primordial ocean and the current state of the northern plains. 2001, Icarus. v. 154, pp. 40-78.

5. Комаров И.А., Пустовойт Г.П., Исаев В.С., Абраменко О.Н. Температурный режим атмосферы и верхних горизонтов пород в высоких широтах Марса // Третья конференция геокриологов России. М.: Изд-во МГУ, 2005 , с.. 337-345

6. Исаев В.С., Комаров И.А., Абраменко О.Н. Martian cryogenic conditions /Planetary Chronology workshop , Abstract # 6009, 2006 Houston, USA,

7. Clifford, S.V., Bartels C.J., Rubenstein E.F., The Mars Thermal Model “Marstherm”, FORTRAN 77-finite differences program designed for general distribution. // LPI. Houston, 1987, 30 p.

8. Комаров И.А. Термодинамика и тепломассообмен в дисперсных мерзлых

породах. М.: Научный мир, 2003, 608 с.

9. Абраменко О.Н., Комаров И.А., Исаев В.С. The radiation heat budget of the Antarctic and mars polar regions: comparative analysis /PERC Planetary Geology Field symposium, 2011, Japan, Kitakyushu

10. Базилевский А. Т., Литвак М. Л., Митрофанов И. Г., Бойнтон У. В., Саундерс Р. С., Хэд Дж. У., Поиски следов химически связанной воды в поверхностном слое Марса по результатам измерений прибором ХЭНД на КА 2001 Mars Odyssey. // Астрономический вестник, 2003, Т. 37, №5, с. 1-12.

11. Сlark B.C., Chemical analyses of Martian surface materials: status report. // Abstract of X LPSC. 1979, Pt. 1, pp. 215-217.

12. Rieder R., Economou T., Wanke H et al, The chemical composition of Martian Soil and Rocks returned by the Mobile Alpha Proton x-ray spectrometer: Preliminary results from x-ray Mode. Science. 1997, V.228, pp. 1771-1774.

13. Комаров И.А., Исаев В.С., Абраменко О.Н. Thickness of Frozen Rocks and the Cryolithosphere on Mars // SPIE's Optical Engineering + Applications symposium, San Diego, CA, USA, 10 - 14 August, 2008. #7097-36

14. Комаров И.А., Исаев В.С.., Абраменко О.Н. Cryolithosphere on Mars // Ninth International Conference on Permafrost, Fairbanks, Alaska, 2008. pp. 971-975