Атлас МАРСА по данным радиометра ТЕРМОСКАН. Космический аппарат Фобос-2

Атлас МАРСА по данным радиометра ТЕРМОСКАН

Космический аппарат Фобос-2

•  Снимки поверхности в тепловом и видимом диапазонах

•  Карты тепловой инерции экваториальных районов

•  Ареологическое описание

•  Исследования атмосферы

Министерство науки и технологий Российское космическое агентство

Российский научно-исследовательский институт космического приборостроения Акционерное общество Совзонд

Москва 1998

В процессе анализа снимков было уста­новлено, что в них содержится новая инфор­мация об аэрозольной составляющей атмо­сферы Марса. Несмотря на то, что вопросы исследования атмосферы не совпадают с ос­новной тематикой Атласа, посвященной изу­чению поверхности, авторы сочли необходи­мым включить также сведения и об этой ра­боте с целью более полного представления об эксперименте.

В Атласе представлены восемь панорам­ных изображений Марса, полученных в види­мой и тепловой областях спектра. Сезон съемки соответствует весне в северном полу­шарии. Оптическая толща атмосферы Марса в этот период оказалась относительно низкой (не более 0,4), что способствовало повыше­нию информативности снимков.

Кроме панорамных изображений в Атла­се представлены их увеличенные фрагменты, иллюстрирующие конкретные ареологичес- кие образования или проявления ареологиче - ских процессов на поверхности. Атлас завер­шается картами тепловой инерции марсиан­ской поверхности, созданными благодаря совместной обработке панорамных изобра­жений в видимой и тепловой областях спект­ра. Эти карты, так же как и сами панорамные изображения, сохраняют высокое простран­ственное разрешение (1,8 км) и не имеют ана­логов.

Постановка научной задачи, разработка прибора Термоскан и проведение экспери­мента осуществлялась сотрудниками Россий­ского НИИ космического приборостроения (РНИИ КП). Для обработки данных привле­кались также сотрудники Российской акаде­мии наук, Института геохимии и аналитичес­кой химии (ГЕОХИ) и Института космичес­ких исследований (ИКИ). Большой вклад в первоначальную обработку полученных изо­бражений внесли сотрудники Института про­блем передачи информации (ИППИ) Бок - штейн И. М., и Чочиа финансировалась государственными организациями, вошедшими впоследствии в Российское космическое агентство (РКА). После первого этапа обработки данных, по­следовавшего непосредственно за проведени­ем эксперимента и нашедшего отражение в публикациях [2—4], наступило снижение ак­тивности. Работа возобновилась лишь через несколько лет в связи с подготовкой новых марсианских миссий. Создание Атласа под­держивалось Министерством по науке и тех­нологиям и АО Совзонд.

Среди авторов Атласа представлены ос­новные, но далеко не все участники экспери­мента. Необходимо отметить первоначаль­ный вклад ведущего разработчика прибора (умершего в 1991 г.), Нови­кова М. В., отвечавшего за подготовку экспе­римента, , осуществлявшего калибровку прибора.

На первом этапе большую роль в оценке значимости данных, полученных Термоска - ном, увязки их с данными Викингов сыграли профессор Б. Мюррей (Калифорнийский технологический институт, США) и профес­сор Д. Хед (Брауновский университет, США).

По мнению авторского коллектива еще не вся полезная информация извлечена из экс­перимента. Для дальнейших исследований можно воспользоваться материалами, имею­щимися в РНИИ КП, или же данными, пере­данными в архив НАСА (код VOLUMEID: PHBJ001).

Подвижные элементы прибора — сканирую­щее зеркало (1) и модулятор (8) — приводятся в движение с помощью одного привода от син­хронного электромотора (на рис. 1 не показан). Движение сканирующего зеркала происходит по линейному закону с помощью кулачкового меха­низма. Угол сканирования 6.1°. Частота сканиро­вания — одна строка в секунду. В каждом периоде сканирования зеркало (1) совершает относитель­но медленный поворот, во время которого проис­ходит наблюдение поверхности (прямой ход) и быстрый возврат в исходное положение (обрат­ный ход), который занимает 25% от периода стро­ки. Модулятор (14) представляет собой вращаю­щийся диск, разделенный на пары из 8-ми про­зрачных и 8-ми непрозрачных секторов. Враща­ясь синхронно с частотой строк, он производит дискретизацию сигнала в ПК-канале на 512 эле­ментов. На каждый элемент приходится один прозрачный и один непрозрачный сектор. На прямой ход приходится 384 элемента, на обрат­ный — 128. Электрическая схема прибора постро­ена так, что сигнал от наблюдаемого объекта во время обратного хода не передается, а в этот про­межуток времени передается служебная и калиб­ровочная информация.

В видимом канале сигнал формируется ана­логично и синхронно с сигналом в ПК-канале, но без участия модулятора. Дискретизация сигнала в видимом диапазоне производится электрическим способом.

Для защиты от загрязнений во время полета и с целью стабилизации теплового режима входное отверстие прибора закрывается двумя створками, открытие и закрытие которых программируется с Земли.

Относительные спектральные характер - исти­ки каналов представлены на рис 2.

Они имеют колебательный вид, характерный для примененных в приборе интерференционных светофильтров простейшей конфигурации.

Фор­ма спектральных характеристик учитывается при обработке данных. Так называемый видимый ка­нал в действительности воспринимает излучение и ближней ИК-области спектра, поэтому назва­ние "видимый" является условным.

Выбранные параметры сканирования позво­ляют получить панорамное (непрерывное) изоб­ражение поверхности без существенных пропус­ков и перекрытий и обеспечить максимальное разрешение 1.8 х 1.8 км в полосе обзора 650 км с круговой орбиты высотой 6300 км при ориента­ции поля зрения на центр планеты. Размеры про­сматриваемой полосы по кадру определяются длительностью сеанса и в двух из них перекрыли полный диаметр планеты. При работе на некруго­вой орбите оптимальные соотношения нарушают­ся, что усложняет обработку данных.

Калибровка

Поскольку радиомет­рическая калибровка для данного типа прибора имеет особое значение, предусматривалось не­сколько путей ее осуществления.

•  Внутренняя калибровка от "черного тела" (10, рис 3.) с температурой 240К, излучение которо­го попадает через зеркало (9) и модулятор (14) в ИК приемник.

•  Контроль собственной температуры ИК при­емника во время перекрытия потока модулято­ром, сектора которого имеют отражающее по­крытие (приемник "смотрит сам на себя").

•  Контроль по излучению открытого космоса че­рез иллюминатор (11) и зеркало (8). Излучение попадает на фотоприемник через окна в моду­ляторе.

•  Перед сеансом съемки и после него фиксирует­ся излучение защитных шторок прибора, темпе­ратура которых известна и ее значение переда­ется по телеметрическому каналу. Сеансы съем­ки предполагалось планировать так, чтобы в по­ле зрения прибора в конце и начале сеанса по­падал открытый космос (что удалось не во всех сеансах).

•  Помимо температуры шторок телеметрировалась температура приемника и ряда точек вну­три прибора (всего 8 параметров).

•  В видимом диапазоне радиометрическая калиб­ровка осуществлялась по внутреннему эталону — стабилизированной лампе накаливания (12), из­лучение от которой через оптический элемент (13) попадает на фотоприемник во время "об­ратного хода".

Предполетная наземная калибровка выполнялась на радиометрическом стенде, являющимся вто­ричным эталоном, обеспечивающим абсолютную точность ЗК в ИК диапазоне и 4% в видимом диа­пазоне. Моделировалась зависимость калибровки от влияния факторов космического полета (диа­пазона рабочих температур прибора, вакуума, длительности сеансов съемки). Базовые радиоме­трические кривые для номинальных условий ра­боты представлены на рис. 4. Аппаратурная по­грешность измерений, определяемая электрическими шумами, составляет величину <0.5К для теплового и 0.5% для видимого канала. Каждый спектральный канал разбит на два поддиапазона (переключаемых по командам с Земли), соответ­ствующих следующим диапазонам измерений:

ИК канал 180-310К; 180-270К;

видимый канал 0.03—19 Вт/м2ср.;

0.01-6.0 Вт/м2ср.

Среднеквадратичные погрешности абсолютной наземной калибровки составляют примерно 3.5К и 4.5% для ИК и видимого каналов соответствен­но. Для реальных условий работы калибровочные кривые редуцировались, исходя из телеметричес­ких данных. Использование в совокупности всех выше отмеченных путей обеспечения калибровки в реальных условиях работы позволило повысить точность измерений в ИК диапазоне и в некото­рых случаях довести ее до 2 К [5].

II Съемка

Применение Термоскана было рассчитано для круговой орбиты с на­клонением около 0° к экватору Марса, высотой 6000—6200 км, близкой к орбите Фобоса (рис. 5). Линия визирования прибора смещается парал­лельно самой себе в процессе сканирования и, при соответствующей длительности сеанса, может пересекать весь диск планеты. Ось визирования прибора с точностью Г—3° ориентирована в анти­солнечном направлении по отношению к оси сол­нечного датчика КА. Качания осей КА в процессе работы системы ориентации составляют Г—1.5°.

Показанные геометрические условия съемки не использовались ранее на марсианских КА, по­скольку они не оптимальны для картографической съемки элементов рельефа, наиболее контрастных при косом освещении. В данном случае контрасты на изображении в видимом и ближнем ИК-диапа­зоне порождаются разницей в альбедо элементов поверхности, что и определяет информационную ценность этих изображений. Для тепловой съемки в дальнем ИК-диапазоне условия наблюдений благоприятны. Они позволяют определить суточ­ный ход температур и тепловых контрастов, осо­бенно, в случае съемки от лимба до лимба, т. е. от утреннего до вечернего терминатора.

Несмотря на ограниченное число сеансов съемок, проведенных Термосканом, полученные изображения охватывают довольно крупные ре­гионы Марса в экваториальной зоне планеты (см. карту на стр. 38). В первый сеанс (11 февраля 1989 г.) Термоскан отснял область Марса протя­женностью в 8000 км (рис. 6 а, b), ограниченную меняющимся диапазоном широт от 0°—2°с. ш. до 6°с. ш.—3°ю. ш. и долготным диапазоном 115°— 220°з. д. Во втором сеансе тепловая съемка была проведена в области от верховий долин Шалбата - на, Симуд, Тиу и Арес до крупного ударного бас­сейна кратера Скиапарелли в диапазоне широт 7°ю. ш,— 4°с. ш. и долгот 320°-50°з. д. (рис. 7а). Па­норама в видимой области спектра из-за техниче­ских ограничений была получена лишь в диапазо­не долгот 0°-50°з. д. (рис. 7b). При съемках в по­следующих двух сеансах были получены панора­мы Марса (рис. 8, 9), имеющие область пересече­ния в интервале долгот 120°—170°з. д. и протягива­ющиеся на восток до долготы 5°з. д. и на запад до долготы 270°з. д. Широтный диапазон этих пано­рам составлял 10°—15°ю. ш..

Благодаря особенностям ориентации Термо - скана на борту КА Фобос-2 была реализована ред­кая возможность тепловой съемки тени естествен­ного марсианского спутника Фобоса на поверхно­сти планеты. Так, на панорамах сеансов 26.03.1989 г. тень Фобоса хорошо прослеживается вдоль цент­ральной части панорам (рис. 8, 9). На этих же па­норамах наблюдаются лимбы планеты, которые представляют особый интерес с точки зрения изу­чения стратификации аэрозольной составляющей атмосферы Марса. Все изображения видимого ка­нала позволили исследовать вариации нормаль­ного альбедо марсианской поверхности с прост­ранственным разрешением, равным разрешению в ИК канале.

Как известно, [6], для классического метода изучения тепловой инерции поверхности, нужны особые временные условия съемки (оптимальные в дневное и ночное время суток), которые не соблюдались в рассматриваемом случае. В разделе IV показано, что эти затруднения можно обойти путем совместной обработки данных обоих спект­ральных каналов.

В принципе в программе работы КА Фобос-2 предусматривалась некоторая ограниченная воз­можность производить переориентацию КА и съемку в других геометрических условиях, в том числе на ночной стороне. Но это не было реализо­вано по причинам, изложенным ранее.

Круговая орбита формировалась не сразу. Сначала КА выводился на промежуточную, силь­но вытянутую орбиту, с которой был произведен первый контрольный сеанс съемки. В этом сеансе нарушалось оптимальное соотношение между скоростями строчного сканирования и панорам­ного обзора, но достигалось наибольшее прост­ранственное разрешение вдоль строки.

Для всех сеансов съемки характерно измене­ние масштаба и, соответственно пространствен­ного разрешения вдоль панорам, вытекающее из геометрии сканирования.

Сводка данных по временным и геометриче­ским условиям съемки поверхности Марса пред­ставлена в табл. 2.

Все районы, отснятые Термосканом и привя­занные к картографической основе, показаны на стр 38

Рис. 6

Первые панорамные изображения экваториальной зоны Марса в И К (а) и видимом (Ь) диапазонах спектра, полученные в сеансе 11.02.89. Сканирование проводилось в не оптимальных условиях - орбитальная скорость аппарата в несколько раз превышала требуемую. Область съемки ограничена меняющемся диапазоном широт от 0°—2°с. ш. до 6°с. ш.-3°ю. ш. и протягивается в долготном диапазоне 115°-220'з. д. В пределы области съемки попали вулкан патеры Библиды, кратер Николсон, горы Хибис и равнина Элизий. Пространственное разрешение панорам 300-500 м/пиксел

Рис. 7 Панорамные изображения приэкваториальной области Марса, полученные в сеансе 01.03.89 в ИК (а) и видимом (b) диапазонах спектра, с пространственным разрешением 1,8 км/пиксел. В область съемки попали древнейшие плотно-кратерированные поверхности Марса, сформировавшиеся 4-3,5 млрд лет назад (Земля Ксанфа, Земля Меридиана и Сабейская Земля с кольцевым бассейном Скиапарелли) и приуроченные к высотам марсианской поверхности 0-3 км над условным нулевым уровнем планеты

Рис. 8

Панорамные изображения приэкваториальной области Марса, полученные в утреннем сеансе 26.03.89 в ИК (а) и видимом (b) диапазонах спектра. Область съемки находится в долготном интервале 5°-120° з. д. при диапазоне широт от 12°ю. ш. до 20°ю. ш. В область съемки попали: крупнейшее на Марсе вулкано-тектоническое поднятие Фарсида (с высотами поверхности 4-10 км), рассеченнное гигантской линейной системой тектонических провалов коры планеты - Долинами Маринер, имеющими глубину до 8 км при ширине 100—400 км и длине более 3000 км, а также один из крупнейших вулканов на Марсе - гора Арсия (с попе­речником основания около 400 км и высотой 25 км). Темная горизонтальная полоса в центре панорам - след тени естественного марсианского спутника Фобоса. Пространст­венное разрешение панорам 1,8 км/пиксел.

Рис. 9 Панорамные изображения приэкваториальной области Марса, полученные в вечернем сеансе 26.03.89 в И К (а) и видимом (Ь) диапазонах спектра. Область съемки находится в долготном интервале 180°-270°з. д. (в видимом канале) и 120°-270°з. д, (в ИК-канале) при диапазоне широт от 12°ю. ш. до 25°ю. ш. Съемка началась с Плато Гесперия, затем продолжалась через древнюю, плотно кратерированную область Киммерийской земли, вулкана Аполлонова патера и закончилась в области Борозды Мемнония. В центральной части ИК-панорамы хорошо видны древние сухие русла Аль - Кахира и Маадим. Последняя "впадает" в кратер Гусев, вну­три которого в прошлые геологические эпохи неоднократно находилось озеро. Темная горизонтальная полоса в центре панорам - след тени естественного марсианского спутника Фобоса. Пространственное разрешение панорам 1,8 км/пиксел.

III Анализ изображений

С помощью прибора Термоскан были получены изображения в види­мой и тепловой областях спектра для значитель­ной территории марсианской поверхности. В пре­делы этих областей попали различные геологиче­ские ландшафты планеты и крупные геологичес­кие структуры, образованные бомбардировкой марсианской поверхности метеоритами, процес­сами вулканической и тектонической активности планеты, деятельностью текучих вод в прошлые климатические эпохи Марса и современными эо­ловыми процессами.

По предварительной обработке данных Термоскана существует ряд публикаций, выполнен­ных американскими коллегами [7, 8]. Одна из них посвящена изучению тепловой выраженности вы­бросов из свежих метеоритных кратеров. Было по­казано, что выбросы свежих кратеров на тепловых изображениях Термоскана имеют четкую тепло­вую отождествляемость только в тех случаях, ког­да они образованы на поверхности равнин Геспе - рийского возраста (средней эпохи геологической истории Марса). Кратеры на более древних и бо­лее молодых поверхностях как правило не прояв­ляют тепловую отождествляемость. По мнению Беттса и Мюррея [7] этот эффект можно объяс­нить только тем, что Гесперийские отложения, по сравнению с более древними Наохидскими и бо­лее молодыми Амазонийскими, имеют меньшую толщину и кратеры вскрывают из-под них более древний материал Наохидского времени. В своей работе Беттс [8] показал, что днища крупных до­лин Марса (Симуд, Арес, Тиу, Аль-Кахира и Маа - дим), которые попали в поле съемки Термоскана, имеют более высокие значения тепловой инер­ции, чем окружающие их поверхности.

На рис. 10 наблюдается одна из крупнейших вулканических структур на Марсе - вулканичес­кая гора Арсия (поперечником около 400 км и вы­сотой 25 км). Альбедные и температурные контра­сты хорошо подчеркивают элементы кальдеры и окружающий ее шлейф радиальной системы мно­гочисленных лавовых потоков, спускающихся вниз по склонам вулкана. Характерно, что темпе­ратура горы Арсия на 15°—25° выше окружающей лавовой равнины [4]. Такой температурный кон­траст связан с постепенным огрублением поверх­ностного материала в направлении от кальдеры вулкана к окружающей равнине. Об этом же сви­детельствует и увеличение степени выраженности лавовых потоков вниз по склону подножия вулка­на за счет понижения их яркости (или снижения температуры их поверхности). Такая разница в ви­димости лавовых потоков (как функция высоты поверхности) связана с тем, что слой пылевого материала на лавовых потоках увеличивается в на­правлении к центру вулкана. Поэтому там, где по­верхность лавовых потоков свежая или лишена слоя пылевого материала, они характеризуются более низкими температурами и выглядят более темными образованиями на тепловых изображе­ниях Термоскана.

Тектоническая система гигантских каньонов долины Маринера, раскалывающая марсианскую кору вдоль экваториальной зоны на глубину более 5 км, прослеживается на панорамах Термоскана в диапазоне долгот 4°—11° (рис. 11). На тепловом изо­бражении каньонов долины Маринера (рис. 12) четко видна система оврагоподобных и дендрито - видных долин, рассекающих южный борт каньона. Перемещения склонового материала, вызванные сублимацией подземных льдов или процессом про­сачивания подземных вод, по-видимому, служили основными причинами формирования подобных долин Марса.

В сеансах 01.03.89 г. и 26.03.89 г. были сняты крупнейшие флювиальные долины Марса, обра­зованные в прошлом катастрофическим стоком огромных масс подземных вод. На рис. 13 хорошо видна область истоков таких долин как Шалбата - на, Симуд, Тиу и Арес. Эти долины, как правило, берут начало из провально-просадочных депрес­сий неправильных очертаний и с хаотическим ре­льефом внутри. Считается, что такой рельеф сформировался в результате просадок при раз­грузке артезианских бассейнов, находившихся при избыточном гидростатическом давлении. Другой тип долин, имеющих притоки, виден на рис. 14. Это долины Мангала, Маадим и Аль-Ка- хира, дренирующие в прошлом материковые воз­вышенности Марса. Характерной особенностью всех крупных долин является тот факт, что их дно, как правило, имеют заметно более низкие темпе­ратуры, чем у окружающих местностей. Это опре­деляется тем, что материал внутри долин обладает более низкой скоростью нагревания грунта в дневное время суток, типичной для более грубо­зернистых материалов с высокими значениями тепловой инерции.

Многочисленные метеоритные кратеры (как древние и разрушенные, так и относительно мо­лодые) особенно хорошо видны на тепловых изображениях, начиная от тех, которые находятся на пределе разрешения аппаратуры, до таких круп­ных кратерных структур как Скиапарелли (диа­метр более 400 км) и Гершель (диаметр 300 км) (см. рис. 15а, b). Кроме того, на тепловых изобра­жениях лучше распознаются очертания древних и частично погребенных кольцевых структур диаме­тром более 300 км (см. рис. 15с). Древняя вулка­ническая структура Аполлонова патера, окружен­ная туфоподобными вулканическими комплекса­ми, хорошо просматривается на тепловом изобра­жении области Эолида (8°ю. ш.; 187°з. д.) из сеанса 26.03.89 г. (рис. 16). Поскольку область Эолида на Марсе характеризуется очень активными эоловы­ми процессами, тепловая съемка такой области представляется особенно интересной для понима­ния динамики современного перемещения и ак­кумуляции эолового материала (пылевого и пес­чаного) по поверхности Марса. Действительно, на панораме в видимой области спектра мы видим множество кратерных шлейфов (см. рис. 17), ко­торые резко выделяются благодаря высокой ярко­сти, а их пространственная ориентация служит индикатором направления доминирующих атмо­сферных потоков в этой области Марса. Обтека­ние воздушными массами крупного кратера Гер­шель хорошо видно на рис. 17. Характерно, что ориентация кратерных шлейфов не изменилась со времени съемки их с американских аппаратов Ви­кинг 13 лет тому назад. То есть отложения в ветро­вой тени кратеров существуют довольно долго и относятся скорее к категории мелкозернистого песка, чем пыли. Процесс ветрового рассеивания дельтовых отложений древней долины Маадим хорошо ви­ден (см. рис. 18) на панораме теплового канала Термоскана в сеансе 26.03.89 г. Эта долина в про­шлом имела сток в крупный кратер Гусев (с ди­аметром 160 км), на днище которого и сформиро­вались дельтовые отложения. В настоящее время в результате ветровой эрозии этих отложений на дне кратера сформировался шлейф развеянного материала в форме пламени свечи. В пределах этого шлейфа хорошо прослеживается (особенно на тепловом изображении) зональность по яркос­ти, что служит свидетельством последовательной эоловой сепарации эродируемых отложений в пределах шлейфа.

На рис. 19 видны многочисленные пятна с низким альбедо внутри кратеров. Эти пятна пред­ставляют собой песчаноподобный (т. е. более гру­бозернистый) материал скапливающийся внутри кратерных депрессий вследствие ветровой сепара­ции поверхностного материала. Подобные кратерные пятна распознаются на изображениях Викингов как скопления дюнных форм рельефа (рис. 20). Как правило, на тепловых изображени­ях, полученных Термосканом, эти кратерные пят­на характеризуются более низкой температурой, чем у окружающей их поверхности.

Получение Термосканом данных одновремен­но в двух спектральных диапазонах позволяет син­тезировать снимки поверхности в "искусствен­ных" цветах. Например, кодируя видимый диапа­зон синим цветом, а тепловой красным получаем изображение, представленное на рис. 21. Такое представление может быть полезным при геологи­ческой интерпретации полученных данных [9]

Рис. 12

Тепловое изображение системы овраго-видных долин с V-образным поперечным профилем, прорезающих южный борт Долин Маринер (7°ю. ш.; 82°з. д.). Длина этих долин достигает 100 км. Происхождение овраго-видных долин связывается с дренажем подземных вод через борта Долин Маринер в прошлом планеты и испарением подземных льдов, вскрывавшихся в стенках долин. (Фрагмент И К панорамы из утреннего сеанса 26.03.89-1.)

Рис. 13

Тепловое изображение области "истока" крупных сухих долин истечения в области Земли Ксанфа (4°с. ш.-8°ю. ш.; 20°з. д,—48°з. д.). Слева и справа изображения видны долины Симуд, Тиу и Арес. Днища долин как правило более темные чем окружающие поверхности плато, что объясняется более низкими температурами материала внутри долин. (Фрагмент ИК панорамы из сеанса 01.03.89.)

Рис. 15

Тепловые изображения крупных кольцевых бассейнов ударного происхождения с разной степенью морфологичес­кой сохранности: а — бассейн Скиапарелли с диаметром 440 км (3°ю. ш.; 343°з. д.); b — бассейн Гершель с диаметром 300 км (14°ю. ш.; 230°з. д.); с - слабовыраженный погребенный бассейн, расположенный между долиной Аль-Кахира и кратером Гусев. Диаметр бассейна 300 км (1°ю. ш.; 189°з. д.). (Фрагменты ИК панорам: а - из сеанса 1.03.89; b, с - из вечернего сеанса 26.03.89.)

Рис. 16 Тепловое изображение древнего вулкана Аполлонова патера в приэкваториальной зоне Марса (8,5°ю. ш.; 186°з. д.). Считается, что этот вулкан был сформирован за счет извержений больших объемов пеплов и туфов в период 2,5—1,5 млрд лет тому назад. (Фрагмент ИК панорамы из сеанса 26.03.89-11.)

Рис. 18 Тепловое изображение района палео-дельты долины Маадим внутри кратера Гусев. Хорошо видно, что в результате воздействия ветров, дующих из долины Маадим внутрь кратера Гусев, отложения палео-дельты подверглись эрозии и развеиванию. Морфологически это выразилось в формировании на днище кратера зоны ветровой сепарации отложений по размерному фактору — вокруг центральной зоны, состоящей из тонкозернистого материала отложений дельты (темный тон), образовался периферийный пояс из более грубозернистого материала (светлый тон).

(Фрагмент ИК панорамы из вечернего сеанса 26.03.89-Н.)

Рис. 20 Детальное изображение темного пятна внутри метеоритного кратера. На снимке хорошо видно, что темное пятно в кратере (см. рис. 19) представляет собой крупное скопление дюн и барханов. То, что подобные массивы эоловых отложений, слагающие дюны и барханы, имеют повышенные значения тепловой инерции (см. рис. 9а) свидетельствует о том, что эти отложения представлены грубозернистым материалом с размером частиц микрон, аналогичным средне - и грубозернистым пескам на Земле. Фотомозаика снимков с орбитального аппарата Викинг (448А08-11)

Карты тепловой инерции

Величина тепловой инерции непосредственно связана с такими физи­ческими параметрами грунта как плотность, теп­лопроводность и удельная теплоемкость. По­скольку Термоскан проводил сеансы съемки по­верхности не круглосуточно, а лишь в дневное время, то это затруднило применение традицион­ных методов расчета и построения карт тепловой инерции [6].

„ Для преобразования данных Термоскана в карты тепловой инерции был разработан другой метод, основанный на функциональной зависи­мости между температурой, альбедо и тепловой инерцией грунта [10, ll].

При получении значений альбедо марсиан­ской поверхности по данным Термоскана были сделаны предположения о ламбертовском харак­тере индикатрисы отражения, что подтверждается и ранее полученными результатами Викингов (IRTM).

Непосредственное определение значений те­пловой инерции было сведено к решению систе­мы уравнений

Ii= Fi(k1T+ k2А+const),

где Ти А экспериментальные значения температу­ры и альбедо поверхности, кр к2, const, соответст­вующие коэффициенты линейной зависимости. Функциональная зависимость F (I) определялась по тепловой модели поверхности Марса, постро­енной на основе крупномасштабной тепловой съемки Викингов (IRTM).

Результаты проведенных расчетов показали, что для сравнительно узкого диапазона измене­ний величин А, Т к I между ними существует ли­нейная зависимость вида:

Ii= ki1 Ti + k i2 Аi+const),

т. е., разбивая все полученные изображения на i участков с небольшими изменениями значений А и Т и, решая соответствующие системы линей­ных уравнений, можно определить значение теп­ловой инерции в каждой точке полученных Тер - москаном изображений, не привлекая данных IRTM, имеющих значительно меньшую разреша­ющую способность.

Картографическая привязка информации с Термоскана представляла значительные труднос­ти из-за недостаточной точности баллистических данных по дрейфу ориентации КА. Проведенный анализ показал, что максимальная точность при­вязки реализуется при использовании реперных точек с фотокарт, полученных по съемке Викин­гов в видимой области спектра.

Выбор для каждой из панорам соответствую­щей геометрической трансформации [12] позво­лил осуществить привязку к местности не хуже ±2 км для центральных областей изображений (на краях точность падает из-за уменьшения разреше­ния и перспективных искажений).

По рассмотренным методикам были обрабо­таны три панорамы поверхности Марса. Получен­ные карты тепловой инерции представлены на цветных вклейках. В качестве картографической основы использована карта поверхности Марса масштаба 1:12 000 000

(Ml 5М 0/90 2АТ и 0/270 2АТ, 1991 г. Геологическая служба США).

Рис. 21 Участки поверхности Марса, отснятые Термосканом.

Предварительный анализ полученных карт обнаруживает хорошую корреляцию значений этого параметра с рельефом и отдельными геоло­гическими образованиями [10,11,13].

На рис. 22 видно, что если на уровнях высот выше 0 км средние значения I колеблются от 6 до 7, то на уровне 0 км и ниже - от 5 до 5,5. Такая тенденция прослеживается с запада на восток и связана, по-видимому, с тем, что в пределах засня­той области происходит переход от области пре­имущественно ветровой эрозии (Земля Ксанфа) к области преимущественной аккумуляции тонкого поверхностного материала (Земля Меридиана). На фоне такой тенденции, заметны четко выра­женные аномалии повышенных значений /, кото­рые связаны непосредственно с конкретными геологическимй образованиями. Так, более высокие значения приурочены к депрессиям ударных кра­теров и к днищам (или склонам) древних русел. Такая же тенденция принадлежности высоких значений / к руслам древних долин и днищам крупных кратеров наблюдается по результатам съемки в сеансе 26.03.89 г.

Обнаруженная связь наличия более грубого материала с локальными депрессиям или протя­женными долинами служит наглядным свидетель­ством действующего сейчас на Марсе процесса эо­ловой сепарации поверхностного материала. То есть, в ходе эоловой деятельности более грубый ма­териал захватывается в топографических ловушках, а тонкий быстрее выносится за их пределы. Сравнение полученных карт тепловой инер­ции с аналогичными данными тепловой съемки Викингами [13], обнаруживает принципиальное сходство полученных значений / по глобальным областям, что свидетельствует о применимости разработанного метода для обработки данных теп­ловой съемки Марса и преемственности продол­женных исследований с более высоким простран­ственным разрешением.

Исследование поверхности по тени Фобоса

В 1988 году, еще до по­лета КА Фобос, Б. Мюррей и его коллеги высказа­ли предположение о возможности использования наблюдений тени Фобоса для оценки тепловой инерции тонкого поверхностного слоя [14]. Эта идея впоследствии была реализована, но для дру­гой геометрии съемки [15].

К середине марта 1989 г. расстояние между КА и Фобосом исчислялось сотнями метров, и они синхронно двигались по одной орбите. В этот период было проведено два сеанса съемки поверх­ности Марса (26.03.89 г.). На панорамах отчетливо наблюдаются темные полосы (рис. 8, 9). Эти поло­сы есть ни что иное, как тень Фобоса на поверхно­сти Марса. Геометрические условия съемки иллю­стрирует рис. 5.

Поскольку наблюдения проводились в режи­ме постоянной солнечно-звездной ориентации КА, направление оси визирования центра строки Термоскана с точностью Г—2° совпадало с напра­влением солнечных лучей, а следовательно, и с направлением на тень Фобоса.

Геометрический линейный размер тени Фо­боса на поверхности планеты около 21 км, но ре­ально на форму и размеры наблюдаемой тени вли­яют следующие факторы:

•  ориентация самого Фобоса, так как он имеет неправильную форму;

•  дисторсия, связанная с кривизной поверхности Марса;

•  рассеяние излучения в атмосфере. Проведенные оценки показывают, что влияние этих факторов мало по сравнению с девиациями осей космического аппарата [14], которые во вре­мя проведенных сеансов достигали 40 угловых минут.

Если бы ориентация аппарата и расстояние между ним и Фобосом во время съемки остава­лись постоянными, то вследствие специфики по­строчного построения изображения Термосканом тень Фобоса выглядела бы ровной полосой, про­тянувшейся вдоль панорамы. Реально, за счет де­виации осей космического аппарата, получаемые Термосканом строки изображения опережают или отстают от движения тени Фобоса по поверхности планеты. На рис. 10 представлен фрагмент, на ко­тором линия сканирования догоняет тень, прохо­дит через ее центральную часть, а затем обгоняет. Относительные скорости движения линии ска­нирования и тени таковы (3x10 5 рад/сек), что этот процесс на поверхности Марса растягивается на 250-300 км в направлении их движения, а на изо­бражении наблюдается сильно вытянутая эллип - сообразная тень. Подобное изменение плотности тени и ее формы наблюдаются на протяжении двух сеансов.

Представленные на рис. 10 фрагменты при­надлежат разным спектральным диапазонам. В видимой области спектра (рис. 10а) положение те­ни Фобоса соответствует ее геометрической про­екции, а в ПК диапазоне (рис. 10Ь) оно несколько отстает, так как в данном случае тенью является локальное понижение температуры поверхности (до 5°—7°), вызванное ослаблением потока сол­нечного излучения приблизительно на 30%.

Одним из основных параметров, влияющих на скорость изменения температуры и ее значение в теневой зоне является тепловая инерция поверх­ностного слоя грунта. Следовательно, совместная обработка данных видимого и теплового спект­ральных каналов позволяет решить обратную за­дачу, т. е. определить тепловую инерцию поверх­ностного слоя и, соответственно сделать заключе­ние о его возможной структуре и физических ха­рактеристиках.

Модель наблюдаемого процесса описывается стандартным уравнением тепловой диффузии с учетом радиационного обмена потоками теплово­го излучения между поверхностью и атмосферой [16]. Численные методы решения этих уравнений для различных моделей марсианского грунта по­дробно представлены в литературе [17].

Спецификой данной задачи является не­значительная длительность процесса затмения (20—30 секунд), а следовательно, и малая толщина поверхностного слоя грунта, реально участвую­щая в теплообмене. Расчеты показывают, что не­зависимо от модели подповерхностного слоя в теплообмене участвует слой, глубиной не более сантиметра, а основное падение температуры про­исходит в тонком поверхностном слое в несколь­ко десятых миллиметра. Все это позволяет упрос­тить решение задачи и использовать линейные приближения, а вместо абсолютных, относитель­ные величины падения освещенности и темпера­туры в зоне затмения. Результаты расчетов тепло­вой инерции для района горы Арсия представле­ны на рис. 23, там же приведены для сравнения значения тепловой инерции, полученные с IRTM и Термоскана с помощью классических методов.

Полученные результаты показывают, что теп­ловая инерция тонкого поверхностного слоя в несколько раз ниже, чем у основного грунта и со­ответствует гомогенному пылевому слою с разме­рами частиц 5-10 мкм [18].

Благодаря тому, что в районе горы Арсия ли­ния сканирования полностью пересекает зону те­ни Фобоса, можно получить экспериментальную функциональную зависимость между относитель­ным изменением освещенности поверхности А Е и временем от начала затмения 1:

∆Е = F(t)

Так как геометрические условия наблюдения для обоих сеансов очень близки, то с достаточно высокой степенью точности полученную зависи­мость можно распространить на оба сеанса съем­ки. Это позволяет определить зависимость вели­чины падения температуры поверхности от време­ни затмения, а следовательно, получить решение уравнений тепловой диффузии для всех случаев наблюдения тени. Результаты проведенной обра­ботки позволяют утверждать, что вся экватори­альная часть поверхности покрыта приблизитель­но одинаковым тонким слоем пыли с низкой теп­ловой инерцией.

Несмотря на то, что основным объектом исследований с помощью прибора Термоскан являлась поверхность плане­ты, были получены новые данные, позволяющие расширить наши знания и о атмосфере Марса. Это, прежде всего относится к результатам анали­за изображений областей лимбов планеты, а также атмосферных явлений, наблюдаемых в сеансе за 11.02.89 г.

Аэрозольная компонента атмосферы Марса по измерениям теплового излучения в области лимба

Исследования аэрозольной структуры атмо­сферы Марса впервые проводились по И К изоб­ражениям высокого разрешения для зоны лимбов планеты, полученным 26.03.89 г. (рис. 24). Таких вон две: одна соответствует утренним часам мест­ного времени (6 часов 50 мин), другая — вечерним (18 часов 50 мин). Наблюдаемый участок утренне­го лимба находится на широте 16°ю. ш. и долготе 166°, а его протяженность около 300 км. Коорди­наты вечернего лимба: 19°ю. ш., долгота 4°, протя­женность около 500 км.

Оба лимба характеризуются монотонным уве - тачением яркости по мере приближения к по­верхности. На утреннем лимбе это происходит бо - гее плавно, и излучение атмосферы регистрирует­ся вплоть до высот 30—40 км. Кроме того заметны вторичные максимумы и горизонтальная неодно­родность. В области вечернего лимба яркость ат­мосферы падает значительно быстрее, практичес­ки отсутствуют вариации вдоль лимба и нет увели­чения яркости на его границе. Эти различия, предположительно, связаны с изменчивостью аэ­розольной структуры и различиях в температуре поверхности для утренних и вечерних часов [19]. Двумерное распределение концентрации аэрозо­ля, рассчитанное по данным Термоскана, пред­ставлено на рис. 25

Детальный анализ этих экспериментальных данных и проведенные теоретические расчеты по моделированию наблюдаемых процессов позво­ляют сделать ряд интересных выводов и оценок:

1.  Основной вклад в наблюдаемое ИК излучение атмосферы вносит аэрозоль. При этом можно вы­делить две его компоненты: экспоненциальную со шкалой высоты 10 км, состоящую в основном из минеральной пыли, и слоистую, состоящую из ле­дяных частиц.

2. Наиболее плотный слой (наблюда­ется на утреннем лимбе) расположен в диапазоне высот 20—30 км и имеет толщину 7-10 км. При этом, структура аэрозоля имеет значительные вер­тикальные и горизонтальные вариации (более 50%). Кроме того, на радиометрических профилях обнаруживается совсем низкий аэрозольный слой на высоте 7 км. Ничего подобного в более ранних исследованиях обнаружить не удавалось.

Сравнение показанных на рис. 25 утреннего и вечернего лимбов дает представление о суточной изменчивости аэрозольной компоненты. Так на вечернем лимбе аэрозоль заметен только до высот 10—15 км, и полностью отсутствует слоистая стру­ктура. Это может быть связано с конденсацион­ным происхождением слоистой ледяной компо­ненты аэрозоля.

3. Проведенные расчеты дают величину полной визуальной оптической толщи атмосферы 0.13, что существенно меньше, чем по данным измере­ний на посадочных модулях Викинга. По-видимому, произошло глобальное изменение содержания пыли в атмосфере Марса за прошедшие 15 лет.

4. Полная масса минеральной пыли в столбе единичного сечения оценивается величиной 5х10-5г *см-2, ледяных частиц в слоях -10-5 г * см-2.

Аэрозольные компоненты атмосферы Марса по наблюдениям в видимой области спектра

В сеансе за 11.02.89 г. на изображении, полу­ченном в видимой области спектра, по центру по­ля зрения наблюдается значительное увеличение яркости. Причем на панораме, полученной в ПК области спектра, это явление отсутствует.

Детальный анализ геометрии конструкции КА показал невозможность случайного переотра­жения света и его попадания в поле зрения Термо­скана.

Изменения увеличения яркости вдоль пано­рамы не коррелируют с изменениями яркости на­блюдаемой поверхности, а следовательно, наблю­даемый эффект не связан с отражением света от поверхности. На рис. 26 представлен характерный фотометрический профиль строки, который поз­воляет количественно оценить угловые измене­ния яркости.

В этом сеансе реализовалась уникальная гео­метрия съемки, которая соответствует условиям наблюдения в малоугловой зоне обратного рассе­яния излучения атмосферой (направление визи­рования соответствует направлению солнечного излучения). Это позволило выдвинуть предполо­жение об атмосферном происхождении наблюда­емого эффекта, в частности, об аэрозольном рас­сеянии на ледяных частицах.

Для подтверждения выдвинутых предположе­ний были проведены расчеты углового распреде­ления рассеянного излучения для различных мо­делей атмосферы Марса [20]. В качестве модели аэрозоля использовались полидисперсные рас­пределения ледяных сферических частиц, а также несферических частиц одинакового размера с хао­тической ориентацией в пространстве, имеющих кубическую и гексагональную формы.

Таким образом решалась обратная задача ат­мосферной оптики — оценка возможных парамет­ров аэрозоля по известным экспериментальным зависимостям углового распределения рассеянно­го излучения.

Результаты проведенных расчетов и сопос­тавление их с экспериментальными данными поз­воляют сделать следующие выводы:

1. В видимой области спектра в направлении об­ратного рассеяния наблюдаются ледяные компо­ненты аэрозольных облачных образований с ха­рактерными размерами пространственной неод­нородности =200 км.

2. Независимо от формы аэрозольных ледяных частиц их наиболее вероятные размеры лежат в интервале 0.7—1.0 мкм, что достаточно хорошо со­гласуется с результатами, полученными ранее [21].

Аналогичные оценки, проведенные для ИК области спектра, показали практически полное отсутствие анизотропии углового распределения рассеянного излучения в этой угловой зоне, что подтверждается экспериментальными данными, полученными с Термоскана.

VII

1.  Н. Kieffer, Т. Martin, F. Palluconi. Thermal and albedo mapping the Viking primary misson,

J. Geophys Res. V. 82, p. , 1977.

2.  A. S. Selivanov, M. K. Naraeva, A. S. Panfilov, Yu. M. Gektin e. a. Thermal imaging of the surface of Mars, Nature, V. 341, 19 October, p. 593-595,

1989.   

3.  A. C. Селиванов, M. K. Нараева, A. C. Панфилов, и др. Эксперимент Термоскан — тепловая съемка поверхности Марса с КА Фо - бос-2. Письма в АЖ, т. 16, № 4, стр. 346-354,

1990.   

4.  Кузьмин P. O., , Дулитский данные анализа ИК-изобра - жений, полученных "Термосканом" с борта АМС Фобос-2. Тезисы докладов 12 Советско- Американской рабочей встречи по плането­логии 16-20 августа 1990, ГЕОХИ АН СССР, с. 48-49.

5.  В. Murray, M. K. Naraeva, A. S. Selivanov e. a. Preliminary assessment of Termoskan observations of Mars. Planet. Space Sci., V. 39, № 1/2,

pp. 237-265, 1991.

6.  F. D. Palluconi, H. H. Kieffer. Thermal Inertia Mapping of Mars from 600S to 60 N, Icarus, 45, pp. 415-426, 1981.

7.  B. H. Betts and B. C. Murray. Thermally Distinct Ejecta Blankets from Martian craters. J. Geophys. Res. 1993, v. 93, № E6, pp. .

8.  В. H. Betts. Thermal and visible studies of Mars using the Termoskan data set. Ph. D. Theris, Calif. Inst. OfTechnol. Passadena, 1993.

9.  L. Crumpler, J. Anbele, S. Murchie, J. Head,

A. Selivanov, M. Naraeva. Preliminary Analysis of Arsia Mons as Characterized by Phobos-2 Termo­skan Instrument, Abstracts for the MEVTV Work shop on the Evolution of Magma Bodies on Mars, Lunar and Plan. Ins., January, p. 16, 1990.

10.  R. O. Kuzmin, V. K. Borozdin, A. S. Selivanov, M. K. Naraeva, Yu. M. Gektin, V. D. Kharlamov, A. V. Romanov, D. A. Fomin, F. V. Dulitsky, A. M. Shirenin. Thermal inertia mapping of Mars on the base of VD and IR - imaging by Termoskan Instrument. Abstracts of XXII Lunar and Planet. Sci. Conf. , 1991, Part 2, pp. 771-772.

11.  P. O. Кузьмин, , A. C. Селиванов, , A. M. Ширенин. Марс: составление карт тепло­вой инерции по данным съемки планеты радио­метром " Термоскан". Тезисы докладов 14-й советско-американский рабочей встречи по планетологии, 1991, стр 47-48.

12.  I. Bockstein, М. Kronrod, Yu. Gektin. Geometrical transformation of panoramas of Mars surface received from Phobos-2 space station. LPSC XXV, p. 133-134, 1995.

13.  R. O. Kuzmin, Yu. M. Gektin, A. S. Selivanov, Ph. R. Christensen, and D. Noss. Mars: Compa­rative analysis of Termoskan and Viking - IRTM Data. Abstracts of XXVI Lunar and Planet. Sci. Conf., 1995, part 2, pp. 815-816.

14.  T. Sviter, B. Murray. Phobos eclipse on surface of Mars. Departament of Planetary Science Califor­nia Institute of Technology Pasadena, CA 91125, 1988.

15.  A. Selivanov, Yu. Gektin. Phobos Mystery Shadow. The Planetary report, V, XIII, N1, p. 20-21, 1993.

16.  R. Haberle, B. Jakosky. Atmospheric effects on the remote determination of thermal inertia on Mars,

Icarus, v. 90, p. 187-204, 1991.

17.  S. Clifford, C. Bartels, *****benstein. The Mars thermal model (MARSTHERM): A FORTRAN 17 finite - difference program designed for general distribution. Lunar and Planetary Institute, 1987.

18.  B. H. Betts, B. C. Murray, T. Svitek. Thermal iner­tias in the upper millimeters of the Martian sur­face, derived using Phobos'shadow. J. Geophys. Res. 1995, vol.100, № E3, p. .

19.  V. Moroz, Yu. Gektin, M. Naraeva, A. Selivanov, D. Titov. Aerosol Vertical profde on Mars from the measurement of thermal radiation on the limb, Planet. Space Sci., v. 42, № 10, p. 831-845,1994.

20.  D. Johnson, B. Jamen, C. Justus. The Mars global reference atmosphere model (MARSGRAM).

NASA Marshall space Flight Center Technical Report, 1989.

21.  Yu. Gektin, A. Petrushin, A. Selivanov. The defini­tion of porticles size in the Mars aerosol lagers using the Termoskan Instrument on the "Phobos-2".

European Geophysical Society, Annales Geo­physical, v. 14, part III, p. 798, 1996.

Участки поверхности Марса, отснятые Термосканом.