Геологическое строение и вещественный состав фобоса icon

Геологическое строение и вещественный состав фобоса


Смотрите также:
Строение атмосферы. Вещественный состав атмосферы...
Реферат
О. Е. Шестакова Петрографический состав, строение и генезис ископаемых углей...
Урок № Рельеф, геологическое строение и полезные ископаемые...
Исторический ракурс Изучение нового материала Определение, состав, строение белков...
Учебно-методический комплекс по дисциплине Гистология Специальность...
Бкро международного молодежного туризма «Спутник»...
Программа вступительных экзаменов в магистратуру по специальности 6М080300 «Охотоведение и...
Геологическое строение и перспективы нефтегазоносности вендских отложений платформенного...
План конспект урока семинара в 8 классе Тема: Рельеф...
«Состав, строение и свойства атома. Периодический закон...
№2 «Строение, свойства костей, их соединения»...



Загрузка...
скачать

На правах рукописи




Шингарева Татьяна Владимировна




ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ ФОБОСА


Специальность 25. 00. 09 – геохимия,

геохимические методы поисков полезных ископаемых


АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени

кандидата геолого-минералогических наук


Москва - 2009


Работа выполнена в Институте геохимии и аналитической химии

им. В.И.Вернадского РАН

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук, профессор

Базилевский Александр Тихонович (ГЕОХИ РАН)


Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук, в.н.с.

Иванов Андрей Валерьевич (ГЕОХИ РАН)


доктор географических наук, профессор

Лукашов Андрей Александрович (МГУ им. М.В.

Ломоносова, географический факультет)


Ведущая организация: Институт космических исследований (ИКИ РАН)


Защита состоится 20 мая 2009 года в 11.00 на заседании диссертационного совета Д 002.109.02 при Учреждении Российской Академии наук ордена Ленина и ордена Октябрьской революции Институте геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН (ГЕОХИ РАН) по адресу: 119991 ГСП-1, Москва В-334, ул. Косыгина, 19. Факс: 495-938-20-54

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ГЕОХИ РАН


Автореферат разослан «___»_апреля 2009 года


Ученый секретарь диссертационного совета,

кандидат геолого-минералогических наук А.П. Жидикова

Введение

Актуальность работы. Фобос привлекает особое внимание тех, кто исследует Солнечную систему, по нескольким причинам. Во-первых, Фобос – удобный форпост для детальных исследований Марса. Доставка на Землю образцов вещества Фобоса в рамках Российского проекта «Фобос-Грунт» – логичный первый шаг для организации доставки образцов с Марса. Для осуществления миссии необходимо, например, знать, каков рельеф и уклоны поверхности Фобоса и о возможном наличии опасных для посадки камней. Чтобы определить тип грунтозаборного устройства, надо иметь представление о веществе, которое планируется забирать. Для решения перечисленных задач нужно изучать геологическое строение Фобоса, его вещественный состав и разработать инженерные модели поверхности, что и сделано в представляемой работе. Во-вторых, Фобос интересен сам по себе как представитель многочисленного семейства малых тел Солнечной системы. На малых телах нет вулканизма и тектоники, нет атмосферы и гидросферы, поэтому их облик определяют ударное кратерообразование, склоновые процессы и космическое выветривание вещества поверхности. В работе исследуются разные стороны перечисленных природных процессов, реализующихся в обстановке космического вакуума, очень малой силы тяжести и т.д. В-третьих, интересна загадка происхождения Фобоса. Является ли он захваченным астероидом или остатком планетезималей, из которых был «собран» Марс? Успех проекта «Фобос-Грунт», очевидно, приведет к прогрессу в решении этой проблемы.

Целью работы было на основе обобщения результатов своих исследований и данных других авторов продвинуться в понимании той совокупности процессов, которые создали наблюдаемые в настоящее время рельеф и вещество поверхности Фобоса, что, в свою очередь, необходимо для научного обеспечения и сопровождения миссии «Фобос-Грунт».

Задачи работы. Для достижения поставленной цели были сформулированы и решены следующие задачи: 1) изучить морфометрию кратеров и борозд, склоновые процессы и строение реголита (в части распределения каменистых фрагментов на поверхности Фобоса); 2) исследовать возможное влияние микрометеоритной бомбардировки на оптические свойства поверхности Фобоса и происходящие в результате минералогические и петрографические изменения вещества; 3) принять непосредственное участие в создании инженерной модели и моделей шероховатости поверхности Фобоса для научной подготовки проекта «Фобос-Грунт».

Методы исследований. Для изучения рельефа и свойств поверхности использовался фотогеологический анализ изображений Фобоса (программа Adobe Photoshop). Определение относительного возраста разных участков поверхности проводилось на основании анализа плотности ударных кратеров по стандартной методике. Для доказательства возможности существования дальнопробежного оползня на Фобосе было проведено математическое моделирование (программа Maple). При моделировании микрометеоритной бомбардировки поверхности использовался твердотельный квазинепрерывный лазер. Изучение полученных после облучения образцов проводили под бинокулярным микроскопом, а химический состав определяли при помощи растрового электронного микроскопа с аналитической приставкой. Спектры отражения образцов измеряли при помощи двунаправленного спектрофотометра.

Фактический материал. Снимки Фобоса, полученные с помощью КА «Mars Global Surveyor», «Mars Express» и «Mars Reconnaissance Orbiter». Снимки астероида Эрос, полученные КА «NEAR». Вещество метеоритов Царев и Мигеи, а также земных минералов. Цифровые модели поверхности Фобоса.

Научная новизна работы. 1. Впервые детально описаны морфологические признаки склоновых процессов на поверхности Фобоса. Выделены два типа перемещения материала на склонах. В результате оценки объема оползня в кратере Стикни и моделирования движения оползня доказывается, что он относится к дальнопробежному типу оползней. 2. Впервые экспериментально продемонстрировано значительное влияние импульсного плавления и повторной кристаллизации вещества-аналога реголита Фобоса на его оптические характеристики. В частности, причиной спектрально наблюдаемой дегидратации поверхности D- и Р-астероидов, а также спутников Марса, очевидно, является микрометеоритная бомбардировка, приводящая к образованию на этих телах зрелого реголита. 3. В соавторстве с коллегами по ГЕОХИ РАН разработана инженерная модель поверхности Фобоса, рекомендованная для проекта «Фобос-Грунт». В развитие инженерной модели разработаны три уровня моделей шероховатости поверхности Фобоса.

Практическое значение работы. Результаты работы используются в космической промышленности для проектных разработок миссии «Фобос-Грунт».

Апробация работы. Основные результаты обсуждались и докладывались: 1) на семинарах лаборатории сравнительной планетологии (г. Москва, ГЕОХИ РАН); 2) на международных конференциях по сравнительной планетологии «Vernadsky-Brown Microsymposium» (2000–2008), г. Москва, ГЕОХИ РАН; 3) на международных конференциях по планетологии «Lunar and Planetary Science Conference» (2000–2009), г. Хьюстон, США; 4) на Ежегодном семинаре по экспериментальной минералогии, петрологии и геохимии (2003, 2004) г. Москва, ГЕОХИ РАН.

Публикации по теме диссертации. По результатам исследований опубликовано 20 работ.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из одного тома, включает в себя введение, четыре главы, заключение, список литературы и два приложения. Содержит 58 рисунков и 24 таблицы. Библиография – 165 наименований.

Благодарности. За помощь в организации исследований, терпение и творческую поддержку автор выражает глубокую благодарность и искреннюю признательность своему научному руководителю А.Т. Базилевскому, а также Р.О. Кузьмину, который был научным руководителем во время обучения автора в аспирантуре. Автор благодарит за помощь, поддержку, ценные советы и обучение методам работы сотрудников лаборатории сравнительной планетологии и лаборатории метеоритики. Особую благодарность автор выражает Е.В. Забалуевой, без активного содействия которой эта работа могла не состояться. Автор благодарит Л.В. Мороз за огромную помощь и поддержку. Автор выражает благодарность А.В. Фисенко и Л.Ф. Семеновой за проведение лазерных экспериментов, И.А. Рощиной за рентгенофлуоресцентные анализы, Н.Н. Коротаевой, Е.В. Гусевой (МГУ) за электронно-зондовые анализы и фотографирование образцов в отраженных электронах, Т.Хирои и К. Питерс (США) за измерение спектров отражения, Г. Нойкуму, Б. Гизе, К. Гвиннеру и С. Вернер (Германия) за предоставление новых данных ТВ съемки поверхности Фобоса и помощь в их обработке, Е.Г. Рузскому (НПО им. С.А. Лавочкина) за сотрудничество. Автор посвящает работу своей маме К.Б. Шингаревой.


^ Глава 1. СИСТЕМАТИЗАЦИЯ И АНАЛИЗ ИССЛЕДОВАНИЙ ФОБОСА

Ближайший спутник Марса – Фобос является малым космическим телом неправильной формы размером около 27×22×19 км. Среднее геометрическое альбедо поверхности Фобоса 0.068+0.007, поэтому его принято сравнивать с низкоальбедными астероидами. Масса Фобоса (1.082+0.001)×1019г, его средняя плотность 1.9+0.1 г/см3. Столь низкая величина средней плотности может объясняться либо очень высокой пористостью (до ~50%), либо присутствием в недрах значительного количества льда, что возможно лишь при предположении, что Фобос – захваченный Марсом представитель внешнего пояса астероидов, не подвергавшихся значительному нагреву. Низкая средняя плотность Фобоса и его небольшие размеры обусловливают, в свою очередь, очень низкие значения ускорения силы тяжести на его поверхности от 0.33 см/с2 до 0.63 см/с2, т.е. в 1500–3000 раз ниже, чем на Земле.

Поверхность Фобоса может быть аппроксимирована трехосным эллипсоидом с полуосями A=13.5 км; B=11 км и C=9.5 км. Большая ось такого эллипсоида (А) пересекает главный меридиан Фобоса и направлена к центру Марса. Фобос вращается против часовой стрелки около малой оси (С), направленной перпендикулярно к плоскости орбиты к северу. Вращение Фобоса синхронно с Марсом, т.е., обращаясь вокруг планеты по почти круговой орбите, он всегда повернут к Марсу одной и той же стороной.

Орбита Фобоса лежит практически в плоскости экватора Марса, ее радиус составляет ~9378 км от центра планеты. Двигаясь вокруг Марса, Фобос обгоняет вращение планеты и три раза в сутки восходит на западе и заходит на востоке небосвода Марса. Орбита Фобоса расположена ближе к Марсу, чем орбита синхронного (или стационарного) спутника, угловая скорость обращения которого совпадает с угловой скоростью вращения планеты вокруг собственной оси. Кроме того, орбита Фобоса находится ближе к Марсу, чем предел Роша (предельное расстояние, на котором жидкий спутник данной плотности (1.9 г/см3) был бы разорван приливными силами). Фобос не разрушается за счет сил внутреннего сцепления.

Исследования Фобоса можно разделить на несколько этапов. Во-первых, открытие Фобоса американским астрономом Асафом Холлом в конце XIX в. (с некоторой предысторией). Во-вторых, наземные телескопические наблюдения, улучшавшиеся по мере усовершенствования приборов и методов и продолжающиеся до наших дней. Они включают также наблюдения с помощью космического телескопа Хаббла. Астрономические наблюдения позволили определить элементы орбиты Фобоса с точностью до сотых долей секунды дуги, что сравнимо с точностью, полученной впоследствии. В-третьих, с 1970-х годов началась новая эра исследований Фобоса с помощью космических аппаратов. Последний этап можно разделить на два периода: 1) 1970–1980-е годы – результаты американских миссий «Viking-Orbiter 1,2» и отечественного КА «Фобос-2»; 2) самый конец 1990-х годов и до настоящего времени – новые данные американских КА «Mars Pathfinder», «Mars Global Surveyor» и «Mars Reconnaissance Orbiter», а также КА «Mars-Express» Европейского Космического Агентства. В течение третьего этапа исследований накопилось большое количество изображений, в том числе и высокого разрешения (1.2–6.7 м/элемент изображения). Получены оптические спектры Фобоса, с высокой точностью определена его масса, уточнена средняя плотность и сделаны предположения о его вещественном составе. Продолжением космического этапа исследований Фобоса должна стать реализация российского проекта «Фобос-Грунт».

Существует несколько гипотез происхождения спутников Марса (Бёрнс, 1981). Первая группа гипотез – гипотезы аккреции, связанные с образованием Фобоса и Деймоса in situ из газопылевого диска, окружавшего Марс в эпоху его формирования, – является результатом обобщения наземных астрономических наблюдений. Другая группа гипотез – гипотезы захвата спутников Марса из пояса астероидов – основана на данных о составе Фобоса и Деймоса, полученных космическими аппаратами.

Обе группы гипотез происхождения марсианских спутников опираются на противоречащие друг другу наборы фактов, поэтому выбрать из них одну на сегодняшний день не представляется возможным. Но изучение геологического строения и вещественного состава Фобоса должно привести к решению проблемы его происхождения.


^ Глава 2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ФОБОСА

Ударные кратеры. Поверхность Фобоса площадью ~1200 км2 покрыта многочисленными ударными кратерами. Самый большой из них кратер Стикни диаметром 9 км. Кратеры на Фобосе (как и на Луне) по степени сохранности делят на четыре морфологических класса (Thomas, 1979). Существует, по крайней мере, два режима кратерообразования на малых телах: прочностной и гравитационный. На Фобосе почти все кратеры образовались в прочностном режиме, при этом нет протяженных покровов выбросов. По-видимому, единственным кратером на Фобосе, образованным в гравитационном режиме, является крупнейший кратер Стикни (Asphaug, Melosh, 1993).

Анализ популяции кратеров на поверхности Фобоса показал, что плотность кратеров (т.е. число кратеров на единицу площади в зависимости от диаметра) близка к соответствующей величине на наиболее древней и испещренной кратерами материковой поверхности Луны (Thomas, Veverka, 1980). По-видимому, наблюдаемая поверхность Фобоса сформировалась в конце периода интенсивной бомбардировки, по крайней мере 4 млрд. лет назад.

Борозды. Отличительной особенностью рельефа Фобоса является система линейных борозд (или желобов), густо покрывающих его поверхность. Подобные образования обнаружены теперь и на других малых телах – астероидах Гаспра, Ида, Эрос (Sullivan et al., 2002). Борозды представляют собой протяженные линейные или почти линейные депрессии в реголите. Их ширина составляет 100–200 м при глубине 10–30 м, а в длину некоторые борозды достигают 20 км (Thomas et al., 1979). Многие из линейных форм почти радиально расходятся от кратера Стикни, образуя несколько пересекающихся систем на поверхности. Они отсутствуют в окрестностях точки-антипода Стикни вблизи 270о з.д. Наиболее широкие и глубокие борозды находятся на валу Стикни. Борозды иногда переходят в цепочки кратеров, что наблюдается в основном в анти-Марсианском полушарии Фобоса. Борозды на Фобосе были разделены разными авторами по морфологии, ориентации и относительному возрасту на несколько классов (Thomas et al., 1979; Murchie, Head, 1989).

Существует несколько гипотез происхождения борозд на Фобосе (Veverka, Duxbury, 1977; Thomas et al., 1979; Head, 1986; Horstman, Melosh, 1989; Schultz, Crawford, 1989; Murray et al., 1994). Автору представляется, что наиболее вероятное объяснение происхождения борозд состоит в том, что в результате метеоритного удара, образовавшего кратер Стикни, сформировалась система разломов в теле Фобоса. При этом несвязный реголит, перекрывавший разломы, частично заполнил их на глубину ~100–200 м, и теперь они имеют вид желобов с плоскими днищами, местами осложненных просадочными депрессиями округлой формы и отдельными ударными кратерами.

^ Морфометрия кратеров и борозд с учетом новых данных. Новые снимки поверхности Фобоса, полученные камерой высокого разрешения с борта КА «Mars-Express» в 2004 г., и их фотограмметрическая обработка (Giese et al., 2004) позволили нам изучить морфометрию кратеров и борозд. Из анализа построенных профилей следует, что изученные борозды неглубоки и имеют пологие склоны. Максимальные углы на внутренних склонах кратеров диаметром от 1.8 до 9 км составляют 18о–54о. Отношение глубины кратера к его диаметру меняется от 0.15 до 0.24. Таким образом, изученные кратеры Фобоса по величине отношения глубины к диаметру близки к кратерам лунных морей и наиболее глубоким (слабо разрушенным) кратерам материковой поверхности. Кратеры лучше всего опознаются при высоте Солнца над горизонтом от 16о до 20о. Оказалось, что кратеры на Фобосе диаметром от первых десятков до нескольких сотен метров близки к лунным кратерам такого же размера по распространенности и форме.

^ Отложения выбросов и реголит. Реголит на Фобосе образуется за счет многократного перераспределения на поверхности выбросов из ударных кратеров и их дальнейшей переработки микрометеоритной бомбардировкой. По теоретической модели кратерообразования (Housen et al., 1983) средняя толщина слоя реголита для всего Фобоса составляет 35 м, минимальная мощность реголита 2 м, а максимальная более 100 м.

Отложения выбросов ударных кратеров состоят из обломков коренных пород, размеры которых изменяются от микронов до нескольких десятков метров. Таким образом, камни или блоки, наблюдаемые на снимках высокого разрешения, представляют собой наиболее грубую фракцию реголита. Обнаружение камней на малых телах Солнечной системы таких, как Фобос и Деймос (Thomas, 1979) и на астероидах Ида (Lee et. al., 1996), Эрос (Veverka et al., 2001) и Итокава (Miyamoto et. al., 2007), является прямым доказательством удерживания реголита на поверхности тел даже с такой низкой силой тяжести.

^ Распределение камней на поверхности Фобоса изучалось автором по снимку 55103 КА «Mars Global Surveyor». Все наблюдаемые камни можно разделить на две морфологические группы – собственно камни и бугры. Были подсчитаны камни и бугры размером от двух пикселей, то есть от 2 м в поперечнике. Общее число отдешифрированных камней составило 6429. Самый крупный камень – 27 м в поперечнике. Преобладают блоки поперечником от 2 до 6 м (88%). Кумулятивное распределение камней и бугров на единице площади снимка (то есть число камней/бугров, поперечник которых превышает d на 1 км2 поверхности Фобоса) не отличается от распеределения, полученного только для камней (Thomas et al., 2000). Для представления о возможном распределении на поверхности Фобоса камней размером менее 2 м (невидимых на имеющихся снимках), автором изучены и проанализированы снимки астероида Эрос, полученные с более высоким разрешением (0.01–0.07 м/эл. изобр.) при спуске КА «Shoemaker» миссии «NEAR». Эти данные дополняют информацию по распределению на поверхности Фобоса мелких камней в диапазоне размеров от 2.5 см до 2 м. Характер распределения камней на поверхности Фобоса служит одним из важнейших инженерных ограничений, учитываемых при осуществлении посадки автоматических станций на его поверхность. По нашим подсчетам, на Фобосе камни поперечником более двух метров занимают площадь менее 1% поверхности.

^ Склоновые процессы на поверхности Фобоса. До недавнего времени в литературе не было описаний заметных форм склонового перемещения реголита на поверхности Фобоса. Считалось, что развитие склоновых процессов на Фобосе происходит, не так широко, как на Деймосе, где были отмечены глобальные перемещения реголита в виде тонкого слоя (Thomas, Veverka, 1980). При детальном рассмотрении снимков высокого разрешения автором обнаружены два типа склоновых смещений материала: 1) объемные смещения материала в виде внутрикратерных оползней, в том числе и крупномасштабный оползень в кратере Стикни и 2) смещение несвязного материала в виде осыпных шлейфов, простирающихся от разрушенных кратеров на крутом внутреннем склоне Стикни, а также оползание тонкого слоя материала вдоль пологого внешнего вала Стикни, наблюдаемое в форме локальных участков «сглаженной» поверхности.

Склоновые смещения материала первого типа внутри кратеров могли быть спровоцированы сейсмическими сотрясениями вследствие метеоритных ударов и, соответственно, образования ударных кратеров. Возможные причины склоновых смещений материала второго типа подробно рассмотрены на примере Деймоса (Thomas, Veverka, 1980). Механизм образования оползня в самом кратере Стикни, по-видимому, намного сложнее, и ниже мы рассмотрим его подробнее.

^ Оползень в кратере Стикни. На рисунке 1 хорошо видны западная и северо-западная внутренние стенки Стикни, часть дна кратера, внешняя часть его восточного вала и область к востоку от Стикни. Восточная часть вала Стикни резко отличается от западной своей гладкой, округлой формой, тогда как западный вал характеризуется крутым обрывом с резкой бровкой. Западный и северо-западный внутренние склоны кратера представляют собой стенку отрыва структурного оползня, образовавшегося вдоль системы разломов, представленных на поверхности бороздами. На кромке северо-западного вала видны два крупных кратера (250 и 800 м в диаметре), по-видимому, наполовину срезанные оползнем.

На дне Стикни наблюдается собственно оползневое тело с бугристо-западинным рельефом поверхности, юго-западный край которого осложнен более поздним относительно крупным кратером Лимток (2.0 км в диаметре). Оползневое тело выглядит как остановившаяся лавина, язык которой частично «выплеснулся» на восток и юго-восток за пределы вала кратера. Именно здесь (см. рис. 1в) хорошо видна область с холмистым рельефом поверхности, простирающаяся примерно на 7 км в сторону под-Марсианской точки (нулевого меридиана Фобоса). Возможно, что данные отложения сформированы фронтальной частью оползня, сошедшего с западной внутренней стенки в кратере Стикни.

На топографической карте, построенной на основе цифровой модели «динамических» высот Томаса (Thomas, 1993), видно, что западный вал Стикни намного выше и круче восточного и что на восточном валу есть значительное



Рис. 1. Детали оползня в кратере Стикни (а) – снимок 115а03 «ВО», (б) – снимок 52603 «МГС»: 1 – стенка отрыва на западном внутреннем склоне кратера; 2 – центральное оползневое тело; 3 – отложения оползня на внутреннем восточном склоне кратера. (в) – область с холмистым рельефом поверхности к востоку от вала кратера Стикни, снимок 854а1,2 «ВО»: 4 – предполагаемый фронтальный «язык» оползня (стрелками показаны кратеры, частично заполненные «сглаженным» материалом).


понижение рельефа в форме седловины (рис. 2а). На экваториальном профиле-сечении западного и восточного валов Стикни и области к востоку от кратера видно, что Стикни находится на региональном склоне (~6о), простирающемся от долготы 90о до под-Марсианской точки (рис. 2б). Чтобы оценить масштаб оползня, мы приблизительно определили его объем как 1–2 км3 (в зависимости от высоты ниши отрыва). Катастрофические оползни, объем которых превышает 106 м3, описаны на Земле и на Марсе (Lucchitta, 1979; Shaller, 1991), а также на спутнике Юпитера – Каллисто (Chuang, Greeley, 2000). Их общей чертой является повышенная дальность пробега (они так и называются дальнопробежными оползнями). Дальность пробега оценивается величиной H/L, где H – общая вертикальная составляющая пути оползня, а L – общая горизонтальная составляющая. Для дальнопробежных оползней величина H/L составляет <0.6 (Шейдеггер, 1981). Для оползня в кратере Стикни отношение H/L равно 0.2 (рис. 2б), если считать, что фронтальная часть оползневых отложений покрывает область с холмистым рельефом поверхности, простирающуюся к востоку от кратера (рис. 1в).

Для проверки высказанного выше предположения была использована математическая модель движения в кратере Стикни оползня в виде материальной точки. Согласно результатам моделирования, подтверждается наше предположение о том, что оползень такого масштаба обладал достаточной энергией для того, чтобы




Рис. 2. (а) – фрагмент топографической карты района Стикни (горизонтали проведены через 200м); цифрами указаны профили, использованные для построения модели движения оползня; (б) – экваториальный профиль (2) Фобоса в районе Стикни: H – общая вертикальная составляющая пути оползня, L – общая горизонтальная составляющая.


при очень низком коэффициенте трения (0.01–0.09) преодолеть восточный вал, а затем просто скатиться по пологому внешнему склону в сторону под-Марсианской точки. Механизм уменьшения трения при больших объемах оползней пока неясен. В настоящее время существуют различные теории, объясняющие только конкретные случаи (Shaller, 1991).

В случае кратера Стикни мы наблюдаем, возможно, оползень соскальзывания по плоскостям скольжения вдоль разломов, обозначенных бороздами. Скалывающие напряжения накапливались вдоль плоскостей разломов за счет продолжающихся метеоритных ударов. Метеоритные удары, приведшие к образованию на Фобосе крупных кратеров (порядка нескольких километров в диаметре), могли вызвать сейсмические толчки, влияющие на напряженное состояние пород в массиве на склонах Стикни. Один из таких ударов послужил, по-видимому, спусковым механизмом, приведшим к потере устойчивости блоков вдоль плоскостей разломов на крутостенных северной и западной частях вала Стикни. Он мог быть связан, например, с образованием трехкилометрового кратера Рельдресель к северо-востоку от Стикни. Если это так, то оползень в кратере Стикни можно отнести к сейсмогенным оползням-обвалам по классификации Федоренко (1988).

Еще одной причиной потери устойчивости верхней части склона Стикни могло послужить образование слоя пониженной прочности в основании внутренних склонов, по сравнению с вышележащими породами. Теоретические модели показывают, что если Фобос при образовании содержал лед, то в его недрах до сих пор может сохраняться «мерзлое» ядро на глубинах 270–740м на экваторе и десятков метров в высоких широтах (Fanale, Salvail, 1989; 1990). Глубина кратера Стикни в настоящее время оценивается в 1.3 км (Thomas, 1998). Следовательно, при образовании Стикни могли быть вскрыты льдосодержащие породы в стенках кратера. Кроме того, результаты изучения магнитосферы Фобоса с помощью КА «Фобос-2» можно интерпретировать как продолжающееся испускание водяного пара поверхностью спутника (Dubinin et al., 1991), что является косвенным свидетельством сохранения льда в его недрах до настоящего времени.

Указанием на возможность существования льда в подповерхностных горизонтах пород Фобоса может служить свежий метеоритный кратер ~100 м в диаметре с флюидизированными выбросами, обнаруженный нами на снимке высокого разрешения на широте 25о. Он образовался в днище большего кратера ~400 м в диаметре, и таким образом, глубина залегания кровли льдосодержащих пород в этом месте могла быть ~50 м, что в принципе согласуется с моделью (Fanale, Salvail, 1989; 1990). Сублимация порового льда из обнаженных мерзлых пород в кратере Стикни могла привести к ослаблению связей между частицами, что должно способствовать образованию более слабого слоя в основании склонов. Оползание такого слоя в результате сейсмического толчка, возникшего при образовании крупного ударного кратера, могло привести, в свою очередь, к потере устойчивости лежащих выше пород и образованию крупномасштабного оползня.


^ Глава 3. ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ ФОБОСА

Данные о вещественном составе Фобоса неоднозначны и противоречивы. Низкое альбедо поверхности и низкая средняя плотность Фобоса, а также спектральные характеристики, полученные в конце 1970-х годов, привели к предположению, что по составу материал этого спутника Марса больше всего похож на углистые хондриты типа CM (Pang et al., 1978; Pollack et al., 1978).

Дальнейшие исследования показали, что поверхность Фобоса неоднородна и состоит из двух оптически разных материалов, ни один из которых не соответствует спектрам отражения CM-хондритов (Murchie et al., 1991, 1999; Ksanfomaliti, Moroz, 1995). В зависимости от величины цветового соотношения V/NIR (отношение коэффициентов яркости поверхности Фобоса в видимом и ближнем ИК диапазонах) были выделены два основных типа материала на поверхности Фобоса (Murchie, Erard, 1996): голубой с соотношением 0.85–1.2 и красный с соотношением 0.6–0.85. Голубой материал распространен внутри кратера Стикни и на прилегающей территории к западу от кратера. Красный материал преобладает в ведомом (по ходу орбитального движения) полушарии Фобоса.

По мнению (Murchie, Erard, 1996), прежние взгляды о близости состава Фобоса составу ^ C-астероидов, а, следовательно, и составу углистых хондритов, должны быть пересмотрены. Спектр голубого материала больше всего похож на спектр P-астероида, но он слишком короткий, чтобы утверждать что-либо определенное. Спектр красного материала Фобоса интерпретируют как соответствующий двум совершенно разным аналогам: 1) веществу D-астероидов, которые, возможно, состоят из глинистых или безводных минералов с примесью органики; 2) лунному морскому грунту, подвергшемуся сильному космическому выветриванию, и состоящему из ассоциации мафических минералов и вторичных стекол (Murchie, Erard, 1996).

Недавно появилась еще одна версия вещественного состава материала поверхности Фобоса. Имеющиеся в настоящее время данные по литологическому составу метеорита Kaidun позволяют предполагать, что его родительским телом был углисто-хондритовый спутник крупной дифференцированной планеты и наиболее вероятным кандидатом такого тела является спутник Марса Фобос (Иванов, 2004).

Самые свежие данные о спектральных характеристиках Фобоса получены в октябре 2007 года КА «Mars Reconnaissance Orbiter». В этих спектрах на пределе разрешения прибора наблюдается узкая полоса поглощения около 0.45 мкм. Нет никаких признаков полос поглощения около 1 и 2 мкм, обусловленных присутствием мафических минералов, полосы около 3 мкм, характерной для связанной воды, а также полос, вызванных наличием органического вещества. Единственной надежно определяемой является широкая полоса глубиной в несколько процентов с центром около 0.65 мкм. Она наблюдается в спектре красного материала Фобоса. Такая полоса поглощения есть в спектрах отражения метеоритов группы СМ2 и в спектрах низкоальбедных астероидов, где интерпретируется как признак наличия железосодержащих филлосиликатов. Отсутствие этой полосы в спектре голубого материала Фобоса означает, что это вещество не может быть менее выветрелым красным материалом. Однако «голубой» материал без сомнения вскрыт на глубине кратером Стикни через красный (Murchie et. al., 2008).

Красный спектральный наклон (повышение отражательной способности в ближнем ИК диапазоне), неглубокие характеристические полосы поглощения и практически полное отсутствие в спектре Фобоса полос поглощения гидроксила и связанной воды, присущих спектрам углистых хондритов, возможно, обусловлены космическим выветриванием материала поверхности, факторами которого являются микрометеоритная бомбардировка и облучение солнечным ветром.

^ Изучение возможного влияния метеоритной бомбардировки на оптические свойства поверхности Фобоса на примере вещества-аналога. Цель данной работы – моделирование космического выветривания реголита Фобоса, которое происходит за счет микрометеоритной бомбардировки, и изучение полученных в результате минералогических и петрографических изменений, приводящих, в свою очередь, к изменению оптических свойств поверхности.

Для моделирования микрометеоритных ударов было использовано импульсное лазерное облучение растертого в порошок вещества-аналога, приводящее к быстрому (первые секунды) плавлению и охлаждению материала. В этих экспериментах лазерные импульсы примерно эквивалентны ударам частиц ~20 мкм и плотностью 2–3 г/см3 со скоростями 3.5–6 км/с. Однако из-за очень высокой частоты импульсов вещество мишени облучалось многократно, не успевая остыть, так что оценить реальные энергетические параметры наших экспериментов очень трудно. Опираясь на работу (Hörz et al., 2005), можно сказать, что мы моделировали полное ударное плавление реголита (образование агглютинатов), которое в случае рыхлой мишени хондритового состава происходит при ударных нагрузках 70–80 ГПа. Эти эксперименты являются продолжением экспериментов, начатых Л.В. Мороз с соавторами (Moroz et. al., 1996).

^ Методика эксперимента практически совпадает с описанием, приведенным в статье (Moroz et. al., 1996). Мы использовали два образца искусственного углистого хондрита СМ*, составленные из смеси вещества обыкновенного хондрита (L5) Царев (46%) с серпентином (47%), органическим веществом керит (5%) и кальцитом (2%). Кроме того, облучалось вещество настоящего углистого хондрита Мигеи и вещество хондрита Царев без примесей. Порошки были обработаны лазером в вакууме (2–4)×10-4 мм рт.ст. при помощи лазерной установки ЛТИ-501-01: твердотельный квазинепрерывный ИАГ:Nd3+, 1.064 мкм, 30–40 кГц, 1.2 кВт, длительность импульса 0.5–1 мкс. Облучение образцов привело к образованию стекловатых шариков и их агрегатов. Лазерное плавление метеорита Царев, почти не содержащего летучих компонентов, привело к образованию крупных агрегатов и шариков стекла до 300 мкм в диаметре. В то же время облучение метеорита Мигеи и смесей СМ* привело к образованию более мелких агрегатов, а преобладающий размер шариков стекла составляет 50–70 мкм в диаметре.

^ Метеорит Царев. Лазерный нагрев не привел к полному плавлению исходного вещества (рис. 3а). Измененные образцы содержат от 6 до 17% непереплавленных обломков, сцементированных стеклом, которое частично раскристаллизовано и имеет интерсертальную (местами балочную) структуру. Валовой состав стекла слегка обогащен SiO2 и CaO и несколько обеднен FeO по сравнению с исходным неизмененным веществом. Кристаллизация расплава привела к образованию зональных кристаллов Mg-оливина Fo83 с очень узкой (<1 мкм) железистой внешней зоной. Мезостазис на снимках в отраженных электронах представляет собой яркие участки между кристаллами Mg-оливина, он существенно обогащен железом (до 23% FeO) и местами имеет пироксеновый состав. Крупные включения железистых минералов (размером до 50 мкм) неоднородны по составу, т.к. представляют собой две фазы: сульфид железа (по-видимому, троилит) и никелистое железо (рис. 3б).

^ Смеси СМ*. К сожалению, нам не удалось достичь однородной структуры исходного вещества в смеси СМ*№1. Поэтому в результате лазерного нагрева крупные частицы серпентина остались непереплавленными. Ко многим из них прилипли капли стекла с образованием пористой зоны контакта (рис. 3в). Смесь СМ*№2 по весу наполовину состояла из начальной смеси СМ*№1, а вторую половину составляла фракция <40 мкм, полученная в результате первого эксперимента. Продукты облучения обеих смесей практически не содержат непереплавленных зерен. Все шарики содержат от 12 до 20% пор размером от ~0.1 мкм до 50–90 мкм, образовавшихся за счет газовых пузырьков при отделении летучих компонентов.

Валовой состав раскристаллизованного стекла обеих смесей практически не отличается от состава исходного неизмененного вещества, за исключением некоторого обеднения FeO. В обоих случаях кристаллизация расплава привела к образованию скелетных, дендритных и игольчатых зональных кристаллов Mg- оливина Fo93 с очень узкими (<1 мкм) железистыми внешними зонами (рис. 3г). Они сцементированы богатой железом (17% FeO) стекловатой основной массой пироксенового состава. В стекловатом мезостазисе рассеяны очень мелкиесубмикронные (0.1–0.5 мкм) округлые точечные включения, которые, судя по

а

б

в

г

д

е

ж

з

и

^ Рис. 3. Изображения продуктов облучения лазером в отраженных электронах. Метеорит Царев: а – раскристаллизованное стекло, содержащее непереплавленные зерна; б – металлическое включение, хорошо видны две фазы: более темный фон – сульфид железа, яркие включения – никелистое железо. Смесь СМ*№1: в – обломок серпентина с прилипшим шариком стекла; г – темные раскристаллизованные кристаллы оливина с железистой (более светлой) каймой и светлое обогащенное железом стекло между ними. Смесь СМ*№2: д – кристаллы оливина и стекло между ними, содержащее яркие округлые частицы, по-видимому, субмикронного железа. Метеорит Мигеи: е – капля частично раскристаллизованного стекла, содержащего непереплавленные кристаллы оливина и металлические включения; ж–и – темные кристаллы оливина с железистой (более светлой) каймой и светлое обогащенное железом стекло между ними, содержащее яркие округлые частицы, по-видимому, субмикронного железа.


изображениям в отраженных электронах, обогащены железом (рис. 3д).

^ Метеорит Мигеи. Лазерное облучение, как и в случае с метеоритом Царев, не привело к полному плавлению исходного вещества. Некоторые шарики раскристаллизованного стекла содержат непереплавленные угловатые зерна оливина, причем двух составов: Fo99 и Fo82. По-видимому, разный состав объясняется тем, что в изначальном образце был оливин разного происхождения: чистый форстерит (Fo99) содержался в хондрах, а более железистый (Fo82) был представлен отдельными зернами в матрице. Кристаллизация расплава привела к образованию двух типов структур: интерсертальной (местами балочной) и микропорфировой (рис. 3ж,з). Участки с микропорфировой структурой обычно связаны с присутствием большего числа непереплавленных обломков, из-за наличия которых кристаллизация шла медленнее. Таблитчатые зональные фенокристы оливина сцементированы стекловатым явно более железистым мезостазисом, состав которого невозможно было определить из-за небольших размеров промежутков. Шарики стекла с балочной структурой содержат игольчатые и скелетные кристаллы зонального Mg-оливина Fo74 с узкими (~0.5 мкм) внешними более железистыми зонами, а также удлиненные «полосчатые» кристаллы с зародышами более железистых дендритных кристалликов внутри (рис. 3ж). Они сцементированы мезостазисом заметно более железистого состава (FeO 34%). В мезостазисе при большом увеличении наблюдаются очень мелкие субмикронные (0.1–0.5 мкм) округлые точечные включения, которые, судя по изображениям в отраженных электронах, обогащены железом (рис. 3ж–и). По сравнению с исходным веществом, валовой состав раскристаллизованного стекла (оливин + мезостазис) обеднен железом и серой и пропорционально обогащен всеми остальными компонентами.

^ Спектры отражения полученного вещества. Продукты облучения лазером всех образцов были разделены по размерам на пять фракций. В тех размерных фракциях, где было достаточно вещества, половина фракции по весу была растерта в порошок <40 мкм, то есть измерялся не только спектр измененного вещества, но и спектр порошка этого же вещества.

^ Метеорит Мигеи. В спектре неизмененного метеорита Мигеи практически отсутствуют характеристические полосы поглощения, за счет присутствия тонкодисперсных затемняющих фаз (таких, как точилинит, троилит, пентландит и углеродистое вещество). Наиболее выражены полосы поглощения в интервале 2.7–3 мкм, связанные с присутствием групп OH-, а также адсорбированной воды, и полосы, связанные с наличием Fe3+, ниже 0.5 мкм в УФ области (O2-→Fe3+) и слабая полоса – около 0.75 мкм (Fe3+→Fe2+). В спектре измененного образца интенсивность всех этих полос заметно уменьшилась за счет дегидратации (рис. 4а). В спектре фракции >125 мкм, растертой в порошок, появилась слабая широкая полоса около 1 мкм за счет электронных переходов в Fe2+ в оливине и обогащенном железом стекле. Хотя в измененном образце преобладает Mg-оливин (Fo74), кристаллизовавшийся из расплава, связанные с его наличием полосы поглощения около 1 мкм и ниже 0.6 мкм значительно подавлены. Это объясняется присутствием большого количества тонкодисперсных субмикронных железистых включений в стекловатом мезостазисе,



а

б



в

г

Рис. 4. Спектры отражения: а – метеорита Мигеи; б – смеси СМ*№1. Спектры отражения, приведенные к 1 при 0.56 мкм: в – измененных лазером метеорита Мигеи и смеси СМ*№1, и метеорита Murchison, нагретого до 600оС; г – ведомого полушария Фобоса (Murchie, Erard, 1996) и измененных лазером метеорита Мигеи и смесей СМ.


а также возможной карбонизацией органического вещества. Главные спектральные эффекты в наших экспериментах, моделирующих космическое выветривание на метеорите Мигеи, это дегидратация и полное сглаживание спектральной кривой.

Смеси СМ. При сравнении спектра изначальной смеси СМ* со спектрами фракций, растертых в порошок, после облучения лазером видно, что в спектре фракции >125 мкм интенсивности полос поглощения УФ, OH- и CH заметно уменьшилась, так как эта фракция содержит наибольшее количество измененного вещества (рис. 4б). Такие же изменения интенсивности полос поглощения наблюдались по мере увеличения температуры в спектрах растертого в порошок метеорита Murchison, нагретого до 400о, 500о и 600оС (Hiroi et al., 1993). Спектр измененного вещества смеси СМ* по форме в основном похож на спектр метеорита Murchison, нагретого до 600о только намного светлее, а спектр измененного метеорита Мигеи – намного краснее (рис. 4в). Таким образом, в спектрах измененных в результате лазерного эксперимента образцов искусственного углистого хондрита – смеси СМ* наблюдается значительная дегидратация серпентина, такая же, как в спектрах нагретых настоящих СМ хондритов. Несмотря на то, что полосы поглощения OH- и CH все-таки остались заметны в спектрах наиболее измененных образцов, очевидно, из-за присутствия прилипших к их поверхностям неизмененных частиц, полностью измененный образец, скорее всего не содержал бы этих полос. Следовательно, ударное плавление частиц поверхности за счет микрометеоритной бомбардировки может приводить к наблюдаемому отсутствию в спектре Фобоса полос поглощения связанной воды и органики. В целом спектр порошка измененного образца СМ* (>125 мкм) светлее (рис. 4г), но его общий красный наклон и бездетальность в интервале 0.3–2.5 мкм совпадают со спектром ведомого полушария Фобоса (Murchie, Erard, 1996) в пределах погрешностей измерений.

Сравнение спектров измененного метеорита Мигеи со спектрами низкоальбедных астероидов говорит о том, что спектры продуктов наших экспериментов (даже самых грубых фракций) являются более красными, чем C-астероиды и сопоставимы со спектрами P-, D-, и T-астероидов. Большинство астероидов этих классов не имеет полосы поглощения в области 3 мкм, связанной с гидратированными фазами. По крайней мере, некоторые из них могут иметь бездетальные красноватые спектры именно благодаря микрометеоритной бомбардировке их поверхностей. Сравнение со спектрами Фобоса (Murchie, Erard, 1996; Rivkin et al., 2002) показывает, что измененные образцы метеорита Мигеи, являются более красными, чем спектр голубого класса Фобоса, но не являются столь, же красными, как красный класс (рис. 4г). Таким образом, микрометеоритная бомбардировка может вызвать поверхностное обезвоживание на темных астероидах или планетарных спутниках состава СМ, покрытых зрелым реголитом.

^ В результате наших экспериментов произошло местное плавление вещества с образованием капель стекла и их последующей частичной кристаллизацией при закалке (табл. 1). При этом образовывались зональные кристаллы Mg-оливина, сцементированные обогащенным железом стеклом. Состав оливина при этом изменялся по сравнению с оливином в исходных образцах и в целом зависит от соотношения Mg/Fe в исходных образцах. В продуктах плавления метеорита Царев и смесей СМ* магнезиальность оливина увеличилась, а состав цементирующего стекла соответствует железистому пироксену, который просто не успел кристаллизоваться. Магнезиальность оливина при плавлении метеорита Мигеи уменьшилась. Стекло,


Таблица 1. Изменение минерального состава образцов в результате лазерного эксперимента

Название образца

Минеральный состав исходного образца

Минеральный состав полученного вещества

Царев L5


Оливин Fo74, ортопироксен, клинопироксен, плагиоклаз, раскристаллизованное стекло,

никелистое железо,

троилит, хромит

Кристаллы зонального Mg-оливина Fo83, сцементированные железистым (23% FeO) мезостазисом пироксенового состава, троилит,

никелистое железо

Смесь CM*

Серпентин, оливин Fo74, ортопироксен, клинопироксен, плагиоклаз, никелистое железо,

троилит, хромит, керит, кальцит

Кристаллы зонального Mg-оливина Fo93, сцементированные железистым (18% FeO) мезостазисом пироксенового состава,включения троилита и никелистого железа

Мигеи CM2

Серпентин и др. филлосиликаты,

точилинит, оливин: Fo99 в хондрах; Fo82 скопления отдельных зерен в матрице;

троилит, никелистое железо,

хромит, органическое вещество

Кристаллы зонального Mg-оливина Fo74, сцементированные стекловатым железистым (34% FeO) мезостазисом,

включения троилита и никелистого железа


цементирующее кристаллы магнезиального оливина во всех случаях (кроме метеорита Царев, где эти включения практически отсутствуют) содержит большое количество субмикронных округлых железистых включений (размером <1 мкм). Эти распределенные по объему включения восстановленного металлического железа и троилита аналогичны тем, которые наблюдаются в лунных агглютинатах.

Во всех случаях продукты плавления содержат также крупные металл-сульфидные включения размером от нескольких до десятков микрон. Они образовались за счет сегрегации металл-сульфидного и силикатного расплавов, что уже наблюдалось в опытах (Zinovieva et al., 1994). Можно предположить, что при многократных микрометеоритных ударах такие выделения должны отделяться в виде металл-сульфидных шариков и со временем накапливаться в зрелом реголите на поверхности астероидов.

Валовой расплав измененных образцов во всех случаях обеднен FeO и в случае метеорита Мигеи заметно обеднен серой. Это явление имеет два объяснения: во-первых, металл-сульфидные выделения не входили в анализируемые участки расплава, во-вторых, часть железа, по-видимому, испарилась при плавлении, так же как и летучие компоненты, такие как H2O в гидросиликатах и CO2 в карбонатах. Обогащение валового расплава измененных образцов SiO2 и MgO и некоторыми другими элементами, по-видимому, просто пропорционально отделению металл-сульфидного расплава и испарению летучих.

Кроме того, оказалось, что искусственный углистый хондрит СМ* в наших экспериментах более подвержен плавлению, чем один из его компонентов – измельченный в порошок обыкновенный хондрит Царев. Этот факт наводит на мысль, что вещество поверхности безатмосферных тел, имеющих состав углистых хондритов типа СМ и, возможно, CI, обладает значительно большей легкоплавкостью и подвергается большим изменениям при микрометеоритных ударах, по сравнению с телами, имеющими состав обыкновенных хондритов.

В работе моделировалась только та часть процесса космического выветривания, которая обусловлена ударами высокоскоростных микрометеоритов размером в десятки микрон. При этом химические изменения включают в себя ударную дегидратацию вещества поверхности, очевидно, ответственную за отсутствие полос связанной воды в спектрах поверхности Фобоса и астероидов D- и Р-типов. Кроме того, происходит сегрегация металл-сульфидного расплава в виде отдельных металл-сульфидных шариков, которая, по-видимому, ответственна за уменьшение содержания серы и железа в самом верхнем слое реголита на безатмосферных телах. Минералогические изменения состоят в образовании стекол плавления, кристаллизации оливина, состав которого отличен от состава оливина исходного вещества, и накоплении богатых железом субмикронных частиц в остаточном расплаве, что также влияет на спектры отражения измененного вещества.

С учетом результатов проведенных экспериментов можно подвести некоторые итоги наших знаний о вещественном составе Фобоса на сегодня. Скорее всего, Фобос состоит из примитивного углисто-хондритового вещества с примесью метеоритного вещества иных типов и вещества Марса, и такая смесь оптически изменена процессами космического выветривания.


^ Глава 4. РАЗРАБОТКА ИНЖЕНЕРНОЙ МОДЕЛИ И МОДЕЛЕЙ ШЕРОХОВАТОСТИ ПОВЕРХНОСТИ ФОБОСА ДЛЯ ПРОЕКТА «ФОБОС-ГРУНТ»

В главе рассматривается научно-прикладной аспект наших исследований – обеспечение проекта «Фобос-Грунт» данными о свойствах рельефа поверхности и реголита в возможных районах посадки и забора грунта. Космический аппарат «Фобос–Грунт» планируется запустить к спутнику Марса Фобосу в 2009 г. Успех посадки и отбора грунта в значительной степени зависят от характера рельефа поверхности (или шероховатости) и от физических свойств грунта. Указанные параметры составляют основу инженерной модели поверхности.

^ Выбор места посадки КА «Фобос-Грунт». Район посадки КА «Фобос-Грунт» выбирается исходя из баллистических и инженерных требований обеспечения посадки. Он должен быть близким к экватору Фобоса и обладать поверхностью с наименьшей шероховатостью: без сложных форм рельефа (крупных кратеров и борозд), значительных перепадов высот и сильно пересеченного рельефа.

В результате при разработке эскизного проекта КА «Фобос-Грунт» для посадки на Фобос был рекомендован первый район на поверхности Фобоса, обращенной в сторону Марса, расположенный в экваториальной зоне Фобоса в диапазоне широт от 10 с.ш. до 40 ю.ш. и долгот 310 – 360 з.д.

Затем анализ условий функционирования КА на поверхности Фобоса как на стороне, обращенной к Марсу, так и на противоположной от Марса, и их последующего сравнения, привел к решению об изменении района посадки, принятому в НПО им. С.А. Лавочкина. В результате посадка КА «Фобос-Грунт» должна осуществляться на противоположную от Марса сторону Фобоса. Второй район посадки расположен в экваториальной зоне Фобоса в диапазоне широт от 20с.ш. до 20 ю.ш. и долгот 210– 260 з.д.

Летом 2008 г. с борта КА «Mars-Express» было сделано несколько составляющих стереопары снимков Фобоса высокого разрешения. В случае использования новой информации третий район посадки, по-видимому, будет смещен на несколько градусов к северо-востоку от второго района. Возможно, он будет расположен в диапазоне широт от 10с.ш. до 30 ю.ш. и долгот 220– 240 з.д.

^ Инженерная модель поверхности Фобоса, рекомендованная Институтом геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН в качестве исходных данных по проекту «Фобос-Грунт» была опубликована в соавторстве с Р.О. Кузьминым и Е.В. Забалуевой в 2003 г. в «Астрономическом вестнике» (Кузьмин и др., 2003). Указанная работа является сводкой данных по характеристикам рельефа поверхности планируемого места посадки в первом районе и физическим свойствам грунта (реголита) Фобоса. Кроме подбора, систематизации и анализа данных, опубликованных в литературе, в работе были проведены некоторые специальные исследования: 1) изучены характеристики рельефа поверхности в пределах эллипса прицеливания; 2) проанализировано распределение кратеров в районе предполагаемого места посадки; 3) произведена оценка плотности распределения камней на поверхности; 4) выполнен расчет температурного режима поверхностного слоя реголита в районе предполагаемого места посадки.

Модель состоит из двух разделов. Первый раздел содержит данные о гравитационном поле и динамических характеристиках Фобоса, которые освещены в главе 2 диссертации. В разделе также приведены имевшиеся на тот момент фотокарты и цифровые топографические карты Фобоса, характеризующие поверхность планируемого места посадки. Затем приводятся морфологические характеристики поверхности, в том числе плотности распределения ударных кратеров. Во втором разделе приведены современные оценки строения и мощности реголита Фобоса, в том числе оценки плотности распределения камней на поверхности, приведенные автором в главе 2, а также расчеты температурного режима поверхностного слоя реголита в первом районе предполагаемого места посадки.

^ Модели шероховатости поверхности Фобоса. Результатом сотрудничества ГЕОХИ РАН и НПО им. С.А. Лавочкина в рамках научной подготовки проекта «Фобос-Грунт» в 2004–2007 гг. стала разработка в соавторстве с Е.В. Забалуевой и А.Т. Базилевским моделей шероховатости поверхности Фобоса в районах точек посадки и вдоль трасс подхода к ним КА «Фобос-Грунт».

В качестве основы использовали глобальную цифровую модель (ГЦМ) Фобоса (Simonelli et al., 1993), предоставленную нам профессором Питером Томасом (Корнельский университет, США). При построении ГЦМ были учтены только те формы рельефа (в частности, крупные кратеры), диаметры которых превышают 2о2о, что соответствует в зависимости от широты диаметрам от 320 до 450 м. Планирование посадки космического аппарата требует более детальной характеристики шероховатости поверхности в районе точки посадки. Поэтому на основе прямых и косвенных данных, а также научных аналогий нами были разработаны модели шероховатости поверхности нескольких уровней детальности. Детальность рельефа представлена тремя перекрывающимися диапазонами линейных размеров: 1) от 30–90 м до 400 м и более; 2) от 20 до 50 м; 3) от 2 до 20–30 м.

^ Первый уровень детальности рельефа или шероховатости представляет собой учет в ГЦМ реального рельефа поверхности в районе посадки КА, т.е. превышений, образованных за счет кратеров диаметром от 30–90 до 400 м и более, доступных для дешифрирования по имеющимся снимкам ОА «Viking». При построении модели первого уровня детальности вначале была проведена линейная интерполяция значений радиус-векторов глобальной цифровой модели из узлов сетки 2о2о в узлы с шагом 0.1о0.1о.

Второй уровень шероховатости – это варианты цифровой модели поверхности, учитывающие в узлах сетки 2о2о с шагом 0.1о0.1о более мелкий рельеф поверхности: кратеры, камни и бугры диаметром 4–5 м и более по снимку 55103 ОА «Mars Global Surveyor».

Третий уровень содержит варианты рельефа-аналога поверхности Фобоса, учитывающие превышения в узлах сетки 0.1о0.1о с шагом 0.05о0.05о. В качестве аналога микрорельефа для Фобоса мы использовали микрорельеф поверхности Луны на древних участках, где достигнуто насыщение поверхности мелкими кратерами.


ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В работе решены поставленные задачи. 1) Анализируя данные, полученные космическими аппаратами, наряду с обобщением накопленных результатов, характеризующих поверхность Фобоса, были получены новые сведения о ранее малоизученных характеристиках: проявлениях склоновых процессов, строении реголита (в части распределения камней) и морфометрии кратеров и борозд. 2) В модельных экспериментах изучено влияние микрометеоритной бомбардировки на оптические свойства материалов, являющихся возможными аналогами вещества поверхности Фобоса, и происходящие минералогические и петрографические изменения вещества. 3) Созданы инженерная модель и модели шероховатости поверхности Фобоса.

^ Защищаемые положения:

1. Впервые на поверхности Фобоса обнаружены склоновые процессы двух типов: 1) объемные внутрикратерные оползни; 2) перемещение поверхностного слоя реголита. Катастрофический оползень в кратере Стикни (объемом ~1–2 км3) можно отнести к дальнопробежному типу.

2. Импульсное плавление и повторная кристаллизация вещества могут оказывать значительное влияние на минералогические, петрографические и оптические свойства самого верхнего слоя реголита безатмосферных тел. В результате происходит дегидратация вещества, а, следовательно, сглаживание спектров отражения. Минералогические изменения включают в себя образование стекол плавления, кристаллизацию оливина, состав которого отличен от состава оливина исходного вещества, и накоплению богатых железом субмикронных частиц в остаточном расплаве, что приводит к затемнению и покраснению спектров отражения реголита Фобоса. Вещество поверхности безатмосферных тел, имеющих состав углистых хондритов типа СМ и, возможно, CI, обладает значительно большей легкоплавкостью и подвергается большим изменениям при микрометеоритных ударах, по сравнению с телами, имеющими состав обыкновенных хондритов.

3. Инженерная модель поверхности Фобоса характеризует как физические свойства грунта, так и морфологию поверхности в планируемых районах посадки ПМ «Фобос-Грунт». Разработка моделей шероховатости поверхности является необходимым элементом планирования посадки КА «Фобос-Грунт».


Работы, опубликованные по теме диссертации.

1. Шингарева Т.В., Кузьмин Р.О., Склоновые процессы на поверхности Фобоса // Астр. вест., 2001, том 35,  №6, стр. 1–14.

2. Кузьмин Р.О., Шингарева Т.В., Забалуева Е.В., Инженерная модель поверхности Фобоса // Астр. вест., 2003, том 37,  №4, стр. 292–309.

3. Shingareva T.V., Kuzmin R.O. Some new data on morphology of Phobos surface // Abstracts of XXXI LPSC. 2000, # 1665.

4. Shingareva T.V., Kuzmin R.O. Probable long-runout landslide on Phobos // Abstracts of Vernadsky-Brown Microsymposium 32, 2000.

5. Shingareva T.V., Kuzmin R.O. Downslope movement of surface material on Phobos // Abstracts of XXXII  LPSC. 2001. # 1453.

6. Shingareva T.V. Ejecta blocks on Phobos: analysis of high-resolution MGS MOC image 55103 // Vernadsky-Brown Microsymposium 34, 2001, # MS067, CD-ROM.

7. Shingareva T.V. Behavior of smooth material on Phobos and Deimos // Abstracts of XXXIII  LPSC. 2002. # 1834.

8. Kuzmin R.O., Shingareva T.V. Phobos-grunt mission. A morphologic characteristic of the proposed landing site // Vernadsky-Brown Microsymposium 36, 2002, # ms058, CD-ROM.

9. Shingareva T.V., Basilevsky A.T., Fisenko A.V., Semjonova L.F., Roshchina I.A., Guseva E.V., Korotaeva N.N. Mineralogy and Petrology of Laser Irradiated Artificial Carbonaceous Chondrite: Implication to the Martian Moons and Some Asteroids // Abstracts of XXXIV LPSC. 2003. #1321.

10. Hiroi T., Pieters C.M., Moroz L.V., Shingareva T.V., and Basilevsky A.T. Effects of Microsecond Pulse Laser Irradiation on Vis-Nir Reflectance Spectrum of Carbonaceous Chondrite Simulant: Implications for Martian Moons and Primitive Asteroids // Abstracts of XXXIV LPSC. 2003. #1324.

11. Шингарёва Т.В., Базилевский А.Т., Фисенко А.В., Семёнова Л.Ф., Рощина И.А., Хирои Т., Питерс К.М., Мороз Л.В., Гусева Е.В., Коротаева Н.Н., Моделирование процессов «космического выветривания» в поверхностном слое реголита Фобоса // Материалы ЕСМПГ- 2003, «Вестник отделения наук о Земле РАН, №1(21).

12. Shingareva T.V., Basilevsky A.T., Fisenko A.V., Semjonova L.F., Chistyakova N.I., Nechelyustov G.N. Simulation of Some Space Weathering Effects in Phobos Regolith by Laser Irradiation of Carbonaceous Chondrite Mighei // Vernadsky-Brown Microsymposium 38, 2003, # MS086, CD-ROM.

13. Shingareva T.V., Basilevsky A.T., Fisenko A.V., Semjonova L.F., Korotaeva N.N. Mineralogy and petrology of laser irradiated carbonaceous chondrite Mighei // Abstracts of XXXV LPSC. 2004. #1137.

14. Moroz L.V., Hiroi T., Shingareva T.V., Basilevsky A.T., Fisenko A.V., Semjonova L.F. and Pieters C.M. Reflectance spectra of CM2 chondrite Mighei irradiated with pulsed laser and implications for low-albedo asteroids and Martian Moons // Abstracts of XXXV LPSC. 2004. #1279.

15. Шингарёва Т.В., Базилевский А.Т., Фисенко А.В., Семёнова Л.Ф., Хирои Т., Питерс К.М., Мороз Л.В., Коротаева Н.Н. Моделирование микрометеоритной бомбардировки поверхности Фобоса и низкоальбедных астероидов с помощью лазерного облучения углистого хондрита Мигеи // Материалы ЕСМПГ- 2004, «Вестник отделения наук о Земле РАН, №1(22).

16. Moroz L.V., Hiroi T., Shingareva T.V., Basilevsky A.T., Fisenko A.V., Semjonova L.F. and Pieters C.M. Reflectance spectra of possible Phobos analogue materials as a support of interpretation of Mars Express data // 2005.1st Mars Express Science Conference. ESTEC.

17. Shingareva T.V., Basilevsky A.T., Shashkina V.P., Neukum G., Jaumann R., Giese B., Gwinner K., Werner S. Morphological Characteristics of the Phobos Craters and Grooves // Abstracts of XXXIX LPSC. 2008. #2425.

18. Basilevsky A.T., Neukum G., Michael G., Dumke A., Roatsch T., Hoffmann H., Shingareva T.V., Akim E.A., Tuchin A.G., Duxbury T.C. New MEX HRSC / SRC images of Phobos and the FOBOS-GRUNT landing sites. // Vernadsky-Brown Microsymposium 48, 2008, CD-ROM.

19. Zabalueva E.V., Shingareva T.V., Basilevsky A.T., Fedotov V.P., Ruzskiy E.G. Models of Surface Roughness for Phobos // Vernadsky-Brown Microsymposium 48, 2008, CD-ROM.

20. Zabalueva E.V., Shingareva T.V., Basilevsky A.T., Fedotov V.P., Ruzskiy E.G. Russian “Fobos-Grunt” Mission. Examples of Surface Roughness Models for Phobos // Abstracts of XL LPSC. 2009. #1243.

 Задавая плотности для данного размера частиц, можно вычислить массы (0.7–1.0)×10-10 кг. Зная мощность лазера и продолжительность импульсов, определяем энергию импульсов, она составляет (0.6–1.2)×10-3 Дж. По формуле для кинетической энергии находим скорость.




Скачать 414,55 Kb.
оставить комментарий
Дата05.11.2011
Размер414,55 Kb.
ТипАвтореферат, Образовательные материалы
Добавить документ в свой блог или на сайт

Ваша оценка этого документа будет первой.
Ваша оценка:
Разместите кнопку на своём сайте или блоге:
rudocs.exdat.com

Загрузка...
База данных защищена авторским правом ©exdat 2000-2017
При копировании материала укажите ссылку
обратиться к администрации
Анализ
Справочники
Сценарии
Рефераты
Курсовые работы
Авторефераты
Программы
Методички
Документы
Понятия

опубликовать
Загрузка...
Документы

Рейтинг@Mail.ru
наверх