1 год назад
Нету коментариев

Фигура и сопутствующие характеристики. Уже первая фотография Фобоса показала, что спутник не имеет форму сферы. Впоследствии на основании данных, полученных с помощью КА «Викинг», Р. Тернер, используя 3460 реперных точек, построил модель Фобоса (в масштабе 1:60 000), причем поверхность спутника он аппроксимировал многогранником с треугольными гранями (всего 288 граней). Эта модель (рис. 7) позволила более точно определить объем Фобоса – 5620 км3, а также составить топографические карты.

Рис. 7. Вид Северного полушария согласно модели Фобоса, построенной М. Тернером

Рис. 7. Вид Северного полушария согласно модели Фобоса, построенной М. Тернером

Однако при изучении небесных тел обычно за форму поверхности принимают более простую фигуру. В частности, и для спутников Марса были выбраны трехосные эллипсоиды с параметрами, представленными в табл. 2. Надо сказать, что точность при этом уменьшается (хотя достигается некоторое упрощение в расчетах), и, например, объем Фобоса при аппроксимации его фигуры трехосным эллипсоидом составляет, по оценкам Дж. Веверка, 5810 км3 (см. предыдущую оценку).

T_002

Важнейшей характеристикой марсианских спутников является их масса. Наиболее точно она была определена по возмущениям скорости КА при близких пролетах около спутников. Причем возмущение регистрировалось по доплеровскому смещению радиосигналов, принимаемых в этот момент с КА. Полученные результаты с учетом упоминавшихся оценок объема спутников позволяют вывести среднюю плотность, которая оказалась различной для Фобоса и Деймоса (см. табл. 1). Однако какие-либо выводы здесь затруднительны: точность в оценках и массы и объема все еще незначительна.

Существенное значение имеет изучение гравитационных полей Фобоса и Деймоса, так как свойства этих полей не только связаны с формой поверхности, но и с распределением масс в спутниковых недрах. Правда, делать какое-либо заключение о том, как плотность массы изменяется внутри марсианских спутников, мы пока еще не можем. Конечно, полезно было бы провести измерения силы тяжести непосредственно на поверхности Фобоса и Деймоса. Однако это, естественно, дело отдаленного будущего, а, кроме того, определенные трудности здесь возникнут, если пользоваться обычными гравиметрическими приборами.

Так, например, маятник, который на Земле имеет период 0,5 с, на Фобосе будет совершать одно колебание за 22,5 с. Кроме того, чтобы применить гравиметры на Фобосе, придется изменить жесткость их пружины. Абсолютные измерения силы тяжести по времени свободного падения тела также станут весьма специфичными: свободное падение тела в вакууме с высоты 1 м, продолжающееся на Земле 0,451 с, на Фобосе будет происходить за 20,3 с. Помимо прочего, при измерениях силы тяжести на Фобосе необходимо станет каким-то образом исключать возмущающее влияние Марса, к которому весьма близко расположен этот спутник.

Таким образом, в настоящее время можно получать лишь глобальные характеристики гравитационных полей у марсианских спутников. Первую детальную модель гравитационного поля Фобоса построил профессор Московского университета М. У. Сагитов со своими сотрудниками. При этом использовалась модель Р. Тернера для фигуры Фобоса и предполагалось постоянство плотности в недрах спутника. Кроме того, учитывалось вращение Фобоса, вызывающее соответствующее центробежное ускорение, которое уменьшает силу тяжести на экваторе спутника.

Однако после того как выяснилось, что Фобос находится к Марсу ближе своего предела Роша, потребовалось учитывать и приливное воздействие Марса. О том, что это действительно существенно для Фобоса, можно судить из табл. 3, где представлены для сравнения параметры гравитационных полей Фобоса и Деймоса. Об этом же свидетельствует распределение ускорения свободного падения по поверхности Фобоса и Деймоса, полученное Д. Девисом, К. Хоузеном и Р. Гринбергом с учетом возмущающего поля Марса. На рис. 8, а, бприведены вычисленные этими авторами значения ускорения свободного падения (в сантиметрах на секунду в квадрате) с интервалом 10° по долготе и 5° по широте.

T_003

Рис. 8. Схематическое распределение ускорения свободного падения (с приведенными численными значениями, табл. 2) на поверхности Фобоса (а) и Деймоса (б) с интервалом 10° по долготе и 5° по широте

Рис. 8. Схематическое распределение ускорения свободного падения (с приведенными численными значениями, табл. 2) на поверхности Фобоса (а) и Деймоса (б) с интервалом 10° по долготе и 5° по широте

Несферическая форма, сложная конфигурация гравитационного поля, центробежное ускорение и приливное воздействие Марса создают внутри его спутников напряжения, особенно значительные для Фобоса из-за его близости к планете. А. Добровольскис рассмотрел напряжения в марсианских спутниках при аппроксимации их фигуры трехосным эллипсоидом, допустив однородное распределение плотности и приняв, что по своим упругим свойствам вещество спутниковых недр идентично веществу углистых хондритов. Это позволило получить картину упругой деформации Фобоса в области экватора, показанную на рис. 9.

Рис. 9. Упругие смещения в экваториальной плоскости Фобоса

Рис. 9. Упругие смещения в экваториальной плоскости Фобоса

Фобос несколько вытянут вдоль оси, соединяющей его с Марсом, к которому, как мы знаем, он обращен всегда только одной стороной. Однако деформация вдоль этой оси незначительна, и создаваемое ею напряжение тоже очень мало. Максимальная величина напряжения в центре Фобоса также мала, и в целом вещество Фобоса вполне его выдерживает, хотя это не совсем очевидно для рыхлых пород на поверхности спутника, способных, правда, по аналогии с лунной почвой выдерживать посредством когезии (сцепления) те небольшие напряжения, которым они подвергаются.

Во всяком случае наблюдаемая ориентация борозд и линейных особенностей рельефа на Фобосе не согласуется с теорией их приливного происхождения. И, вероятнее всего, как уже обсуждалось, формирование всех этих особенностей рельефа обусловлено последствиями столкновения спутника с крупным телом, виновником образования кратера Стикни. Кроме того, в прошлом Фобос был подвержен гораздо меньшим напряжениям, поскольку находился на большом удалении от Марса и при этом меньше сказывалось приливное воздействие планеты.

В будущем же, по мере приближения Фобоса к Марсу, напряжение его в недрах будет расти. Расчеты показывают, что когда расстояние спутника до центра планеты достигнет 1,9 марсианского радиуса, начнется потеря им своего рыхлого материала с поверхности. А при еще большем сближении с Марсом Фобос будет разорван приливными силами.

Что же касается внешнего спутника Марса – Деймоса, то приливное воздействие сказывается на нем существенно меньше. Он находится гораздо дальше своего предела Роша, средняя плотность его несколько ниже, а эволюция его орбиты крайне медленная, хотя и есть указания на то, что он еще дальше удаляется от планеты.

Распределение температуры и тепловой поток. Из наблюдений марсианских спутников получают сведения, касающиеся главным образом их поверхностного вещества. Косвенным указанием о вероятном составе их недр служат значения средней плотности. Некоторые данные о внутреннем составе можно было бы получить, измерив поверхностный тепловой поток. Последний определяется содержанием радиоактивных элементов в недрах и значительно различается, например, для базальтового и хондритового составов.

Если бы поверхностный тепловой поток марсианских спутников соответствовал базальтовому составу, то это свидетельствовало бы о дифференциации (отслоении ядра) внутреннего состава спутников. Однако вследствие своей малости Фобос и Деймос всегда оставались холодными недифференцированными телами. Об отсутствии заметного тяжелого ядра в центральных районах говорит и сравнительная низкая средняя плотность обоих спутников.

Наиболее важными, длительно действующими источниками тепла в тепловой истории планетных и спутниковых тел являются долгоживущие радиоактивные изотопы (урана, калия и др.). Распределение этих тепловых источников в недрах марсианских спутников (как и астероидов) предполагается однородным. Однако при построении общей тепловой модели спутников Марса необходимо учитывать и роль мощного слоя реголита. Так, например, при расчете С. В. Маевой тепловой модели Фобоса пришлось рассмотреть не только различные содержания радиоактивных элементов и теплопроводность вещества в недрах, но и различные толщину слоя и теплопроводность реголита.

Содержание радиоактивных элементов зависит от состава вещества спутников и, вообще говоря, неизвестно. Поэтому построение тепловой модели Фобоса проводилось для различного содержания радиоактивных элементов, характерного тому или иному типу метеоритов (обыкновенных и углистых хондритов, а также базальтовых ахондритов). В качестве же тепловых характеристик реголита использовались данные о лунном реголите.

Следует сказать, что вследствие малых размеров марсианских спутников краткий период их разогрева в результате накопления радиогенного (за счет радиоактивного распада) тепла должен был быстро смениться остыванием. В современную эпоху оба спутника находятся в стационарном тепловом состоянии, когда выделение и потеря тепла в точности компенсируют друг друга. Причем характер теплового режима Фобоса предполагает, что время его остывания порядка 100 млн. лет, что значительно меньше предполагаемого его возраста – 3 – 5 млрд. лет.

Расчеты показывают, что тепловой поток очень слабо зависит от толщины слоя реголита. Даже если бы теплопроводность реголита на Фобосе составляла 10–6 кал · (см · с · К)–1, то при слое реголита толщиной 100 м и меньше поверхностный перепад температур с глубиной соответствовал бы стационарному тепловому состоянию тела. При толщине же реголита менее 10 м практически весь спутник находился бы при температуре его поверхности – около 220 К.

Если бы теплопроводность реголита Фобоса была бы на порядок больше, 10–5 кал · (см · с · К)–1, то температура в его центре очень мало отличалась бы от температуры на поверхности даже при максимально принимаемой толщине реголита 1 км, а поверхностный перепад; температур с глубиной был бы соответственно на порядок меньше. В действительности же теплопроводность недр Фобоса, как считают, порядка 10–3 – 10–4 кал · (см · с · К)–1, и в этом случае перепад температур с глубиной на поверхности уже совсем не зависит от толщины реголита.

В табл. 4 приводятся некоторые параметры тепловых моделей Фобоса и Деймоса. Причем для Фобоса расчет модели проводился в зависимости от различного состава их недр (хотя, вообще говоря, базальтовый состав очень маловероятен), который обусловливал то или: иное содержание радиоактивных элементов. Зависимости поверхностного перепада температур с глубиной от состава вещества марсианских спутников иллюстрируются на рис. 10, где слева направо указаны следующие типы вещества: углистые хондриты, обыкновенные хондриты, базальтовые ахондриты, вещество Луны.

Рис. 10. Зависимость перепада температуры с глубиной ΔТ от состава вещества. Внизу по оси абсцисс отложена теплопроводность [кал · (см · с · К)–1]. Слева направо представлены углистые хондриты, обыкновенные хондриты, базальтовые ахондриты, вещество Луны

Рис. 10. Зависимость перепада температуры с глубиной ΔТ от состава вещества. Внизу по оси абсцисс отложена теплопроводность [кал · (см · с · К)–1]. Слева направо представлены углистые хондриты, обыкновенные хондриты, базальтовые ахондриты, вещество Луны

В заключение подчеркнем, что при более меньших массе и размерах Деймоса тепловой поток с его поверхности примерно в 1,5, раза ниже, чем в случае Фобоса, имеющего тот же состав (см. табл. 4).

T_004

Модели внутреннего строения. При рассмотрении сложных объектов в науке часто прибегают к построению их моделей, стремясь при этом учесть все, что известно о рассматриваемом объекте, хотя и выделяя, как правило, наиболее существенные его характеристики. Причем под моделями планет и их спутников понимают как бы разрез данного небесного тела, где показано, как меняются с глубиной основные параметры: плотность, давление, ускорение силы тяжести, скорость сейсмических волн и т. д.

Чтобы лучше уяснить себе суть дела, начнем рассмотрение с простейшего случая. Наиболее простой моделью планеты является однородная модель, в которой плотность не меняется с глубиной, а форма принимается сферической. Причем используется аппроксимация так называемой равновеликой сферы, когда объем последней равен реальному объему планеты. Именно для таких простых моделей легко рассчитать, как распределяется в них с глубиной давление и ускорение силы тяжести.

Для спутников Марса, так же как и для астероидов, однородная модель служит хорошим приближением, поскольку из-за их малых размеров давление в центральных областях этих объектов мало и вещество там находится практически не в сжатом состоянии. Правда, для марсианских спутников можно рассчитать и двухслойную модель с учетом слоя реголита (толщиной 1 км в случае Фобоса).

Как мы знаем, анализ фотографий Фобоса, полученных с помощью КА, показал отсутствие сильно раздробленного материала (мелкой фракции), слагающего его поверхность. Это указывает на то, что плотность поверхностных слоев Фобоса, вероятно, порядка 1 г/см3, а на глубинах в несколько метров чуть выше. Плотность же недр Фобоса в зависимости от принимаемой толщины слоя реголита с плотностью 1 г/см3 лежит в пределах 1,9 – 2,2 г/см3.

На рис. 11 показано распределение давления и ускорения свободного падения для такой двухслойной модели Фобоса со слоем реголита толщиной 1 км и плотностью 1 г/см3. Отличие от однородной модели невелико: если в ней давление в центре спутника 0,63 бар, то в двухслойной модели 0,72 бар. При слое же реголита меньшей толщины, скажем, порядка нескольких сотен метров и менее, изменение в распределениях давления и ускорения свободного падения с глубиной по сравнению с однородными моделями будет еще меньше.

Построение модели марсианских спутников позволяет сравнить господствующие давления в их недрах с предполагаемой прочностью их недр. Так, если прочность спутников превышает 106 дин/см2, то их форма, скорее всего, не связана с уровенной поверхностью потенциала гравитационного поля.

В настоящее время еще рано делать какие-либо общие выводы о внутреннем строении и вещественном составе марсианских спутников. Для этого необходимы дальнейшие исследования, в частности с помощью КА с посадкой на поверхность спутника. Большую информацию могли бы дать такие прямые исследования на Фобосе и Деймосе, как забор грунта с поверхности спутника и проведение активного сейсмического эксперимента.

Рис. 11. Двухслойная сферически симметричная модель Фобоса

Рис. 11. Двухслойная сферически симметричная модель Фобоса

В последнем случае представится возможность получить зависимость (в сейсмологии ее называют годографом) времени пробега сейсмических волн от эпицентрального расстояния, т. е. углового расстояния между источником волн и их приемником. Напомним, что сейсмические волны представляют собой тип объемных волн, распространяющихся в упругой среде. Они могут быть продольными (упругие волны сжатия) и поперечными (упругие волны сдвига).

Анализ годографа позволяет вывести распределение скорости сейсмических волн по глубине и прямо укажет на структуру недр спутника. Ведь если бы скорости сейсмических волн были постоянными и не зависели от глубины, то годографы, приведенные к зависимости времени пробега сейсмических волн от глубины, представляли бы собой прямолинейные отрезки. Однако чем сложнее структура изучаемого объекта, тем более искривленным будет экспериментальный годограф. Когда же происходит очень быстрое возрастание скорости сейсмических волн, при скачке на границе двух слоев годограф может иметь форму петли.

Чтобы проиллюстрировать сказанное, на рис. 12 представлен теоретический годограф, который рассчитан на основе рассмотренной ранее двухслойной модели Фобоса. При этом предполагается, что скорость распространения продольных волн в реголите такая же, как в лунном реголите (104 м/с), а в недрах спутника соответствует распространению в трещиноватом базальтовом материале (300 м/с).

Рис. 12. Годограф для продольных волн в двухслойной модели Фобоса. По оси абсцисс отложено эпицентральное расстояние Δ (в градусах), по оси ординат – время пробега сейсмических волн t

Рис. 12. Годограф для продольных волн в двухслойной модели Фобоса. По оси абсцисс отложено эпицентральное расстояние Δ (в градусах), по оси ординат – время пробега сейсмических волн t

Верхняя ветвь годографа представляет собой сейсмические волны, отражающиеся от границы раздела двух слоев (на глубине 1 км), на которой скорость волн возрастает скачком. Из центра координат системы выходит ветвь волн, не проникающих глубже слоя реголита. Еще одна ветвь – это преломленные волны, проходящие через внутреннюю высокоскоростную область. Конечно, экспериментальные годографы для марсианских спутников будут иметь более сложный вид, но именно эта сложность поможет более верно представить реальную структуру спутниковых недр.

comments powered by HyperComments