<<
>>

Гравиметрическая изученность Луны, Марса и Венеры

А.А. Конопихин

В последнюю треть двадцатого века благодаря прогрессу в развитии космической технологии удалось значительно расширить имеющиеся знания о гравитационных полях ближайших к Земле планетных тел Венеры и Марса, а так же естественных спутников Луны и Фобоса.

Наибольшие успехи в этом были достигнуты при изучении гравитационного поля (ГП) Луны.

Гравитационные поля небесных тел планетного типа могут быть охарактеризованы рядом физических параметров: потенциалом притяжения, составляющими УСТ по направлениям координатных осей, градиентами этих ускорений, уклонениями отвесной линии и др. При описании ГП планет земной группы обычно применяют классическое разложение потенциала по сферическим функциям.

Однако при описании коротковолновых вариаций характеристик ГП оказывается необходимым учитывать большое число членов ряда. Поэтому используют иные подходы к представлению планетарных ГП в виде совокупности точечных масс, гравитирующих дисков и др.

На современном этапе планетных исследований принято ГП небесного тела представлять состоящим из нормального и аномального. Нормальная часть соответствует некоторой простой модели планетарного тела, которая достаточно близка (в общем виде) к реальности и определяется совокупностью знаний о фигуре, внутреннем строении и ГП изучаемого тела.

Аномальная часть ГП образуется после исключения из реального поля его нормальной части.

Существенное значение при изучении ГП имеет понятие гравитационной фигуры планеты, при этом имеют в виду замкнутую поверхность потенциала УСТ, близкую к средней физической поверхности планеты. Для того, чтобы зафиксировать эту поверхность, находят уровенную поверхность, проходящую через определенную точку планеты или удовлетворяющую какому-либо иному условию. Для Луны таким условием, например, может быть равенство массы реального тела Луны и массы, заключенной внутри выбранной эквипотенциальной поверхности.

Для Марса — это высота барической поверхности марсианской атмосферы с численным значением давления 6,1 амбар марсианских миллибар, где |бар|=см“1т-с“2), соответствующая тройной точке воды. По аналогии с Землей, где уровенную поверхность, совпадающую со средней поверхностью морей и океанов, называют геоидом, гравитационную фигуру Луны иногда называют селеноидом, а в случае Марса — ареоидом, Венеры — афродитоидом.

В зависимости от величины потенциала силы тяжести условно начальной уровенной поверхности эти планетарные геоиды могут полностью или частично проходить над твердой поверхностью небесного тела. В принципе такая поверхность может быть представлена сферой, сфероидом, эллипсоидом вращения или трехосным эллипсоидом. Если же при этом предположить, что плотность вещества внутри небесного тела изменяется с глубиной по некоторому простому закону, да к тому же совпадают массы и угловые скорости вращения реального тела и ее модели, то оказывается целесообразным рассматривать такую правильную отсчетную поверхность как уровенную поверхность нормального потенциала силы тяжести.

К настоящему времени накопленный опыт по изучению фигуры и внешнего ГП Земли используется и при изучении ГП других планет. С конца 60-х годов исследователи стали активно применять метод, который ранее не мог быть использован при изучении земного ГП. В основе этого метода лежит алгоритм определения лучевых ускорений КА по линии визирования «космический аппарат — Земля». В этом методе КА выступает как пробное тело, которое под действием неоднородного ГП планеты в своем движении по орбите изменяет направление и величину скорости. Наблюдения за изменениями скорости КА производятся на станции слежения на Земле с использованием эффекта Доплера. По данным доплеровских измерений вычисляется средняя на временном интервале т лучевая скорость КА

alt="" />

где Vs — средняя составляющая относительной скорости вдоль направления «КА-Земля»; к = Vp/fQ — коэффициент перевода осредненной разности частот А/ в скорость.

Луна

В доспутниковую эпоху информацию о ГП Луны получали, в основном, двумя способами. В одном из них представления о лунном ГП основывались на сведениях о рельефе видимой с Земли стороны Луны, гипотетических данных о внутреннем строении лунного тела и состоянии вещества в его недрах [Чуйкова 1968, 1969].

Другой способ изучения формы селеноида основывался на предположении, что наблюдаемые отклонения некоторых параметров лунной орбиты (средние вековые движения узла и перигея) от вычисленных объясняются отличием реального лунного ГП от центрального. Здесь, опираясь на полученное из астрономических наблюдений среднее значение наклонения лунного экватора к эклиптике, стремились подобрать параметры гравитирующего селеноида таким образом, чтобы согласовать наблюдаемые и предвычисленные возмущения орбиты Луны. Расчет селеноида до членов второго порядка выполнен в работе [Biro 1966] и [Ledersteger 1967]. В работе Грушинского и Сагитова [1962] выведена формула распределения нормальной силы тяжести, основанная на данных о моментах инерции Луны, полученных из наземных астронаблюдений.

Качественно новый этап изучения лунного ГП начался с запуска искусственных спутников Луны. Появилась возможность непрерывно следить с Земли за движением ИСЛ от его восхода до захода за лунный горизонт, для чего достаточно иметь только две станции наблюдения с разностью долгот в 180°. Более медленное по сравнению с Землей осевое вращение Луны позволяет с большей точностью учитывать влияние особенностей ГП на движение спутника. Практическое отсутствие лунной атмосферы снимает вопрос об учете атмосферных возмущений в движениях ИСЛ и к тому же позволяет сформировать их рабочие орбиты с малой высотой над лунной поверхностью. Отношение величин аномалий ГП к полной величине для Луны заметно больше, чем для Земли.

Вместе с тем можно отметить и ряд обстоятельств, которые затрудняют изучение гравитационного поля Луны. В этом отношении достойны упоминания такие источники погрешностей, как: ошибки, возникающие из-за неточности знания положения ИСЛ относительно Луны и последующих редукций вычисленных параметров ГП; ошибки, порождаемые несовершенством процедуры пересчета результатов доплеровских измерений в характеристики поля; ошибки, связанные с погрешностями определения положения ИСЛ относительно станции слежения на Земле, вызванные неточностью знания лунных эфемерид.

Первоначально для анализа данных траекторных измерений ИСЛ активно применяли опыт, полученный при изучении земного ГП по результатам анализа орбит ИСЗ. Для Луны значения гравитационного потенциала получали опосредствованно. Вычислялись возмущения в элементах орбит ИСЛ, происходящие из-за неоднородности лунного ГП, а по ним уже получали гармоники разложения потенциала

W.

В способах длинных дуг данные спутниковых наблюдений группировались по дуге протяженностью до нескольких сотен оборотов ИСЛ. Обычно такие дуги разбивались на серии менее длинных дуг, протяженностью в несколько оборотов спутника, по которым вычисляли кеплеровские а, е,г,ш, П элементы для каждой орбиты. Для каждого элемента находилась своя аппроксимирующая функция времени, из дифференцирования которой затем получали долгопериодические изменения элементов орбиты ИСЛ, и далее выводились величины гармонических коэффициентов с„т и snm [Аким 1966, 1977; Ferrari 1973, 1977]. Однако были и работы, где определения гармонических коэффициентов выполнялись способом коротких дуг, например [Gapcynski et al. 1969].

Предложено уже около двух десятков гравитационных моделей Луны, различия в которых можно объяснить, в основном, различием в составе отобранных наблюдательных данных и методах их обработки.

Самое первое определение гармонических коэффициентов гравитационного поля Луны по наблюдениям ИСЛ выполнено Э.Л. Акимом [1966] по наблюдениям ИСЛ «Луна-10». Параметры лунного гравитационного поля вычислены им до 4 порядка. Значения С20 и S20 согласуются со значениями, полученными по либрационным наблюдениям. Последующие определения особенностей гравитационного поля были выполнены в основном по траекторным измерениям спутников серии Lunar Orbiter и лунных исследований по программе «Аполлон», когда были выведены гармонические коэффициенты 16-20 порядка.

Затем по данным наблюдений ИСЛ «Lunar-Orbiter-1,-3,-4» последовали публикации [Tolson, Gapcynski 1968; LorelL 1970; Liu, Laing 1971; Sjogren 1971; Michael, Blackshear 1972].

Лунное ГП в целом (для областей видимой и невидимой сторон) лучше представляется в тех моделях, где гармонические коэффициенты вычисляются по возмущениям в элементах орбит ИСЛ. Прямые методы наблюдений, где параметры ГП подбираются так, чтобы они наилучшим образом соответствовали бы изменениям в координатах и скоростях ИСЛ, дают особенно хороший результат в тех районах Луны, над которыми проходили орбиты лунных спутников.

С конца шестидесятых годов для изучения лунного ГП стали использовать новый метод, основанный на анализе величин лучевых ускорений, возникающих из-за вращения Земли, орбитальных движений Луны и ИСЛ. Здесь ИСЛ рассматривается как пробное тело, которое под действием неоднородного ГП Луны в своем движении по орбите изменяет направление и величину орбитальной скорости. Оценке подвергается только одна компонента скорости: проекция на направление «ИСЛ — станция слежения на Земле», которая понимается как лучевая скорость спутника.

В общем случае изменение лучевой скорости зависит от перемещения земной станции наблюдения в результате суточного вращения Земли, движения центра масс Луны вокруг барицентра системы Земля- Луна, движения ИСЛ по кеплеровской орбите вокруг центра масс Луны, вследствие неоднородностей лунного гравитационного поля и неправильности ее фигуры. Кроме того, на ИСЛ действуют возмущающий потенциал Солнца и планет, световое давление, сжатие Земли, приливные эффекты самой Луны и пр. После учета и исключения нежелательных эффектов для анализа остаются величины лучевых ускорений, которые можно трактовать как результат существования некоторых аномальностей внутреннего строения и фигуры Луны. Анализ вариаций лучевой скорости окололунного спутника позволил с большей детальностью изучить ГП видимой стороны Луны и открыть интереснейшие образования на Луне — масконы.

Масконы (mass concentrations — концентрация масс) являются специфическими коровыми образованиями, территориально совпадающими с лунными морями. Они создают существенные, как правило, положительные локальные аномалии ГП (за исключением маскона в Заливе Радуги).

Первооткрыватели масконов [Muller, Sjogren 1968] за обнаружение этих феноменальных структур были награждены золотой медалью Магеллана Американского философского общества. В последующее за этим десятилетие появилось свыше сотни работ, в которых излагались различные гипотезы происхождения масконов и механизм их образования.

Определения УСТ экипажами КК «Аполлон-11, -12» были сделаны посредством трехкомпонентных акселерометров (Р1РА — pulsed integrating pendulous accelerommeter), смонтированных на посадочных ступенях лунных модулей КК. Значения УСТ д вычислены по показаниям х,у,г акселерометров, расположенных в трех ортогональных направлениях д = \Jx2 + у2 + z2. Ошибка полученных значений д, по заверениям [Nance 1971] — ^13 мГал.

Относительные определения УСТ на лунной поверхности специально разработанным для этого струнным гравиметром TG (Travers Gravimeter) выполнены астронавтами КК «Аполлон-17». По оценке [Talwani, Kahle 1976], ошибка определений УСТ составляет порядка нескольких миллигалов. В программе «Аполлон-17» в 1972 г. впервые была осуществлена гравиметрическая связь между Землей и Луной с ошибкой ±5 мГал и выполнены также гравиметрические измерения на 12-километровом профиле лунной долины Таурус-Литтров, состоящим из 11 пунктов наблюдений. Сводка результатов прямых измерений УСТ на лунной поверхности приводится в [Сагитов 1979].

Марс

В доспутниковую эпоху сведения о ГП Марса получали из результатов наземных астрометрических наблюдений. Наиболее точные оптические измерения Марса были выполнены с помощью микрометра двойного изображения. Дольфюс [Dollfus 1972] проанализировал результаты 20-летних телескопических измерений радиуса планетного тела Марса и получил размеры двухосного эллипсоида: Дэкв = 3398±3 км; Rn0J] = 3371±4 км; а = 0,0079 ± 0,0020. Наземные радиолокационные наблюдения высотных профилей поверхности Марса, по [Downs et al. 1973, Downs, Reichley 1975; Pettengill et al. 1969, 1973, 1974], дали более точное значение экваториального радиуса планеты Л9КВ = 3394 ±2 км.

Данные, полученные из телескопических измерений вековых возмущений в движениях орбит естественных спутников Марса (Фобоса и Деймоса), позволили вычислить значение коэффициента J2, характеризующего полярное сжатие планеты. В [Sinclair 1972; Шор 1976] опубликованы величины этого коэффициента, соотвественно, J2 = 0,001966±0,000003 и J2 = 0,001962±0,000005, а для GM было получено значение 42840±40 км3/с2.

Обзор основных результатов определений фигуры Марса методами наземной астрономии приведен в работах и Ш. Мишо [1970] и А. Дольфюс [1974].

Более детальная информация получена о фигуре и размерах Марса из радиорефракционных исследований, а также из анализа результатов инфракрасной и ультрафиолетовой спектроскопии с КА «Марс», «Маринер», «Викинг» [Cain et al. 1973; Standisch 1973; Hanel, Conrath 1972; Hanel et al. 1972a, b; Hord et al. 1972, 1974]. Хорошо проявил себя метод, в котором анализировались моменты исчезновения и появления радиосигнала при покрытии планетным телом Марса КА «Маринер-9», находящегося на околопланетной орбите (метод «радиозатмений»). Физическая поверхность Марса была аппроксимирована трехосным эллипсоидом [Cain et al. 1973] (а = 3400,12 км, b = 3394,19 км, с = 3375,45 км); [Standisch 1977] (а = 3399,3±0,7 км, b = 3394,0±0,7 км, с= 3376,0±0,5 км).

Существенный прогресс в изучении марсианского ГП стал возможен, когда появилась возможность применить к огромному массиву накопленных данных радиотраекторных измерений методы корректной математической обработки измерительной информации и тщательно учитывать влияние различных возмущающих факторов. Были выведены более полутора десятка моделей ГП Марса: [Born 1974; Jordan, Lorell 1975; Sjogren et al. 1975; Daniels et al. 1977; Gapcynski et al. 1977; Christensen, Balmino 1978; Кристенсен, Уиллямс 1979; Balmino et al. 1982].

В работе [Born 1974] впервые вычислены значения 28 гармонических коэффициентов, позволившие вывести модель марсианского ГП до четвертого порядка. Через год появились сразу три варианта поля. Авторы работы [Jordan, Lorell 1975] из анализа данных радиослежения за КА «Маринер-9» предлагают свою модель поля также до четвертого порядка. Набор моделей марсианского ГП до шестого, седьмого и до восьмого порядков предложен в работе [Reasenberg, Shapiro 1975]. Еще более эффективно использовали доплеровские данные слежения за «Маринером-9» исследователи [Sjogren et al. 1975], которые представили модель до девятого порядка, полученную по методу коротких дуг с помощью представления планетного потенциала 92 точечными массами. Тот же метод коротких дуг и информацию по радиослежению за КА «Маринером-9» и «Викингом-1, -2», что и в работе [Sjogren et al. 1975], применен в [Gapcynski et al. 1977], что позволило вычислить значения гармонических коэффициентов до шестого порядка и заметно улучшить оценки гармонических коэффициентов. Эти же данные траекторного слежения использовала группа исследователей [Daniels et al. 1977] и получила свою модель марсианского гравитационного поля до седьмого порядка.

Э.Дж. Кристенсен и Б.Г. Уиллямс [1979] также использовали огромный массив данных по слежению за этими космическими аппаратами, применив более сложную методику его обработки. Процедура построения модели предусматривала сначала сглаживание по методу наименьших квадратов данных слежения, полученных с двух или более витков «Викингов», определение параметров гравитационного поля до шестого порядка и последующее согласование гармонических коэффициентов, вычисленных по каждой дуге, для формирования обобщенной модели. Полученная планетарная модель уравнена с моделью гравипотенциала, выведенной по данным слежения за КА «Маринер-9».

Авторы [Christensen, Balmino 1978] представили модель с коэффициентами до 12-й степени, а в [Balmino, Moynot, Vales 1982] — до 18 степени. В основе стратегии вывода этих моделей марсианского гравитационного поля лежат методики, которые были применены ранее при определении гармонических коэффициентов ГПЗ в модели GRIM-2, что позволило выполнить одновременную обработку для длинных и коротких дуг КА «Маринер-9» и «Викинг-1, -2».

Наряду с моделями, где ГП Марса представлялось в виде разложения в ряд по шаровым функциям, разрабатывались модели поля с целью выявить детальную структуру ГП планеты. Необходимо отметить успешную попытку изучения детального ГП по вариациям лучевых скоростей КА по линии визирования КА — станция наблюдения на Земле [Sjogren 1979]. Этот подход к изучению коротковолновых особенностей ГП планетных тел дал хорошие результаты еще при исследовании лунного ГП. Для Марса анализ вариаций лучевых скоростей ИСМ «Викинг-2» позволил выявить гравитационные аномалии с поперечником около 300 км. Наибольшие аномалии оказались приурочены к районам Olimpus Vons и Alba Patera. Существенная положительная аномалия отмечена в вулканической области Tharsis. Найдены структурные образования поверхности, в которых, как и в лунных масконах, понижения топографического рельефа сочетаются с положительными аномалиями ГП.

Сравнительный анализ моделей марсианского ГП выполнен в [Мещеряков, Церклевич 1987]. Сравнению подвергались модели, полученные в [Jordan, Lorell 1975; Born 1974; Reasenberg et al. 1975; Sjogren et al. 1975; E.P. Daniels et al. 1977; Gapcynsky et al. 1977; Christensen, Balmino 1978; Balmino et al. 1982]. Сравнение статистических характеристик согласия указанных моделей показало, что во всех моделях (кроме модели [Born 1974]) гармоники до 4-й степени согласуются достаточно хорошо. Весьма близки между собой модели [Sjogren et al. 1975; Daniels et al. 1977; Gapcynsky et al. 1977].

По мнению авторов, модель [Balmino et al. 1982], содержащая гармонические коэффициенты до 18-й степени, дает весьма детальное и наиболее точное описание ГП Марса и ее можно признать наиболее предпочтительной моделью.

Венера

При составлении обзора основных сведений о ГП Венеры целесообразно руководствоваться результатами трех этапов исследования этой планеты с околопланетных орбит космическими аппаратами: «Пионер-Венера» (1978 г.), «Венера-15, -16» (1983 г.) и «Магеллан» (1991 г.)

Собственно гравиметрические исследования Венеры начались с выводом на венерианскую орбиту КА «Пионер-Венера-1» [Phillips et al. 1979; Ananda et al. 1980], из анализа наблюдений долгопериодических вариаций параметров орбиты этого ИСВ построили модель ГП планеты в виде разложения по сферическим функциям до 6-й степени. Это дало возможность авторам построить карту вертикальной составляющей силы тяжести для высоты 100 км над поверхностью планеты. Амплитуда изменений УСТ на этой карте достигала 90-100 мГал (от -40 мГал в юго-западной части равнины Гиневры до -1-50 мГал в южной части области Фетиды). Для выполнения адекватного сравнения особенностей ГП и рельефа планеты, информацию о котором получили из обработки результатов альтиметрических измерений [Pettengill et al. 1980), была рассчитана топографическая модель Венеры до 6-й степени. В табл.

6.16 приведены коэффициенты корреляции между УСТ и рельефом для каждой степени разложения моделей Венеры и Земли. На Венере корреляция между УСТ и рельефом в диапазоне гармоник низкого порядка всегда положительна и порой весьма высока. На Земле же в этом диапазоне гармоник

alt="" />

Анализ вариаций лучевых скоростей КА «Пионер-Венера» позволил авторам [Siogren et al. 1983] составить карту УСТ для высоты 200 км в широтном поясе -30°... + 55°. Наиболее примечательными деталями карты стали области Бета и Атлы. Для этих районов планеты получены пиковые значения УСТ в 70 мГал. Однако авторы пошли дальше: они предприняли попытку составить карту гравитационных аномалий в редукции Буге. Для этого сначала по данным топографической модели Венеры [Pettengill et al. 1980] были вычислены теоретические ускорения по лучу зрения, обусловленные притяжением рельефа, находящегося выше уровенной поверхности среднего радиуса планеты. При этом использовалось значение плотности материала венерианской поверхности, равное 2,7 г*см-3. Величины аномалий Буге получали вычитанием значений теоретических ускорений по лучу зрения из фактических. Наибольшая аномалия Буге (свыше — 200 мГал) зафиксирована в районе Земли Афродиты; в областях Беты, Атлы и Эйстлы значения аномалий вдвое меньше.

Высокая степень корреляции между параметрами ГП и топографией на Венере позволили предположить, что механизмы компенсации рельефа могут быть как статического типа (модели Эри, Пратта, тепловой изостазии), так и динамического (например, поддержка рельефа конвектирующей мантией). В этом аспекте [Phillips et al. 1981] исследовали ГП Венеры с помощью адмиттанс-функции. При этом адмиттанс (или изостатическая функция отклика) представляла собой безразмерное отношение УСТ к рельефу, рассчитанное для определенной длины волны (или диапазона волн) гравитационного и топографического полей. Адмиттанс-функция позволяет судить о глубине компенсации структур рельефа соответствующего размера. Для района Земля Афродиты авторы получили значение глубины компенсации примерно 115±30 км.

Б.Г. Вильямс и Н.А. Моттингер в 1983 г. досконально исследовали орбитальные смещения ИСВ «Пионер-Венера» и опубликовали свою версию модели ГП планеты.

Второй этап изучения венерианского ГП наступил после реализации программы «Венера-15, -16». Этими космическими аппаратами исследовалось в основном северное полушарие Венеры (севернее +30° широты), частично с перекрытием зоны гравиметрической съемки КА «Пионер-Венера».

Детальный анализ особенностей венерианского ГП по результатам миссий КА «Пионер-Венера» и «Венера-15, -16» выполнили авторы [Smrekar, Phillips 1990]. Они исследовали связи между параметрами ГП и рельефа, анализируя характер отношений геоид — топография (GTR) для 14 планетарных структур, расположенных в разных областях венерианской поверхности. Это исследование подтвердило обоснованность деления крупных положительных поверхностных образований на два типа: сводовые поднятия и платообразные возвышенности. Заметное отличие Венеры от Земли, заключающееся в сильной корреляции гравитационного и топографического полей Венеры, позволило [Phillips 1986] высказать предположение о том, что на Венере, возможно, отсутствует низковязкий астеносферный слой. Эта гипотеза в свою очередь стала основой для формирования весьма обоснованного представления о геологическом строении верхних слоев планетного тела Венеры.

КА «Магеллан» произвел съемку практически всей поверхности Венеры (97%) с пространственным разрешением (100-200 м). На заключительных этапах функционирования КА «Магеллан» он был переведен на низкую, почти круговую орбиту. По альтиметрическим измерениям «Магеллана» составлена точная топографическая карта поверхности Венеры [Ford, Pettengill 1992], а через два года построе

на детальная гармоническая модель рельефа планеты вплоть до 360-й степени и порядка [Rappaport, Plaut 1994].

В первой половине 90-х годов по данным с «Магеллана» выведен целый ряд гравитационных моделей Венеры [Konopliv et al. 1993; Balmino 1993;

Konopliv, Sjogren 1994]. Причем в модели [Konopliv, Sjogren 1994] значения гармонических коэффициентов были получены до 60-й степени и порядка. Эти же авторы составили карту аномалий Буге. Для ее построения использовали результаты топографической съемки КА «Магеллан», приняв при этом значение плотности вещества поверхностного слоя равным 2,9 г/см3,а значение средней плотности планеты 5,248 г/см3. В табл. 6.17 представлены коэффициенты корреляции между УСТ и рельефом на Венере по данным топографической модели 360-й степени и порядка по IRappaport, Plaut 1994] и трем гравитационным моделям: Г\ — [Konopliv et al 1993, r2 — Balmino 1993, гз — Konopliv, Sjogren 1994].

В работе [Simons et al. 1994] выполнено глобальное исследование взаимосвязи УСТ и рельефа путем сопоставления вариаций длинноволновых (свыше 700 км) ондуляций высот геоида Венеры и ее рельефа через адмиттанс-функцию. Полученные глобальные и региональные значения адмиттанса на Венере в несколько раз превышают адмиттанс, вычисленный для Земли в тех же диапазонах гармоник. Большие значения венериаского адмиттанса подтверждают гипотезу, высказанную ранее [Phillips 1986], что на этой планете практически отсутствует зона пониженной вязкости в верхней мантии.

В работе [Arkani-Hamed 1996] также исследовалась связь силы тяжести и рельефа для всей Венеры путем сравнения расчетного потенциала, обусловленного рельефом и наблюдаемого.

Авторы работы [Kucinskas, Turcotte 1994, 1996] пришли к выводу, что для исследуемых регионов характерны механизмы изостатической компенсации. Для областей Овды и Фетиды больше соотвест- вует модель компенсации по Эри с мощностью коры 50-60 км. Для областей восточной части Земли Афродиты предпочтительнее сочетание компенсаций по Эри и тепловой, а районам Областей Беты и Атлы — механизму тепловой компенсации. Наблюдаемый рельеф горного обрамления плато Лакшми и гравитационные аномалии над ним объяснили с позиций фазовых переходов и превращений относительно легкого базальтового вещества в тяжелый эклогит.

Оригинальное исследование соотношений рельефа и УСТ на всей поверхности Венеры с использованием специально для этого построенных карт «остаточного рельефа» выполнено в работе [McKenzie, Bowin 1994]. Остаточный рельеф г вычислялся по формуле

г = h —

где h — высота наблюдаемого рельефа, д — УСТ, Z — значение адмиттанса. Эти карты свидетельствуют, что гравитационные аномалии на Венере значительно больше по амплитуде и по протяженности, чем на Земле; ряд небольших гравитационных аномалий на венерианской поверхности хорошо коррелируют с конкретными аномалиями остаточной топографии.

Совместный анализ пространственного распределения особенностей ГП, рельефа планеты и данных фотогеологических исследований позволил существенно продвинуться в плане геологического исследования этой планеты. На поверхности Венеры удалось выявить существование двух типов региональных возвышенностей, которые различаются строением ГП и общей геологией и, очевидно, отражают разные режимы конвекции в мантии планеты. Первый тип — сводовые поднятия и пологие склоны — характеризуется максимальными из выявленных аномалиями УСТ в свободном воздухе (200-250 мГал) [Sjogren et al. 1997]. Эти аномалии очень сильно коррелируют (коэффициент корреляции достигает

значений 0,934-0,968) с высотами поверхности [Rappaport, Plaut 1994]. В то же время аномалии Буге в этих районах сравнительно невелики (от -100 до —150 мГал) [Konopliv, Sjogren 1994]. Второй тип региональных возвышенностей имеет платообразную форму, умеренные величины аномалии УСТ в свободном воздухе (порядка 40-80 мГал) [Konopliv, Sjogren 1994], причем эти аномалии заметно слабее коррелируют с рельефом (коэффициент корреляции не превышает 0,8-0,85) [Rappaport, Plaut 1994]. Напротив, аномалии Буге здесь достигают очень больших значений (до -400 мГал) [Konopliv, Sjogren 1994].

<< | >>
Источник: Бровар B.В.. ГРАВИМЕТРИЯ И ГЕОДЕЗИЯ. 2010

Еще по теме Гравиметрическая изученность Луны, Марса и Венеры:

  1. Гравиметрическая изученность Луны, Марса и Венеры