Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Современная среда полярных регионов Марса и методы ее исследования 15
1.1. Полярные шапки Марса 16
1.2. Рельеф полярных регионов 22
1.3. Характеристика полярных регионов 23
1.4. Строение и стратиграфия полярных отложений 26
1.5. Состав полярных отложений 28
1.6. Формирование полярных отложений 29
1.7. Годовая и сезонная динамика мощности полярных шапок Марса 32
1.8. Современные методы дистанционных и контактных исследований полярных регионов Марса 40
1.8.1. Изучение поверхности Марса в видимой и инфракрасной части спектра излучения 40
1.8.2. Оценка температурного режима поверхности, альбедо, концентрации влаги, свойств пород приповерхностного слоя 41
1.8.3. Оценка льдистости верхних горизонтов Марса 42
1.8.4. Определение абсолютных отметок форм марсианской поверхности (глобальная топографическая карта) 43
1.8.5. Зондирование ионосферы и глубинных слоев марсианской поверхности 44
Глава 2. Геокриологические условия Антарктиды и методы их исследования 47
2.1. Геокриологические условия Антарктиды 47
2.1.1. Физико-географический очерк восточного побережья Антарктиды 48
2.1.2. Ледниковый покров восточного побережья Антарктиды 51
2.1.3. Динамика изменения мощности ледников Антарктиды 55
2.1.4. Мерзлые горные породы 60
2.2. Характеристика района исследования (оазис Ширмахера) 62
2.2.1. Сезонное протаивание и промерзание пород 64
2.2.2. Криогенное строение и подземные льды многолетнемерзлых пород 65
2.2.3. Рельеф 67
2.3. Методы исследования геокриологических характеристик пород, параметров радиационно-теплового баланса и температурного режима в районе исследования (оазис Ширмахера) 70
2.3.1. Оценка составляющих радиационно-теплового баланса поверхности 71
2.3.2. Изучение теплопроводности пород зондовым методом 78
2.3.3. Определение глубины сезонного оттаивания и температурного режима пород 80
2.3.4. Методика изучения полигонов морозобойного растрескивания 81
Глава 3. Климатические особенности и специфика радиационно-теплового баланса поверхности в полярных областях Марса и Антарктиды 85
3.1. Структура радиационно-теплового баланса поверхности Земли 85
3.2. Широтная и временная изменчивость параметров радиационного баланса поверхности для ряда полярных станций Антарктиды 91
3.2.1. Станция Новолазаревская 91
3.2.2. Станция Молодежная 92
3.2.3. Станция Беллинсгаузен 92
3.2.4. Станции Мирный 93
3.2.5. Станция Восток 96
3.3. Температурный режим в районах исследуемых полярных станций Антарктиды 100
3.3.1. Станция Новолазаревская 100
3.3.2. Станция Молодежная 101
3.3.3. Станция Беллинсгаузен 101
3.3.4. Станция Мирный 102
3.3.5. Станция Восток 102
3.4. Климатические условия полярных областей Марса 103
3.4.1. Структура Марсианской Климатической Базы Данных Европейского Космического Агентства 103
3.4.2. Сезонные, суточные колебания температуры нижних слоев атмосферы и амплитуды её колебаний 105
3.4.3. Сезонные, суточные колебания давления и ветровой режим 107
3.4.4. Широтные и сезонные изменения содержания СО2 в приповерхностном слое атмосферы полярных регионов Марса 108
3.5. Радиационно-тепловой баланс и температура поверхности в полярных областях Марса 109
3.5.1. Широтные и сезонные изменения составляющих радиационного баланса поверхности Марса 109
3.5.2. Среднегодовые, сезонные и суточные температуры поверхности и амплитуды её колебаний 110
3.5.3. Радиационно-тепловой баланс поверхности полярных регионов Марса 113
3.6. Сравнительный анализ составляющих радиационно-теплового баланса поверхности Антарктиды и полярных районов Марса 119
Глава 4. Мощность криолитосферы Марса 124
4.1. Мерзлые породы верхних горизонтов Марса 124
4.1.1. Проявления, свидетельствующие о наличии мерзлых пород в верхних горизонтах Марса 124
4.1.2. Льдистость пород по данным нейтронной спектроскопии 127
4.2. Мощность мерзлых пород и криолитосферы Марса 128
4.2.1. Исходные представления и предпосылки 128
4.2.2. Расчетная модель криолитосферы Марса в меридиональном направлении 129
Глава 5. Экзогенные криогенные процессы в полярных регионах Марса и их проявления 136
5.1. Проявления экзогенных криогенных процессов в полярных регионах Марса 136
5.1.1. Собственно криогенные (мерзлотно-геологические) процессы 137
5.1.2. Группа флювиальных, абразивных и воднобалансовых процессов 140
5.1.3. Гравитационные процессы 141
5.1.4. Процессы эолового происхождения 143
5.2. Проявления и механизм образования полигональных форм рельефа в высоких широтах и периферийных районах полярных областей Марса 145
5.2.1. Механизм образования полигональных форм рельефа в высоких широтах Земли 145
5.2.2. Проявления полигональных форм рельефа в высоких широтах Марса. Их классификация и механизм образования 148
5.2.3. Специфика изучаемого процесса в районе ударных кратеров 152
5.2.4. Механизм развития и эволюции формы морозобоиной трещины в высоких широтах Марса 154
5.2.5. Количественная оценка предлагаемого механизма эволюции трещины 157
Основные выводы и результаты работы 165
Список использованной литературы 167
- Годовая и сезонная динамика мощности полярных шапок Марса
- Оценка составляющих радиационно-теплового баланса поверхности
- Сравнительный анализ составляющих радиационно-теплового баланса поверхности Антарктиды и полярных районов Марса
- Количественная оценка предлагаемого механизма эволюции трещины
Введение к работе
Актуальность проблемы Геокриология является частью более общей науки криологии планет, которая в свою очередь является составляющей сравнительной планетологии. Мерзлые, морозные или переохлажденные породы, как естественно-исторические образования, не являются чем-то исключительным, присущим только Земле. Они широко развиты в пределах других планет Солнечной системы и их спутников. Поэтому разработка этой проблемы представляет как самостоятельный интерес, так и даст новые импульсы для понимания и, возможно, переосмысления ряда представлений о процессах, протекающих в криолнтозоне Земли. Как сформулировал один из основоположников сравнительной планетологии К.П. Флоренский: «... в настоящее время Земля является единственным эталоном при изучении планет, на который мы вынуждены опираться и с которым сравниваем другие планеты, учитывая их специфичность», то есть одним из основных методов исследования является метод аналогий. Методы сравнительной планетологии отражают расширенное понимание принципа актуализма - подхода, при котором к объяснению прошлого идут от изучения современных процессов, но с учетом, конечно, неизбежных оговорок (Геологический словарь, 1978). Изучение планет открывает новые страницы в понимании Земли, которые мы не можем изучать на нашей планете в настоящий момент, но которые могли иметь место в прошлом.
Среди планет земной группы особое место в этом плане занимает Марс - планетное тело с ощутимой атмосферой, мощной криосферой и постоянным присутствием льда в полярных шапках. На Земле наиболее близким аналогом полярных областей Марса, в первую очередь северной полярной шапки, состоящей преимущественно изо льда Н2О, является Антарктида, сопоставимая по площади и мощности ледяного щита. Она характеризуется наиболее суровым климатом (на станции «Восток» зарегистрирован абсолютный минимум температуры -89,2 С) и минимальным влиянием антропогенного фактора на ее природные условия.
Цель и задачи исследования. Основной целью работы является проведение сравнительного анализа мерзлотных условий Антарктиды и полярных областей Марса, для выявления границ применимости метода аналогий, оценки мощности криолитосферы Марса в его полярных регионах и проявлений там экзогенных криогенных процессов. Для достижения поставленной цели необходимо было решить ряд задач:
Обобщить и проанализировать последние данные по мерзлотным условиям полярных областей Марса и геокриологических условий Антарктиды;
Провести натурные исследования составляющих радиационно-теплового баланса поверхности, теплофизических свойств пород, глубины их сезонного оттаивания и
температурного режима, для чего обустроить исследовательскую площадку в районе оазиса Ширмахера (станция «Новолазаревская», Антарктида);
С использованием информации, обработанной при помощи статистических методов, провести сравнительный анализ широтно-временной изменчивости составляющих радиационно-теплового баланса поверхности для районов полярных шапок Марса и расположения пяти российских полярных станций в Антарктиде («Новолазаревская», «Молодежная», «Беллинсгаузен», «Мирный», «Восток»);
С учетом полученных оценок о температурном режиме поверхности, мощности и топографии полярных шапок, скорректировать известные представления о мощности криолитосферы Марса.
Выявить особенности проявлений экзогенных криогенных процессов в полярных областях Марса;
Разработать гипотезу о механизме развития и эволюции формы морозобоиной трещины в высоких широтах Марса.
Фактический материал представлял собой: космоснимки высокого разрешения «Марсианской Орбитальной Камеры» с орбитального комплекса «Mars Global Surveyor» и аппарата «Марс-3»; исследовательской аппаратуры, установленной на космических аппаратах миссии «Mars Odyssey» (нейтронный и гамма- спектрометр «HEND», лазерный дальномер «MOLA», теплоэмиссионный спектрометр «TES» и др.); данные о составе и характеристиках грунтов, полученные в ходе посадочных миссий «Viking» 1 и 2, «Mars Pathfinder» (альфа-протоновый рентген-спектрометр APXS), «Spirit» (спектрометр «MOssbauer»), «Opportunity» и «Phoenix»; фондовые материалы по составляющим радиационного баланса, температурным и другим условиям по антарктическим станциям «Новолазаревская», «Молодежная»), «Беллинсгаузен», «Мирный», «Восток»; данные по составляющим радиационно-теплового баланса поверхности, теплофизическим свойствам пород, температурному режиму района исследований, полученные автором за период сезонных работ 2007-2008 гг. на станции «Новолазаревская».
Для анализа климатических данных атмосферы и поверхности Марса использовалась База данных Европейского агентства (the Mars Climate Database of the European Space Agency, Laboratoire de Mettorologie Dynamique du C.N.R.S., the UK Particle Physics and Astronomy Research Council).
Научная новизна работы определяется следующими результатами:
1. Обобщены последние данные по климатическим условиям, составу, строению, специфике формирования и динамике мощности полярных шапок Марса, полученные, в основном, с помощью методов дистанционных измерений с орбиты;
В районе оазиса Ширмахера (станция «Новолазаревская», Антарктида) в ходе сезонных работ 2007-2008 гг. были получены данные по составляющим радиационно-теплового баланса поверхности и теплопроводности приповерхностных слоев массива, глубине сезонного оттаивания и температурному режиму пород. Исследовательская площадка была оборудована нами с использованием аппаратуры, предоставленной кафедрой геокриологии геологического факультета МГУ им. М.В.Ломоносова и логгерами, предоставленными Университетом г. Фэйрбзнкса (США). Исследовательская площадка (проект «CALM») занесена в единую базу данных по всему миру,
Для пяти полярных станций Антарктиды («Новолазаревская», «Молодежная», «Беллинсгаузен», «Мирный», «Восток») выявлены закономерности временной и пространственной изменчивости составляющих радиационного баланса поверхности, среднемесячных температур поверхности и их амплитуд. Эти же закономерности были выявлены для пространственной сетки полярных регионов Марса. Показано, что они носят во многом аналогичный качественный характер, однако наблюдаются существенные количественные различия;
С учетом климатических особенностей, состава и строения отложений полярных регионов Марса скорректирована средняя величина мощности криолитосферы Марса и построены ее гипотетические разрезы в меридиональном направлении;
В полярных регионах Марса обнаружены проявления криогенных экзогенных процессов, которые могут быть дифференцированы на 4 группы аналогично классификации экзогенных мерзлотных процессов, разработанных для земных условий Л.С. Гарагулей;
В соавторстве с P.O. Кузьминым, И.А. Комаровым, B.C. Исаевым в 2-х проекциях составлена карта проявления процесса морозобойного растрескивания для 420 участков Марса, где наблюдаются полигональные сети. Полигональные сети внутри ударных кратеров характеризуются наличием полигонов разных генераций. Предложен механизм процесса изменения формы и размеров первоначально образованной морозобоиной трещины.
Защищаемые положения.
Для Антарктиды и полярных регионов Марса фиксируется аналогичный в качественном отношении пространственно-временной характер закономерностей изменения составляющих радиационно-теплового баланса, температуры поверхности, однако по абсолютной величине наблюдаются существенные различия;
Оценена мощность криолитосферы Марса с учетом последних данных, полученных с орбитальных и спускаемых аппаратов, специфики условий в полярных регионах, а также исходя из гипотезы о наличии в недрах Марса высокоминерализованных рассолов;
Наблюдаемая ширина раскрытия трещин в высоких широтах Марса, достигающая в ряде районов нескольких метров, не противоречит гипотезе о том, что фиксируемые
полигональные сети в высоких широтах Марса образованы за счет процесса морозобойного растрескивания.
Практическое значение работы. Практическое значение работы связано с отработкой новых методик для исследования криогенных процессов и явлений на Марсе, использующих современные методы дистанционного и непосредственного зондирования (высокая разрешающая способность аппаратуры, ее компактные размеры, работа в автономном режиме и т.д.), которые со временем найдут или уже находят применение для аналогичных исследований при освоении северных территорий России. Определенные результаты могут быть использованы для планирования и осуществления последующих миссий освоения планеты Марс.
Ряд материалов и разработок используется при чтении курсов: «Введение в специальность», «Криология планет», «Общая геокриология», а также в ходе выполнении студентами курсовых, бакалаврских и магистерских работ.
Апробация работы. По материалам диссертации опубликовано - 22 работы, из них 6 докладов в трудах международных конференций проводимых за рубежом (Германия, Потсдам, 2005 - 2 статьи; США, Хьюстон, 2006; Китай, Ланьчжоу, 2006; США, Фэйрбэнкс, 2008; США, Сан-Диего, 2008), 7 докладов в трудах международных конференций по сравнительной планетологии «Vernadsky - Brown Microsymposium» (Москва, 2003, 2004-2 доклада, 2006, 2008-2 доклада); 4 - доклада на международных конференциях по криологии Земли (Пущино, 2003, 2004; Тюмень, 2004, 2006); доклад в трудах 3-ей конференции геокриологов России (Москва, 2005); одна статья опубликована в журнале, рекомендуемом ВАК РФ, «Вестник Московского Университета» (Москва, 2009); 2 доклада на международной конференции «Ломоносов-2004» и «Ломоносов-2006» (Москва, 2004, 2006), 1 доклад на международной конференции «Ломоносовские чтения» (Москва, 2008).
В основу диссертации положены материалы, полученные лично автором, или при его участии в ходе исследований, проведенных на кафедре геокриологии, а таюке в ходе экспедиции в Антарктиду на станцию «Новолазаревская» в составе 53 Российской антарктической экспедиции в течение полевого сезона 2007-2008 гг.
Автор являлся лауреатом стипендии Президента Российской Федерации в 2007/2008 учебном году и конкурса «Гранты Москвы - 2005», а также участвовал в работах по грантам РФФИ (04-05-65110, 08-05-00566).
Структура и объем работы. Диссертация объемом 174 страницы печатного текста состоит из введения, пяти глав, выводов. Список использованной литературы содержит 123 наименования. Работа проиллюстрирована 121 цветным рисунком и 16 таблицами. К ней дано приложение в количестве 106 страниц, из которых 94 таблицы и 50 цветных графиков.
Диссертация выполнена на кафедре геокриологии геологического факультета МГУ под руководством доктора геолого-минералогических наук И.А. Комарова, которому автор выражает глубокую признательность. Автор благодарит за помощь, ценные советы и замечания сотрудников кафедры геокриологии Н.Н. Романовского, Г.П. Пустовойта, К.А. Кондратьеву, С.Н. Булдовича, В.Н. Зайцева, сотрудника ГЕОХИ РАН P.O. Кузьмина, также сотрудников университета им. Брауна (США) J. Head III и М. Kreslavski. Автор очень признателен начальнику Российской антарктической экспедиции (РАЗ) В.В. Лукину и руководителю группы в составе 53 РАЭ СР. Веркуличу, а также всему персоналу станции «Новолазаревская» за содействие при проведении исследований.
Годовая и сезонная динамика мощности полярных шапок Марса
Используя данные о топографии Марса, полученные с Орбитального Лазерного Дальномера Марса (MOLA), установленного на борту спутника Mars Global Surveyor (MGS) были измерены временные изменения повышения поверхности Марса (рис. 1.12). MOLA является дистанционной лазерной системой с частотой 10 Гц, которая измеряет время возвращения волны, длиной 1 мкм выпущенной со спутника MGS и отразившейся от поверхности Марса.
Изменения повышения поверхности коррелируют с сезонным циклом обмена СОг между поверхностью и атмосферой. Максимальное изменение высоты поверхности (1.5м - 2 м) возникает в высоких Оширотах ( 80), в то время как основная часть обмена масс происходит на боле низких широтах (ниже 75 северной широты, и ниже 73 южной широты). Неожиданный период сублимации наблюдался осенью в северном полушарии, в то время как в южном полушарии происходили полевые бури. Анализируя Доплеровское смещение остаточных шапок, по данным доплеровского слежения MGS, были выявлены временные изменения в выравнивании поверхности Марса которые коррелируют с изменением высоты поверхности. Общие изменения веса и высоты отложений говорят о том, что средняя плотность сезонно осаждающегося СОг составляет 910+-230 кг/м3.
В течение марсианского года 1/3 СОг, содержащегося в атмосфере, обменивается с поверхностью, что перетекает в огромное сезонное перераспределение массы планеты. Сезонные полярные шапки планеты состоят в основном изо льда СОг, распространение которого контролируется солнечной инсоляцией. В северном и южном полушариях СОг начинает конденсироваться из атмосферы в высоких широтах на протяжении осени, по мере того, как территория погружается в темноту, обволакивая поверхность полярных шапок и прилежащих районов тонким слоем сухого льда. Продолжение осаждения СОг способствует перемещению линии промерзания от полярных регионов к экватору, и поверхностный лёд достигает средних широт в конце зимы. В начале весны на поверхность поступает больше солнечного света, и приповерхностный СОг мигрирует обратно в атмосферу, что способствует отступлению линии промерзания обратно в высокие широты.
Возвышение северного полюса на 6 километров больше чем южного. В северном полушарии в течение лета температура становится выше температуры конденсации СОг, и сухой лёд, отложившийся в течение бывшей зимы сублимируется, открывая остаточную шапку НгО. В противоположность этому, в южном полярном регионе - холоднее и более низкое атмосферное давление, что приводит к неполной сублимации поверхностного слоя CO2. Остаточный поверхностный сухой лёд наблюдается там даже летом, несмотря на то, что наблюдения поверхностного водяного пара на протяжении нескольких лет являлись подтверждением хотя бы незначительного количества поверхностного льда НгО. Оба полярных региона включают поверхностные слоистые отложения, охарактеризованные примерно трёхкилометровым рельефом и, вероятнее всего, состоят изо льда НгО смешанного с пылью. Северная остаточная полярная шапка хорошо коррелирует с изменением высоты рельефа, который определяют слоистые отложения (рис. 1.13). Изменённые по высоте слоистые отложения южной полярной шапки значительно шире в пространственном простирании, чем шапка остаточного льда (рис. 1.14). Используя данные дальномера MOLA, установленного на спутнике MGS, были сделаны первые измерения временного изменения высоты поверхности марса, и глобального перераспределения массы планеты через годовой цикл обмена СОг. Между 28 февраля 1999 и 21 мая 2001гг. дальномером MOLA и прибором высокочастотного профилирования спутника MGS велись крупномасштабные наблюдения за изменением высоты полярных шапок, что составило более одного марсианского года, и дало возможность пронаблюдать частичное повторение ранней стадии цикла. Изучая сезонный феномен Марса, время удобнее будет выражать в градусах солнечной долготы (Ls), которая меняется от 0 до 360 на протяжении марсианского года. Ls, равная 0, соответствует весеннему равноденствию в северном полушарии. Аппарат спутник MGS начал свою работу при Ls, равной 103, что соответствует лету в северном полушарии. Здесь рассматриваются данные картирования спутника MGS до момента, когда Ls составила 547 (по 2-м годам суммарно), что соответствовало осени в северном полушарии.
Профили изменения высоты отложений, составленные дальномером MOLA для местности протяженностью 3 км на каждом из полушарий в промежутке 60 — 87 северной и южной широты, легли в основу комплексного анализа этих районов. Во время каждого из анализов была создана усреднённая по долготе отражающая базальная поверхность по ходу изменения солнечной долготы. Затем были подсчитаны размеры остаточных шапок с учетом рельефа базальной поверхности. Наблюдения были также систематизированы по дате их получения. Остаточные отложения полярных шапок были усреднены относительно плоскости сравнения по пятнадцатидневным интервалам; был получен глобальный систематический вклад изменения высоты отложений путём дифференцирования сигнала в каждом полушарии на широте 60. С целью уменьшить шумы и увеличить сигнал данные были усреднены по долготе в обоих приближениях с целью изоляции зональных (широтных) вариаций. В обоих полушариях максимальное изменение высоты поверхности в высоких широтах наблюдалось, когда полярные области были в темноте, а минимальное увеличение - когда эти территории были освещены солнцем (рис. 1.15). В обоих полушариях максимальное увеличение высоты поверхности возникало в конце зимы, а максимальное изменение высоты поверхности возникало с возрастанием широты. Так как характер изменения высоты поверхности приблизительно коррелируется и по амплитуде, и по фазе с ожидаемым колебанием марсианского цикла СОг, а ошибки не могут пережить сезонную фазу, то наблюдаемые изменения высоты поверхности интерпретируются как отражение сезонного цикла конденсации и сублимации СО2. Исходя из временного характера изменения высоты поверхности, можно проследить сезонное изменение обмена СО2. Спутник MGS начал основное картирование в течение лета в зимнем полушарии (рис. 1.15), и во всех северных широтах высота отложений была минимальна. Только после осеннего равноденствия (Ls = 180), когда высокие северные широты остались без солнечного света там началась аккумуляция СОг в значительных количествах. В период года, при Ls 225-245, поверхность подверглась стремительной сублимации с потерей 30 см материала. Этому периоду уменьшения высоты поверхности не предшествует сезонное изменение солнечной инсоляции, но он сопоставляется с возникновением нескольких региональных пылевых бурь. Несмотря на то, что эти пылевые бури возникли в основном в южном полушарии, они подняли температуру атмосферы в средних и высоких широтах северного полушария на 20. Но увеличение температуры само по себе не может объяснить такую сильную сублимацию, которая наблюдается. Для объяснения величины внесезонного уменьшения высоты поверхности необходим боковой атмосферный перенос или перераспределение поверхностного холода ветром (или то и другое вместе). Вначале картирование спутником MGS южного полушария там была зима и СС 2 аккумулировался в средних и высоких южных широтах (рис. 1.15, С, D). Максимум аккумуляции СОг возник на южном полюсе при Ls 155, примерно на 10 раньше, чем на северном. Сублимация СОг в южном полушарии в течение весны, возможно, стимулировалась потеплением атмосферы во время пылевых бурь. Существенная аккумуляция СОг началась снова ранней осенью.
В обоих полушариях минимальные вариации высоты поверхности составляют 10 см. Эту величину приняли мерой точности (рис. 1.16). В обоих полушариях прослеживается квазилейная широтная тенденция максимальной аккумуляции СОг, составляющая 4 см на градус широты. В южном полушарии эта тенденция прослеживалась до самых высоких широт, в то время как в северном - аккумуляция круто возросла, на шапке остаточного льда, примерно на 12 см на градус широты. Но, не смотря на это большее накопление СОг в северной остаточной шапке, не составило существенного вклада в общее количество осаждённой массы из за его малой площади.
Оценка составляющих радиационно-теплового баланса поверхности
Основной задачей геокриологической съемки является изучение взаимосвязи процессов формирования и развития сезонно-мерзлых и многолетнемерзлых пород, их температурного режима с процессом теплообмена между атмосферой и верхними слоями литосферы, количественной характеристикой которого является радиационно-тепловой баланс земной поверхности. Знание структуры радиационно-теплового баланса, изменений его составляющих дает возможность оценить динамику верхних граничных условий, изучить закономерности формирования и изменения температурного режима земной поверхности, определить характер развития криогенных процессов. Для определения составляющих радиационно-теплового баланса поверхности было выбрано 2 участка: метеостанция вблизи Новолазаревской (рис. 2.11а); площадка, где производилось измерение теплопроводности и мощности слоя сезонного оттаивания. В ходе подготовки к полевым исследованиям автором была изготовлена измерительная установка (рис. 2.116). Уравнение радиационно-теплового баланса земной поверхности записывается следующим образом: QcyM(l-A)-I =R=LE + P + B, (2.1) где (бсум — суммарная коротковолновая солнечная радиация, представляющая сумму прямой Qnp и рассеянной q радиации; А — альбедо земной поверхности; /Эф— эффективное длинноволновое излучение; Е — интенсивность испарения с поверхности; L — скрытая теплота испарения (L - 2,5 МДж/кг); Р. — затраты тепла на процесс турбулентного теплообмена между земной поверхностью и атмосферой; В — тепло, идущее на теплообмен между земной поверхностью и нижележащими слоями литосферы (Полевые методы, 2000).
При изучении и определении параметров температурного режима земной поверхности часто пользуются расчетными методами, имея данные по температуре воздуха. Для перехода от температуры воздуха ( в) к температуре поверхности растительного (летом) и снежного (зимой) покровов (tri) вводится радиационная поправка (Д/R), которая может быть определена по величине турбулентного теплообмена (Р) и коэффициенту теплоотдачи с поверхности (а): Д/R = Р/а.
Для изучения связи геокриологических условий с радиационно-тепловым балансом рассматривается влияние всех его составляющих на формирование температурного режима поверхности, так как в различных геолого-геоморфологических условиях роль каждой из них различна.
Основным методом получения величин составляющих радиационно-теплового баланса являются режимные теплобалансовые наблюдения.
В настоящее время для производства актинометрических наблюдений используются актинометрические приборы, предназначенные для измерения различных видов солнечной радиации. Актинометрические приборы являются приемниками соответствующего вида солнечной радиации, при работе с ними в качестве измерительного устройства применяется стрелочный актинометрический гальванометр ГСА-1, который измеряет ток, возникающий в термобатареях приборов. Для перевода показаний гальванометра в радиационные единицы (Вт/м2) необходимо знать переводный множитель (а), который определяется для каждого прибора путем сравнения с абсолютным актинометрическим прибором — пиргелиометром или рассчитывается на основании данных паспорта каждой пары прибора и гальванометра по формулам: а = ar(Ra + Rv)/Kxb Вт/м2 или а = aT(Ra + Rr + ДдЖгъ Вт/м2, (2.2) где аг — цена деления гальванометра, мкА; Кп — чувствительность актинометрического прибора, мВ-м2/Вт; Ra— сопротивление батареи прибора, Ом; і?г — внутреннее сопротивление гальванометра, Ом; і?д — добавочное сопротивление гальванометра, Ом. Добавочное сопротивление подключается во внешнюю цепь в случае, когда внутреннее сопротивление гальванометра оказывается недостаточным для измерения возникающей в термобатарее силы тока и стрелка гальванометра уходит за шкалу. Под действием того или иного вида солнечной радиации на приемную поверхность прибора стрелка гальванометра отклоняется на число делений NH величина измеряемой радиации будет равна aN, Вт/м2.
Актинометр термоэлектрический, с помощью которого измеряется прямая, солнечная радиация, приходящая на перпендикулярную к лучам поверхность (Qnp1), имеет приемник в виде диска из сусального серебра. Обращенная к солнцу сторона диска покрыта матово-черной эмалью, а к обратной стороне приклеена папиросная бумага и спаи термобатареи из константана и манганина. Приемный диск заключен в чашку, установленную на трубе с диафрагмами для фокусировки солнечных лучей. Актинометрическая труба закреплена на штативе с системой приспособлений для ориентации трубы по высоте и азимуту солнца.
Универсальный пиранометр предназначен для измерения величин суммарной, рассеянной и отраженной радиации. Приемником (головкой) пиранометра является квадратная термобатарея, окрашенная в черно-белый цвет в виде шахматной доски. Поля такой термобатареи, по-разному поглощая поступающую солнечную радиацию, нагреваются пропорционально ее величине. Фильтром, выделяющим прямую, рассеянную и отраженную радиации из общего потока коротковолновой и длинноволновой радиации, служит стеклянный колпак, одновременно защищающий термобатарею от загрязнений и повреждений. Головка пиранометра укреплена на металлической подставке со специальным приспособлением, позволяющим придавать приемной поверхности два положения: приемником «вверх» (измерение рассеянной и суммарной радиации) и приемником «вниз» (измерение отраженной радиации).
Для измерения рассеянной радиации пиранометр, находящийся в положении «вверх», затеняется теневым экраном от прямой радиации и берется отсчет по гальванометру Л лт, тогда q = ЛІУЗАТ- Для определения величины суммарной радиации необходимо дополнительно сделать замеры по гальванометру при открытом пиранометре NOTK, тогда величина прямой радиации Опр будет равна (Л - N3aT)aF где F — поправочный множитель, учитывающий зависимость чувствительности прибора от угла падения солнечных лучей, находится в паспорте пиранометра. Суммарная радиация в этом случае представляет собой сумму рассеянной (д) и прямой (Qnp) радиации.
Чувствительность приемной головки пиранометра к углу падения солнечных лучей приводит к погрешностям в определении с его помощью Qnp (несмотря на введение поправочного множителя), поэтому для получения истинных величин Qnp используют актинометр.
Отраженная радиация (5) измеряется пиранометром в положении приемной головки «вниз», тогда S-aN, где N— отсчет по гальванометру; а — переводный множитель, рассчитанный по формулам 2.2.
Альбедометр используется в маршрутный исследованиях для определения альбедо различных поверхностей, т.е. дает возможность измерить величины как отраженной, так и суммарной радиации. Приемной частью альбедометра служит пиранометрическая головка, описанная выше. Этот приемник радиации соединен с опрокидывающимися кардановым подвесом и рукояткой. Такое устройство обеспечивает горизонтальность приемной поверхности при повороте рукоятки вокруг горизонтальной оси для установки приемника в одно из положений: «вверх» или «вниз».
Сравнительный анализ составляющих радиационно-теплового баланса поверхности Антарктиды и полярных районов Марса
В целом на Марсе, как и на Земле, отмечается сложная картина формирования климата, связанная с географической широтной зональностью, с величиной радиационного баланса поверхности. На формирование климата влияют метеорологические условия теплого и холодного периодов, обусловленные сложными процессами радиационного обмена и тепломассопереноса в системе поверхность планеты — атмосфера - космическое пространство. Температура поверхности может служить интегральным показателем всех этих процессов. Какая-то часть приходящей солнечной радиации без изменения отражается в космическое пространство в результате отражения облаками и обратного молекулярного рассеяния атмосферой. Какая-то часть оставшейся солнечной радиации поглощается облаками и атмосферой. Оставшаяся - достигает поверхности, часть этой радиации является рассеянной, а часть прямой. Большую часть достигшей поверхности радиации, она поглощает, и лишь небольшую - рассеивает. Общая структура, зависимости параметров радиационно-теплового баланса, ровно как и характер изменения этих составляющих на графиках Антарктиды и Марса носят подобный характер. Однако отличием является абсолютная величина характеризующие некоторые из этих параметров (табл. 3.4). Поглощённая атмосферой и поверхностью планеты коротковолновая радиация трансформируется в длинноволновую и является источником тепловых процессов в атмосфере и на поверхности (конденсация и сублимация СО2 и НгО, турбулентный теплоперенос, перенос тепла атмосферными движениями и вихрями). Перемещаясь в широтном и меридиональном направлении, воздушные массы преодолевают различные региональные неоднородности планетарной оболочки и приобретают или теряют то или иное количество энергии. При движении воздушных масс над полярными шапками в летнее время атмосфера подпитывается энергией, отражённой от поверхности. При движении воздушных масс вне зоны полярных шапок идёт потеря аккумулируемой энергии, объясняемая тем, что в зимнее время, когда с понижением прихода солнечной радиации понижается турбулизация воздуха, идёт непрерывное «высушивание» атмосферы за счёт осаждения СОг, который не сублимирует и не пополняет энергетические запасы атмосферы.
Атмосфера Марса в отличие от атмосферы Антарктиды сильно разряжена. Она содержит кристаллы водяного льда, образуя в ней редкие облака. Часто появляются легкие туманы, возникающие на короткий срок и, главным образом, в утренние часы. Когда же воздух прогревается солнечными лучами, они рассеиваются. Это явление обусловлено конденсацией паров в атмосфере. В районе полярных шапок сезонно возникают облака - весной и летом их образование связано с сублимацией СОг- Так, в марсианском мае (Ls=60-90) северная шапка покрывается полупрозрачной дымкой.
Южная полярная шапка в перигелии марсианской орбиты обращена в сторону Солнца, и здесь холодные зимы сменяются жарким летом. В районе северной полярной шапки температурные контрасты зимы и лета несколько смягчены. Заметим, что в виду значительного эксцентриситета орбиты Марса разность солнечной постоянной в перигелии и афелии и орбиты составляет около 40%. Климат на Марсе резко континентальный. Даже на экваторе после жаркого дня, ночью, могут быть заморозки.
Времена года на Марсе хорошо прослеживаются по его полярным шапкам. В зимнее время ледяная шапка на полюсе становится примерно на два метра толще, а летом этот зимний прирост снова тает. Распределение приходящей солнечной радиации характеризуется преимущественно широтной зональностью, а для излучения атмосферы характерна и широтная и региональная изменчивость. Это находит косвенное подтверждение в распределении средней за год интенсивности массопереноса в атмосфере. Очевидно, что территории с наименьшим массопереносом характеризуются и наименьшим излучением атмосферы. Для анализа влияния радиационно-тепловых процессов в атмосфере на температуру поверхности они могут быть представлены такими интегральными показателями, как противоизлучение атмосферы, вертикальный градиент температуры воздуха и адвекция (горизонтальный тепломассоперенос), зависящими от широты и рельефа местности, особенностей циркуляции воздуха, его влажности, температуры, а также от облачности, режима выпадения атмосферных осадков.
В период полярного дня Антарктида является областью максимальных месячных сумм солнечной радиации на Земле. Это обусловлено факторами астрономическими (ближайшее положение Земли относительно Солнца), географическими (наибольшая средняя высота континента), метеорологическими (минимальные содержания водяного пара и аэрозоля в антарктической атмосфере). Большое альбедо снежно-ледовой поверхности и характер облачности приводят к тому, что суммарная радиация (QcyM) в облачные дни мало отличается от радиации в безоблачные: по мере уменьшения прямой радиации с появлением облачности происходит увеличение рассеянной за счёт многократного переотражения света между снежной поверхностью и облаками. Максимальные месячные величины суммарной радиации относятся всегда к декабрю. В центральных районах Антарктиды суммарная радиация достигает в это время наивысших наземном шаре значений -1200 МДж/м2 (рис. 3.21-рис. 3.25).
Распределение суммарной радиации в Антарктике с марта по октябрь носит широтный характер. Влияние высоты над уровнем моря проявляется в том, что в марте и октябре минимум радиации наблюдается не в районе Южного полюса, а над поверхностью шельфовых ледников Росса и Фильхнера на широте 80-85.
Летом (с ноября по февраль) наибольшие месячные величины суммарной радиации наблюдаются в районе Полюса относительной недоступности, где высота над уровнем моря более 3500 м. Месячные суммы QcyM на ледниковом склоне, включая и Южный полюс, уменьшаются. Они зависят от высоты склона и облачности. По мере удаления от побережья Антарктиды месячные величины суммарной радиации быстро убывают, что связано с увеличением общей облачности и преобладанием над антарктическими водами низких облаков.
Особенности распределения суммарной радиации в период полярного дня сказываются и на годовых величинах. На карте годовых сумм суммарной радиации обширная область высоких годовых значений радиации расположена в центральной части Антарктического плато, где они превышают 4500 МДж/м2. С уменьшением высоты Антарктического плато годовые суммы радиации начинают убывать, но для всей зоны ледникового склона остаются очень высокими - 3500-4000 МДж/м . У побережья Антарктиды годовые величины Q быстро падают, поскольку уменьшается высота над уровнем моря и резко возрастает количество облачности. По мере удаления от побережья суммарная радиация продолжает убывать и на широтах 55-65 ю. ш. выделяется обширная зона наименьших для южного полушария годовых сумм радиации, совпадающая с очагами облачности, превышающей 9 баллов.
В целом можно говорить о том, что закономерности изменения радиационно тепловых параметров характерные для условий Антарктиды применимы к Марсианским условиям в высоких широтах. Из графиков для Антарктиды (рис. 3.21-3.25) и полярных шапок Марса (рис. 3.26, 3.27) видно, что, в целом, параметры баланса поверхности на Марсе и в Антарктиде подобны не только по своим значениям, но и по их временной и пространственной изменчивости. В таблице 3.4 приведено сравнение среднемесячных значений суммарной и отраженной радиации в течение года для российской антарктической станции Восток (как наиболее близкий аналог по климатическим условиям к условиям Марса) и аналогичных данных для полярных области Марса. Однако на Марсе абсолютные значения отраженной и поглощенной радиации несколько меньше, чем на станции Восток. Это можно объяснить тем, что, несмотря на почти в 2 раза большую продолжительность марсианского года (рис В.1), по сравнению с земным, на Марсе практически отсутствует атмосфера. Это позволяет нам с некоторыми поправками и допущениями переносить сравнение процессов и явлений из Земных условий в условия Марса.
Количественная оценка предлагаемого механизма эволюции трещины
Общая постановка задачи о морозном иссушении пород для земных условий, а также условий характерных для Марса приведена в работе (Комаров, 2003). Там же на основе анализа процессов переноса парообразной влаги в массиве пород, с помощью критерия Кнудсена (Кп) показано, что для термобарических условий Марса, эти процессы могут быть описаны как уравнениями кинетической теории газов, так и с помощью диффузионного приближения, в зависимости от специфики физической картины и способов нахождений кинетических параметров. Критерий Кнудсена характеризует соотношение длины свободного пробега молекулы водяного пара к характерному размеру свободного для прохода пары пространства (поры, капилляра).
В земных условиях при отрицательной температуре длина свободного пробега молекулы водяного пара находящегося при давлении 760мм.рт.ст. составляет 3- -4 -10 6см, а радиусы капилляров и пор в естественных грунтах колеблются от значений 10 6 см в тонкодисперсных породах до 10 1 см в песках. Если учитывать, что ультракапилляры суглинистых пород R 10"5 см, в которых соударения молекул пара со стенками капилляров могут доминировать, заняты незамерзшей водой, то процессы переноса парообразной фазы воды могут описываться с помощью диффузионного приближения. Учитывая сильную разуплотненность приповерхностного слоя реголита, а также что процессы переноса парообразной влаги и СО2 происходят в сильно раздробленных базальтах и андезитах, можно считать, что в марсианских условиях реализуется континуальный и переходной режим течения и для количественного описания можно использовать диффузионное приближение. Считается, что диффузия в отличие от процессов седиментации, сегрегации, от величины гравитационной постоянной не зависит.
При понижении давления в парогазовой среде длина свободного пробега увеличивается, а, следовательно, возрастает величина D. Уиллером (Weller, 1951) предложена полуэмпирическая формула, учитывающая зависимость коэффициента диффузии D водяного пара от радиуса капилляра и от давления Р0б. Расчетные данные приведены в работе (Комаров, 2003), согласно которому для крупных капилляров, размер которых не влияет на механизм переноса пара величина D для давлений около 7 мм рт. ст. составляет D =5 см /с, что на порядок. Такой порядок величины D отмечен в экспериментах по переносу разных газов через относительно большие по размеру стеклянные шарики (рис.5.28). В тоже время экспериментальные данные по сублимации брикетов льда в среду с давлениями порядка 10 -0,1 мм рт. ст., в условиях радиационного энергоподвода показывают (рис. 5.29), что величина D увеличивается, например, при давлении 7 мм рт. ст. еще на порядок. В этих условиях происходит "включение" в работу еще одного механизма, значительно увеличивающего интенсивность процесса. Для данного вида энергоподвода характерно, что сублимация происходила не равномерно со всей поверхности, а в виде струй вырывающихся из дискретно расположенных центров. Эти струи вызывали сильные возмущения в парогазовой среде, турбулезируя ее и приводя к возникновению сложного неупорядоченного движения. Возникало циркуляционное движение большой кратности. Интенсивность этого "взрывного" процесса по мере углубления зоны фазового перехода уменьшалась, из-за гидравлического сопротивления оказываемого пористой структурой. В этом случае коэффициент D является уже эффективной величиной характеризующей суммарный диффузионно- конвективный перенос.
Резюмируя вышеизложенное можно предположить, что применительно к марсианским условиям для нахождения интенсивности процесса сублимации льда, происходящего в массиве за счет кондуктивного теплоподвода можно использовать уравнение диффузии. Величина коэффициента диффузии изменяется в диапазоне D0 = 2 -s-5 см2/с.
Этот период характеризуется крайне низкой средней сезонной температурой атмосферы и массива пород, а также незначительностью инсоляции. Из раскрывшейся трещины начинается сублимация льда, интенсивность которой увеличивается вниз по глубине. Ее величина определяется разностью парциальных давлений водяного пара надо льдом Ps и в приповерхностном слое Рср. Их значения, определяется исходя из температурных условий, широты, сезона (табл. 5.1, рис. 5.30, 5.31).
Интенсивность сублимации мала и, соответственно, незначительна величина энергозатрат на реализацию процесса и перепада температур. Поскольку температура массива изменяется по глубине (рис.5.32), количественную оценку интенсивности иссушения проведем по условно выделенным зонам льдонасыщенного полуограниченного массива, в предположении, что температура массива и газовой среды в зоне постоянна и равна Т.
Пренебрегаем влиянием кривизны ледяных включений, считая, что процесс сублимации происходит с частиц порового льда, радиус кривизны которых R=s oo. В начальный момент времени на поверхности мгновенно устанавливается парциальное давление Рср равное давлению водяных паров в газовой среде, которое поддерживается постоянным в течение всего процесса. Оценим динамику поля парциальных давлений и иссушенной зоны породы в любой момент времени. Коэффициент диффузии Dn в иссушающейся зоне постоянен. Массив пород перпендикулярно трещины разбивается на две зоны иссушенную и мерзлую, с подвижной границей раздела между ними (т). Для описания можно использовать дифференциальное уравнение переноса параболического типа (типа уравнения диффузии) при наличии фронта фазового перехода.
Данных по коэффициенту массообмена {3 для Марса нет, зато есть данные по оценке эффективного коэффициента диффузии (с учетом турбулентного перемешивания), сделанные на основе измерений суточных вариаций концентрации водяного пара в атмосфере (рис. 5.33). Они показали, что порядок величины составляет D3(p » 102 м2/с. Следовательно, в уравнение (5.11) можно положить, что /D„ » I / (3, т.е. величина сопротивлению переноса пара в иссушенной зоне пород, или реголите несоизмеримо больше сопротивления его переносу в газовой среде. Эксперименты по сублимационному обезвоживанию для земных условий показали, что при скорости потока V=7 м/сек, даже при незначительном углублении фронта иссушения от поверхности (миллиметры), интенсивность процесса определяется интенсивностью паропереноса в породе. Данные по ветровому режиму в меридиональном и широтном направлениях для приповерхностного слоя (0-5 м), приведенные на рисунках 5.34а, 5.346, показывают на диапазон до 10 м/сек. В период пылевых бурь даже более.
Наличие на поверхности слоя реголита, который оказывает дополнительное сопротивление переносу водяного пара, может существенно влиять на скорость сублимации льда. Так, из анализа уравнения (5.9) следует, что например при Т=200 К и мощности слоя реголита в 10 см, что характерно для высоких широт Марса, интенсивность процесса в зимний сезон, год крайне мизерна. При количественном описании этот случай реализуется, когда в уравнении (5.9) А2 » 4Dn є2 т. Другой предельный случай, когда А « 4D„ є т, реализуется при достаточной длительности процесса. Так при указанных выше условиях, за миллион лет мощность иссушенной зоны не превысит метра, а за миллиард лет 20 метров. По оценкам Р.Смолуховского (Smoluchowski 1981), сделанных с помощью уравнения Кнудсена - Ленгмюра
В силу низкотемпературного фона массива по абсолютной величине, за зимний период величина сублимированного слоя будет минимальна, около 2 мм с одной стороны трещины. За летний период, существенно больше, около 1 см. Оценки проводились по формуле (5.12), исходя из однослойной модели при расчете температурного поля (рис. 5.35). Величина коэффициента диффузии принималась равной 2 см2/с. Однако после образования трещины она будет заполняться поверхностным реголитом и осыпающейся породой. Реголит будет оказывать сопротивление переносу парообразной влаги, однако в силу большой разушютненности, интенсивность процесса сублимации только несколько понизится. С другой стороны, большое термическое сопротивление реголита не приведет к существенной трансформации температурного профиля в массиве. Поэтому расчетные оценки мощности обезвоженного за счет сублимации слоя, который может осыпаться, сделаем для модели, учитывающей наличие диффузионного сопротивления реголита, для среднегодового температурного поля в массиве по двухслойной модели (рис. 5.32). Оценки показали, что ширина трещины в несколько метров может образоваться за период в 10000 земных лет. В случае если в летний период вблизи трещины возможно образование жидкой фазы (НгО или рассол), то процесс раскрытия трещины может резко интенсифицироваться. С другой стороны, в периоды года, когда температура в атмосфере будет выше, чем температура в нижней части трещины, может происходить процесс кристаллизации водяных паров. Это приведет к блокированию части стенки трещины для процесса паропереноса из внутренних слоев массива. В целом эти процессы приводят к тому, что изначальная «клиновидная» форма раскрывшейся трещины эволюционирует в «воронкообразную» (рис. 5.24).
Оценка по моделям занижена, поскольку не учитывает объемный характер сублимации.
