Морфология и структура поверхности Марса: результаты работы инструмента THEMIS на аппарате Mars Odyssey

Philip R. Christensen,1 Joshua L. Bandfield,1 James F. Bell III,2 Noel Gorelick,1 Victoria E. Hamilton,3 Anton Ivanov,4 Bruce M. Jakosky,5 Hugh H. Kieffer,6 Melissa D. Lane,7 Michael C. Malin,8 Timothy McConnochie,2 Alfred S. McEwen,9 Harry Y. McSween, Jr.,10 Greg L. Mehall,1 Jeffery E. Moersch,10 Kenneth H. Nealson,11 James W. Rice, Jr.,1 Mark I. Richardson,12 Steven W. Ruff,1 Michael D. Smith,13 Timothy N. Titus,6 Michael B. Wyatt1

Опубликовано: Science 27.06.2003


На снимках марсианской поверхности в видимом и ИК диапазонах, полученных системой термоэмисионной съемки (THEMIS) АМС Mars Odyssey, видны литологически различные слои переменной толщины, что указывает на различные процессы или условия окружающей среды, в которых они сформировались. Наблюдались километровых размеров обнажения скальных оснований, структурные вариации на масштабах в сотни метров, например, обнажение богатых оливином базальтов на склонах Ganges Chasma; повсюду поверхность покрыта пылью. Вокруг некоторых кратеров встречаются термически различные выбросы материала, свойства их менялись в зависимости от возраста кратера. При наблюдении полярных регионов на северной полярной шапке были идентифицированы небольшие участки водного инея. Никаких термических признаков эндогенных источников тепла не обнаружено.


1 Department of Geological Sciences, Arizona State University, Tempe, AZ 85287-6305, USA.
2 Department of Astronomy, Cornell University, Ithaca, NY 14853-6801, USA.
3 Hawaii Institute of Geophysics and Planetology, University of Hawaii, Honolulu, HI 96822, USA.
4 Jet Propulsion Laboratory, Pasadena, CA 91109-8099, USA.
5 LASP, University of Colorado, Boulder, CO 80309, USA.
6 U.S. Geological Survey, Flagstaff, AZ 86001, USA.
7 Planetary Science Institute, Phoenix, AZ 85032, USA.
8 Malin Space Science Systems, San Diego, CA 92191-0148, USA.
9 Lunar and Planetary Lab, University of Arizona, Tucson, AZ 85721, USA.
10 Department of Geological Sciences, University of Tennessee, Knoxville, TN 37996-1410, USA.
11 University of Southern California, Los Angeles, CA 90089, USA.
12 Division of Geological and Planetary Sciences, California Institute of Technology, Pasadena, CA 91125, USA.
13 Goddard Space Flight Center, Greenbelt, MD 20771, USA.

 

THEMIS начал наблюдать поверхность и атмосферу Марса в феврале 2002 года. Были получены мультиспектральные снимки в инфракрасной области между 6.5 и 15 мкм и снимки в видимом и ближнем ИК в диапазоне 450-850 нм. Уникальной особенностью этого исследования было построение температурных карт Марса с разрешением ~100 м. Температуры связаны со свойствами материала, его составом, структурой, климатическими условиями и топографией, которые в свою очередь являются признаками, помогающими понять эволюцию и историю планеты. В тепловых снимках, сделанных днем, проявляются особенности излучательной и отражательной способностей поверхности, в то время как в ночных снимках больший эффект дают собственные тепловые свойства материала. Целями исследования были: (I) определение минералогии локализованных отложений, включая образовавшиеся в гидротермальных или подводных условиях, (II) поиск тепловых аномалий, связанных с активными подземными гидротермальными системами, (III) изучение процессов на масштабах ~100 м, характеристик места посадки (морфологические и термофизические свойства), (IV) исследование процессов на полярных шапках.


Термофизические свойства слоистых пород

Основным результатом съемки Mars Global Surveyor’ом Марса стало открытие многослойных пластов пород толщиной от метра до десятков метров [2,3].Основным результатом съемки инфракрасной камеры THEMIS’a является открытие того, что физические и структурные свойства этих слоев могут меняться; это предполагает разные процессы или среды, в которых в разное время формировались эти слои. Ключевым элементом этого открытия является обнажение на поверхности материалов, которые непосредственно отражают свойства лежащих в их основе пород.

Некоторые из наиболее замечательных примеров таких термически различных элементов встречаются в Terra Meridiani (Фиг.1) [4]. Они разнятся от километровой толщины отложений внутри кратеров 5-50 км диаметром до локальных многослойных участков, простирающихся на десятки и сотни километров. Изолированные участки с похожими тепловыми свойствами могут быть эродированными остатками когда-то единых слоев. Температурный контраст меняется на прямо противоположный при наступлении ночи (Фиг.1), демонстрируя различия в тепловой инерции материала [5,6].




Фиг.1. Мозаика из температурных снимков Terra Meridiani покрывает область 2°S - 6°N, 352° - 360°E, север сверху. Полосы имеют ширину 32 км и разрешение 100 м на пиксел. Яркость была откалибрована и отнормирована, чтобы уменьшить разницу, связанную с разным временем суток. Темные области холоднее, яркие - теплее. Буквами обозначены участки или местности, рассмотренные в тексте, например богатый гематитом участок B, стратиграфически выше участка С (“изъеденная” равнина), которая выше участка F (равнина с рассеченными кратерами). Врезка показывает в максимальном разрешении участок, очерченный рамкой. Это мозаика ночных снимков, когда лучше видны небольшие отличия в термофизических свойствах. Яркие (теплые) области имеют более высокую тепловую инерцию. Нормированные температуры меняются от 165 до 200 К. Обширный выброс из 20-км кратера возле центра говорит о его сравнительно малом возрасте. Штриховой рамкой показано местонахождение Фиг.2.
 




Фиг.2. Этот снимок области, выделенной штриховой рамкой на Фиг.1, сделан в видимом диапазоне Разрешение - 18 м. Видна слоистая структура богатого гематитом типа пород.
 

Было идентифицировано 8 типов участков (от А до H) с разной тепловой инерцией (Фиг.1). A, C, E и F достаточно обширны (более 50х50 км размером), чтобы быть хорошо заметными на глобальных тепловых картах, составленных термоэмиссионным спектрометром (TES) [7]. Полученные им значения тепловой инерции (I) для типов A,C, E и F равны 280-340, 530-580, 330-360 и 340-350 Дж м-2 с-1/2 K-1 соответственно (далее размерность I опускается). Тепловую инерцию участков, размер которых меньше различимого TES’ом, можно определить по моделированию разницы температур с соседними материалами, тепловые инерции которых известны [6-8]. В результате получаются следующие значения: для типа B - 350-400; типа D 450; типа G, 375; и типа H, 550. Типы A, C и F широко распространены и соответствуют участкам, обозначенным как P ("равнины") , E ("Etched") , и DCT "равнины с рассеченными кратерами" [9].

Тип B богат кристаллическим гематитом, он термически отличается от поверхности, на которой отлагался, имеет слои, занесенные кратеры, и его эрозионная структура наводит на мысль о слабо связанном материале. Стратиграфические соотношения, наблюдаемые на снимках THEMIS’а, показывают, что тип B находится поверх типа C, который сам лежит поверх типа F. На западе эрозия обнажила кусок с последовательностью слоев от C до F (Фиг.1).

Если предположить, что материалы поверхности отображают распределение размеров частиц нижележащей породы, из которой они образовались (т.е. отсутствует раздувание или концентрация материала), и что материалы имеют рыхлую структуру до глубин порядка нескольких толщин температурного скин-слоя (~ 5-20 см), то тогда средний размер частиц меняется от ~1 мм для участков с наименьшей тепловой инерцией, до ~ 1 см для участков с высокой тепловой инерцией [11]. C другой стороны разница в инерции может быть вызвана избытком крупных камней или валунов, образовавшихся в результате эрозии исходной породы. Полагая постоянную I=300 для мелкозернистого материала и I=1200 для камней [12], получаем относительную распространенность камней от 0% (для наименьшего I), до 30% (для максимального).

Обнажение различных пластов и наличие останков некогда единых слоев указывает на обширную эрозию, имевшую место в области Меридиани после отложения осадочных пород. Кроме того, различия в физических свойствах этих участков указывают на различные процессы или среды, в которых они образовались или находились. Вероятными причинами могут быть: (I) различия в плотности и пористости между вулканическими и обломочными осадочными материалами, (II) различия в размерах частиц и их упорядочивании между разными осадочными отложениями, (III) различия в степени окаменения или цементации среди ранее схожих кластических или пирокластических материалов. Лавовые потоки, интрузивные тела или оплавленные отложения тефры имеют сравнительно высокую I за счет высокой плотности и теплопроводности, тогда как некоторые пирокластические отложения (в частности эолового происхождения) имеют сравнительно низкие I. В этой области не наблюдается никаких структур вулканического происхождения, хотя на участках типа F заметны складчатые структуры, обычно ассоциированные с сжатием в вулканических равнинах. На Марсе много разных осадочных пород, связанных с ударным кратерированием, катастрофическими наводнениями, обломочными потоками, оползнями, эоловыми процессами, сальтацией и суспензией. Различие в источниках материала, способах его переноса и отложении могут привести к образованию кластических отложений с размерами частиц от метров до микрон, что потом проявится в физических свойствах. Наконец, вариации в прочности слоистых осадочных пород [2,3] говорят о вариациях степени окаменения при цементации.

 

 



Фиг.3. Ночные температуры Nili Patera, снимок THEMIS’a № I00903005, с центром у 8.5°N, 67.5°E, размер снимка - 32 км. Температура меняется от 191.4 K (темная) до 216.5 K (светлая). Наивысшая температура у обнаженных скальных пород. Стрелкой указаны дюны.
 

Породы и скальные основания

Инфракрасные снимки THEMIS’a обнаружили наличие километровых обнажений скальных оснований. Дно кальдеры Nili Patera (9°N, 67°E) (Фиг.3) на площади ~30 км2имеет ночную яркостную температуру 215- 217 К. Тепловые модели по местному времени (3.25 ч), времени года (ареоцентрическая долгота 333.5°), местоположению, уровню (0.2 км) и инфракрасной непрозрачности пыли (0.15) дают температуру 218 К для тепловой инерции, соответствующей твердым породам (I=2200), что говорит о том, что дно кальдеры является обнаженным скальным основанием. Поверх этого основания лежат темные барханы, которые образуются при переносе песка по твердой поверхности с ограниченными источниками песчаного материала. Температура дюн 192 ± 1 K, что соответствует I~400. Эта величина равнозначна среднему размеру частиц >1 мм [11], или же дюны могут быть из более мелких песчинок, но покрыты коркой слежавшегося песка.

Скальные участки наблюдались также у устья долины Ареса (~22°N, ~324°E), в 250 км ниже места посадки Патфайндера (Фиг.4). Контраст между дневными и ночными температурами выявил большое разнообразие термофизических свойств и связанных с ними морфологий. Наибольшая ночная температура ~ 207 К. Оба из двух 8-километровых кратеров на снимке имеют расходящиеся лучами неровные выбросы, длиной в 2-3 диаметра кратера. Ночная температура этих отложений (191-193 К) показывает, что они состоят из измельченного материала со средним размером частиц >1 мм.




Фиг.4. Дневной и ночной ИК снимки пары кратеров в бассейне Хриса возле 22.5°N, 324°E. Разный наклон снимков вызван наклонением орбиты на восходящей (ночной) и нисходящей (дневной) части витка. Ночные температуры меняются от 187.8 K до 203.7 K; дневные от 232.5 K до 248.5 K.
 

Обычно ночные ИК снимки показывают повышенные температуры на склонах каньонов, кратеров, плоских гор, каналов и расщелин. Склоны обычно на 5-15 К теплее окружающей местности, в независимости от азимута склона, это проявляется на склонах открытых или закрытых впадин. Нет никаких признаков эндогенных источников тепла, даже в обособленных случаях вроде молодых вулканических расщелин в южном Элизиуме. Мы делаем вывод, что более высокие температуры являются следствием концентрации крупнозернистого (и поэтому более теплого) материала. Для объяснения наблюдаемых температур требуются концентрации каменистого материала порядка 10-35% [12,16]. Наличие каменистых материалов на марсианских склонах указывает на то, что темпы их образования из местных пород больше, чем темпы выветривания, занесения песком или эрозии. В настоящее время наиболее распространенно занесение выпадающей из атмосферы пылью. Скорость этого процесса может быть уменьшена несколькими факторами: пыль может уноситься катастрофическими пылевыми потоками [17], скатыванием камней вниз по склону; турбулентность над камнями может препятствовать осаждению пыли или увеличить скорость уноса пыли сильными ветрами. Все вместе, эти процессы препятствуют накоплению пыли толщиной больше, чем размер каменистого материала (>~30 см).

Камни были также обнаружены вокруг многочисленных ударных кратеров. Выбросы зачастую имеют своеобразную концентрическую температурную структуру, они обычно сравнительно холодны днем и более теплы на ночных ИК снимках. Выбросы крупнокаменистого материала наблюдались у кратеров с размерами от предельно различимого (~0.5 км) до десятков км диаметром. Наблюдаемые структуры менялись от каменистых лучей длиной в 8-10 диаметров кратера, до гало поперечником 1-2 диаметра. В некоторых случаях внешнее кольцо выбросов состояло из более мелкодисперсного материала, чем окружающая поверхность, а по мере приближения к краю кратера материал становился более крупнодисперсным. Внутри конкретной области не все кратеры близкого размера или степени разрушения имеют термически сравнимые выбросы, нет и четкой зависимости температурной структуры от размера кратера. Такие вариации в характере выбросов похожих кратеров, находящихся неподалеку друг от друга (километры), могут быть вызваны разницей в возрасте кратеров [20].

Обширные оползни обрушили 7.5 километров северной стены западного ущелья Melas Chasma в долине Маринера (~8°S; ~282°E), обнажив слой в несколько сот метров толщиной на полкилометра ниже края каньона. На ночных ИК снимках слой выглядит более теплым (каменистым). Оползшие породы имеют вариации в температуре ~10-12 К, и тем отображают различия в физических свойствах образовавшихся в ходе оползня продольных и поперечных гребней и борозд. Температура меняется от 186 до 198 К, что дает разницу в 3-5 раз по среднему размеру частиц, или вариации по содержанию камней до 30%.


Подвижные поверхностные материалы: песок и пыль

Ночные снимки больших дюнных полей могут разрешить отдельные дюны, определить размер частиц в дюнах и пространстве между ними и в соседних областях (Фиг.5). Дюны в кратере Расселла (Фиг.5) состоят из более крупнозернистого материала (теплее ночью), чем материал в пространстве между дюн, возможно за счет накопления там пыли из-за ограниченной циркуляции воздуха. Дюны в кратере Кайзер наоборот состоят из более мелкозернистого материала, чем материал соседних скальных обнажений. Вероятно имело место накопление песка поверх скалистого основания. В обеих областях тепловая инерция дюн ~500-600. Если дюны состоят из рыхлого песка, средний размер частиц оказывается порядка нескольких миллиметров и более, а может они наоборот состоят из слежавшегося мелкозернистого песка.




Фиг.5. Дневной и ночной снимки поля дюн в кратере Расселла (54°S; 13°E). Диапазон изменения температуры днем 240-260 К, ночью - 170-190 К. Стрелки соединяют общие точки на каждом снимке.
 

Предыдущее инфракрасное картографирование Марса с низким разрешением (3-5 км) показало протяженный пылевой покров толщиной 1-3 м в вулканической области Тарсис и в древней кратерированной равнине Arabia Terra [6-8,21,22]. Ночные ИК снимки показали, что этот слой пыли непрерывен на масштабах до 100 м, нет никаких признаков скалистых хребтов или валунов, которые выступали бы сквозь пыль. Ночные температуры склонов вулкана Olympus Mons около 155 К, что соответствует инерции <150 (средний размер частиц < 40 мкм), а вариации температур не превышают 2 К на площадях в тысячи квадратных километров. Однородность покрова на масштабах до 100 м говорит о том, что пыль равномерно оседала из атмосферы, не перемешивалась и не перераспределялась ветром, что и привело к образованию тонкого пылевого одеяла, равномерно укрывающего ландшафт.


Структурные вариации

Гиперспектральные данные TES’a использовались для составления минералогической карты марсианских материалов. Пространственное разрешение составляет порядка 5 км [10,23-25], но этого недостаточно для разрешения отдельных участков на масштабах, соответствующих конкретным процессам формации, например лавовых потоков или осадочных слоев. Мультиспектральные ИК снимки THEMIS’a в 1500 раз детальнее TES’a и позволяют создать карты с масштабом, сравнимым с масштабом индивидуальных литологических элементов. По данным THEMIS’a был идентифицирован спектрально выделяющийся участок обнажения в полосе на нижнем склоне возле устья каньона Ganges Chasma (Фиг.6). Этот тип пород встречается в виде полосы толщиной 50 м на обеих сторонах каньона и окаймляет террасу на низком холме на дне каньона. Структура обнажения указывает на то, что эта полоса является слоем в общей последовательности пластов, а не поверхностной осадочной породой. Его ночная температура (204 К; I=700) на 10 К выше окружающего материала, что свидетельствует о его большей каменистости. По данным TES’a дно каньона сложено из базальтового материала. По разнице спектров дна каньона и этого слоя [26] было определено, что он состоит из оливина с отношением Mg/(Mg+Fe) ~ 68 при концентрации 10-15 %. Этот пример показывает, как, комбинируя данные THEMIS’a и TES’a, можно определять состав небольших участков (в этом случае размер был менее 1 пиксела TES’a (3х5 км)) и находить им место в общей геологической картине.




Фиг.6. Цветная ИК мозаика Ganges Chasma. Это композитное изображение составлено из 3 откалиброванных снимков, сделанных в диапазонах: 5 (9.35 мккм), 7 (11.04 мкм) и 8 (11.79 мкм). Оранжевый материал - покрытое пылью плато, синий - базальтовое дно каньона, фиолетовый - богатый оливином базальт. Монохромные полоски - температурные снимки THEMIS’a, где отсутствуют мультиспектральные данные. Ни атмосферных коррекций, ни коррекций между снимками не проводилось. Север сверху.
 

Этот слой богатого оливином базальта имеет толщину от 50 до 100 м, находится внутри 4.5-км слоя вышележащих пород и простирается на площади по меньшей мере 30х100 км. Наиболее вероятно, что это был богатый оливином лавовый поток, хотя это мог быть и слой осадочных пород, обогатившийся оливином во время переноса или отложения. Этот слой был когда-то погребен на глубину 4.5 км. Сохранение оливина, минерала неустойчивого в водных условиях, указывает на то, что (I) существенной подповерхностной эрозии в этой области не было, несмотря на то, что на таких глубинах и температурах вода могла быть устойчивой, (II) не было существенной поверхностной эрозии с тех пор как слой обнажился.


Наблюдения полярных областей

Вплоть до настоящего времени THEMIS наблюдал образование сезонной полярной шапки на южном полюсе и отступление шапки на северном [33]. На северной полярной шапке во время полярной ночи наблюдались температурные структуры, не соответствующие никаким визуальным или термальным особенностям, которые можно было увидеть после восхода солнца весной. Местами, в то время, когда солнце еще невысоко над горизонтом, наблюдались температурные структуры похожие на плоские ячейки конвекции с горизонтальным масштабом 4-20 км. Эти температуры слишком высоки для твердого CO2 и указывают на конденсацию H2O в диапазоне температур 160-180 К, с концентрацией паров порядка 10-5.

По мере отступления углекислотной шапки позади нее на несколько дней или месяцев остаются хорошо видимые яркие участки. Хотя известно, что они имеют водное происхождение, THEMIS смог непосредственно отличить по температуре водный иней от углекислотного, чего нельзя было сделать на снимках в видимом диапазоне. Распределение небольших участков водного инея нерегулярно; некоторые каждый год возникают на одном и том же месте, некоторые появляются и исчезают случайным образом. Аккумулирование воды ожидалось более-менее равномерным по долготе и слабо меняющимся по широте. Поэтому источник этих сезонных участков водного инея должен носить локальный характер, быть возле поверхности и быть активным из года в год.

 

 



Фиг.7. "Белая скала" в кратере Поллака (7.9°S, 24.9°E) Снимок камеры THEMIS’a в видимом диапазоне синтезирован из кадров в диапазонах 0.650, 0.540, 0.425 мкм. Север сверху.
 

Морфология и видимый цвет

С помощью камеры видимого диапазона была получена информация о цветовых свойствах поверхности и атмосферных аэрозолей с наивысшим из достигнутых когда-либо разрешением. В кратере Поллака (8°S, 25°E) есть яркая загадочная деталь, получившая название “Белая Скала” (Фиг.7). Ее близкий к реальным цветам снимок показывает, что на самом деле она довольно красная, что согласуется с предыдущим цветным снимком от Викинга [28]. Настоящий цвет и отражательная способность “Белой Скалы” близки к характеристикам ярких покрытых пылью областей Марса. Так что, либо “Белая Скала” сильно запылена, либо состоит из эродированных железистых материалов. Общая шероховатая морфология и характерные уступы предполагают прочный, возможно затвердевший субстрат или отложение, есть также ясные свидетельства эрозии этого образования [29]. Эти наблюдения в сочетании с данными о цвете этого образования, могут указывать на то, что это окаменевшие и эродированные осадочные породы, их стойкость к выветриванию возможно обусловлена процессами цементации мелкозернистых оксидов железа. Аналогичный “белый” окаменевший материал был замечен на месте посадки Патфайндера [30,31] , его состав оказался похож на состав соседнего светлого ветрового отложения.

Гидротермальная активность

Основной целью THEMIS’a был поиск свидетельств недавней геотермальной активности. Наблюдаемые тепловые вариации очень велики, имеют сложный характер и большие масштабы. Это усложняет простой алгоритмический подход к обнаружению аномально горячих или аномально холодных областей. Кроме того, те места, где можно ожидать геотермическую и гидротермическую активность, например относительно молодые вулканические трещины или обнаженные слои в отвесных уступах, уже и без этого дают максимальные тепловые аномалии за счет комбинации разных типов пород. До сих пор не было обнаружено ничего такого, что нельзя было бы объяснить термофизическими свойствами материалов.


Ссылки и примечания

1. P. R. Christensen et al., Space Science Reviews, in press.

2. M. C. Malin, K. S. Edgett, Science 290, 1927 (2000).

3. M. C. Malin, K. S. Edgett, J. Geophys. Res. 106, 23429 (2001).

4. Все представленные здесь ИК снимки были получены через Band 9 на 12.6 мкм и имеют ширину 32 км

5. H. H. Kieffer, Science 194, 1344 (1976).

6. H. H. Kieffer et al., J. Geophys. Res. 82, 4249 (1977).

7. M. T. Mellon, B. M. Jakosky, H. H. Kieffer, P. R. Christensen, Icarus 148, 437 (2000).

8. B. M. Jakosky et al., J. Geophys. Res. 105, 9643 (2000).

9. R. E. Arvidson et al., J. Geophys. Res., in press.

10. P. R. Christensen, M. C. Malin, R. V. Morris, J. L. Bandfield, M. D. Lane, J. Geophys. Res. 106, 23873 (2001).

11. M. A. Presley, P. R. Christensen, J. Geophys. Res. 102, 6651 (1997).

12. P. R. Christensen, Icarus 68, 217 (1986).

13. M. D. Lane, R. V. Morris, P. R. Christensen, S. A. Mertzman, J. Geophys. Res. 107, DOI10.1029/2001JE001832 (2002).

14. A. H. Treiman, D. J. Lindstrom, J. Geophys. Res. 102, 9153 (1997).

15. D. M. Burr, A. S. McEwen, S. E. H. Sakimoto, Geophys. Res. Lett. 29, 4 (2002).

16. Камни больше ~30 cм в диаметре ночью на ~40 K теплее, чем материалы с обычными тепловыми инерциями. Камни меньшего размера по температуре приближаются к сыпучим материалам и требуют пропорционально большей концентрации для объяснения увеличения наблюдаемой температуры.

17. R. Sullivan, P. Thomas, J. Veverka, M. Malin, K. S. Edgett, J. Geophys. Res. 106, 23607 (2001).

18. M. H. Carr et al., J. Geophys. Res. 91, 3533 (1977).

19. P. Mouginis-Mark, J. Geophys. Res. 84, 8011 (1979).

20. R. W. Shorthill, The Moon 7, 22 (1973).

21. F. D. Palluconi, H. H. Kieffer, Icarus 45, 415 (1981).

22. P. R. Christensen, H. J. Moore, in Mars, H. H. Kieffer, B. M. Jakosky, C. W. Snyder, M. S. Matthews, Eds. (University of Arizona Press, Tucson, AZ, 1992), pp. 686-729.

23. P. R. Christensen, J. L. Bandfield, M. D. Smith, V. E. Hamilton, R. N. Clark, J. Geophys. Res. 105, 9609 (2000).

24. J. L. Bandfield, V. E. Hamilton, P. R. Christensen, Science 287, 1626 (2000).

25. J. L. Bandfield, J. Geophys. Res. 107, 10.1029/2001JE001510 (2002).

26. S. W. Ruff, P. R. Christensen, J. Geophys. Res. 107, 10.1029/2001JE001580 (2002).

27. T. N. Titus, H. H. Kieffer, P. R. Christensen, Science 299, 1048 (2002).

28. S. H. Williams, J. R. Zimbelman, Geology 22, 107 (1994).

29. S. W. Ruff et al., J. Geophys. Res. 106, 23921 (2001).

30. H. Y. McSween Jr. et al., J. Geophys. Res. 104, 8679 (1999).

31. J. F. Bell III et al., J. Geophys. Res 105, 1721 (2000).

32. A. R. Gillespie, A. B. Kahle, R. E. Walker, Remote Sensing Environ. 20, 209 (1986).


Страница обновлена 06-02-2006
Hosted by uCoz