Bodenmagnetische Untersuchung auf dem Mars vom Zhurong-Rover

Jul 21, 2023

Nature Astronomy (2023)Diesen Artikel zitieren

2973 Zugriffe

285 Altmetrisch

Details zu den Metriken

Das Magnetfeld des Mars wurde in großem Maßstab durch umlaufende Raumfahrzeuge und in sehr kleinem Maßstab durch Marsmeteoriten gemessen. Hier berichten wir über eine bodenmagnetische Untersuchung im Meter- bis Kilometermaßstab. Der Rover Zhurong führte Vektormessungen an 16 Standorten entlang einer 1.089 m langen Strecke im Utopia-Becken auf dem Mars durch. Es zeichnete ein extrem schwaches Magnetfeld auf, dessen durchschnittliche Intensität um eine Größenordnung geringer war als die aus der Umlaufbahn abgeleitete, im Gegensatz zu dem großen Magnetfeld in Elysium Planitia, das von InSight gemessen wurde. Bei einer Messung mit einem Raumfahrzeug wird ein Bereich abgetastet, dessen Radius mit seiner Höhe vergleichbar ist, während bei einer Bodenmessung ein Bereich mit einem Radius abgetastet wird, der mit der Tiefe des magnetisierten Körpers vergleichbar ist. Das von Zhurong gemessene schwache Magnetfeld weist in einer Tiefe von vielen Kilometern rund um und unter der Querrichtung des Rovers auf keine Magnetisierungsanomalien hin. Wir schlagen zwei mögliche Erklärungen für das schwache Magnetfeld vor: Das gesamte Utopia-Becken könnte seit seiner Entstehung vor etwa 4 Milliarden Jahren unmagnetisiert geblieben sein oder der Geisterkrater mit einem Radius von 5 km, in dem Zhurong landete, könnte durch einen Einschlag entmagnetisiert worden sein.

Messungen der Krustenmagnetfelder terrestrischer Planeten liefern entscheidende Einblicke in die Geschichte ihres Kerndynamos und ihre innere thermische Entwicklung. Im Gegensatz zur Erde hat der Mars heute kein globales Magnetfeld, sondern eine heterogene und lokal starke Krustenmagnetisierung, was auf die Existenz eines alten Dynamos1 hinweist. Magnetische Untersuchungen untersuchen den Krustenmagnetismus auf Längenskalen, die mit der Entfernung oder Höhe von der Quelle vergleichbar sind2. Die Raumsonde Mars Global Surveyor kartierte das Marsmagnetfeld global bei 185 km (nur Stärke)3 und 400 km (Vektorfeld), lokal jedoch nur bei 90 km (Lit. 4) und zeigte Magnetfelder von bis zu 1.500 nT. Die Raumsonde Mars Atmosphere and Volatile EvolutioN (MAVEN) erweiterte die Kartierung des globalen Vektormagnetfelds auf bis zu 150 km (Ref. 5,6). Am anderen Ende des Spektrums ergaben paläomagnetische Analysen von Proben eines Marsmeteoriten (ALH84001) Hinweise auf das antike Magnetfeld auf sehr kleinen Längenskalen (~1 mm), was den Betrieb eines frühen Marsdynamos vor 4,1 Ga oder möglicherweise unterstützt 3,9 Ga (Ref. 7). Der Ursprung der Magnetisierung der Marskruste sowie die Geschichte und Eigenschaften des antiken Dynamos bleiben jedoch Themen von aktivem Interesse. Viele der offenen Schlüsselfragen erfordern neue hochauflösende regionale Datensätze wie lokale Magnetfeldmessungen8. Das InSight-Fluxgate-Magnetometer (IFG) der NASA hat das bodennahe Magnetfeld an einem einzelnen Landeplatz gemessen9. Die vom IFG gemessene magnetische Oberflächenintensität (~2.000 nT) ist im Vergleich zu einem terrestrischen Krustenfeld sehr hoch (typischerweise <200 nT)10, kann aber durch natürliche Schwankungen in der Mineralogie des Mars und/oder der dicken Lithosphäre erklärt werden. Regionale Untersuchungen im Meter- bis Kilometermaßstab sind besonders wichtig für die Untersuchung der Eigenschaften der magnetischen Mineralogien unter der Oberfläche sowie der geologischen Strukturen. Dies kann wiederum den Zeitpunkt und die Entwicklung des Mars-Dynamos einschränken8. Was bisher fehlt, sind magnetische Messungen auf der Längenskala, die für Geologen und geophysikalische Prospektoren am nützlichsten sind, also die Bodenvermessung im Kilometermaßstab.

Der Zhurong-Rover landete am 15. Mai 2021 im südlichen Utopia-Becken (Abb. 1) und führte in den drei Monaten nach der Landung eine magnetische Vermessung durch. Die wissenschaftliche Nutzlast des Mars Rover Magnetometer (RoMAG)11 an Bord des Rovers Zhurong besteht aus zwei identischen dreiachsigen Fluxgate-Magnetometern (Abb. 2a) mit einem Dynamikbereich von ±65.000 nT und einem Rauschpegel von 0,01 nT/√Hz bei 1 Hz. Einer ist am Mast montiert, der andere an der Schnittstelle zwischen Mast und Roverdeck. Das obere Fluxgate kann um eine vertikale Achse rotieren. Das mit dem Rover verbundene horizontale Magnetfeld wird entfernt, indem das obere Fluxgate gedreht wird, während das untere fixiert bleibt, und indem der Vorgang wiederholt wird, wobei der Rover in verschiedene Richtungen zeigt. Es ist jedoch zu beachten, dass es nicht möglich ist, die vertikale Komponente auf diese Weise zu kalibrieren, weshalb in diesem Artikel nur die horizontalen Komponenten behandelt werden.

a, Topographie des Mars-Orbiter-Laserhöhenmessers47. Der Rover landete im südlichen Utopia-Becken (markiert) bei 25,066° N, 109,926° E, nordwestlich des InSight-Landeplatzes. b, Die modellierte Gesamtmagnetfeldstärke in einer Höhe von 200 km (Lit. 14). c, Die entsprechende geologische Karte48, deren Schlüssel für die Farben und geologischen Einheiten als Ergänzungstext bereitgestellt wird. Beachten Sie, dass Auftauchereignisse in lokalisierten Gebieten, beispielsweise rund um den Zhurong-Landeplatz, in dieser geologischen Standardkarte nicht angezeigt wurden. Die Grenzen der Haupteinschlagsbecken von Isidis (Is) und Utopia sind mit durchgezogenen schwarzen (Topographie49,50) und gestrichelten schwarzen (Entmagnetisierung21) Linien dargestellt.

a, Der Zhurong-Rover (mit Abmessungen von etwa 3,3 m × 3,2 m × 1,85 m) und seine beiden dreiteiligen Fluxgates11, eines an der Spitze des Masts, das sich drehen kann, und ein festes an der Kreuzung des Masts und das Roverdeck. b, Das CTX-Bild von Zhurongs Landeplatz (https://www.nasa.gov/mission_pages/MRO/spacecraft/sc-instru-ctx.html) und die abgeleitete Stratigraphie mit geschätzter Schichtdicke und einem Geisterkrater unter Zhurongs Landeplatz (roter Punkt), wobei der schwarze gestrichelte Kreis den zuvor identifizierten Geisterkrater markiert12,13.

Der RoMAG misst eine Kombination aus internen Feldern, vom Rover erzeugten Interferenzen und externen Feldern. Die Konvention im Geomagnetismus besteht darin, das Krustenmagnetfeld (und das vom Kerndynamo erzeugte Feld, wo eines existiert) als „intern“ zu bezeichnen und diejenigen, die in der oberen Atmosphäre und darüber hinaus entstehen (Ionosphäre, Magnetosphäre, Sonne usw.), als „extern“. . In dieser Studie wurden vom Rover erzeugte Felder durch eine zweistufige Kalibrierungsmethode entfernt und der externe Beitrag der Messungen anhand von Beobachtungen des InSight-Landers und eines ionosphärischen Dynamomodells (Methoden) geschätzt.

Magnetische Messungen in dieser Untersuchung wurden an 16 Orten entlang einer 1.089 m langen Strecke während 90 Solen vom 4. Juni bis 3. September 2021 (Erweiterte Daten, Abb. 1) in einem kleinen Geisterkrater12,13 mit einem Radius von etwa 5 km (Abb. 2b) durchgeführt. dessen Zentrum bei 25,12° N und 109,97° E liegt. Der Kalibrierungsprozess, der die Mastrotationen und Roverrotationen umfasst, wurde durchgeführt, um das Marsfeld entlang seiner Traverse abzuleiten (Extended Data Abb. 2 und 3). Die gemessenen Magnetfelder krustalen Ursprungs wurden dann erfasst, indem der externe Beitrag der Marsfelder an den 16 Standorten entfernt wurde (Extended Data Abb. 4). Der Verlauf der magnetischen Untersuchung ist in Abb. 3a dargestellt, und die Ergebnisse der Krustenfelder sind in Abb. 3b–d dargestellt. Die Richtungen des geschätzten Krustenmagnetfelds sind überwiegend südöstlich. Die Amplituden der Nord-Süd-Horizontalkomponente liegen typischerweise zwischen 3,4 und 24,0 nT, nachdem das externe Feld und die Beiträge des Rovers selbst entfernt wurden (Methoden). Die Gesamtintensität, die die nicht kalibrierte vertikale Komponente ausschließt, liegt zwischen 5,2 und 39,8 nT, während der Durchschnitt der horizontalen Intensitäten 11,2 nT mit einer Standardabweichung von 10,9 nT beträgt. Die Messungen zeigen eine signifikante Variation des Oberflächenfeldes in Größe und Richtung entlang der Zhurong-Traverse. Im ersten Abschnitt (ca. 0–200 m, Sole 21–50) der Traverse ist das Magnetfeld extrem schwach (<10 nT) und nahe Null. Im zweiten Segment (ca. 200–600 m, Sole 58–79) ist das Magnetfeld mit ca. 30 nT mäßig schwach. Im letzten Abschnitt (ca. 600–1.000 m, Sols 87–110) wird das Magnetfeld wieder extrem schwach (<10 nT) und nahe Null. Dies deutet darauf hin, dass der Zhurong-Rover in einem Gebiet mit außergewöhnlich schwachem Magnetfeld gelandet ist und dass die Größenordnung der lokalen Magnetisierung in der Größenordnung von mehreren hundert Metern liegt, was nur durch eine magnetische Bodenuntersuchung ermittelt werden kann. Man sollte bedenken, dass einige oder sogar alle Abweichungen auf ionosphärische Beiträge zurückzuführen sein können, die von den in dieser Arbeit (Methoden) geschätzten abweichen. In diesem Sinne besteht die Möglichkeit einer Nullmagnetisierung unter Zhurongs Querrichtung.

a: Gemessene horizontale Magnetfeldkomponenten krustalen Ursprungs an 16 Standorten entlang der Zhurong-Traverse, überlagert mit einem Bild von Oberflächenmerkmalen der hochauflösenden Bildkamera von Tianwen-1. Farbige Punkte und Zahlen zeigen die Orte bzw. die Sole magnetischer Beobachtungen. Schwarze Linien zeigen horizontale Komponenten des magnetischen Vektors an. Die Werte der Messungen entlang der Zhurong-Traverse an 16 Standorten sind in Extended Data Abb. 4 dargestellt. b,c, Die magnetische Komponente nach Norden (b) und nach Osten (c) an 16 Beobachtungspunkten im geografischen Rahmen des Mars. Der über jedem der 16 Punkte aufgetragene Fehlerbalken ist die aus der Fehlerausbreitung berechnete Unsicherheit (Erweiterte Daten, Abb. 4). d, Die Verteilung horizontaler Komponenten im geografischen Rahmen des Mars. Der schwarze Stern markiert den Vektormittelwert der horizontalen Felder an 16 Standorten. Die Farbcodes in a–d sind gleich.

Quelldaten

Die von RoMAG gemessenen Intensitäten des Magnetfelds sind viel kleiner als die Schätzungen des neuesten auf Orbitaldaten basierenden Modells14 (wir werden Ref. 14 hier manchmal als L19 bezeichnen) und setzen sich nach unten bis zur Planetenoberfläche fort (Intensität von 81 nT und horizontale Intensität von 55 nT). Im Gegensatz dazu war die Einzelstandortmessung von NASA InSight auf Elysium Planitia etwa zehnmal stärker als die Orbitalvorhersage (etwa 300 nT)9. Es ist auch unwahrscheinlich, dass die sehr niedrigen Werte in der magnetischen Untersuchungsregion Zhurong im Krustenfeld vieler Orte auf der Erde zu finden sind, insbesondere über Vulkangestein, das magnetische Mineralien enthält. Auf dem Mars gibt es jedoch keine induzierte Magnetisierung, da derzeit kein Dynamofeld vorhanden ist. Die Remanenz kann aufgrund der Entmagnetisierung fehlen oder weil sich die Gesteine ​​nach dem Ende der Dynamowirkung gebildet haben.

Zhurongs Landeplatz liegt in einem geologisch einfachen Gelände innerhalb des riesigen Einschlagbeckens Utopia Planitia auf der Nordhalbkugel, wo das gesamte Magnetfeld schwach ist15,16. Die Oberfläche des Beckens ist außergewöhnlich glatt und weist eine geringe Kraterdichte auf, was auf ein Oberflächenalter von Hesperium bis Amazonien hindeutet17. Die abgeleitete stratigraphische Struktur (Abb. 2b) zeigt, dass das alte noachische Grundgebirge in einer Tiefe von mehreren Kilometern überflutet und mit vulkanischen Laven aus dem Hesperium mit einer Mächtigkeit von 1–2 km gefüllt wurde. Die Sedimente der Vastitas Borealis-Formation (VBF) aus dem späten Hesperium, die als Rückstände von Ausflusskanälen aus dem südlichen Hochland oder als Sublimationsrückstände des mutmaßlichen Ozeans interpretiert werden, wurden in der vulkanischen Hesperian-Ebene abgelagert. Es ist auch offensichtlich, dass es im Landegebiet im mittleren Amazonasgebiet (d. h. ca. 1,6 Milliarden Jahre) zu einer Oberflächenerneuerung gekommen ist, was auf ein vulkanisches Überschwemmungsereignis hinweisen könnte. Die Analyse der Kraterzählung zeigt, dass die Füllung mit VBF und vulkanischem Material Hesperian-Krater um 3,45 Ga in Geisterkrater verwandelt haben könnte (Lit. 18). Das Zhurong-Roverradar hat Dutzende Meter dickes Amazonasmaterial entdeckt, das mit einer mehrere Meter dicken Regolithschicht bedeckt ist19.

Eine einfache Erklärung für das extrem schwache Magnetfeld, das vom Rover Zhurong gemessen wurde, besteht darin, dass das gesamte Utopia-Becken und die Kruste darunter möglicherweise seit der Bildung des Utopia-Einschlagbeckens vor etwa 4 Milliarden Jahren20 und des Landeplatzes unmagnetisiert geblieben sind ist repräsentativ für die Umgebung. Der Entmagnetisierungsradius des Utopia-Einschlags wird auf 1.600 km geschätzt, und die Entfernung des Zhurong-Landeplatzes zum Zentrum des Einschlagbeckens beträgt etwa 1.200 km (Lit. 21). Mit anderen Worten: Die Zhurong-Messungen wurden in einer großen, entmagnetisierten Region im Utopia Basin durchgeführt. Das Fehlen starker magnetischer Signale über den großen Einschlagsbecken aus Orbitalhöhe ist offensichtlich. Bisher konnte jedoch nicht eindeutig argumentiert werden, dass das Feld an der Oberfläche nahezu Null ist. Die von Zhurong gemessenen Marsoberflächenfelder stellen eine starke Einschränkung für die Remagnetisierungsprozesse der Kruste dar, die dem Utopia-Becken zugrunde liegt, nachdem die Region durch den riesigen beckenbildenden Einschlag umfassend entmagnetisiert wurde21.

Da durch die Verschüttung durch Post-Dynamo-Laven22 oder jüngere Sedimente eine vernachlässigbare nachfolgende Entmagnetisierung zu erwarten ist, deuten die extrem schwachen Oberflächenfelder aus RoMAG-Messungen darauf hin, dass die hesperischen Lavaströme nie magnetisiert waren und dass der Dynamo möglicherweise bei oder vor der ursprünglichen Bildung des Utopia-Beckens aufgehört hat Auswirkungen im Noachium. Alternativ wurde eine Entmagnetisierung im Zusammenhang mit dem Aufprall in Gegenwart eines Dynamofelds vorgeschlagen23. Darüber hinaus besteht weiterhin die Möglichkeit, dass die Region in der Nähe von RoMAG durch einen späteren großen Einschlag, dessen Signatur verborgen ist, entmagnetisiert wurde. Diese Möglichkeit wird weiter unten besprochen.

Ein extrem schwaches Magnetfeld, das vom Rover Zhurong gemessen wurde, lässt sich auch dadurch erklären, dass der Geisterkrater mit einem Radius von 5 km12,13, in dem Zhurong landete, durch den Einschlag, der den ursprünglichen Krater bildete, entmagnetisiert wurde. Geisterkrater sind Einschlagskrater, die von jüngerem Material wie Laven oder Sedimenten verschüttet wurden. Sie sind oft an kreisförmigen Strukturen in den darüber liegenden Materialien zu erkennen, typischerweise in Form konzentrischer Doppelgräben, von denen man annimmt, dass sie durch Verdichtung um den vermuteten Rand des vergrabenen Kraters entstanden sind12. Die Doppelringstruktur in der Zhurong-Landeregion (Extended Data Abb. 5a) legt nahe, dass der Landeplatz 1–2 km vom Rand des Geisterkraters entfernt liegt13, der möglicherweise durch einen Einschlag entstanden ist, der die hesperischen Lavaeinheiten durchdrang. anschließend von VBF begraben (Abb. 2b).

Wie lässt sich der Unterschied zwischen den Zhurong-Messungen und den Orbitalvorhersagen in Bodennähe erklären? Satellitenmessungen lösen Längenskalen auf, die 100-mal größer sind als die Traverse des Zhurong. Entweder ist Zhurong in einem Gebiet mit außergewöhnlich geringer Magnetisierung gelandet, oder die Orbitalvorhersagen stellen die Grenze der Genauigkeit des nach unten gerichteten Magnetfelds dar. Im ersten Fall könnte es sich bei der Region mit geringer Magnetisierung um den durch den Einschlag entmagnetisierten Geisterkrater handeln. Im letzteren Fall könnte die 50–100 nT-Vorhersage das Ergebnis einer Fehlerverstärkung durch den Abwärtsfortsetzungsprozess sein, der für die Harmonischen höchsten Grades besonders groß ist. Das Problem der Bewertung der detaillierten Interpretation der Orbitalfelder in Bodennähe für Utopia und andere Becken wird eine separate zukünftige Studie sein.

Als nächstes untersuchen wir mögliche Quellen der Krustenmagnetisierung, die vom Rover Zhurong nachweisbar wären. Wenn keine In-situ-Oberflächenbeobachtungen verfügbar sind, wird das Satellitenfeld häufig bis zum Boden weitergeführt, um einen Mittelwert des Oberflächenfelds zu erhalten. Diese Methode hat den Vorteil der Allgemeingültigkeit, da sie unabhängig von der Tiefe einer Magnetquelle ist. Es ist jedoch bekannt, dass ein aus Orbitaldaten erstelltes Magnetfeldmodell die Stärke des Oberflächenmagnetfelds an einem Punkt nicht zuverlässig vorhersagen kann. Eine Fortsetzung nach unten kann durch die Akkumulation von Beiträgen aus einem Interessengebiet und mit unterschiedlichen Gewichtungen, die durch die entsprechende Green-Funktion für den Laplace-Operator24,25 bestimmt werden, betrachtet werden. Der interessierende Bereich ist dort, wo die Gewichtung signifikant ist, ein Kreis mit einem Radius in der Größenordnung der Höhe des Satelliten (150 km). Abbildung 4a–d zeigt das horizontale Magnetfeld (siehe Erweiterte Daten Abb. 6 für das entsprechende vertikale Magnetfeld) von L19 abwärts, das sich bis zu verschiedenen Höhen fortsetzt, wobei ein Kreis den Bereich mit signifikanter Gewichtung kennzeichnet. Es sollte hervorgehoben werden, dass Magnetfelder in Orbitalhöhen von Wellenlängen des Krustenmagnetismus dominiert werden, die mit der Entfernung von der Quelle vergleichbar sind2. Bei der Fortsetzung eines Modells aus dieser Höhe nach unten werden daher zwangsläufig die Komponenten mit kürzeren Wellenlängen übersehen, die das Oberflächenfeld dominieren. Da das L19-Modell Daten zwischen 120 und 170 km umfasst, dominieren diese Wellenlängen (deutlich sichtbar in den Mustern in Abb. 4) das vorhergesagte Feld an der Oberfläche. Die vom L19-Modell in 150 km Entfernung vorhergesagte Krustenmagnetfeldintensität beträgt etwa 5 nT, was weniger als die MAVEN-Effektivwertabweichung (~9,42 nT) ist. Daher kann das Krustenfeld im L19-Modell hauptsächlich aus Rauschen bestehen und entweder mit null oder extrem kleinen Krustenmagnetfeldern in Orbitalhöhe übereinstimmen. Wenn rund um Zhurongs Durchquerung eine starke, aber kleinräumige Magnetisierung (z. B. <10 km) vorhanden ist, ist diese in Orbitalhöhen nicht deutlich sichtbar, könnte aber sehr starke Oberflächenmagnetfelder verursachen. Dies ist wahrscheinlich beim InSight-Landeplatz der Fall. Wenn jedoch in der Region eine schwache oder keine Krustenmagnetisierung vorliegt, ist das Oberflächenmagnetfeld natürlich schwach, und das Orbitalfeld ist ebenfalls schwach und wird von nicht-krustalem Rauschen dominiert, das verstärkt wird, wenn es weiter nach unten zur Oberfläche geht.

a–d, Karten der vom L19-Modell14 vorhergesagten horizontalen Magnetfeldstärke in der Zhurong-Landeregion abwärts, fortgesetzt bis zu vier verschiedenen Höhen von h = 150 km (a), 100 km (b), 50 km (c) und 0 km (D). Die entsprechende Feldstärke am Landeplatz Zhurong (25,066° N, 109,926° E; Stern) beträgt etwa 2,6 nT bei h = 150 km, 5,6 nT bei h = 100 km, 16,2 nT bei 50 km und 55,1 nT an der Marsoberfläche . Der schwarze Kreis bei h = 0 km bezeichnet die durch das Orbitalmodell gemittelte ungefähre Bodenfläche mit einem Radius von 150 km. Es enthält einige der stärkeren Anomalien. Der entsprechende Kreis für Zhurongs Bodenmessung ist unter der Annahme einer magnetisierten Schicht mit einer Tiefe von 1 km zu klein, um in diesem Maßstab dargestellt zu werden. Die graue Kurve zeigt die topografische Grenze des Utopia-Beckens auf der Oberflächenhöhe.

Eine hilfreiche Möglichkeit, die RoMAG-Messungen zu verstehen, besteht darin, ein spezifisches magnetisches Vorwärtsmodell des Geisterkraters zu erstellen, der von jüngeren Materialien wie Laven oder Sedimenten verschüttet wurde. Das Geisterkratermodell hat den Vorteil der Spezifität. Es liefert eine Obergrenzenschätzung der Krustenmagnetisierung unter der Landestelle, die durch die Zhurong-Oberflächenmessungen eingeschränkt wird. Wir haben ein Vorwärtsmodell mit einer schwach magnetisierten gleichmäßigen Schicht konstruiert (mit Abmessungen von 1.000 km × 1.000 km × 1 km; Nord-, Ost- und Vertikalkomponenten der Magnetisierung MN = 0 A m−1, ME = 0,1 A m−1 und MZ = 0,1 A m−1), die die Schicht der hesperischen Lavaströme darstellen. In der Mitte wurde ein zylindrisches Loch platziert, um den Geisterkrater darzustellen, der die Lavaschicht durchdrang (Extended Data Abb. 5b, unteres Feld). Das horizontale Magnetfeld ist 200 m über dem Kraterzentrum sehr schwach (~6 nT), wie vom Vorwärtsmodell vorhergesagt. Die stärkste horizontale Stärke (bis zu 41 nT) entlang des Lochrandes (Extended Data Abb. 5b, mittleres Feld) ist vergleichbar mit der maximalen Stärke des von Zhurong beobachteten Wertes. Das von diesem Vorwärtsmodell gezeigte schwache Magnetfeld stimmt mit der Kruste unter der Zhurong-Landeregion überein, die mit etwa 0,14 A m−1 (Magnetisierungsstärke der gleichmäßigen Schicht) schwach magnetisiert ist. Die Größe stellt wahrscheinlich eine Obergrenze der Krustenmagnetisierung unter dem Zhurong-Rover dar, die weit unter der Magnetisierung der südlichen Hemisphäre liegt (~10 A m−1)26.

Die Magnetfelder der Marskruste waren entscheidend für die Datierung der Dauer und des Zeitpunkts seines antiken Dynamos26,27,28,29. Dennoch bleiben Herausforderungen und ungelöste Probleme bestehen. Die bisherige Interpretation war zwangsläufig vereinfachend, da es keine magnetischen Anomalien gab, die auf Strukturen hindeuteten, die entweder nie magnetisiert wurden, weil sie sich bildeten, als der Dynamo inaktiv war, die anschließend durch Einschlag oder andere Veränderungen entmagnetisiert wurden oder von tiefen, jüngeren Laven begraben wurden, als der Dynamo ausbrach Dynamo war inaktiv. Praktisch alle magnetischen Interpretationen stammen bisher von Satelliten, die sich etwa 150 km oder mehr über der Marsoberfläche befinden, was die räumliche Auflösung auf weniger als 100 km begrenzt. Es ist daher nicht verwunderlich, dass sich Satellitenvorhersagen von punktuellen Oberflächenmessungen unterscheiden, da räumliche Variabilität auf kleinen Längenskalen und/oder schwache Magnetisierung nicht erfasst werden können.

Zhurongs schwache Werte können ebenfalls als natürliche Schwankungen erklärt werden. Das aus orbitalen Magnetfelddaten abgeleitete Modell sagt jedoch Anomalien von etwa 73 nT voraus, was viel größer ist als die von Zhurong aufgezeichneten ~10 nT. Sie könnten aus tieferen Schichten entstehen, die bei ihrer Entstehung magnetisiert waren. Es ist möglich, dass ein alter Dynamo in Betrieb war, als sich die Dichotomie bildete27 und ein Teil des schwach magnetisierten Grundgesteins nach dem Einschlag im Utopia-Becken erhalten blieb. Alle neuen Lavaströme könnten durch die darunter liegenden Anomalien magnetisiert werden und würden andernfalls die tieferen Anomalien verdecken. Unser Kratermodell erfordert eine schwache Magnetisierung der Art, die aus dem beckenbildenden Einschlag resultieren könnte, entweder aufgrund des Fehlens eines Magnetfelds während der Bildung1 oder aufgrund von mit dem Einschlag verbundenen Prozessen wie Ausgrabungen27 oder Abkühlung in einem die Polarität ändernden Dynamofeld23. Tatsächlich könnte eine schwache oder keine Magnetisierung, die den größten Teil von Utopia Planitia einnehmen könnte, leicht von dem Einschlag herrühren, der das Becken bildete, der unter der Hypothese stattfand, dass es zu diesem Zeitpunkt kein globales Dynamomagnetfeld gab. Tatsächlich muss die Magnetisierung der hoch magnetisierbaren frühen hesperischen Laven bereits vor dem Einschlag, der den Geisterkrater bildete, schwach gewesen sein, was weitere Einschränkungen für die Entwicklung des Mars-Dynamos darstellen könnte.

Wir haben mit bodenmagnetischen Untersuchungen auf dem Mars begonnen und sind in eine neue Ära detaillierterer Interpretationen eingetreten, wobei wir wissenschaftliche Methoden verwenden, die denen ähneln, die in den letzten 100 Jahren erfolgreich für bodenmagnetische Untersuchungen auf der Erde eingesetzt wurden. Der Landeplatz in einem Geisterkrater ist in der Tat ein Glücksfall, denn im Gegensatz zu einem freiliegenden Krater mit einem steilen Rand, dessen Überquerung potenziell gefährlich ist, kann Zhurong möglicherweise über den äußeren Rand fahren und magnetische Anomalien beobachten, die größer sind als bisher gesehen. Die ursprüngliche 90-Sol-Mission wurde abgeschlossen, aber Zhurong ist zu weiteren Erkundungen fähig. In unserem vorläufigen erweiterten Missionsplan wird Zhurong etwa 20 km weiter nach Süden reisen, sich dem äußeren Kraterrand nähern und ihn überqueren und andere kleine vulkanische Strukturen besuchen, die möglicherweise stärkere magnetische Anomalien aufweisen. Diese würden die Lücke in unserem Wissen über die Magnetisierung kleinerer Krater und, was noch wichtiger ist, die Prozesse schließen, durch die alle Krater magnetisiert und entmagnetisiert werden.

Zusammen mit den Orbitalbeobachtungen von Weltraummagnetfeldern und Plasmaumgebungen durch Tianwen-1 bieten die weiteren Oberflächenmessungen des Zhurong RoMAG eine außergewöhnliche Gelegenheit, die Geschichte der Marsumgebung zu untersuchen. Gleichzeitige Beobachtungen zwischen Zhurong RoMAG und InSight IFG können von entscheidender Bedeutung sein, um die Variationen ionosphärischer Ströme zu verschiedenen Ortszeiten aufzuklären und Quellen zeitlich variierender Magnetfelder zu identifizieren.

Ausführliche Informationen zur RoMAG-Instrumentierung finden Sie in einer früheren Studie11. Beim RoMAG handelt es sich um eine Reihe von Magnetometern mit zwei identischen dreiachsigen Fluxgate-Sensoren, von denen einer in der Nähe der Mastspitze des Zhurong-Rover und der andere an der Mastbasis befestigt ist. Die Fluxgate-Magnetometer messen Magnetfelder mit einem Dynamikbereich von ±65.000 nT mit einem Rauschpegel von 0,01 nT−1/2 bei 1 Hz und einer normalen Abtastrate von 1 Hz und einer Kapazität von 32 Hz im Burst-Modus. Die ersten RoMAG-Messungen wurden am 4. Juni 2021 im Rover-Statikmodus durchgeführt, und zwar am ersten Beobachtungspunkt, 5,14 m vom Lander entfernt. Während der folgenden 90 Sols erfasste RoMAG Rohdaten magnetischer Vektorfelder an weiteren 15 Beobachtungspunkten über eine Gesamtstrecke von 1.089 m.

Nachdem der Rover am ersten Beobachtungspunkt angehalten hatte, begann er mit dem wissenschaftlichen Betrieb. Die Startzeit und der Betriebsablauf am 5. Juni 2021 sind in der Ergänzungstabelle 1 dargestellt. Während der Zeit der Mastrotation war RoMAG das einzige Instrument, das in Betrieb war. An allen 16 Beobachtungspunkten wurde die gleiche Operationssequenz durchgeführt, mit Ausnahme leicht unterschiedlicher Winkel und Dauer für jede Gierdrehung des Mastes (Erweiterte Daten, Abb. 1). Zusätzlich zu den 16 regulären Erkundungen führten wir am 5. Januar 2022 einmalig eine Längskalibrierung (Ergänzungstabelle 2) durch, bei der sowohl die Mast- als auch die Roverdrehung an einem festen Standort implementiert wurden, um eine Querkalibrierung durchzuführen. Der gesamte Kalibrierungsprozess entlang der Strecke dauerte etwa eine Stunde, und das RoMAG war auch das einzige in Betrieb befindliche Instrument.

Die gemessenen Magnetfelder (Bo) waren die Summe von drei Beiträgen: dem Umgebungsfeld (BMars), dem Feld, das vom Rover-Mastsystem stammt (Bmast) und dem vom Rover-Körper erzeugten Feld (Bbody), einschließlich Feldern aus Solaranlagenströmen. Um BMars zu bestimmen, haben wir Daten während der Mastrotationsperioden ausgewählt, um Roverfelder aus den RoMAG-Messungen zu entfernen, die durch ein Kalibrierungsverfahren verarbeitet wurden. Wir befassen uns nur mit den beobachteten Magnetfeldern des oberen Sensors, da sich der untere nicht mit dem Mast drehte. Darüber hinaus waren die dynamischen Störungen im unteren Sensor aufgrund des geringeren Abstands zum Roverkörper und zum Mastrotationsmotor offensichtlich stärker als beim oberen, insbesondere während der Mastrotationen (nicht gezeigt). Daher bestimmen wir im Folgenden die Marsfelder nur auf der Grundlage der Messungen des oberen Sensors.

Es zeigte sich, dass das gemessene Magnetfeld (Bo) in der Größenordnung von ~10.000 nT liegt und bei jeder Erkennung um mehrere hundert Nanotesla variiert. Die Multispektralkamera (MSCam), die ebenfalls am Mast montiert ist, befindet sich ziemlich nah am oberen Sensor. Obwohl die MSCam während der Mastdrehung ausgeschaltet ist, tragen Magnetfelder des Permanentmagneten in der MSCam hauptsächlich zum gemessenen Magnetfeld bei. Es gibt einen Lenkmechanismus, der den Neigungswinkel der Kamera steuert. Der Neigungswinkel variiert an verschiedenen Erfassungsorten, um eine bessere Sicht zu erhalten, ändert sich jedoch nicht während der Mastdrehung. Daher bleiben die vom Permanentmagneten erzeugten Magnetfelder während der Mastdrehung konstant, variieren jedoch bei jeder Messung an verschiedenen Standorten aufgrund der Änderung des Neigungswinkels der Kamera. Für jede Mastdrehung sind BMars (geografischer Rahmen des Mars), Bbody (Roverrahmen) und Bmast (Sensorrahmen) Konstanten und können durch die Verwendung eines einfachen analytischen Modells mit relativen Sensordrehungen ausreichend getrennt werden, wie es im Flug üblich ist Kalibrierung von Fluxgate-Magnetometer-Offsets5,30,31. Wir konstruieren ein zweistufiges Verfahren, um die drei Felder mithilfe von Manövern des Masts und des Rovers zu trennen. Wenn sich der Mast um seine Z-Achse dreht, sind der Bmast im Sensorrahmen und das kombinierte Feld (BMars und Bbody) im Roverrahmen Konstanten (Extended Data Abb. 2a). Die Feldvektorrotationen erzeugen sanfte Variationen in ihren horizontalen Komponenten (Bj, Bk), die vom RoMAG-Sensor aufgezeichnet werden (Extended Data Abb. 2c), was im Hodogramm von Bj − Bk (Extended Data Abb. 2c) als kreisförmige Rotation dargestellt wird. 2d). Mit einer ähnlichen Methode können wir BMars und Bbody weiter trennen, indem wir horizontale Rotationen des gesamten Rovers verwenden, bei denen nur BMars seine Richtung im Roverrahmen ändert (Extended Data Abb. 2b). Da die Rover-Rotation nur einmal am 5. Januar 2022 durchgeführt wurde, muss sie durch einen Vergleich der relativen Änderungen der Kursrichtungen des Rovers an Beobachtungspunkten bei der regulären Erfassung ersetzt werden, da das RoMAG Messungen nur durchführte, als der Rover stillstand.

Konkret ausgedrückt: Unter der Annahme, dass sich das kombinierte Feld (Bc) von BMars und Bbody in der Nähe des Sensors während der Mastdrehung nicht ändert, kann das beobachtete Magnetfeld Bo im Rahmen des rotierenden Sensors mit einer linearen Gleichung ausgedrückt werden als

Dabei ist Bmast im Sensorrahmen (i, j, k), Bc im Roverrahmen (x, y, z) und C die Rotationsmatrix, die die Transformation vom Roverrahmen zum Sensorrahmen definiert, gegeben durch

wobei die Euler-Winkel α, β und γ diese Transformation basierend auf einer z-y-x-Rotationssequenz beschreiben und γ der Mastrotationswinkel ist. Da sich der Sensor mit der Z-Achse dreht, kann C zu vereinfacht werden

dann kann Gleichung (1) umgeschrieben werden als

wobei die Indizes i, j, k und x, y, z entsprechende Komponenten des Sensorrahmens bzw. des Roverrahmens bezeichnen.

Verschieben von \({B}_{\mathrm{mast},j}\) und \({B}_{\mathrm{mast},k}\) in der zweiten und dritten Gleichung in Gleichung (4) nach links -Handseite, quadrieren beide Seiten und addieren die beiden Gleichungen, so erhalten wir

Diese Gleichung stellt einen Kreis dar, wobei (Bmast,j, Bmast,k) die Koordinaten des Kreismittelpunkts in der Bj − Bk-Ebene sind und \(\sqrt{{B}_{\mathrm{c},{\ mathrm{x}}}^{2}+{B}_{\mathrm{c},{\mathrm{y}}}^{2}}\) ist der Radius.

Wenn wir Gleichung (1) erweitern, können wir das Problem auf eine lineare Gleichung mit mehreren Variablen reduzieren und es mit der Methode der kleinsten Quadrate wie folgt lösen:

Dabei ist N die Anzahl der Beobachtungen während jeder Mastdrehung, Ci die unter Verwendung von Gleichung (2) abgeleitete Rotationsmatrix für die i-te Beobachtung und Boi ein 2 × 1-Vektor der gemessenen horizontalen Komponente für die i-te Beobachtung. Wir berücksichtigen nur die horizontalen Komponenten, da die Rotationen in der horizontalen Ebene stattfinden und somit die vertikale Komponente von Bc und Bmast in diesem Fall nicht entkoppelt werden kann. Die vier Variablen, die durch die Minimierung berechnet werden können, sind \({B}_{\mathrm{c},x}\), \({B}_{\mathrm{c},y}\), \({ B}_{\mathrm{mast},j}\) und \({B}_{\mathrm{mast},k}\), die die horizontalen Komponenten des kombinierten Feldes (die Vektorsumme von BMars und Bbody) angeben ) und das Mastfeld.

Wir haben diese Methode zusätzlich zur Kalibrierung entlang der Strecke am 5. Januar angewendet, um Bc (die Vektorsumme von BMars und Bbody) an jedem der 16 Zhurong-Standorte zu berechnen. Das heißt, die Messungen aus 16 Mastdrehungen ergeben 16 Bc-Werte (Erweiterte Daten, Abb. 1). Die Variationen der Feldkomponenten von 16 Messungen stimmen mit den modellierten Rotationsvektoren in der horizontalen Ebene (Bj-Bk-Ebene) überein. Es besteht eine gute Übereinstimmung zwischen Hodographen kombinierter horizontaler Felder an den 16 Beobachtungspunkten und den modellvorhergesagten Kreisen rotierender Bc (Extended Data Abb. 2d). Unterschiede in der Rundheit von über 0,82 (wobei die Rundheit eines perfekten Kreises 1 beträgt) sind wahrscheinlich auf den räumlichen Gradienten von Bbody innerhalb der Rotationsebene des Sensors zurückzuführen, der einem Wert von bis zu 7,37 nT in der Rotationsebene entspricht.

Im zweiten Schritt können BMars und Bbody entsprechend entkoppelt werden, wenn der Mast noch mindestens zwei weitere Drehungen mit unterschiedlichen Rover-Gierwinkeln an einem festen Ort durchführt

Wo

ist die Transformationsmatrix von den geografischen Koordinaten des Mars zu den Roverkoordinaten, und ω entspricht dem Gierwinkel des Rovers. Unter diesen Umständen können sowohl BMars als auch Bbody als Konstanten betrachtet werden. Bbody kann durch Lösen von Gleichung (7) mit unterschiedlichem CM2R und dem entsprechenden Bc am festen Ort unter Verwendung der ähnlichen Methode wie für Gleichung (1) ermittelt werden. Somit wurden Bbody = (65,6 ± 0,8 nT, −82,6 ± 1,1 nT) im Rover-Rahmen und BMars = (−11,2 ± 0,5 nT, −6,2 ± 0,6 nT) im Nord-Ost-Zentrum (NEC)-Rahmen bestimmt ( Ergänzungstabelle 3). Als unabhängige Kontrolle können BMars auch direkt aus derselben Roverrotation (und ohne Mastrotation, siehe Ergänzungstabelle 4) bestimmt werden, da die Vektorsumme von Bmast und Bbody im Sensorrahmen konstant bleibt. Die durch diese beiden Verfahren ermittelten BMars (BMars,x = −11,2 ± 0,5 nT, BMars,y = −6,2 ± 0,6 nT für die zweistufige Mastrotationsmethode und BMars,x = −10,9 ± 0,5 nT, BMars,y = −6,1 ± 0,6 nT für die ersten beiden Rover-Rotationen) waren in Richtung und Stärke recht konsistent, was darauf hinweist, dass die zweistufige Methode gültig war. Der wesentliche Unterschied des Marsfeldes (BMars,H ≈ 7,2 nT), der durch die dritte und die ersten beiden Gierrotationen des Rovers bestimmt wurde, war möglicherweise auf den unterschiedlichen externen Feldbeitrag zurückzuführen, der sich nicht in den mit den einzelnen Messungen verbundenen Fehlern widerspiegelte. Darüber hinaus war der Unterschied in BMars zwischen den beiden Methoden wahrscheinlich auf die Schwankungen des externen Feldes während der Kalibrierungen entlang der Strecke (Dauer etwa 1 Stunde) zurückzuführen. Eine weitere magnetische Quelle könnte von der räumlichen Gleichmäßigkeit der vom Rover erzeugten Magnetfelder während der Drehung des Masts herrühren, obwohl der Einfluss aufgrund der geringen Verschiebung des Zentrums von Sensor 2 möglicherweise nicht groß ist.

Das während der Entlang-Track-Kalibrierung erfasste Körperfeld wurde zur Berechnung von Bbody an den 16 Detektionsorten verwendet. Obwohl die RoMAG-Messungen an den 16 Standorten in der gleichen Reihenfolge durchgeführt wurden, hatten die Temperaturen und die Solarstromstärken erhebliche Auswirkungen auf die Messungen, da sie zu unterschiedlichen lokalen Zeiten durchgeführt wurden und sich die Batterien in unterschiedlichen Ladestadien befanden. Solche Einflüsse der Temperaturen und Solaranlagenströme auf Messungen wurden auch in Magnetfeldern von InSight IFG-Daten gefunden32. Wir haben einen ähnlichen Algorithmus entwickelt, um die Interferenzen verschiedener Solarstromanlagen an verschiedenen Standorten auszuwerten und so die Variationen von Bbody zu berücksichtigen. Konkret analysierten wir quantitativ den Zusammenhang zwischen den Messungen und den Solarstromstärken (IA, IB und IC) sowie den Temperaturen am Sensor (TS) und in der Elektronikeinheit (TE, der Temperatursensor war aufgeklebt). der Leiterplatte der Elektronikeinheit). Ergänzende Abbildung 1 zeigt eine 90-minütige Zeitreihe von drei Komponenten der Top-Sensor-Messungen in der Roverkoordinate und den entsprechenden Strömen und Temperaturen der Solaranlage. In diesem Zeitraum waren nur die Magnetometer eingeschaltet. Die Magnetfeldkomponenten veränderten sich um mehr als 100 nT. IA verringerte sich um etwa 2 A, während sich IB um weniger als 0,2 A änderte und IC sich in diesem Zeitraum nicht änderte. Wir fanden heraus, dass der Koeffizient zwischen den Anpassungsergebnissen und der Beobachtung kleiner war, wenn sowohl IA als auch IB verwendet wurden, als wenn IA allein verwendet wurde. Daher haben wir in dieser Studie nur IA zur Kalibrierung der Magnetfeldmessungen verwendet. Obwohl die Temperaturabhängigkeit über einen weiten Temperaturbereich möglicherweise nicht linear ist, ist die Linearität über einen so kleinen Temperaturbereich gerechtfertigt (wo TS von –38 °C auf –29 °C stieg und TE von 1 °C auf 15 °C anstieg). ). Daher ist es vernünftig anzunehmen, dass die Magnetfeldmessungen jeder Komponente linear von IA, TS und TE abhängig waren. Jede Komponente der Messungen kann ausgedrückt werden als:

wobei die Cs die durch die multiple lineare Regression zu bestimmenden Koeffizienten sind und i jeder Komponente entspricht. Die Anpassungskoeffizienten für jede Komponente sind in der Ergänzungstabelle 5 aufgeführt.

Ergänzende Abbildung 2 zeigt Streudiagramme zwischen den beobachteten Magnetfeldern und den Anpassungsergebnissen basierend auf den Anpassungskoeffizienten. Es zeigte sich, dass die beobachteten Magnetfelder linear stark von der Kombination aus Temperaturen und Solarstromströmen abhingen. Die Korrelationskoeffizienten erreichten mehr als 0,99 mit einem Effektivwert von 2,2 bzw. 2,4 nT für die Bx- und By-Komponente. Es war vernünftig anzunehmen, dass die einzigen Störungen, die durch die Ströme der Solaranlage verursacht wurden, in Bbody enthalten waren. Die Einflüsse der Temperaturen auf die Messungen wurden hauptsächlich in Bmast enthalten und in Schritt 1 entfernt. Dies liegt daran, dass der Einfluss der Sensor- und Elektroniktemperaturen auf die Magnetometeraufzeichnung unabhängig von der Ausrichtung der Sensorachse ist. Wenn sich der Mast dreht, ändern sich die horizontalen Magnetfeldkomponenten aufgrund des unkalibrierten Temperatureffekts im Sensorrahmen nicht, solange die Temperatur während der Drehung konstant bleibt. Wenn im Körperfeld temperaturbedingte Störungen enthalten sind, bleiben die beiden horizontalen Komponenten während der Mastdrehung unverändert. Andererseits bildet die am Rover-Körper befestigte Solaranlage eine räumliche Magnetfeldverteilung und die horizontalen Komponenten zeigen im Sensorrahmen eine zeitliche Variation mit einer Sinus-/Cosinus-ähnlichen Form, wenn sich der Sensor mitdreht der Mast. Daher wurde der lineare Korrelationskoeffizient von IS verwendet, um Bbody für die 16 Standorte auf der Grundlage der Stromunterschiede der Solaranlage zwischen der Periode der 16-Mast-Rotation und der Kalibrierung entlang der Strecke zu kalibrieren.

Wir haben für jeden Schritt eine Fehlerschätzung für das Marsfeld anhand der Fehlerausbreitungsanalyse durchgeführt. Gemäß Gleichung (7) kann das Marsfeld ausgedrückt werden als:

Dabei sind BC und Bbody jeweils das kombinierte Feld und das Körperfeld in den Roverkoordinaten. \({{{C}}}_{{\rm{R2M}}}\) bezeichnet die Transformation vom Rover zu den Mars-NEC-Koordinaten. Gemäß dem Gesetz der Unsicherheitsausbreitung können die Unsicherheiten in den endgültigen Marsfeldern wie folgt geschrieben werden:

wobei \({\sigma}_{\mathbf{B}_\mathrm{C}}\), \({\sigma}_{\mathbf{B}_\mathrm{Körper}^{{\prime}} }\) und \({\sigma}_{\mathbf{B}_\mathrm{C}\mathbf{B}_\mathrm{body}^{{\prime}}}\) sind der mittlere quadratische Fehler (rmse) von BC, \({{\mathbf{B}}}_{{\rm{body}}}^{{\prime}\) und die Kovarianz der beiden Variablen. Der Effektivwert von BC war der Anpassungsfehler in Schritt 1 (Erweiterte Daten, Abb. 2e) und wurde wie folgt berechnet

wobei \({x}_{i}\) und \({x}_{i}^\mathrm{o}\) die Beobachtungs- und Anpassungsergebnisse (Kreise) bezeichnen. Dies gibt den Grad der Abweichung vom Kreis an.

Eine ähnliche Methode wurde auch zur Schätzung der Fehler in Schritt 2 verwendet, bei dem Bbody während der Kalibrierung entlang der Strecke abgeleitet wurde. Bevor wir jedoch den Bbody in den 16 Untersuchungen anwendeten, kalibrierten wir Bbody gemäß den Unterschieden in den Strömen der Solaranlagen wie folgt:

wobei \(\mathbf{B}_\mathrm{body}^{{\prime} }\) und \(\mathbf{B}_\mathrm{body}\) das Körperfeld der 16 Erkundungen und die entlang sind -Gleiskalibrierung bzw. \({C}_{4,i}\) sind die Anpassungskoeffizienten in Gleichung (9) der entsprechenden Komponenten. \(\Delta \mathbf{I}\) sind die Unterschiede der Solaranlagenströme zwischen den 16 Erkundungen und der entlang der Strecke durchgeführten Kalibrierung. Wir haben zunächst die Unsicherheiten von \({C}_{4,i} \Delta {\mathbf{I}}\) als bestimmt

wobei \({\sigma }_{{C}_{4,{\mathrm{i}}}}\) und \({\sigma }_{\Delta \mathbf{I}}\) die Unsicherheiten von sind \({C}_{4,{\mathrm{i}}}\) bzw. \(\Delta \mathbf{I}\). Die Unsicherheiten von \(\mathbf{B}_\mathrm{body}^{{\prime} }\) können dann ausgedrückt werden als

Durch Einsetzen von \({\sigma }_{\mathbf{B}_\mathrm{body}^{{\prime} }}\) in Gleichung (11) können wir die endgültigen Unsicherheiten von BMars erhalten. Erweiterte Daten Abb. 3 fasst das Flussdiagramm zusammen, das jeden Kalibrierungsschritt zusammen mit der Unsicherheitsausbreitung beschreibt. Die Magnetfelder der Marsoberfläche BMars bei den 16 Beobachtungen konnten leicht bestimmt werden, indem Bbody vom kombinierten Feld Bc am entsprechenden Beobachtungsort abgezogen wurde. Die kalibrierten Werte von Bbody und damit von BMars sind in tabellarischer Form in Abb. 4 der erweiterten Daten dargestellt. Die endgültige Bkruste wurde zusammen mit den Unsicherheiten durch Subtrahieren der externen Felder ermittelt, die aus InSight-Beobachtungen von BMars geschätzt wurden.

Die täglichen Schwankungen des Oberflächenmagnetfelds wurden auf der Grundlage der InSight-Magnetmessungen berichtet, und die typische Spitze-zu-Spitze-Amplitude der Schwankung in einem Sol auf jeder Komponente beträgt normalerweise weniger als 30 nT (Ref. 9,33,34). .

Um das Magnetfeld zu beurteilen, das durch die tageszeitlichen Schwankungen entsteht, die hauptsächlich durch die ionosphärischen Ströme des Mars über dem Zhurong-Rover erzeugt werden, haben wir einen Vergleich durchgeführt, indem wir die ionosphärischen Ströme über den Landeplätzen Zhurong und InSight und ihre daraus resultierenden Oberflächenmagnetfelder auf der Grundlage des in entwickelten Modells modelliert haben ref. 35. Das durchschnittliche Intensitätsverhältnis des modellierten Oberflächenmagnetfelds zwischen Zhurong und InSight wurde zusammen mit den Messungen bei InSight mit denselben Sonnenlängen (Ls) verwendet, um die ionosphärische Stromverteilung an den 16 Beobachtungsorten abzuschätzen. Obwohl sich das ionosphärische Strommuster und seine Sol-zu-Sol-Variabilität am Landeplatz Zhurong aufgrund der unterschiedlichen Plasma- und Neutralumgebungen möglicherweise von denen am Landeplatz InSight unterscheiden, können wir einen Gesamtvergleich ihrer durchschnittlichen Intensitäten anstellen. Die Magnetfeldeingaben für das Modell stammten von MAVEN-Raumfahrzeugmessungen. Die im Modell verwendeten Hintergrundmagnetfelder stammen aus MAVEN-Raumfahrzeugmessungen zwischen 2014 und 2020. Da die Magnetfelder über den Landeplätzen InSight und Zhurong je nach Ortszeit und Höhe variieren (Ref. 33 und ergänzende Abbildung 3), berechnen wir Mittelwerte eines 10°-Bereichs in N-S- und E-W-Richtung zu jedem Ortszeitpunkt (insgesamt 24 Ortszeitpunkte) als Eingangshintergrundmagnetfelder. Die Magnetfelder in jeder Höhe sind die gemittelten Werte in 2-km-Intervallen (von 130 km bis 280 km).

Wir haben die MAVEN-Magnetfeldmessungen von 2014 bis 2020 über den Landeplätzen Zhurong und InSight nach Ortszeit (24 Bins) und Höhe (von 130 km bis 280 km mit einem 2-km-Intervall) unterteilt. Wir haben die Mittelwerte der 10 ° -Fläche in jede Richtung als Modelleingabe im Dynamobereich verwendet (ergänzende Abbildung 3). Die neutralen Winde, neutralen Dichten und Elektronendichte über dem Zhurong-Landeplatz stammten aus der Mars Climate Database (MCD 5.3)36. Die Elektronentemperatur wurde durch Anpassen der hyperbolischen Tangensfunktion mit einer unteren und oberen Grenze von 510 bzw. 3.140 K konstruiert37. Die Eingabeparameter über dem InSight-Landeplatz stammten aus denselben Datensätzen wie in Referenz. 35. Wir haben das Oberflächenfeld vorhergesagt, indem wir die ionosphärische Stromverteilung als stationäre Stromschicht mit großer Ausdehnung in horizontaler Richtung und endlicher Dicke angenommen haben. Das Oberflächenfeld war unabhängig vom Abstand vom Blatt und konnte durch \({B}_\mathrm{surface}={\mu }_{0}\sum j(z)\cdot \frac{1}{ 2}\), wobei j(z) die Stromdichte ist. Diese Annahme führt zu einer Obergrenze der Oberflächenfeldschätzung. Andererseits führt eine Annahme des Leitungsstroms zu einer unteren Grenze der Feldschätzung. Die reale Geometrie liegt natürlich in einem Zwischenzustand. Sowohl die Linienstrom- als auch die aktuelle Blattgeometrieannahmen wurden ebenfalls durchgeführt, um das Oberflächenfeld am InSight-Landeplatz abzuschätzen33. Ergänzende Abbildung 4 zeigt einen Vergleich der modellierten mittleren horizontalen (H) Komponenten als Funktion von Ls. Es zeigte sich, dass die durchschnittliche Intensität der H-Komponente am Landeplatz Zhurong etwa 83 % derjenigen am Landeplatz InSight während Ls 54–95° (Schattenbereich) betrug. Dieses Intensitätsverhältnis wurde zusammen mit den tageszeitlichen Schwankungen aus InSight IFG-Beobachtungen zur Bewertung der externen Felder an den 16 Explorationsstandorten verwendet.

Als nächstes untersuchten wir die Tagesschwankungen bei InSight in Bezug auf die lokale wahre Sonnenzeit (LTST) und Ls, um die Tagesschwankungen sowie die Sol-zu-Sol-Schwankungen innerhalb von Ls von 54° bis 95° zu bewerten (ergänzende Abbildung 5). . Es zeigte sich, dass die mittlere Amplitude während des interessierenden LTST weniger als 15 nT betrug (ergänzende Abbildung 5a). Die Spitzenamplituden der H-Komponente variieren zwischen 10 und 25 nT während Ls von 54 ° bis 95 ° (ergänzende Abbildung 5b). Die Spitzenamplitude stellte gewissermaßen die Obergrenze der Amplitude eines Sols im interessierenden LTST dar. Die Standardabweichung der Spitzenamplituden von BH beträgt etwa 3,5 nT, was als Sol-zu-Sol-Variabilität in BH behandelt werden kann. Dies könnte auf die Schwankungen der Ionosphärenströme von Sol zu Sol zurückzuführen sein, da sowohl der thermosphärische Neutralwind38 als auch die Elektronendichten39,40 in der Ionosphäre des Mars offenbar Schwankungen von Sol zu Sol aufweisen. Gemäß der ionosphärischen Strommodellierung sowohl bei Zhurong als auch bei InSight würden die Sol-zu-Sol-Variationen bei Zhurong während der interessierenden Ls ebenfalls weniger als 3,5 nT betragen.

Anschließend subtrahierten wir 83 % des Mittelwerts (nördliche und östliche Komponente ionosphärischen Ursprungs, Biono,N = 3,69 nT, Biono,E = −3,8 nT) zwischen 10:00 und 16:00 LTST (dem Intervall, in dem die meisten Zhurongs Es wurden Messungen durchgeführt), die von InSight an den entsprechenden Ls der von Zhurong beobachteten BMars beobachtet wurden, um die reinen Krustenfelder von Ort zu Ort zu erhalten. Wir haben den Mittelwert verwendet, da die Unterschiede in den Magnetfeldschwankungen in einem Sol sowie von Sol zu Sol zwischen den Landeplätzen Zhurong und InSight aufgrund ihrer unterschiedlichen ionosphärischen Plasmaumgebungen erheblich sein können. Außerdem wurden sie nicht gleichzeitig gemessen. Wir haben daher die zwischen 10:00 und 16:00 Uhr LTST beobachteten Mittelwerte als Proxy für die externen Felder in Zhurong verwendet. Die Standardabweichung in unserer Schätzung des externen Feldes wurde mittels Standardfehlerfortpflanzung verwendet, um die Unsicherheiten in unseren abgeleiteten Werten von Bcrust zu berechnen. Beachten Sie, dass die Unsicherheiten in Bcrust aufgrund ionosphärischer Beiträge in den einzelnen Messungen nicht vollständig berücksichtigt werden. Die Bkruste und die entsprechenden Unsicherheiten sind in den beiden rechten Spalten der erweiterten Daten Abb. 4 dargestellt.

Unter der Annahme, dass die Unsicherheiten an jedem Ort einer Normalverteilung folgen, berechnen wir den Anteil der Fläche unter jeder Normalkurve der 16 Messungen, der zwischen –5 und 5 nT liegt, um anzuzeigen, ob die Möglichkeit besteht, dass entlang Zhurongs Durchquerung kein nachweisbares Krustenfeld besteht . Wir haben den Bereich von −5 bis +5 nT gewählt, da die durchschnittliche Unsicherheit der berechneten Krustenfelder nahe bei 5 nT lag. Die durchschnittlichen Wahrscheinlichkeiten der 16 Kurven, die im Bereich zwischen –5 und +5 nT (Schattenbereich) liegen, betragen 21 % bzw. 34 % für die N-S- bzw. E-W-Komponente (Ergänzende Abbildung 6).

Die oberflächliche Regolithschicht des Landebereichs besteht aus pulverisiertem Lockermaterial. Einige Krater durchdrangen die Regolithschicht, gruben größere Felsbrocken aus und lagerten sie an der Oberfläche ab. Abhängig davon, ob im Kraterauswurf felsiges Material vorhanden ist oder nicht, kann die Krateraushubtiefe (ungefähr das 0,084-fache des Kraterdurchmessers) die Dicke der Regolithschicht einschränken41. Wir haben in HiRISE-Bildern in der Nähe des Landeplatzes zehn felsige und zehn nichtfelsige Krater mit einem mittleren Durchmesser zwischen 7 und 82 m identifiziert und die durchschnittliche Regolithdicke auf ~3 m geschätzt. Wenn katastrophale Überschwemmungen, die Sedimente oder jüngere Lavaströme mit sich führten, ältere Einheiten wieder an die Oberfläche brachten, würden kleinere Krater mit geringeren Randhöhen verschüttet und somit unsichtbar werden. Dies hinterlässt einen Knick in der gemessenen Kratergrößen-Häufigkeitsverteilung in der Region, und der Durchmesser des Kraters am Knick sollte dem größten Krater entsprechen, dessen Randhöhe gleich der Lavastromdicke ist. In dieser Studie haben wir herausgefunden, dass die Kraterdurchmesser, die den Knick in der Kratergrößen-Häufigkeitsverteilung erzeugten, zwischen ~0,41 und 1,2 km lagen, was einer Mächtigkeit des Füllmaterials aus dem Amazonasgebiet von etwa 30–50 m entspricht, basierend auf den Gleichungen in Lit . 42. In der Nähe des Landeplatzes befindet sich ein 24,9 km großer Geisterkrater18. Die geschätzte Mächtigkeit des Füllmaterials beträgt etwa ~297 m. Es wurde die Hypothese aufgestellt, dass die Geisterkrater größtenteils mit VBF-Material gefüllt waren, sodass die Mächtigkeit des VBF am Landeplatz mindestens 297 − 50 − 3 = 244 m beträgt. Die Schätzung der Mächtigkeit der hesperischen Lavaströme am Landeplatz ist eine Herausforderung, da es keine offensichtlich freigelegten Basaltmaterialien gibt, die durch Einschläge freigelegt wurden, die durch orbitale Fernerkundungsbeobachtungen festgestellt wurden. Eine ähnliche Herausforderung stellt die Schätzung der Mächtigkeit der hydratisierten Materialien dar, die über dem noachischen Grundgebirge liegen. Hier gingen wir auf der Grundlage einer früheren Studie von einer durchschnittlichen Mächtigkeit der hesperischen Laven von 1–2 km und einer Tiefe der hydratisierten Mineralschicht über dem Noachian-Keller von etwa 4–5,5 km aus43.

Ein Geisterkrater mit der Mitte bei 25° 6′ N und 109° 54′ E in der Landeregion von Zhurong wurde bereits zuvor identifiziert12,13. Es wurde auch anhand der kombinierten Bilder der Kontextkamera (CTX) erkannt (Extended Data Abb. 5a). Wir schätzten den Durchmesser des Geisterkraters auf etwa 10 km und die Tiefe auf etwa 1 km, basierend auf dem Kriterium des Tiefen-Durchmesser-Verhältnisses44.

Wir konstruieren ein Vorwärtsmodell aus einer homogen magnetisierten Schicht mit einem zylindrischen Loch in der Schicht, das die hesperische Lava darstellt, die von einem Krater durchdrungen wird, in dem sich der Zhurong-Rover befindet (Extended Data Abb. 5b). Das Loch hat einen Durchmesser und eine Dicke von 10 bzw. 1 km. Der Magnetisierungsvektor der Schicht [MN, ME, MZ] = [0, 0,1, 0,1] A m−1 wird als gleichmäßig angenommen und liegt unter der maximalen Magnetisierungsintensität, die aus der auf dem Mars Global Surveyor (MGS) basierenden Kruste abgeleitet wurde Modell im Utopia Basin26. Die magnetisierte Schicht befindet sich 200 m unter der Marsoberfläche. Wir berechnen das Magnetfeld an der Marsoberfläche aus der in 364 dreieckige Prismen unterteilten Schicht. Das Magnetfeld jedes Prismas wird auf der Grundlage der Polygonmethode2,45 berechnet. Das Marsoberflächenfeld kann durch Integration jedes Prismenfelds erhalten werden. Ähnliche Modelle werden auch verwendet, um die magnetischen Variationen über großen Kratern zu untersuchen46.

Als Quelldaten werden die RoMAG-Daten bereitgestellt, die die Ergebnisse dieser Studie stützen. Das Marskrustenfeld, das zur Herstellung von Abb. verwendet wurde. 1b und 4 stammen vom L19-Modell14. Das Bild von Zhurongs Landeplatz für Figs. 2b und 3a stammen aus dem CTX-Bild (https://www.nasa.gov/mission_pages/MRO/spacecraft/sc-instru-ctx.html). Datensätze zur Erstellung der ergänzenden Abbildung 5 sind über das Planetary Data System unter https://pds-ppi.igpp.ucla.edu/search/?t=Mars&sc=InSight&facet=SPACECRAFT_NAME& Depth=1 öffentlich verfügbar. Quelldaten werden mit diesem Dokument bereitgestellt.

Wir verwenden das L19-Modell14, um das Krustenfeld des Mars in verschiedenen Höhen zu berechnen. Wir haben die Codes für die kalibrierten magnetischen Daten für das RoMAG an Bord des Zhurong Rovers nicht erstellt, da diese nicht für den offenen Einsatz vorbereitet sind, würden die Codes den Wissenschaftlern jedoch auf Anfrage gerne zur Verfügung stellen.

Acuna, MH et al. Globale Verteilung der Krustenmagnetisierung, entdeckt durch das Mars Global Surveyor MAG/ER-Experiment. Science 284, 790–793 (1999).

Artikel ADS Google Scholar

Blakely, RJ Potential Theory in Gravity and Magnetic Applications (Cambridge Univ. Press, 1996).

Lillis, RJ et al. Eine verbesserte Krustenmagnetfeldkarte des Mars anhand der Elektronenreflektometrie: Magmatische Geschichte des Hochlandvulkans und das Ende des Marsdynamos. Ikarus 194, 575–596 (2008).

Artikel ADS Google Scholar

Acuna, MH et al. Magnetfeld des Mars: Zusammenfassung der Ergebnisse der Aerobraking- und Kartierungsbahnen. J. Geophys Res. Planet. 106, 23403–23417 (2001).

Artikel ADS Google Scholar

Connerney, JEP et al. Die MAVEN-Magnetfelduntersuchung. Weltraumwissenschaft. Rev. 195, 257–291 (2015).

Artikel ADS Google Scholar

Jakosky, BM et al. Die Mission Mars Atmosphere and Volatile EvolutioN (MAVEN). Weltraumwissenschaft. Rev. 195, 3–48 (2015).

Artikel ADS Google Scholar

Weiss, BP et al. Paläointensität des alten Marsmagnetfeldes. Geophys. Res. Lette. 35, L23207 (2008).

Artikel ADS Google Scholar

Mittelholz, A. & Johnson, CL Das Magnetfeld der Marskruste. Front Astron Space https://doi.org/10.3389/fspas.2022.895362 (2022).

Johnson, CL et al. Krusten- und zeitlich veränderliche Magnetfelder am InSight-Landeplatz auf dem Mars. Nat. Geosci. 13, 199–204 (2020).

Artikel ADS Google Scholar

Olsen, N. et al. LCS-1: ein hochauflösendes globales Modell des lithosphärischen Magnetfelds, abgeleitet aus CHAMP- und Swarm-Satellitenbeobachtungen. Geophys. J. Int. 211, 1461–1477 (2017).

Artikel ADS Google Scholar

Du, AM et al. Die chinesischen Mars-ROVER-Fluxgate-Magnetometer. Weltraumwissenschaft. Rev. https://doi.org/10.1007/s11214-020-00766-8 (2020).

Ivanov, MA et al. Schlammvulkanismus und Morphologie von Einschlagskratern in Utopia Planitia auf dem Mars: Beweise für den alten Ozean. Ikarus 228, 121–140 (2014).

Artikel ADS Google Scholar

Zhao, JN et al. Geologische Merkmale und Ziele von hohem wissenschaftlichem Interesse in der Zhurong-Landeregion auf dem Mars. Geophys. Res. Lette. https://doi.org/10.1029/2021GL094903 (2021).

Langlais, B. et al. Ein neues Modell des Krustenmagnetfelds des Mars mit MGS und MAVEN. J. Geophys. Res. Planet 124, 1542–1569 (2019).

Artikel ADS Google Scholar

Andrews-Hanna, JC et al. Das Borealis-Becken und der Ursprung der Dichotomie der Marskruste. Nature 453, 1212–U27 (2008).

Artikel ADS Google Scholar

Marinova, MM et al. Mega-Impact-Bildung der hemisphärischen Dichotomie des Mars. Natur 453, 1216–1219 (2008).

Artikel ADS Google Scholar

Tanaka, KL et al. Die digitale globale geologische Karte des Mars: chronostratigraphische Zeitalter, topografische und kratermorphologische Eigenschaften sowie aktualisierte Geschichte der Oberflächenerneuerung. Planet. Weltraumwissenschaft. 95, 11–24 (2014).

Artikel ADS Google Scholar

Wu, X. et al. Geologische Merkmale des chinesischen Tianwen-1-Landeplatzes auf Utopia Planitia, Mars. Ikarus https://doi.org/10.1016/j.icarus.2021.114657 (2021).

Li, C. et al. Der geschichtete Untergrund im Utopia-Becken des Mars wurde vom Zhurong-Roverradar entdeckt. Natur 610, 308–312 (2022).

Artikel ADS Google Scholar

Mcgill, GE Vergrabene Topographie von Utopia, Mars – Fortbestehen einer riesigen Einschlagsdepression. J. Geophys. Res. Solid 94, 2753–2759 (1989).

Artikel ADS Google Scholar

Lillis, RJ et al. Untersuchung der Entmagnetisierung von Einschlägen auf dem Mars mithilfe von Monte-Carlo-Modellen und mehreren Höhendaten. J Geophys Res. Planet https://doi.org/10.1029/2009je003556 (2010).

Lillis, RJ et al. Entmagnetisierung der Kruste durch magmatische Intrusion in der Nähe des Vulkans Arsia Mons: magnetische und thermische Auswirkungen auf die Entwicklung der Provinz Tharsis auf dem Mars. J. Vulkan. Geoth. Res. 185, 123–138 (2009).

Artikel ADS Google Scholar

Steele, SC et al. Magnetische Eigenschaften von Marsbecken, die in einem Umkehrdynamo gekühlt wurden. In Proc. 54. Mond- und Planetenwissenschaftskonferenz (Lunar and Planetary Institute und NASA, 2023).

Gubbins, D. & Roberts, N. Verwendung der Frozen-Flux-Näherung bei der Interpretation archäomagnetischer und paläomagnetischer Daten. Geophys JR Astron. Soc. 73, 675–687 (1983).

Artikel ADS Google Scholar

Constable, CG et al. Geomagnetische Feldmodelle unter Berücksichtigung von Frozen-Flux-Beschränkungen. Geophys. J. Int. 113, 419–433 (1993).

Artikel ADS Google Scholar

Vervelidou, F. et al. Bestimmung des Datums der Abschaltung des Mars-Dynamos anhand von Kratermagnetisierungssignaturen. J. Geophys. Res. Planet 122, 2294–2311 (2017).

Artikel ADS Google Scholar

Mittelholz, A. et al. Zeitpunkt des Mars-Dynamos: Neue Einschränkungen für ein Kernfeld vor 4,5 und 3,7 Ga. Wissenschaft. Adv. https://doi.org/10.1126/sciadv.aba0513 (2020).

Schubert, G. et al. Geophysik – Timing des Mars-Dynamos. Natur 408, 666–667 (2000).

Artikel ADS Google Scholar

Lillis, RJ et al. Zeitverlauf des Mars-Dynamos aus der Krater-Magnetfeldanalyse. J. Geophys. Res. Planet. 118, 1488–1511 (2013).

Artikel ADS Google Scholar

Auster, HU et al. Kalibrierung von Flux-Gate-Magnetometern mittels Relativbewegung. Mess. Wissenschaft. Technol. 13, 1124–1131 (2002).

Artikel ADS Google Scholar

Russell, CT et al. Die magnetosphärischen Multiskalen-Magnetometer. Weltraumwissenschaft. Rev. 199, 189–256 (2016).

Artikel ADS Google Scholar

Joy, S. & Rowe, K. Beschreibung der InSight IFG-Datenkalibrierung (2019); https://pds.nasa.gov/ds-view/pds/viewDocument.jsp?identifier=urn%3Anasa%3Apds%3Ainsight-ifg-mars%3Adocument%3Ainsight-ifg-data-libration-description

Mittelholz, A. et al. Der Ursprung der beobachteten magnetischen Variabilität für ein Sol auf dem Mars von InSight. J. Geophys. Res. Planet. https://doi.org/10.1029/2020JE006505 (2020).

Luo, H. et al. Natürliche orthogonale Komponentenanalyse täglicher magnetischer Variationen an der Marsoberfläche: InSight-Beobachtungen. J. Geophys. Res. Planet. https://doi.org/10.1029/2021JE007112 (2022).

Lillis, RJ et al. Modellierung windgetriebener ionosphärischer Dynamoströme auf dem Mars: Erwartungen an InSight-Magnetfeldmessungen. Geophys. Res. Lette. 46, 5083–5091 (2019).

Artikel ADS Google Scholar

Millour, E. et al. Die Mars-Klimadatenbank (Version 5.3). In Proc. Wissenschaftlicher Workshop „Von Mars Express zu ExoMars“ (ESA-ESAC & IAA-CSIC, 2018).

Ergun, RE et al. Tagesseitige Elektronentemperatur- und -dichteprofile auf dem Mars: erste Ergebnisse der MAVEN Langmuir-Sonde und des Welleninstruments. Geophys. Res. Lette. 42, 8846–8853 (2015).

Artikel ADS Google Scholar

Roeten, KJ et al. MAVEN/NGIMS-Beobachtungen des thermosphärischen Neutralwinds: Interpretation mit dem M-GITM-Modell der allgemeinen Zirkulation. J. Geophys. Res. Planet. 124, 3283–3303 (2019).

Artikel ADS Google Scholar

Withers, P. et al. Ionosphäreneigenschaften über magnetischen Anomalien der Marskruste. Geophys. Res. Lette. https://doi.org/10.1029/2005gl023483 (2005).

Patzold, M. et al. Eine sporadische dritte Schicht in der Ionosphäre des Mars. Wissenschaft 310, 837–839 (2005).

Artikel ADS Google Scholar

Melosh, HJ Impact Cratering: a Geological Process (Oxford Univ. Press, 1989).

Garvin, J. et al. Krater auf dem Mars: globale geometrische Eigenschaften aus der gerasterten MOLA-Topographie, In Proc. 6. Internationale Konferenz zum Mars (Lunar and Planetary Institute und NASA, 2003).

Pan, L. et al. Die Stratigraphie und Geschichte des nördlichen Tieflandes des Mars anhand der Mineralogie von Einschlagskratern: eine umfassende Übersicht. J. Geophys. Res. Planet. 122, 1824–1854 (2017).

Artikel ADS Google Scholar

Robbins, SJ & Hynek, BM Eine neue globale Datenbank von Mars-Einschlagskratern ≥1 km: 2. Globale Kratereigenschaften und regionale Variationen des Übergangsdurchmessers von einfach zu komplex. J. Geophys. Res. Planet. https://doi.org/10.1029/2011je003967 (2012).

Bott, M. Zwei auf Computer anwendbare Methoden zur Bewertung magnetischer Anomalien aufgrund endlicher dreidimensionaler Körper. Geophys. Aussicht. 11, 292–299 (1963).

Artikel ADS Google Scholar

Nimmo, F. & Gilmore, MS Einschränkungen der Tiefe der magnetisierten Kruste auf dem Mars durch Einschlagskrater. J. Geophys. Res. Planet. 106, 12315–12323 (2001).

Artikel ADS Google Scholar

Smith, DE et al. Mars Orbiter Laser Altimeter: Zusammenfassung des Experiments nach dem ersten Jahr der globalen Kartierung des Mars. J. Geophys. Res. Planet. 106, 23689–23722 (2001).

Artikel ADS Google Scholar

Tanaka, K. et al. Geologische Karte des Mars: US Geological Survey Scientific Investigations Map 3292. https://pubs.usgs.gov/sim/3292/ (2014).

Zuber, MT et al. Interne Struktur und frühe thermische Entwicklung des Mars anhand der Topographie und Schwerkraft des Mars Global Surveyor. Science 287, 1788–1793 (2000).

Artikel ADS Google Scholar

Frey, H. Alter sehr großer Einschlagsbecken auf dem Mars: Auswirkungen auf das späte schwere Bombardement im inneren Sonnensystem. Geophys. Res. Lette. https://doi.org/10.1029/2008gl033515 (2008).

Referenzen herunterladen

Wir danken dem Ground Research and Application System (GRAS) des chinesischen Mond- und Planetenerkundungsprogramms für die Datenvorverarbeitung. Wir danken R. Lillis für die hilfreichen Kommentare zum Manuskript. Wir danken außerdem D. Qiao, L. Zhao, Z. Li, X. Feng, Z. Yi, L. Meng und J. Dai für ihre Hilfe bei der Entwicklung von Instrumenten und der Durchführung von Experimenten. Wir danken außerdem L. Tian, ​​K. Zhang, K. Wang, G. Chen, K. Yuan, Z. Liu, F. Wu, J. Fan, J. Luo, T. Cao, D. Zhu und S. Hu für Hilfe bei der Vorbereitung der Figuren. Wir danken D. Kong, Y. Lin und S. Yao für die Diskussion. Wir bedanken uns für die Unterstützung durch das National Key R&D Program of China (Fördernummer 2022YFF0503200); Zuschuss 0001/2019/A1 des Macau Science and Technology Development Fund; Macau-Stiftung; Schlüsselforschungsprogramm der Chinesischen Akademie der Wissenschaften (Fördernummer ZDBS-SSW-TLC001); das Strategic Priority Research Program der Chinesischen Akademie der Wissenschaften (Fördernummer XDB41010304); das Strategic Priority Research Program der Chinesischen Akademie der Wissenschaften (Fördernummer XDA17010403); das Vorforschungsprojekt zu zivilen Luft- und Raumfahrttechnologien der CNSA (Zuschüsse Nr. D020103 und D020308); Shenzhen Science and Technology Program (Fördernummer KQTD20170810111725321); National Natural Science Foundation of China gewährt Nr. 42030205 und 42250101; und die Schlüsselforschungsprogramme des Instituts für Geologie und Geophysik der Chinesischen Akademie der Wissenschaften (IGGCAS-202102).

Diese Autoren haben gleichermaßen beigetragen: Aimin Du, Yasong Ge, Huapei Wang.

CAS Engineering Laboratory for Deep Resources Equipment and Technology, Institut für Geologie und Geophysik, Chinesische Akademie der Wissenschaften, Peking, China

Aimin Du, Yasong Ge, Ying Zhang, Hao Luo, Can Huang und Lican Shan

College of Earth and Planetary Sciences, Universität der Chinesischen Akademie der Wissenschaften, Peking, China

Aimin Du, Yasong Ge, Ying Zhang, Hao Luo, Can Huang, Lican Shan, Yongxin Pan, Ross N. Mitchell und Rixiang Zhu

Labor für Paläomagnetismus und Planetenmagnetismus, Fakultät für Geophysik und Geomatik, China University of Geosciences, Wuhan, China

Huapei Wang & Fei Han

Nationale Astronomische Observatorien, Chinesische Akademie der Wissenschaften, Peking, China

Haiying Li

Staatliches Schlüssellabor für Weltraumwetter, National Space Science Center, Chinesische Akademie der Wissenschaften, Peking, China

Yang Liu, Yongliao Zou und Chi Wang

Schlüssellabor für Erd- und Planetenphysik, Institut für Geologie und Geophysik, Chinesische Akademie der Wissenschaften, Peking, China

Yongxin Pan

Zentrum für Meeresmagnetismus, Abteilung für Meereswissenschaften und -technik, Southern University of Science and Technology, Shenzhen, China

Qingsong Liu

Staatliches Schlüssellabor für lithosphärische Evolution, Institut für Geologie und Geophysik, Chinesische Akademie der Wissenschaften, Peking, China

Ross N. Mitchell & Rixiang Zhu

Beijing Institute of Spacecraft System Engineering, Peking, China

Yang Jia, Baichao Chen und Shengyi Jin

Staatliches Schlüssellabor für Mond- und Planetenwissenschaften, Universität für Wissenschaft und Technologie Macau, Macau, China

Yi Jiang & Keke Zhang

Harbin Institute of Technology, Shenzhen, China

Tielong Zhang

Zentrum für Exzellenz in vergleichender Planetologie der Chinesischen Akademie der Wissenschaften, Hefei, China

Tielong Zhang

Weltraumforschungsinstitut, Österreichische Akademie der Wissenschaften, Graz, Österreich

Tielong Zhang

School of Earth and Environment, University of Leeds, Leeds, Großbritannien

David Gubbins

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

Sie können diesen Autor auch in PubMed Google Scholar suchen

AD, YP, YG und HW konzipierten die Arbeit. YZ und HL arbeiteten an der Datenverarbeitungsmethode. HL lieferte das numerische Forward-Modell. DG, KZ und YJ interpretierten die Daten. YP, RZ und CW überwachten die Forschung. Alle Autoren waren an der Erstellung der Arbeit beteiligt.

Korrespondenz mit Aimin Du oder Keke Zhang.

Die Autoren erklären, dass sie keine konkurrierenden Interessen haben.

Nature Astronomy dankt Anna Mittelholz, Robert Lillis und Matthew Fillingim für ihren Beitrag zum Peer-Review dieser Arbeit.

Anmerkung des Herausgebers Springer Nature bleibt hinsichtlich der Zuständigkeitsansprüche in veröffentlichten Karten und institutionellen Zugehörigkeiten neutral.

Die Daten der Weltzeit (UT), Tage auf dem Mars (Sols), Sonnenlängengrade (Ls), lokale mittlere Sonnenzeiten (LMST) zu Beginn der Mastrotation, Standorte des Rovers Zhurong relativ zur Landeebene (LL) sind eingerahmt wobei X nach Norden, Y nach Osten und Z nach unten zeigt, Gierwinkel des Rovers (Yaw), Drehwinkel des Masts (θ) und die berechnete horizontale Stärke des kombinierten Feldes (BC,H) werden bereitgestellt.

Quelldaten

a, Skizze des rotierenden kombinierten Vektors Bc = Bmars + Bbody und des festen Feldes Bmast im Sensorrahmen. b, Skizze des rotierenden Vektors Bmars und des Körperfeldes Bbody im Rover-Koordinatensystem. c, Variationen der Feldkomponenten zusammen mit den modellierten Feldern (schwarze Linien) im Sensorrahmen als Funktion der Mastgierwinkel während der Mastdrehungen. d, Hodograph der horizontalen Komponenten von Bc auf der Bj-Bk-Ebene im Sensorrahmen, wobei die Anfänge und Enden des Intervalls durch Quadrate bzw. Dreiecke markiert sind. e, Die mittleren Anpassungsfehler der horizontalen Komponente von Bc (Stichprobengröße n = 153) mit dem 95 %-Konfidenzintervall (Fehlerbalken).

Quelldaten

Die kombinierten Felder (BC) im Roverrahmen werden durch die Mastdrehung bestimmt. CR2M und CM2R sind die Transformationsmatrizen zwischen den geografischen Koordinaten des Mars und den Roverkoordinaten, wobei ω der Gierwinkel des Rovers ist. Bmars ist das Umgebungsfeld und Bbody ist das vom Roverkörper erzeugte Feld. IA, TS und TE sind der Strom der Solaranlage, die Sensortemperatur bzw. die elektronische Temperatur. C sind die durch die multiple lineare Regression zu bestimmenden Koeffizienten und i entspricht jeder Magnetfeldkomponente. ∆I sind die Differenzen der Solaranlagenströme zwischen den 16 Erkundungen und der Kalibrierung entlang der Strecke. \({{\rm{B}}}_{body}^{{\prime} }\) sind die vom Roverkörper erzeugten und durch ∆I und C4 kalibrierten Magnetfelder.

Die Weltzeitdaten (UT) und Tage auf dem Mars (Sols) sind in den ersten beiden Spalten aufgeführt.

Quelldaten

a, Kombinierte Bilder der Kontextkamera (CTX: D22_035786_2060_XN_26N250W und CTX: F04_037553_2068_XN_26N250W), verbessert, um den Geisterkrater besser zu identifizieren. Die weißen und schwarzen gestrichelten Linien zeigen den inneren bzw. äußeren Ring der Doppelringstruktur eines Geisterkraters an. Der Landeplatz und die Route der Zhurong sind durch den roten Punkt bzw. die blaue Kurve gekennzeichnet. Der horizontale weiße Balken gibt den Maßstab der Karte an. b: Modellierungsergebnisse des Geisterkraters, die die Verteilungen der vertikalen magnetischen Komponente und der horizontalen Intensität im oberen bzw. mittleren Feld zeigen. Das zylindrische Loch mit einem Durchmesser von 10 km entspricht dem Innenring des Geisterkraters.

Quelldaten

Die Tafeln (Anzeige) zeigen Karten der vom L19-Modell6 vorhergesagten horizontalen Intensität in der Zhurong-Landeregion, die sich nach unten bis zu vier verschiedenen Höhen fortsetzt: h = 150 km, 100 km, 50 km, 0 km. Die entsprechende vertikale Feldstärke am Landeplatz Zhurong (25,066° N, 109,926° E, die Sterne) beträgt etwa 4,8 nT bei h = 150 km, 9,2 nT bei h = 100 km, 21,3 nT bei 50 km und 57,1 nT bei die Marsoberfläche. Der schwarze Kreis bei h = 0 km bezeichnet die durch das Orbitalmodell gemittelte ungefähre Bodenfläche, Radius 150 km. Es enthält einige der stärkeren Anomalien. Der entsprechende Kreis für Zhurongs Bodenmessung ist unter der Annahme einer magnetisierten Schicht mit einer Tiefe von 1 km zu klein, um in diesem Maßstab dargestellt zu werden. Die graue Kurve zeigt die topografische Grenze des Utopia-Beckens auf der Oberflächenhöhe.

Ergänzender Text, Tabellen 1–5 und Abbildungen. 1–6.

Berechnete Quelldaten für Abb. 3b–d.

Berechnete Quelldaten für Extended Data Abb. 1.

Statistische Quelldaten für Extended Data Abb. 2.

Berechnete Quelldaten für Extended Data Abb. 4.

Berechnete Quelldaten für Extended Data Abb. 5.

Open Access Dieser Artikel ist unter einer Creative Commons Attribution 4.0 International License lizenziert, die die Nutzung, Weitergabe, Anpassung, Verbreitung und Reproduktion in jedem Medium oder Format erlaubt, sofern Sie den/die Originalautor(en) und die Quelle angemessen angeben. Geben Sie einen Link zur Creative Commons-Lizenz an und geben Sie an, ob Änderungen vorgenommen wurden. Die Bilder oder anderes Material Dritter in diesem Artikel sind in der Creative Commons-Lizenz des Artikels enthalten, sofern in der Quellenangabe für das Material nichts anderes angegeben ist. Wenn Material nicht in der Creative-Commons-Lizenz des Artikels enthalten ist und Ihre beabsichtigte Nutzung nicht gesetzlich zulässig ist oder über die zulässige Nutzung hinausgeht, müssen Sie die Genehmigung direkt vom Urheberrechtsinhaber einholen. Um eine Kopie dieser Lizenz anzuzeigen, besuchen Sie http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/.

Nachdrucke und Genehmigungen

Du, A., Ge, Y., Wang, H. et al. Bodenmagnetische Untersuchung auf dem Mars vom Zhurong-Rover. Nat Astron (2023). https://doi.org/10.1038/s41550-023-02008-7

Zitat herunterladen

Eingegangen: 18. Juli 2022

Angenommen: 17. Mai 2023

Veröffentlicht: 19. Juni 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41550-023-02008-7

Jeder, mit dem Sie den folgenden Link teilen, kann diesen Inhalt lesen:

Leider ist für diesen Artikel derzeit kein gemeinsam nutzbarer Link verfügbar.

Bereitgestellt von der Content-Sharing-Initiative Springer Nature SharedIt