火星快车OMEGA高光谱探测矿物组成的新进展.pdf

第 25 卷第 7 期 2010 年 7 月 地球科学进展 ADVANCES IN EARTH SCIENCE Vol． 25No． 7 Jul． ， 2010 文章编号 1001- 8166 2010 07- 0691- 07 火星快车 OMEGA 高光谱探测矿物组成的新进展 * 祝民强， 周万蓬， 胡全一 东华理工大学江西省数字国土重点实验室， 核资源与环境教育部重点实验室， 江西抚州344000 摘要 主要介绍 “火星快车 Mars Express ” 搭载的 “可见光及红外矿物制图光谱仪 OMEGA ” 及 其采集数据的特点、 大气校正方法和矿物识别研究的新进展 。“经验传输函数法” ETF 是目前 O- MEGA 数据大气校正普遍采用的方法。OMEGA 数据已经成功揭示了火星表面矿物和组成的多样 性和复杂性。OMEGA 检测到与水蚀变相关的层状硅酸盐矿物绿脱石、 绿泥石和蒙脱石等主要分 布于古老的诺亚期的露头上， 这些层状硅酸盐矿物可能是火成岩矿物长期持续与液态水系统作用 的结果。含水硫酸盐类矿物石膏、 水镁矾和多水硫酸盐等水合化学沉积矿物在亮色调层状地层区 的发现， 表明火星表面有大量与水作用相关的蒸发盐的存在。火星表面缓慢风化形成的无水铁氧 化物主要分布于北半球铁镁质含量低的低地 lowland 地区。OMEGA 可以识别辉石和橄榄石， 能 够区分高钙辉石和低钙辉石。高钙辉石主要分布于 Hesperian 期的低反照率的火山岩分布地区、 黑 色沙丘和撞击坑喷射物分布区; 低钙辉石主要分布于老的诺亚期的亮色调露头分布区。OMEGA 在反照率变化大的极地冰盖地区可以识别水冰和 CO2冰。水冰主要利用 1． 08 μm、 1． 25 μm、 1． 51 μm 和 2． 0 μm 特征吸收波段来识别。水冰各吸收特征波段的吸收强度与水冰的粒度呈正相关。 CO2冰主要利用 1． 43 μm、 2． 0 μm 和 2． 6 μm 特征吸收波段来识别。 关键词 火星快车; OMEGA; 大气校正; 矿物识别 中图分类号 P173文献标志码 A 1引言 进入 21 世纪， 火星探测已从探测近火星空间环 境、 火星大气、 火星表面环境发展到探测研究火星地 质、 表面矿物组分、 水资源供应、 极地冰盖组成和浅 部层面结构等方面。主要围绕着 4 个科学目标， 即 火星上是否有过生命、 火星的气候条件、 火星的地质 特征和为人类造访火星做准备［ 1］。长期以来， 由于 美国和欧盟等发达国家追求技术的绝对领先地位， 他们在火星探测中的高光谱遥感技术方面投入非常 巨大， 技术发展也突飞猛进， 尤其是欧盟异军突起更 值得关注。火星高光谱成像空间分辨率已从公里级 发展到十米级， 光谱分辨率和空间分辨率均已大大 优于对地观测的 Hyperion 传感器。到目前为止， 成 功进入火星轨道并获取数据的高光谱仪有 1989 年 欧洲航天局的 “火星成像光谱仪” ISM ［ 2］、 1998 年 NASA 的 “热辐射光谱仪” TES ［ 3］、 2004 年欧洲航 天局的“可见光及红外矿物制图光谱仪” OME- GA ［ 4］和 2006 年 NASA 的“小型勘查成像光谱仪” CRISM ［ 5］。TES 光谱覆盖 5． 8 ～50 μm 的热红外 波段， OMEGA 和 CRISM 光谱覆盖分别为 0． 36 ～ 5． 1 μm和 0． 36 ～3． 92 μm 的可见光和近红外波段， 它们均主要用于火星表面物质组成的鉴别和制图。 本文主要介绍火星快车 OMEGA 高光谱仪的特点、 大气校正方法和矿物识别研究的新成果。 *收稿日期 2009- 09- 17; 修回日期 2010- 03- 19． * 基金项目 国家自然科学基金项目 “火星快车 OMEGA 高光谱相对反射率的反演方法与矿物识别研究” 编号 40772200 ; 国家留学基 金项目 “火星快车 OMEGA 高光谱遥感矿物岩石制图研究” 编号 2004307S03 资助． 作者简介 祝民强 1964- ， 男， 江西广丰人， 教授， 主要从事遥感地质方面的教学和科研工作． E- mail mqzhu ecit． edu． cn 2OMEGA 高光谱仪的特点 OMEGA 是欧洲航天局在 ISM/Phobos- 2 基础上 开发的第二代火星成像光谱仪。它原打算搭载俄罗 斯的 Mars- 96 飞往火星， 因 1996 年 Mars- 96 发射失 败， 后改为搭载欧洲航天局的火星快车于 2003 年 6 月 2 日发射、 2004 年 1 月 28 日进入火星勘查轨道。 火星快车上共装有 7 台探测仪器， 其中紫外和红外 大气光谱仪 SPICAM 、 行星傅里叶光谱仪 PFS 和 火星射电科学实验仪 MaRS 主要用于研究火星大 气组成; OMEGA、 高分辨率立体相机 HRSC 、 高能 中子分析仪 ASPERA 和浅层声纳雷达高度计 MARSIS 的研究对象主要是矿物岩石、 土壤、 冰和 水。OMEGA 是首台较高分辨率可见光及红外矿物 制图成像光谱仪。该仪器由可见光通道、 近红外通 道和红外通道联合组成， 总体光谱覆盖 0． 36 ～ 5． 1 μm， 每个像元共 352 个波段。 可见光通道为推扫工作模式， 384 288 空间 光谱 的 Thomson CCD 阵列， 总体视场变化于 1． 1 ～8． 8之间。在基线模式下， 3 3 光谱采样为 1 个像元， 像元瞬时视场 1． 2 mard， 光谱间隔 7 nm， 光谱覆盖范围 0． 36 ～ 1． 07 μm、 共 96 个波段的数 据。红外通道为掸扫工作模式， 像元瞬时视场 1． 2 mard。依据不同的飞行高度， 利用交叉扫描机械分 别获取 16、 32、 64 或 128 个瞬时视场的扫带宽度。 接收的辐射通过第一级光栅分光计分为 2 个次级通 道 0． 92 ～2． 70 μm 和 2． 53 ～5． 10 μm， 光谱分辨率 分别为 14 和 20 nm， 各有 128 个波段， 共 256 波段。 2 个探测器均为 128 线阵列的 In- Sb 探测器， 分别用 专用低温装置保持在 70 K 的低温工作环境。而 2 个光谱仪由被动散热器降至 190 K 的温度环境。 “火星快车” 为近极地椭圆形轨道， 轨道倾角 86． 6， 绕火星一周 6． 72 小时 开始的 400 天为7． 58 小时 。OMEGA 的主要目标是以小于 5 km 空间分 辨率覆盖整个火星表面， 小部分地区空间分辨率可 达 300 m。它是在不同的高度、 以不同的参数获取 数据。对于可见光和红外通道， 均有 8 种采样模式。 这些模式取决于积分时间、 近红外的扫带宽度和进 仓模式， 以适应不同的轨道高度。积分时间区间为 2． 5 ～ 20 ms 通常为5 ms 。信噪比总体大于100， 1． 1 ～2． 6 μm 范围可高达 300。它采集的空间分辨 率从远轨道高度 4 000 km 的 4． 8 km 至低轨道高 度＜300 km， 近心点 的 300 m。远轨道高度适合 采集全球制图数据， 典型一景数据可覆盖宽 128 像 元 约 500 km 、 长 3 000 km 的范围。 3OMEGA 数据的大气校正 OMEGA 高光谱仪接收的是火星表面反射太阳 辐射的数据， 火星大气组成与地球大气具有明显不 同， 火星大气主要是 CO2， 占 95． 3， 其次为氮气 2． 7、 氩气 1． 6、 氧气 0． 13， CO 为 0． 07， 水 气 0． 03。适合地球的各种大气校正方法， 如 ATERM、 MODTRAN、 LOWTRAN、 ACORN 等， 均无法 直接应用到火星高光谱数据的校正上。对于 OME- GA 大气校正方法， 目前公开文献提到的主要是“经 验传输函数法” ETF ［ 6， 7］。ETF 方法最早由 Bi- bring 等［ 2］提出。该方法的核心思想是利用火星上 一座高差达 24 km 的 Olympus Mons 火山顶部和底 部相近地物的辐射率的比值来获取大气辐射传输的 影响因子 S ， 再将观测像元光谱除以大气辐射传 输的影响因子就可以消除大气影响。该方法有若干 个假设条件［ 6］， 其一是表面和大气对光谱的贡献呈 多乘关系; 二是假设 Olympus Mons 火山顶、 底所取 区域的表面具有一致的吸收贡献; 三是假设 Olym- pus Mons 火山顶部大气吸收等影响很少或可忽略不 计。当任一图像的高程与 Olympus Mons 火山底部 所选高程相近时， 将待校正图像除以 S， 即可消除主 要大气辐射传输的影响。但实际上， 往往任一图像 像元的高程与所取 Olympus Mons 火山底部的高程 是不一致的， 像元与像元之间由于地形高度差异其 光学深度等也不同。因此， 需要将 S 校正到任一图 像像元高程时的 S， 使之适用于任一被校正像元。 对于如何将 S 校正到任一高程时的影响因子 S， 建 立任何高程均适用的 ETF， 在公开文献［ 2， 6， 7］中表述 并不明确， 也未发表具体算法。 实际上， Olympus Mons 山顶以上仍有大气存 在， 同时， 在大气不吸收的波段， 所选山顶和山底 2 个区域的表面光谱贡献并不能保持完全一致。因 此， 导致 ETF 方法并不能完全消除大气对太阳辐射 的全部影响 估算 Olympus Mons 山顶以上至少仍有 山底到山顶大气吸收的 10 ， 同时还会不同程度 地改变无大气吸收波段的光谱特征， 原因是所选区 域表面组分略有差异时， 会将不同成分的吸收差异 误认为大气的影响。 Guan 等［ 8］初步提出了 1 个基于 Lambert- Beer 定律的 LLEE 算法， 该方法的思路是进行 2 次对数 变换寻找 log τ 与高程 Z 的关系， 在减去 1 个 CO2在 2． 0 μm 处吸收的调整阈值后， 再进行 2 次指 296地球科学进展第 25 卷 数变换以恢复校正后图像的相对反射率。LLEE 算 法的优点之一是只校正受 CO2和水气影响的波段， 而对不受二者影响的波段不作任何处理， 这样能较 好地保持表面物质组成的吸收特征; 优点之二是校 正算法不需要使用基于 Olympus Mons 山顶底的辐 射传输的影响因子 S 。但其缺点是要人为地确定 哪些波段是受 CO2和水气吸收影响的波段; 计算时 只用 2． 0 μm CO2吸收强度来计算阈值; 暂时还不能 同时校正 CO2和水气的影响。因此， 该方法具有改 进的必要性。 4OMEGA 矿物岩石识别新进展 近年来， OMEGA 数据已经成功地揭示了火星 表面矿物和组成的多样性和复杂性［ 4］。尤其在含 水硫酸盐矿物、 含水层状硅酸盐矿物、 极地 CO2冰 和水冰的探测方面取得了一系列的新发现， 而且部 分地区得到了“勇气号 Spirit ” 和“机遇号 Oppor- tunity ” 登陆器现场测试分析或 TES 反演结果的相 互验证。 4． 1含水硫酸盐类矿物 在 Valles Marineris、 Juventae Chasma、 Aram Cha- os、 Margaritifer Sinus 和 Meridiani Planun 等亮色调的 层状 地 层 发 育 区， OMEGA 识 别 了 大 量 的 石 膏 ［ CaSO42H2O］ 、 水镁矾［ MgSO4H2O］ 和多水硫 酸盐等水合化学沉积矿物［ 4， 9］， 表明火星表面有大 量与水作用相关的蒸发盐的存在。Gendrin 等［ 9］的 研究表明， 其中一组光谱与石膏的光谱匹配， 其特征 吸收波段位置主要为 1． 4、 1． 75、 1． 9、 2． 2 和 2． 4 μm。其中 1． 4 和 1． 9 μm 吸收波段指示含水矿物， 2．2 μm 波段位置常显示 2 个小的 2． 21 和 2． 27 μm 的双吸收特征， 2． 2 和 2． 4 μm 吸收特征为 SO2 － 4 在 含水状态下产生。另一组光谱在 1． 4 ～ 2． 5 μm 波 段范围与水镁矾的光谱匹配很好， 其特征吸收波段 位置主要为 1． 6、 2． 1 和 2． 4 μm。1． 6 和 2． 1 μm 吸 收位置分别是 1． 4 和 1． 9 μm 含水矿物吸收向长波 方向偏移的结果， 这种偏移一般只出现在一水硫酸 盐矿物中， 它是由单个水分子和硫酸根离子强耦合 键产生的， 2． 4 μm 的明显吸收是 SO2 － 4 在含水状态 下产生。另外， 还发现一类光谱与多水硫酸盐矿物 匹配较好， 如泻盐［ MgSO47H2O］ 、 叶绿矾［ Fe2 Fe3 SO4 6 HO 220H2O］ 、 铁铝矾［ Fe 2 Al2 SO4 422 H2O］ 等。在邻近北部极盖环北极低反 照率的暗色地区 240E， 85N ， Langevin 等［ 10］利用 OMEGA 解译和识别了分布面积达 60 km 200 km 大量的类似石膏的矿物， 其呈现的特征吸收波长为 1． 45、 1． 75、 1． 94、 2． 22、 2． 26 和 2． 48 μm， 光谱的特 征毫无疑问地与富钙的硫酸盐吸收有关， 尤其是 1． 927 ～ 1． 94 μm 波长的强吸收特征与石膏非常 吻合。 4． 2与水蚀变相关的层状硅酸盐矿物 Poulet 等［ 11］利用 OMEGA 检测到火星演化早期 与水作用相关的多种层状硅酸盐矿物， 其中在 Nili Syrtis Mensae 地区检测到了绿脱石; 在 Syrtis Major 的北部地区部分撞击坑的底部检测到了鲕绿泥石; 在 Mawrth Vallis 附近地区亮色调沉积物分布区检测 到蒙脱石。上述发现， 最近得到了 美 国 MRO/ CRISM 高光谱的进一步证实， 并区分了 Mawrth Val- lis 附近地区富铁和富铝的粘土矿物［ 12］。这些矿物 主要分布于古老的诺亚期＞3． 5 Ga 的露头上， 被 认为是火成岩矿物长期持续与液态水系统作用的结 果。Poulet 等［ 11］和 Bibring 等［ 13］认为含水层状硅酸 盐矿物和含水硫酸盐类矿物形成于气候环境条件明 显不同的2 个时期， 含水层状硅酸盐矿物可能形成于 诺亚期 大于 3． 5 Ga ， 含水硫酸盐类矿物可能形成 于更酸性环境下的 Hesperian 期 3．5 ～3．0 Ga ， 无水 的铁氧化物可能形成于更晚的亚马孙期＜3．0 Ga 。 4． 3辉石和橄榄石 OMEGA 可以识别辉石和橄榄石， 能够区分高 钙辉石 如单斜辉石 、 低钙辉石 如斜方辉石 ［ 4］。 辉石主要通过 1 和 2 μm 2 个明显的吸收中心来识 别， 而且随着钙含量的增加吸收中心向长波方向偏 移。低钙辉石吸收中心偏置于 0． 9 和 1． 8 μm， 而高 钙辉石则位于 1． 05 和 2． 3 μm ［ 6］。高钙辉石主要 分布于 Hesperian 期的低反照率的火山岩分布地区、 黑色沙丘和撞击坑喷射物分布区; 低钙辉石分布与 TES 检测的玄武岩分布区吻合， 但除了少量露头外， TES 并没有检测到低钙辉石主导分布区， OMEGA 检 测到的大量低钙辉石主要分布于老的诺亚期的亮色 调露头分布区［ 4］。橄榄石在靠近 1 μm 具有一个较 宽的 0． 8 ～1． 5 μm 、 复杂的吸收中心， 这个吸收中 心的位置、 宽度和形状随 Fe 含量而变化。随着橄榄 石铁含量的增加， 其吸收强度和宽度增加［ 6］。橄榄 石富集区的分布面积一般比较小、 分布不均一， 一般 出现于玄武岩分布区， 如 Syrtis Major、 Valles Marin- eris 东南部和 Terra Cimmeria 等地区。目前检测到 最大面积分布的地区是 Syrtis Major 的 Nili Fossae， 另外在 50 ～65N 之间的一些撞击坑的底部和撞击 喷射物分布区也检测到富橄榄石沉积物［ 6］。 396第 7 期祝民强等 火星快车 OMEGA 高光谱探测矿物组成的新进展 4． 4极地水冰和 CO2冰特征 火星极地冰盖综合观测始于1976 年的 “海盗号 Viking ” ， 海盗号的热红外和 1997 年发射 MGS 上 的 TES 观测结果表明永久极地冰盖组成主要是水 冰， 且环永久冰盖地区表面反照率随季节而变化， 甚 至在同一个夏季中也有变化。在可见光范围， 干净 的水冰非常亮， 但是， 即使有少量的 dust 尘埃 污 染， 也会降低其反照率。当 dust 颗粒与冰粒互层 时， 其反照率甚至接近于尘埃本身［ 14］。因此， 单靠 可见光数据观测表面水冰的范围是困难的［ 15］。 Langevin 等［ 15］认为 OMEGA 在反照率变化大的极地 冰盖地区可以识别水冰和 CO2冰。水冰主要利用 1．08、 1． 25、 1． 51 和 2． 0 μm 特征吸收波段来识别， CO2冰主要利用 1． 43、 2． 0 和 2． 6 μm 特征吸收波段 来识别。水冰各吸收特征波段的吸收强度与水冰的 粒度呈正相关。因此， 可以利用 OMEGA 进行不同 水冰粒度区域的识别和划分。随着水冰粒度的增 加， 1． 25 μm 波长的吸收增加比 1． 51 和 2． 0 μm 波 段要快。当水冰颗粒较大＞1mm 时， 常在2． 0 μm 附近形成一个宽底的饱和吸收谷 1． 9 ～ 2． 15 μm 。Langevin 等［ 15］还注意到， 粗粒水冰 700 ～ 800 μm 一般是永久冰盖的水冰， 亮的、 细粒水冰 或水冰霜 分布随时间和季节而变化。Bibring 等［ 4］利用 OMEGA 数据分析了北极春季 CO2冰和水 冰霜的演化过程。Langevin 等［ 16］研究火星南极的 低反照率 反照率 ＜ 30 的 CO2冰盖时， 利用 O- MEGA 数据论证了低反照率主要是 dust 污染了干 净的 CO2冰所致。 4． 5铁氧化物和氢氧化物 在 Meridiani Planun 地区， 存在大量铁氧化物和 氢氧化物已被“机遇号” 所证实 。“机遇号” 上的穆 斯鲍尔仪［ 17］、 全色多光谱成像仪［ 18］和 Mini- TES［ 19］ 对登陆地区发育在亮色调地层中、 呈小球形、 蓝灰色 矿物颗粒分析后认为是由赤铁矿 hematite 和少量 黄钾铁矾 jarosite 组成的结核。在细纹层状的沉积 物中赤铁矿可高达 10 ［ 20］。MGS 上的热辐射成像 光谱仪 TES 已成功地填绘了火星全球赤铁矿的分 布， 在 Sinus Meridiani 地区局部富集赤铁矿可高达 15 ［ 3， 21］。赤铁矿的富集区主要位于 Meridiani Planun、 Aram Chaos 和 Valles Marineris 等地区。O- MEGA 同样在上述等地区检测到强烈的三价铁氧化 物存在的信号［ 7］。Bibring 等［ 13］还识别和填绘了全 火星表面缓慢风化形成的无水铁氧化物， 无水铁氧 化物主要分布于北半球铁镁质含量低的低地地区， 它并不发育在铁镁质高的撞击高地地区， 并推断无 水铁氧化物形成晚于硫酸盐矿物形成。 4． 6岩石单元识别与制图 利用大气校正后的 OMEGA 数据， 通过最小噪 声分离法 MNF Minimum Noise Fraction 的处理， 可 以获取代表表面物质组成的主成分图像， 选择代表 岩矿信息的主成分图像进行假彩色合成， 可以进一 步划分岩石单元［ 22］。试验发现最小噪声分离后的 主成分波段中， 主成分波段 MNF_b1 通常反映表面 反照率， MNF_b1 与表面反照率图像的相关性非常 高 相关系数可高达 0． 988 ， 而主成分波段 MNF_ b2、 MNF_b3 和 MNF_b4 与表面反照率相关性不明 显 相关系数分别为 0． 018、 0． 130 和 0． 047 。MNF _b2、 MNF_b3 和 MNF_b4 主要反映的是表面组成的 信息。因此， 它们假彩色合成后可反映岩石组成单 元的信息 图 1 。再通过岩石单元的典型光谱， 进 一步鉴别和分析矿物岩石组成［ 22］。该方法填绘的 地质单元图具有丰富矿物岩性信息量， 而其他非高 光谱影像填绘地质单元图只有地貌纹理等信息。 5讨论与展望 对于 OMEGA 数据的大气校正 ， “经验传输函数 法” ETF 是目前普遍采用的方法， 但 ETF 算法中 有 2 个基本假设， 即奥林帕斯山顶大气影响可忽略 不计; 在大气不吸收的波段， 山顶和山底所选区域表 面光谱具有一致的贡献。实际上， 奥林帕斯山顶以 上仍有大气存在， 同时， 在大气不吸收的波段， 所选 山顶和山底 2 个区域的表面光谱贡献并不能保持完 全一致。因此， 导致 ETF 算法并不能完全消除大气 对太阳辐射的全部影响。LLEE 算法只校正受 CO2 和水气影响的波段， 对不受二者影响的波段不作任 何处理， 能较好地保持表面物质组成的吸收特征， 其 缺点是要人为地确定哪些波段是受 CO2和水气吸 收影响的波段， 该方法在阈值确定上存在人为因素。 火星高光谱遥感大气校正还可采用平场域法 FF 、 内部平均相对反射率法 IARR 、 辐射传输算 法和解混算法等。辐射传输算法和解混算法可以分 离光谱中的大气和地表光谱组成， 2 种算法的结果 基本一致， 均可以较好地去除大气影响。但 2 种算 法各有优缺点 首先， 辐射传输算法利用等量不透光 率光谱来混合辐射传输， 因此， 当它处理大气对光谱 的贡献时量化容易， 但对地面辐射的量化在一定程 度上存在不足。相反， 解混算法用等量发射率光谱 作为起算点， 因此， 它求解表面辐射光谱时量化容 496地球科学进展第 25 卷 图 1MNF 法填绘的岩性地质单元图与其方法填绘的无岩性信息的地质单元图 Fig． 1Lithologic geologic unit map by MNF and the previous“Geologic unit”map with no lithologic ination a． Meridiani Planun ORB0529_3 地区 MNF b_4、 b3、 b2 假彩色合成划分岩性地质单元图; b． a 图中各单元代表性光谱曲线 序号与 a 图对应 ， 可以进一步匹配岩石矿物; c． Arvidson 等［ 23］利用其他非高光谱影像填绘的地质单元图， 红框为 a 图范围 aGeologic unit map based on false- color RGBof MNF band 4， 3 and 2 in Meridiani Planun ORB0529_3 ． bRepresentative unit spectrum corresponding to the units and colors in the left image，by averaging the spectra within the square area of each unit． c “Geologic unit” map from Arvidson et al［ 23］，with the red frame representing the footprint of ORB0529- 3 易， 但对大气吸收的量化一般不太准确。其次， 解混 算法可以从局部数据集中直接解出尘埃、 水冰和地 表发射率， 而辐射传输算法必须事先从所处理数据 以外地区获得尘埃和水冰的发射率光谱形态， 然后 一步步地求解区内尘埃、 水冰和表面发射率。第三， 辐射传输算法对于亮区效果较好， 在暗区的校正精 度较差。 含水硫酸盐类矿物石膏、 水镁矾和多水硫酸盐 等水合化学沉积矿物的发现， 表明火星表面有大量 与水作用相关的蒸发盐的存在， 据此可以推断火星 表面曾经存在海洋或湖泊。OMEGA 检测到与水蚀 变相关的层状硅酸盐矿物绿脱石、 绿泥石、 蒙脱石主 要分布于古老的诺亚期＜3． 5 Ga 的露头上， 这些 与水蚀变相关的层状硅酸盐矿物可能是火成岩矿物 长期持续与液态水系统作用的结果。火星表面缓慢 风化形成的无水铁氧化物主要分布于北半球铁镁质 含量低的低地 lowland 地区， 它并不发育在铁镁质 高的撞击高地 highland地区。Poulet 等［ 11］和 Bi- bring 等［ 13］推断含水层状硅酸盐矿物和含水硫酸盐 类矿物形成于气候环境条件明显不同的 2 个时期， 含水层状硅酸盐矿物可能形成于诺亚期＜ 3． 5 Ga ， 含水硫酸盐类矿物可能形成于更酸性环境下 的 Hesperian 期 3． 5 ～ 3． 0 Ga ， 无水的铁氧化物 可能形成于更晚的亚马孙期＜ 3． 0 Ga 。高钙辉 石主要分布于 Hesperian 期的低反照率的火山岩分 布地区、 黑色沙丘和撞击坑喷射物分布区; 低钙辉石 分布与 TES 检测的玄武岩分布区吻合， 但除了少量 露头外， TES 并没有检测到低钙辉石主导分布区， O- MEGA 检测到的大量低钙辉石主要分布于老的诺亚 期的亮色调露头分布区。OMEGA 在反照率变化大 的极地冰盖地区可以识别水冰和 CO2冰。水冰主要 利用1． 08、 1． 25、 1． 51 和2． 0 μm 特征吸收波段来识 别， CO2冰主要利用 1． 43、 2． 0 和 2． 6 μm 特征吸收 波段来识别。水冰各吸收特征波段的吸收强度与水 冰的粒度呈正相关。因此， 可以利用 OMEGA 进行 不同水冰粒度区域的识别和划分。极地的低反照率 反照率 ＜ 30 的 CO2冰盖主要是 dust 污染了干 净的 CO2冰所致。 到目前为止， OMEGA 给我们提供了前所未有 的了解火星表面物质组成的手段和方法。它不但可 以用来研究火星表面的矿物组成， 还可以进行火星 表面岩性地质单元填图， 进一步可以研究火星地质 环境的演化。如 Bibring 等［ 13］根据 OMEGA 检测到 的矿物分布特征， 进一步提出了火星地质环境演化 596第 7 期祝民强等 火星快车 OMEGA 高光谱探测矿物组成的新进展 的三阶段假说。虽然 OMEGA 的空间分辨率 0． 3 ～ 4． 8 km 相对 2007 年入轨的 CRISM 的空间分辨率 15． 7 ～19． 7 m 要低得多， 但它在火星表面矿物岩 石的宏观制图方面具有明显的优势， 它将为后来的 高分 辨 率 成 像 光 谱 遥 感 探 测 提 供 目 标。例 如 CRISM 的科学目标之一就是对 OMEGA 宏观观测到 的矿物岩石异常地区进行局部的详细研究。CRISM 的光谱分辨率 6． 55 nm， 光谱覆盖 0． 36 ～3． 92 μm， 554 个通道， 它检测火星表面矿物和组成的能力将 大大超过 TES 和 OMEGA。 参考文献 References ［ 1］ NASA． The Mars Exploration Program s Science Theme ［ EB/ OL］ ． http ∥mars． jpl． nasa． gov/science/， 2006． ［ 2］ Bibring J P，Combes M，Langevin Y，et al． Results from the ISM experiment［ J］ ． Nature， 1989， 341 591- 593 ［ 3］ Christensen P R，Bandfield J L，Hamilton V E， et al． Mars global surveyor thermal emission spectrometer experiment［ J］ ． Journal of Geophysical Research， 2001， 106 E10 23 823- 23 871． ［ 4］ Bibring J P，Langevin Y， Gendrin A，et al． Mars surface diversity as revealed by the OMEGA/Mars express observations［ J］ ． Sci- ence， 2005， 307 1 576- 1 630． ［ 5］NASA． Compact Reconnaissance Imaging Spectrometer for Mars CRISM ［ EB/OL］ ． http ∥crism． jhuapl． edu/instrument/in- noDesign． php， 2007． ［ 6］ Mustard J F，Poulet F，Gendrin A，et al． Olivine and pyroxene diversity in the crust of mars［ J］ ． Science， 2005，3071 594- 1 597． ［ 7］ Combe J P，Sotin C，Moulis S Le， et al． ology of hyper- spectral reflectance data analysis for mineralogical mapping of planetary surfaceApplication to OMEGA/Mars Express images ［ C］ ∥36th Lunar and Planetary Science Conference， 2005． ［ 8］ Guan H，Xie H，Zhu M． Development of an alternative Martain atmospheric correction algorithm for OMEGA/Mars Express image- ry［ C］ ∥Proceeding of 37th Lunar and Planetary Science Confer- ence． Huston， 2006． ［ 9］ Gendrin A， Mangold N， Arvidson R， et al． Sulfates in martian lay- ered terrainsThe OMEGA/Mars express view［ J］ ． Science， 2005， 307 1 587- 1 591． ［ 10］ Langevin Y，Poulet F，Bibring J P，et al． Sulfates in the north Polar region of mars detected by OMEGA/Mars express［ J］ ． Sci- ence， 2005， 307 1 584- 1 586． ［ 11］Poulet F，Bibring J P，Mustard J F，et al． Phyllosilicates on Mars and implications for early martian climate ［ J］ ． Nature， 2005， 438 632- 627． ［ 12］ Bibring J P，Loizeau D，Pelkey S M，et al． Coupled OMEGA- CRISM observations of marwth vallis［ C］ ∥Proceedings of 38th Lunar and Planetary Science Conference． Huston， 2007． ［ 13］ Bibring J P，Langevin Y，Mustard J F，et al． Global mineralogi- cal and aqueous Mars history derived from OMEGA/Mars express data［ J］ ． Science， 2006， 312 400- 404． ［ 14］ Hale A S，Bass D S，Tamppari L K． Monitoring the perennial martian northern polar cap with MGS MOC［ J］ ． ICARUS， 2005， 174 502- 512． ［ 15］ Langevin Y，Poulet F，Bibring J P，et al． Summer evolution of the north polar cap of mars as observed by OMEGA/ Mars Ex- press［ J］ ． Science， 2005， 307 1 581- 1 584． ［ 16］ Langevin Y，Doute S，Vincendon M，et al． No signature of clear CO2ice from the cryptic regions in Mars south seasonal polar cap［ J］ ． Nature， 2006， 442 790- 792． ［ 17］ Souza J P，Squyres S，Arvidson R，et al． Mars MineralogyPre- liminary Results from Mars exploration Rovers Spirit and Opportu- nity［ C］ ∥Pecchio，Andrade，DAgostino，et al，eds． Applied Mineralogy． So PauloICAM BR， 2004． ［ 18］ Bell J F，Squyres S，Arvidson R E，et al． Pancam multispectral imaging results from the opportunity rover at meridiani Planum ［ J］ ． Science， 2004， 306 1 703- 1 709． ［ 19］ Christensen P R，Wyatt M B，Glotch T D，et al． Mineralogy at Meridiani Planum from the Mini- TES Experiment on the Opportu- nity Rover［ J］ ． Science， 2004， 306 1 733- 1 739． ［ 20］Squyres S，Arvidson R E，Bell J F，et al． The opportunity rovers athena science investigation at Meridiani Planum，Mars ［ J］ ． Science， 2004， 306 1 698- 1 703． ［ 21］ Hynek B M，Arvidson R E，Phillips R J，et al． Geologic setting and origin of Terra Meridiani hematite deposit on Mars［ J］ ． Jour- nal of Geophysical Research， 2002， 107