Рис. 1.2. Зонально усредненное поле температуры
Рис.1.3 Поля температуры, усредненные по квадрантам солнечной долготы. Крестиками показано положение верхней границы облаков
Поля температур, усредненные по измерениям внутри квадрантов солнечной долготы, показаны на Рис. 1.3. В дневное время для долгот Ls = 90 - 20 (LT = 6 -10:30 AM) наблюдается сильная зависимость температуры от широты на изобарических уровнях. Например, на высоте около 80 км температура меняется от 180 К на низких широтах (20-35) до 210 K на 87. На больших высотах для этих утренних часов типичными являются более высокие значения температур. Вблизи высоты 85 к (уровень 1мб) наблюдается температурный минимум 175 К. На уровне 100 мб хорошо заметен холодный воротник на широте 650. В околополярной области ниже 70 км наблюдаются низкие температуры.
В дневное время (Ls=310-270, LT = 3:30 - 6 PM) наблюдается рост температуры с широтой - но только до высоты 75 - 78 км. На 80 км наблюдаемая температура составляет 200 К в полярной области (для сравнения, на утренней стороне она равна 210 К) и около 205 К на низких широтах (утром - 185 К). На низких широтах атмосфера становится теплее по сравнению с утренними часами. Температурный минимум (155 К) имеет место на высоте 95 км на низких широтах. Холодный воротник при этом не выделяется. Над полюсом изотермический уровень соответствует 245 К, что на 10 К превышает утреннюю температуру.
В течение дня атмосфера нагревается на низких широтах в интервале высот 75 - 85 км, так что на уровне 80 км температура возрастает от 175 К утром до 200 - 205 К днем. На более высоких уровнях атмосфера охлаждается, так что на высоте 95 км температура падает от 175 - 180 К утром до 155 - 160 К днем. На высоте около 60 км атмосфера более теплая утром, чем днем (примерно на 10 К). На высоких широтах наибольшие изменения температуры наблюдаются ниже высоты 65 км. В дневное время температура холодного воротника и полярных областей в среднем на 10 - 15 К выше, чем утром.
На участке ночной стороны, прилегающем к вечернему терминатору в квадрантах Ls = 270 - 200 , LT = 6 - 10:30 PM и Ls = 130 - 90 , LT = 3:30 - 6 AM атмосфера охлаждается на высоте меньше 70 км и нагревается выше 85 км.
В параграфе 1.5. мы описываем поведение термического прилива в атмосфере Венеры.
Для Венеры полярная орбита позволяет измерять большой интервал широт практически при одном и том же местном времени и практически одновременно. Это особенно важно, так как позволяет исследовать термические приливы. По современным представлениям (Gierasch et al. 1997), диссипация термических приливов дает энергию на поддержание суперротации атмосферы. Термические приливы являются результатом поглощения 50 % всей солнечной энергии в верхнем облачном слое «неизвестным УФ-поглотитетем» (в слое менее 10 км толщиной).
Как было показано выше, тепловая структура средней атмосферы Венеры на большинстве интервалах высот сильно зависит широты и местного времени. Для боле подробного исследования мы выбрали 15 уровней между 0.1 и 600 мб (55 - 95 км) (Zasova et al., 2002, 2006, 2007). Перепад высот между уровнями выбран равным 1-2 км в облачном слое и 3 - 3,5 км над уровнем облаков. Зависимость температуры на изобарических уровнях от солнечной долготы (или местного времени) представлялась в форме ряда Фурье, содержащего пять членов:
(8)
где P - давление, - широта, Тi , i - амплитуда и фаза i-й гармоники, Т0 - средняя температура, Т1 - амплитуда суточной приливной волны, Т2 - амплитуда полусуточной приливной волны, и т.д. Амплитуды и фазы зависят от широты и давления (высоты).
Нам впервые удалось получить распределение зонально усредненной, суточной, Ѕ, 1/3 и ј суточной гармоник термического прилива в зависимости от широты и высоты в средней атмосфере.
Рис.1.4. Распределение гармоник термического прилива в зависимости от широты и высоты в мезосфере
Поведение амплитуд термического прилива, описанное выше, демонстрируется на рисунке 1.4 (а - d), где приведены все четыре амплитуды прилива Т1 - Т4. Все четыре компонента имеют максимум в верхнем облачном слое, h < 70 км, который характеризуется максимумом поглощенной здесь солнечной энергии («неизвестным» УФ поглотителем). Можно отметить, что даже 1/3 и ј суточные волны имеют здесь значительную интенсивность, достигая 5 К и 3 К соответственно на уровне 400 мбар. На высоких широтах амплитуда этих волн ниже, максимальное значение (3 К и 2 К соответственно) достигается на уровне 200 мбар ( на рисунке 9 значения, меньшие, чем 1 К, не имеют физического смысла, так как они ниже точности измерений). В надоблачной атмосфере Т1 достигает максимума на высоте 90 км и выше, Т2 -- между 83 - 86 км, а Т3 -- на высоте 72 - 76 км (на низких широтах).
В параграфе 1.6. обсуждается строение и состав верхнего облачного слоя и приводится сравнение результатов эксперимента ФС на Венере 15 и VIRTIS Венера Экспресс). Впервые было показано, что на всех широтах Венеры видимый облачный слой состоит из серной кислоты. Для Южного полушария этот же вывод сделан по эксперименту ВИРТИС на Венере Экспресс. Сделан вывод, что вариации верхней границы облаков носят солнечно-связанный характер. Впервые показано, что крупные частицы моды 3 (3-4 мкм), наблюдавшиеся в области верхней границы облачного слоя в холодном воротнике, как и частицы моды 2 (1 мкм), в основном состоят из серной кислоты. Так как облачный слой Венеры -- диффузный, то под верхней границей понимается положение уровня аэрозольной оптической толщины, равной 1 на данном волновом числе. Крупные частицы впервые были обнаружены в результате нефелометрического эксперимента на Венерах 9 и 10 (Маров и др, 1976, 1977) ниже основного облачного слоя. Knollenberg and Hunten, 1980 в результате эксперимента на Пионер Венера обнаружили частицы r>3 мкм (мода 3) в экваториальной области ниже 58 км в среднем и нижнем облачном слое. Однако впоследствии они выразили сомнение в своем открытии. Частицы моды 3 были обнаружены нами в наиболее холодных областях «холодного воротника». Кроме того, они должны существовать в полярной области, где верхняя граница облаков достаточно плотная - это следует также из данных эксперимента ВИРТИС на Венере Экспресс.
Положение верхней границы облаков в зависимости от широты, впервые полученное в результате эксперимента на ФС В15, приведено на рис. 1.5. На рисунке приведена высота уровня ф = 1 в зависимости от широты для двух волновых чисел, соответствующих минимуму (365 см-1) и максимуму (1218 см-1) коэффициента поглощения в серной кислоте. Высота верхней границы облаков на 1218 см-1 уменьшается от 67-72 км на низких широтах до 58-60 км в полярной области. В некоторых случаях на широтах 55-60° верхняя граница облаков оказывается на высоте около 70 км. Такие области наблюдаются после полудня. На 365 см-1 высота верхней границы облаков на высоких широтах варьируется в пределах 1 км для данной широты, на низких широтах эти вариации достигают 5 км. Систематическая ошибка в определении положения верхней границы облаков может достигать 2 км, тогда как относительная ошибка определения высоты верхней границы значительно меньше.
Рис.1.5. Положение верхней границы облаков, в двух волновых числах, соответствующих максимуму (1218 см-1) и минимуму поглощения в серной кислоте в рассматриваемом спектральном интервале. Облачный слой диффузный, поэтому верхняя граница определяется как высота уровня ф =1 и зависит от волнового числа
Суточная разность в высоте верхней границы на широте 45? достигает 10 км. Эта величина уменьшается до 8-9 км на широте 55?, до 4-5 км на широте 65? и 2-3 км на 75?.
В параграфе 1.6 обсуждается содержание двуокиси серы в верхнем облачном слое (ФС на Венере 15 ) Три фундаментальных полосы н1, н2, н3 наблюдались в ИК спектре Венеры впервые. Они имеют значительно отличающийся коэффициент поглощения. Аэрозольный коэффициент поглощения серной кислоты также заметно отличается для этих полос, что в совокупности приводит к сильно различающимся высотам их формирования и, следовательно, позволяет определить вертикальный профиль содержания SO2 в мезосфере в верхнем облачном слое
Двуокись серы и пары воды являются химическими предшественниками H2SО4, и их полосы поглощения были впервые обнаружены ФС В15. (Zasova et al. 1993, Moroz et al. 1990, Ignatiev et al. 1999). В тепловом диапазоне ИК спектра наблюдались полосы поглощения 1, 2 и 3 SO2 и полосы H2O: вращательные (40 мкм) и вибро-вращательные (6.3 мкм) (см. Рис. 3). Форма этих полос зависит не только от коэффициентов поглощения в газе, но и в значительной степени от вертикальных профилей температуры и плотности аэрозолей. Преимущество использования тепловой ИК спектрометрии заключается в том, что как температурный, так и аэрозольный профили, необходимые для восстановления вертикальных профилей малых составляющих, могут быть получены из одного и того же спектра. Вертикальный профиль может быть получен для трех полос S02. Охватываемый диапазон высот зависит от структуры облачного слоя.
Относительный коэффициент поглощения SO2 и аэрозоли вблизи центров полос SO2
|
1 1150cm-1 |
2 519cm-1 |
3 1366 cm-1 |
||
|
SO2 |
1 |
1.02 |
15 |
|
|
a |
1 |
0.1 |
0.4 |
Как можно видеть из Табл. 2, коэффициенты поглощения в полосах 1 and 2 практически совпадают, в то время как для аэрозоля на выбранных частотах они отличаются на порядок. Поэтому, несмотря на сходство коэффициентов поглощения SO2, эффективная высота уровня формирования полос должна быть различной. Из-за высокого коэффициента поглощения аэрозоля на частоте полосы 1 она наблюдается только на высоких широтах, где верхняя граница облаков проходит на меньшей высоте. Наилучшим образом она выражена в спектрах холодного воротника и горячего диполя. В полосе 3 коэффициент поглощения SO2 в 15 раз выше, чем в 1 и 2, поэтому излучение приходит из более высоких уровней атмосферы. Именно это обстоятельство позволяет получить вертикальный профиль SO2.
Вертикальные профили SO2 были получены нами с использованием трех фундаментальных полос (Засова и др., 1993, Esposito et al. 1997). Был сделан вывод о том, что в среднем содержание SO2 возрастает с широтой. Однако интегральное содержание SO2 (газ + аэрозоль) выше уровня 62 км примерно одинаково на низких и на высоких широтах ((4-5e+19 cm-2). Полученные вертикальные профили для облаков и SO2 позволяют сделать вывод о том, что на низких широтах вертикальное распределение SO2 контролируется фотохимическими процессами формирования облаков (шкала высот SO2 составляет примерно половину от шкалы высот газа), а на средних и высоких широтах она определяется динамическими процессами в атмосфере. В холодном воротнике вертикальная шкала составляет около 1 км (на высотах 55-65 км), а в наиболее теплых областях на тех же широтах она близка к 5 км (в интервале высот 55 -72 км), что сопоставимо со шкалой высот для облачного слоя. Над этим слоем шкала высот SO2 на высоких широтах вновь уменьшается до 1 км.
В параграфе 1.7 обсуждаются нетепловые ИК эмиссии, наблюдавшиеся в эксперименте ВИРТИС на КА Венера-Экспресс.
С использованием данных VeX/VIRTIS, нами впервые были обнаружены эмиссионные полосы ОН* Мейнеля в спектрах венерианской атмосферы. Можно говорить об открытии новой молекулы в атмосфере Венеры. Эмиссии ОН, обнаруженные в 1948 году в атмосфере Земли (Meinel, 1950), никогда не наблюдались в спектрах других планет. На Венере ро-вибрационные ИК полосы ОН 1.42 мкм (2-0) и 2.7 - 3.1µm (1-0) были отождествлены при лимбовых наблюдениях в окрестности анти- солнечной точки на ночной стороне планеты. Было обнаружено, что их интенсивности тесно коррелируют с интенсивностью и вертикальными профилями свечения кислорода. Максимальная интенсивность свечения как О2, так и ОН, наблюдается на высоте 97±1 км. Вращательные температуры, полученные по полосам ОН, составляют 250+-25К. Другая новая эмиссия, отождествленная нами в спектре Венеры - это свечение кислорода 1.58 мкм.
Вслед за обнаружением эмиссии NO (наблюдения PVO) и О2 (Connes et al., 1979), открытие ОН является завершающим для описания аэрономических процессов в верхней атмосфере Венеры, и позволяет наложить определенные ограничения на связанные с ними фотохимические процессы. Вертикальные профили интенсивности свечения, полученные VIRTIS, позволяют еще более ограничить круг возможных процессов.
В Главе 2 обсуждается применение методики к данным ИК спектрометра-интерферометра IRIS на Маринере 9.
Параграф 2.1. посвящен особенностям задачи самосогласованного восстановления температурного профиля и аэрозольной оптической толщины для марсианской атмосферы. В отличие от Венеры, аэрозоль здесь представлен различными компонентами: конденсационными облаками, пылью, или тем и другим. Низкое давление у поверхности и, как правило, невысокое содержание аэрозоля не позволяют определить вертикальный профиль аэрозоля из ИК спектра в тепловой области - за исключением некоторых случаев с немонотонным температурным профилем.
В параграфе 2.2 показаны впервые восстановленные температурные профили над вулканами Фарсиды и развитие температурной инверсии на северном склоне вулкана. Температурные профили с инверсией подтвердили результаты, полученные с помощью модели общей циркуляции.
Как правило, инверсия имеет место при таких температурных профилях, какие наблюдаются на ночной стороне (Pollack и др., 1979). Действительно, в работе Pelluconi et al. (1986), основанной на данных IRTM, было показано, что тепловая инерция в высокогорных областях Tharsis может быть в 10 - 15 раз ниже, чем на равнине, и это может привести к быстрому охлаждению низкоинерционной поверхности при более высокой инерции атмосферы и быть причиной сильной инверсии температурных профилей при Zsun ~ 80.
Рис. 2.1. Tharsis. Разрез через вершину Arsia Mons. Соседние кривые сдвинуты на 100 на обеих панелях. Слева - сравнение наблюдаемых и синтетических спектров; справа - соответствующие восстановленные температурные профили. Вдоль вертикальной левой оси отложены значения логарифма давления, а вдоль правой - приблизительной высоты
Рис. 2.2. Сравнение с результатами EMCD. Сплошные кривые - температурные профили, полученные с помощью EMGCM для соответствующих условий. Форма температурных инверсий в восстановленных температурных профилях сглажена вследствие конечного разрешения по вертикали. Номера температурных профилей соответствуют рисунку 2.1
В параграфе 2.3. обсуждаются вариации температуры атмосферы в зависимости от содержания пыли в процессе затухания пылевой бури на примере района низменности Эллады. Впервые был отслежен процесс остывания атмосферы в процессе затухания пылевой бури на основе анализа восстановленных температурных и аэрозольных профилей.