WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!


 

На правах рукописи

Засова Людмила Вениаминовна

Инфракрасная спектрометрия Венеры и Марса

с космических аппаратов

специальность 01.03.04

Планетные исследования

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание учёной степени

доктора физико-математических наук

Москва

2008 г.

Работа выполнена в отделе Физики планет и малых тел Солнечной системы ИКИ РАН, является плановой и соответствует профилю ИКИ РАН.

Официальные оппоненты:

Член-корр. РАН, доктор  физ.-мат. наук         Маров М.Я.

Доктор физ.-мат. наук, профессор               Курт В.Г.

       Доктор физ.-мат. наук                        Мельникова И.Н.

Ведущая организация:

                               Государственный институт им. Штернберга

Защита состоится 20 мая 2008 г.  на заседании диссертационного совета

Д 002.113.02 при Институте космических исследований РАН (ИКИ РАН) по адресу: 117997 Москва, ул. Профсоюзная, д.84/32.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИКИ РАН.

Автореферат разослан 20 апреля 2008 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета        

Д 002.113.02

к.ф.-м.н.                                        Ткаченко А.Ю.

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Диссертационная работа посвящена дистанционному зондированию атмосфер Венеры и Марса с космических аппаратов в инфракрасной области спектра.

Основные направления и актуальность исследований

Венера и Марс - планеты земной группы, наиболее близкие к Земле по своим свойствам.  Изучение свойств их атмосфер и  климатических условий на различных широтах  дает возможность лучше понять не только особенности эволюции этих планет, но и  проблемы климата Земли и его изменений, обусловленных, в частности, человеческой деятельностью.

Метод дистанционного зондирования с орбиты является эффективным методом изучения  атмосфер как Венеры, так и Марса. Он позволяет восстанавливать вертикальные температурные профили, исследовать пылевые и конденсационные облака на Марсе и сернокислотные облака на Венере. Атмосферы Марса и Венеры объединяет тот факт, что углекислый газ является основным компонентом их атмосфер т.е. его содержание можно считать известным. Если для восстановления температурных профилей  используется полоса СО2 15 мкм, то неизвестным оказывается только температурный профиль. Основные сложности при этом  связаны с учетом температурной зависимости коэффициентов поглощения СО2 и с необходимостью быстрого пересчета функций пропускания СО2 при изменении температурного профиля в процессе его восстановления.

Восстановление параметров атмосферы из спектра является обратной задачей теории переноса излучения. В случае земной атмосферы накоплен огромный статистический априорный материал по температурным профилям, и задача восстановления температурного профиля из теплового ИК спектра решается математически более строгими методами с использованием линеаризованного уравнения переноса (Кондратьев и Тимофеев, 1970, Rodger 2000, Васильев и Мельникова, 2002). В случае Марса и Венеры такая информация практически отсутствует.

В настоящее время модели общей циркуляции атмосферы Марса получили большое развитие, и Европейская модель EMCD (Forget et al 1999, Lewis et. 1999) позволяет сформировать априорную базу температурных профилей (Grassi et al. 2005a,b). Недостатком такого подхода является зависимость получаемых результатов от используемой модели. В случае Венеры  модели общей циркуляции вообще находятся в зачаточном состоянию.

В отличие от земной атмосферы, в атмосферах Марса и Венеры всегда присутствует аэрозоль, и при восстановлении температурных профилей нельзя пренебречь его влиянием на профиль полосы СО2 15 мкм. Полосы поглощения аэрозоля, которые могут быть использованы для восстановления оптической толщины аэрозоля, в свою очередь, зависят от температурного градиента. Отсюда следует необходимость одновременного самосогласованного восстановления профилей температуры и аэрозоля.

С начала космической эры планета Венера была предметом активных исследований, проводившихся при помощи как космических аппаратов, включая посадочные, орбитальные и пролетные, так и наземных наблюдений (Мороз и др., 2002, and Huntress et al., 2003). В 60-80 годы были впервые получены фундаментальные сведения о поверхности Венеры и ее атмосфере, породившие в то же время множество вопросов о строении, составе, физико-химических процессах и динамике атмосферы. Позднее, после затянувшегося перерыва в исследованиях Венеры, космический аппарат Европейского космического агентства «Венера-Экспресс», работающий в настоящий момент на околопланетной орбите, открыл новый этап изучения Венеры.

Особую роль в изучении атмосферы Венеры играет исследование средней атмосферы (мезосферы) на высотах 55–100 км. Здесь поглощается около 70% всей энергии солнечного излучения, падающего на Венеру. Большая часть этой энергии поглощается в верхнем облачном слое 58–68 км в спектральной области 0.32–0.5 мкм так называемым «неизвестным УФ поглотителем» (Pollack et al.,1980, Zasova et al.1981, Esposito et al., 1997). (Другими источниками оптической толщины являются облака, углекислый газ, водяной пар, двуокись серы). Такое необычное распределение поглощенной энергии в сравнительно узком слое приводит к генерации термических приливов, играющих важную роль в поддержании суперротации (Schubert et al.,1983, Gierasch et al., 1997), которая является самой яркой особенностью глобальной атмосферной динамики и одной из загадок Венеры. Исследование термической структуры атмосферы играет ключевую роль для понимания феномена суперротации.

Информация о термической структуре мезосферы была весьма ограниченной и базировалась на экспериментах по радиопросвечиванию, проводившихся  на Пионер-Венера (Kliore and Patel, 1982, Kliore 1985, ), Венере 15 (Yakovlev et al., 1987a,b, 1991), Магеллане (Jenkins, 1994, Hinson&Jenkins, 1995). По наблюдениями с ИК картирующим радиометром на Пионер-Венера (Taylor et al., 1980,1983, Schofield et al., 1982, 1983), который имел всего 6 каналов в полосе 15 мкм, были получены температурные профили, охватывающие достаточно большой интервал широт, но имеющие весьма низкое вертикальное разрешение. Основываясь на этой информации были построена температурная модель средней атмосферы, зависящая от широты (Kliore et al., 1985, Seif et al, 1980, 1983, 1985)

Инфракрасная спектрометрия в тепловой области представляет собой важнейший, и, как будет показано в работе, весьма результативный  метод исследования средней атмосферы Венеры, поскольку  излучение в спектральной области 5 – 50 мкм формируется в основном как раз в интервале высот 55–100 км. Впервые для Венеры этот метод был реализован в эксперименте Фурье Спектрометр на Венере 15 (ФС В15). (Moroz et al.,1986, Oertel et al., 1985, 1987). Работая на полярной орбите, ФС В15 позволил получить спектры для северного полушария вдоль меридиана для одного и того же местного времени. Для интерпретации наблюдений важную роль играет то обстоятельство, что в крыльях полосы поглощения 15 мкм излучение формируется внутри облачного слоя. При этом другие  области спектра, свободные от газового поглощения, могут быть использованы для анализа строения облаков. Поскольку  форма аэрозольных полос также зависит от температурного профиля, очевидна необходимость самосогласованного восстановления температурного и аэрозольного профилей из одного и того же спектра.

Первым интерферометром, с помощью которого исследовался Марс, был прибор IRIS на аппарате Маринер 9 в 1971 году (см. табл.1). Аппарат приблизился к Марсу во время глобальной пылевой бури. Много работ было посвящено обработке и интерпретации результатов этого эксперимента (Conrath et al. 1973, 1975, Hanel et al.,1972,  Toon et al. 1977, Clancy et al., 1995,1996, Fenton et al.,1972, Christensen, 1998), однако при этом  изучалась либо температура атмосферы, без учета или с грубым учетом некоторого «модельного» аэрозоля, причем, как правило, после осаждения пыли, либо атмосферная пыль, но для достаточно произвольно заданного модельного температурного профиля. Первая попытка самосогласованного восстановления температурного и аэрозольного профилей была предпринята Santee &Crisp (1993), но для условий вне пылевой бури, когда оптическая толщина пыли составляла около 0.2 -0.3 в полосе поглощения 1075 см-1.

Очень важное влияние на климат Марса оказывают пыль и конденсационные облака водяного льда и углекислоты. Конденсационные облака влияют благодаря радиационным эффектам – выхолаживанию атмосферы за счет излучения, парниковому эффекту (в результате перехвата инфракрасного излучения нижележащих слоев атмосферы и поверхности), а также благодаря поглощению солнечной энергии. Результирующий эффект может заключаться как в усиленном выхолаживании, так и в дополнительном нагреве атмосферы Марса, поскольку формирование облаков приводит  к повышению как оптической толщины, так и отражательной способности аэрозольных слоев.

В последние годы несколько американских космических аппаратов исследовали или продолжают исследовать Марс : MGS, Mars Odyssey, роверы Spirit и Opportunity, MRO. Основная задача этих экспериментов заключается в исследовании поверхности и поиску областей, перспективных с точки зрения поиска существования современной или палео-жизни. На изучение атмосферы Марса нацелен ряд экспериментов на борту космического аппарата  ЕКА Марс Экспресс. Основной из них – это Планетный Фурье Спектрометр ПФС. Несмотря на огромный объем информации, полученный американскими аппаратами об атмосфере, температуре, облаках, пыли (Smith et al. 1999, 2000, 2002, 2004,Pearl et al. 1999, Zurek et al. 2007, Clancy et al. 2007) измерения ПФС дают уникальную возможность получать с полярной орбиты поля температуры в координатах широта- высота вдоль каждой орбиты и изучать климатические условия  на Марсе.

Особую роль играет изучение озона и кислорода в верхней атмосфере планет (Krasnopolsky, 2000). Oзон является важным компонентом атмосферы и обеспечивает возможность существования жизни на планете, защищая поверхность от солнечного ультрафиолета. На Марсе, как и на Земле, на дневной стороне происходит фотолиз озона, в результате которого образуется кислород в возбужденном состоянии, дающий сильную эмиссию на длине волны 1.27 мкм. Интенсивность этой эмиссии является мерой содержания озона в верхней атмосфере (H>20km).

Свечение молекулярного кислорода на длине волны 1.27 мкм на ночной стороне Венеры (Connes et al., 1979, Meadow&Crisp 1996, Mills,2007) возникает в результате рекомбинации атомов кислорода, которые образуются на дневной стороне при фотолизе СО2 и СО. Атомы кислорода заносятся на ночную сторону глобальной циркуляцией в верхней мезосфере и термосфере Венеры, благодаря которой газ поднимается в подсолнечной точке, переходит через терминатор на ночную сторону и опускается в антисолнечной точке (SS-AS циркуляция). Наблюдение движения кислородных облаков позволяет исследовать циркуляцию на высоте около 100 км,  характер которой до сих пор слабо изучен (Bougher et al., 2007).

Целью работы является исследование физических свойств атмосфер Венеры и Марса на основе данных ИК спектрометрии на космических аппаратах Венера 15 и Венера Экспресс и  Маринер 9 и Марс Экспресс. Работа включает создание нового направления в интерпретации данных ИК спектрометрии в тепловой области - самосогласованного восстановления температурного и аэрозольного профиля из единичного спектра, локально, без привлечения модельной информации, реализацию предложенного метода для атмосфер Марса и Венеры, а также исследование нетепловых эмиссий в спектрах этих планет.

Новизна работы

Создано новое направление в интерпретации данных ИК спектрометрии планет - методика самосогласованного восстановления температурного и аэрозольного профилей в атмосферах Марса и Венеры, с использованием всего ИК спектра в наблюдаемом спектральном интервале, включающем как полосы поглощения СО2, так и аэрозольные полосы поглощения (концентрированной серной кислоты в атмосфере Венеры и  водяного льда и пыли в атмосфере Марса). Возможность применения методики связана с успешным решением проблемы расчета функций пропускания СО2 с помощью быстрого алгоритма, позволяющего практически с точностью по-линейных расчетов производить интерполяцию свернутых с инструментальным контуром функций пропускания СО2, а также  с применением быстрых методов решения уравнения переноса методом релаксации и использование всей измеренной спектральной области в процесс восстановления.

- Методика применена к данным ИК Фурье-спектрометрии на Венере 15. В результате впервые построена модель мезосферы Венеры (58-100 км), параметры которой зависят от местного времени; впервые восстановлены вертикальные аэрозольные профили (в терминах эквивалентных частиц) в верхнем облачном слое в зависимости от широты и времени суток, впервые получено широтное распределение поглощения SO2 – газа, являющегося фотохимическим предшественником серной кислоты.

- Методика применена к ИК спектрам Марса, полученным интерферометром IRIS на Mariner 9 (1971г.). Впервые показано, что методика самосогласованного восстановления температурного профиля и аэрозольной  оптической толщины может быть приложена к температурным профилям, имеющим сложную форму (с инверсией). Это относится в первую очередь  к спектрам полярных областей. Впервые показано, что для условий пылевой бури также могут быть восстановлены температурные профили и аэрозольная оптическая толщина. Впервые показано, что по характеру полос поглощения водяного льда может быть оценен размер частиц в облаках.

- Мониторинг с помощью Планетного Фурье-спектрометра на КА Марс Экспресс ЕКА, который работает на полярной орбите с 2004 года, позволил получать с помощью предложенной методики температурные профили и аэрозольную оптическую толщину вдоль каждой орбиты, определяя локальные условия в зависимости от местного времени суток: локальные пылевые бури. вечерние туманы, утренние дымки, состав аэрозоля.

Апробация работы и публикации

Всего по теме диссертации опубликовано более 50 работ. Мы приводим 40 наиболее важных из них в конце автореферата.

Результаты докладывались на семинарах по Физике планет в ИКИ а также на большом количестве международных конференций: Генеральных Ассамблеях COSPAR (на каждой, начиная с 1992г), сессиях Европейского Геофизического Союза (EGU), Департамента Планетных  Наук Американского Астрономического общества (DPS AAS), Европейских Планетных Конгрессах (Europlanet), конференциях ESA, посвященных Марс Экспресс, Совещаниях рабочей группы «Атмосфера Марса - моделирование и наблюдения»; Конференциях LPI (USA) и др.

За последние 5 лет сделано 29 докладов на конференциях и опубликованы тезисы.

Положения, выносимые на защиту

  1. Создана методика самосогласованного восстановления температурных и аэрозольных профилей в атмосферах планет по данным ИК спектрометрии на основе использования быстрого интерполяционного  алгоритма расчета газовых функций пропускания и быстрого итерационного метода для решения уравнения переноса. Методика представляет собой новое направление в интерпретации данных ИК спектрометрии планет .
  2. В результате применения разработанной методики для интерпретации данных, полученных фурье-спектрометром на борту Венеры 15 (1983),  создан банк температурных и аэрозольных профилей для мезосферы Венеры. Эти данные не потеряли своей актуальности до настоящего времени.
  3. Обработка данных ИК спектрометрии атмосферы Венеры на борту Венеры 15 привела с следующим наиболее важным выводам:

а) Впервые показано, что основные температурные вариации в атмосфере Венеры имеют характер термического прилива, а также получено широтное и высотное распределение  гармоник  приливных волн - от суточной до 1/4  суточной.

б) Впервые получены вертикальные профили облаков на высоких широтах Венеры и показано, что суточные вариации положения верхней границы облачного слоя  на большом интервале широт носят солнечно-связанный, приливной характер. 

в) Впервые показано, что концентрированная серная кислота является основным компонентом облачного слоя Венеры на всех широтах -- от экватора до северного полюса. По данным Венеры Экспресс показано, что и на южном полюсе Венеры основной компонетнт облачного слоя – это серная кислота

г) Обнаружены полосы SO2 в ИК спектре и впервые получены вертикальные профили SO2 в области высот 60-70 км в зависимости от  широты.

  1. С использованием разработанной методики  по данным эксперимента  IRIS на Маринер 9 (1971) решена задача  самосогласованного восстановления температурных профилей и аэрозольной оптической толщи в атмосфере Марса. В частности,

а) получены температурные профили над вулканами  и  показано развитие температурной инверсии на склоне вулкана вблизи вечернего терминатора,

б) получены температурные профили в низменности Эллады при изменении содержания пыли в атмосфере во время затухания пылевой бури и кривые изменения температуры в зависимости от содержания пыли в атмосфере

в)  впервые восстановлены ночные температурные профили в северной полярной области в зимний сезон.

  1. Применение разработанной методики к данным ПФС на Марс Экспресс позволило восстановить для каждой орбиты  температурное поле в координатах широта-высота. При этом были получены следующие результаты:

а) впервые  обнаружена температурная инверсия на высоте 10-20 км  в полярном воротнике (северном и южном) в зимний сезон, она связана с нисходящей ветвью ячейки Хэдли и коррелирует с присутствием облаков из водяного льда.

б) восстановление температурных профилей в ночной атмосфере над полюсом позволило выделить  области  возможной конденсации СО2 и показать, что  с этими областями коррелируют  волновые структуры на одновременно полученных изображениях ОМЕГА Марс Экспресс, которые связаны  с неустойчивостью процесса конденсации и испарения  льдов СО2 и Н2О к вариациям  температуры.

в) Впервые получены сезонные и суточные вариации температуры и аэрозоля  в долине Маринеров, в области Эллады, в области вулканов и в полярных областях. 

  1. На основе данных VIRTIS M (КА Венера-Экспресс) впервые в атмосфере другой планеты отождествлены полосы свечения гидроксила ОН (ИК полосы Мейнеля) и эмиссия молекулярного кислорода 1.58 мкм.

Научная и практическая ценность работы.

Работа представляет собой этап исследования свойств атмосфер двух планет с использованием имеющихся результатов зондирования атмосфер с помощью фурье-спектрометров. Несмотря на большое различие свойств атмосфер (плотность, состав облаков и др.), атмосферы Марса и Венеры объединяет тот факт, что их основным компонентом является СО2 с известным содержанием. Созданная методика позволяет получать параметры атмосферы - температурный и аэрозольный профили - локально из одного и того же спектра, без привлечения модельных данных, и использовать полученную информацию для восстановления  вертикального профиля или оценки содержания малых составляющих атмосферы. Банк температурных и аэрозольных профилей, восстановленных по данным ФС Венеры 15, остается уникальным до настоящего времени и применяется как референтный для интерпретации результатов картирующего спектрометра VIRTIS на Венере Экспресс и  для моделирования термических приливов и суперротации атмосферы (совместно с Университетом Колорадо, США).

Методика, разработанная автором, используется в настоящее время для интерпретации ИК спектрометрии ПФС на КА Марс-Экспресс и ВИРТИС на КА Венера Экспресс. В отличие от зонально-средних полей, полученных статистически по многим миллионам спектров с низким разрешением (эксперимент TES MGS), наши данные позволяют исследовать условия в атмосфере Марса локально в разное время суток  над различными областями планеты -- от вершин вулканов до впадин и полюсов.

Разработанный автором метод может быть использован и в будущем, для изучения атмосфер планет и других тел, обладающих газовой оболочкой. Прежде всего, планируется его использование для интерпретации данных эксперимента с миниатюрным Фурье-спектрометром АОСТ в рамках проекта Фобос–Грунт, с миниатюрным Фурье-спектрометром (MIMA) на марсоходе миссии ЕКА Экзо-Марс (автор является со-руководителем эксперимента .MIMA). а также с ИК Фурье-спектрометром, который будет включен в состав аппаратуры орбитального КА будущего проекта Венера–Д (ФКП России).

Личный вклад автора состоит постановке задач и в разработке нового направления в интерпретации данных ИК спектрометрии планет в тепловой области спектра. По отношению ко всем результатам, отраженным в положениях, выносимых на защиту, вклад автора является решающим.

Содержание работы

Работа состоит из Введения, трех глав (17 параграфов) и Заключения. Ниже приведено краткое содержание разделов.

Введение. Во Введении дается общий обзор рассматриваемых в диссертации задач и проблем, связанных с изучением атмосфер Венеры и Марса, и формулируются цели исследований, описываемых в последующих главах. Подчеркивается сложность задач и важность их решения для понимания различных путей эволюции планетных атмосфер.

Первая глава посвящена инфракрасной спектрометрии Венеры.

В параграфе 1.1 обсуждается важность исследования термического строения средней атмосферы (мезосферы) Венеры (55-100 км), где в верхнем облачном слое (58-70 км) поглощается около 50% солнечной энергии. Это приводит к генерации термических приливов, энергия которых играет важную роль для поддержания суперротации атмосферы. Инфракрасный спектр в тепловой области, полученный с орбиты вокруг Венеры, позволяет зондировать ее мезосферу. Впервые этот эксперимент был осуществлен на Венере 15 в 1983 году.

Параграф 1.2 посвящен описанию эксперимента  Фурье-спектрометр на Венере 15 (ФС-В15). С полярной орбиты производилось зондирование средней атмосферы Венеры. Характеристики ФС-В15 приведены в таблице 1, в которой даны также характеристики других Фурье-спектрометров, использовавшихся для исследования Марса и Венеры. Выделены эксперименты, данные которых использованы в диссертации.

Инфракрасная спектрометрия в тепловой области 5 – 50 мкм представляет собой важный метод исследования средней атмосферы Венеры. Излучение в этой спектральной  области формируется в мезосфере в интервале высот 55–100 км. Впервые для Венеры  метод ИК- спектрометрии был реализован в эксперименте Фурье Спектрометр (ФС) на Венере 15, который имел спектральный диапазон 6–40 мкм  при спектральном разрешении 4.5–6.5 см-1. (Moroz et al.,1987, Oertel et al.,1987). Венера 15 работала на околополярной орбите, так что Северный полярный район мог наблюдаться под углами, близкими к надиру (Zobs = 0 достигался при = 87°). Учитывая, что наклон орбиты к экватору составляет всего 3°, близкая к полярной орбита позволила осуществлять наблюдения вдоль меридиана от 20° N до высоких широт практически одновременно (в пределах 0.5 часа) и при одном и том же местном времени.

       Наблюдения длились в течение всего двух месяцев. Остались не покрытыми измерениями секторы местного времени вблизи полудня (10:30 – 16:00) и вблизи полуночи (22:30 – 4:00). Несмотря на несовершенство покрытия, эти измерения показали эффективность метода ИК спектрометрии для исследования средней атмосферы Венеры, ее термической структуры, термического ветра, вертикальных профилей аэрозоля и малых составляющих. Впоследствии это было учтено при выборе орбиты аппарата Венеры Экспресс.

Было получено 1500 спектров, с разрешением 6.5 см-1 при обработке на борту и несколько сот спектров с разрешением 4.6 см-1 при передаче интерферограмм на Землю. Примеры записей спектров приведены на рис 1.1.

Форма спектра определяется следующими факторами: 1) температурным профилем в средней атмосфере; 2) вертикальным аэрозольным профилем: вне газовых полос поглощения он определяет уровень формирования излучения; 3) содержанием и вертикальным профилем поглощающих газов

Курсивом даны для сравнения эксперименты, результаты которых не использовались в диссертации

       

Рис.1.1.  Усредненные спектры для типичных областей Венеры:

  1. 10 < φ <+10, LS =75; 2 – «теплые области» на широтах φ = 60 - 80; 3 – ‘холодный воротник’, φ = 60 - 80;  4 – ‘горячий диполь’, φ = 75 - 85, 5 . φ >85. Стрелками показаны положения спектральных каналов, свободных от газового поглощения, которые используются для аэрозольного зондирования

В параграфе 1.3 приводится описание алгоритма самосогласованного восстановления температурного и аэрозольного профилей для мезосферы Венеры и создания методики  самосогласованного восстановления температурного и аэрозольного профиля в атмосферах  планет с использованием ИК спектра во всем наблюдаемом спектральном интервале, включающем как полосы поглощения СО2, так и аэрозольные полосы - концентрированной серной кислоты в случае Венеры и  водяного льда и пыли для атмосферы Марса. Применение методики связано с успешным решением проблемы расчета функций пропускания СО2 с помощью быстрого алгоритма, который позволяет практически с точностью расчетов line-by-line, производить интерполяцию свернутых с инструментальным профилем функций пропускания, и быстрых методов решения уравнения переноса с использованием метода релаксации. Дан анализ ошибок восстановления.

       Интенсивность уходящего излучения I на волновом числе в случае поглощающей атмосферы в тепловой ИК области спектра определяется уравнением переноса. Приведем его в интегральной форме (1).

,                (1)

где Р – давление, Т –температура, B(T) –функция Планка, t функция пропускания атмосферы от верхней границы до некоторого уровня Р, К(Р,Т) – весовая функция, которая определяет вклад данного уровня (Р,Т) в интенсивность уходящего излучения.

                               (2)

где зенитный угол наблюдения, Н – шкала высоты, k (P,T) – объемный коэффициент поглощения, в общем случае представляет собой сумму газового и аэрозольного коэффициентов поглощения.

,                                        (3)

Уравнение (1) решается итерационным методом с использованием соотношений релаксации (4) и (5)

       (4)

где ТВ (i)- яркостная температура на волновом числе i, индексы i и j  относятся соответственно к волновому числу и уровню в атмосфере, n – номер итерации, – ошибка измерений, N – эквивалентное число аэрозольных частиц.

               (5)

Для описания вертикального аэрозольного профиля мы используем понятие вертикального профиля эквивалентных частиц. После измерений на Пионер Венера  было предложено 4х-модовое распределение частиц по размерам, которое описано в работах Pollack et al., 1980, Zasova et al. 2007. В верхнем облачном слое основная мода – это мода 2  (частицы размера около 1 мкм). Частицы моды 2 и были приняты в качестве эквивалентных частиц.

Для расчета свернутых функций пропускания используются интерполяционные формулы. При этом по-линейно для трех температурных профилей Тмин(Р), Т0(Р), Тмах(Р) рассчитываются функции пропускания, сворчиваются с инструментальным контуром и вычисляются интерполяционные коэффициенты и , в зависимости от волнового числа и давления. Новая функция пропускания связана с t0 [T0(P)] следующим соотношением:

               (6)

Где j – уровень в атмосфере

(7)

В параграфе 1.4 описываются впервые полученные трехмерные температурные поля Венеры в координатах широта-высота в мезосфере в зависимости от местного времени (рис.1.2). Основные динамические особенности, наблюдаемые в ИК области – это полярный диполь и холодный воротник. Прослежены их  вариации в зависимости от местного времени.  Полярный диполь и холодный воротник, наблюдаемые в Южном полушарии в эксперименте VIRTIS-M на Венере Экспресс, показывают сходное строение по сравнению со структурными деталями, наблюдавшимися ФС на Венере 15

Поля температуры, усредненные как глобально, так и по квадрантам солнечной долготы, показаны на Рис. 1.2 и 1.3. Эти данные также усреднены по 50 широты. На зонально усредненном поле (Рис. 1.3) ясно видно возрастание температуры  от низкоширотных областей к полюсу в интервале высот 65 – 90 км. На уровне около 95 км  (на низких широтах) наблюдается температурный минимум, связанный с температурной инверсией. На высоких широтах температурные профили близки к изотермичным. Ниже уровня 65 км температура падает с широтой  - до широты 65-700 , на которой наблюдается температурный минимум, связанный с холодным воротником, на высоте 64 – 65 км (уровень 100 мбар). В полярной области (φ > 800) в интервале высот  58- 70 км температура остается практически постоянной (в пределах 5К).



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,  ϕ - широта, Тi , φi – 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, , 1/3 и 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 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 = 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 =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 1, 2, 3 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 ν1, ν2 и ν3 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. 

Табл 2. Относительный коэффициент поглощения SO2 и аэрозоли вблизи центров полос  SO2.

ν1 1150cm-1

ν2 519cm-1

ν3 1366 cm-1

SO2

1

1.02

15

σa

1

0.1

0.4

Как можно видеть из Табл. 2, коэффициенты поглощения в полосах  ν1 and ν2 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 ν1 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 ν3  коэффициент поглощения SO2 в 15 раз выше, чем в ν1 и ν2, 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.

Рис. 2.3. Район Эллады, вариации температуры атмосферы в процессе затухания пылевой бури. Температурные профили, восстановленные по измерениям IRIS, выполненным для области Hellas  во время затухания пылевой бури. Штриховая линия (CO2) отмечает температуру конденсации СО2, а штрих-пунктирная – температуру конденсации воды при ее содержании 1, 10, 100 и 400 ppm.. (1) Ls= 293°, LT = 18:20; (2) Ls= 297.0 °, LT = 15:20; (3) Ls= 302 °, LT = 6:30; (4) Ls= 309 °, LT = 13:15; (5) Ls= 310 °, LT = 10:00; (6) Ls= 312 °, LT = 6:50; (7) Ls= 330 °, LT = 12:30; (8) Ls= 332 °, LT = 6:50; (9) Ls= 350 °, LT = 10:40; (10) Ls= 44 °, LT = 8:00; (11) Ls= 55 °, LT = 4:50. При изменении оптической толщины пыли на волновом числе 1075 см-1 от 1.5 до 0.2 температура атмосферы падает от 240 К до 170 К на высоте 20 км. 

В параграфе 2.4. обсуждается строение ночной атмосферы в северной полярной области в зимний сезон. Впервые восстановлены температурные профили в полярной области, а также показаны высоты в атмосфере, где может происходить конденсация льда СО2 и водяного льда.

Рис. 2.4. Температурные профили, восстановленные из спектров IRIS, полученных для серной полярной области в ночное время для широт 70-800N (a) и 80-900N (b). Штриховая линия – температура насыщения для СО2, штрих-пунктирная линия – температура насыщения Н2О при относительном содержании fH2O = 0.1, 1, 10 и 100 ppm.

В параграфе 2.5 обсуждаются  наблюдения облаков из водяного льда  над областью Tharsis вблизи афелия Марса.

Здесь мы рассматриваем наблюдения, проведенные в дневные часы, когда Марс находился вблизи афелия. Эти наблюдения охватывают данные Mariner 9  (Curran et al., 1973) и HST (James et al., 1996). Многие спектры TES и ПФС  содержат полосы водяного льда, однако мы нашли только три таких спектра, полученных IRIS. Они относятся к области Tharsis  при Ls = 980 . Для нее также  имеются одновременно полученные изображения в видимой области спектра.

Содержание H2O в облаках получено близким к  1.0 prμm для первых двух спектров и 1.7 prμm  для третьего спектра, что в несколько раз ниже типичных оценок содержания водяных паров на Марсе  (10 prμm).

Таблица 4. Параметры трех спектров IRIS, содержащих полосы водяного льда, и полученные из них характеристики водяных облаков.

----------------------------------------------------------------------------------

Nsp φ λ  LT  τ  τ  Rm  N MH2O         

  h 10μm  0.6μm μm cm-2  g cm-2 

----------------------------------------------------------------------------------

1 13.25  117.06  15.39 0.09 0.46  2±0.5 1.1 106  3.3 10-5 

2 12.69  116.99  15.40 0.09 0.46  2±0.5 1.1 106  3.3 10-5 

3 21.87  114.23  16.36 0.18 0.48  3±0.5  5 105  5.7 10-5 

----------------------------------------------------------------------------------

В главе 3 описываются результаты, полученные с помощью Планетного Фурье Спектрометра, который с 2004 года производит мониторинг Марса в области спектра 1.2-40 мкм и позволяет вдоль каждой поляной орбиты получать (параграф 3.1) температурное поле в координатах широта-высота.

Описывается метод самосогласованного восстановления температурного профиля и аэрозольной оптической толщины, ранее апробированный на спектрах  IRIS, в применении к данным ПФС на Марс Экспресс. Для каждой орбиты по данным ПФС получено температурное поле в координатах широта-высота. При восстановлении не используются данные из модели общей циркуляции, поэтому получаемые результаты важны для проверки и совершенствования моделей. Начальный температурный профиль и начальная оптическая толщина аэрозоля берутся непосредственно из измерений: начальный температурный профиль для каждого спектра определяется по яркостной температуре в полосе СО2 15 мкм, а начальное значение аэрозольной толщины --  по глубине аэрозольных полос поглощения.

a)

б)в)

Рис.3.1. а). Температурное поле вдоль орбиты 68 (конец северной зимы). б) Высота поверхности. Отмечены области, где наблюдалась пыль и облака из водяного льда. Отмечено положение областей, для которых были восстановлены профили, приведенные  на рис. в) .

В параграфе 3.2. обсуждаются строение и сезонные вариации полярного воротника. Впервые наблюдалась температурная инверсия ниже 20км, связанная с нагревом в ниспадающей ветви циркуляции Hadley. Она коррелирует с присутствием облаков из  водяного льда, и наблюдается  в зимний сезон на широте 40-600 (полярный воротник).

В параграфе 3.3. обсуждается ночная атмосфера над полюсом.

Параграф посвящен восстановлению температурных профилей в ночной атмосфере над полюсом в зимний сезон (т.е. при особенно низкой температуре атмосферы и поверхности). Показано, что вблизи терминатора на дневной стороне может осуществляться конденсация СО2. С областями возможной конденсации СО2 совпадают области на изображениях ОМЕГА Марс Экспресс, где наблюдаются гравитационные волны, наиболее ярко выраженные в свечении молекулярного кислорода, и в полосах поглощения льдов Н2О и СО2 (последние антикоррелируют). Неустойчивость процесса образования этих льдов связана  с тем, что  вариации температуры приводят к быстро растущему преобладанию конденсации одного льда над другим: при росте температуры испаряется лед СО2, и в облаках начинает преобладать лед Н2О, а  его испарение вызывает понижение температуры и приводит к конденсации СО2.

В параграфе 3.4. описывается восстановление температурных профилей над  низменностями Эллада и долиной Маринеров. Исследован температурный режим в долине Маринеров и сезонные и суточные вариации температуры и аэрозоля в широком интервале условий -- от утренних туманов до локальных пылевых бурь. Одновременные измерения утренней дымки, полученные с использованием ПФС, OMEGA  и с камер HRSC, вызвали многочисленные дискуссии о ее составе, но только данные ПФС, благодаря  широкому  спектральному  интервалу, позволяют определить ее природу. Локальная пылевая буря в долине Маринеров зафиксирована при Ls=136°, вблизи полудня.  Пыль имела типичный для Марса силикатный состав, а ее оптическая толщина достигала 1 на 1075 см-1.

Рис.3.2. Структура марсианской атмосферы в Северной полярной области. Эмиссия О2 и содержание О3 в конце марсианской зимы. Эксперименты OMEGA и PFS.

       В параграфе 3.5 рассматриваются облака из водяного льда в области вулканов и в экваториальном поясе облаков. Несмотря на то, что облака из частиц льда могут присутствовать над вулканами в любой сезон, наибольшая оптическая толщина  над ними наблюдается в сезон северного лета, когда тает полярная шапка. Нами впервые были обнаружены облака из водяного льда над северным полюсом в момент наиболее интенсивного таяния полярной шапки. Проведенные измерения были подтверждены расчетами в рамках модели общей циркуляции атмосферы. Найденное нами абсолютное содержание водяного льда в экваториальных облаках для сезона северного лета оказалось близким к расчетному.

Заключение. В этом разделе подводятся основные итоги работы и делаются завершающие выводы.

Все перечисленные выше результаты диссертации являются новыми и актуальными и имеют практическое применение в области исследования атмосфер планет. 

Рис.3.3. Температурные поля, температурные профили и кривые оптических толщин по измерениям вдоль орбит, проходивших через вулканы. Оптическая толщина водяных облаков на 825 см-1 показана красными линиями.

Цитируемая литература

.

Васильев А.В., Мельникова И.Н. Коротковолновое солнечное излучение в атмосфере Земли. Измерения. Интерпретация. С-Петербург, С-Пб НЦ РАН, НИЦ ЭБ РАН, С-Пб ГУ, 2002.

Кондратьев К.Я., Тимофеев Ю.М. Термическое зондирование атмосферы со спутников. Л., Гидрометеоиздат, 1970.

Маров М.Я. , Бывшев К.Н., Мануйлов Ю.П. идр.Нефелометрические измерения на станциях Венера 9 и 10. Космич. исслед. 14, 729-734, 1976.

Avduevskiy, V. S., M. Ya. Marov, Yu. N. Kulikov, V. P. Shari, A. Ya. Gorbachevskiy, G. R. Uspenskiy, and Z. P. Cheremukhina, 1983.  Structure and parameters of the Venus atmosphere according to Venera probe data.  In Venus (D. M. Hunten, L. Collin, T. M. Donahue, and V. I. Moroz, Eds.), 681–765.

Christensen P.R., Variations in Martian surface composition and clouds occurrence determined from thermal infrared spectroscopy: analysis of Viking and Mariner-9 data, J. Geophys.Res., 103, E1, 1733-1746, 1998.

Clancy R.T., S.W. Lee, G.R. Gladstone, W. McMillan and T. Roush, A new model of Mars atmospheric dust based upon analysis of ultraviolet through infrared observations from Mariner 9, Viking and Phobos, J. Geophys. Res., 100, 5251-5263, 1995. 

Clancy R.T., M. J. Grossman , M. J. Wolf, P. B. James, D. J. Rudy, Y.N. Billawala, B.J. Sandor and S.W. Lee, Water vapor saturation at low altitudes around Mars aphelion. Icarus, 122, 36-62, 1996.

Clancy,T., J. Wolff, B. Whitney, B. Cantor, M. Smith Mars equatorial mesospheric clouds: Global occurrence and physical properties from Mars Global Surveyor Thermal Emission Spectrometer and Mars Orbiter Camera limb observations, J. Geophys.. Res.,  112, E04004, doi:10.1029/2006JE002805, 2007

Connes P., Connes J., et al, O2 emission in the day & night airglow of Venus, Astroph. J., 233, L29-L32, 1979.

Conrath B., R. Curran, R. Hanel, V.Kunde, W. Magnire, J. Perl, J. Pirraglia and J. Walker, Atmospheric and surface properties of Mars obtained by infrared spectroscopy on Mariner, J. Geophys. Res., 78, 4267-4278, 1973.

Conrath B., Thermal structure of the Martian atmosphere during the dissipation of the dust storm of 1971. Icarus, 24, 36-46, 1975

Curran R.G., B.J.Conrath, R.A. Hanel and V.G. Kunde, J.S. Pearl, Mars: Mariner 9 spectroscopic evidence for H2 O ice clouds. Science, 182, 381-383, 1973.

Fenton F.K., J.C. Pearl and T. Martin , Mapping Mariner 9 dust opacity, Icarus, 130, 115-124, 1997.

Gierasch P. and R. Goody , The effect of the dust on the temperature of the Martian atmosphere. J. Atmosph. Sci., 29, 400-402, 1972.

Esposito L.W., Knollenberg R.G., Marov M.Ya., Toon R.B. , and Turko R.P. The clouds and hazes of Venus. In Venus Hunten D.M., Colin L., Donahue T.M., and Moroz V.I., eds. Pp.  484-458, The University of Arizona Press, Tucson, Arizona, 1983

Esposito L.W., Bertaux J.-L., Krasnopolsky V., Moroz V.I., and Zasova L.W. Chemistry of lower atmosphere and clouds. In Venus II, Bougher S.W.,  Hunten D.M., and Phillips R.J., eds. Pp.  415-458, The University of Arizona Press, Tucson, Arizona, 1997.

Forget, F., Hourdin, F., Fournier, R., Hourdin, C., Talagrand, O.,Collins, M., Lewis, S.R., Read, P.L., Huot, J. Improved general circulation models of the Martian atmosphere from the surface to above 80 km. J. Geophys. Res. 104 (E10), 24155–24176, 1999.

Gierash P.J., et al. The general circulation of the Venus atmosphere and assessment. In Venus II. The University of Arizona Press, Tucson, Arizona, 1997

Hanel R., B. Conrath, W. Hovis, A. Kunde, P. Lowman et al., Investigation of the Martian enviroment by infrared spectroscopy on Mariner 9, Icarus, 17, 423-442, 1972.

Hinson D. and J.Jenkins  Magellan radio occultation measurements of atmospheric waves on Venus. Icarus, 114, 310, 1995.

Hinson D.P., R.A. Simpson, J.D. Twicken, Tyler G.L. and Flasar F.M. Initial results from radio occultation measurements with Mars Global Surveyor, J. Geophys. Res.,104, E11, 26977- 27012, 1999.

Huntress W.H., Moroz V.I., and Shevalev I.L.,. Lunar and planetary robotic and exploration missions in the 20th century. Space Sci. Rev. 2002

Jenkins V.M. et al. Radio occultation of the Venus atmosphere with the Magellan spacecraft. 2. Results from the October 1991 experiment.  Icarus 111, 79, 1994.

Kliore A., and U. Patel, Thermal structure of the atmosphere of Venus from Pioneer Venus radio occultations, Icarus, 52, 320-334, 1982.

Kliore A., V.I. Moroz , and G.Keating . The Venus International Reference Atmosphere, Adv. Space Res., N11, 1985.

Kliore, A. J., Recent Results on Venus Atmosphere from Pioneer Venus Radio Occultations , Adv.Space Res., 5, N9, 41-49, 1985.

Pollack J.B., Toon O.B., Whitten R.C. et al., Distribution and source of the UV absorption in Venus atmosphere, J. Geophys. Res., 85, 8141-8150, 1980.

Knollenberg R.G., and D.M. Hunten, The microphysics of the clouds of Venus: results of the Pioneer Venus particle size spectrometer experiment, J. Geophys. Res., 85, 8039-8058, 1980

Krasnopolsky V. , Bjoraker G.L. Mapping of Mars O2 dayglow. J. Geophys.Res., 105 (E8), 20179-20188, 2000.

Lewis S.R., M. Collins, P.L. Read, F. Forget, F. Hourdin, F. Fournier, C. Hourdin, O. Talagrand, J.-P. Huot, A climate database for Mars, J. Geophys. Res., 104, 24,177-24,194, 1999.

Marov M.Ya., Lystev N.E., Ltbedev n.A. et al. The structure and microphysics properties of Venus clouds:Venera 9,10,11 data. Icarus 44, 608-639, 1980

Meadows V.S. and Crisp D. Ground-based near infrared observations of the Venus nightside: The thermal structure and water abundance near the surface. J. Geophys. Res. 101, 4595–4622, 1996.

Mills F.P, Allen M. A review of selected issues concerning the chemistry in Venud middle atmosphere.  Planetary and Space Sci., 55, 1729-1740, 2007.

Moroz V.I., Huntress W.H., and Shevalev I.L. Planetary missions of the 20th century. Kosmicheskie  issledovanija .  40, N5, 451-481, 2002 (in Russian *).

.Palluconi F. and H. Kieffer, Thermal inertia mapping of Mars from 60°S to A 60°N, Icarus, 45, 415-426, 1986.

Pollack J.B., D.S. Colburn, F. M.Flasar, R. Kahn, C.E. Carlston and D. Pidek, Properties and effect of dust particles suspended in the Martian Atmosphere, J. Geophys. Res, 84, B6, 2929-2945,1979.

Pearl J. C., M. D. Smith, B. J. Conrath, J. L. Bandfield, P. R. Christensen, Mars Global Surveyor TES results: observations of water ice clouds.Bull. Amer. Astron. Soc, 31, N4, 1190-1191, 1999

Santee M. and D. Crisp, Thermal structure and dust loading of the Martian atmosphere during late southern summer: Mariner 9 revisited. J. Geophys. Res., 98, 3261-3279,1993.

Smith, D. E., M. T. Zuber, H. V. Frey, J. B. Garvin, J. W. Head, et al., Mars Orbiter Laser Altimeter (MOLA): Experiment summary after the first year of global mapping of Mars, submitted to J. Geophys. Res., 2000.

Smith, P. H. and M. Lemmon, Opacity of the Martian atmosphere measured by the Imager for Mars Pathfinder. J. Geophys. Res. 104, E4, 8975-8985, 1999.

Rodgers, C.D. Inverse Methods for Atmospheric Sounding: Theory and Practice. World Scientific, Singapore, 2000.

Roush T., J. Pollack and J. Orenberg, Derivation of midinfrared(5 – 25 μm) optical constants of some silicate and palagonite. Icarus, 94, 191-208, 1991

Seiff A., D. Kirk, R. Young et al. Measurements of thermal structure and thermal contrasts in the atmosphere ofVenus and related dynamic observations: results from the four Pioneer Venus probes. J.Geophys. Res., 85, A13, p7903-7933, 1980.

Seiff A. Thermal sructure of the atmosphere of Venus. In Venus Hunten D.M., Colin L., Donahue T.M., and Moroz V.I., eds. Pp.  215-279, The University of Arizona Press, Tucson, Arizona, 1983.

Seiff A., J.T.Schofield, A.J.Kliore et al. Models of the structure of the atmosphere of Venus from the surface to 100 km altitude, Advances in Space Res.,5, N11, 3-58, 1985.

Schofield, J. T., F. W. Taylor, and D. J. McCleese (1982).  The global distribution of water vapor in the middle atmosphere of Venus.  Icarus  52, 263–278.

Schofield, J. T., and F. W. Taylor (1983).  Measurement of the mean solar fixed temperature and cloud structure of the middle atmosphere of Venus.  Quart. J. Roy. Met. Soc.  109, 57–80.

Smith, M. D., J. C. Pearl, B. J. Conrath, and P. R. Christensen,Mars Global Surveyor Thermal Emission Spectrometer (TES) observations of dust opacity during aerobraking and science phasing, J. Geophys. Res., 105(E4), 9539– 9552, 2000

Smith, M.D., Conrath, B.J., Pearl, J.C., Christensen, P.R. Note:thermal emission spectrometer observations of Martian planetencirclingdust storm 2001A. Icarus 157 (1), 259–263, 2002

Smith, M.D. Interannual variability in TES atmosphericobservations of Mars during1999–20 03. Icarus 167 (1), 148–165, 2004

Taylor, F. W., R. Beer, M. T. Chahine, D. J. Diner, L. S. Elson, R. D. Haskins, D. J. McCleese, J. V. Martonchik, and P. E. Reichley (1980).  Structure and meteorology of the middle atmosphere of Venus:  Infrared remote sensing from the Pioneer orbiter.  J. Geophys. Res.  85, 7963–8006.

Taylor F.W., Hunten D.M., and Ksanfomality L.V. The thermal balance of the middle and upper atmosphere of Venus. In Venus Hunten D.M., Colin L., Donahue T.M., and Moroz V.I., eds. Pp.  650-680, The University of Arizona Press, Tucson, Arizona, 1983.

Toon O.B., J.B. Pollack and C. Sagon, Physical properties of the particles composing the Martian dust storm of 1971-1972, Icarus, 30, 663 - 696, 1977.

Twomay S., D. Herman and R. Rabinof, A extension of Chahine method of inverting the radiative transfer solution equation. J.Atmosph. Sci., 34, 1085, 1977.

Yakoviev, 0. L., V. N. Gubenko, S. S. Matyugov, G. D.YakovIeva, and 1. R. Vaganov, Atmosphere of Venus in South Subpolar Region, Kosmich. issled. 25, N25, 258-266, 1987a, [in Russian * ].

Yakoviev, O. L., S. S. Matyugov, A. 1. Efimov, V. N. Gubenko, A. 1. Kucheriavenkov, Atmosphere of Venus in North Polar Region, Kosmich. issled. 25, N25, 267-274, 1987b, [in Russian * ].

Yakoviev, O. L., S. S. Matyugov and V. N. Gubenko, Venera-15 and 16 Middle Atmosphere Profiles from Radar Occultations: Polar and Near Polar Atmosphere of Venus, Icarus, 94, 493-510, 1991.

Zurek R. And Smrecar S. An overview of the Mars Reconnaissance Orbiter (MRO) science

Mission. J. Geophys. Res., 112, E05S01, doi:10.1029/2006JE002701, 2007

Публикации по теме диссертации

Засова Л.В., Устинов Е.А. Применение метода дискретных ординат к решению уравнения переноса в оптически  плотной неоднородной атмосфере. Астрон. журн. 57, 624-634,1980

Zasova L.V. , Krasnopolsky V.A., Moroz V.I. Vertical distribution of SO2 in upper cloud layer of Venus and origin of the UV absorption. Adv. Space res., 1, 31, 1981.

Засова Л.В., Шренкух Д., Мороз В.И. и др. Инфракрасный эксперимент на АМС «Венера-15» и «Венера-16». Некоторые выводы о строении облаков, основанные на анализе спектров. Космич. исслед. 23, 221-235, 1985.

Шпенкух Д., Засова Л.В., Шефер К., Устинов Е.А., Делер В. И др. эксперимент на АМС «Венера-15» и «Венера-16». Предварительные результаты восстановления температурных профилей. Космич. исслед. 23, 206-220, 1985

Мороз В.И., Делер В., Устинов Е.А., Шеффер К., Засова Л.В., Шпенкух Д., и др. Инфракрасный эксперимент на АМС «Венера-15» и «Венера-16». Предварительные результаты анализа спектров в области полос  H2O и SO2. Космич. исслед. 23, 236-247, 1985 

Moroz V.I., Spankuh D., Linkin V.M., Dohler W., Matsygorin. I.A., Schafer K., Zasova L.V., Oertel D. et al. Venus spacecraft's infrared radiance spectra  and  some  aspects  of  their interpretation.  Applied Optics 25, 1710–1719, 1986.

Schafer K., Zasova,L.V., Spankuch,D., et al.. Structure of the middle atmosphere of Venus from analyses of Fourierspectrometer measurements aboard Venera15. Adv. Space Res. 7(12),17, 1987.

Zasova L.V, D.Spankuch, V.I.Moroz et al., Venera-15 and Venera-16 infrared experiment. 3. Some оn the cloud structure, Veroff. Fo.ber. Geo-Kosmowi., 18, 1989.

Dubois R., Zasova L.V., Spankuh et al. Thermal structure of the middle atmosphere of Venus from Venera-15 data. Veroff. Fo.ber. Geo-Kosmowi., 18, 1989

Spankuch, D., Matsygorin, I.A., Dubois, R., and Zasova, L.V., (1990). Venus middle atmosphere temperature from Venera 15. Adv. Space. Res. 10(5), 67-75.

Zasova L.V. and V.I.Moroz, Latitude structure of the upper clouds of Venus, Adv. Space Res., 12, 79-90 (1992).

Zasova L.V., V.I. Moroz, L.W. Esposito, and C.Y. Na, SO2 in the middle atmosphere of Venus: IR and UV data, Icarus, 105, 92-109, (1993).

Zasova L.V., The structure of the Venusian atmosphere at high latitudes, Adv. Space Res., 16, 89-98 (1995).

Moroz V.I., Zasova L.V., and Linkin V.M. Venera-15,16 and Vega mission results as sources for improvements  of the Venus Reference atmosphere 1996, Adv. in Space Res., 17, N 11, 171–180, 1996.

Zasova L.V. and Khatuntsev I.V., Thermal zonal wind in the Venus middle atmosphere according to Venera 15 IR-spectrometry , Adv.  Space Res. 19, N 8, 1181–1190, 1997.

Esposito L.V., Bertaux J.-L., Krasnopolsky V., Moroz V.I., Zasova L.V. Chemistry of lower atmosphere of Venus. VENUS II, Arisona Press, 415 – 458, 1997.

Zasova, L.V., Khatountsev I.V., Moroz V.I., and Ignatiev N.I. Structure of the Venus middle atmosphere: Venera 15 IR Fourier Spectrometry data revisited . Adv. Space Res. 23(9), 1559–1568, 1999.

Zasova L.V., Khatuntsev I.V., and Linkin V.M, Thermal zonal wind in the middle atmosphere of Venus, Cosmic Res. 38(1), 2000.

Zasova L.V., Grassi D., Formisano F., Maturilli A. Martian atmosphere in the region of Great Volcanoes: Mariner 9 data revisited. Planetary and Space Sci. 49, 977-992., 2001

Zasova L.V., V. Formisano, D. Grassi, and A. Maturilli  Atmosphere of Mars at north high latitudes from Mariner-9 IRIS data. Advances in Space Research, 29, N 2, 157 – 162, 2002

Zasova L.V., Khatuntsev I.V., Ignatiev N.I., and Moroz V.I., Local time variations of the middle atmosphere of Venus: solar-related structures, Adv. Space Res. 299 (2), 243–248, 2002.

Zasova L. V., V.I. Moroz , V. Formisano, N.I. Ignatiev, and  I.V. Khatuntsev.. Infrared spectrometry of Venus: IR Fourier spectrometer on VENERA 15 as a precursor of PFS FOR VENUS EXPRESS. Adv. Space Res., 34, 1655-1667, 2004.

Zasova L.V., V. Formisano, D. Grassi, N. I. Ignatiev, V. I. Moroz. Thermal structure of the Martian atmosphere retrieved from the IR spectrometry in the 15 m CO2 band: input to MIRA. Adv. Space Res., 34(8), 2005.

Hansen G., M.Giuranna, V. Formisano, S. Fonti, D. Grassi, H. Hirsh,  N. Ignatiev,A. Maturilli, V.Moroz, P. Orleanski, G. Piccioni, M. Rataj, B.Saggin, L. Zasova  PFS – MEX observation of ices in the residual South polar cap of Mars, Planetary and Space Science, 53, 1089-1095, 2005

Grassi, D., Ignatiev, N.I., Zasova, L.V., Maturilli, A., Formisano, V., Study and development of theoretical and software tools for the analysis of data from the Planetary Fourier Spectrometer on board of the Mars Express mission. Planetary and Space Science, 53, 1017-1034, 2005

Grassi, D., Fiorenza, C., Zasova, L.V., Ignatiev, N.I., Maturilli, A., Formisano, V., Giuranna, M., The Martian atmosphere above Great Volcanoes: early Planetary Fourier Spectrometer observations. Planetary and Space Science, 53, 1053-1064, 2005

Ignatiev, N.I., Grassi D., Zasova L.V. Planetary Fourier Spectrometer data analysis: Fast radiative transfer models Planetary and Space Science, 53, 1035-1042, 2005

Zasova L.  , V. Formisano  V. Moroz ,  D. Grassi , N. Ignatiev, M. Giuranna, G. Hansen, M. Blecka, A. Ekonomov, E. Lellouch,  S. Fonti, A. Grigoriev, H. Hirsch , I. Khatuntsev, A. Mattana, A. Maturilli, B.Moshkin, D. Patsaev,  G. Piccionih, M.Ratajd, and B.Saggin, et al.. Planetary and Space Science, 53, 1065-1077, 2005

M. Giuranna, V. Formisano, D. Biondi, A. Ekonomov, S. Fonti, D. Grassi, H. Hirsch, I. Khatuntsev, N. Ignatiev,  M. Michalska, A. Mattana, A. Maturilli,  B.E. Moshkin, E. Mencarelli,  F. Nespoli, R. Orfei, P. Orleanski, G. Piccioni, M. Rataj, B. Saggin, L. Zasova, Calibration of the Planetary Fourier Spectrometer Short Wavelength Channel, Planetary and Space Science, 53, 975-992, 2005

M. Giuranna, V. Formisano, D. Biondi, A. Ekonomov, S. Fonti, D. Grassi, H. Hirsch, I. Khatuntsev, N. Ignatiev,  M. Michalska, A. Mattana, A. Maturilli,  B.E. Moshkin, E. Mencarelli,  F. Nespoli, R. Orfei, P. Orleanski, G. Piccioni, M. Rataj, B. Saggin, L. Zasova, Calibration of the Planetary Fourier Spectrometer Long Wavelength Channel, Planetary and Space Science, 53, 993-1007, 2005

V. Formisano, T. Encrenaz, S. Fonti, M. Giuranna, D. Grassi, H. Hirsh,I. Khatuntsev, N. Ignatiev, E. Lellouch, A. Maturilli, V. Moroz, P. Orleanski, G. Piccioni, M. Rataj, B. Saggin, L. Zasova. A Martian PFS average spectrum: Comparison with ISO SWS. A Martian PFS average spectrum: Comparison with ISO SWS. Planetary and Space Science, 53, 1065-1077, 2005

de Bergh,C.; Moroz,V.I.; Taylor,F.W.; Crisp,D.; Bzard,B.; Zasova,L.V. The composition of the atmosphere of Venus below 100 km altitude: An overview. Planetary and Space Science, 54, Issue 13-14, p. 1389-1397, 2006.

Zasova, L.V.; Formisano, V.; Moroz, V.I.; Bibring, J.-P.; Grassi, D.; Ignatiev, N.I.; et al. Results of measurements with the Planetary Fourier Spectrometer onboard Mars Express: Clouds and dust at the end of southern summer. A comparison with OMEGA images. Cosmic Research, 44, n4, 2006

Засова Л.В., В.И. Мороз, Н.И. Игнатьев,  И.В. Хатунцев, В. Формизано. Исследование Венеры с помощью ИК-Фурье спектрометров: ФС на Венере 15 и ПФС – на Венере экспресс. Космич. исслед. 44, 4, 2006.

Grassi, D.; Formisano, V.; Forget, F.; Fiorenza, C.; Ignatiev, N.I.; Maturilli, A.; Zasova, L.V. The martian atmosphere in the region of Hellas basin as observed by the planetary Fourier spectrometer (PFS-MEX). Planetary and Space Science,  55, Issue 10, p. 1346-1357, 2007

Zasova, L.; Piccioni, G.; Migliorini, A.; Drossart, P.; Shakun, A.; VIRTIS/Venus Express Team Vertical Distribution of the 1.27 µm O2 Airglow from the Limb VIRTIS-M VEX Observations. Bull. American Astronomical Society, DPS,39, #45.07, 2007

Giuranna, M.; Hansen, G.; Formisano, V.; Zasova, L.; Maturilli, A.; Grassi, D.; Ignatiev, N. Spatial variability, composition and thickness of the seasonal north polar cap of Mars in mid-spring. Planetary and Space Science, 55, Issue 10, p. 1328-1345, 2007

Zasova, L.V.; Ignatiev,N.; Khatuntsev,I.; Linkin,V. Structure of the Venus atmosphere. Planetary and Space Science, 55, 12, p. 1712-1728, 2007

Drossart, P.; Piccioni, G.; Grard, J.C.; Lopez-Valverde, M.A.; Sanchez-Lavega, A.; Zasova, L.; Hueso, R.; Taylor, F.W.; Bzard, B.; Adriani, A.; and 94 coauthors. A dynamic upper atmosphere of Venus as revealed by VIRTIS on Venus Express. Nature, 450, Issue 7170, pp. 641-645, 2007

Piccioni, G.; Drossart, P.; Sanchez-Lavega, A.; Hueso, R.; Taylor, F.W.; Wilson, C.F.; Grassi, D.; Zasova, L.; Moriconi, M.; Adriani, A.; and 95 coauthors, South-polar features on Venus similar to those near the north pole. Nature, 450, Issue 7170, pp. 637-640, 2007







© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.