Исследование взаимодействия атмосферы и подстилающей поверхности в климатическом цикле Марса по данным гиперспектрометра OMEGA KA "Марс-Экспресс" тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 01.03.04, кандидат физико-математических наук Евдокимова, Надежда Анатольевна

• Евдокимова, Надежда Анатольевна
• кандидат физико-математических наук
• 2010

Оглавление диссертации кандидат физико-математических наук Евдокимова, Надежда Анатольевна

Введение.

Глава 1.

Обработка данных эксперимента OMEGA.

1.1 Эксперимент OMEGA КА Марс-Экспресс.

1.2 Спектроскопические модели пропускания атмосферы Марса.

1.3 Оценка ошибок и неопределенностей гиперспектральных измерений.

1.4 Спектроскопические модели различных типов поверхности Марса. Синтетические спектральные индексы.

Глава 2.

Роль гидратнрованых минералов в глобальном гидрологическом цикле Марса. Результаты анализа данных прибора OMEGA.

2.1 Гидратированные минералы. Региональное картирование отдельных районов Марса.

2.2 Результаты глобального картирования индекса по полосе

1.93 мкм для двух марсианских лет наблюдений.

2.3 Картирование гидратированных минералов в околополярных областях.

Глава 3. Роль льдов в глобальном климатическом цикле

Марса. Результаты анализа данных прибора OMEGA.

3.1 Лед Н20, его распределение и микроструктура в районе северной полярной шапки в сезон афелия для двух марсианских лет (MY26 и MY27).

3.2 Динамика южной сезонной полярной шапки в сезон перигелия. Льды Н20 и СОг.

3.3 Остаточные отложения льдов Н20 за пределами полярных шапок.

Глава 4. Интерпретация полученных результатов с помощью климатической модели Марса.

4.1 Модель общей циркуляции атмосферы Марса.

4.2 Отождествление следов планетарных и мезомасштабных атмосферных волн в свойствах ледовых и снежных покровов Марса по данным OMEGA.

4.3 Отождествление следов планетарных и мезомасштабных атмосферных волн в распределении гидратов. Сравнение наблюдаемых данных с моделями общей циркуляции.

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Исследование взаимодействия атмосферы и подстилающей поверхности в климатическом цикле Марса по данным гиперспектрометра OMEGA KA "Марс-Экспресс"»

Еще до появления первых космических аппаратов предпринимались настойчивые попытки узнать как можно больше про Красную планету, про ее климат и геологию -исключительно методами наземных наблюдений. Современную эпоху изучения Марса можно отсчитывать с 1610 года, когда Галилей наблюдал планету с помощью первого телескопа. Как на заре Нового времени, так и в последующие столетия Марс привлекал к себе неослабевающее внимание в научном мире и был объектом живого интереса многих ученых прошлого. Уже с середины 17-го века Фонтейн, Гюйгенс, Кассини, наблюдая в свои телескопы таинственную планету, пытались различить с Земли детали ее поверхности и зарисовать их. К середине 19-го столетия Беером и Медлером были опубликованы первые карты Марса. По мере расширения' спектрального диапазона астрономических наблюдений делались попытки оценить температуру, состав и давление атмосферы при помощи инфракрасной спектроскопии, исследовать рельеф планеты, а также состав и структуру грунта — радиолокационными и спектроскопическими методами. Как это часто бывает с научными направлениями, к которым приковано общественное внимание, недостаток информации компенсировался самыми вольными предположениями о климате планеты и о якобы населяющих ее формах жизни. Следы этих фантастических воззрений можно встретить во вполне серьезной научной литературе, издававшейся в предвоенные и первые послевоенные годы как в СССР, так и за рубежом. Вокулер в своей монографии 1956 года предпринимает попытку собрать воедино и систематизировать все, что было известно на тот момент по Марсу по результатам наземных наблюдений. Однако, несмотря на титанический труд, проделанный автором, все эти данные выглядя т довольно скудными и спорными по сравнению с тем, что мы имеем в своем распоряжении на данный момент. Дело в том, что наука о Марсе, как, впрочем, и вся наука о космосе, пережила мировой переворот с появлением первых космических аппаратов, в том числе -и автоматических межпланетных станций.

Измерения, проведенные на аппаратах «Марс-3,5», «Маринер-6,7» и, безусловно, «Викинг», позволили сделать реалистичные оценки климатических условий на Марсе, исследовать его геологическое строение, построить достаточно детальные теоретические модели, увидеть глубокие аналогии с процессами, происходящими на Земле. Несмотря на огромную важность контактных измерений с помощью посадочных зондов, с самых первых марсианских миссий и до наших дней дистанционное зондирование пока что остается наиболее мощным и наиболее доступным инструментом, позволяющим получать информацию о климате и о геологии планеты на разных масштабах. Благодаря таким экспериментам, как IRTM(1976-1980), MAWD(1976-1980), TES(1999-2009), THEMIS(c 2001), уже удалось получить качественно новые данные о многих важных климатических параметрах, таких как сезонный и широтный ход температуры, распределение водяного пара, вариации запыленности атмосферы, геологический состав поверхности. Однако, эти эксперименты, как и все остальные оптические измерения, позволяют получить информацию лишь о верхнем поверхностном слое толщиной не более нескольких десятков микрон.

С помощью эксперимента HEND впервые была получена оценка интегрального содержания воды в слое грунта глубиной до 1 метра и построены карты распределения всех форм воды в этом слое [55]. Эксперимент выявил повсеместное распространение на высоких широтах обоих полушарий свободного льда в толще грунта. На более низких широтах также было обнаружено повышенное содержание в грунте воды, которая, может быть либо химически связана в кристаллической решетке минералов, либо адсорбирована реголитом.

Важным этапом в исследовании Марса был проект Марс-Экспресс, запущенный в 2003 году. До настоящего времени в составе орбитального аппарата действуют УФ и ИК спектрометр SPICAM, картирующий спектрометр OMEGA, фурье-спектрометр ИК диапазона PFS, ионосферный комплекс ASPERA, телевизионный комплекс HRSC.

В последние годы интерес к исследованиям Марса не ослабевает. Всего в данный момент на поверхности и на орбите вокруг Марса работают 4 космических миссии: MER, MRO, Марс-Одиссей и Марс-Экспресс.

Настоящая работа основана на данных эксперимента OMEGA KA Марс-Экспресс.

Эксперимент OMEGA (Observatoire du Mars Eau, Glaice et Activité), как следует из названия, предназначен, в основном, для изучения минералогического состава поверхности и воды в различных фазовых состояниях. Полученный в эксперименте материал обеспечивает подробное покрытие значительной части планеты в течение почти трех марсианских лет наблюдений. Получен большой объем информации о сезонных изменениях полярных шапок Марса, о сезонном инее, о разнообразных гидратированных минералах, о сезонных изменениях на поверхности, о зональных вариациях водяного пара и т. п. OMEGA является одним из ключевых экспериментов, сформировавших современные представления о климате Марса, как в настоящую эпоху, так и в геологическом прошлом. [16,17,18,19].

В настоящее время Марс является наиболее изученной после Земли планетой. Он обладает разреженной атмосферой, состоящей, в основном, из углекислого газа; давление у поверхности варьируется в пределах от 4 до 10 мбар в зависимости от высоты рельефа, от сезона и местного времени. Кроме СОг, в атмосфере Марса присутствуют, N2, Аг, Кг, СО, Н2О, Оз и другие малые составляющие. Кроме того, в атмосфере постоянно взвешен аэрозоль эрозионного происхождения. Там, где это позволяют термодинамические условия, образуются конденсационные облака Н2О и ССЬ. Марс - единственная известная планета, основная составляющая атмосферы которой подвержена сезонной конденсации, вследствие которой годовой ход давления у поверхности Марса имеет сезонную модуляцию с амплитудой до 40%. Другой яркой особенностью марсианского климата является характерная атмосферная неустойчивость — глобальные пылевые бури, во время которых концентрация пыли в атмосфере резко возрастает более чем на порядок, а глобальные температуры в атмосфере возрастают на 10 - 20 К вплоть до высот 50 - 60 км.

Наклон экватора Марса к плоскости эклиптики близок к земному и составляет 25°12', причем орбита Марса обладает заметным эксцентриситетом (е — 0.09). Вследствие этого наблюдается сезонная изменчивость климатических условий двух видов: цикл «зима-лето» накладывается на цикл «афелий-перигелий». В качестве сезонной шкалы в климатологии Марса принято использовать ареоцентрическую солнечную долготу Ls, отсчитываемую от точки весеннего равноденствия (когда Ls = 0). В современную эпоху Марс проходит афелий при Ls = 70°, а перигелий - при Ls = 250°. Таким образом, максимальные глобальные температуры наблюдаются летом южного полушария, минимальные - летом северного. Марс находится от Солнца почти в полтора раза дальше, чем Земля, поэтому солнечная постоянная для его орбиты составляет всего —586

Л О

Вт/м (у Земли - 1360 Вт/м ). Минимальные температуры на Марсе ограничены порогом конденсации СО2, который составляет -145 К - для среднего по Марсу давления на нулевой отметке, и достигаются в зимний сезон на широтах выше 50°. В отличие от Земли, наиболее высокие температуры наблюдаются на Марсе не в районе экватора, а в средних широтах в подсолнечной точке, где они могут достигать ~288. 293 К.

Асимметрия северного и южного полушарий Марса выражается еще и в том, что постоянные полярные шапки заметно различаются по своим размерам, составу и сезонной изменчивости. Еще в 1960-х гг было установлено, что на поверхности Северной полярной шапки(СПШ) преобладает лед воды [4], а Южной полярной шапки (ЮПШ) - лёд ССЬ. Благодаря наблюдениям OMEGA были обнаружены обнажения водяного льда и на ЮТТТ1Т вблизи краев ее рукавов, состоящих из твердой углекислоты [60]. Дальнейший анализ [45] показал, что ЮПШ представляет собой образование, по геологической структуре аналогичное СПШ, однако толща льда Н2О закрыта чехлом осадочных пород, на поверхности которого лежит слой твердого СО2 мощностью до нескольких метров. По наблюдениям THEMIS с борта. КА Марс Одиссей было показано, что на поверхности ЮПШ водяной лед обнаруживается преимущественно на тех участках, где происходит его обнажение вследствие сублимации GO2 [92].

Таким образом, в настоящее время специалисты сходятся во мнении, что, несмотря? на внешнее различие, в составе обеих постоянных полярных шапок преобладает лед Н2О.

Как отмечалось выше, в результате сезонной конденсации^ атмосферы в зимнем полушарии (как в северном, так и в южном) образуется- сезонная; полярная шапка, представляющая собой слой выпавшего из атмосферы конденсата ССЬ и Н2О: Мощность сезонных осадков СО2, которые в зимний период распространяются вплоть до 45° широты, составляет до полуметра, в обоих полушариях. Что касается сезонных осадков; Н2О, то в зимний; сезон, конденсируясь из атмосферы, вода выпадает на поверхность в форме инея, причем за сезон накапливается; тонкий слой средней; мощностью около 100 мкм. Низкоширотная граница сезонной полярной шапки Н2О,лежит в пределах 30°.

Оценка глобальных запасов воды на планете до сих пор остается нерешенной; задачей. В настоящее время; оценки мощности ледовых покровов, в том» числе и; подповерхностных льдов, имеют довольно большую неопределенность. В частности, количество воды, сосредоточенной^ в полярных шапках Марса, слишком мало по сравнению с оценками геохимических моделей планеты [63]. По данным гамма-спектрометра GRS и нейтронного детектора HEND КА Mars Odyssey были построены глобальные карты распределения и содержания, водорода в верхнем метровом слое грунта [3, 23, 38, 72]. Данные эксперимента указывают на широкое распространение Н2О в различных формах: лед, адсорбированная в толще грунта вода, породы, содержащие в своей структуре химически связанную воду или гидроксил-радикал ОРГ. Однако, количество обнаруженного таким методом водорода все равно недостаточно для согласования с существующими геохимическими моделями. О более чем километровой толще льда в высоких широтах свидетельствуют последние данные радаров MARSIS КА Марс-Экспресс и SHARAD КА MRO, но точной оценки общего содержания ЬЬО на Марсе по-прежнему нет [67].

Таким образом, в последние годы получила распространение точка зрения , что лед воды является существенным породообразующим компонентом коры Марса [1, 46]. Традиционная климатология Марса была сосредоточена на воде, вовлеченной в атмосферный гидрологический цикл, количество которой на 7 порядков меньше объема подповерхностных резервуаров. Лишь недавно возникло понимание того факта, что атмосферный гидрологический цикл может приводить к формированию крупномасштабных геологических структур [14]. Таким образом, исследование процессов водообмена на Марсе является актуальной задачей не только для понимания современного климата планеты, но и для реконструкции ее геологического пропитого.

Вопрос о роли взаимодействия атмосферы и поверхности в гидрологическом цикле Марса имеет давнюю историю. Первое прямое отождествление воды в грунте Марса было осуществлено на посадочных аппаратах Viking-1 и 2 еще в 70-х годах [76]. На основе данных эксперимента MAWD орбитальных аппаратов Viking, Jakosky и Farmer предположили [49], что поверхностный слой реголита играет значительную роль в водном цикле Марса и выступает в качестве резервуара для различных состояний воды, в том числе и льда. Основными процессами, обеспечивающими обмен Н2О между атмосферой и поверхностью, являются конденсация и сублимация (образование облаков и туманов, выпадение инея и снега на поверхность), адсорбция/десорбция в марсианском грунте, а также гидратация/дегидратация^ пород. По мнению авторов, сезонные изменения содержания водяного пара на средних широтах могли быть обусловлены адсорбцией водяного пара реголитом при наступлении зимы и его десорбцией обратно в атмосферу при прогреве грунта в весенний сезон. Эта гипотеза о ведущей роли реголита была поддержана и в других работах [91].

В свою очередь, Richardson и Wilson, основываясь на модели общей циркуляции атмосферы Марса, показали [83], что наблюдаемый сезонный ход водяного пара в атмосфере можно объяснить без привлечения процессов водообмена между атмосферой и реголитом. Основным фактором, обеспечивающим сезонную изменчивость, авторы считали меридиональный перенос водяного пара атмосферной циркуляцией.

Однако, данные экспериментов свидетельствуют, что водообмен между атмосферой и поверхностным слоем грунта на Марсе имеет повсеместный и сложный характер. Это подтверждают и данные эксперимента HEND [3]. Повышенное содержание 5 химически связанной воды в верхнем слое грунта в областях Аравии и Мемнонии Базилевский и др. объясняют «стоком» атмосферной воды в подповерхностный слой грунта за геологически короткий промежуток времени, причем антиподальное расположение этих областей объясняется особенностями глобальной циркуляции атмосферы Марса [1]. Сезонные вариации содержания адсорбированной и химически связанной воды в реголите Марса наблюдались по полосе 6.1 мкм по данным сперктрометра TES (MGS) при пространственном разрешении 3 км, тогда была выявлена корреляция распределения гидратов с атмосферным циклом воды [54, 87]. Максимум содержания связанной воды в грунте наблюдался в осеннее-зимний период на границе сезонной полярной шапки. Böttger с коллегами провели моделирование [22] гидрологического цикла Марса с учетом адсорбции на реголите на основе модели общей циркуляции Марса и показали, что оба механизма - как перенос воды атмосферными потоками, так и водообмен атмосферы с поверхностью - играют значительную роль в климате Марса.

Из-за отсутствия океанов, сохраняющих тепло в течение длительных промежутков времени, имеет место еще одно-фундаментальное отличие Марса от Земли - это разница величины тепловой-инерции: на Марсе она достаточно низкая. Наиболее прогретыми являются средние широты летнего полушария (где среднесуточная температура варьируется в пределах от 200 до 230 К), а не экваториальная зона - как на Земле. В силу низкой тепловой инерции для Марса характерны значительные суточные перепады температуры, достигающие 100 К.

В условиях Марса в глобальном климатическом цикле при взаимодействии атмосферы и поверхности, на их границе, могут происходить такие процессы как конденсация, сублимация, адсорбция, хемисорбция. Известно, что адсорбционная^ способность любого материала определяется, в основном, его пористостью — суммарная площадь внутри всех пор, взятая в единичном объеме вещества. В некоторых случаях при* определенных условиях может происходить химическое связывание воды при адсорбции молекул Н2О. Реголит можно и нужно рассматривать как резервуар воды, причем суммарное содержание воды в данном резервуаре и оценка темпа его изменения все еще имеет довольно большую неопределенность и по-прежнему остается- одной из самых актуальных задач при изучении гидрологического цикла.

Одной из ярких особенностей гидрологического цикла Марса, обнаруженной в эксперименте MAWD, является заметная асимметрия в распределении воды между южным и северным полушариями. Clancy и др. показали [25], что межполушарную асимметрию можно объяснить влиянием сезонных колебаний глобальных температур на высоту образования облачного слоя. Поскольку период минимальной инсоляции (сезон афелия) приходится на лето в северном полушарии, северное лето длиннее и холоднее южного, причем разница в средних температурах составляет 20°. В этот сезон в такой холодной атмосфере насыщение водяного пара в северном полушарии происходит на высотах 10-12 км (высота тропопаузы на Марсе составляет ~40 км). При этом в полосе между 15° и 30° северной широты образуется облачный пояс - меридиональный перенос в ячейке Хедли в Южное полушарие для» облаков малоэффективен, так как, вследствие осаждения, вода в форме облачности значительно менее подвижна, чем водяной пар. С другой стороны, в сезон перигелия конденсация пара происходит выше — на высоте ~30 км, это выше чем меридиональная ячейка Хедли. Поэтому в данный сезон ничего не препятствует переносу пара в зимнее Северное полушарие. Согласно альтернативной гипотезе [83], причиной асимметрии гидрологического цикла является асимметрия фигуры Марса, в результате которой циркуляция из Южного полушария в Северное в ячейке Хедли идет более интенсивно, чем в обратном направлении. Эта гипотеза-подтверждается численными экспериментами: при замене фазы прохождения Марсом перигелия на противоположную, модель продолжает предсказывать повышенное содержание водяного пара в Северном полушарии. Результаты численного моделирования и наблюдения* [8] показывают, что в меридиональном переносе водяного пара и облаков активную роль играют планетарные волны с зональными волновыми числами 2 и 3. В частности, это выражается в концентрации водяного пара на долготах, соответствующих узлам стационарных волн, а также в увеличении меридионального транспорта воды в периоды перестроек волновой структуры полярного вихря.

На основе данных эксперимента OMEGA проводились также измерения содержания водяного пара в атмосфере по поглощению в полосах 1.38' и 2.56 мкм. Результаты анализа распределения водяного пара в атмосфере Марса и его эволюции в течение сезона опубликованы в работах [66, 69]. Большой интерес представляют не только сезонная миграция водяного пара по широте, которая является традиционным объектом исследования цикла воды на Марсе, но и зональные вариации содержания водяного пара. Эти вариации отражают волновые процессы в системе циркуляции атмосферы Марса [8, 34]. Особенно заметные вариации содержания водяного пара наблюдаются в полярном вихре Марса [77], что также отражает мезомасштабные волновые явления.

На основе данных OMEGA опубликован обширный цикл работ, посвященных исследованию различных гидратированных минералов, как стабильных, так-и тех, степень гидратации которых отражает изменения метеорологических условий на сезонной шкале времени. Так, Gendrin и др. отождествили [44] в спектрах поверхности Марса гидратированные фазы сульфатов. Кроме того, по данным наблюдений OMEGA в нескольких районах Марса были обнаружены геологические комплексы, которые по спектральным характеристикам оказались очень сходными с подгруппой слоистых силикатов — филлосиликатами [78]. Наблюдаемая в спектрах этих комплексов комбинация полос поглощения 1.93 мкм (характерна для связанной воды в гидратированных минералах), 2.2 и 2.3 мкм (колебания связи гидроксила ОН" с ионами металлов Fe, А1 и Mg ) указывает на присутствие в них таких глинистых минералов из подгруппы смектитов, как нонтронит (смектит, обогащенный железом) и монтмориллонит (смектит, обогащенный алюминием или магнием). Данные OMEGA позволили получить подтверждение высказывавшейся ранее гипотезе о влажном и теплом палеоклимате Марса и, в то же время, ограничить этот период самой ранней геологической эпохой [18]. По полосе поглощения в диапазоне 2.81-3.9 мкм было проведено глобальное картирование связанной и адсорбированной воды в марсианском грунте и сделаны оценки ее процентного содержания [70].

Как было показано выше, именно взаимодействие атмосферной- воды с поверхностными и подповерхностными резервуарами в едином климатическом- цикле является на сегодняшний день наименее изученным и вносит наибольшую неопределенность в понимание климата в целом. В настоящей работе делается попытка количественного исследования этого взаимодействия на основе систематического наблюдения планеты в течение почти полных двух марсианских лет (годы МУ 26 и МУ 27 марсианского летоисчисления, по сложившейся традиции отсчитываемые от начала космической эры) в видимом и ближнем ИК диапазоне картирующим спектрометром ОМЕГА, работающим в составе международной миссии Марс-Экспресс. Исследование свойств поверхности Марса дает важную информацию и об атмосферных процессах. Так, на основе анализа свойств льда можно сделать вывод о температурных вариациях в приповерхностном слое атмосферы, а наблюдение глобальных волновых структур [8] позволяет оценить спектральный состав и интенсивность планетарных атмосферных волн и их роль в переносе воды. Следует отметить, что в силу сложности исследуемых процессов, их количественное описание требует привлечения значительного массива эмпирической информации, накопленной науками о Земле. По этой же причине, в работе используются определенные методологические подходы, принятые в геологических науках и геоинформационных технологиях. Корректность полученных результатов подтверждается специальными процедурами калибровки и валидации. Таким образом, данная диссертационная работа имеет междисциплинарный характер и претендует на количественное описание важного элемента климатической системы Марса, традиционно являющегося предметом геологических исследований. В рассмотренных в диссертационной работе примерах показано, насколько важно проверять не только физический, но также и геохимический, и климатологический смысл выводов, сделанных на основе спектрофотометрических измерений с борта КА.

На защиту выносятся следующие положения:

• Обработка данных наблюдений Марса детектором С прибора OMEGA КА «Марс-Экспресс», полученных в течение двух неполных марсианских лет MY26 и MY27, и восстановление гиперспектральных изображений поверхности Марса в интервале 0.98-2.7 мкм для данного периода времени.

• Расчет синтетических спектров микроструктурированных ледяных покровов полярных шапок Марса на основе метода дискретных диполей и в приближении геометрической оптики в диапазоне 0.98-2.7 мкм.

• Восстановление сезонного хода, глобального распределения связанной воды по полосе поглощения 1.93 мкм и льда НгО по полосам 1.25, 1.5 и 2.0 мкм.

• Экспериментальная проверка рабочих гипотез о минералогическом составе верхнего слоя эрозионного останца в каньоне Ювента.

• Восстановление микроструктуры ледяных покровов постоянной Северной полярной шапки Марса и распределение сезонной изморози в районе Южной полярной шапки. Отождествление следов стационарных планетарных и мезомасштабных волн в системе циркуляции атмосферы Марса по свойствам подстилающей поверхности.

Заключение диссертации по теме «Планетные исследования», Евдокимова, Надежда Анатольевна

Заключение

В заключение сформулируем основные результаты диссертации:

1. Проведена первичная обработка данных канала С гиперспектрометра OMEGA КА Mars Express' за два марсианских года наблюдений MY 26-27. Выполнена коррекция атмосферных искажений спектров отражения поверхности и оценены источники их неопределенности. Вычислены синтетические спектральные индексы N по полосам поглощения водяного льда и гидратированных минералов и проведена их количественная калибровка.

2. Построены глобальные и региональные карты распределения индекса по < полосе связанной воды 1.93 мкм в различные сезоны: Ls = 0°+90°, Ls = 90°-Н 80°, Zs = 180°-270°, Ls = 270°-360°.

3. Высказанная ранее гипотеза о наличии гипса в материале верхнего слоя останца в каньоне Ювента не нашла подтверждения. Вероятными кандидатами на роль источника полосы поглощения 1.93 мкм являются полигидраты сульфата магния.

4. Незначительные сезонные вариации глобального распределения связанной воды в грунте Марса свидетельствуют об ограниченном вкладе механизмов гидратации и дегидратации реголита в глобальный гидрологический цикл. Помимо хорошо известной околополярной области с высоким содержанием гипса, наибольшее содержание связанной воды в грунте наблюдается в сезон после весеннего равноденствия в районе долины Ацидалия. Именно в этой области локализован наиболее эффективный транспортный коридор меридионального переноса-примесей атмосферными потоками.

5. Построены региональные карты спектральных индексов водяного льда в полярных районах Марса. Обнаружены сезонно изменчивые симметричные структуры в распределении параметров зернистости ледяного покрова Северной полярной шапки, а также в распределении остаточных отложений льдов ЬЬО в окрестности Южной полярной шапки в момент сезонной рецессии. На основе анализа результатов моделирования общей циркуляции* атмосферы Марса сделан вывод о том, что эти структуры имеют волновую природу и связаны с мезомасштабными возмущениями околополярной циркуляции атмосферы.

Список литературы диссертационного исследования кандидат физико-математических наук Евдокимова, Надежда Анатольевна, 2010 год

1. Базилевский А.Т., Родин A.B., Райтала Й. и др. Поиск причин аномально низкого потока эпитепловых нейтронов в области Земля Аравия, Марс // Астрон. вестн. 2006. Т. 40. № 5. С. 320-342.

2. Борен К, Хафмен Д. Поглощение и рассеяние света малыми частицами // Изд-во Мир, Москва. 1986. С. -660.

3. Мороз В. И. Физика планет // М. Наука, 1967. 496 с.

4. Родин A.B., Уилсон Р.Дж. Сезонный цикл климата Марса: экспериментальные данные и численное моделирование//Космич. исслед. 2006. Т. 44. № 4. С. 1-5.

5. Тимофеев Ю. М., Васильев А. В. Теоретические основы атмосферной оптики // Наука, Москва. 2003. С,- 474.

6. Хюлст Г. Рассеяние света малыми частицами // М. Наука, 1961. 536 с.

7. Федорова А. А., Родин А. В., Баранова И. В. Сезонный цикл водяного пара в атмосфере Марса по данным эксперимента MAWD/Viking-1 и 2 // Астрон. Вестник. 2004. Т. 38. №6. С. 483-496.

8. Фридман А. М. Предсказание и открытие новых структур в спиральных галактиках // УФН, 2007. Т. 177, №2. Р. 121-148.

9. Anderson D.M., Tice A.R. The analysis of water in the Martian regolith // J. Mol. Evol. 1979. V. 14. P. 33-38

10. Arvidson R.E., Poulet F., Bibring J.-P. et al. Spectral Reflectance and Morphologie Correlations in Eastern Terra Meridiani, Mars // Science. 2005. V. 307. P. 1591-1594

11. Barbosa Aguiar A. C., Read P. L., Wordsworth R. D. et al. A laboratory model of Saturn' North polar Hexagon // Icarus. 2010. V. 206. P. 755-763.

12. Barnes J. R., Pollack J. В., Haberle R. M. et al. Mars atmospheric dynamics as simulated by the NASA AMES General Circulation Model. II Transient baroclinic eddies // J. Geophys. Res. ISSN 0148-0227. 1993. V. 98. № E2. P. 3125-3148.

13. Basilevsky A. T., Werner S. C., Neukum G. et al. Geologically recent tectonic, volcanic and fluvial activity on the eastern flank of the Olympus Möns volcano, Mars // Geophys. Res. Let. 2006. V. 33. Issue 13. CitelD L13201. DOI :10.1029/2006GL026396.

14. Bibring J.-P., Soufflot A., Berthé M., et al. OMEGA: Observatoire pour la Minéralogie, l'Eau, les Glaces et l'Activité II ESA SP-1240. 2004a. P. 3-16.

15. Bibring J.-P., Langevin Y., Poulet F. et al. Perennial water ice identified in the south polar cap of Mars // Nature. 2004b. 2004. V. 428. №6983. P. 627-630. D01:10.1038/nature02461.

16. Bibring J.-P., Langevin Y., Gendrin A., et al. Mars surface diversity as revealed by the OMEGA/Mars Express Observations // Science. 2005. V. 307. № 5715. P. 1576-1581.

17. Bibring J.-P., Langevin Y., Mustard J. F., et al. Global Mineralogical and Aqueous Mars History derived from OMEGA/Mars Express data // Science. 2006. V. 312. №5772. P. 400-404.

18. Bibring J.-P. Introduction to special section: OMEGA/Mars Express Mars surface and atmospheric properties // J. Geophys. Res. 2007. V. 112. Issue E8, CitelD E08S01. DOI: 10.1029/2007JE002935.

19. Biemann K., Oro J., Toulmin P. III., et al. The search for organic substances and inorganic volatile compounds in the surface of Mars // J.Geophys.Res. 1977. V. 82. P. 4641-4658.

20. DOI: 10.1029/JS082i028p04641.

21. Bonello G., Berthet P., d'Hendecourt L. Identification of magnesium sulfate hydration state derived from NIR reflectance spectroscopy // LPS XXXVI Abstracts. 2005. #1996.

22. Bôttger H. M, Lewis S. R„ Read P. L. and Forget F. The effects of the martian regolith on GCM water cycle simulations // Icarus. 2005. V. 177. №1. P. 174-189.

23. Boynton W. V., Feldman W.C., Squyres S. W., et al. Distribution of Hydrogen in the Near Surface of Mars: Evidence for Subsurface Ice Deposits // Science. 2002. V. 297. №5578. P. 81-85.

24. Brown L.R., Humphre C.M., Gamache R.R. CC>2-broadened water in the pure rotation and v2 fundamental regions // J. Mol. Spectros. 2007. V. 246. P. 1-21.

25. Clancy R.T., Grossman A. W„ Wolff M.J. et al. Water vapor saturation at low latitudes around Mars aphelion: A key to Mars climate? // Icarus. 1996. V.122. P.36-62. DOI : 10.1006/icar. 1996.0108.

26. Clark B. C. Chemical composition of Martian fines // J. Geophys. Res. 1982. V. 87. Nov. 30. P. 10059-10067.

27. Clark R.N., Swayze G.A., Wise R. et al. USGS digital spectral library splib05a: U.S. Geological Survey Open-File Report 03-395. 2003, http://pubs.usgs.gov/of/2003/ofr-03-395

28. Douté S., Schmitt B. A multilayer bidirectional reflectance model for the analysis of planetary surface hyperspectral images at visible and near-infrared wavelengths // J. Geoph. Res. 1998. V. 103.№. E13. P 31367-31389.

29. Draine B. T. The discrete-dipole approximation and its application to interstellar graphite grains // Astroph. J. 1988. Part 1 (ISSN 0004-637X). V. 333. Oct.15. P.848-872.

30. Drain B. T. and Flatau P. J. Discrete-dipole approximation for scattering calculations. // J. Opt. Soc. Am. 1994. All. P. 1491-1499.

31. Drain B. T., Flatau P. J. User Guide for the Discrete Dipole Approximation Code DDSCAT 7.0//eprint arXiv. 2008. : eprint.arXiv:0809.0337.

32. Fedorova A. A., Rodin A. V., Baklanova I. V. MA WD observations revisited: seasonal behavior of water vapor in the martian atmosphere // Icarus. 2004. V. 171. №1. P. 5467.

33. Fedorova A. A., Korablev O. I., Bertaux J.-L. et al. Mais water vapor abundance from SPICAM IR spectrometer: Seasonal and geographic distributions // J. Geophys. Res. 2006. Y.l 11. №E9; CitelD E09S08.

34. Fedorova A. A., Korablev O. I., Bertaux J.-L. et al. Solar infrared occultation observations by SPICAM experiment on Mars-Express: Simultaneous measurements of the vertical distributions of H20, C02 and aerosol // Icarus. 2009. V. 200. №1. P. 96117.

35. Fedorova A. A., Korablev O. I., Perrier S. Observation of 02 1.27 pm dayglow by SPICAM IR: Seasonal distribution for the first Martian year of Mars Express // J. Geophys. Res. 2006. V. 111. №E9. CitelD E09S07.

36. Feldman W.C., Prettyman T. H., Marice S., et al. Global distribution of near-surface hydrogen on Mars // J. Geophys. Res. 2004. V. 109. № E9. CitelD E09006. DOI:: 10.1029/2003JE002160.

37. Fishbaugh K. E., Poulet F., Chewier V., Langevin Y., Bibring J.-P. On the origin of gypsum in the Mars north polar region // J. Geophys. Res. 2007. V. 112. № E7. CitelD E07002.

38. Foley C.N., Economou T., Clayton R.N. Final chemical results from the Mars Pathfinder alpha proton X-ray spectrometer // J. Geophys. Res. 2003. V. 108. № E12. P. ROV 371. CitelD 8096. DOI: 10.1029/2002JE002019.

39. Forget F., Hourdin F., Fournier R., et al Improved general circulation models of the Martian atmosphere from the surface to above 80 km // J. Geophys. Res. 1999. V. 104, № E10. P. 24155-24176. DOI: 10.1029/1999JE001025.

40. Gamache R.R., Neshyba S.P., Plateaux J.J., et al. C02-Broadening of Water-Vapor Lines//J. Mol. Spectrosc. 1995. V. 170. P. 131-151. DOI: 10.1006/jmsp. 1995.1060.

41. Gellert It, Rieder R., Bruckner, J. et al. Alpha Particle X-Ray Spectrometer (APXS): Results from Gusev crater and calibration report // J. Geophys. Res. 2006. V. 111. № E2. CitelD E02S05.

42. Gendrin A., Mangold N., Bibring J.-P., et al. Sulfates in Martian layered terrains: The OMEGA/Mars Express view // Science. 2005. V. 307. № 5715. P. 1587-1591. DOI: 10.1126/science. 1109087.

43. Head J. W. Mars: Evidence for geologically recent advance of the south polar cap. // J. Geophys. Res. 2001. V. 106. № E5. P. 10075-10086.

44. Head J. W., Neukum G., Jaumann R. et al. Planetary science: Are there active glaciers on Mars? (Reply) //Nature. 2005. V. 438. №7069. P. 10.

45. Houben H., Haberle R.M., Young R.E., Zent A.P. Modeling the Martian seasonal water cycle // J.Geophys.Res. 1997. V.102. №E4. P. 9069-9084. DOI: 10.1029/97JE00046.

46. Hour din F. A new representation of the absorption by the C02 15-microns band for a Martian general circulation model // J. Geophys. Res. 1992. V. 97. №E11. P. 1831918335.

47. Jakosky B. M., Farmer C. B. The seasonal and global behavior of water vapor in the Mars atmosphere Complete global results of the Viking atmospheric water detector experiment//J. Geophys. Res. 1982. V. 87. Apr. 10. P. 2999-3019.

48. Jakosky B.M., Barker E.S. Comparison of ground-based and Viking Orbiter measurements of Martian water vapor Variability of the seasonal cycle // Icarus. 1984. V. 57. P. 322-334.

49. Jouglet D., Poulet F., Milliken R.E., et al. Hydration state of the Martian surface as seen by Mars Express OMEGA: 1. Analysis of the 3 pm hydration feature // J. Geophys. Res. 2007. V. 112. E8. CitelD E08S06. DOI: 10.1029/2006JE002846

50. Kieffer H.H., Titus T.N. TES mapping of Mars' North Seasonal Cap// Icarus. 2001. V.154. № l.P. 162-180. DOI: 10.1006/icar.2001.6670.

51. Kurucz R. The solar spectrum: Atlases and line identifications// Workshop on Laboratory and Astronomical High Resolution Spectra /Eds Sauval A.J., Blomme R., GrevesseN. //Astron. Soc. Pacific Conf. Seri. 81. 1995. P. 17-31.

52. Kuzmin R.O., Christensen P.R., Zolotov M. Yu. Global mapping of the Martian bound water at 6.1 microns based on TES data: Seasonal hydration-dehydration of surface minerals // Lunar and Planetary Sci. Conf. XXXV. 2004. Abstract #1810.

53. Kuzmin R.O., Zabalueva E. V., Mitrofanov I. G., et al. Seasonal redistribution of water in the suriicial Martian regolith: Results from the Mars Odyssey high-energy neutron detector (HEND) // Sol. Sys. Res. 2007. V. 41. №2. P. 89-102.

54. Macke A., Mueller J., Raschke E Single scattering properties of atmospheric ice crystals // J. Atm. Sci. 1996. V. 53. №19. P. 2813-2825

55. Maltagliati L., Titov D., Encrenaz T., et al. Observations of atmospheric water vapor above the Tharsis volcanoes on Mars with the OMEGA/MEx imaging spectrometer // Icarus. 2008. V. 194. № 1. P. 53-64. DOI: 10.1016/j.icarus.2007.09.027.

56. Marinangeli L., Ori G. G., Baliva A., et al. The MARSIS and SHARAD view of the martian subsurface: radar simulations and surface geology constraints // EGS AGU -EUG Joint Assembly, Nice, France. 2003. #10608.

57. Marion G. M., Mironenko M. V., Roberts M. W. FREZCHEM: aqueous geochemical model for Mais // EOS Trans. Agu. 2006. 87(52). Fall Meet. Suppl.

58. Melchiorri R., Encrenaz T., Fouchet T., et al. Water vapor mapping on Mars using OMEGA/Mars Express // Planet, and Space Sci. 2007. V. 55. № 3. P. 333-342. DOI: 10.1016/j.pss.2006.05.040.

59. Milliken R.E., Mustard J.F., Poulet F., et al. Hydration state of the Martian surface as seen by Mars Express OMEGA: 2. H2O content of the surface // J. Geophys. Res. 2007. V. 112. № E8. CitelD E08S07. DOI: 10.1029/2006JE002853.

60. Mitrofanov I., Anfimov £>., Kozyrev A., et al. Maps of Subsurface Hydrogen from the High Energy Neutron Detector, Mars Odyssey // Science. 2002. V. 297. №5578. P. 7881.

61. Montmessin F., Forget F., Rannoit P., et al. Origin and role of water ice clouds in the Martian water cycle as inferred from a general circulation model // J. Geophys. Res., 2004. V 109. № 10. Cite ID E10004. DOI: 10.1029/2004JE002284.

62. Montmessin F., Haberle R.M., Forget F., et al. On the origin of perennial water ice at the south pole of Mars: A precession-controlled mechanism? // J. Geophys. Res. 2007a. Y 112. №E8. CitelD E08S17. DOI: 10.1029/2007JE002902.

63. Montmessin F., Gondet B., Bibring J.-P. et al. Hyperspectral imaging of convective CO2 ice clouds in the equatorial mesosphere of Mars // J. Geophys. Res. 2007b. V 112. № Ell. CitelD El 1S90. DOI: 10.1029/2007JE002944.

64. Moore H. J., Hutton R. E., Scott R. F. et al. Surface materials of the Viking landing sites //J. Geophys. Res. 1977. V. 82. Sept.30. P. 4497-4523.

65. Pankine A. A., Tamppari L. K., Smith M. D. Water vapor variability in the north polar region of Mars from Viking MA WD and MGS TES datasets // Icarus. 2009. V. 204. №1. P. 87-102.

66. Poulet F., Bibring J.-P., Mustard J.F., et al. Phyllosilicates on Mars and implications for early Martian climate // Nature. 2005. V. 438. № 7068. P. 623-627. DOI: 10.1038/nature04274.

67. Purcell E. M., Pennypacker C. R. Scattering and adsorption of light by nonspherical dielectric grains //Astrophys. J. 1973. V. 186. P. 705-714.

68. Putzig N. E., Phillips R. J., Campbell B. A. et al. Subsurface structure of Planum Boreum from Mars Reconnaissance Orbiter Shallow Radar soundings // Icarus. 2009. V. 204. № 2. P. 443-457.

69. Richardson M. I., Wilson R. J. A topographically forced asymmetry in the martian circulation and climate //Nature. 2002a. V. 416. №6878. P. 298-301.

70. Richardson M. I., Wilson R. J. Investigation of the nature and stability of the Martian seasonal water cycle with a general circulation model // J. Geophys. Res. 2002b. V. 107. №E5. P. 7-1. CitelD 5031. DOI 10.1029/2001JE001536.

71. Rieder R., Weinke II., Economou T., Turkevich A. Determination of the chemical composition of Martian soil and rocks: The alpha proton X ray spectrometer // J. Geophys. Res. 1997. V. 102. № E2. P. 4027-4044.

72. Rothman L.S., Jacquemart D„ Barbe A. e( al. The HITRAN 2004 molecular spectroscopic database // J. Quantum Spec, and Rad. Transf. 2005. V. 96. N 2. P. 139204. DOI: 10.1016/j.jqsrt.2004.10.008.

73. Rothman L. S., Jacquemart D., Barbe A. et al. The HITRAN 2004 molecular spectroscopic database // J.Q.S.R.T. 2005. V. 96. P. 139-204.

74. RuffS. W. Spectral evidence for zeolite in the dust on Mars // Icarus. 2004. V. 168. №1. P. 131-143.

75. Smith D.E., Zuber M.T., Solomon S.C., et al. The global topography of Mars and implications for surface evolution // Science. 1999. V. 284. № 5419. P. 1495. DOI: 10.1126/science.284.5419.1495.

76. Smith M. D. Interannual variability in TES atmospheric observations of Mars during 1999-2003 // Icarus. 2004. V. 167. № 1. P. 148-165. DOI: 10.1016/S0019-1035(03)00287-2.

77. Thuillier G., Herse M., Labs D., et al. The solar spectrum irradiance from 200 to 2400 nm as measured by the solspec spectrometer from the ATLAS and EURECA missions // Sol. Phys. 2003. V. 214. P. 1-22.

78. Titov D. V. Water vapour in the atmosphere of Mars // Adv. Space Res. 2002. V. 29. №2. P. 183-191. DOI: 10.1016/S0273-1177(01)00568-3.

79. Titus T. N., Kieffer H. H., Christensen P. R. Exposed water ice discovered near the South Pole of Mars // Science. 2003. Y. 299. №5609. P. 1048-1051.

80. Tschimmel M., Ignatiev N. I., Titov D. V. et al. Investigation of water vapor on Mars with PFS/SW of Mars Express // Icarus. 2008. V. 195. №2. P. 557-575.

81. Tyler D., Barnes J., Skyllingstad F. Mesoscale and large-eddy simulation model studies of the Martian atmosphere in support of Phoenix // J. Geophys. Res. 2008. V. 113. № E8. CiteTD E00A12. DOI: 10.1029/2007JE003012.

82. Wang A., Haskin L. A., Squyres S. W. et al. Sulfate deposition in subsurface regolith in Gusev crater, Mars // J. Geophys. Res. 2006. V. 111. № E2. CitelD E02S17.

83. Wänke H., Brückner J., Dreibus G., Rieder R., Ryabchikov I. Chemical Composition of Rocks and Soils at the Pathfinder Site // Space Sei. Rev. 2001. V. 96. № %. P. 317-330.

84. Warren S. G. Optical constants of ice from the ultraviolet to the microwave // Appl. Opt. 1984. V. 23. №8. P. 1206-1225.

85. Wilson R. J., Hamilton K. Comprehensive model simulation of thermal tides in the Martian atmosphere // J. Atmos. Sci. 1996. V. 53. №9. P. 1290-1326.

86. Yurkin M. A. Discrete dipole simulations of light scattering by blood cells // PhD thesis, University of Amsterdam. 2007. ISBN. 90-5776-169-6 (978-90-5776-169-0).