Астрономический вестник, 2021, T. 55, № 1, стр. 3-12

ВВЕДЕНИЕ

Волновые процессы оказывают значительное влияние на циркуляцию, химический состав, тепловой режим и изменчивость атмосфер планет. Важная роль внутренних гравитационных волн (ВГВ) связана с обеспечением ими эффективного механизма переноса энергии и импульса с нижних атмосферных уровней на верхние. Источниками генерации внутренних волн в атмосфере могут быть тепловые контрасты вблизи поверхности, топография, сдвиговая и конвективная неустойчивости ветра, фронтальные процессы и др. В отсутствие диссипации энергии, амплитуда волновых возмущений скорости ветра или температуры растет примерно экспоненциально с увеличением высоты в атмосфере Земли, поэтому возмущения с малой амплитудой вблизи поверхности могут производить значительные эффекты на больших высотах, где происходит обрушение волн и передача энергии и импульса в невозмущенный поток. Поскольку ВГВ являются характерной особенностью устойчиво стратифицированной атмосферы, то аналогичные эффекты можно ожидать в атмосферах Венеры и Марса. Интерпретация наблюдений флуктуаций скорости ветра, температуры или плотности в атмосфере планеты нередко основывается на модели широкого спектра волн, порождающих эти флуктуации. Спектральное описание подразумевает, что волновое поле флуктуаций состоит из многих компонент с различными масштабами. Во многих случаях экспериментальные спектры флуктуаций температуры, плотности или скорости ветра в атмосфере демонстрируют на фоне гладкого спектра дискретные (отдельные) узкие пики, которые указывают на квазипериодическую структуру возмущений в некотором диапазоне высот. Результаты прямых зондовых измерений в стратосфере Земли свидетельствуют о том, что формирование такой структуры может быть обусловлено распространением монохроматической волны, которая находится в состоянии насыщения вследствие сдвиговой неустойчивости в атмосфере.

Преимуществом радиозатменных измерений является широкий географический и временной охват исследуемых районов, позволяющий проводить глобальный мониторинг состояния атмосферы (Губенко и др., 2016а; 2016б; 2018). В период с октября 1983 по сентябрь 1984 г. с помощью спутников Венера-15 и -16 нами были выполнены интенсивные радиозатменные исследования атмосферы Венеры. Орбиты указанных спутников были такими, что их заходы за планету имели место в Северном полушарии, а выходы – в Южном. Двухчастотные радионаблюдения (длины волн 5 и 32 см) были проведены в 176 атмосферных районах, расположенных на дневной и ночной стороне Северного и Южного полушарий планеты. В приполярной и полярной области Южного полушария Венеры, где ранее проводились только единичные измерения, были получены новые данные об атмосферных характеристиках для 20 районов. Результаты, найденные на основе этих измерений, включают: (I) вертикальные профили плотности, давления, температуры, а также характерные параметры для 42 районов полярной и приполярной атмосферы на высотах 42–90 км и оценки ошибок определяемых величин (Yakovlev и др., 1991); (II) характеристики тонких регулярных слоев в атмосфере Венеры (Gubenko, Andreev, 2003; Gubenko и др., 2008a); (III) вертикальные профили содержания паров серной кислоты и поглощения радиоволн диапазона 5 см в атмосфере планеты (Gubenko и др., 2001); (IV) высотные и широтные зависимости зональной скорости ветра в атмосфере Венеры (Губенко и др., 1992; Ваганов и др., 1992; Gubenko, Kirillovich, 2018a); (V) вертикальные профили температуры, давления и градиентов температуры для средних широт планеты на высотах 40–90 км (Матюгов и др., 1994).

Мы используем некоторые из полученных нами ранее результатов и измерения интенсивности радиозатменных сигналов (длина волны λ = 32 см) со спутников Венера-15 и -16 для исследования мелкомасштабных внутренних волн в северной полярной атмосфере Венеры на высотах более 61.5 км. Целью работы является анализ измерений интенсивности радиоволн, проведенных в период с 16 по 31 октября 1983 г., для изучения внутренних волн в полярной атмосфере планеты, который базируется на модели радиационного затухания флуктуаций интенсивности с увеличением высоты. Отсчет высоты производится от уровня поверхности Венеры с радиусом 6051 км.

РАДИАЦИОННОЕ ЗАТУХАНИЕ ВНУТРЕННИХ АТМОСФЕРНЫХ ВОЛН: АНАЛИЗ РАДИОЗАТМЕННЫХ ИЗМЕРЕНИЙ ИНТЕНСИВНОСТИ СИГНАЛОВ СО СПУТНИКОВ ВЕНЕРА-15 И -16

Наблюдения интенсивности радиозатменных сигналов обеспечивают важную информацию о мелкомасштабной структуре атмосферы планеты. Во многих аспектах наш метод определения характеристик атмосферных волн аналогичен методу, предложенному ранее в работах Hinson, Jenkins (1995) и Tellmann и др. (2012). Авторы указанных работ полагали, что радиационное затухание волновых возмущений с высотой в радиозатменных экспериментах является основным процессом, вносящим вклад в диссипацию энергии ВГВ с вертикальной длиной волны <4 км. На рис. 1 представлены примеры измерений нормированной интенсивности (I) сигнала с λ = 32 см для трех анализируемых радиозатменных сеансов Венера-15 и -16. Величина I определяется как отношение значений интенсивности сигнала, измеряемых в данный момент и в свободном пространстве до входа в атмосферу планеты. Нормированная интенсивность I является безразмерной величиной, и она остается примерно постоянной (~1.0) до тех пор, пока не начинается просвечивание нейтральной атмосферы (относительное время ~0 с, высота ~100 км). На рис. 1 хорошо виден отклик радиоволн при прохождении дневной ионосферы вблизи терминатора (зенитный угол Солнца равен Z_⊙ = 85.8° для сеанса 24 и Z_⊙ = 87.2° для сеанса 30) и ночной ионосферы вблизи терминатора (Z_⊙ = 95.4° для сеанса 42). Так как минимумы интенсивности радиозатменного сигнала соответствуют локальным максимумам электронной концентрации (Gubenko и др., 2018; Gubenko, Kirillovich, 2019), то из представленных на рис. 1 данных следует, что структура ионосферы Венеры вблизи терминатора на дневной стороне является двухслойной, а на ночной стороне – однослойной. Учитывая, что вертикальная скорость опускания радиолуча здесь равна ~4.3 км/с (Gubenko и др., 2008a), можно найти, что ионосферные максимумы вблизи терминатора на дневной и ночной стороне планеты расположены на высотах ~150 км.

Параметры радиозатменных сеансов Венера-15 и -16, которые были проанализированы нами для мониторинга активности внутренних волн и определения их характеристик в северной полярной атмосфере Венеры, представлены в табл. 1. Здесь указаны: номер и время проведения сеанса измерений, аппарат, широта и долгота зондируемого района, зенитный угол Солнца (Z_⊙), высота тропопаузы (h_t) и высота минимума температуры (h_min) для района измерений. Эти характеристики были найдены при обработке данных с целью восстановления атмосферных профилей плотности, давления и температуры (Yakovlev и др., 1991).

Радиозатменные измерения, анализируемые в этой работе, проводились во время практически вертикальных заходов спутников Венера-15 и -16 за планету (Yakovlev и др., 1991; Gubenko и др., 2008a). Геометрия эксперимента радиопросвечивания была такова, что точка перигея лучевой траектории почти не смещалась по горизонтали за время сеанса измерений (~2 мин). Радиальная скорость V_n указанных спутников, перпендикулярная траектории радиолуча, была равна V_n = 4.3 км/с. Вертикальная скорость опускания радиолуча в атмосфере V_r определяется значением скорости V_n и величиной среднего рефракционного ослабления сигнала $\left\langle X \right\rangle $ с помощью соотношения V_r = = V_n$\left\langle X \right\rangle $(Gubenko и др., 2008a). Вертикальная скорость радиолуча при входе его в атмосферу (высота ~100 км,·$\left\langle X \right\rangle $≈ 1.0) была равна ~4.3 км/с. При прохождении лучом более низких атмосферных уровней (~62 км,·$\left\langle X \right\rangle $≈ 0.1), расположенных вблизи тропопаузы, ее величина составляла ~0.43 км/с. Указанные значения скорости опускания луча во много раз превышают средние скорости зондируемых структур в атмосфере. Обычно, продолжительность радиозатменного сеанса составляет около 2 мин, поэтому спутниковая радиоголограмма содержит практически мгновенное (замороженное) изображение состояния окружающей среды в зондируемом районе атмосферы Венеры. Вариации частоты радиозатменного сигнала (λ = 32 см) и известные баллистические данные спутников Венера-15 и -16 были нами ранее использованы для определения зависимостей угла рефракции от прицельного параметра лучевой траектории (Yakovlev и др., 1991). Затем, на основе применения обратного преобразования Абеля к полученным вертикальным профилям угла рефракции, определялись высотные зависимости коэффициента преломления в нейтральной атмосфере планеты. Учет химического состава атмосферы (96.5% CO₂ и 3.5% N₂) дал возможность найти вертикальные профили плотности, а с помощью уравнений гидростатического равновесия и газового состояния были восстановлены атмосферные профили давления и температуры (Yakovlev и др., 1991).

Данные об интенсивности радиозатменного сигнала удобно представлять в виде функции высоты лучевой траектории (высоты перигея луча). Здесь термин “лучевая траектория” обозначает траекторию фотона, движущегося от спутника к приемной антенне на Земле. Высота перигея луча как функция времени определялась естественным образом в процессе обработки и анализа измерений при получении атмосферных профилей (Yakovlev и др., 1991). Мы применили фильтр высокой частоты к данным об интенсивности радиозатменного сигнала для отделения высокочастотных флуктуаций от медленных фоновых вариаций интенсивности. Этот фильтр действует следующим образом:

Здесь I(h) – измеряемая интенсивность сигнала, h – высота перигея луча. Угловые скобки обозначают локальное среднее, вычисленное на основе аппроксимации полиномом второй степени значений I(h) на интервале 4 км, центр которого находится в точке с высотой h. Так как интенсивность сигнала I(h) является положительно определяемой величиной, то нормированные флуктуации интенсивности i(h) удовлетворяет неравенству i(h) > –1. В экспериментах часто наблюдаются мощные всплески интенсивности радиозатменного сигнала, вследствие чего величина i(h) может существенно превосходить значение +1. По этой причине, когда значения модуля |i(h)| приближаются к единице, наблюдаемая картина флуктуаций становится асимметричной относительно нуля (Hinson, Jenkins, 1995).

При выполнении условия (|i(h)| $ \ll $ 1) слабого рассеяния, флуктуации интенсивности сигнала i(h) пропорциональны флуктуациям атмосферной плотности ρ'(h), т.е. $i(h) \propto \rho {\kern 1pt} '(h)$ (Hinson, Tyler, 1983). Согласно волновой теории имеем (Hinson, Jenkins, 1995):

где m = 2π/λ_z – вертикальное волновое число, λ_z – вертикальная длина волны,  j – мнимая единица, а амплитудная функция G_ρ определяется с помощью формулы (3), в которой: ρ_b и N_b – невозмущенные (фоновые) значения атмосферной плотности и частоты Брента‒Вяйсяля, соответственно; L_r – вертикальный масштаб длины радиационного затухания (демпинга):

Из соотношения (3) следует, что в отсутствие диссипации энергии, амплитудные функции флуктуаций атмосферной плотности ρ'(h) и интенсивности сигнала i(h) будут изменяться с высотой пропорционально величине$\sqrt {{{\rho }_{b}}(h)} $, но с дополнительной модуляцией вследствие вертикальных вариаций $\sqrt {N_{b}^{3}(h)} $. При наличии радиационного демпинга в атмосфере, изменение амплитуды флуктуаций интенсивности с высотой зависит также от вертикального масштаба радиационного затухания L_r, который связан со временем радиационной релаксации τ_r простым выражением (Hinson, Jenkins, 1995):

где ω – собственная частота внутренней волны, измеряемая в системе отсчета, движущейся вместе с невозмущенным потоком (Gubenko и др., 2008b; 2011; 2012; 2015), τ_r – время радиационной релаксации в атмосфере Венеры (Fels, 1982). Собственная частота ω и частота σ внутренней волны, найденная в системе отсчета земного наблюдателя, связаны известным соотношением, определяющим доплеровское смещение между ними (Gubenko и др., 2018; Gubenko, Kirillovich, 2018b): где k_hV_b – скалярное произведение горизонтального волнового вектора k_h и вектора невозмущенной скорости ветра V_b, |k_h| = 2π/λ_h – модуль вектора k_h, λ_h – горизонтальная длина внутренней волны, |V_b| – модуль вектора V_b.

На рис. 2 представлены высотные зависимости времени радиационной релаксации τ_r(h) в атмосфере Венеры для вертикальных длин волн 5 км (штриховая), 2.5 км (пунктир) и 1 км (сплошная), найденные путем экстраполяции результатов модели Crisp (1989) для λ_z = 7 км, в предположении, что время затухания τ_r пропорционально вертикальной длине волны λ_z. Зависимость τ_r(h) для вертикальной длины волны λ_z = 1 км была определена нами с целью анализа флуктуаций интенсивности сигнала i(h), а профили τ_r(h) для длин волн 5 и 2.5 км, полученные ранее в работе Ando и др. (2015, Fig. 7 ), приведены на рис. 2 для сравнения.

На рис. 3–5 представлены примеры профилей высокочастотных флуктуаций (сцинтилляций) интенсивности сигнала i(h), наблюдаемых в радиозатменных сеансах 24, 30 и 42 (зубчатые линии). Высота лучевой траектории отсчитывается здесь от уровня средней поверхности планеты с радиусом 6051 км. Наиболее высокочастотные сцинтилляции, обусловленные мелкомасштабными неоднородностями показателя преломления (плотности) в атмосфере Венеры, представляют собой дифракционные эффекты. Как следует из результатов работы Gubenko и др. (2008a), дифракционную картину в полярной атмосфере Венеры на высотах вблизи тропопаузы формируют неоднородности с вертикальными размероми меньше радиуса первой зоны Френеля (~0.32 км). Зарегистрированные в радиозатменных экспериментах флуктуации интенсивности сигнала, вертикальный размер которых превышает френелевский радиус, не связаны с дифракцией и они могут быть обусловлены влиянием регулярных тонких слоев или внутренних атмосферных волн (Gubenko и др., 2008a). В отличие от аналоговых измерений частоты сигнала, которая определялась 1 раз в секунду, радиозатменные измерения интенсивности проводились с достаточно высокой частотой выборки ~19 Гц. В этом случае вертикальное разрешение δh данных об интенсивности радиозатменного сигнала на уровне тропопаузы в атмосфере Венеры определяется вертикальным размером зоны (радиуса) Френеля. Учитывая рефракционное ослабление сигнала, получаем следующую оценку вертикального разрешения для анализируемых данных об интенсивности: δh =r_f·$\left\langle X \right\rangle $^1/2 = = (λL$\left\langle X \right\rangle $)^1/2 ≈ 0.32 км (Gubenko и др., 2008a). Здесь, r_f = (λL)^1/2 ≈ 1 км – радиус первой зоны Френеля в свободном пространстве вне атмосферы, λ = 0.32 м – длина волны сигнала, L ≈ 3470 км – расстояние от спутника до лимба планеты, $\left\langle X \right\rangle $ = = $\left\langle {I(h)} \right\rangle $ ≈ 0.1 – локальное среднее значение рефракционного ослабления (интенсивности) радиозатменного сигнала вблизи уровня тропопаузы в атмосфере Венеры. Столь высокого вертикального разрешения удалось достигнуть из-за достаточно высокой частоты выборки радиозатменных измерений интенсивности радиоволн, а также благодаря значительному сжатию френелевского объема луча в вертикальном направлении за счет эффекта рефракционного ослабления интенсивности сигнала.

Способ определения доминантного вертикального масштаба λ_z подробно описан в работе (Gubenko и др., 2008a), и его суть состоит в следующем. На интервале высот от ~61.5 до ~70.0 км, с помощью быстрого преобразования Фурье, находились спектры мощности флуктуаций интенсивности сигнала для анализируемых сеансов, и определялся максимум спектральной пространственной частоты. Установлено, что на высотах более ~61.5 км, где эффекты радиационного затухания в атмосфере становятся заметными, доминирующий вертикальный размер флуктуаций интенсивности λ_z составляет ~1 км.

Поскольку высотная корреляция флуктуаций, регистрируемых в разных сеансах измерений (близких по месту и времени проведения), здесь отсутствует, то эти флуктуации, вероятно, обусловлены мелкомасштабными ВГВ, а не регулярными слоями в атмосфере (Gubenko и др., 2008a). Гладкие штриховые линии на рис. 3–5 показывают, как амплитудные функции G_ρ(h) изменяется с высотой в сеансах 24, 30 и 42 согласно волновой теории (включая эффект радиационного затухания). Для определения вертикального масштаба длины L_r радиационного затухания в анализируемом сеансе измерений, необходимо из профиля амплитудной функции G_ρ(h) выделить “чистый” эффект, связанный с радиационным демпингом флуктуаций интенсивности в атмосфере. Полученные ранее результаты восстановления средних профилей плотности ρ_b(h) и частоты Брента–Вяйсяля N_b(h) (Yakovlev и др., 1991) были использованы нами для вычисления корректирующей функции k(h):

где h_ref – начальная высота отсчета на нижней границе сеанса измерений. Скорректированная амплитудная функция $G_{\rho }^{*}(h)$ = G_ρ(h)k(h) определяется только вертикальным масштабом длины L_r радиационного затухания флуктуаций в атмосфере и не зависит от изменений ρ_b(h) и вариаций N_b(h) с высотой. С учетом соотношений (3) и (6) нетрудно видеть, что выражение для скорректированной амплитудной функции $G_{\rho }^{*}(h)$ имеет следующий вид:

Коррекция указанным способом амплитудных функций G_ρ(h), показанных на рис. 3–5 гладкими штриховыми линиями, позволяет определить соответствующие функции $G_{\rho }^{*}(h)$. Анализ амплитудного профиля $G_{\rho }^{*}(h)$ дает возможность найти длину интервала, на котором скорректированная амплитуда флуктуаций уменьшается в e раз. Указанная длина определяет вертикальный масштаб L_r для радиационного затухания флуктуаций интенсивности сигнала в атмосфере Венеры. Учитывая реальное вертикальное разрешение радиозатменных данных (~430 м) и найденные величины параметра L_r (см. табл. 2), можно заключить, что относительная погрешность восстановления L_r не превышает 10%. Таким образом, нами были найдены следующие значения вертикального масштаба L_r для анализируемых сеансов: L_r = 8700 м (h_ref = 61.8 км, рис. 3) для сеанса 24; L_r = 6500 м (h_ref = 61.5 км, рис. 4) для сеанса 30; L_r = 12 000 м (h_ref = 62.3 км, рис. 5) для сеанса 42.

Ключевые характеристики внутренних гравитационных волн в полярной атмосфере Венеры, полученные из анализа семи радиозатменных сеансов измерений интенсивности сигнала (λ = 32 см) спутников Венера-15 и -16, приведены в табл. 2. Метод вычисления волновых параметров базируется на использовании формулы (4). Сначала, по результатам анализа вертикального профиля флуктуаций интенсивности сигнала, определяется вертикальный масштаб L_r радиационного затухания для данного сеанса измерений. На следующем этапе вычисляется время радиационной релаксации в атмосфере Венеры τ_r для анализируемых флуктуаций интенсивности с вертикальной длиной волны λ_z = 1 км, локализованных в заданном интервале высот (см. рис. 2). Затем, с помощью выражения (4), определяется собственная частота ω идентифицируемой внутренней волны. Далее, на основе дисперсионного уравнения ω/N_b = |k_h|/|m| = = λ_z/λ_h для внутренних волн в интервале промежуточных собственных частот $({{f}^{{~{\text{2}}}}} \ll {{{\omega }}^{{\text{2}}}} \ll N_{b}^{2})$ и консервативной оценки невозмущенной частоты Брента‒Вяйсяля N_b = 0.02 рад/с находится горизонтальная длина волны λ_h. На последнем этапе определяются собственные горизонтальная $(\left| {c_{{ph}}^{{in}}} \right| = {{\omega } \mathord{\left/ {\vphantom {{\omega } {\left| {{{k}_{h}}} \right|}}} \right. \kern-0em} {\left| {{{k}_{h}}} \right|}})$ и вертикальная $(\left| {c_{{pz}}^{{in}}} \right| = {{\omega } \mathord{\left/ {\vphantom {{\omega } {\left| m \right|}}} \right. \kern-0em} {\left| m \right|}})$ фазовые скорости, а также собственный период для ВГВ (Gubenko и др., 2008b; 2011; 2012; 2015; 2018). При вычислении волновых характеристик, мы использовали величину времени радиационной релаксации τ_r, которая соответствует высоте h_ref на нижней границы измерений. Поэтому, приведенные в табл. 2 значения параметров ВГВ относятся к начальной высоте h_ref для анализируемого радиозатменного сеанса. Разработанная модель для радиационного затухания флуктуаций интенсивности с высотой в атмосфере Венеры предполагает, что собственные частоты для идентифицированных внутренних атмосферных волн в исследуемых сеансах изменяются от 3.5 × 10^–4 до 9.5 × 10^–4 рад/с, а отношение горизонтальной и вертикальной длин волн заключено в интервале от 57 до 21. Собственные периоды ВГВ составляют от 1.8 до 5 ч, а горизонтальные длины волн изменяются в пределах 21–57 км (см. табл. 2).

Ранее, Hinson и Jenkins (1995), анализируя сцинтилляции интенсивности сигнала в радиозатменном эксперименте Magellan, обнаружили, что измеряемый вертикальный профиль вариаций интенсивности согласуется с ВГВ, свободно распространяющимися в атмосфере без ветрового сдвига. Они нашли, что внутренние волны, которые обусловливают эти сцинтилляции интенсивности, имеют вертикальные длины волн ~1 км и горизонтальные фазовые скорости ~3 м/с. Сравнение между теорией и наблюдениями показало, что ωτ_r ≈ 70 на высоте 65 км. Полученное значение ωτ_r примерно в 5 раз больше, чем для внутренней волны (λ_z ≈ 2.5 км), обнаруженной по результатам анализа температурных измерений миссии Magellan. Это предполагает, что собственная частота ω мелкомасштабных ВГВ также в несколько раз превышает частоту (ω = 2 × 10^–4 рад/с) волны, упомянутой выше. Отметим, что погрешность восстановления волновых характеристик в эксперименте Magellan составляет ~50% (Hinson, Jenkins, 1995).

Сравнение наших результатов с полученными в работе (Hinson, Jenkins, 1995) показывает, что ВГВ, обусловливающие сцинтилляции интенсивности сигнала в радиозатменных экспериментах спутников Magellan и Венера-15, -16, имеют примерно одинаковую горизонтальную фазовую скорость (3–3.2 м/с) и вертикальную длину волны (~1 км). По результатам анализа 7 сеансов измерений найдено, что величина ωτ_r на высоте ~62 км заключена в интервале от ~14 до ~38. При этом собственные частоты идентифицированных ВГВ изменялись от ~3.5 × 10^–4 до ~9.5 × 10^–4 рад/с, что, с учетом погрешностей восстановления волновых характеристик, согласуется с результатами, полученными в работе (Hinson, Jenkins, 1995).

По результатам радиозатменных измерений Венера-15 (сеанс 30), Gubenko и др. (2008а) провели сравнение тепловой и мелкомасштабной структур атмосферы Венеры на высотах от 58.0 до 77.0 км. На рис. 7 работы (Gubenko и др., 2008а) представлены вертикальные профили температуры (левая панель), вариаций температуры (средняя панель) и нормированных флуктуаций амплитуды сигнала (правая панель). Результаты восстановления температуры из односекундных данных о частоте сигнала (диапазон λ = 32 см) показаны точками. Вертикальное разрешение экспериментальных данных о температуре характеризуется величиной интервала выборки для профиля температуры (расстояние по вертикали между соседними точками) и является неоднородным на разных уровнях. Здесь оно определяется вертикальной скоростью опускания радиолуча и изменяется от величины ~0.4 км на высоте ~59 до ~1.1 км на ~65 км. Для корректного сравнения с данными о температуре, исходные амплитудные данные усреднялись методом скользящего среднего в односекундных интервалах. Профили температуры и амплитуды сигнала, показанные на рис. 7 работы (Gubenko и др., 2008а), демонстрируют на высотах от ~59 до ~65 км квазипериодические вариации с вертикальной длиной от ~3.1 до ~4.0 км. Амплитуда волнообразных вариаций температуры примерно постоянна в указанном высотном интервале и составляет ~1.5 К. Отметим, что вертикального разрешения анализируемых данных о температуре недостаточно для обнаружения влияния мелкомасштабной структуры атмосферы (ВГВ с вертикальной длиной волны ~1 км) на профили температуры в атмосфере Венеры.

Imamura и др. (2018) применили метод обращения полного спектра (Full Spectrum Inversion, FSI-метод) к радиозатменным данным миссий Venus Express и Akatsuki с целью восстановления мелкомасштабных структур в атмосфере Венеры на уровне облаков. Температурные профили, полученные FSI-методом, имеют вертикальное разрешение ~150 м, которое значительно лучше типичного разрешения ~400–700 м для геометрической оптики. Применение этого радиоголографического метода к радиозатменным данным позволяет разрешать тонкие атмосферные структуры (в том числе и в зонах многолучевости), которые не воспроизводятся при анализе измерений методами геометрической оптики.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Радиозатменные измерения интенсивности сигнала (λ = 32 см) спутников Венера-15 и -16, проведенные в период с 16 по 31 октября 1983 г., используются для анализа активности внутренних волн в северной полярной атмосфере Венеры. Наблюдения интенсивности радиоволн обеспечивают важную информацию о мелкомасштабной структуре атмосферы. Сравнение радиозатменных измерений и результатов стандартной волновой теории показывает, что мелкомасштабные флуктуации интенсивности принимаемого сигнала обусловлены распространяющимися ВГВ с вертикальной длиной волны ~1 км на высотах более 61.5 км. Разработанная модель радиационного затухания флуктуаций интенсивности с высотой в атмосфере Венеры предполагает, что собственные частоты для идентифицированных внутренних атмосферных волн в исследуемых сеансах изменяются от 3.5 × 10^–4 до 9.5 × 10^–4 рад/с, а отношение горизонтальной и вертикальной длин волн заключено в интервале от 57 до 21. Собственные периоды ВГВ составляют от 1.8 до 5 ч, а горизонтальные длины волн изменяются в пределах от 21 до 57 км.

Работа выполнена в рамках государственного задания и частично поддержана Российским фондом фундаментальных исследований (проект РФФИ № 19-02-00083 А) и Программой № 12 Президиума РАН.