1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Астрономический вестник
  4. T. 57, № 1, 2023

Астрономический вестник, 2023, T. 57, № 1, стр. 3-16

Аналитические приближения характеристик ночного гидроксила на Марсе и внутригодовые вариации

Д. С. Шапошников a, *, М. Григалашвили b, А. С. Медведев b, Г. Р. Зоннеманн b, П. Хартог b

a Московский физико-технический институт (НИУ)
Москва, Россия

b Институт исследований Солнечной системы им. Макса Планка
Гёттинген, Германия

* E-mail: shaposhnikov@phystech.edu

Поступила в редакцию 02.02.2022
После доработки 15.07.2022
Принята к публикации 15.08.2022

Полный текст (PDF)

Аннотация

Наблюдения за эмиссиями колебательно-возбужденного гидроксила (ОН*) широко используются для получения информации о динамике и составе атмосферы. Мы представляем несколько аналитических приближений для характеристик гидроксильного слоя в марсианской атмосфере, таких как концентрация ОН* у максимума и высота максимума, а также соотношения для оценки влияния различных факторов на слой ОН* в ночных условиях. Эти характеристики определяются температурой окружающей среды, концентрацией атомарного кислорода и их вертикальными градиентами. Полученные соотношения применены к результатам численного моделирования с помощью модели глобальной циркуляции атмосферы для предсказания сезонного поведения гидроксильного слоя на Марсе. Годовые и внутригодовые вариации концентрации возбужденного гидроксила и высоты слоя по данным моделирования имеют как некоторые сходства с земными, так и существенные различия. Концентрация и высота максимума в экваториальных, северных и южных средних широтах меняются в зависимости от сезона, при этом максимальные концентрации и наименьшая высота приходятся на первую половину года. Модельные расчеты подтвердили наличие пика концентрации ОН* в полярных широтах зимой на высоте примерно 50 км со значениями объемных плотностей эмиссии 2.1, 1.4 и 0.6 × 104 фотонов см–3 с–1 для переходов колебательных уровней 1–0, 2–1, 2–0, соответственно. Полученные соотношения могут быть использованы для анализа измерений и интерпретации их вариаций.

Ключевые слова: Марс, атмосфера, возбужденный гидроксил, свечение атмосферы

ВВЕДЕНИЕ

С середины прошлого века слой возбужденного гидроксила (OH*) в области мезопаузы Земли привлекает внимание, поскольку он широко используется для изучения распределений малых газовых составляющих, динамических вариаций и температурного режима атмосферы (Krassovsky, 1963; Shefov, 1969). В частности, наблюдаемые свечения ОН* интенсивно применялись для получения информации о приливах (например, Lopez-Gonzalez и др., 2005; Gavrilyeva и др., 2009; Xu и др., 2010), планетарных волнах (например, Buriti и др., 2005; Lopez-Gonzalez и др., 2009; Reisin и др., 2014) и внутренних гравитационных волнах (например, Gavrilov и др., 2002; Popov и др., 2018; 2020). В эмиссиях ОН* были обнаружены сигналы квазидвухлетних колебаний (Gao и др., 2010). Эти эмиссии использовались для изучения явлений внезапного стратосферного нагревания (Pertsev и др., 2013; Shepherd и др., 2020; Medvedeva и др., 2019; Medvedeva, Ratovsky, 2020). Наблюдения за свечениями ОН* использовались для восстановления трендов и вариаций температуры, вызванных 11-летним солнечным циклом (например, Pertsev, Perminov, 2008; Ammosov и др., 2014; Dalin и др., 2020; Perminov и др., 2014; 2021). Более того, концентрации некоторых химических составляющих, таких как атомарный кислород и атомарный водород, в районе земной мезопаузы весьма затруднительно измерять прямыми методами, и поэтому используются эмиссионные методы дистанционного зондирования, и, в частности, измерения по эмиссиям колебательно-возбужденного гидроксила (Russell и др., 2005; Mlynczak и др., 2013; 2014).

Для Марса и Венеры признанным трейсером динамики является ночное свечение молекулярного кислорода в полосе 1.27 мкм (Bertaux и др., 2012). На Венере, благодаря наблюдениям в эксперименте VIRTIS, свечение позволило проследить солнечно антисолнечную циркуляции и даже определить скорости и направления ветров (Gorinov и др., 2018).

Недавно свечения колебательно-возбужденного гидроксила были обнаружены в атмосфере Венеры (Piccioni и др., 2008; Gérard и др., 2010; Soret и др., 2010) и на Марсе (Clancy и др., 2013). И хотя в настоящий момент на орбите Марса не проводится ни одного эксперимента для измерения свечения гидроксила с точностью, достаточной для получения хотя бы каких-либо пространственных и временных вариаций, наличие ОН* на этих планетах открывает новые возможности для будущих исследований, и нет сомнений, что эмиссионные методы дистанционного зондирования вскоре найдут свое применение и в марсианской атмосфере. В этом случае встанет вопрос о вариациях слоя гидроксила на Марсе. Морфология и внутригодовые вариации слоя OH* являются маркерами процессов, связанных с образованием и разрушением возбужденного гидроксила, которые, в свою очередь, важны для интерпретации наблюдений. Для изучения морфологии и изменчивости слоя необходимо выбрать некоторые параметры, наилучшим образом характеризующие поведение слоя во времени и пространстве. В случае ОН* естественным выбором являются концентрация ОН* в максимуме (которая прямо пропорциональна объемной эмиссии) и высота этого максимума. В следующем разделе мы аналитически получим несколько приближений для этих параметров, а также для относительных вариаций слоя ОН* в марсианской атмосфере. Эти аналитические приближения, в отличие от полного решения, основываются на меньшем числе неизвестных параметров (концентраций малых химических примесей) и потому более удобны для анализа и, возможно, для будущих экспериментов. В разделе “Расчеты и обсуждение” мы проиллюстрируем применимость полученных формул на примере данных Mars Climate Database (MCD). Выводы приведены в последнем разделе.

ВЫВОД АНАЛИТИЧЕСКИХ ПРИБЛИЖЕНИЙ

Перечень химических реакций, влияющих на формирование возбужденного гидроксила в ночной марсианской атмосфере, а также реакции столкновительной деактивации (“гашения” или “quenching”) ОН* и спонтанной эмиссии вместе с соответствующими скоростями приведен в таблице. В этот список не включена реакция радикалов гидропероксида (HO2) с атомарным кислородом, поскольку она представляет собой незначительный (или даже несуществующий) источник заселения колебательно-возбужденных уровней гидроксила (Xu и др., 2012; García-Muñoz и др., 2005; Meriwether, Jr., 1989; McDade, Llewellyn, 1987; Llewellyn и др., 1978). Данная реакция была введена как источник колебательно-возбужденного гидроксила в 1970-х гг. прошлого века Nagy и др. (1976) как гипотеза, выдвинутая из энергетических соображений (энергии этой экзотермической реакции достаточно для того, чтобы получить ОН* до шестого вибрационного уровня, включительно), и была применена несколькими авторами в 1980-х гг. для того, чтобы объяснить расхождения между наблюдаемыми эмиссиями и результатами расчетов (Takahashi, Batista, 1981; Turnbull, Lowe, 1983). На тот момент не существовало достаточно хороших измерений и расчетов коэффициентов гашения молекулярным и атомарным кислородом, коэффициентов спонтанной эмиссии, коэффициентов выхода реакции озона с атомарным водородом. Но уже Llewellyn и др. (1978) отметили, что с рассчитанными ими новыми коэффициентами гашения необходимость в новом источнике ОН* отпадает. Далее, Kaye (1988) по результатам лабораторных измерений показал, что заселение выше третьего колебательного уровня невозможно. Более того, коэффициенты заселения первых трех уровней были предложены (Makhlouf и др., 1995) с помощью общих рассуждений. К настоящему времени не было получено более точных сведений о коэффициентах выхода. Кроме того, при использовании новых рассчитанных и полученных в результате лабораторных измерений коэффициентов гашения, коэффициентов спонтанной эмиссии, коэффициентов выхода для реакции озона и атомарного водорода, применения реакции гидропероксида и атомарного кислорода для получения согласования измерений ОН* эмиссий не требуется (Xu и др., 2012; McDade, Llewellyn, 1987). Хотя некоторые авторы до сих пор применяют эту реакцию, следуя (García-Muñoz и др., 2005), мы сочли возможным ее опустить до появления более веских аргументов в пользу значимости этой реакции, основанных на лабораторных измерениях. Таким образом, отправной точкой нашего рассмотрения является почти полная система реакций для ОН* при ночных условиях.

Далее мы предполагаем, что возбужденный гидроксил находится в фотохимическом равновесии ночью (García-Muñoz и др., 2005). Это позволяет явно выразить концентрацию гидроксила на всех уровнях возбуждения [OHv] в виде:

(1)
$\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}}} \right] \approx \frac{{\left( \begin{gathered} {{f}_{{v}}}{{r}_{1}}\left[ {\text{H}} \right]\left[ {{{{\text{O}}}_{3}}} \right] + \mathop \sum \limits_{{v}' = {v} + 1}^9 {{A}_{{{v}'{v}}}}\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{{v}'}}}} \right]\left[ {{\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}}} \right] + \mathop \sum \limits_{{v}' = {v} + 1}^9 {{G}_{{{v}'{v}}}}\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{{v}'}}}} \right]\left[ {{{{\text{N}}}_{2}}} \right] + \hfill \\ + \mathop \sum \limits_{{v}' = {v} + 1}^9 {{B}_{{{v}'{v}}}}\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{{v}'}}}} \right]\left[ {{{{\text{O}}}_{2}}} \right] + \mathop \sum \limits_{{v}' = {v} + 1}^9 {{D}_{{{v}'{v}}}}\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{{v}'}}}} \right]\left[ {\text{O}} \right] + \mathop \sum \limits_{{v}'\,\, = \,\,{v}\, + \,1}^9 {{E}_{{{v}'{v}}}}\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{{v}'}}}} \right] \hfill \\ \end{gathered} \right)}}{{\left( {\begin{array}{*{20}{c}} {\mathop \sum \limits_{{v}'' = 0}^{{v} - 1} {{A}_{{{vv}''}}}\left[ {{\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}}} \right] + \mathop \sum \limits_{{v}'' = 0}^{{v} - 1} {{G}_{{{vv}''}}}\left[ {{{{\text{N}}}_{2}}} \right] + \mathop \sum \limits_{{v}'' = 0}^{{v} - 1} {{B}_{{{vv}''}}}\left[ {{{{\text{O}}}_{2}}} \right] + } \\ { + \,\,\mathop \sum \limits_{{v}'' = 0}^{{v} - 1} {{D}_{{{vv}''}}}\left[ {\text{O}} \right] + \mathop \sum \limits_{{v}'' = 0}^{{v} - 1} {{E}_{{{vv}''}}} + {{r}_{4}}\left( {v} \right)\left[ {\text{O}} \right]} \end{array}} \right)}},\,\,\,\,\left( {\begin{array}{*{20}{c}} {{v} < {v}'} \\ {{v}'' < {v}} \end{array}} \right),$
где v – колебательное число; fv – выход первой реакции для различных колебательных уровней, r – скорости реакций, A, B, G и D – коэффициенты гашения углекислым газом, молекулярным кислородом, молекулярным азотом и атомарным кислородом, соответственно. Здесь и далее квадратные скобки обозначают концентрацию конкретного химического компонента. Соотношение (1) можно упростить, если рассматривать только основные процессы образования и радиационной релаксации, а именно реакцию озона с атомарным водородом, гашение углекислым газом, молекулярным кислородом и молекулярным азотом:

(2)
$\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}}} \right] \approx \frac{{\left( {\begin{array}{*{20}{c}} {{{f}_{{v}}}{{r}_{1}}\left[ {\text{H}} \right]\left[ {{{{\text{O}}}_{3}}} \right] + \mathop \sum \limits_{{v}' = {v} + 1}^9 {{A}_{{{v}'{v}}}}\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{{v}'}}}} \right]\left[ {{\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}}} \right] + } \\ { + \mathop \sum \limits_{{v}' = {v} + 1}^9 {{B}_{{{v}'{v}}}}\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{{v}'}}}} \right]\left[ {{{{\text{O}}}_{2}}} \right] + \mathop \sum \limits_{{v}' = {v} + 1}^9 {{G}_{{{v}'{v}}}}\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{{v}'}}}} \right]\left[ {{{{\text{N}}}_{2}}} \right]} \end{array}} \right)}}{{\left( {\mathop \sum \limits_{{v}'' = 0}^{{v} - 1} {{A}_{{{vv}''}}}\left[ {{\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}}} \right] + \mathop \sum \limits_{{v}'' = 0}^{v - 1} {{B}_{{{vv}''}}}\left[ {{{{\text{O}}}_{2}}} \right] + \mathop \sum \limits_{{v}'' = 0}^{{v} - 1} {{G}_{{{vv}''}}}\left[ {{{{\text{N}}}_{2}}} \right]} \right)}},\,\,\,\left( {\begin{array}{*{20}{c}} {{v} < {v}'} \\ {{v}'' < {v}} \end{array}} \right).$

В (2) мы пренебрегли спонтанной эмиссией и гашением атомарным кислородом, поскольку на Марсе эти процессы выражены слабо. Например, коэффициенты полной спонтанной эмиссии для OHv= 9 и OHv= 1 составляют E9 = 199.2495 с–1 и E1 = 17.62 с–1, соответственно (Xu и др., 2012). С другой стороны, [CO2] ≥ 1015 см–3 на 50 км (например, Krasnopolsky, Lefèvre, 2013; Nair и др., 1994), скорости гашения в результате столкновений с углекислым газом составляют A9 = 9.1 × 10–11 см3 с–1 и A1 = 2.9 × 10–13 см3 с–1 (Krasnopolsky, 2013; García-Muñoz и др., 2005; Dodd и др., 1991; Chalamala, Copeland, 1993; Soret и др., 2012). Перемножая концентрацию СО2 на скорость гашения, получаем значения первого члена в знаменателе (1) больше 9 × 104 с–1 и 2.9 × 102 с–1 для соответствующих колебательных уровней, что значительно превосходит величину соответствующего члена для спонтанной эмиссии (E9 = 199.2495 с–1 и E1 = = 17.62 с–1, см. выше). Концентрации атомарного кислорода на высоте 50–60 км составляют около 109–1011 см–3 (например, Krasnopolsky, Lefèvre, 2013; Krasnopolsky, 2010; 2006). Caridade и др. (2013) получили для реактивного (O + OHv → O2 + H) и нереактивного (O + OHv → OHv < v + O) гашения атомарным кислородом скорости 7.7 × 10–11 см3 с–1 и 6 × 10–11 см3 с–1 для v = 9 и v = 1, соответственно (при температуре T = 160 K). Следовательно, соответствующие потери при столкновениях с атомарным кислородом составляют менее 8–6 с–1 для всех колебательных уровней, и ими можно пренебречь по сравнению с уже упомянутой деактивацией в результате столкновений с CO2.

Список реакций, скорости реакций, коэффициенты гашения и коэффициенты спонтанного излучения, использованные в статье

Реакции Коэффициенты Ссылки
1 ${\text{H}} + {{{\text{O}}}_{3}}\xrightarrow{{{{f}_{{v}}}{{r}_{1}}}}{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{{v} = 5, \ldots ,9}}} + {{{\text{O}}}_{2}}$ ${{r}_{1}} = 1.4 \times {{10}^{{ - 10}}}{\text{exp}}\left( {\frac{{ - 470}}{T}} \right)$
${{f}_{{{v} = 9, \ldots ,5}}} = 0.47,0.34,0.15,0.03,0.01$		 Burkholder и др. (2020), Adler-Golden (1997)
2 ${\text{O}} + {{{\text{O}}}_{2}} + {\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}} \to {{{\text{O}}}_{3}} + {\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}}$ ${{r}_{2}} = 6.1 \times {{10}^{{ - 34}}}{{\left( {298/T} \right)}^{{2.4}}}$ Burkholder и др. (2020)
3 ${\text{O}} + {{{\text{O}}}_{3}} \to 2{{{\text{O}}}_{2}}$ ${{r}_{3}} = 8 \times {{10}^{{ - 12}}}{\text{exp}}\left( {\frac{{ - 2060}}{T}} \right)$ Burkholder и др. (2020)
4 ${\text{O}} + {\text{O}}{{{\text{H}}}_{{{v}\, = \,1,..,9}}} \to {{{\text{O}}}_{2}} + {\text{H}}$ ${{r}_{4}}\left( {{v} = 9, \ldots ,1} \right) = (5.42,4.8,{\text{\;4}}{\text{.42,}}$
${\text{\;}}4,{\text{\;}}3.77,4.43,3.74,3,3.15) \times {{10}^{{ - 11}}}$		 Caridade и др. (2013)
5 $\begin{gathered} {\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}} + {\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}},{{{\text{O}}}_{2}},~{{{\text{N}}}_{2}},{\text{O}} \to \hfill \\ \to {\text{O}}{{{\text{H}}}_{{{v}' < {v}}}} + {\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}},~{{{\text{O}}}_{2}},~{{{\text{N}}}_{2}},{\text{O}} \hfill \\ \end{gathered} $ ${{A}_{{{vv}'}}}{{B}_{{{vv}'}}},~{{G}_{{{vv}'}}},{{D}_{{{vv}'}}}$ См. текст Adler-Golden (1997), Makhlouf и др. (1995), Krasnopolsky (2013), Caridade и др. (2013)
6 ${\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}} \to {\text{O}}{{{\text{H}}}_{{{v}' < {v}}}} + h{v}$ ${{E}_{{{vv}'}}}$ Xu и др. (2012)

Аналогично работе García-Muñoz и др. (2005) мы предполагаем, что озон тоже находится в фотохимическом равновесии вблизи ночного слоя ОН*. Тогда уравнение баланса озона можно представить в виде:

(3)
${{r}_{2}}\left[ {\text{O}} \right]\left[ {{{{\text{O}}}_{2}}} \right]\left[ {{\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}}} \right] = {{r}_{1}}\left[ {{{{\text{O}}}_{3}}} \right]\left[ {\text{H}} \right] + {{r}_{3}}\left[ {\text{O}} \right]\left[ {{{{\text{O}}}_{3}}} \right].$

В данном соотношении мы пренебрегли вкладом молекулярного азота и молекулярного кислорода в реакции трех тел (в левой части), потому что суммарная концентрация этих примесей составляет менее 3% от концентрации окружающей атмосферы, тогда как концентрация углекислого газа ~96%.

Доля реакции озона с атомарным кислородом в общих потерях озона невелика, так как для типичных температур на высоте 50–60 км (~150 К) скорость реакции r3 (~8.7 × 10–18 см3 с–1) примерно в 106 раз меньше r1 (~6.1 × 10–12 см3 с–1), но концентрация атомарного водорода меньше концентрации атомарного кислорода не более чем в ~102–103 раз в этой области (Nair и др., 1994; García-Muñoz и др., 2005; Krasnopolsky, 2006; Krasnopolsky, Lefèvre, 2013). Поэтому вторым слагаемым в правой части (3) можно пренебречь:

(4)
${{r}_{2}}\left[ {\text{O}} \right]\left[ {{{{\text{O}}}_{2}}} \right]\left[ {{\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}}} \right] \approx {{r}_{1}}\left[ {{{{\text{O}}}_{3}}} \right]\left[ {\text{H}} \right].$

Подстановка (4) в первый член числителя (2) дает:

(5)
$\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}}} \right] \approx \frac{{\left( {\begin{array}{*{20}{c}} {{{f}_{{v}}}{{r}_{2}}\left[ {\text{O}} \right]\left[ {{{{\text{O}}}_{2}}} \right]\left[ {{\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}}} \right] + \mathop \sum \limits_{{v}' = {v} + 1}^9 {{A}_{{{v}'{v}}}}\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{{v}'}}}} \right]\left[ {{\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}}} \right] + } \\ { + \mathop \sum \limits_{{v}' = {v} + 1}^9 {{B}_{{{v}'{v}}}}\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{{v}'}}}} \right]\left[ {{{{\text{O}}}_{2}}} \right] + \mathop \sum \limits_{{v}' = {v} + 1}^9 {{G}_{{{v}'{v}}}}\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{{v}'}}}} \right]\left[ {{{{\text{N}}}_{2}}} \right]} \end{array}} \right)}}{{\mathop \sum \limits_{{v}'' = 0}^{{v} - 1} {{A}_{{{vv}''}}}\left[ {{\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}}} \right] + \mathop \sum \limits_{{v}'' = 0}^{{v} - 1} {{B}_{{{vv}''}}}\left[ {{{{\text{O}}}_{2}}} \right] + \mathop \sum \limits_{{v}'' = 0}^{{v} - 1} {{G}_{{{vv}''}}}\left[ {{{{\text{N}}}_{2}}} \right]}},\,\,\,\left( {\begin{array}{*{20}{c}} {{v} < {v}'} \\ {{v}'' < {v}} \end{array}} \right).$

Концентрации молекулярного кислорода и молекулярного азота линейно пропорциональны концентрации углекислого газа ($\left[ {{{{\text{O}}}_{2}}} \right] = \alpha \left[ {{\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}}} \right] = \beta M,$ $\left[ {{{{\text{N}}}_{2}}} \right] = \chi \left[ {{\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}}} \right],$ где M – концентрация воздуха, и α, β, χ – коэффициенты пропорциональности) на высотах слоя ОН* (например, Krasnopolsky, 2010; Krasnopolsky, Lefèvre, 2013). Это позволяет исключить зависимости от концентраций [O2] и [N2], и представить (5) в виде:

(6)
где $\sum\nolimits_{v{\kern 1pt} ' = v + 1}^9 {{{C}_{{v{\kern 1pt} 'v}}}} = \sum\nolimits_{v{\kern 1pt} ' = v + 1}^9 {{{A}_{{v{\kern 1pt} 'v}}}} $ + $\alpha \sum\nolimits_{v{\kern 1pt} ' = v + 1}^9 {{{B}_{{v{\kern 1pt} 'v}}}} + $ $ + \,\,\chi \sum\nolimits_{v{\kern 1pt} ' = v + 1}^9 {{{G}_{{v{\kern 1pt} 'v}}}} $ и + + 

Записывая числовое значение скорости реакции r2 в явном виде и преобразуя (6), получаем:

(7)
$\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{v}}} \right] \approx \varepsilon {{\gamma }_{v}}\left[ {\text{O}} \right]{{T}^{{ - 2.4}}}M,$
где $\varepsilon = 6.1 \times {{10}^{{ - 24}}} \times {{298}^{{2.4}}}\beta $ и γv = Отметим, что коэффициент ε зависит от ${{r}_{2}}$ и, следовательно, может меняться. Например, Krasnopolsky (2013), García-Muñoz и др. (2005) использовали r2 = 1.2 × 10–27, следуя работе Lindner (1988). Другие значения r2, использованные в предыдущих исследованиях, включают 2.7 × 10–34 × 3002.4 (Krasnopolsky, 2006), 1.4 × 10–34 × 3002.4 (Krasnopolsky, Lefèvre, 2013) и 1.5 × 10–34 × 3002.4 (Lefèvre и др., 2004). Несмотря на различия, все исследователи пришли к единому мнению, что ${{r}_{2}}{\text{\;}}\sim {{T}^{{ - 2.4}}}.$

Максимальная концентрация гидроксильного слоя и его высота

Теперь мы можем вывести выражения для максимальной концентрации гидроксильного слоя ОН* и высоты этого максимума. Для этого исключим концентрацию воздуха M (в основном состоящего из углекислого газа) из (7) по закону идеального газа:

(8)
$\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}}} \right] \approx {{\vartheta }_{{v}}}{{T}^{{ - 3.4}}}\left[ {\text{O}} \right]p,$
где ${{k}_{b}}$ – постоянная Больцмана, p – давление, а также используется обозначение ${{\vartheta }_{v}} = {{\varepsilon {{\gamma }_{v}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{\varepsilon {{\gamma }_{v}}} {{{k}_{b}}}}} \right. \kern-0em} {{{k}_{b}}}}.$ Строго говоря, величина ${{\vartheta }_{v}}$ температурно зависима, поскольку все коэффиценты гашения, а также выход реакции fv имеют температурную зависимость, однако на данный момент такие зависимости плохо изучены, кроме того эти зависимости, по мнению многих исследователей, весьма слабы в диапазоне вариаций температуры в средней атмосфере Марса и составляют величины на порядок меньше квадратичной зависимости (к примеру, Caridade и др. (2013) и ссылки в данной статье). Поэтому в нашей работе, как и в работах других авторов, посвященных эмиссиям колебательно-возбужденного гидроксила в земной и марсианской атмосферах, мы принимаем эти коэффициенты, и следовательно, $~{{\vartheta }_{v}}$ константами. Дифференцируя (8) по давлению и приравнивая результат к нулю, получаем для давления в локальном максимуме концентрации ОН*:

(9)
${{p}_{{{\text{max}}}}} \approx \frac{1}{{3.4\frac{{\partial \ln T}}{{\partial p}} - \frac{{\partial \ln \left[ {\text{O}} \right]}}{{\partial p}}}} \approx {1 \mathord{\left/ {\vphantom {1 {\frac{\partial }{{\partial p}}\left( {\ln \left( {\frac{{{{T}^{{3.4}}}}}{{\left[ {\text{O}} \right]}}} \right)} \right)}}} \right. \kern-0em} {\frac{\partial }{{\partial p}}\left( {\ln \left( {\frac{{{{T}^{{3.4}}}}}{{\left[ {\text{O}} \right]}}} \right)} \right)}}.$

Подставив (9) в (8), получим значение максимальной концентрации возбужденного гидроксила:

(10)
${{\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{v}}} \right]}_{{{\text{max}}}}} \approx \frac{{{{\vartheta }_{v}}{{T}^{{ - 3.4}}}\left[ {\text{O}} \right]}}{{3.4\frac{{\partial \ln T}}{{\partial p}} - \frac{{\partial \ln \left[ {\text{O}} \right]}}{{\partial p}}}} \approx \frac{{{{\vartheta }_{v}}{{T}^{{ - 3.4}}}\left[ {\text{O}} \right]}}{{\frac{\partial }{{\partial p}}\left( {\ln \left( {\frac{{{{T}^{{3.4}}}}}{{\left[ {\text{O}} \right]}}} \right)} \right)}}.$

Из (9) и (10) видно, что пиковая концентрация ОН* и высота этого максимума в явном виде определяются вертикальными профилями температуры, концентрации атомарного кислорода и коэффициента ${{\vartheta }_{v}},$ включающего различные константы. Следует обратить внимание, что приведенные выше формулы справедливы только в окрестности слоя ОН*, потому что были использованы несколько допущений, которые выполняются только в данной области.

Вариации гидроксильного слоя

Для получения связи между относительными вариациями концентраций колебательно-возбужденного гидроксила (а, следовательно, наблюдаемой объемной эмиссии) и параметрами, определяющими вариации концентрации слоя ОН*, разложим плотность атомарного кислорода, температуру и плотность воздуха на средние ($\overline {\left[ {\text{O}} \right]} ,\bar {T},\bar {M}$) и отклонения ($\left[ {\text{O}} \right]{\kern 1pt} ',T{\kern 1pt} ',M{\kern 1pt} '$), где черта означает соответствующее (пространственное, временное или то и другое) усреднение, и подставим их в (7):

(11)
$\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{v}}} \right] = \varepsilon {{\gamma }_{v}}\left( {\overline {\left[ {\text{O}} \right]} + \left[ {\text{O}} \right]{\kern 1pt} '} \right){{\left( {\bar {T} + T{\kern 1pt} '} \right)}^{{ - 2.4}}}\left( {\overline {\left[ M \right]} + \left[ M \right]{\kern 1pt} '} \right).$

Колебания относительной температуры ${{T{\kern 1pt} '} \mathord{\left/ {\vphantom {{T{\kern 1pt} '} {\bar {T}}}} \right. \kern-0em} {\bar {T}}}$ в районе максимума ОН* на Марсе невелики. Это позволяет применить разложение в ряд Тейлора по температуре в (11). Перемножение всех выражений в (11) дает:

(12)
$\begin{gathered} \left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}}} \right] \approx \varepsilon {{\gamma }_{{v}}}\overline {\left[ {\text{O}} \right]} {{{\bar {T}}}^{{ - 2.4}}}\overline {\left[ M \right]} + \varepsilon {{\gamma }_{{v}}}\overline {\left[ {\text{O}} \right]} {{{\bar {T}}}^{{ - 2.4}}}\left[ M \right]'\, + \\ + \,\,\varepsilon {{\gamma }_{{v}}}\left[ {\text{O}} \right]{\kern 1pt} '{{{\bar {T}}}^{{ - 2.4}}}\overline {\left[ M \right]} - 2.4\varepsilon {{\gamma }_{v}}\overline {\left[ {\text{O}} \right]} T{\kern 1pt} '{{{\bar {T}}}^{{ - 3.4}}}\overline {\left[ M \right]} + \\ + \,\,\varepsilon {{\gamma }_{{v}}}\left[ {\text{O}} \right]{\kern 1pt} '{{{\bar {T}}}^{{ - 2.4}}}\left[ M \right]{\kern 1pt} '\,\, - 2.4\varepsilon {{\gamma }_{{v}}}\overline {\left[ {\text{O}} \right]} T{\kern 1pt} '{{{\bar {T}}}^{{ - 3.4}}}\left[ M \right]{\kern 1pt} '\,\, - \\ - \,\,2.4\varepsilon {{\gamma }_{{v}}}\left[ {\text{O}} \right]{\kern 1pt} 'T{\kern 1pt} '{{{\bar {T}}}^{{ - 3.4}}}\overline {\left[ M \right]} - 2.4\varepsilon {{\gamma }_{{v}}}\left[ {\text{O}} \right]{\kern 1pt} 'T{\kern 1pt} '{{{\bar {T}}}^{{ - 3.4}}}\left[ M \right]{\kern 1pt} '. \\ \end{gathered} $

Концентрация возбужденного гидроксила для конкретного колебательного числа может быть записана в более компактной форме:

(13)
где используются следующие обозначения:

Следовательно, линейные части (RV ' от relative variation) относительных вариаций концентрации ОН* могут быть выражены через относительные вариации температуры, атомарного кислорода и концентрации воздуха:

(14)
$\begin{array}{*{20}{c}} {{\text{RV}}_{T}^{'} \equiv \frac{{\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}}} \right]_{T}^{'}}}{{\overline {\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}}} \right]} }} = - 2.4\frac{{T{\kern 1pt} '}}{{\bar {T}}},} \\ {{\text{RV}}_{{\text{O}}}^{{\text{'}}} \equiv \frac{{\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}}} \right]_{{\text{O}}}^{'}}}{{\overline {\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}}} \right]} }} = \frac{{{{{\left[ {\text{O}} \right]}}^{'}}}}{{\overline {\left[ {\text{O}} \right]} }},} \\ {{\text{RV}}_{M}^{'} \equiv \frac{{\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}}} \right]_{M}^{'}}}{{\overline {\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}}} \right]} }} = \frac{{{{{\left[ M \right]}}^{'}}}}{{\overline {\left[ M \right]} }}.} \end{array}~~~~~~$

Вторые моменты (RV") относительных вариаций концентраций равны:

(15)
$\begin{array}{*{20}{c}} {{\text{RV}}_{{TM}}^{{''}} \equiv \frac{{\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}}} \right]_{{TM}}^{{''}}}}{{\overline {\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}}} \right]} }} = - 2.4\frac{{T{\kern 1pt} '{{{\left[ M \right]}}^{'}}}}{{\bar {T}\overline {\left[ M \right]} }},} \\ {{\text{RV}}_{{{\text{O}}M}}^{{''}} \equiv \frac{{\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}}} \right]_{{{\text{O}}M}}^{{''}}}}{{\overline {\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}}} \right]} }} = \frac{{{{{\left[ {\text{O}} \right]}}^{'}}{{{\left[ M \right]}}^{'}}}}{{\overline {\left[ {\text{O}} \right]} \overline {\left[ M \right]} }},} \\ {{\text{RV}}_{{T{\text{O}}}}^{{''}} \equiv \frac{{\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}}} \right]_{{T{\text{O}}}}^{{''}}}}{{\overline {\left[ {{\text{O}}{{{\text{H}}}_{{v}}}} \right]} }} = - 2.4\frac{{T{\kern 1pt} '{{{\left[ {\text{O}} \right]}}^{'}}}}{{\bar {T}\overline {\left[ {\text{O}} \right]} }}.} \end{array}~~~~~$

При выводе формул (14) и (15), а именно при манипуляциях с плотностью частиц воздуха, неявно предполагалось, что вариации высоты слоя ОН* не превышают высоты однородной атмосферы. Поэтому полученные уравнения справедливы только тогда, когда смещения слоя ОН* от средней высоты не превышают высоты однородной атмосферы. В земной атмосфере это условие выполняется для суточных и внутрисезонных вариаций, вызванных гравитационными волнами, а также для годовых циклов на широтах, где отклонения высоты слоя ОН* относительно невелики. Аналогичную осторожность следует соблюдать, когда (14) и (15) применяются для условий на Марсе.

РАСЧЕТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ

В этом разделе мы проверяем применимость полученных формул. Они содержат фотохимические параметры в самом общем виде. В частности, они предполагают мультиквантовую релаксацию для процессов гашения и спонтанной эмиссии, когда происходят переходы со всех колебательных уровней выше на все уровни ниже. На сегодняшний день известны не все мультиквантовые коэффициенты гашения углекислым газом и молекулярным азотом. В литературе приводятся только скорости так называемого столкновительного каскадного гашения (McDade, Llewellyn, 1987), когда происходят переходы только на один уровень ниже. Самое последнее обновление этих коэффициентов было представлено Krasnopolsky (2013) и Makhlouf и др. (1995) для гашения углекислым газом и молекулярным азотом, соответственно. Мы приняли эти значения в наших расчетах. А именно, мы используем диагональную матрицу для Avv' и ${{G}_{{vv{\kern 1pt} '}}}$ для переходов v → → v – 1 со значениями из работ Krasnopolsky (2013) и Makhlouf и др. (1995) и приравниваем нулю недиагональные члены для других переходов.

Исходные профили концентраций были взяты из MCD, основанной на численных экспериментах с моделью общей циркуляции Laboratoire de Météorologie Dynamics (LMD-GCM) (Forget и др., 1999; Millour и др., 2018). MCD содержит распределения примесных газов в марсианской атмосфере, в том числе озона (Lefèvre и др., 2008), непосредственно участвующего в образовании ОН*, водяного пара (Navarro и др., 2014), являющегося основным источником нечетных водородов (H, OH, HO2), и вариации других долгоживущих газов (углекислый газ и молекулярный азот), участвующих в процессах гашения (Forget и др., 1998; 2008). Мы использовали для расчетов данные MCD v5.3, сценарий 30-го марсианского года.

На рис. 1а–1б представлены входные профили ночных концентраций O, O3, H, O2, CO2 и температуры T из MCD, усредненные зонально между 70° и 90° с.ш., а также по интервалу солнечной долготы Ls = 265°–320°. Такое усреднение и формат отображения были выбраны для возможности сравнения с наблюдениями Clancy и др. (2013). Результаты расчетов [OH*] по общей формуле (1) и аппроксимации формулы (7) для OHv = 1, …, 9 показаны на рис. 1в черными и серыми линиями, соответственно.

Рис. 1.

Ночные значения величин, зонально усредненных между 70° и 90° с.ш. и за период солнечных долгот Ls = = 265°–320°: (а) O, O3, H, O2 CO2 и (б) T из MCD, (в) OHv= 1, .., 9, рассчитанные по формуле (1) (черные линии) и оцененные через формулу (7) (серые линии), (г) объемная плотность эмиссии по формулам (1) и (7) (черные и серые линии, соответственно) для колебательных переходов 1–0 (сплошные линии), 2–1 (штриховые), и 2–0 (штрих-пунктирные), которые соответствуют длинам волн 2.81, 2.94 и 1.42 мкм.

Видно хорошее соответствие между концентрациями ОН* и высотами максимумов, рассчитанными по полной модели (1) и по упрощенной формуле (7). Наилучшее совпадение наблюдается вблизи пиков на ~48–53 км. Различия ниже и выше максимумов можно частично объяснить отклонениями озона от фотохимического равновесия в области полярной ночи, где время жизни озона удлиняется в условиях постоянной ночи и переноса атомарного кислорода вниз (например, Shaposhnikov и др. (2019)).

Вертикальное разделение гидроксильного слоя в зависимости от колебательных уровней хорошо известно в атмосфере Земли (например, Adler-Golden, 1997; Swenson, Gardner, 1998). Так же оно было предсказано для Марса в работе García-Muñoz и др. (2005). Его нельзя объяснить из формулы (9), поскольку v не зависит от давления p.

Этот результат возникает вследствие исключения процессов гашения атомарным кислородом в учете потерь возбужденного гидроксила. Учет соответствующего слагаемого дает слабое вертикальное разделение по колебательным уровням (сплошные линии). Резонно ожидать, что вертикальный сдвиг между слоями, соответствующими разным колебательным уровням, на Марсе будет меньше, чем на Земле, как это было обнаружено Clancy и др. (2013). Это связано с тем, что гашение атомарным кислородом, ответственное за сдвиг, сравнимо с гашением молекулярным кислородом вблизи земной мезопаузы, но пренебрежимо мало по сравнению с гашением CO2 в марсианской атмосфере.

Объемная эмиссия является измеримой величиной, которая пропорциональна концентрации ОН*. Мы рассчитали ее по полной формуле (1), аппроксимировали с помощью (7) и нанесли на рис. 1г черными и серыми линиями, соответственно. Типы линий обозначают основные колебательные переходы: 1–0 (сплошные линии), 2–1 (штриховые) и 2–0 (штрих-пунктирные), которые соответствуют длинам волн 2.81, 2.94 и 1.42 мкм. На рисунке видно, что расположение пиков (~48–53 км) и соответствующие объемные эмиссии хорошо согласуются с наблюдениями Clancy и др. (2013) с точки зрения формы и величины.

Уравнения, полученные в предыдущем разделе, дают некоторые прогнозы и могут быть применены для анализа в будущем, что мы проиллюстрируем ниже. Свечение атмосферы в слое ОН* на Земле демонстрирует годовые и полугодовые вариации (Marsh и др., 2006; Liu и др., 2008; Gao и др., 2010; Xu и др., 2010). В результате первых наземных наблюдений были обнаружены полугодовые вариации с максимумами интенсивности в эмиссиях OH* на низких и экваториальных широтах вблизи равноденствий, которые смещались к зимнему и летнему сезонам через средние широты и переходили в годовой цикл с большей интенсивностью эмиссий зимой на высоких широтах (Barbier, 1961; Weill, 1967; Shefov, 1969; Harrison и др., 1971; Wiens, Weill, 1973; Fukuyama, 1977). После наступления спутниковой эры данное поведение было подтверждено наблюдениями SABER (Sounding of the Atmosphere using Broadband Emission Radiometry) и WINDII (Wind Imaging Interferometer) (Marsh и др., 2006; Liu и др., 2008; Gao и др., 2010). Моделирование с помощью TIME-GCM (Thermosphere-Ionosphere-Mesosphere Electrodynamics General Circulation Model), модели ROSE и CTM-IAP (Chemistry-Transport Model of Leibniz-Institute of Atmospheric Physics) хорошо воспроизводят вышеуказанные вариации (Marsh и др., 2006; Liu и др., 2008; Gao и др., 2010; Sonnemann и др., 2015). При анализе спутниковых наблюдений и модельных расчетов было установлено, что годовой цикл глобальной циркуляции и соответствующие потоки атомарного кислорода определяют годовые вариации слоя OH* в высоких широтах. Полугодовые вариации на экваторе были связаны с термическими приливами и соответствующими вариациями концентрации атомарного кислорода. Аналогичные вариации можно ожидать от марсианского ОН* из-за сильно выраженных сезонных изменений концентрации атомарного кислорода, концентрации воздуха и температуры.

На рис. 2 представлены временные ряды месячных скользящих средних для ночных значений концентрации [OHv= 2] и кислорода, высоты пика концентрации [OHv= 2] и температуры. Все значения приведены у пика слоя OHv= 2 на 5 различных широтах от 60° ю.ш. до 60° с.ш. Обнаруженные по данным модельных расчетов годовые и внутригодовые вариации концентрации [OHv= 2] и высоты слоя имеют как некоторые сходства с земными вариациями, так и существенные различия. Видно, что концентрация и высота максимума в экваториальных, северных и южных средних широтах меняются в зависимости от сезона, при этом максимальные концентрации и наименьшая высота приходятся на первую половину года (Ls ≈ 0°–180° – северное лето). Усиление свечения к полюсам в зимний период, видимо, связано с особенностями циркуляции в атмосфере Марса. В частности, свечение гидроксила было детектировано именно в ночных полярных областях, где оно максимально, благодаря нисходящей ветви ячейки Хедли, несущей обогащенный кислородом поток газа. Здесь необходимо отметить несколько существенных различий с земными вариациями гидроксильного слоя.

Рис. 2.

Среднемесячные скользящие средние ночных значений концентрации [OHv= 2] (синяя линия), высоты пика (зеленая линия), концентрации атомарного кислорода (желтая линия) и температуры (красная линия) у пика слоя OHv= 2, рассчитанных из (1) на 60° ю.ш., 40° ю.ш., 0°, 40° с.ш., и 60° с.ш. (а, б, в, г, д, соответственно)'.

Во-первых, в земных условиях на северных средних и высоких широтах наблюдается и подтверждается модельными расчетами более низкая концентрация гидроксила (а, следовательно, объемная эмиссия/интенсивность) при большей высоте слоя летом и наоборот зимой (Grygalashvyly и др., (2014), и многочисленные ссылки в указанной работе). Это противоположно тому, что мы видим из модельных расчетов для Марса. Расчеты показывают, что в условиях марсианской атмосферы концентрация возбужденного гидроксила во втором полугодии (Ls ≈ 180°–360°) всегда ниже, а высота слоя всегда выше, чем в первом полугодии (Ls ≈ 0°–180°).

Во-вторых, в отличие от вариаций концентрации ОН* в земной мезопаузе, на Марсе существенная полугодовая вариация существует только на высоких широтах, причем ее пики смещены к сезонам равноденствия. На экваторе и средних широтах доминирует годовой цикл. Это противоположно тому, что наблюдается в мезопаузе Земли (Marsh и др., 2006; Liu и др., 2008; Gao и др., 2010; Sonnemann и др., 2015).

В-третьих, на всех широтах отмечается отсутствие корреляции между концентрациями атомарного кислорода и возбужденного гидроксила (желтая и синяя линии, соответственно) на временных масштабах года. Существуют только слабые корреляции внутри сезона, как например между Ls ~ 210° и 340° на 40° с.ш., где максимум концентрации [ОН*] совпадает с максимумом концентрации [О]. При изучении рис. 2 может показаться, что существует антикорреляция концентраций атомарного кислорода и возбужденного гидроксила, если рассматривать годовой ход (к примеру рис. 2г), однако это не так. Такое поведение слоя гидроксила обусловлено антикорреляцией пика слоя и высоты пика, которая доминирует над корреляцией гидроксил/атомарный кислород, поскольку амплитуда годового хода высот на Марсе составляет более 20 км, что в несколько раз превышает аналогичные значения вблизи земной мезопаузы (~5–10 км).

Существуют и некоторые сходства с концентрацией ОН* в земной мезопаузе. На всех рисунках видна четкая антикорреляция между концентрацией [OHv= 2] и высотой пика, что также следует из (8). Поскольку объемная эмиссия прямо пропорциональна концентрации гидроксила, это указывает на антикорреляцию между эмиссией и высотой слоя. Аналогичная антикорреляция наблюдается и на Земле (например, Liu, Shepherd, 2006; Mulligan и др., 2009; Gao и др., 2010).

Корреляция между концентрацией окружающего воздуха и высотой максимума еще более устойчива, потому что амплитуда сезонных изменений плотности воздуха больше, чем у атомарного кислорода. Воздействия атомарного кислорода и концентрации окружающего воздуха на слой ОН* противоположны. Летом, когда слой ОН* расположен низко, концентрация воздуха велика, а концентрация атомарного кислорода мала. Зимой слой ОН* смещается выше, концентрация воздуха уменьшается, но увеличивается концентрация атомарного кислорода. В мезосфере Земли на высоких и средних широтах поведение слоя ОН* противоположно: большая высота и низкая эмиссия летом, но более низкая высота и более сильная эмиссия зимой. Это связано с тем, что основным фактором, влияющим на слой ОН* на Земле, является атомарный кислород, который зимой переносится вниз, а летом вверх. На Марсе поведение слоя дополнительно определяется вариациями концентрации окружающего воздуха. Сезонные изменения температуры играют незначительную роль в годовом цикле для ОН*, так как за год она изменяется всего на примерно 15 К.

Для того, чтобы проиллюстрировать возможность оценки чувствительности слоя ОН* к входным параметрам, рассчитывались отдельно вклады относительных вариаций концентрации атомарного кислорода, температуры и плотности воздуха в вариации концентрации [ОН*] или в объемную скорость эмиссии. Полный анализ всех вариаций на всех широтах не входит в цель данной работы и представляет задачу для будущих исследований. Мы рассматриваем в иллюстративных целях только первую половину года (Ls = 0°–180°) на 60° ю.ш., в течение которой смещения высоты слоя не превышают высоты шкалы плотности воздуха (~10 км). Таким образом, черта сверху в (14) и (15) обозначает полугодовое усреднение, а штрихи – отклонения от полугодового среднего. Как и на рис. 2, мы рассматриваем только ночные значения, которые сглажены с помощью скользящего среднего за один месяц.

Результаты представлены на рис. 3, вклады, рассчитанные по формулам (14) и (15), показаны линиями с разной штриховкой. Рисунок иллюстрирует наше представление о том, что температура (красные линии) играет незначительную роль в изменчивости гидроксильного слоя. Основной вклад вносят вариации концентрации атомарного кислорода и концентрации окружающего воздуха, действующие в противофазе. Минимум [ОН*] на Ls ~ 60° (рис. 2а) определяется cуперпозицией изменяющихся в противоположном направлении концентраций окружающего воздуха и атомарного кислорода и достигается при суммарном минимальном значении их относительных вариаций. Пик [ОН*] в районе Ls ~ 150° обусловлен в основном увеличением концентрации атомарного кислорода (зеленая линия), тогда как уменьшение плотности воздуха и повышение температуры действуют в противоположном направлении. Вариации, обусловленные вторыми моментами (штриховые линии), значительно слабее (не превышают 10%).

Рис. 3.

Относительные вариации, рассчитанные за первую половину марсианского года по формулам (14) (сплошные линии) и (15) (штриховые линии) на 60° ю.ш.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ И ВЫВОДЫ

Мы представили вывод упрощенных формул, связывающих высоту максимума гидроксильного слоя и пиковую концентрацию (которая пропорциональна объемной эмиссии) со значениями, которые можно наблюдать в марсианской атмосфере в ночное время. Предположения, использованные при выводе и относящиеся к условиям Марса, включают: 1) фотохимическое равновесие озона вблизи пика слоя и 2) превышение суммарной столкновительной деактивации (гашения) углекислым газом, молекулярным кислородом и молекулярным азотом над гашением атомарным кислородом и спонтанной эмиссией. Данные формулы основываются на меньшем числе параметров (концентраций малых химических примесей), которые нам не известны, нежели полное решение, и следовательно, более удобны для анализа и расчетов.

Используя эти приближения, мы получаем, что ночная концентрация ОН* вблизи пика оказывается прямо пропорциональна концентрации атомарного кислорода и концентрации окружающего воздуха и обратно пропорциональна степени 2.4 температуры. Поскольку концентрация окружающего воздуха падает с высотой, эмиссия гидроксила, основная часть которой производится вблизи пика, антикоррелирует с высотой слоя ОН*.

Расчеты с использованием исходных параметров, взятых из базы данных Mars Climate Database, показывают наличие годовых вариаций слоя ОН* на средних и экваториальных широтах и полугодовых вариаций на высоких, обусловленные сезонным ходом температуры, плотности воздуха и атомарного кислорода. Мы показали, как относительные изменения каждой из этих величин напрямую влияют на относительные изменения концентрации гидроксильного слоя.

Представленный подход и упрощенные формулы могут быть применены для анализа и интерпретации будущих наблюдений эмиссии гидроксила на Марсе. В сочетании с наблюдениями за поведением температуры и атомарного кислорода (или озона) измерения свечения атмосферы могут дать дополнительную информацию о динамике и составе марсианской атмосферы.

Авторы признательны рецензентам за весьма полезные и конструктивные комментарии по улучшению данной работы.

Данные MCD доступны на сайте http:// www mars.lmd.jussieu.fr/. Результаты расчетов опубликованы и доступны на https://doi.org/ 10.5281/zenodo.5941499.

Работа частично поддержана грантом Российского научного фонда № 20-72-00110.

Список литературы

  1. Adler-Golden S. Kinetic parameters for OH nightglow modeling consistent with recent laboratory measurements // J. Geophys. Res. 1997. V. 102. P. 19 969–19 976. https://doi.org/10.1029/97JA01622

  2. Ammosov P., Gavrilyeva G., Ammosova A., Koltovskoi I. Response of the mesopause temperatures to solar activity over Yakutia in 1999–2013 // Adv. Space Res. 2014. V. 54. P. 2518–2524. https://doi.org/10.1016/j.asr.2014.06.007

  3. Barbier D. L’emission de la raie rouge du ciel nocturne en Afrique // Ann. Geophys. 1961. V. 17. P. 305–318.

  4. Bertaux J.L., Gondet B., Lefèvre F., Bibring J.P., Montmessin F. First detection of O2 1.27 μm nightglow emission at Mars with OMEGA/MEX and comparison with general circulation model predictions // J. Geophys. Res. 2012. V. 117. P. E00J04. https://doi.org/10.1029/2011JE003890

  5. Buriti R.A., Takahashi H., Lima L.M., Medeiros A.F. Equatorial planetary waves in the mesosphere observed by airglow periodic oscillations // Adv. Space. Res. 2005.V. 35. P. 2031–2036. https://doi.org/10.1016/j.asr.2005.07.012

  6. Burkholder J.B., Sander S.P., Abbatt J., Barker J.R., Cappa C., Crounse J.D., Dibble T.S., Huie R.E., Kolb C.E., Kurylo M.J., and 4 co-authors. Chemical Kinetics and Photochemical Data for Use in Atmospheric Studies // Evaluation No. 19, JPL Publication 19-5, Jet Propulsion Laboratory, Pasadena, 2020. http://jpldataeval.jpl.nasa.gov.

  7. Caridade P.J.S.B., Horta J.-Z.J., Varandas A.J.C. Implications of the O + OH reaction in hydroxyl nightglow modeling // Atmos. Chem. Phys. 2013.V. 13. P. 1–13. https://doi.org/10.5194/acp-13-1-2013

  8. Chalamala B.R., Copeland R.A. Collision dynamics of OH (X2Π, v = 9) // J. Chem. Phys. 1993. V. 99. P. 5807–5811. https://doi.org/10.1063/1.465932

  9. Clancy R.T., Sandor B.J., García-Muñoz A., Lefèvre F., Smith M.D., Wolff M.J., Montmessin F., Murchie S.L., Nair H. First detection of Mars atmospheric hydroxyl: CRISM Near-IR measurement versus LMD GCM simulation of OH Meinel band emission in the Mars polar winter atmosphere // Icarus. 2013. V. 226. P. 272–281. https://doi.org/10.1016/j.icarus.2013.05.035

  10. Dalin P., Perminov V., Pertsev N., Romejko V. Updated long-term trends in mesopause temperature, airglow emissions, and noctilucent clouds // J. Geophys. Res. 2020. V. 125. P. e2019JD030814. https://doi.org/10.1029/2019JD030814

  11. Dodd J.A., Lipson S.J., Blumberg W.A.M. Formation and vibrational relaxation of OH(X2Πi, v) by O2 and CO2 // J. Chem. Phys. 1991.V. 95. P. 5752–5762. https://doi.org/10.1063/1.461597

  12. Forget F., Hourdin F., Talagrand O. CO2 snowfall on Mars: Simulation with a general circulation model // Icarus. 1998. V. 131. P. 302–316. https://doi.org/10.1006/icar.1997.5874

  13. Forget F., Hourdin F., Fournier R., Hourdin C., Talagrand O., Collins M., Lewis S.R., Read P.L., Huot J.-P. Improved general circulation models of the Martian atmosphere from the surface to above 80 km // J. Geophys. Res. 1999. V. 104. P. 24 155–24 176. https://doi.org/10.1029/1999JE001025

  14. Forget F., Millour E., Montabone L., Lefevre F. Non condensable gas enrichment and depletion in the Martian polar regions // Mars Atmosphere: Modeling and Observations. 2008. V. 1447. P. 9106. Bibcode:2008LPICo1447.9106F

  15. Fukuyama K. Airglow variations and dynamics in the lower thermosphere and upper mesosphere – II. Seasonal and long-term variations // J. Atmos. Terr. Phys. 1977. V. 39. P. 1–14.

  16. Gao H., Xu J., Wu Q. Seasonal and QBO variations in the OH nightglow emission observed by TIMED/SABER // J. Geophys. Res. 2010. V. 115. P. A06313. https://doi.org/10.1029/2009JA014641

  17. García-Muñoz A., McConnell J.C., McDade I.C., Melo S.M.L. Airglow on Mars: Some model expectations for the OH Meinel bands and the O2 IR atmospheric band // Icarus. 2005. V. 176. P. 75–95. https://doi.org/10.1016/j.icarus.2005.01.006

  18. Gavrilov N.M., Shiokawa K., Ogawa T. Seasonal variations of medium-scale gravity wave parameters in the lower thermosphere obtained from SATI observations at Shigaraki, Japan // J. Geophys. Res. 2002. V. 107. № D24. P. 4755. https://doi.org/10.1029/2001JD001469

  19. Gavrilyeva G.A., Ammosov P.P., Koltovskoi I.I. Semidiurnal thermal tide in the mesopause region over Yakutia // Geomagn. and Aeron. 2009. V. 49. № 1. P. 110–114. https://doi.org/10.1134/S0016793209010150

  20. Gérard J.-C., Soret L., Saglam A., Piccioni G., Drossart P. The distributions of the OH Meinel and O2 (a1∆−X3Σ) nightglow emissions in the Venus mesosphere based on VIRTIS observations // Adv. Space. Res. 2010. V. 45. P. 1268–1275. https://doi.org/10.1016/j.asr.2010.01.022

  21. Gorinov D.A., Khatuntsev I.V., Zasova L.V., Turin A.V., Piccioni G. Circulation of Venusian atmosphere at 90–110 km based on apparent motions of the O2 1.27 μm nightglow from VIRTIS-M (Venus Express) data // Geophys. Res. Lett. 2018. V. 45. P. 2554–2562. https://doi.org/10.1002/2017GL076380

  22. Grygalashvyly M., Sonnemann G.R., Lübken F.-J., Hartogh P., Berger U. Hydroxyl layer: Mean state and trends at midlatitudes // J. Geophys. Res. 2014. V. 119. P. 12 391–12 419. https://doi.org/10.1002/2014JD022094

  23. Harrison A.W., Evans W.F.J., Llewellyn E.J. Study of the (4-1) and (5-2) hydroxyl bands in the night airglow // Can. J. Phys. 1971. V. 49. P. 2509–2517.

  24. Kaye J.A. On the possible role of the reaction O + HO2 → → OH + O2 in OH airglow // J. Geophys. Res. 1988. V. 93. P. 285–288. https://doi.org/10.1029/JA093iA01p00285

  25. Krasnopolsky V.A. Photochemistry of the Martian atmosphere: Seasonal, latitudinal, and diurnal variations // Icarus. 2006. V. 185. P. 153–170. https://doi.org/10.1016/j.icarus.2006.06.003

  26. Krasnopolsky V.A. Solar activity variations of thermospheric temperatures on Mars and a problem of CO in the lower atmosphere // Icarus. 2010. V. 207. P. 638–647. https://doi.org/10.1016/j.icarus.2009.12.036

  27. Krasnopolsky V.A. Nighttime photochemical model and night airglow on Venus // Planet. and Space Sci. 2013. V. 85. P. 78–88. https://doi.org/10.1016/j.pss.2013.05.022

  28. Krasnopolsky V.A., Lefèvre F. Chemistry of the atmospheres of Mars, Venus, and Titan // Comparative Climatology of Terrestrial Planets / Eds Mackwell S.J., et al. Tucson: Univ. Arizona, 2013. P. 231–275. https://doi.org/10.2458/azu_uapress_9780816530595-ch11

  29. Krassovsky V.I. Chemistry of the upper atmosphere // Space Res. 1963. V. 3. P. 96–116.

  30. Lefèvre F., Lebonnois S., Montmessin F., Forget F. Three-dimensional modeling of ozone on Mars // J. Geophys. Res. 2004. V. 109. P. E07004. https://doi.org/10.1029/2004JE002268

  31. Lefèvre F., Bertaux J.-L., Clancy R.T., Encrenaz T., Fast K., Forget F., Lebonnois S., Montmessin F., Perrier S. Heterogeneous chemistry in the atmosphere of Mars // Nature. 2008. V. 454. P. 971–975. https://doi.org/10.1038/nature07116

  32. Lindner B.L. Ozone on Mars: the effects of clouds and airborne dust // Planet. and Space Sci. 1988. V. 36. P. 125–144. https://doi.org/10.1016/0032-0633(88)90049-9

  33. Liu G., Shepherd G.G. An empirical model for the altitude of the OH nightglow emission // Geophys. Res. Lett. 2006. V. 33. P. L09805. https://doi.org/10.1029/2005GL025297

  34. Liu G., Shepherd G.G., Roble R.G. Seasonal variations of the nighttime O(1S) and OH airglow emission rates at mid-to-high latitudes in the context of the large-scale circulation // J. Geophys. Res. 2008. V. 113. P. A06302. https://doi.org/10.1029/2007JA012854

  35. Llewellyn E.J., Long B.H., Solheim B.H. The quenching of OH* in the atmosphere // Planet. and Space Sci. 1978. V. 26. P. 525–531. https://doi.org/10.1016/0032-0633(78)90043-0

  36. Lopez-Gonzalez M.J., Rodríguez E., Shepherd G.G., Sargoytchev S., Shepherd M.G., Aushev V.M., Brown S., García-Comas M., Wiens R.H. Tidal variations of O2 Atmospheric and OH(6-2) airglow and temperature at mid-latitudes from SATI observations // Ann. Geophys. 2005. V. 23. P. 3579–3590. https://doi.org/10.5194/angeo-23-3579-2005

  37. Lopez-Gonzalez M.J., Rodríguez E., García-Comas M., Costa V., Shepherd M.G., Shepherd G.G., Aushev V.M., Sargoytchev S. Climatology of planetary wave type oscillations with periods of 2–20 days derived from O2 atmospheric and OH(6-2) airglow observations at mid-latitude with SATI // Ann. Geophys. 2009. V. 27. P. 3645–3662. https://doi.org/10.5194/angeo-27-3645-2009

  38. Makhlouf U.B., Picard R.H., Winick J.R. Photochemical-dynamical modeling of the measured response of airglow to gravity waves. 1. Basic model for OH airglow // J. Geophys. Res. 1995. V. 100. P. 1128911311. https://doi.org/10.1029/94JD03327

  39. Marsh D.R., Smith A.K., Mlynczak M.G., Russell III J.M. SABER observations of the OH Meinel airglow variability near the mesopause // J. Geophys. Res. 2006. V. 111. P. A10S05. https://doi.org/10.1029/2005JA011451

  40. McDade I.C., Llewellyn E.J. Kinetic parameters related to sources and sinks of vibrationally excited OH in the nightglow // J. Geophys. Res. 1987. V. 92. P. 7643–7650. https://doi.org/10.1029/JA092iA07p07643

  41. Medvedeva I.V., Semenov A.I., Pogoreltsev A.I., Tatarnikova A.V. Influence of sudden stratospheric warming on the mesosphere/lower thermosphere from the hydroxyl emission observations and numerical simulations // J. Atmos. Sol. Terr. Phys. 2019. V. 187. P. 22–32. https://doi.org/10.1016/j.jastp.2019.02.005

  42. Medvedeva I.V., Ratovsky K.G. Manifestation of wave activity in the upper atmosphere during winter sudden stratospheric warmings // Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса. 2020. V. 17(6). P. 159–166. https://doi.org/10.21046/2070-7401-2020-17-6-159-166

  43. Meriwether J.W., Jr. A review of the photochemistry of selected nightglow emissions from the mesopause // J. Geophys. Res. 1989. V. 94. P. 14629–14646. https://doi.org/10.1029/JD094iD12p14629

  44. Millour E., Forget F., Spiga A., Vals M., Zakharov V., Montabone L., Lefèvre F., Montmessin F., Chaufray J.-Y., López‒Valverde M.A., and 5 co-authors. The Mars Climate Database (Version 5.3) // Scientific Workshop: “From Mars Express to ExoMars”, 2018. https://ui.adsabs.harvard.edu/link_gateway/2018fmee. confE.68M/PUB_PDF

  45. Mlynczak M.G., Hunt L.A., Mast J.C., Marshall B.T., Russell III J.M., Smith A.K., Siskind D.E., Yee J.-H., Mertens C.J., Martin-Torres F.J., and 3 co-authors. Atomic oxygen in the mesosphere and lower thermosphere derived from SABER: Algorithm theoretical basis and measurement uncertainty // J. Geophys. Res. 2013. V. 118. P. 5724–5735. https://doi.org/10.1002/jgrd.50401

  46. Mlynczak M.G., Hunt L.A., Marshall B.T., Mertens C.J., Marsh D.R., Smith A.K., Russell J.M., Siskind D.E., Gordley L.L. Atomic hydrogen in the mesopause region derived from SABER: Algorithm theoretical basis, measurement uncertainty, and results // J. Geophys. Res. 2014. V. 119. P. 3516–3526. https://doi.org/10.1002/2013JD021263

  47. Mulligan F.G., Dyrland M.E., Sigernes F., Deehr C.S. Inferring hydroxyl layer peak heights from ground-based measurements of OH (6–2) band integrated emission rate at Longyearbyen (78° N, 16° E) // Ann. Geophys. 2009. V. 27. P. 4197–4205. https://doi.org/10.5194/angeo-27-4197-2009

  48. Nagy A.F., Lui S.C., Baker D.J. Vibrationally-excited hydroxyl molecules in the lower atmosphere // Geophys. Res. Lett. 1976. V. 3. P. 731–734. https://doi.org/10.1029/GL003i012p00731

  49. Nair H., Allen M., Anbar A.D., Yung Y.L., Clancy R.T. A Photochemical model of the Martian atmosphere // Icarus. 1994. V. 111. P. 124–150. https://doi.org/10.1006/icar.1994.1137

  50. Navarro T., Madeleine J.-B., Forget F., Spiga A., Millour E., Montmessin F., Määttänen A. Global climate modeling of the Martian water cycle with improved microphysics and radiatively active water ice clouds // J. Geophys. Res. 2014.V. 119. P. 1479–1495. https://doi.org/10.1002/2013JE004550

  51. Perminov V.I., Semenov A.I., Medvedeva I.N., Pertsev N.N. Temperature variability in the mesopause region according to hydroxyl-emission observations at midlatitudes // Geomagn. Aeron. 2014. V. 54. № 2. P. 230–239. https://doi.org/10.1134/ S0016793214020157

  52. Perminov V.I., Pertsev N.N., Dalin P.A., Zheleznov Yu.A., Sukhodoev V.A., Orekhov M.D. Seasonal and long-term changes in the intensity of O2(b1Σ) and OH(X2Π) airglow in the mesopause region // Geomagn. and Aeron. 2021. V. 61. P. 589–599. https://doi.org/10.1134/S0016793221040113

  53. Pertsev N., Perminov V. Response of the mesopause airglow to solar activity inferred from measurements at Zvenigorod, Russia // Ann. Geophys. 2008. V. 26. P. 1049–1056. https://doi.org/10.5194/angeo-26-1049-2008

  54. Pertsev N.N., Andreyev A.B., Merzlyakov E.G., Perminov V.I. Mesosphere-thermosphere manifestations of stratospheric warmings: joint use of satellite and ground-based measurements // Current Problems in Remote Sensing of the Earth from Space. 2013. V. 10. № 1. P. 93–100. http://jr.rse.cosmos.ru/article.aspx?id=1154&lang=eng

  55. Piccioni G., Drossart P., Zasova L., Migliorini A., Gérard J.-C., Mills F.P., Shakun A., García Muñoz A., Ignatiev N., Grassi D., and 3 co-authors. The VIRTIS-Venus Express Technical Team. First detection of hydroxyl in the atmosphere of Venus // Astron. and Astrophys. 2008. V. 483. P. L29–L33. https://doi.org/10.1051/0004-6361:200809761

  56. Popov A.A., Gavrilov N.M., Andreev A.B., Pogoreltsev A.I. Interannual dynamics in intensity of mesoscale hydroxyl nightglow variations over Almaty // Solar-Terr. Phys. 2018. V. 4. № 2. P. 63–68. https://doi.org/10.12737/stp-42201810

  57. Popov A.A., Gavrilov N.M., Perminov V.I., Pertsev N.N., Medvedeva I.V. Multi-year observations of mesoscale variances of hydroxyl nightglow near the mesopause at Tory and Zvenigorod // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. 2020. V. 205. P. 1–8. https://doi.org/10.1016/j.jastp.2020.105311

  58. Reisin E., Scheer J., Dyrland M.E., Sigernes F., Deehr C.S., Schmidt C., Höppner K., Bittner M., Ammosov P.P., Gavrilyeva G.A., and 17 co-authors. Traveling planetary wave activity from mesopause region airglow temperatures determined by the Network for the Detection of Mesospheric Change (NDMC) // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. 2014. V. 119. P. 71–82. https://doi.org/10.1016/j.jastp.2014.07.002

  59. Russell J.P., Ward W.E., Lowe R.P., Roble R.G., Shepherd G.G., Solheim B. Atomic oxygen profiles (80 to 115 km) derived from Wind Imaging Interferometer/Upper Atmospheric Research Satellite measurements of the hydroxyl and greenline airglow: Local time–latitude dependence // J. Geophys. Res. 2005. V. 110. P. D15305. https://doi.org/10.1029/2004JD005570

  60. Shaposhnikov D.S., Medvedev A.S., Rodin A.V., Hartog P. Seasonal water “pump” in theatmosphere of Mars: Vertical transport to the thermosphere // Geophys. Res. Lett. 2019. V. 46. P. 4161–4169. https://doi.org/10.1029/2019GL082839

  61. Shefov N.N. Hydroxyl emission of the upper atmosphere. I // Planet. and Space Sci. 1969. V. 17. P. 797–813. https://doi.org/10.1016/0032-0633(69)90089-0

  62. Shepherd M.G., Meek C.E., Hocking W.K., Hall C.M., Partamies N., Sigernes F., Manson A.H., Ward W.E. Multi-instrument study of the mesosphere-lower thermosphere dynamics at 80° N during the major SSW in January 2019 // J. Atmos. Solar-Terr. Phys. 2020. V. 210. P. 105 427. https://doi.org/10.1016/j.jastp.2020.105427

  63. Sonnemann G.R., Hartogh P., Berger U., Grygalashvyly M. Hydroxyl layer: trend of number density and intra-annual variability // Ann. Geophys. 2015. V. 33. P. 749–767. https://doi.org/10.5194/angeo-33-749-2015

  64. Soret L., Gérard J.-C., Piccioni G., Drossart P. Venus OH nightglow distribution based on VIRTIS limb observations from Venus Express // Geophys. Res. Lett. 2010. V. 37. P. L06805. https://doi.org/10.1029/2010GL042377

  65. Soret L., Gérard J.-C., Piccioni G., Drossart P. The OH Venus nightglow spectrum: intensity and vibrational composition from VIRTIS Venus Express observations // Planet. and Space Sci. 2012. V. 73. P. 387–396. https://doi.org/10.1016/j.pss.2012.07.027

  66. Swenson G.R., Gardner C.S. Analytical models for the resposes of the mesospheric OH* and Na layers to atmospheric gravity waves // J. Geophys. Res. 1998. V. 103. P. 6271–6294. https://doi.org/10.1029/97JD02985

  67. Takahashi H., Batista P.P. Simultaneous measurements of OH (9.4), (8.3), (7.2), 6.2), and (5.1) bands in the airglow // J. Geophys. Res. 1981. V. 86. P. 5632–5642. https://doi.org/10.1029/JA086iA07p05632

  68. Turnbull D.N., Lowe R.P. Vibrational population distribution in the hydroxyl night airglow // Can. J. Phys. 1983. V. 61. P. 244–250. https://doi.org/10.1139/p83-033

  69. Wiens R.H., Weill G.M. Diurnal, annual and solar cycle variations of hydroxyl and sodium nightglow intensities in the Europe-Africa sector // Planet. and Space Sci. 1973. V. 21. P. 1011–1027.

  70. Xu J., Smith A.K., Jiang G., Gao H., Wei Y., Mlynczak M.G., Russell III J.M. Strong longitudinal variations in the OH nightglow // Geophys. Res. Lett. 2010. V. 37. P. L21801. https://doi.org/10.1029/2010GL043972

  71. Xu J., Gao H., Smith A.K., Zhu Y. Using TIMED/SABER nightglow observations to investigate hydroxyl emission mechanisms in the mesopause region // J. Geophys. Res. 2012. V. 117. P. D02301. https://doi.org/10.1029/2011JD016342

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска содержание выпуска

Астрономический вестник

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал