Спектрометричне сканування атмосфери і поверхні Землі

В інших вікнах прозорості працюють вимірювальні прилади - тепловізори, що перетворюють невидиме ІЧ-випромінювання у видиме за допомогою електронно трубок, фіксуючи теплові аномалії. На ІЧ-зображеннях світлими тонами фіксуються ділянки з низькими температурами, темними - з відносно більш високими. Яскравість тону прямо пропорційна інтенсивності теплової аномалії. ІК-зйомку можна проводити в нічний час. На ІК-знімках, отриманих з ШСЗ, чітко вимальовується берегова лінія, гідрографічна мережа, льодова обстановка, теплові неоднорідності водного середовища, вулканічна діяльність і т. п. ІК-знімки використовуються для складання теплових карт Землі. Лінійно-смугові теплові аномалії, які виявляються при ІК-зйомці, інтерпретуються як зони розломів, а майданні і концентричні - як тектонічні або орографічні структури. Наприклад, накладені западини Середньої Азії, виконані пухкими кайнозойськими відкладеннями, на ІК-знімках дешифрируются як майданні аномалії підвищеної інтенсивності. Особливо цінна інформація, отримана в районах активної вулканічної діяльності. В даний час накопичений досвід використання ІЧ-зйомки для вивчення дна шельфу. Цим методом з різниці температурних аномалій поверхні води отримані дані про будову рельєфу дна. При цьому використаний принцип, згідно з яким при однаковому опроміненні поверхні води на більш глибоких ділянках водних мас енергії на нагрівання витрачається більше, ніж на більш дрібних. У результаті температура поверхні води над більш глибокими ділянками буде нижче, ніж над дрібними. Цей принцип дозволяє на ІК-зображеннях виділяти позитивні і негативні форми рельєфу, підводні долини, банки, гряди тощо ІК-зйомка в даний час застосовується для вирішення спеціальних завдань, особливо при екологічних дослідженнях, пошуках підземних вод і в інженерній геології.

Спектрометричне зйомка

Спектрометричний (СМ) зйомка проводиться з метою вимірювання відбивної здатності гірських порід. Знання значень коефіцієнта спектральної яскравості гірських порід розширює можливості реологічного дешифрування, надає йому велику вірогідність. Гірські породи мають різну відбивну здатність, тому відрізняються величиною коефіцієнта спектральної яскравості. СМ-зйомка ділиться на три види:
1. мікрохвильова (0,3 см- 1,0 м ), Що є універсальною, Лак. як виключає вплив атмосфери;
2. ІК або теплова (0,30-1000 мкм), що виявляє температур-іие неоднорідності з енергетичної яскравості досліджуваних об'єктів;
3. спектрометрія видимого і близького ІЧ-спектру випромінювання; (0,30-1,40 мкм), яка фіксує спектральний розподіл відбивного радіаційного випромінювання.
Геологічні об'єкти відображаються на КС з різним ступенем контрасту, що залежить від їх спектральних особливостей. Робота зі складання банку даних про спектральні характеристики гірських порід надзвичайно трудомістка. Для того щоб її виконати, необхідно провести спектрометричні вимірювання гірських порід, а також інших ландшафтних об'єктів, на різних відстанях, в різні пори року, на ділянках з різним ступенем оголеності. Ці дані, проте, є абсолютно необхідними для систем автоматичного пошуку і розпізнавання об'єктів, в тому числі і екологічного змісту. В даний час збільшення прикордонних контрастів досягається використанням багатозональних знімків, отриманих у відносно вузьких зонах спектра.

Лідарних зйомки

Лідарних зйомка є активною і заснована на безперервному одержанні відгуку від поверхні, що відбиває, підсвічується лазерним випромінюванням монохроматичним з фіксованою довжиною хвилі. Частота випромінювача налаштовується на резонансні частоти поглинання сканируемого компонента (наприклад приповерхневого метану), так що в разі його помітних концентрацій співвідношення відгуків у точках концентрування і в поза ними будуть різко підвищеними. Фактично - лідарних спектрометрія це геохімічна зйомка приповерхневих шарів атмосфери, орієнтована на виявлення мікроелементів або їх з'єднань, що концентруються над сучасно активними геоекологічних об'єктами. Пристрої лідарної зйомки обладнуються на нізковисотних носіях. [1-9]
Газовий склад атмосфери
Вжиті раніше вимірювання загального вмісту водяної пари в марсіанській атмосфері виявили, що водяна пара з'являється в середині літа відповідного півкулі і його зміст стає максимальним приблизно через два місяці, досягаючи 50 мкм при характерних горизонтальних масштабах порядку ¹⁰ березня км (Найбільше вологовміст атмосфери спостерігається в помірних широтах). Розглянуті спостереження охоплюють південне (сухе) півкуля і північні широти до 20 ° при наявності декількох ізольованих серій вимірювань у смузі 40-50 ° с. ш. Прилад, призначений для визначення загального вологовмісту (датчик водяної пари на Марсі - ДВПМ), являє собою спектрометр з дифракційною решіткою, що функціонує в 7200 см ^-1 (1,4 мкм) смузі поглинання водяної пари при спектральному дозволі 1,2 см ^-1, що дозволяє забезпечити вимірювання вмісту вологи менше 1 мкм атм. ДВПМ зазвичай працює як п'ятиканальний радіометр, три канали якого розташовані поблизу центру смуги (7223, 13; 7232, 20; 7242,74 см ^-1), а два - у вікнах прозорості. Приймачами випромінювання для всіх каналів служать радіаційно охолоджувані сірчистої-свинцеві фотосопротивлений. Іноді здійснювалося сканування за частотою з метою вимірювань спектрального розподілу випромінювання в діапазоні 7215-7251 см ^-1. Поле зору ДВПМ становить 2x16 мрад, що відповідає «плямі» на місцевості 3X24 км при висоті періапсіса 1500 км . За рахунок ступінчастого сканування на 15 кроків уздовж короткої сторони поля зору досягається охоплення площі близько 20X45 км (в періапсісе) за період сканування 4,48 с.
Наявність даних п'ятиканальним вимірів дозволяє визначити не тільки загальне вологовміст, але також температуру і атмосферний тиск поблизу рівня «центру ваги» шару водяної пари. Дані спостережень свідчать про дуже малий вміст вологи (0-30 мкм) марсіанської атмосфери в південній півкулі і поступове збільшення вологовмісту при переміщенні в північну півкулю. Максимальні значення досягали 20-30 мкм, причому найбільше значення (30 мкм) зареєстровано в районі Elysium Amazonis при вимірах перед виведенням АМС на орбіту навколо Марса. Великий інтерес представляють спостереження денного ходу вологовмісту, що відображають особливості фазових перетворень води протягом добового циклу. Умови спостережень дозволили здійснити спостереження за варіаціями вологовмісту з світанку до полудня в трьох точках: 10,83 ° с. ш., 15,69 ° ю. ш. і 17,77 ° ю. ш. Для першої з цих точок виявлена ​​регулярна відтворюваність денного ходу з максимумом вологовмісту до місцевого опівдні. Спостерігаються відмінності в денному ході для різних точок планети. Водяна пара розташовується близько до поверхні планети і, мабуть, знаходиться в насичує рівновазі стосовно приповерхневої серпанку або туману протягом більшої частини дня. Щонайменше 80% водяної пари має переходити в тверду фазу в період між полуднем і наступними ранковими сутінками.
Загальний вміст водяної пари виявилося максимальним в смузі 70-80 ° с. ш., а його абсолютні значення вище коли-небудь спостерігалися раніше. Широтної профіль загального вмісту водяної пари на 180 ° з. д. характеризується зростанням від нульових значень у південній півкулі до 70-80 мкм у смузі 70-80 ° с. ш. і декілька зменшується (до 55 мкм) поблизу Північного полюса (точність окремих вимірювань становить 10-15%, а середніх значень ± 4%). Аналогічні результати дало побудова меридіональних профілів для інших довгот.
Настільки значне вологовміст атмосфери передбачає наявність у поверхні планети таких високих температур (> 204 К), які не допускають збереження полярної шапки з твердої вуглекислоти (в цьому випадку температура повинна бути дорівнює 150 К). Звідси випливає, що домінуючим компонентом річної залишкової північної полярної шапки є лід. Груба оцінка товщини периферійної частини льодового покриву полярної шапки призводить до значень порядка 1-2 км. Товщина льоду в центральній (суцільний) частини полярної шапки повинна бути такою ж або більшою.
Оскільки вміст водяної пари в атмосфері Марса дуже мало, досить імовірно, що потужним резервуаром водяного льоду є планетарний реголіт. Важливою метою подальших досліджень має стати з'ясування питання про те, чи є цей полярний резервуар в даний час сумарним джерелом або стоком атмосферної водяної пари протягом проміжків часу більше марсіанського року.
У роботі [86] розглянуто результати вимірювань складу та структурних параметрів марсіанської атмосфери, здійснених при вході БА «Вікінг-1» в атмосферу планети 20 липня 1976 р . Склад атмосфери на висотах більше 100 км вимірювався за допомогою мас-спектрометра для нейтральних газових компонентів в діапазоні мас 1-50. Для вимірювань параметрів іоносфери служив аналізатор з сповільнює потенціалом (АЗП), що дозволяє вимірювати температуру, склад і концентрацію іонів, а також енергетичний спектр електронів (головною метою було в даному випадку вивчення взаємодії сонячного вітру з верхньою атмосферою). Датчики тиску, температури і прискорення призначалися для вимірювань на висотах нижче 100 км . Ця апаратура разом з гіроскопом і радарним альтиметром орбітального відсіку дала можливість отримати вертикальні профілі щільності, тиску, температури та вітру в широкому діапазоні висот.
Аналіз даних мас-спектрометра для висоти 135 км виявляє наявність виразних піків при масах 40 і 20, які свідчать про наявність аргону. Оцінка його відносини суміші (щодо СО ₂₎ дала значення близько 0,015 за обсягом, яке сильно розходиться з даними АМС «Марс-6», які призвели до відношення суміші 0,35 ± 0,10 [5, 12]. Мабуть, відношення суміші ⁴⁰ Ar в нижніх шарах марсіанської атмосфери не може бути настільки високим і не перевищує 0,01-0,02.
Хоча слід, природно, віддати перевагу даними прямих вимірювань, необхідно згадати, що, на основі аналізу наявних даних спектроскопічних і радіорефракціонних вимірювань, результати прямих вимірювань на БА «Марс-6» не суперечать цим даним. Якщо виходити з радіорефракціонних даних, наявність 25% аргону викликає зростання тиску у поверхні на 0,5 мбар. Присутність значної кількості аргону в марсіанській атмосфері є одним з аргументів на користь гіпотези про можливість істотно іншого клімату в геологічному минулому Марса при атмосферному тиску 0,1 - 1 атм, більш високій температурі і наявності водних басейнів.
Отриманий за даними СА «Вікінг-1» пік при масі 28 відображає внесок СО ₂ ^+, що утворюється в результаті іонізації СО ₂ і СО, на додаток до N ₂ ⁺ який є продуктом іонізації N _2. Ставлення суміші молекулярного азоту (щодо СО ₂₎ становить близько 0,06. Попередня екстраполяція цих даних на більш низькі висоти призводить до відносин суміші порядку 0,02-0,03. На великих висотах ставлення суміші молекулярного азоту зростає, внаслідок впливу дифузійного поділу.
Оцінка ставлення суміші О ₂ по піку маси 32 дає значення близько 0,003 на висоті 135 км . Пік при масі 16 вказує на присутність вимірних кількостей атомарного кисню. Співвідношення концентрацій ізотопів ¹⁸ Про / ¹⁶ О і ¹³ С / ¹² С близькі до їх земним значень. Аналіз вертикальних профілів концентрації СО _2, Аr, N ₂ і О ₂ у шарі 140-190 км приводить до оцінки середньої температури 180 ± 20 К. Помітне прояв дифузійного поділу газів на висотах більше 140 км свідчить про те, що істотний вплив перемішування в атмосфері обмежується цим рівнем.
Дані АЗП для висоти 130 км вказують на те, що головним компонентом марсіанської іоносфери є О ₂ ⁺ (цей важливий результат є новим), а концентрація СО ₂ ⁺ виявляється приблизно в 9 разів меншою. Іонна температура становить близько 160 К, що узгоджується з результатами мас-спектрометричних вимірювань. Отримані дані свідчать про провідне значення для іоносфери реакції: СО ₂ ^{+ +} O → + О ₂ ^+.
Вимірювання в нижніх шарах атмосфери привели до тиску біля поверхні планети в точці посадки СА, рівному 7,3 мбар (точка посадки на 2,9 км вище середнього рівня марсіанської поверхні, якому відповідає тиск 6,1 мбар) і температурі 241К при вертикальному градієнті температури в приповерхневому шарі, що становить 3,7 К / км. Щільність повітря, оцінена за швидкістю парашутування, дорівнює 0,0136 кг / м ³ на висоті 2,7 км , Що вказує на переважно вуглекислотний склад атмосфери. У шарі 25-90 км температура варіює в межах 120-165К при наявності піків на висотах 30 і 64 км , А вище 140 км плавно переходить в зону температур, отриману за даними мас-спектрометра.
Здійснений у роботах попередній аналіз ізотопного складу марсіанської атмосфери за даними вимірювань за допомогою мас-спектрометра для нейтральних частинок на висотах 100-200 км під час спуску БА «Вікінга-1» привів до висновку, що в атмосфері переважає СО ₂ за наявності слідів N ₂ , Ar, О _2, СО та О. Відносний вміст ізотопів кисню і вуглецю виявилося приблизно таким же, як у земній атмосфері.
Розглянутий аналіз привів до значень ¹⁸ 0 / ¹⁶ 0 = 0,0020 + 0,0001 або 0,0021 + 0,0002. Так як для земної атмосфери відповідне середнє значення становить 0,00204, то марсіанська атмосфера не може бути в скільки-небудь істотному ступені збагачена ¹⁸ Про порівняно із земною атмосферою (найімовірніше, що подібне збагачення не перевершує 3%). Аналогічна ситуація має місце по відношенню до ¹³ С. Однак ставлення концентрацій ¹⁵ N / ¹⁴ N = 0,0064 ± 0,001 тоді як в умовах земної атмосфери це відношення дорівнює 0,00368.
Звідси випливає, що марсіанська атмосфера збагачена ізотопом ¹⁵ N в порівнянні із земною приблизно на 75%. Мабуть, це збагачення зумовлено підвищеною диссипацией атомів ¹⁴ N з верхньої атмосфери Марса. Оцінка коефіцієнта дифузії з урахуванням такого припущення дала значення 10 ⁸ см ² / с, що узгоджується з отриманими раніше результатами. Слід вважати ймовірним, що зміст молекулярного азоту в марсіанській атмосфері в геологічному минулому було значно вищим, забезпечуючи парціальний тиск не менше 2 мбар.
Аналогічний аналіз, що відноситься до ізотопів кисню, привів до висновку про необхідність існування дуже потужного джерела кисню. Збагачення ізотопом ¹⁸ О, що становить менше 3%, потребує обміну вуглекислим газом або водяною парою між поверхневим резервуаром і атмосферою, який передбачає утримання цих газових компонентів, еквівалентну тиску не менше 2 бар.
За допомогою мас-спектрометра, встановленого на БА «Вікінг-1» і призначався (у поєднанні з газовим хроматографом) перш за все для визначення складу органічних компонентів грунту, Оуен і Біманн [90] виконали аналіз хімічного складу атмосфери. Протягом четвертих і п'ятої доби після посадки зроблено шість серій вимірювань через інтервали часу близько 6 годин. Перші чотири серії виконані після видалення СО та СО ₂ (СО ₂ ⁺ як продукт цих компонентів утрудняє аналіз на молекулярний азот), а інші дві серії - з безпосередніми пробами повітря. У табл. 7 Усередненні за п'ятьма серіями результати вимірювань (третя серія виявилася невдалою).
Таблиця
Попередні дані про склад атмосфери біля поверхні Марса
Звідси видно, що виміряний вміст азоту узгоджується з отриманою раніше оцінкою та даними вимірювань під час спуску СА. Концентрація аргону значно перевищує виявлену за даними АМС «Марс-6», не узгоджується з результатами вимірювань під час спуску. Зміст ³⁶ Аr виявилося приблизно в 10 разів меншим, ніж у земних умовах. Окис вуглецю не була виявлена, зважаючи на її малій концентрації, що знаходиться за межею чутливості мас-спектрометра. За даними для піків мас при 44, 45 і 46 виявлені концентрації ¹³ С і ¹⁸ О, що опинилися близькими до земних значень.
Встановлений на спусковому апараті АМС «Вікінг-1» рентгенівський флуоресцентний спектрометр, який був призначений для елементного аналізу марсіанського грунту, використовувався також з метою вимірювань вмісту деяких газових компонентів атмосфери [14]. Особливу увагу привертала завдання визначення концентрації аргону. Вимірювання привели до висновку, що парціальний тиск аргону не перевершує 0,15 мбар (довірчий рівень становить 95%). Якщо врахувати, що атмосферний тиск у точці посадки становило 7,7 мбар, це призводить до відносної об'ємної концентрації аргону, складовою 2%, що добре узгоджується з даними мас-спектрометричних вимірювань на СА. Мабуть, аргон має переважно радіогенні походження, будучи продуктом розпаду 40К. У зв'язку з цим важливе значення має визначення вмісту калію в марсіанському грунті.
Протягом серпня 1976 р . за допомогою мас-спектрометра, встановленого на БА «Вікінг-1», тривали вимірювання відносного вмісту ізотопів аргону, вуглецю, кисню та азоту, а також вжито пошуки інших малих компонентів, особливо благородних газів. Проводилися аналізи як безпосередньо взятих, так і збагачених (шляхом видалення СО та СО ₂₎ проб атмосфери, що дозволяло підвищити відносну концентрацію малих компонентів в 8,5 рази.

Таблиця
Ізотопні відносини в марсіанській і земної атмосферах
У табл. 8 представлені результати вимірювань ізотопних відносин у зіставленні з даними для земної атмосфери, що свідчать про більш високої концентрації ¹⁵ N в марсіанській атмосфері в порівнянні із земною (ці результати можуть бути, однак, недостатньо точні, з огляду на можливе впливу десорбції ¹³ СВ в приладі). Недостатньо надійні і дані по аргону, які слід розглядати лише як виявили ізотопне відношення, близьке до земного. Спроба виявлення метану, неону, криптону і ксенону не дала позитивного результату.
Вимірювання на БА «Вікінг-2» із збагаченням зразків повітря в 10 разів дозволили визначити зміст криптону і ксенону, виявивши, що криптон присутній у бульшим кількостях, ніж ксенон. Відносний вміст різних ізотопів криптону близько відповідає земним значенням, але відношення концентрації ксенону-129 і ксенону-132 виявилося вищим, ніж у земній атмосфері.
Отримані результати дозволяють вважати мало ймовірним, що Марс міг мати в минулому масивну первісну атмосферу, яка була потім поступово «здути» сонячним вітром, тому що в противному випадку відношення концентрацій ³⁶ Аr і криптону має бути набагато меншим, ніж у земній атмосфері, оскільки « здування »аргону більш ефективно, ніж криптону. Виявлена ​​в атмосфері Марса низька концентрація аргону свідчить про одну з наступних можливостей: 1) на Марсі в період його формування мало місце знижений вміст летких компонентів (це, однак, мало ймовірно, зважаючи на близькість планети до Сонця), 2) значна частина початкової атмосфери планети піддавалася «здування» сонячним вітром, в процесі якого відбувалася зміна складу атмосфери; 3) на Марсі не було такої інтенсивної дегазації твердої оболонки планети, як на Землі. Остання можливість є найбільш вірогідною.
Важливе значення має факт переважання криптону над ксеноном в марсіанській атмосфері (аналогічна ситуація спостерігається в земній атмосфері), тоді як зворотне справедливо для складу протопланетной газової компоненти звичайних або карбонатних хондритів. У зв'язку з цим можна припустити, що на Марсі відбувався подібний земній процес переважної адсорбції ксенону, що виділився при дегазації осадовими породами. Можливо, що подібний процес мав місце на Марсі в періоди флювіальной ерозії. Альтернативне (або додаткове) припущення полягає в тому, що ксенон був поглинений реголітом.
Низька концентрація аргону свідчить про необхідність внести поправки в оцінки концентрації інших летючих компонентів, засновані на припущенні про високий вміст аргону. Однак мале в порівнянні з земним відношення концентрації ізотопів аргону вказує, мабуть, на велику складність процесів дегазації на Марсі, ніж це передбачається за аналогією з Землею.
Можна вважати, що Марс і Земля мають, в цілому, подібний склад і тому продукція газів здійснюється в однакових пропорціях, але дегазація і вивітрювання були на Марсі набагато менш повними. Значна частина летючих компонентів могла бути захоплена шарами вічної мерзлоти (Н ₂ О), полярними шапками (Н ₂ О, СО _2), хімічно пов'язана в грунті (нітрати, оксиди, карбонати) або діссіпіровала. Якщо прийняти таку гіпотезу, то з неї випливає, що маса марсіанської атмосфери в минулому не могла перевищувати сучасну більше, ніж у 10 разів, тобто тиск у поверхні не перевищувало 100 мбар. Існування величезних кількостей «похованих» СО ₂ і Н ₂ О допускає, однак, можливість циклічних або епізодичних варіацій клімату, які могли обумовити появу флювіальних структур рельєфу. [1, 14-17]
Структурні параметри
Вимірювання на ділянці входу СА в марсіанську атмосферу дозволили отримати відомості про вертикальні профілях структурних параметрів. Вхід БА «Вікінг-2» (САВ-2) в атмосферу Марса стався 3 вересня 1976 р . близько 15 год 49 м за тихоокеанським денним часу, що відповідає місцевим ранку. Структура марсіанської атмосфери вранці на висотах до 100 км , Визначена за даними акселерометріческіх (на висотах більше 25 км ) І прямих (парашутний спуск) вимірювань під час входу СА в атмосферу, характеризується наявністю майже ізотермічного шару 1,5-4 км поблизу поверхні планети з вертикальним градієнтом температури не більше 1,3 К / км на висотах, що перевершують 2,5 км . Вертикальний градієнт температури в шарі 5-19 км нижче адіабатичного і дорівнює 1,8 К / км, а в вищерозміщеної товщі атмосфери спостерігається хвилеподібний хід температури.
Різниця в порівнянні з даними САВ-1, згідно з якими вертикальний градієнт температури становить 3,7 К / км, обумовлено впливом добового ходу (дані САВ-1 відносяться до післяполудневому часу). Атмосферний тиск біля поверхні виявилося приблизно на 10% вище (7,75 мбар) зареєстрованого в той же момент часу в точці посадки СА «Вікінг-1» (6,98 мбар). Це визначається тим фактом, що САВ-2 здійснив посадку в точці, що знаходиться на рівні, що на 2,7 км нижче відлікового рівня марсіанського еліпсоїда (рівня 6,1 мбар поверхні) і приблизно на 0,96-1,20 км нижче рівня САВ-1. Щільність повітря біля поверхні дорівнює 0,0180 кг / м ^3. Отриманий вертикальний профіль температури на висотах до 100 км узгоджується (принаймні, якісно) з даними, знайденими раніше на основі використання моделі теплових припливів.
Для зміни температури з висотою характерний хвилеподібний характер при амплітуді хвилі, зростаючої приблизно до 25 К на висоті 90 км . Вертикальні довжини хвиль (відстані між екстремумами) варіюють у межах 17-23 км (теоретичні розрахунки наводять до значень, рівним 22-24 км). Мабуть, подібні хвилі є наслідком шаруватої структури вертикальних осциляції і пов'язані з нагріванням і охолодженням, зумовленими стиском і розширенням (необхідний коефіцієнт стиснення на висотах менше 80 км повинен варіювати в межах 0,80-1,26). Останні визначаються впливом добового ходу температури поверхні планети.
Як це необхідно для поширення гравітаційних хвиль, атмосфера стійка до конвекції, за винятком, можливо, деяких ділянок планети. В обох точках посадки СА температура атмосфери скрізь істотно вище рівня конденсації вуглекислого газу, що виключає можливість формування димки з сухого льоду влітку в північній півкулі принаймні до 50 ° с. ш. Слід, таким чином, вважати, що спостережуваний на цих широтах приповерхневий туман складається з конденсату водяної пари.
За даними мас-спектрометричних вимірювань щільності вуглекислого газу під час зниження БА «Вікінг-1, -2» (САВ-1 і САВ-2) розраховані вертикальні профілі температури на висотах 120-200 км. Розрахунки зроблені на основі барометричної формули із застосуванням ітераційної схеми, що передбачає пошарове визначення температури, починаючи з рівня верхньої межі, де атмосфера спочатку передбачається ізотермічної в межах інтервалу висот, охоплюваного першими двома точками вимірювань. Вертикальні профілі температури відновлені незалежно по іонним пікам, відповідним масовим числах 44, 22 і 12, що дозволяє оцінити точність визначення температури.
В обох випадках (САВ-1 і САВ-2) вертикальні профілі температури мають хвилеподібну структуру на висотах більше 30 км (Для порівняння використані дані, пов'язані з висот 0-100 км), причому амплітуда хвилі зростає з висотою в шарі 50-120 км. У декількох інтервалах висот вертикальний градієнт температури близький до адіабатичного. У випадку даних САВ-1 хвильова структура профілю температури може бути обумовлена ​​впливом добового припливу. Амплітуда хвилі менше в районі зниження САВ-2, що, ймовірно, пов'язано з більш високою широтою цього району.
Отримані значення температури термосфери Марса значно нижче (<200 К), ніж знайдені раніше за даними вимірювань УФ світіння атмосфери з АМС «Марінер-6, -7, -9». Це можна пояснити як впливом відстані до Сонця (вимірювання на CAB зроблені в період, коли Марс був близький до апогею при відстані близько 1,64 а. Е., тоді як АМС «Марінер» функціонували при положенні планети, близькому до перигелії при відстані близько 1,43 а. е.), так і відмінностями потоку енергії, що переноситься припливами з нижньої атмосфери у верхню.
Дані САВ-2 виявляють несподіване зростання температури вище 170 км , Достовірність якого вимагає ретельної перевірки. Порівняння обчислених за барометричною формулою вертикальних профілів концентрації аргону та азоту з виміряними дозволило оцінити коефіцієнт турбулентного перемішування на різних висотах, варіююча від 2,1-5,0 Х 10 ⁷ см ² / с на рівні 100 км до 1,2-4,2 - 10 ⁹ см ² / с на висоті 170 км . Модельні розрахунки вертикальних профілів концентрації СО, NO і О ₂ виявили гарну згоду з результатами вимірювань.
Побудовано модель марсіанської іоносфери, відповідна даними САВ-2. Аналіз розглянутих даних привів до висновку, що відносини суміші азоту, аргону і кисню в основний товщі атмосфери рівні 2,4 · 10 ^-2; 1,5 · 10 ^-2 і 1,6 · 10 ^-3, відповідно. Верхня атмосфера збагачена окисом вуглецю та азоту в порівнянні з нижньою, де відносини суміші цих компонент складають близько 8.10 ^-4 і 10 ^-8 -10 ^-9.
2. АПАРАТУРА ДЛЯ АЕРОКОСМІЧНИХ ДОСЛІДЖЕНЬ

Наукова апаратура модуля 77КСІ "Природа" "Аліса"

Наукова апаратура (НА) "Аліса" є лідар (лазерним локатором атмосферних утворень), встановленим в модулі "Природа" і призначеним для геофізичних досліджень з космосу:
· Визначення верхньої межі хмарного шару;
· Вимірювання вертикального розподілу атмосферного аерозолю;
· Можливого виміру аерозолів спорадичного походження.
НА працює в комплексі з радіометром "Істок" і наземними станціями.
НА розташована в ПГО-3 модуля "Природа" і працює через ілюмінатор № 2. НА складається з власне лидара й системи охолодження СВТ.
Технічні характеристики:
ДК-33
Прилад ДК-33 призначений для вимірювання швидкозмінних і стаціонарних полів яскравості в спектральному діапазоні від 120 до 1100 нм та дослідження їх впливу на службову та наукову оптичну апаратуру. В УФ-діапазоні такі виміри проводяться вперше.
Блиск окремих частинок визначається за наведеною до поля зору еквівалентної яскравості фону. Цільовим призначенням приладу ДК-33 є фотометричний контроль стану навколишнього середовища в зоні службової та наукової оптичної апаратури і корисного вантажу на всіх етапах НІ вироби.
Прилад чотирьохканальний; характеристики застосовуваних каналів наведені в таблиці:
Прилад складається з двох блоків:
· Приймального пристрою (встановлюється зовні);
· Блоку електроніки (всередині ГО).
Технічні характеристики:
"Ікар-Дельта"
Радіометричний комплекс "Ікар-Дельта" призначений для вимірювання амплітудного та просторового розподілу власного радіотеплового випромінювання земної поверхні в мікрохвильовому діапазоні з метою визначення наступних характеристик атмосфери, океану і суші:
· Положення і мінливості основних фронтальних зон Північної Атлантики: зони течії системи Гольфстрім, Північно-Атлантичного течії, струменевих течій тропічної зони Атлантичного океану;
· Положення, інтенсивності та напрямку переміщень великомасштабних температурних аномалій, локалізованих у верхніх шарах океану;
· Параметрів снігового та льодового покриву;
· Водозапасов хмар і інтегральних параметрів атмосфери;
· Меж зон опадів;
· Приводний швидкості вітру;
· Розподілу температури повітря.
Склад комплексу.
· Радіометр "Дельта-2П" 1шт.
· Радіометр "Ікар-ІП" 1 шт.
· Радіометр поляризаційний РП-225 3 шт.
· Скануюча двухполярізаціонная радіометрична система Р-400 1 шт.
· Радіометр РП-600 6 шт.
Технічні характеристики:
"Індикатор"
Апаратура "Індикатор" призначена для контролю параметрів власної зовнішньої атмосфери ОС. Апаратура застосовується для вимірювання густини (загального тиску) СВА, потоку заряджених частинок і інтенсивності потоку.