CC BY
44
DOI: 10.25702/KSC.2307-5252.2018.9.5.202-216
УДК 551.510
Ю.Н. Куликов
МОДЕЛИРОВАНИЕ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА АТМОСФЕРЫ МАРСА.
ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ СРАВНЕНИЯ ВЫСОТНОГО ПРОФИЛЯ
АТОМАРНОГО КИСЛОРОДА С ДАННЫМИ ИЗМЕРЕНИЙ СПЕКТРОМЕТРА
SPICAM
Аннотация
На основе численного решения системы нестационарных пространственно-одномерных уравнений химической кинетики для продуктов фотолиза СО2, О2 и Н2О, образующихся в атмосфере под действием солнечного ультрафиолетового излучения, построена математическая модель химического состава атмосферы Марса. В модели также учитываются процессы диффузионного и турбулентного переноса газовых компонентов и конденсата водяного пара. Выполнено моделирование фотохимических и транспортных процессов в среднеширотной атмосфере планеты для сезона равноденствия и среднего уровня солнечной активности. Проведено сравнение рассчитанных профилей концентрации атомарного кислорода с данными измерений ночной инфракрасной эмиссии молекулярного кислорода в полосе 1.27 мкм спектрометром SPICAM с борта аппарата Mars Express. Обсуждаются найденные отличия и их возможные причины.
Ключевые слова:
фотохимия атмосферы, фотолиз углекислого газа, химическая кинетика, турбулентная диффузия, инфракрасное излучение молекулярного кислорода, атомарный кислород.
Yu.N. Kulikov
MODELING THE CHEMICAL COMPOSITION OF THE MARTIAN ATMOSPHERE. PRELIMINARY RESULTS OF COMPARING THE HEIGHT PROFILE OF ATOMIC OXYGEN WITH THE OBSERVATIONAL DATA BY THE SPICAM SPECTROMETER
Abstract
A mathematical model of the chemical composition of the martian atmosphere is developed which is based on a numerical solution of the time-dependent, one-dimensional equations for chemical kinetics of the photolysis products of CO2, O2, and H2O, formed in the atmosphere exposed to the solar UV-radiation. The model also takes into account molecular and eddy diffusion of gas constituents, as well as, of the water condensate. The photochemical and transport processes in the middle-latitude Mars' atmosphere have been simulated for the equinox period under moderate solar activity conditions. The calculated height profiles of the atomic oxygen number density are compared with those recovered from the observational data of the Mars Express SPICAM spectrometer which measured the 1.27 |m IR-nightglow of molecular oxygen during its mission. Discrepancies between the recovered and modeled O densities are discussed.
Keywords:
atmospheric photochemistry, photolysis of carbon dioxide, chemical kinetics, turbulent diffusion, infra-red radiation of molecular oxygen, atomic oxygen.
Введение
Среди основных задач физики планет, решение которых необходимо для объяснения процессов химической и тепловой эволюции атмосфер планет, включая Землю и планеты земной группы (Венера, Марс), важное место занимает задача определения и моделирования атмосферного химического состава. Решение этой задачи требуется для оценки скорости потери массы атмосферы планеты и возможного изменения её химического состава на геологических масштабах времени вследствие тепловых и нетермических процессов эрозии верхней атмосферы, вызываемых действием интенсивных потоков солнечного ультрафиолетового (УФ) излучения, солнечного ветра и корональных выбросов массы Солнца [1-4]. То есть корректное моделирование химического состава атмосферы необходимо для понимания геологической истории изменения климатических условий на поверхности планеты с момента завершения её формирования из протопланетного газопылевого облака по настоящую эпоху [5]. Основными индикаторами таких условий являются величина потока и спектр солнечного излучения, достигающего поверхности планеты, давление, температура и состав атмосферы на поверхности, а также отсутствие или наличие жидкой воды, что является одним из основных условий для возможности формирования каких-либо форм жизни на планете в рассматриваемую геологическую эпоху [3].
Начиная с конца 1960-х годов, когда были выполнены первые дистанционные исследования Марса с помощью автоматических межпланетных станций [6-8], и по настоящее время, когда на орбите и поверхности планеты успешно выполнены десятки новых экспериментов, в изучении аэрономии этой планеты достигнут значительный прогресс [9-12]. Полученные данные измерений стимулировали активные теоретические исследования наблюдаемых особенностей структуры и состава атмосферы Марса. Так для объяснения наблюдаемой стабильности основного нейтрального компонента атмосферы -СО2 по отношению к процессу его фотодиссоциации солнечным УФ-излучением, т.е. низкого относительного содержания (~10-3 - 3х10-2) моноокиси углерода СО и атомарного кислорода О на высотах около 100 км, был предложен ряд гипотез, касающихся вклада водородосодержащих радикалов и вертикального турбулентного перемешивания смеси углекислого газа и водяного пара, а также продуктов их фотолиза в фотохимию нижней атмосферы планеты [6, 13-16].
Несмотря на то, что к настоящему времени опубликовано значительное количество работ, в которых обсуждаются различные аспекты аэрономии Марса, всё ещё остается ряд вопросов, на которые предложенные теоретические модели не дают однозначного ответа. Имеются значительные различия и в исходных предположениях, используемых при построении этих моделей. Известна, например, важная роль, которую играет в фотохимии СО2 водяной пар, присутствующий в атмосфере Марса [6]. В то же время в различных моделях концентрация водяного пара на высотах нижней атмосферы различается на 3 - 4 порядка [6, 13-16]. Выполненное позднее в [17] исследование механизмов формирования высотного распределения конденсата и паров воды в приэкваториальной атмосфере Марса, показало, что в области стратомезосферы важную роль играют ранее не учитывавшиеся процессы конденсации и испарения Н2О, а также турбулентное перемешивание атмосферы. Включение этих процессов в модель химического состава позволило значительно уменьшить
неопределённость в вертикальном распределении концентрации водяного пара в нижней атмосфере для невозмущённых атмосферных условий (при отсутствии глобальной пылевой бури), а также получить оценки верхнего предела коэффициента турбулентной диффузии в тропосфере и нижней термосфере [18].
При построении теоретических моделей атмосферы также необходимо учитывать то обстоятельство, что константы скоростей целого ряда химических реакций измерены со значительной погрешностью, либо экстраполированы в область низких температур, где измерения отсутствуют. Так в различных моделях отличие констант скоростей для некоторых важных реакций достигает двух и более порядков. При этом отдельные реакции учитываются в одних расчётах и игнорируются в других. К сожалению, вопрос о роли различных реакций в аэрономии Марса, также как и вопрос о влиянии погрешностей измерения констант их скоростей на состав атмосферы до сих пор мало изучен.
В данной работе публикуются результаты моделирования среднесуточного химического состава среднеширотной атмосферы Марса в области высот от 0 до 200 км (относительно виртуального среднего уровня поверхности с давлением 6.1 мбар) для периода времени вблизи осеннего равноденствия в северном полушарии (ареоцентрическая долгота ^«330°) и умеренного уровня солнечной активности. Цель работы - сравнение полученных предварительных результатов расчетов вертикального профиля концентрации атомарного кислорода с результатами измерений спектрометром 8Р1СЛМ ночной ИК-эмиссии возбужденного молекулярного кислорода в состоянии О2(^) [9] а также с результатами моделирования химического состава атмосферы Марса других авторов.
Описание модели
1. Уравнения переноса газовых компонентов
В приближении горизонтально стратифицированной атмосферы пространственно-временные распределения концентраций химически реагирующих компонентов описываются системой уравнений неразрывности с учетом фотолиза составляющих под действием солнечного УФ-излучения, а также процессов вертикального массопереноса:
^=^, (1)
с* & ' ' '
где / - время; г - высота над средним уровнем поверхности; w1 и « - вертикальная составляющая скорости переноса и концентрация 1-го компонента в атмосфере; Ql - скорость образования и потери /-го компонента в результате всех химических реакций, включая процессы фотодиссоциации.
Осредненный по времени вертикальный поток р частиц /-го компонента:
р = «1 wo + «1 WlD + I = «1 Wl (2)
состоит из среднемассового потока р0 = «1 wo и потоков за счет молекулярной диффузии рD = «1 WlD и турбулентных пульсаций скорости и плотности /-го компонента в атмосфере р0= «' iw ' 1 , соответственно. Здесь wo - среднемассовая
скорость движения атмосферы; WiD - диффузионная скорость, а п\ и w'i -величины турбулентных пульсаций концентрации и скорости i-го компонента. Вследствие преобладания в атмосфере Марса СО2, для описания молекулярной диффузии вполне обоснованным является приближение малой составляющей, для которого поток /-го компонента может быть записан в следующем виде:
рD = -Вг (3)
В этом выражении Д - коэффициент бинарной диффузии /-го компонента в СО2 ; Н; = КТ/^ - высота однородной атмосферы для /-го компонента, Я - универсальная газовая постоянная; Т - температура газа; g - ускорение свободного падения; и и а; -молекулярный вес и коэффициент термодиффузии /-го компонента. Выражение для вертикального потока турбулентной диффузии /-го компонента согласно [6] имеет вид:
( = -К (4)
где Н - шкала высот однородно-перемешанной атмосферы, а /и, - её средний молекулярный вес на данной высоте. Высотная зависимость коэффициента турбулентной диффузии К аппроксимировалась следующим выражением:
К = Км ехр [51 (г - Хм) - £ (г - 2М? ] (5)
где 52 = 0 при 2 < Хм. Значения параметров Км, Хм, 51 и £2 выбирались согласно оценкам [17, 18].
2. Кинетика конденсации и транспорт водяного пара и аэрозоля
Вертикальные профили концентрации ледяных частиц и паров воды определялись в данной работе с учетом кинетики гетерогенной конденсации Н 2О вместе с процессами турбулентной диффузии и гравитационного осаждения аэрозоля на основе подхода, изложенного в [17]. Уравнения баланса массы конденсата Н2О в атмосфере записывалось в следующем виде:
дПт = -д К п) - , рс = - К (6)
о1 дz
Здесь Пс - концентрация, а р - диффузионный поток конденсата воды (аэрозоля из частиц льда); Qv - суммарная объемная скорость образования водяного пара вследствие фазовых переходов в состоянии Н2О; Wс - скорость гравитационного осаждения частиц конденсата, которая рассчитывалась по формуле Стокса, модифицированной для случая разреженного газа [19].
При вычислении суммарной объемной скорости Qv образования и исчезновения водяного пара в результате процессов испарения и конденсации учитывалось то, что при локальном термодинамическом равновесии системы пар - конденсат скорости прямого и обратного фазового перехода равны между собой. Считая также, что все молекулы пара движутся со среднеарифметической скоростью V = (8 кТ / п шш)Уг, значительно превышающей скорость частиц конденсата, для величины Qv в [17] получено следующее выражение:
Qv = kvne (nvs - nv),
(7)
где k - постоянная Больцмана; mw - масса молекулы воды; kv = 3 amwV/ 4 rpce -«константа» скорости конденсации пара; a - коэффициент конденсации паров, называемый также коэффициентом аккомодации для процесса конденсации [20]; r - средний радиус частиц конденсата; pce - плотность водяного льда; nv -концентрация паров воды. Концентрация насыщенного водяного пара nvs - над плоской поверхностью конденсата рассчитывалась по формуле Гофф-Грэтча [17].
3. Фотохимия компонентов
В построенной модели химического состава атмосферы Марса учитываются следующие 12 нейтральных компонентов: СО2, СО, О2, О(3Р), 0(1D), О3, Н2О, ОН, Н, НО2, Н2О2, Н2, ионы СО2+ СО2Н и электроны, а также аэрозольная составляющая, образованная частицами конденсата водяного пара, т.е. водяного льда. Для перечисленных компонентов принята схема химических реакций, приведенная в таблице 1. Величины Jk в этой таблице означают скорости фотодиссоциации компонентов на верхней границе атмосферы. Для их расчета использовались величины спектральной плотности потока солнечного УФ-излучения из [21]. Сечения поглощения излучения и фотодиссоциации компонентов были взяты из [22]. Константы ki скоростей остальных реакций взяты из [23].
4. Начальные и граничные условия
Начальный высотный профиль концентрации СО 2 в среднеширотной атмосфере планеты для условий равноденствия определялся из условия гидростатического равновесия для заданного на основе справочной модели атмосферы Марса [24] среднего профиля температуры, скорректированного с учётом данных дистанционных и прямых измерений последних лет, выполненных с борта орбитальных аппаратов Mars Express и MAVEN [9-12]. Давление атмосферы на уровне поверхности задавалось равным 6.1 мбар. Начальные распределения концентраций СО и О2 находились из условия диффузионного равновесия с учётом турбулентного перемешивания в нижней атмосфере при заданном относительном объемном содержании 8х10-4 и 1.3 х10-3, соответственно. Вертикальные распределения концентраций конденсата и паров воды в атмосфере в начальный момент времени t = 0 задавались согласно расчётам [17]. Полное содержание водяного пара в атмосфере для рассматриваемого случая составляет 8 мкм осажденной воды, что примерно соответствует его среднегодовому содержанию в приэкваториальной области планеты, измеренному спектрометром SPICAM на орбитальном аппарате Mars Express в течение пятилетнего периода наблюдений [25]. Начальные концентрации всех остальных компонентов полагались равными нулю.
Таблица 1.
Схема химических реакций модели и константы скоростей
№№
Реакция
Константа 1)1
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10 11 12
13
14
15
16
17
18
19
20 21 22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
СО2 + НУ (40 - 2062) ^ СО + О
02 + НУ (40 - 2062) ^ О + О
03 + НУ (2000 - 3600) ^ О('О) + О2 Н2О + НУ (1515 - 2000) ^ ОН + Н НО2 + НУ (2000 - 3600) ^ О + ОН Н2О2 + НУ (2000 - 3600) ^ ОН + ОН СО + О + СО2 + ^ СО2 + СО2
СО + ОН ^ СО2 + Н О + О + СО2 ^ О2 + СО2 О + О2 + СО2 ^ О3 + СО2 О + О3 ^ О2 + О2 О + Н2 ^ ОН + Н О + ОН ^ О2 + Н О + НО2 ^ ОН + О2 О + Н2О2 ^ Н2О + О2 О + Н2О2 ^ НО2 + ОН О('В) + СО2 ^ О(3Р) + СО2 О('В) + Н2О ^ ОН + ОН О('В) + Н2 ^ ОН + Н Н + НО2 ^ ОН + ОН Н + НО2 ^ Н2О + О Н + НО2 ^ Н2 + О2 Н + О2 + СО2 ^ НО2 + СО2 Н + Н + СО2 ^ Н2 + СО2 Н + О3 ^ ОН + О2 ОН + ОН ^ Н2О + О ОН + Н2 ^ Н2О + Н ОН + О3 ^ НО2 + О2 ОН + НО2 ^ Н2О + О2 ОН + Н2О2 ^ Н2О + НО2 НО2 + НО2 ^ Н2О2 + О2 Н + ОН ^ О + Н2 СО2+ + Н2 ^ СО2Н+ + Н СО2Н+ + е ^ СО2 + Н
1.0x10 2.1x10 3.0x10 1.4x10 2.0x10 7.0x10 4.0x10 8.0x10 2.3x10 2.3x10 1.8x10 3.0x10 3.0x10 4.2x10 8.3x10 4.2x10 2.0x10 1.0x10 2.6x10 1.0x10 3.6x10 1.3x10 8.3x10 4.1x10 1.7x10 3.0x10 1.4x10 3.5x10
Л Г Г
Г Г
32 ехр(-2190/Т) 13 ехр(-116/Т)
33 (300/Т) 2.9 33 (300/Т) 2.5
1 ехр(-2280/Т)
1 ехр(-5000/Т)
1
1 ехр(-500/Т) 1 ехр(-3200/Т)
1 ехр(-3200/Т)
0
0 ехр(-950/Т)
1 ехр(-500/Т)
I ехр(-350/Т)
31 (273/Т) 13
32 (273/Т) 07
II
11 ехр(-550/Т)
11 ехр(-2590/Т)
12 ехр(-956/Т) 11 ехр(-500/Т)
11 Т 05 ехр(-600/Т)
11 ехр(-500/Т)
,-11
ехр(-4000/Т)
,-9
1) Величины Л скоростей фотодиссоциации выражены в см-1; скоростей бинарных реакций - в см3с-1 ; скоростей тримолекулярных реакций - в см6с-1.
На верхней границе атмосферы, в качестве которой выбран уровень нижней границы экзосферы, расположенный приблизительно на высоте Zexo = 225 км, считалось, что диффузионные потоки всех компонентов, за исключением Н,
0
0
Н2 и О, равны нулю. Для Н и Н2 задавались потоки тепловой диссипации по формуле Джинса, для О учитывалась нетермическая диссипация. На нижней границе диффузионные потоки всех компонентов, кроме водяного пара, полагались равными нулю. Средняя величина потока Н2О на поверхности планеты задавалась исходя из условия баланса в атмосфере полной массы водорода и кислорода.
Результаты расчетов
Решение системы нестационарных, нелинейных, дифференциальных уравнений в частных производных химической кинетики (1-7), учитывающей вертикальный массоперенос и описывающей высотное распределение концентраций рассматриваемых компонентов для заданных граничных условий, находилось модифицированным методом Ньютона, разработанным в [18] для решения подобных задач.
На рис.1 представлены рассчитанные высотные профили концентраций основных углеродосодержащих компонентов СО2 и СО, молекулярного кислорода О2, а также химически активного «нечётного кислорода» Ох [О(3/"), О(^) и О3]. Профили рассчитаны для среднесуточных условий в среднеширотной атмосфере Марса в период равноденствия при умеренном уровне солнечной активности. Видно, что лишь концентрация атомарного кислорода имеет максимум на высоте около 66 км, тогда как остальные компоненты (СО2, СО, О2 и О3) имеют максимум концентрации у поверхности планеты. Это обстоятельство указывает на особенно активную роль атомарного кислорода в химии нижней атмосферы Марса.
На рис.2, помимо концентраций СО, О и О3, показанных для сравнения, приведены также высотные профили компонентов «нечетного водорода» НОх (Н, ОН, НО2, Н2О2), играющих важную роль в рекомбинации продуктов фотодиссоциации углекислого газа - СО и О и, таким образом, в поддержании стабильного состава атмосферы. Представлены также профили концентрации водяного пара и льда, находящихся в фазовом равновесии между собой в условиях турбулентного перемешивания нижней атмосферы. Рассчитанные из модели максимумы плотности водяного пара и ледяного аэрозоля располагаются на высотах около 30 км и составляют приблизительно 1012 молекул Н2О на см3.
На основе полученных из модели распределений концентраций компонентов рассчитаны и проанализированы высотные профили объемных скоростей образования Pk и разрушения Lk компонентов атмосферы в результате всех реакций, приведенных в таблице 1. Выше уровня приблизительно в 40 км отсутствие равенства скоростей сублимации льда и конденсации паров Н2О указывает на определенную роль турбулентной диффузии в формировании высотного распределения водяного пара, а также реакции (4) фотодиссоциации Н2О.
Результаты сравнения относительного вклада реакций исследуемой аэрономической модели (см. табл. 1) показывают, какие из них определяют баланс массы рассматриваемых компонентов.
Рис. 1. Высотные профили среднесуточных концентраций основных углеродо-и кислородосодержащих компонентов среднеширотной атмосферы Марса для условий равноденствия и умеренной солнечной активности.
Процесс взаимосвязанных химических превращений в атмосфере инициируется реакциями (1), (4) и (18) фотолиза СО2 и Н2О.
СО2 + ^ ^ СО + О (1)
Н2О + ^ ^ ОН + Н (4)
О(^) + Н2О ^ ОН + ОН (18) Атомарный кислород, образующийся при фотодиссоциации СО2 в результате быстрых реакций (10), (3) и (17) (быстрых по сравнению со скоростью реакции (1) образования О) частично трансформируется в озон:
О + О2 + СО2 ^ Оз + СО2 (10)
Оз + ^ ^ О(^) + О2 (3) О(^) + СО2 ^ О(5,Р) + СО2 (17) Анализ взаимных превращений компонентов «семейства» нечетного кислорода показывает, что разрушение Ох формально обусловлено реакцией (14).
О + НО2 ^ ОН + О2 (14)
Однако необходимо иметь ввиду, что данная реакция не приводит к образованию новой химической связи между двумя атомами О и, поэтому, в отличие от реакций (9) и (13)
О + О + СО2 ^ О2 + СО2 (9) О + ОН ^ О2 + Н (13)
не является реальным процессом рекомбинации О и образования новой молекулы О2. Реакция (14) есть, по существу, реакция «обмена» атома О между семействами Ох и НОх, с отделением от них молекулы О2. От её скорости зависит лишь равновесное соотношение между концентрациями этих компонентов, а не их суммарное содержание.
КОНЦЕНТРАЦИЯ, см-3
Рис. 2. Высотные профили среднесуточных концентраций Н2О (пар и конденсат), компонентов «нечетного водорода» (Н, ОН, НО2, Н2О2) и Н2 в сравнении с профилями концентраций СО, О и Оз в среднеширотной атмосфере Марса для условий равноденствия. Обозначения: водяной пар - штрихпунктирная линия; ледяной аэрозоль - фиолетовая кривая со звездочками.
Точно так же, формально, основным процессом разрушения молекулярного кислорода является реакция (23) объединения О2 и Н в молекулу пергидроксила, который в свою очередь служит источником перекиси водорода, образующейся из НО2 в реакции (31)
Н + О2 + СО2 ^ НО2 + СО2 (23)
НО2 + НО2 ^ Н2О2 + О2 (31)
Химическая связь двух атомов кислорода, присутствовавшая в молекуле О2, посредством реакции (23) лишь переносится в радикалы НО2 и Н2О2. Разрыв
этой связи происходит главным образом в реакциях фотодиссоциации этих радикалов (5) и (6):
НО2 + ^ ^ О + ОН (5)
Н2О2 + ^ ^ ОН + ОН (6)
Цикл химических превращений продуктов фотодиссоциации основной газовой составляющей атмосферы Марса, СО2, завершает быстрая реакция (8) рекомбинации СО2:
СО + ОН ^ СО2 + Н (8)
что и объясняет в итоге наблюдаемую стабильность СО2 в атмосфере этой планеты.
Обсуждение результатов
Как отмечалось в предыдущем разделе, рассчитанные из модели максимумы концентрации водяного пара и его конденсата располагаются на высотах около 30 км. Этот результат хорошо согласуется с данными измерений высотных распределений плотности водяного пара и ледяного аэрозоля спектрометром SPICAM на орбитальном аппарате Mars Express в течение пятилетнего периода наблюдений атмосферы Марса [25]. Согласно этим данным, максимальная концентрация водяного пара и плотность частиц аэрозоля наблюдается на высотах от 30 до 50 км и составляет ~1012 молекул Н2О на см3, что также хорошо согласуется с данными оптических наблюдений [26].
Фотохимия атмосферы Марса подробно исследовалась в работах Краснопольского [27-29]. Данный автор построил и подробно изучил три класса одномерных фотохимических моделей атмосферы Марса, а именно - 1) стационарные модели для глобально-средних условий, использование которых необходимо для корректного описания компонентов с длительными временами жизни (Н2, О2, СО); 2) стационарные модели для локальных условий; 3) нестационарные модели для локальных условий. Модели последнего типа показывают, например, что нечетный водород в ночное время быстро преобразуется в Н2О2 и химические реакции с его участием практически прекращаются [28]. Краснопольский также указал, что при сравнении его результатов, полученных из моделей с данными отдельных наблюдений, возникают серьёзные затруднения [28,29]. Оставляя анализ причин указанных трудностей для дальнейшего исследования, следует отметить, что сравнение построенной в нашей работе глобальной средней фотохимической модели атмосферы Марса, показывает удовлетворительное согласие с результатами моделирования Краснопольского в рамках глобальной средней модели [29].
В работе [9] представлены результаты анализа данных измерений ночного свечения О2(а1А) в полосе 1.27 мкм в атмосфере Марса ИК-спектрометром SPICAM с борта орбитального аппарата Mars Express вблизи южного полюса планеты (82°-83° ю.ш.) в период полярной ночи. Наблюдаемое свечение является результатом рекомбинации атомов О в молекулу О2 в ночной атмосфере. Свечение наблюдалось лишь в нескольких случаях из общего числа 35 измерений на лимбе планеты на высотах 38-49 км.
Восстановленные по данным наблюдений с 4-х орбит высотные профили концентрации атомарного кислорода О имеют максимум на высотах 60-68 км и представлены на рис.3 вместе с профилем концентрации О, рассчитанным из глобальной средней модели данной работы. Из сравнения модельного и восстановленных профилей концентрации О видны значительные различия, как максимумов концентрации О, так и высоты максимума. Для понимания возможных причин этих различий, необходимо, прежде всего, учитывать, что рассчитанные и наблюдаемые профили получены для различных условий.
В высокоширотной атмосфере Марса в период полярной ночи основными процессами химической трансформации атомарного кислорода наиболее вероятно может являться реакция (9) с образованием возбужденного молекулярного кислорода и реакция (10) образования озона
O + O2 + CO2 ^ Оз + CO2 (10),
а также реакции (15) и (16) с участием перекиси водорода
O + H2O2 ^ H2O + O2 (15) O + H2O2 ^ HO2 + OH(16).
Рис. 3. Высотные профили концентраций О, НО2 и Н2О2, рассчитанные для периода равноденствия и умеренного уровня солнечной активности из глобально осреднённой модели химического состава атмосферы Марса в сравнении с профилями атомарного кислорода, восстановленными по данным измерений ночной эмиссии 1.27 мкм молекулярного кислорода спектрометром SPICAM с борта орбитального аппарата Mars Express [9].
Из предварительного анализа результатов сравнения следует, что найденные различия максимальной величины концентрации атомарного кислорода в полярной атмосфере между результатами восстановления профилей концентрации О по данным измерений ночной ИК-эмиссии в полосе 1.27 мкм О2 спектрометром SPICAM [9] и профилями О, рассчитанными из глобальной средней модели настоящей работы, могут иметь две основные причины. Во-первых, вследствие глобальной меридиональной циркуляции верхней атмосферы планеты в ячейках Хедли, восходящих от экваториальных широт к полюсу планеты, то есть циркуляции, генерируемой поглощением энергии солнечного излучения атмосферой в низких и средних широтах и переносом её в высокие широты, существует постоянный переток атомарного кислорода в более холодную приполярную атмосферу. Конвергенция сходящихся к полюсу меридиональных потоков и их последующее охлаждение тепловым излучением атмосферы приводит к формированию нисходящего потока газа из верхних слоев атмосферы, содержащих более высокую концентрацию О за счет его значительной химической продолжительности жизни на высотах свыше 60 км. За счет этого механизма полярная атмосфера постоянно обогащается атомарным кислородом даже в период полярной ночи, когда здесь отсутствуют процессы фотолиза основных кислородосодержащим компонентов атмосферы - СО2 и О2. С другой стороны, в
полярной атмосфере с наступлением ночи практически полностью прекращается образование компонентов нечетного водорода (Н, ОН и НО2). Также отсутствует приток нечетного водорода из атмосферы средних широт, так как в нижней атмосфере в зимний период меридиональная циркуляция направлена от полюса к экватору. Кроме того, концентрация радикала НО2, ответственного за химический «сток» атомарного кислорода в реакции (14) в нижней атмосфере, быстро снижается до нуля за счет превращения его в Н2О2 [29]. А реакции (15) и (16) поглощения атомарного кислорода перекисью водорода протекают на порядки величины медленнее, чем основная реакция (14). В условиях значительного снижения скорости химического поглощения атомарного кислорода в ночной нижней полярной атмосфере и его постоянного притока сюда из верхней атмосферы за счет глобальной меридиональной циркуляции должно происходить увеличение содержания О в полярной атмосфере до некоторого равновесного уровня. При этом приток О в верхнюю атмосферу будет, в основном, уравновешен его рекомбинацией в реакциях (9) и (10) и, возможно, некоторым оттоком к экватору в нижней атмосфере. Однако, детальное исследование динамики и баланса химических компонентов в полярной атмосфере планеты требует разработки, как минимум, локальной модели химического состава атмосферы для высоких широт и различных сезонов года.
Заключение
В работе представлена глобально-осредненная математическая модель химического состава среднеширотной атмосферы Марса, построенная для условий равноденствия и умеренного уровня солнечной активности. Модель основана на численном решении системы одномерных, нестационарных уравнений химической кинетики для продуктов фотолиза углекислого газа, СО 2, а также водяного пара, озона, О2, Н2 и ряда других малых составляющих атмосферы Марса, образующихся под действием солнечного УФ-излучения. Модель учитывает процессы диффузионного и турбулентного вертикального массопереноса малых компонентов при заданных начальных и граничных условиях. Отличительная особенность модели состоит в том, что в ней одновременно с фотохимическими реакциями учитываются также гетерогенные процессы конденсации водяного пара и сублимации частиц водяного льда, протекающие в условиях низких температур и приводящие к образованию наблюдаемых слоев аэрозоля в нижней атмосфере планеты.
Рассчитанная в данной работе из относительно простой физической модели высота максимума слоя аэрозоля, составляет около 30 км, а концентрация водяного пара на этой высоте ~1012 см-3. Эти величины, однако, вполне удовлетворительно согласуются с результатами значительно более сложных расчетов, выполненных недавно на основе трехмерной, гидрологи-ческой модели вертикального и горизонтального переноса водяного пара и частиц льда в атмосфере Марса, учитывающей микрофизические процессы фазовых переходов в облачном слое [25]. Для верификации своей модели авторы использовали базы данных многолетних спектральных измерений водяного пара и ледяных облаков, в том числе, TES (Thermal Emission Spectrometer) с борта MGS (Mars Global Surveyor), SPICAM и PFS (Planetary Fourier Spectrometer) с борта MEX (Mars Express) [25, 26].
Сравнение высотного профиля концентрации атомарного кислорода, рассчитанного из глобальной средней фотохимической модели настоящей работы с восстановленными по данным измерений спектрометром SPICAM интенсивности ночной эмиссии О2(а1А) в ночной полярной атмосфере профилями концентрации О показывает, что между ними имеются значительные различия. Максимум концентрации О, рассчитанной из модели, находится на высоте 66 км и составляет 5.7x1010 см-3, тогда как восстановленные максимальные значения О расположены в интервале высот 60-68 км и варьируются от 1.5x1o11 до 2.5x1o11 см-3 [9]. В целом, рассчитанные концентрации О, за исключением верхней части профиля (выше максимума), оказались значительно ниже восстановленных из результатов измерений SPICAM. Максимальное различие модельных и измеренных концентраций атомарного кислорода имеет место на высотах 40-45 км и составляет около двух порядков величины.
Среди основных причин значительного расхождения теоретических расчетов и результатов, полученных из данных спектрометрических измерений, следует, прежде всего, отметить радикальное отличие условий полярной ночи от глобальных средних условий в атмосфере. В полярной атмосфере в отсутствие поглощения солнечного теплового и УФ-излучения практически отсутствует водяной пар и продукты его фотолиза (НОх), имеющие важное значение для рекомбинации атомарного кислорода, образующегося в при фотодиссоциации СО2. Также в глобальной средней одномерной модели никак не учитывается поток О, переносимый в высокие широты в период полярной ночи. Для детального анализа процессов, протекающих в ночной полярной атмосфере и их учета при решении обратной задачи восстановления профилей концентрации атомарного кислорода по данным измерений эмиссии О2(а1А)2 необходимо, как минимум, построить локальную фотохимическую модель полярной атмосферы Марса для различных сезонов. Также следует поддержать заключение авторов работы [9] о важности проведения дальнейших измерений ночной эмиссии 1.27 мкм О2. Одной из основных целей таких измерений должно стать пополнения статистики редких событий наблюдения свечения О2(а1А)2 в ночной полярной атмосфере Марса, а также получение дополнительных сведений о меридиональном переносе в верхней атмосфере планеты.
Благодарности. Автор выражает благодарность А.С. Кириллову за полезные обсуждения моделирования эмиссии О2(а1А)2 в ночной верхней атмосфере Марса, стимулировавшие проведение данного исследования. Автор также благодарен
0.В. Антоненко за предоставление цифровых профилей атомарного кислорода, восстановленных по данным измерений работы [9].
Литература
1. Kulikov Yu. N., Lammer H., Lichtenegger H.I.M., Penz T., Breuer D., Spohn T., Lundin R. , Biernat H.K. A Comparative Study of the Influence of the Active Young Sun on the Early Atmospheres of Earth, Venus, and Mars // Space Sci. Rev. 2007. v. 129. pp. 207-243..
2. Lammer H., M. Lichtenegger H.I., Kulikov Yu.N., Grießmeier J.-M., Terada N., Erkaev N.V., Biernat H.K., Khodachenko M.L., Ribas I., Penz T., Selsis F. Coronal Mass Ejection (CME) Activity of Low Mass M Stars as an Important Factor for the
Habitability of Terrestrial Exoplanets. II. CME-Induced Ion Pick Up of Earth-Like Exoplanets in Close-In Habitable Zones // Astrobiology. 2007. V.7. pp. 185-207.
3. H. Lammer, J.H. Bredehoft, A. Coustenis, M.L. Khodachenko, L. Kaltenegger, O. Grasset, D. Prieur, F. Raulin, P. Ehrenfreund, M. Yamauchi, J.-E. Wahlund, J.-M. GrieBmeier, G. Stangl, C.S. Cockell, Yu.N. Kulikov, J.L. Grenfell and H. Rauer. What makes a planet habitable? // Astron. Astrophys. Rev. Springer. 2009. v. 17. No. 2. pp. 181-249.
4. N.V. Erkaev, H. Lammer, P. Odert, Yu.N.Kulikov, K.G. Kislyakova. Extreme hydrodynamic atmospheric loss near the critical thermal escape regime. // Monthly Notices of the Royal Astronomical Society. 2015. v.448 (4): p.1916-1921.
5. Kulikov Yu.N., H. Lammer, H.I.M. Lichtenegger, N. Terada, I. Ribas, C. Kolb, D. Langmayr, R. Lundin, E.F. Guinan, S. Barabash, H. K. Biernat. Atmospheric and water loss from early Venus // Planet. Space Sci. 2006. v. 15. pp. 1425-1444.
6. D.M. Hunten. Aeronomy of the lower atmosphere of Mars // Rev. Geophys. Space Phys. 1974. v. 12. p. 529.
7. М.Я. Маров. Планеты солнечной системы //М., изд-во «Наука», 1981, 256 с.
8. В.А. Краснопольский. Фотохимия атмосфер Марса и Венеры // М., изд-во «Наука». 1982. 296 с.
9. A.A. Fedorova, F. Lefevre, S. Guslyakova, O. Korablev, J.-L. Bertaux, A. Reberac, B. Gondet, F. Montmessin. The O2 nightglow in the martian atmosphere by SPICAM onboard of Mars-Express // Icarus. 2012. v. 219. 596-608.
10. S. Bougher, B. Jakosky, J. Halekas et al. (+ 91 coauthors). Early MAVEN Deep Dip campaign reveals thermosphere and ionosphere variability // Science. 2015. v. 350. issue 6261. aad0459-1-7.
11. S.W. Bougher, K.J. Roeten, K. Olsen, P R. Mahaffy, M. Benna, M. Elrod, S.K. Jain, N.M. Schneider, J. Deighan, E. Thiemann, F.G. Eparvier, A. Stiepen, B.M. Jakosky. The structure and variability of Mars dayside thermosphere from MAVEN NGIMS and IUVS measurements: Seasonal and solar activity trends in scale heights and temperatures // J. Geophys. Res. Space Physics. 2017. v. 122. pp.1296-1313.
12. B.M. Jakosky, D. Brain, M. Chaffin, et al. (+129 coauthors). Loss of the Martian atmosphere to space: Present-day loss rates determined from MAVEN observations and integrated loss through time // Icarus. 2018 (accepted for publication).
13. M.B. McElroy, T.M. Donahue. Stability ofthe martian atmosphere // Science. 1972. v/177. p.986.
14. T.Y. Kong, M.B. McElroy. Photochemistry of the martian atmosphere // Icarus, 1977. v. 32. p. 168.
15. М.Н. Изаков, О.П. Красицкий. Модель состава атмосферы Марса // Космические исследования. 1977. т.15. с. 455.
16. V.A. Krasnopolsky, V.A. Parshev. Ozone and photochemistry of the Martian lower atmosphere // Planet. Space Sci., 1979, v.27, p.113.
17. Ю.Н. Куликов, М.В. Рыхлецкий. Моделирование распределения воды в атмосфере Марса // Астрономический вестник. 1983. т. 17. № 3. с.144-152. М., изд-во «Наука».
18. Ю.Н. Куликов. Моделирование турбулентного массопереноса в атмосфере Марса. // Препринт Ин. прикл. матем. им М.В. Келдыша АН СССР, М., 1984, № 40.
19. C.N. Davis. Definitive equations for the fluid resistance of spheres. // Proc. Phys. Soc., 1945, v.57, part 4, p.259.
20. W.G. Courtney. // J. Chem. Phys., 1962, v.36, p.2018.
21. J.P. Delabourdiniere et al. Intercomparison/compilation of relevant solar flux data related to aeronomy (Solar cycle 20). // COSPAR technique manual series, Manual No.7, Bruxelles, 1978.
22. R.D. Hudson. Critical review of ultraviolet photoabsorption cross sections for molecules of astrophysical and aeronomic interest. // Rev. Geophys. Space Phys., 1971, v.9, p.305.
23. T. Shimazaki. A model of temporal variations in ozone density in the martian atmosphere. // Planet. Space Sci., 1981, v.29, p.21-33.
24. A. Kliore, (editor). The Mars Reference Atmosphere. // Jet Propulsion Laboratory, Pasadena, California, 1981.
25. D.S. Shaposhnikov, A.V. Rodin, A.S. Medvedev, A.A. Fedorova, T. Kuroda, P. Hartogh. Modeling the Hydrological Cycle in the Atmosphere of Mars: Influence of a Bimodal Size Distribution of Aerosol Nucleation Particles. // J. Geophys. Res. // Planets, 2018, v. 123. https://doi.org/10.1002/2017JE005384 (Accepted 25 JAN 2018).
26. Fedorova, A. A., Montmessin, F., Rodin, A. V., Korablev, O. I., Maattanen, A., Maltagliati, L., & Bertaux, J. L. // Evidence for a bimodal size distribution for the suspended aerosol particles on Mars. // Icarus. 2014. v. 231, 239-260.
27. V.A. Krasnopolsky. Photochemistry of the martian atmosphere: Seasonal, latitudinal, and diurnal variations. // Icarus, 2006, v.185, 153-170.
28. V.A. Krasnopolsky. Seasonal variations of photochemical tracers at low and middle latitudes on Mars: Observations and models // Icarus, 2009, v.201, 564-569.
29. V.A. Krasnopolsky. Solar activity variations of thermospheric temperatures on Mars and a problem of CO in the lower atmosphere // Icarus. 2010. Vol. 207. Is. 2, p. 638-647.
Сведения об авторе Куликов Юрий Николаевич
к. ф.-м. н., с. н. с., Полярный геофизический институт, Мурманск-Апатиты; E-mail: kulikov@pgi.ru
