К.Я. Кондратьев
ПЛАНЕТ



ЛЕНИНГРАДСКИЙ ОРДЕНА ЛЕНИНА
И ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ
ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ имени А. А. ЖДАНОВА
к. Я. КОНДРАТЬЕВ
МЕТЕОРОЛОГИЯ
ПЛАНЕТ
ИЗДАТЕЛЬСТВО ЛЕНИНГРАДСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
ЛЕНИНГРАД 1977

Печатается по постановлению
Редакционно-издательского совета
Ленинградского университета
УДК 551.5:523.4
Кондратьев К. Я. Метеорология планет. Л., Изд-во Ленингр.
ун-та, 1977. ООО с., ил.— 73, табл.— 12, библиогр.— 650 назв.
Выполненные за последние годы прямые измерения состава
и структурных параметров атмосфер Венеры и Марса при помощи
спускаемых аппаратов АМС, успешное применение методов дистан¬
ционной индикации характеристик атмосфер и поверхностей планет
с АМС-искусственных спутников, плодотворное развитие наземной
радиоастрономии и спектроскопии планет, а также теоретических
исследований существенно расширили наши знания о планетах
солнечной системы. Обсуждение современной информации о Венере
и Марсе в аспекте сравнительной метеорологии планет составляет
главное содержание монографии.
В настоящее время наиболее изученными планетами являются,
кроме Земли, Венера и Марс. Это позволило достаточно детально
рассмотреть в монографии закономерности состава и свойств под¬
стилающих поверхностей Венеры и Марса, условий формирования
на них теплового режима и образования облаков, особенности
атмосферной циркуляции и процессов в верхних слоях их атмосфер.
Монография представляет интерес для широкого круга специа¬
листов в области метеорологии и физики атмосферы, космических
исследований, а также для аспирантов и студентов старших курсов
соответствующих специальностей.
^ ^0604, 20807, 31901 —084	Издательство	Ленинградского
076(02) — 77	университета,	1977 г.

ВВЕДЕНИЕ
Изучение погоды и климата на Земле с давних пор вызывает
большой интерес в связи с тем влиянием, которое оказывают
метеорологические явления на жизнь и хозяйственную деятель¬
ность человека. Именно поэтому к настоящему времени создана
и продолжает развиваться глобальная система обычных и спут¬
никовых метеорологических наблюдений, прилагаются большие
усилия для осуществления проекта Всемирной службы погоды
(ВСП) и Программы исследований глобальных атмосферных
процессов (ПИГАП). В связи с подготовкой к осуществлению
ПИГАП много внимания уделяется разработке численных мето¬
дов прогноза погоды при помощи ЭВМ на срок до двух-трех
недель (такова, по-видимому, предельно возможная предсказуе¬
мость погоды в обычном смысле). Известные успехи при изу¬
чении роли различных физических факторов, определяющих
климат и его изменения, достигнуты в работах по численному
моделированию общей циркуляции атмосферы в ее взаимодей¬
ствии с подстилающей поверхностью (океан, суша, ледяной
покров). Предпринят целый ряд комплексных программ поле¬
вых исследований различных процессов, «управляющих» погодой
и климатом.
Проблема прогноза погоды с двух-трехнедельной заблаго¬
временностью остается, однако, во многом нерешенной. Еще
больше неясных вопросов существует в области исследований
климата и его изменений. Известный вклад в их решение может
внести изучение закономерностей погоды и климата на других
планетах.
Фундаментальной целью исследований планет и их спутников
является решение проблемы происхождения и эволюции Солнеч¬
ной системы, которая имеет не только огромный познаватель¬
ный интерес, но и исключительно важное практическое значение
прежде всего с точки зрения познания законов формирования
и эволюции нашей собственной планеты. Задача настоящей
монографии — обсуждение проблематики метеорологии планет.
Предметом метеорологии планет является изучение закономер-
3

t-юстей состава атмосфер (в том числе свойств облаков), их
теплового режима и динамики, свойств поверхностей планет
л специфики взаимодействия атмосфер с подстилающей поверх¬
ностью. Речь идет, таким образом, о всей той совокупности
явлений, которая определяет условия погоды и климата.
Поскольку существует взаимосвязь между процессами в нижних
(тропосфера) и верхних слоях атмосферы, то в известной мере
должны быть рассмотрены и свойства верхних слоев атмосферы.
Решающий вклад в исследования планет внесло осуществле¬
ние научных программ автоматических межпланетных станций
:<Венера», «Марс», «Маринер», «Пионер» и «Викинг». Есте¬
ственно поэтому, что фактическую основу обсужденных далее
результатов составят главным образом данные АМС, относя¬
щиеся к Венере и * Марсу.
Усиливающийся за последние годы интерес к сравнительной
планетологии (условимся понимать этот термин в более широ¬
ком смысле, чем его земной аналог — геологию, включая в по¬
нятие планетологии изучение планет в целом) определяется
те только стремлением глубже понять закономерности происхож¬
дения и эволюции планет. Есть в этих исследованиях и другой
важный аспект: расширяющиеся сведения.об атмосферах и по¬
верхностях других планет позволяют лучше понять закономер¬
ности процессов, происходящих в земной атмосфере. Изучение
других планет открывает в известном смысле возможности
натурного моделирования атмосферных процессов в условиях,
которые являются экстремальными по отношению к земным
(мощные атмосферы медленно вращающейся Венеры и быстро
вращающихся планет-гигантов, тонкая атмосфера Марса, раз¬
личия химического состава атмосфер, условий образования
облачности, формирования аэрозольных слоев и пылевых бурь
и т. п.). В работах Р. Гуди [23, 140], П. Гираша и др. [137],
Р. Гуди и Д. Уолкера [147], Г. Голицына [21], А. Гинзбурга
и Е. Фейгельсон Ц18], Г. Каттерфельда [34], К. Кондратьева
и сотрудников [12, 37, 41—43, 46] и в обзорных статьях [38—40]
предприняты первые попытки рассмотрения основных проблем
метеорологии планет.
Планеты земной группы — Венера, Земля, Марс — во многих
отношениях (масса, радиус, плотность и т. д.) обладают ясно
выраженными чертами сходства. Однако за последние годы
выявился и целый ряд существенных различий между ними. Так,
например, результаты прямых измерений при помощи АМС
«Венера», а также данные радиопросвечивания с АМС «Мари¬
нер» сильно изменили наши представления о Венере. Помимо
обнаружения путем прямых измерений гораздо более высокой
(около 750 К) температуры поверхности планеты, чем предпо¬
лагалось ранее, спектроскопические данные свидетельствуют об
очень малом содержании водяного пара выше облачного покро¬
ва, а радиоастрономические измерения указывают на низкое
4

содержание водяного пара и в нижних слоях венерианской
атмосферы (по-видимому, общее содержание водяного пара
в атмосфере Венеры в 103—104 раз меньше, чем на Земле).
Исключительно важное значение имели впервые осуществлен¬
ные на АМС «Венера» прямые измерения состава венерианской
атмосферы, скорости ветра, освещенности. Много новых данных
об атмосфере и поверхности Марса позволили получить в по¬
следние годы АМС серии «Марс» и «Викинг».
Отличительное свойство планеты Венера — очень медленное
вращение ее вокруг своей оси, к тому же противоположное
направлению обращения ее вокруг Солнца. Медленное враще¬
ние и связанная с ним малость отклоняющей силы (силы
Кориолиса) придают исследованиям Венеры особый интерес
с точки зрения аналогии с недостаточно изученной на Земле
тропической циркуляцией. Если на Земле замкнутая конвектив¬
ная циркуляция в форме так называемой ячейки Гадлея огра¬
ничивается поясом тропических широт, где сила Кориолиса
мала, то на Венере циркуляция этого типа охватывает гораздо
большую часть планетарной атмосферы. Внимание к исследова¬
ниям общей циркуляции венерианской атмосферы значительно
возросло в связи с неожиданно сложной системой крупно¬
масштабных воздушных течений, обнаруженных в надоблачной
атмосфере Венеры по данным АМС «Маринер-10» и подтверж¬
денных результатами АМС «Венера-9, 10».
Общие черты земной и марсианской атмосфер определяются
близкими величинами силы Кориолиса, наличием суточного
и сезонного изменений метеорологических параметров, вызван¬
ных заметным и почти равным у обеих планет наклонением оси
к плоскости их обращения вокруг Солнца. Важные же различия
состоят в отсутствии на Марсе океанов, малом содержании
водяного пара, гораздо меньшей протяженности и большей не¬
устойчивости облачного покрова. Низкая плотность атмосферы
Марса вблизи поверхности и преобладание углекислого газа,
для которого характерна высокая оптическая активность, опре¬
деляют в условиях Марса большее значение радиационных
процессов (по сравнению с динамическими) как факторов, опре¬
деляющих температурный режим поверхности планеты и ее
атмосферы и влияющих на общую циркуляцию атмосферы (про¬
тивоположная ситуация существует на Венере и Юпитере).
Характерной особенностью погоды на Марсе являются пыле¬
вые бури, охватывающие иногда (как это было, например,
в конце 1971 г. — начале 1972 г.) всю атмосферу планеты. Воз¬
никновение глобальных пылевых бурь и радиационно-обуслов¬
ленная общая циркуляция марсианской атмосферы позволяют
рассматривать Марс как экстремальную модель воздействия
аэрозольных (пылевых) загрязнений атмосферы на метеороло¬
гический режим. Следует в связи с этим отметить важную
проблему влияния запыленности земной атмосферы на совре¬
5

менный климат и на его изменение (см. [13, 38]), которая при¬
влекает сейчас большое внимание, но все еще остается нерешен¬
ной, что делает исследования особенностей метеорологического
режима запыленной атмосферы Марса особенно актуальными.
Большой интерес представляет исследование интенсивных про¬
цессов эрозии марсианского грунта.
Обнаружение на Марсе структур поверхности, напоминаю¬
щих высохшие русла рек, побудило искать объяснение возмож¬
ностей существования на этой планете в прошлом теплого
и влажного климата. Одна из выдвинутых в связи с этим
гипотез сводится к предположению (подтверждаемому некото¬
рыми косвенными данными наблюдений) о проявлении в про¬
цессе эволюции Марса длительного периода повышенной
интенсивности солнечной радиации (вспышки). Очевидно, что
такая «вспышка», если она существовала, должна была вызвать
изменения климата также на Земле и других планетах. Это
обусловлйвает особый интерес к сравнительной палеоклимато¬
логии (климатам геологического прошлого) планет.
Богатый материал для исследований в плане сравнительной
метеорологии дает изучение облаков и условий их формирова¬
ния на различных планетах, вклада облачности в формирование
парникового эффекта. Неустойчивые облака на Марсе и ста¬
бильный глобальный облачный покров на Венере представляют
собой примеры резко контрастных ситуаций. Интересно отме¬
тить, что наиболее вероятное предположение о верхней части
облаков Венеры как состоящих из капель раствора серной
кислоты побуждает обсудить аналогию с аэрозольным слоем
Юнге в земной стратосфере, основным компонентом которого
являются сульфатные соединения. Большой интерес представ¬
ляет изучение роли ядер конденсации в образовании облаков
на различных планетах, специфики взаимодействия облачности
и радиации.
Данные измерений с АМС «Маринер-9» и «Марс-5» обнару¬
жили клочковатое распределение озона в марсианской атмосфе¬
ре. Слой озона на Марсе характеризуется нестабильностью
и пространственной неоднородностью в отличие от устойчивого
слоя озона, который защищает все живое на Земле от губитель¬
ного воздействия жесткой ультрафиолетовой радиации. Утвер¬
дившееся за последние годы предположение о том, что массовые
полеты сверхзвуковых самолетов в стратосфере могут частично
разрушить слой озона, побуждает с особым вниманием изучить
закономерности образования и разрушения его в таких усло¬
виях, когда для слоя озона характерны нестабильность и про¬
странственная неоднородность.
Специфической особенностью Марса являются динамичные
полярные шапки, состоящие из твердой углекислоты (есть осно¬
вание предполагать, однако, и наличие «погребенного» на глу¬
бинах полярных шапок водного льда). Их сезонные вариации
6

вызывают изменения содержания углекислого газа в атмосфере
и соответственно сезонную изменчивость атмосферного давления
у поверхности с амплитудой колебаний 13—14%.
Пристальное внимание ученых привлекают сейчас условия
атмосферной циркуляции на Юпитере, где совмещаются усло¬
вия, характерные для звезды (преимущественно водородный
состав атмосферы, наличие внутреннего источника тепла, боль¬
шая роль конвекции (перемешивания), проявляющаяся в гло¬
бальных масштабах) и планеты [42]. Юпитер с его четырна¬
дцатью спутниками представляет собой подобие миниатюрной
Солнечной системы. Но все же мы резонно называем Юпитер
планетой, потому что основной особенностью звезды является
достижение ею на некоторой стадии эволюции столь высокой
температуры, при которой может начаться термоядерная реак¬
ция. Теоретические расчеты показывают, что это возможно лишь
в случае, если масса небесного тела примерно в 80 раз превос¬
ходит массу Юпитера. У такого «солнца», лишенного условий
для термоядерной реакции, как Юпитер, ■ величина теплового
потока от внутренних оболочек примерно в миллион раз меньше,
чем эмиссия реального Солнца. Исследования Юпитера как
планеты представляют большой интерес, в частности, потому,
что здесь, как и на Земле, удобно наблюдать наглядные прояв¬
ления погоды, изучая динамику облачного покрова по изобра¬
жениям планеты. Начатые уже давно наземные наблюдения,
результаты недавних наблюдении с ДМС «Пионер-10, 11»
наглядно продемонстрировали, что в этом отношении Юпитер
представляет собой пример структуры глобального облачного
покрова с высокой степенью осесимметричности по сравнению
с условиями на Земле и с большой устойчивостью отдельных
элементов этой структуры (Большое Красное Пятно существует,
например, уже по крайней мере в течение нескольких столетий).
Несомненно, что изучение планеты-гиганта, которая примерно
в 11 раз больше Земли, вращается вокруг своей оси в 2,5 раза
быстрее, обладает мощной атмосферой и внутренним источни¬
ком тепла, представляет интерес в плане сравнительной метео¬
рологии планет. На материале, относящемся к Венере и Марсу,
мы рассмотрим далее в монографии основные особенности
метеорологии планет. Вопросы, касающиеся Юпитера, обсуж¬
дены в работе [42].

Глава 1. ВЕНЕРА
Новая глава в исследованиях Венеры — полет АМС «Вене¬
ра-4» и последующие запуски межпланетных станций этой
серии, полеты американских АМС «Маринер», интенсивное раз¬
витие наземных радиоастрономических и спектроскопических
методов. На основе интерпретации разнообразных (иногда про¬
тиворечивых) результатов измерений сложились современные
представления о свойствах атмосферы и поверхности Венеры,
об основных закономерностях процессов, происходящих в атмо¬
сфере и на поверхности планеты. Было бы весьма интересно,
и поучительно проследить эволюцию наших представлений
о Венере за последнее десятилетие. Поскольку, однако, ограни¬
ченные размеры настоящей монографии не позволяют этого
сделать, мы обратимся к обсуждению главным образом совре¬
менных представлений о составе, структурных параметрах, теп¬
ловом режиме и атмосферной циркуляции Венеры — всего того,
что определяет понятие метеорологии планеты. Отметим, что
обстоятельному обсуждению результатов исследований Венеры
посвящены монографии [26, 52] и обзор [40].
Прежде чем переходить к рассмотрению конкретных сведе¬
ний об атмосфере Венеры, необходимо изложить некоторые
соображения об эволюции атмосферы. Анализ данных о строе¬
нии и составе земной коры приводит к выводу о неадекватности
гипотезы однородной аккумуляции веществ типа углеродных
хондритов как основного компонента «космического» вещества,
о чем свидетельствует состав метеоритов [И]. Такого рода
вывод можно распространить и на все планеты земной группы.
Более вероятной является модель неоднородной аккумуляции,
согласно которой вещество планеты должно прогрессивно
накапливаться, начиная с конденсатов, образующихся при
охлаждении первоначально горячей (>2000 К) солнечной
туманности. В таком случае внутренние части,планет состав¬
ляют высокотемпературные конденсаты, а конденсаты, возни¬
кающие при более низкой температуре, постепенно добавляются
снаружи. О достоверности модели неоднородной аккумуляции
8

свидетельствует успешность ее применения для объяснения эво¬
люции и строения земной коры. Опираясь на данные о составе
земной коры и исходя из общности процессов формирования
планет на. ранней стадии их эволюции, К. Турекян и С. Кларк
[290] построили следующую модель состава венерианской
атмосферы:
Газ:	С02	N2	АГ'° Аг36	Ne Кг Хе
Объемная
концентра¬
ция (%):	98,12	1,86	0,02	7,5-10"3 4,3-й0~5 2,7-10“6	2-10“6
Эти данные получены в предположении, что относительные
содержания низкотемпературных конденсатов на Земле и Вене¬
ре одинаковы.
Поскольку Венера и Земля близки по массе, средней плот¬
ности и положению в Солнечной системе, можно предполагать,
что обе планеты образовались из более или менее одинакового
вещества, испытали сходную эволюцию и имеют похожие атмо¬
сферы. Так как последнее не соответствует действительности,
интересно обсудить возможные факторы различия эволюции
атмосфер Венеры и Земли, которая стала причиной существен¬
ных различий их современной структуры и состава [301].
Масса атмосферы Венеры, состоящей главным образом из
углекислого газа, равна 5,3 • 1023 г, что почти соответствует
содержанию СО2 в земной коре (5,1 • 1023 г). Подобное совпаде¬
ние побуждает предположить схожесть состава ранних атмо¬
сфер Венеры и Земли, в ходе эволюции которых углекислый
газ на Земле оказался захваченным земной корой, а на Венере
сохранился в атмосфере благодаря высокой температуре по¬
верхности. Такие предположения являются, однако, весьма спе¬
кулятивными. Следует предположить, что на Венере, как и на
Земле, атмосфера имеет вторичное происхождение, образо¬
вавшись из газов, выделенных твердой оболочкой , планеты.
В связи с этим специфические модели эволюции обусловлены
различными гипотезами относительно дегазации.
Одна из гипотез состоит в том, что дегазация произошла
мгновенно в результате гравитационного нагревания, связан¬
ного либо с последней стадией аккумуляции вещества планетой,
либо с выделением коры в первоначально однородной массе
планеты. Вероятно, главной причиной, обусловившей различие
эволюции атмосфер Венеры и Земли, была невозможность кон¬
денсации водяного пара на поверхности Венеры ввиду ее бли¬
зости к Солнцу. Это явление получило название «убегающего»
парникового эффекта, поскольку парниковый эффект, обуслов¬
ленный водяным паром, вызывает более быстрое увеличение
температуры поверхности планеты по мере роста упругости
водяного пара, чем температуры конденсации. Существует кри¬
тическая величина поглощенной солнечной радиации, опреде-
9

ляющая появление «убегающего» парникового эффекта. По-ви¬
димому, на Венере поглощенная радиация превышает критиче¬
скую величину.
Если предполагать, что ранняя атмосфера Венеры содер¬
жала много водяного пара (в количестве, обеспечивающем
атмосферное давление у поверхности, равное 257 атм *), то учет
разрушения молекул воды в верхней атмосфере посредством
фотолиза и последующей диссипации водорода со скоростью
порядка 1013 молекул/(см2 • с) (4,3- 1016 г/год для всей пла¬
неты) приводит к выводу, что потребовался бы всего 31 млн
лет для полного уничтожения воды. Можно во всяком случае
предположить, что за срок менее 200 млн лет в атмосфере
должно было остаться не более нескольких процентов водяного
пара. При малом содержании водяного пара происходило уве¬
личение концентрации серной кислоты в каплях облаков и пони¬
жение упругости водяного пара до величин, наблюдаемых
в настоящее время. По мере поглощения атмосферного кислоро¬
да твердой оболочкой состав венерианской атмосферы посте¬
пенно приближался к современному.
Хотя гипотеза мгновенной дегазации может быть не очень
реалистичной, она иллюстрирует наиболее важные аспекты
эволюции атмосферы Венеры. Использование альтернативной
гипотезы медленной дегазации за время порядка 1 млрд лет-
приводит к иной эволюции атмосферы (отсутствует, в част¬
ности, стадия преобладания водяного пара) на ранних этапах,
но сходному заключительному этапу эволюции. Д. Уолкер
отметил [301], что для решения проблемы эволюции венериан¬
ской атмосферы важны данные о свойствах поверхности пла¬
неты и тектонических процессах.
§ 1. Состав и структурные параметры (модели атмосферы)
Некоторые общие сведения о Венере. Основные сведения
о Венере как планете (орбитальные данные, масса и т. д.) можно
найти в известных монографиях и обзорах (см., например, [11,
21—23, 33, 37, 40, 45, 52, 58, 60, 82, 143—147, 282 и т. д.]). При¬
ведем здесь лишь следующие данные, заимствованные из ра¬
боты Д. Хантена и Р. Гуди [172]:
Продолжительность года (земн. сут.)
224,70
Синодический год (земн. сут.) .
583,92
Сидерические сутки (земн. сут.)
243,09
Солнечные сутки (земн. сут.)
116,77
Радиус (км)
6053
Высота видимых облаков (км)
57
* В Международной системе единиц (СИ) в качестве единицы давления
принят паскаль (Па): 1 Па = 10-5 атм = 10~2 мбар = 1,02-10-5 кгс/см2 =
= 7,5024-10~3 мм рт. ст.
10

Для понимания процессов, происходящих в атмосфере Вене¬
ры, необходимы прежде всего сведения о составе атмосферы
(включая облака), особенностях ее теплового режима и дина¬
мики. Проблемы атмосферной циркуляции, а также состава
и структуры облаков будут обсуждены далее (§ 2—4). Обра¬
тимся поэтому сейчас к рассмотрению закономерностей состава
нижних слоев атмосферы и вертикальных профилей структур¬
ных параметров. На рис. 1 изображена схематическая верти¬
кальная структура атмосферы Венеры, построенная по аналогии
с земной атмосферой Р. Ноллом и М. Макэлроем [217].
Рис. 1. Вертикальная структура атмосферы
Венеры.
Несмотря на широкую известность данных АМС «Венера-4»,
следует еще раз кратко упомянуть их здесь, имея в виду пио¬
нерский характер исследований, выполненных при ее помощи
[15—17, 300]. Аппаратура, использованная на АМС «Венера-4»
для прямых измерений химического состава (углекислого газа,
азота, кислорода и водяного пара), включала 11 газоанализато¬
ров, состоявших из двух партий, из которых первая (5 ячеек)
сработала при давлении около 0,73 атм, а вторая (6 ячеек) —
и

около 2 атм. Температура среды на этих уровнях составляла
298±10 и 363±10 К соответственно. Анализ результатов изме¬
рений впервые показал, что венерианская атмосфера состоит
в основном из углекислого газа: 90± 10%. Содержание кис¬
лорода не может превышать 1 —1,5% и азота — 7% (возможно
меньше 2,5%). Массовая концентрация водяного пара составля¬
ет 1—8 мг/л. Не исключено присутствие в атмосфере Венеры
малых количеств аргона и других инертных газов.
Как отметили Ю. Ветухновская и А. Кузьмин [j4], данные
осуществленных на АМС «Венера-4» прямых измерений состава
и структурных параметров венерианской атмосферы позволили
более надежно интерпретировать полученные ранее результаты
наземных радиоастрономических и радиолокационных измере¬
ний и на основе совместного анализа всей этой информации
получить новые сведения об атмосфере Венеры. Измерения
состава атмосферы дали, в частности, возможность объяснить
изменчивость радиояркостной температуры и эффективной пло¬
щади сечения отражения радиолокационного сигнала (погло¬
щение радиоизлучения обусловлено главным образом углекис¬
лым газом), тогда как радиоастрономические и радиолокацион¬
ные измерения позволили оценить температуру и давление на
уровне средней поверхности планеты.
Анализ результатов радиоастрономических и радиолокацион¬
ных измерений привел А. Кузьмина к выводу [50—52, 108], что
температура у поверхности Венеры равна 700± 100 К, а атмо¬
сферное давление составляет 65 tf5 атм, хотя возможно и более
низкое значение температуры (650К), но более высокое
давление (130 атм). Данные прямых и радиозатменных измере¬
ний показывают увеличение температуры и давления в 50-кило-
метровом диапазоне высот (с уменьшением высоты) от 240 до
600 К и от 0,03 до 27 атм соответственно. Согласно первона¬
чальным данным, наиболее вероятные значения температуры
и давления у поверхности составляют 700± 100 К и 75^25 атм.
Радиоастрономические наблюдения указали на отсутствие
заметных различий температуры поверхности Венеры на ночной
и дневной сторонах. Исследование распространения радиоволн
в плотных нижних слоях атмосферы, проведенное Н. Крупенио
и А. Наумовым, привело их к интересному выводу [49] о воз¬
можности сверхрефракции радиоволн: радиоволны должны оги¬
бать поверхность планеты при зенитных углах 0>84°, если дав-,
ление у поверхности ps~50 атм, и 0>82° при ps~70 атм.
В связи с интерпретацией данных радиоастрономических
измерений параметров атмосферы и поверхности Венеры
Д. Мулеман и др. выполнили расчеты теплового радиоизлучения
[211] для различных моделей атмосферы (см. также [65]); Для
большей части моделей оказалась характерной малая оптиче¬
ская толщина в сантиметровом диапазоне. Однако радарные
12

исследования указывают на то, что при длинах волн короче
4 см непрозрачность атмосферы Венеры достаточно значительна.
Поэтому Д. Мулеман и др. рассмотрели также результаты опре¬
деления непрозрачности для СВЧ-диапазона. Измерения кажу¬
щейся отражательной способности поверхности обнаружили
ее значительный рост при увеличении длины волны от 3,6 см
до 1 м. Эти данные согласуются с результатами расчетов для
модели, определяющей истинную отражательную способность,
равную 15,1 ±0,6%, что соответствует диэлектрической постоян¬
ной 4,80±0,30, и обратную пропорциональность оптической
толщины атмосферы квадрату длины волны.
Расчеты микроволнового эмиссионного спектра Венеры для
величин давления у поверхности, равных 60; 78; 100 атм, темпе¬
ратуры 725 К и атмосферы, состоящей из углекислого газа,
показали, что результаты такого рода расчетов недостаточны
для определения давления по микроволновому спектру. Для
этого требуется дополнительная информация о распределении
температуры и поляризации по диску планеты, которая может
быть получена.на основе использования интерферометрических
методов.
Сравнение результатов вычислений микроволнового излуче¬
ния для моделей атмосферы, состоящей из углекислого газа,
азота и водяного пара, с измеренными величинами привело
к выводу, что, если венерианская атмосфера состоит только из
углекислого газа, давление у поверхности Венеры составляет
78,5± 1,6 атм, а температура равна 725 К. В этом случае масса
углекислого газа в атмосфере Венеры достигает 4,25- 1023 г, что
находится в хорошем согласии с оценкой количества углекис¬
лого газа, которое выделилось из внутренних частей Земли при
образовании земной коры.
Наземные радиоастрономические измерения, выполненные
М. Янссеном и др. [297], указали на малость содержания водя¬
ного пара в атмосфере Венеры.
Полученные при помощи АМС «Венера-4» результаты были
использованы для построения первой эмпирической модели
структуры атмосферы, описанной В. Авдуевским и др. [1—3, 90,
91] (вертикальные профили давления, температуры и плот¬
ности), в предположении следующего химического состава
атмосферы: 90% углекислого газа и 10% азота (средний моле¬
кулярный вес равен 42,4).
Состав. Сводку современных сведений о составе и структур¬
ных параметрах атмосферы по данным АМС «Венера» можно
найти в монографиях [26, 52] и обзорах [55, 56, 204], где, в част¬
ности, приведены основные характеристики .аппаратуры, уста¬
новленной на советских межпланетных станциях, (см. также
[4]. Данные АМС «Венера-7, 8» обсуждены также в работах
[35, 36, 69, 205, 292]. В табл. 1 приведены результаты измерений
состава атмосферы по данным АМС «Венера-4—6», полученным
13

Таблица 1
Результаты измерений химического состава атмосферы Венеры
при помощи АМС «Венера-4—6»
Давление,
атм
Темпера¬
тура., К
Измеренные объемные концентрации
АМС
СО.,, %
N.,, %
о.2, %
Н20, мГ/л
0,6
-298
97 + 4
<3,5
—
-11
„Венера-5“
0,7
-298
90+10
<7
>0,4
>0,7
„Венера-4“
2,0
358
—
—
<1,5
<8
„
2,0
358
>56
<9,5
* 0,3
-6
„Венера-6“
5,0
423
>60
<4
>0,1
>0,7
„Венера-5“
5,0
423
—
<4
<0,1
—
10,0
493
>30
<2,5
<0,1
>0,7
„Венера-6“
10,0
493
—
<2,0
<0,2
—
-
А.	Виноградо/вым, Ю. Сурковым и Б. Андрейчиковым [16]. Как
видно, эти измерения были осуществлены на восьми уровнях
в диапазоне давлений от 0,6 до 10 атм. Главный результат изме¬
рений состоит в установлении того факта, что атмосфера Вене¬
ры почти целиком состоит из углекислого газа. Содержание
азота (если он вообще существует) может быть вероятнее всего
лишь незначительным, не превосходя 3—5%. Практически
отсутствует в венерианской атмосфере молекулярный кислород
и очень мала (поблизости от уровня верхней границы облаков)
относительная концентрация водяного пара, составляющая
^1% (данные таблицы требуют уточнения).
Наземные спектроскопические измерения дали еще меньшие
величины возможного верхнего предела относительного содер¬
жания кислорода и водяного пара. Это можно видеть из
табл. 2, составленной М. Маровым и О. Рябовым [205] по всем
имевшимся данным измерений. Здесь приведены также сведения
относительно многих других малых газовых компонентов атмо¬
сферы Венеры. Данные, содержащиеся в табл. 2, получены
на основе использования методик измерений, указанных
в третьем столбце. Эти данные соответствуют среднему молеку¬
лярному весу 43,4 на высотах до 120 км, где объемная кон¬
центрация С02 считается неизменной. В тех случаях, когда
для одного и того же компонента указаны различные величины
его относительного содержания в атмосфере, это означает, что
данные разных измерений расходятся. Сопоставление результа¬
тов прямых и спектроскопических измерений побуждает сделать
вывод, что величины содержания кислорода, полученные по
данным АМС «Венера-4» (см. табл. 1), следует считать завы¬
шенными.
14

Таблица 2
Химический состав атмосферы Венеры
по данным спектроскопических и прямых измерений
Газ
Отношение смеси
Метод
СОо
+0,03
0.97 '
—0,04
“Венера-4 — 6“
N2j инертные газы
2 • 1СГ2
Г9
Н20
(0,6 - 1,1) • КГ2
п
(1 ± 1) • 1(Г3
Радиоастрономический
~ (7 • 1(П5)
Спектроскопический
(0,6- 1) • 1(Г6
02
<10~3
“Венера-5,6“
<1СГ5
Спектроскопический
со
Ю
1
О
ОО4
1
НС1
2 • 1(Г7
<10~6
ОАО*
HF
(1 —3) • 1(П9
Спектроскопический
СН4, СН3С1, CH3F,
С2Н2, HCN
<1(Г6
03
Л
о
1
00
ОАО
< (3 • КГ9)
Спектроскопический
so2
Л
со
о
1
00
ОАО
<1(Г8
Спектроскопический
COS
со
1
о
V
> 10—8
<1(Г7
ОАО
с302
< (5 • 1<Г7)
Спектроскопический
<1<Г7
ОАО
H2S
< (2 • 1(Г4)
Спектроскопический
<1(Г7
ОАО
Н3
00
1
о
со
V
Спектроскопический
NH3
со
1
о
J
т
о
“Венера-8“
Л
о
1
-vj
ОАО
<1(Г5
Радиоастрономический
* ОАО — орбитальная астрономическая обсерватория, данные которой
относятся к значению содержания углекислого газа, равному 1 атм • км.
15

Продолжение табл. 2
Газ
Отношение смеси
Метод
N0
<10”6
ОАО
no2
<1(Г8
„
n2o4
< (4 • КГ8)
»
нсно
<1(Г6
„
СН3СНО и альдеги¬
ды более высокого по¬
рядка
<1(Г6
у,
СН3СОСН3 и кетоны
более высокого порядка
<1<Гб
у,
Что касается расхождений результатов прямых и спектро¬
скопических измерений содержания водяного пара, то в данном
случае причиной расхождений могут быть и различия в уровнях,
к которым относятся рассматриваемые данные (спектроскопи¬
ческие данные характеризуют влажность надоблачной части
атмосферы). Существенно, что, согласно данным АМС «Венера»,
концентрация водяного пара значительно уменьшается с умень¬
шением высоты над поверхностью планеты. Наземные спектро¬
скопические измерения указывают на присутствие водяного
пара в надоблачной части атмосферы (около 30—40 мкм) и об¬
наруживают, что интенсивность линий поглощения водяным
паром в полосе 0,83 мкм больше над экватором, чем над полю¬
сом.
За последние годы на 2,7-метровом рефлекторе Макдональд-
ской обсерватории осуществлялись регулярные спектроскопиче¬
ские измерения содержания углекислого газа и водяного пара
в атмосфере Венеры. Усовершенствование спектрометра позво¬
лило регистрировать контуры линий гораздо быстрее (за
10—15 мин), чем это делалось ранее (за 1—2 ч), что дало воз¬
можность получать профиль линий углекислого газа и водяного
пара для нескольких участков диска планеты в периоды благо¬
приятных условий наблюдений (за несколько часов). Как пра¬
вило, полученные результаты относятся к Р-ветви с 7 = 8689 А
линии углекислого газа и с 7 = 8197 А линии водяного пара.
Интерпретация данных по водяному пару за 1972—1974 гг.,
выполненная Э. Баркером [92] на основе модели отражающего
слоя (эффективное давление равно 136 мбар, а температура
250 К), привела к выводу, что общее содержание водяного пара
в случае двойного прохождения лучей (до отражающего слоя
и обратно) достигает 30 «мкм» осажденной воды или более
только для диапазона фазовых углов 30°<0'<110°. При других
16

фазовых углах (20°<0’<30°;	110°<О’< 162°) наблюдались
l^ri&^lO мкм, где w — масса водяного пара в вертикальном
столбе атмосферы; ц —воздушная масса (с учетом двойного
прохождения). Для диапазона 30°<г<110° на освещенной части
диска Венеры нет какой-либо зоны преобладания содержаний
водяного пара в интервале 1 мкм^т]Ш^77 мкм.
Данные для линии углекислого газа с >. = 8689 А обнаружили
полупериодические вариации относительной интенсивности
линий. Семь серий наблюдений выявили амплитуду вариаций
порядка 20—50% при периодах 4, 6 и более 9 земн. сут. Анализ
зарегистрированных одновременно (в пределах 1—3 с) 115 пар
линий углекислого газа и водяного пара за 35 дней 1972—
1974 гг., сгруппированных по восьми периодам времени, относя¬
щимся к одинаковым фазовым углам, не обнаружил корреляции
величин содержания углекислого газа и водяного пара, за
исключением одного случая. В этом случае (29 сентября 1972 г.)
имела место положительная корреляция содержания водяного
пара и относительных интенсивностей линий углекислого газа
8689 и 7820 А, зарегистрированных в тот же день. Сравнение
данных за 25 отдельных дней выяцило существование положи¬
тельной корреляции в один из этих дней, слабой отрицательной
корреляции за два другие дня и полное отсутствие корреляции
для 22 дней. Отсутствие рассматриваемой корреляции побуждает
сделать вывод, что либо уровень формирования линий водяного
пара не флуктуирует в фазе с флуктуациями наблюдаемого
поглощения углекислым газом, либо горизонтальное распреде¬
ление водяного пара должно быть существенно неоднородным.
На АМС «Венера-8» были впервые осуществлены прямые
измерения содержания аммиака [79, 80]. Результаты измерений
на высотах около 46 и 33 км показали, что относительная
объемная концентрация аммиака не превосходит 0,01—0,1%.
Обнаружение аммиака в атмосфере Венеры позволило Ю. Сур¬
кову, В. Андрейчикову и О. Калининой предложить аммонийную
модель облачного слоя Венеры, согласно которой облака явля¬
ются трехслойными и в верхней части представляют собой смесь
аммонийных солей с водным льдом [79]. Возникает, однако,
необходимость выявления причин сильного расхождения вели¬
чин предельно возможного содержания аммиака по данным
прямых и спектроскопических измерений (см. табл. 1), хотя эти
данные и относятся к разным высотам (см. также [139]).
Особое место при изучении состава атмосфер планет зани¬
мает проблема водяного пара. Актуальность исследовании
содержания водяного пара в атмосферах планет определяется,
в частности, его значительной ролью как индикатора эволюции
планетарных атмосфер. В связи с этим У. Финк и др. [303]
обсудили результаты интерпретации инфракрасных спектров
Венеры, зарегистрированных при помощи фурье-спектрохметра,
установленного на борту самолета-лаборатории «Конвэр-990».
2 3955
17

Были рассмотрены данные пяти полетов в январе и в феврале
1969 г. на высоте около 12,2 км (над тропопаузой). В некото¬
рых случаях удалось зарегистрировать спектры Луны до и после
регистрации венерианских спектров, что позволило надежно
проконтролировать влияние водяного пара в земной страто¬
сфере. Для уверенного определения содержания водяного пара
в надоблачном слое атмосферы Венеры измеренные спектры
сопоставлены со спектрами, вычисленными с учетом тонкой
структуры спектра поглощения для различных моделей вене-
рианской атмосферы (специальный анализ показал, что про¬
филь линий можно считать лоренцовым)..
По данным радиометрических самолетных измерений и реги¬
страций инфракрасных спектров Луны оценка общего содер¬
жания водяного пара в земной стратосфере дала величину
около 8,5 «мкм» осажденной воды. Дополнительное поглощение
в полосах 1,4; 1,9 и 2,7 мкм спектра Венеры может быть припи¬
сано влиянию венерианского водяного пара. Сравнение с рас¬
четными данными для модели однородного отражающего слоя
облаков дало среднее (по данным измерений для полос 1,4; 1,9
и 2,7 мкм) содержание, равное 1,6±0,36 «мкм» для двойного
прохождения лучей через надоблачный слой. В случае модели
изотропно рассеивающего, полубесконечного облака содержа¬
ние водяного пара составило 0,25±0,10 мкм. Соответствующие
величины отношения смеси (с учетом содержания углекислого
газа) составляют 0,6 • 10—6 и 1,0 • 10-6, т. е. согласуются доста¬
точно хорошо. Сравнение с ранее полученными спектроскопи¬
ческими данными показывает, что новые оценки дают, как
правило, содержание водяного пара на один-два порядка вели¬
чины более низкое, что нельзя объяснить возможным влиянием
временных вариаций содержания водяного пара. У. Финк и др.
считают [303], что полученная величина отношения смеси поряд¬
ка 10_6 характерна для всей толщи венерианской атмосферы.
Обсуждая проблему эволюции водяного пара в атмосфере
Венеры, Л. Смит и С. Гросс отметили [270], что. если твердая
оболочка планеты выделяла газы в ходе ее эволюции подобно
Земле, то на ранней стадии эволюции венерианская атмосфера
должна была состоять преимущественно из водяного пара.
В такой атмосфере должна происходить диссоциация в слое
мезосферы (где температура составляла 200—300 К), порож¬
дающая атомарный и молекулярный водород, атомарный
и молекулярный кислород, некоторое количество гидроксила
и озона, а также некоторые малые компоненты (например,
Н02). При этих условиях в термосфере будут доминировать ато¬
марный и молекулярный водород, а на больших высотах
(в экзосфере) — атомарный водород. В результате поглощения
ультрафиолетовой солнечной радиации водородом температуры
экзосферы может достигать 100 000 К и обусловливать значи¬
тельную потерю вследствие диссоциации не только водорода,
18

но и кислорода. В то же время углекислый газ, находящийся
главным образом ниже мезопаузы, мог аккумулироваться до
ныне существующего уровня (тогда как водяной пар подвер¬
гался диссоциации, а его компоненты диссипировали вследствие
высокой температуры атмосферы).
Если считать, что Венера сформировалась из той же смеси
материалов, что и Земля, и если учесть существование интен¬
сивной тектонической активности и довольно быстрой дегазации
на ранних стадиях ее развития, то можно сделать вывод, что
в течение первых 1—2 млрд лет эволюции она могла потерять
большое количество водяного пара и приобрести состав, в кото¬
ром резко доминирует углекислый газ.
Поскольку было высказано предположение, что радикал
С100 является важным компонентом цикла химических реак¬
ций в атмосфере Венеры, обеспечивающего воспроизводство
углекислого газа, который превращается в окись углерода
и молекулярный кислород под влиянием фотодиссоциации
в верхних слоях атмосферы, Р. Принн [238—241] проанализиро¬
вал условия, определяющие существование и стабильность упо¬
мянутого радикала. Оказалось, что диссоциация СЮО в верх¬
ней атмосфере достаточно медленна, что обусловливает воз¬
можность реакции СЮО + СО СЮ + СО2, продуцирующей
углекислый газ, и объясняет малую концентрацию окиси угле¬
рода и молекулярного кислорода в атмосфере Венеры.
Следует подчеркнуть, что вопрос о содержании малых опти¬
чески активных компонентов требует дальнейших тщательных
исследований, поскольку от наличия достоверной информации
об этих компонентах в существенной степени зависит изучение
факторов, определяющих тепловой режим и динамику атмосфе¬
ры (см. также [148, 169, 199]).
Структурные параметры. Прямые измерения на АМС «Вене¬
ра», радиорефракционн&е измерения на АМС «Маринер», кос¬
венные данные наземных радиоастрономических и спектроско¬
пических измерений позволили получить довольно обширные
сведения о вертикальных профилях структурных параметров
атмосферы Венеры. Известные трудности интерпретации первых
данных АМС «Венера» возникли при осуществлении привязки
полученных данных по высоте. Однако анализ всех имеющихся
результатов позволил их преодолеть (см. [204]).
Заметим в этой связи, что топография поверхности Венеры
оказалась гораздо более гладкой, чем это первоначально пред¬
полагалось Д. Кемпбеллом и др., Н. Крупенио, Р. Саундерсом
и др. [184, 262, 299]. Радиолокационные измерения обнаружили
лишь неровности рельефа, не превышающие нескольких кило¬
метров. Хотя радиолокационная карта Венеры указывает на
существование большого числа кратеров, радиус которых дости¬
гает иногда 160 км, глубина этих кратеров (даже крупнейших)
не превышает 400 м. Выполненные на АМС «Венера-8» измере-
19

ния физико-химических свойств поверхности показали, что
в районе спуска АМС поверхностный слой планеты довольно
рыхл, а плотность грунта составляет немногим более 1,5 г/см3.
Измерения его гамма-излучения позволили установить, что
грунт содержит около 4% калия, 0,0002% урана и 0,00065%
тория, напоминая по содержанию радиоактивных элементов
земные гранитные породы [5].
При радиорефракционных измерениях серьезной проблемой
является само по себе извлечение сведений о структурных
параметрах по данным такого рода измерений (см., например,
р, кг /см2
Рис. 2. Характерные вертикальные профили струк¬
турных параметров 'атмосферы Венеры.
[24, 25, 246]). Серьезные трудности представляет также интер¬
претация спектроскопических и радиометрических данных [62,
226]. Все это вызывает определенные противоречия в имеющихся
результатах, но не препятствует их обобщению для построения
моделей вертикальных профилей структурных параметров..
Стремясь избежать повторения такого рода материалов, содер¬
жащихся в монографиях [26, 52] и многочисленных обзорах
(см., например, [10, 169, 170, 173, 194, 197—200 229, 258]), рас¬
смотрим лишь современные модели.
М. Маров, О. Рябов, Г. Фьелдбо и др. предприняли обобще¬
ние [55, 130, 204, 205] всех данных АМС «Венера-4—8» и «Мари-
нер-5» для построения модели вертикальной структуры вене-
рианской атмосферы. На рис. 2 представлены типичные верти¬
20

кальные профили температуры, давления и указано положение
верхней границы облаков. По данным «Венеры-7» температура
поверхности планеты составляет 747±20 К*. Вертикальной
координатой служат здесь как планетоцентрическое расстояние
(г), так и высота (ft) над средним уровнем поверхности Венеры.
Анализ результатов измерений показал, что «Венера-7» совер¬
шила посадку примерно на среднем уровне поверхности, что
соответствует г = 6050-^6052 км. Этот вывод хорошо согласуется
с результатами наземных радио¬
локационных измерений радиу¬
са Венеры, которые дали
г = 6050±5 км. На рис. 3 пред¬
ставлены данные о вертикальных
профилях температуры в ниж¬
них слоях атмосферы Венеры.
Результаты всех измерений
температуры в свободной атмо¬
сфере согласуются вполне уд >
влетворительно. В нижнем 60-ки¬
лометровом слое вертикальный
профиль температуры соответст¬
вует распределению температу¬
ры, типичному для атмосферы,
находящейся в конвективном
равновесии. Постоянный верти¬
кальный градиент температуры
в этом слое составляет около
8,6%ш. Детальный анализ дан¬
ных обнаруживает, однако, неко¬
торые отклонения от адиаба¬
тического шрофиля температуры
в диапазоне высот 30—40 км
и особенно на высотах меньше
23 км. Вблизи уровня 50 км
и в слое 80—90 км наблюдаются
инверсии. Минимальная темпера¬
тура (примерно 195 К) имеет
место на высоте около 105 км. Происходящий	выше	этого	уров¬
ня рост температуры обусловлен (как и в земной атмосфере)
нарастающим по величине (до некоторой высоты) поглощением
ультрафиолетовой солнечной радиации. Вертикальный градиент
температуры, полученный по данным наблюдений затмений
Регула, составляет, при планетоцентрическом расстоянии
/ ~6169 км около 2,2°/км, а абсолютная	величина	температуры
на этом уровне равна 220 К.
Рассматриваемая совокупность данных измерений дает сред¬
нюю величину атмосферного давления у поверхности около
* В последней модели М. Марова и О. Рябова Ts = 757 К [205].
200	400	600	600
Г,К
Рис. 3. Оптимальный и экстре¬
мальные вертикальные профили
температуры в нижних слоях ат¬
мосферы Венеры:
1 — наиболее вероятный профиль (пла-
иетоцентрическое расстояние поверхно¬
сти г = 6050 км); 2 — максимальная тем¬
пература (максимальный молекчлярный
вес, равный 44; г = 6046 км); 3 — мини¬
мальная температура (минимальный
молекулярный вес. равный 41,2;
/=6054 км).
21

/?$■= 90 атм. Следует заметить, что результаты различных назем¬
ных спектроскопических измерений позволяют считать атмо¬
сферное давление на уровне верхней границы облаков равным
0,1—0,2 атм, что вполне согласуется с данными прямых изме¬
рений.
В. Мороз переработал все данные АМС «Венера-4—8»
(высоты от 0 до 55—58 км) и «Маринер-5» (интервал высот
40—80 км), а также другую информацию, имевшуюся к ноябрю
1973 г. [61], для построения новой рабочей модели атмосферы
Венеры, обратив особое внимание на анализ данных, относя¬
щихся к диапазону давлений 0,1 — 1 атм. Эта модель рассчитана
в предположении чисто углекислой атмосферы, что соответ¬
ствует молекулярному весу 44,0. Модель В. Мороза охватывает
диапазон высот 0—150 км, причем в качестве наиболее досто¬
верных данных измерений для диапазона 0—40 км взяты резуль¬
таты АМС «Венера», а для слоя 40—75 км — данные «Мари¬
нер-5». Выше 75 км использованы результаты теоретических
расчетов.
Анализ р—Г-диаграммы, на которую были нанесены все
данные, и сопоставление ее с адиабатой для 100%-ного содер¬
жания углекислого газа показали, что результаты прямых
и радиорефракционных измерений находятся в хорошем согла¬
сии, а ниже уровня р = 2 атм, Т = 370 К данные измерений
вполне удовлетворительно аппроксимируются адиабатой. При¬
вязка данных по высоте была сделана с использованием баро¬
метрической формулы, причем в качестве начального был при¬
нят уровень, которому соответствует Г.*. = 750 К. Адиабатическая
экстраполяция к этому уровню приводит к ps=100±7 атм.
Рассматриваемому уровню соответствует планетоцентрическое
расстояние, равное 6051 км. Все эти данные согласуются с усло¬
виями места посадки «Венера-7», которое на 1 км ниже уровня
места посадки «Венера-8».
В табл. 3 воспроизведен основной вариант рабочей модели
атмосферы Венеры, предложенной В. Морозом [61]. Экстремаль¬
ные (максимальный и минимальный) варианты заметно отли¬
чаются от основного лишь на высотах более 70 км. Главные
различия по сравнению с моделью М. Марова [55] состоят в сле¬
дующем: 1) более высокая температура в слое 45—60 км (на
20—30°) и выше 70 км; 2) более значительная амплитуда
отклонения экстремальных профилей температуры от среднего.
Обстоятельную разработку моделей структурных параметров
и состава атмосферы Венеры, предназначенных для использо¬
вания при расчетах параметров АМС и планирования соответ¬
ствующих программ по изучению планеты, предприняли Р. Нолл
и М. Макэлрой [217]. Как и рассмотренные выше, эти модели
основаны на использовании данных с АМС «Венера» и «Мари¬
нер-5», наземных измерений, а также тех результатов теорети¬
ческих расчетов, которые наилучшим образом согласуются
22

Таблица 3
Рабочая модель атмосферы Венеры
(основной вариант)
Расстояние
до центра
планеты,
км
Услов¬
ная вы¬
сота,
км
Темпе¬
ратура ,
К
Давление,
атм
Счетная
концентрация
молекул,
см-3
Плотность,
г/см3
Примечания
6051
0
750
100
9,65 • 102«
7,10 • 10“2
Уровень по¬
верхности,
“ Венера-7 “
6052
1
741
93,0
9,08 • 1020
6,67 • 10-2
Уровень по¬
верхности,
“Венера-8“
6056
5
712
73,0
7,43 • 1020
5,46 • 10~2
6061
10
674
54,6
5,87 • 1020
4,32 • 10“2
6066
15
635
38,2
4,26 • 102о
3,13 • 10-2
6071
20 .
695
26,1
3,18 • 1020
2,34 • 10“2
Конец рабо¬
ты, „Вене¬
ра^,6“
6076 .
25
555
17,6
2,30 • 1020
1,69 • 10-2
6081
30
514'
11,4
1,61 • 1020
1,18 • 10“2
6086
35
472
7,2
1,11 • 1020
8, 6 • 10_3
6091
40
428
4,0
6,78. • Юю
4,98 • 10-3
Нижняя гра¬
ница участка,
“Маринер-5“
6096
45
384
2,2
4,16 • 1019
3,06 • 10“3
6101
50.
350
1,2
2,49 • Юю
1,83 • 10”3
6106
95
300
5,5 • 10-1
1,33 • 1019
9,78 • 10“4
Начало ра¬
боты, “Вене-
ра-4-8“
6111
60
260
2,3 • 10-1
6,41 • 101«
4,69 • 10“4
6116
65
240
1,0 • 10-1
8,02 • 1018
2,22 • 1<Г4
6121
70
222
4,0 • 10~‘
1,31 • 1018
9,59 • 10“5
Верхняя гра¬
ница участка,
“Маринер-5“
6126
75
213
1,41 • 10-2
4,79 • IO17
3,52 • 10“5
6131
80
205
4,65 • 10_3
1,65 • 10i7
1,21 • 10-5
6141
90
187
4,54 • 10~4
1,76 • 1016
1,29 • 10~б
6151
100
170
3,61 • 10-5
1,54 • 1015
1,13 • 10-7
Мезопауза
6161
110
177
2,63 • 10~6
.1,08 • 10“
7,93 • 10~9
6171
120
183
2,20 • 10~7
8,70 • 1012
6,39 • КГ10
Уровень за¬
тмения Регула
6181
130
190
1,98 - 10~8
7,85 • Юн
5,55 • 10-11
6191
140
255
2,65 • 10-9
7,53 • Юю
5,53 • 10-1-2
6201
150
*320
5,64 • Ю-10
1,28 • Юю
9,39 • 10 “13
23

с экспериментом. Совокупность моделей включает средний
и экстремальные случаи, соответствующие предельным значе¬
ниям молекулярного веса и солнечной активности. Поскольку
критическую роль при построении моделей играет определе¬
ние радиуса планеты, то авторы работы [217] обсудили
эту проблему и показали, что согласно последним данным сред¬
ний экваториальный радиус составляет 6050±0,5 км. Наивыс¬
шей точке рельефа соответствует уровень 3 км.
Анализ данных, характеризующих состав нижних слоев
атмосферы, привел к выводу, что до сих пор остаются проти¬
воречивыми сведениями о содержании водяного пара. Для
вертикального профиля температуры характерно наличие при¬
мерно адиабатического градиента до высоты 50 км. Темпера¬
тура поверхности варьирует (по разным данным) от 740—750
до 774 К (следует подчеркнуть, что реальная изменчивость
температуры поверхности Венеры практически отсутствует
и наблюдается лишь очень слабое суточное колебание темпе¬
ратуры).
Варьируя различные входные параметры, Р. Нолл и М. Ма¬
кэлрой предложили шесть вариантов инженерных моделей
атмосферы Венеры [217]. В табл. 4 приведены данные, соответ¬
ствующие оптимальной модели.
По данным [217] над основным облачным покровом (высота
его верхней границы 60 км, а температура около 240 К, что
соответствует результатам радиометрических измерений С. Чей¬
за и др. [106]) располагается слой облаков (дымки), находя¬
щийся на высоте около 81 км (температура на уровне этого
слоя составляет примерно 180 К). Определение атмосферного
давления у поверхности привело к величинам от 90 атм (прямые
измерения на АМС «Венера-8») до 100—102 атм (результат
экстраполяции). Наблюдения «ультрафиолетовых» неоднород¬
ностей над облачным покровом Венеры указывают на существо¬
вание обратного вращения атмосферы с периодом 4,3±0,4 земн.
сут., что соответствует скорости зонального ветра около 100 м/с.
Данные АМС «Венера» выявили вертикальные скорости от
0,3—0,5 до 1 —1,5 м/с и горизонтальную компоненту ветра
от 2 м/с (высота 10 км) до 50 м/с (высота 45 км). (Вопрос
о поле ветра в атмосфере Венеры будет более детально рас¬
смотрен далее).
Р. Нолл и М. Макэлрой детально описали также модели ^
верхней атмосферы Венеры [217], основанные главным образом
на использовании данных теоретических расчетов. По измерениям
с «Маринер-5» Венера обладает протяженной ионосферой с мак¬
симальной счетной концентрацией электронов на дневной сторо¬
не 5 • 105 см-3 при планетоцентрическом расстоянии 6190 км,
причем электронная плотность остается высокой (~104 см-3),
до расстояния 6500 км, после чего быстро убывает. Максималь¬
ная концентрация электронов на ночной стороне составляет
24

2• 104 см-3, и ночная ионосфера еще более протяженна (см. § 4
этой главы). Измерения ультрафиолетового свечения указали
на существование обширной водородной короны. Доминирую¬
щим положительным ионом в ионосфере является СО2". Вероят¬
но, к числу важных компонентов принадлежит также О}. Наи¬
большая неопределенность относительно нейтральных компо¬
нентов касается местоположения турбопаузы и концентрации
О, N2, СО и Не вблизи турбопаузы. Расматриваемая модель
исходит из того, что атомарный кислород является второстепен¬
ным компонентом верхней атмосферы (10%). Средняя темпе¬
ратура дневной экзосферы равна /примерно 700 К и колеблется
в зависимости от солнечной активности и времени суток, состав¬
ляя на ночной стороне всего 250 К.
Д. Мулеман и др. предложили новую модель атмосферы
Венеры для диапазона высот 0—80 км [211], параметры которой
определены из условия соответствия данным наблюдений:
1)	функций радиоинтерферометрической видимости для диапа¬
зона длин волн 1,3—21 см; 2) радиояркостных температур для
того же диапазона; 3) радарных сечений на длинах волн от
3,8 до 700 см- 4) радиорефракционных наблюдений на АМС
«Маринер-5». Согласно этой модели концентрация углекислого
газа составляет 96±3%, а азота 4±3%. Планетоцентрический
радиус равен 6051,2±0,8 км, диэлектрическая постоянная грун¬
та 3,7 ±0,3, радиоизлучательная способность поверхности
0,90±0,012. Средняя температура поверхности составляет 754 К,
а атмосферное давление 88,9 атм. Предложенная модель согла¬
суется с данными АМС «Венера-8» и наземными радиополя-
ризационными измерениями.
Естественно, что все рассмотренные выше модели атмо¬
сферы Венеры являются в известном смысле противоречивыми:
имеющиеся данные измерений недостаточны для построения
адекватной модели (напомним, что даже стандартная модель
земной атмосферы подвергается систематическому уточнению).
Ясно, что главный путь совершенствования моделей состоит
в дальнейшем накоплении и использовании данных наблюдений.
В этой связи особый интерес представляют уникальные данные
АМС «Венера-8», что вызывает необходимость их отдельного
обсуждения. Сделаем это следуя работе М. Марова и др. [292].
22 июля 1972 г. в 12 ч 32 мин 16 с московского времени АМС
«Венера-8» совершила посадку на поверхность Венеры после
спуска на парашюте, продолжавшегося 55 мин. Прием инфор¬
мации с АМС осуществлялся на этапе спуска, начиная с 11 ч
37 мин 27 с, а также в течение 50 мин после посадки. «Вене¬
ра-8» совершила посадку вблизи экватора на освещенной сто¬
роне планеты (на расстоянии около 600 км от утреннего
терминатора). Конструкция межпланетной станции допускала ее
функционирование при температуре и давлении, достигающих
25

Модель № 1 атмосферы Венеры
VO
Вязкость,
кг/м-с
3.33—05**
3.24-05
3.15—05
3,06-05
2,96-05
2,85-05
2,74-05
2,62—05
2,51—05
2,39-05
2.25-05
2,09-05
1,95-05
1,82—05
1,65-05
1,49-05
1.33-05
1,23-05
1.16-05
Ср. длина
свободн.
пробега,
м
1,33-09**
1,62—09
1,99-09
2.46-09
3.07—09
3,88-09
4,95—09
6,39—09
8,36 - 09
1,11—08
1,51-08
2.08—08
2,97—08
4.47-08
6,79-08
1,07-07
1,83—07
3,42-07
6,91—07
Числ. кон¬
центр. моле-
кул,
см-3
*
*
— ©©©©©©©©©С50505050505оооооо
(N(NN(NW(N(N-(N(N(N^H«^rHr4PM^^
■■+ -f- + + т- + + + -Ь-гН~_НН_-|--г+ + -г
OiiOaiOOrHCOfONrOO^NNCOcOiOOl^O
CN °° Л *4. Л* *4 'Л Л, г—
" 00 Л Ю~ СО СЧ СЧ —" г-Г Q5 CD Th СО* Сч" 1-4 t>»“ Сч"
Высота однор.
атмосф*,
км
20,52
19,79
19,06
18,32
17,57
16,81
16,03
15,24
14,43
13,59
12,74
Л 1,82 .
10,51
9,19
9,36
7,99
7.12
6.13
5,47
Молекуляр¬
ный вес
43.531
43.531
43.531
43.531
43.531
43.531
43.531
43.531
43.531
43.531
43.531
43.531
43.531
43.531
43.531
43.531
43.531
43.531
43.531
Скорость
звука,
м/с
426
418
410
402
393
384
375
365
355
345
334
321
308
299
286
271
258
249
242
Плотность,
кг/ см3
7,89-02**
6,47-02
5,27-02
4.25-02
3.40-02
2,70-02
2,11-02
1,64-02
1.25-02
9.40-03
6,94-03
5,03—03
3,52-03
2,34—03
1,54-03
9,74—04
5,72-04
3,06-04
1,51-04
Давление,
мбар
*
*
ооооооооооооооооооо
~Ь + 4- + + + -r + + + + 4- + + + + + -t- +
©05—. COOO©CO©-050'-OCOt"~CO — Ь-СО'^' —
CN 'Ф ТГ со СО_ со СЧ t— CN —<D СО © lO 05 ^ ^
1—“ оГ Л lo со сч" 1— 1— ©Г со" сч —' оГ ю" сч" —" со"
Температура,
К
798.1
767.5
736.5
705.2
673.4
641.2
608.5
575.3
541.4
506,8
471.4
433,0
397.8
371.6
336.8
299.6
267.6
246,2
231.9
Высота,
км
-4
о***
4
8
12
16
20
24
28
32
36
40
44
48
52
56
60
64
68
26

©©©©©©©©©©©©©©
о о
I I
rf 05 Ю со
о
I
о
1-005	00	00	00	00	00
о
I
о
I
о
I
05 СО Ю N
О со оо со
LO
о
I I I I I I
S- Ф CD
0 ОО О)
ф
о
^—ООООООО — — 1—|»-(N(N(N(NCO)CO)CO
СО
СО
СО
©
©
ф
ф
СО
сч
©
сч
сч
©
©
©
ф
О
о
о
о
о
о
©
©
©
о
©
О
о
©
©
о
©
о
о
©
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
+
+
+
+
+
+
~h
+
+
+
©
о
со
©
СО
со
о
ф
©
ф
©
©
©
©
г-н
©
©
©
ф
ф^
сч
СО
оз_
°ч
ф
(N
00
©
сч
h-
©
ф_
1—^
©
©.
со
ь-"
г"ц
©"
’ 1
ф
т—'
сч"
сч"
©"
со
оо
1 1
©"
©‘
00
ь-
Г"-
со
СО
©
со
со
СО
сч
©
©
©
©
СО
оо
оо
оо
CO
©
О
о
о
о
о
©
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
н~
+
+
н~
+
+
+
+
+
03
со
о ■
о
©
гИ
©
о
00
t*-
©
©
©
©
©
©
о
о
h-
©
03
Ю-
ф
г-_
03
ф-
сч
00
©~
ф
1—^
Ф-.
<N
о-^
ф^
©,
©
©
Оз
ф"
Is-"
сч"
оз"
со"
©"
©"
00
1
ф"
оо"
ф"
сч"
у~~‘
о
СО
СО •
СО
00
ф
о
©
©
©
сч
©
сч
©
©
©
ф
со
ф
—
оз
оо
ь-
ь-
©^
©
©
©
©«
©.
©
со
1—
©~
ф"
ф“
ф"
СО
со"
со"
со"
ф"
ф"
©"
©"
©"
уХ
©"
©
Is-"
оо
©"
сч
©
©
оо
ф
сч
©
©
о
СО
СО
СО
со
СО
СО
со
со
СО
СО
со
©
©
©
00
о
©
©
СО
©
©^
©
©^
С0_
©
©
©_
©
оо
ф
h-
©^
Т-*
h-
со
со
со
со
со"
со"
со"
со"
со"
со
СО
сч"
сч"
о"
©"
г-Г
©"
©"
X
оо
ф
ф
Ф
ф
ф
ф
ф
ф
ф
ф
ф
ф
ф
ф
©
©
©
©
СО
сч
©
г^
со
03
©
со
ю
©
ф
оо
©
©
ф
©
©
©
©
СО
сч
о
03
03
©
©
©
сч
©
©
о
©
©
©
©
ь-
©
сч
сч
сч
сч
сч
сч
сч
©
©
©
ф
ф
ф
ф
ф
л-
©
©
©
•со
со
оо
©
о
сч
сч
©
©
ф
ф
ф
©
©
о
1
о
1
о
1
о
1
о
1
о
1
о
1
о
1
о
1
1
1
т
1
т
1
1
1
1
1
т
1
сч
1
1
Is-
1
©
1
03
1
СО
1
сч
1
о
1
©
1
о
1
1
1
ф
1
1
©
1
сч
1
©
1
о
I
©
1
оо
сч
сч
©
со
СП
—
ю-
©.
°°L
о_
©
т—
©
©_
©.
t>
СО
у~~1
©"
г—1
Is-"
сч"
оо
©"
ф"
ф
©"
т—1
сч"
1—1
©"
сч"
т—'
оо"
©
о
о
сч
сч
со
Ф1
©
©
ь-
t'-
оо
оо
оо
оо
оо
о
о
о
о
О
о
о
о
о
о
©
о
©
о
о
о
©
о
©
о
+
+
4-
+
1
1
J,
1
1
1
1
1
[
1
J_
J_
1
1
1
• 1
03
©
сч
ф
©
СО
©
©
—1
1
©
оо
оо
оо
сч
©
03
сч
СП
00
СО
со
°°L.
©
©_
о
°1
ф^
©
сч
©
©_
о
сч"
н
ф~
со"
сч"
оо"
сч"
1—1
' '
со
сч
У~1
Is-"
ф"
сч"
’ '
’ '
о
ф
03
сч
ф
©
со
со
©
©
©
ф^
ф
©
ф-
©
©_
оо
©
о*
С-Г
о"
©"
X
оо"
©"
у—Г
со"
ф
оо
оо
сч"
		г
X
о."
о"
©"
о
СЗО
оо
Is-
©
©
о
©
ь-
о
©
ф
ф
©
о
о
сч
сч
сч
сч
сч
©
©
©
©
©
©
сч
СО
о
ф
оо
сч
©
о
©
о
*
*
*
*
о
о
о
о
о
©
о
о
о
о
Is-
t4—
оэ
оо
оо
СП
©
©
сч
©
ф
©
©
оо
©
о
сч
1—4
1—1
I-1
г—
1—1
т—1
1—
—
т—'
сч
сч
сч
m
Id
©
о
S
Я
CL
х
Я
Он
с
§ S
н ж
о <D
(=? С
С V
Я
X
t О
о с
Р н
I
s 2
ы .
О
ю Ф
о X
со
>, ь
cj 0-5
Я 5
п
са
03
£
о
3 Я
5-0-
-&Н
о Sd
О л
JS CL
н л
03 И
?о £	.
я 2 ч
с* £
° £ Н
О- г3
я * S
S ^7
О с I
о
«3 О) 1—'
Н Q
о о- О
hi о я
л ь S:
тсо *
* * 5
Оч
(-
о
о <ъ
и X
27

Ю
ю
ю
ю
Ю
ю
ю
ю
ю
ю
ю
ю
ю
U
О
1
о
[
о
1
о
1
о
1
о
1
о
1
о
1
о
1
о
1
о
1
о
1
о
о
1
СО
1
1
1
1
1^
1
1
ь-
1
г-
1
ь.
1
1
1
1-~
h-
2 ь*'
<0
о
о
со
со
ол
<о
С5_
о
о
со
о
со
со
со"
со"
со"
со"
со"
со"
со"
СО
со"
со"
со"
со"
'Л
"Л
Л4
гл
л
л
ю
ю
ю
LO
ю
ю
ю
Л * 5^
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
4,§хо S
+
+
4-
-L
+
+
+■
+
4-
+
+
4-
+
. о °
>-н
Л-
00
1>-
оо
о
СО
со
ю
см
тл
о.» 2*
сю
00
1—1
СОл
ео
О
о
05
'Л
О и “
1
см"
со"
ю"
со"
оо"
1—1
см"
см"
см"
со"
i «и го
л-
л-
СО
СО
со
со
СО
§о 1
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
^ ^ CJ
+
+
4~
+
_j_
Н-
-\-
+
+
+
+
+
+
и а м
00
СО
1—1
ю
00
со
г-
05
ю
ю
05
см
СО
л-
00
'—1
СО
со
СО_
СП
05
см
СГ 53 Z?
<v —
ю"
со"
см"
см"
1—г
1—г
»—Г
оо"
1^-"
ю"
^л"
”Л"
Е
du
о „
Е *
ct •
,—t
СП
Л4
о
,_
05
ю
см
о
° "о” 5
ч
lO
оо
см
СО
ю
°°L
1^
ю
см
2 о х
Г-н
СО
ю"
h4
о"
см"
ю"
t-4
СП
,—г
со"
ю"
л4
о S
см
см
см
см
со
со
СО
со
со
rt4
'Л
о н
2
m
ё* а
tr О
СО
"Л
со
05
i"-
05
05
СО
05
со
см
со
>> и
СО
СП
СО
о
СО
о
05
СП
о
СО
см
СП
сп_
см
к
ч
ч
ч
СП
СО
со
СО^
о
•=: 3
СО
со"
_Г
о"
осГ
Ч
со"
ю"
со"
Th
со"
см
см"
о е
СМ
см
см
см
*—1
1
>—1
т—1
1—■
X
•“ л
^ VU
о
"Л
СП
со
СО
ОО •
оо
СО
со
1
05
СЮ
О ~—
СМ
"Л
СО
СП
со
ю
СП
со
СО
О » 2
ю
ю
ю
Ю
5
СО
со
СО
СО
ч
u: п
и
dD
н
ю
ю
LQ
со
СО
СО
СО
СО
СО
со
СО
СО
t--
О «0
о s
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
Е U
1
1
1
1 .
1
1
1
1
1
1
1
1
1
с Ь
СО
4-
со
оо
СО
см
ю
см
СО
ю
СО
см
о
С0
■л
СО
оо
СО
СО_
со
-л
с:
со'
см"
1
05
со"
4"
со"
см"
см"
4—1
оо"
сГ
СП
05
05
05
СП
СП
05
05
о
о
о
о
о
Е СХ
о
о
о
о
о
о
о
о
г71
т—f
'“4
1
2 'О
1
I
1
1
1
' 1
1
1
1
1
1
1
§ s
о
4-
05
ю
о
л
о
ю
_■
О)
05
^л
СО
см
о
СО
!>•
со_
СО
Ю
о
°о
сю
Е*
Ч
LQ
со"
см"
см"
т—1
оо"
О."
ю"
-4
тл"
03
а.
>>
00.
о.
<л
ч
ч
ч
ч
LO
ю
ю
ю
LO
ч
СП
оГ
оГ
СП
сп"
СП
СП
СП
СП
СП
СП
СП
о.
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
Е
г-
t-
С--
Г--
ь-
2
а>
Н
-
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
£ 'С
со
Л4
ю
СО
о-
оо
СП
о
см
СО
■’Л
ю
о s
2 е
см
см
см
см
см
см
см
со
со
со
СО
со
со
J3
0Q
28

соответственно 770 К и 120 атм. Для измерения темпе¬
ратуры в диапазонах 320—860, 480—710 и 670—810 К были
применены четыре термометра сопротивления. Давление изме¬
рялось тремя анероидами и одним емкостным датчиком, рас¬
считанными на диапазоны: 0—220, 0—150, 0—100 и 0—80 атм
(средняя ошибка измерений составляет ±1,5%). Скорость ветра
определялась по радиальной компоненте скорости АМС (на¬
правление Земля—Венера составляло угол около 38° по отно¬
шению к местной вертикали), измерявшейся по допплеровскому
смещению частоты регистрируемого радиосигнала. Ошибка
определения радиальной скорости, изменявшейся в пределах
от 130—140 до 6,5 м/с, не превосходит 0,2 м/с.
Наличие на АМС радарного высотомера позволяло опреде¬
лять высоту над поверхностью в процессе спуска станции на
парашюте. Высоту можно было также независимо найти по
данным о вертикальных профилях давления и температуры.
Сопоставление результатов, полученных с использованием этих
методов, обнаружило значительные расхождения, особенно
выше 30 км. Если первое измерение высоты в 11 ч 37 мин 53 с
показало 45,4 км, то расчетные данные привели к величине,
составляющей 51,3±3 км. Предполагается, что это расхождение
реально и обусловлено тем, что АМС сносило ветром по склону
в горизонтальном направлении. Данные о скорости ветра ука¬
зывают на смещение станции по горизонтали примерно на
45 км во время спуска с высоты раскрытия парашюта до уровня
25 км (скорость спуска уменьшалась от 70 до 15 и 8 м/с соот¬
ветственно на высотах 54, 25 км и у поверхности). При таком
горизонтальном движении достаточно склона крутизной 7° для
объяснения расхождения в высотах, достигающего 5 км.
Полученные вертикальные профили давления и температуры
приводят к значениям этих параметров у поверхности, равным
91 ±1,5 атм и 741 ±20 К. Найденные вертикальные профили
хорошо согласуются с данными для ночной стороны Венеры,
полученными при помощи АМС «Венера-4, 7». Единственные
результаты, полученные ранее («Венера-7»), по давлению и тем¬
пературе у поверхности дали: 89±15 атм и 747±20 К. Можно,
таким образом, считать, что вблизи утреннего терминатора на
Венере отсутствуют заметные суточные колебания давления
и температуры. Вертикальный профиль температуры близок
к адиабатическому вплоть до поверхности. Определение гори¬
зонтальной компоненты скорости ветра в направлении от под¬
земной точки к точке посадки (это направление составляет
около 25° по отношению к зональному) указывает на возраста¬
ние скорости до 100—140 м/с на высотах более 48 км (при этом
направление ветра сохраняется). В слое 20—40 км скорость
ветра почти постоянна, составляя 30—36 м/с. Зоньи сильного
вертикального градиента скорости ветра имеют место в слое
12—18 км и выше 48 км. Измерения, проведенные с «Венеры-8»,
29

подтвердили данные «Венеры-7» о наличии слабых ветров вбли¬
зи поверхности, но в свободной атмосфере выявили существо¬
вание гораздо более сильных ветров, чем ранее предполагалось,
хотя данные АМС «Венера-4, 7» также указывали на рост
скорости ветра с высотой.
Заканчивая обсуждение результатов наблюдений состава
и структурных параметров, отметим еще раз, что, хотя запуски
АМС не только значительно обогатили имевшуюся до того
информацию, но и принесли много неожиданных данных, нужны
дальнейшие интенсивные исследования как малых, оптически
активных компонентов атмосферы Венеры, так и пространствен¬
но-временной изменчивости полей структурных параметров.
Особое место занимает в связи с этим проблема облачного
покрова Венеры, к рассмотрению которой мы теперь обратимся.
§ 2. Облака
Свойства облаков. Существующий с давних пор интерес
к исследованиям венерианских облаков обусловлен различными
причинами, но главной из них является стремление установить
природу формирования глобального однородного облачного
покрова, который оставлял для оптических методов лишь воз¬
можности изучения надоблачного слоя атмосферы. Раскрытие
закономерностей формирования облаков Венеры в свою очередь
требует определения их химического состава, микроструктуры,
вертикальной макроструктуры, изучения особенностей атмо¬
сферной циркуляции и других факторов.
Основным источником информации о горизонтальной струк¬
туре облаков Венеры являются фотографии планеты, накоплен¬
ные за 50 лет и снятые в ультрафиолетовом участке спектра, где
наблюдаются контрасты яркости. (Важные материалы такого
рода принес и запуск АМС «Маринер-10» (см. § 4) ). Они позво¬
ляют детально проанализировать структуру, интенсивность,
движение и эволюцию «ультрафиолетовых» неоднородностей за
этот период, а также оценить репрезентативность той картины
атмосферных движений, которая получена по данным АМС
«Маринер-10» за восемь суток.
Наблюдения с АМС обнаружили наличие трех V-образных
неоднородностей, расстояние между которыми по долготе со¬
ставляет 120°, а расположение симметрично относительно
экватора [121]. Все три неоднородности перемещаются вдоль
экватора на запад со средней скоростью 110 м/с. Область
южного полюса покрыта ярким облаком, распространяющимся
до 50° ю. ш. По-видимому, аналогичная картина имеет место
и в районе северного полюса.
Как показал А. Дольфюс [121], данные «Маринер-10» хорошо
согласуются с результатами многолетних наземных наблюдений
30

«ультрафиолетовых» неоднородностей (в особенности фотогра¬
фий, полученных в результате организованных Международным
астрономическим союзом координированных наблюдений на
нескольких обсерваториях), за исключением ярких полярных
зон облачности, которые не являются устойчивыми. Как пра¬
вило, хорошо идентифицируются .вытянутые вдоль экватора
V-, У- и Т-образные неоднородности, которые перемещаются на
запад (по направлению вращения планеты) со скоростью около
110 м/с. Наиболее устойчивые Г-образные неоднородности
наблюдаются в течение нескольких недель. Мелкомасштабные
структуры "облачности обычно обнаруживают, значительные
изменения после каждого четырехсуточного периода вращения
вокруг планеты.
Контраст яркости облаков в ультрафиолетовом участке
спектра составляет в среднем 32%, но может колебаться в пре¬
делах 0—37%. В редких случаях можно наблюдать контрасты
в желтом свете, их величина достигает ~6%. В течение перио¬
дов порядка.нескольких лет полярные районы бывают по време¬
нам покрыты белыми облаками. Согласно данным обсерватории
Пик-дю-Миди это явление не наблюдалось в 1962—1966 гг., но
имело место в течение не менее 25% времени, по крайней мере
для одного из полюсов, после 1967 г. Полярные облака прехо¬
дящи и сохраняются лишь в течение нескольких недель или ме¬
сяцев. Они возникают независимо на обоих полюсах.
Вследствие большой величины контрастов яркости в ультра¬
фиолетовом участке для изучения облачного покрова и дина¬
мики атмосферы значительный интерес представляет выяснение
физического механизма, ответственного за эти контрасты. Важ¬
но, в частности, установить, какого рода дифференциальное
поглощение солнечной радиации (над, внутри или под обла¬
ками) ответственно за их яркость. В связи с этим JI. Травис
проанализировал различные механизмы, пытаясь выяснить,
позволяют ли имеющиеся данные сделать однозначный выбор
и сформулировать требования к будущим наблюдениям [289].
Главный его вывод состоит в том, что имеющиеся результаты
наблюдений не позволяют сформулировать вполне определен¬
ные выводы о физической природе контрастов. Хотя можно
определенно исключить влияние такого фактора, как дифферен¬
циальное релеевское рассеяние, обусловленное большими изме¬
нениями высоты верхней границы облаков, остается ряд других
вероятных объяснений, обоснованность которых пока не уда¬
ется оценить. Поэтому невозможно, в частности, установить
локализацию того поглотителя, который вызывает контрасты
яркости относительно определенного уровня в пределах наблю¬
даемого облачного покрова.
Существенное значение для решения этой задачи имеет
обнаружение (на основе предварительного анализа данных
«Маринер-10») более низкой поляризации темных областей при
31

фазовых углах, близких к положению радуги. Если этот вывод
будет подтвержден, то диапазон возможных объяснений
контрастов значительно сузится. В таком случае приемлемой
окажется лишь модель «ультрафиолетовых» облаков, содержа¬
щих облачные частицы, отличные от частиц основного видимого
слоя облаков.
С целью изучения природы контрастов в работе [289] были
получены новые данные о зависимости сферического альбедо
от длины волны в диапазоне 0,225—1,06 мкм. Сопоставление
этой зависимости со спектральным распределением контраста
яркости в ультрафиолетовом участке показывает, что величина
контраста убывает с ростом длины волны значительно быстрее,
чем поглощение, необходимое для объяснения спектральной
зависимости альбедо. Так, например, при возрастании длины
волны от 0,36 до 0,5 мкм контраст уменьшается в 30 раз, а по¬
глощение— только в 7 раз. Таким образом, данные по спек¬
тральной зависимости контрастов яркости и сферического
альбедо приводят к выводу, что должен существовать по край¬
ней мере один поглощающий компонент, отличный от того,
который ответствен за контрасты яркости облаков в ультра¬
фиолетовой области спектра.
Анализ телевизионных изображений Венеры, полученных
при помощи «Маринер-10» (см. § 4), показал, что зоны «ультра¬
фиолетовых» потемнений неустойчивы. Продолжительность жиз¬
ни некоторых из них составляет минуты, но может достигать
нескольких часов и суток. Возможно, что «ультрафиолетовые»
темные облака образуются за счет вещества, которое, возникая
в нижних слоях атмосферы, диссоциирует или испаряется, дости¬
гая более высоких уровней. Поглощение ультрафиолетовой
радиации может быть в данном случае обусловлено либо упо¬
мянутым веществом, либо продуктами его фотолитического
разложения. Поглотитель должен при этом обладать оптически¬
ми свойствами, обеспечивающими наблюдаемую зависимость
отражательной способности Венеры: слабое повышение вблизи
0,2 мкм, минимальное отражение около 0,3 мкм с постепенным
его увеличением к 0,4 мкм.
Как показал Г. Силл [269], веществом, которое имеет упомя¬
нутые свойства, является бром, растворенный в бромистом
водороде. Под воздействием ультрафиолетовой солнечной ра¬
диации с длиной волн — 0,25 мкм происходит частичный фото¬
лиз кислоты НВг, с образованием раствора брома в кислоте
и газообразного водорода: ЗНВг = НВгВг2 + Н2, что обеспечи¬
вает наличие поглотителя ультрафиолетовой радиации с необ¬
ходимыми свойствами.
Спектроскопические методы определения содержания броми¬
стого водорода в атмосфере Венеры неосуществимы (в отличие
от НС1 и HF), поскольку его полосы поглощения в близкой
инфракрасной области спектра (вблизи 2 и 4 мкм) перекрыва¬
32

ются с полосами углекислого газа. Однако по аналогии с соот¬
ношением концентраций галогенных кислот на Земле можно
прийти к оценке отношения смеси НВг/С02яг: 10~4. Если отноше¬
ние смеси водяного пара достигает 10_3, возможно образование
капель кислоты НВг. Эти капли должны испаряться в более
высоких и сухих слоях атмосферы, что объясняет неустойчи¬
вость «ультрафиолетовых» темных облаков. При массовой кон¬
центрации водного раствора кислоты, которая при температуре
250 К и указанных отношениях смеси составляет 52%, показа¬
тель преломления капель равен 1,46, что находится в согласии
с данными поляриметрических измерений.
При наличии кислоты НВг с растворенным в ней бромом
происходит быстрый процесс образования сернокислотных обла¬
ков в ходе реакций: H20 + Br2 + S02 = S03 + 2HBr; S03 + H20 =
H2S04. Там, где венерианская атмосфера содержит избыток
НВг, образуются облака с примесью НВг-Вг2. Счетная концен¬
трация этой примеси капель составляет, по-видимому, около
10%.
Для более надежного решения рассматриваемой задачи
важны спектроскопические исследования темных и светлых
областей Венеры при высокой разрешающей способности, вплоть
до 0,25 мкм, в такие периоды, когда темные области проявля¬
ются особенно отчетливо. Такого рода данные имеют знач*ение
не только для выявления спектральной зависимости поглоще¬
ния, ответственного за контрасты в УФ-области спектра, но
и лучшего понимания особенностей вертикального профиля
поглощения солнечной радиации.
Если существует более чем один поглотитель, то весьма
вероятно, что из 22% поглощенной Венерой падающей солнеч¬
ной радиации на долю «ультрафиолетового» поглотителя при¬
ходится только очень небольшая часть. Важное значение имеют
измерения различий поляризации темных и светлых «ультра¬
фиолетовых» неоднородностей. Особенно существенно получить
новые сведения о поляризации и яркости Венеры в различных
участках спектра и при разнообразных условиях при помощи
аппаратуры, установленной на искусственном спутнике Венеры.
До тех пор, пока вопрос о физической природе контрастов
в УФ-области спектра и локализации поглощения остается нере¬
шенным, выводы о структуре и динамике атмосферы, сделанные
по данным наблюдений контрастов, нельзя считать достоверны¬
ми, поскольку имеющиеся модели формирования контрастов
допускают возможность их появления в результате поглощения
как в облачном слое, так и за его пределами.
Существующие в настоящее время сведения о составе
и структуре облаков получены главным образом по данным
наземных оптических измерений яркости и поляризации Венеры
в видимой и близкой инфракрасной областях спектра. В основе
их интерпретации лежит использование теории переноса излуче¬
3 3955
33

ния в поглощающей и рассеивающей газовой среде, содержащей
взвешенные частицы аэрозолей, размеры которых велики (или
сравнимы) по сравнению с длиной волны. Обсуждению теории
переноса излучения посвящена обширная литература, и мы
ограничимся здесь лишь ссылками на работы Р. Гуди, В. Зуева,
К. Кондратьева, В. Соболева и Е. Фейгельсбн [29, 75, 81, 142,
182, 183].
Вообще говоря, облака могут представлять собой как про¬
дукт конденсации газовых компонентов атмосферы, так и ре¬
зультат сдувания и переноса в атмосферу мельчайших частиц
пыли. Если справедливо первое, то облака должны быть лока¬
лизованы в определенном слое атмосферы, где имеют место
условия, благоприятные для конденсации (см. [67, 143]). Во вто¬
ром случае пылевое облако может заполнять всю толщу атмо¬
сферы вплоть до уровня его верхней границы. Ввиду высоких
температуры и давления вблизи поверхности Венеры можно
предполагать наличие разнообразных газовых компонентов, ко¬
торые могут образовывать слои конденсата в свободной атмо¬
сфере. Именно поэтому столь велико число гипотез, предлагаю¬
щих разные варианты состава облаков. Поскольку все еще
почти не было сделано прямых измерений состава облаков
(исключая измерения концентрации водяного пара и аммиака
на АМС «Венера»), главными аргументами в пользу тех или
иных гипотез остаются данные наземных спектроскопических
измерений и теоретические соображения, исходящие из теории
переноса излучения. К числу важных задач, связанных с этим
вопросом, относятся проблемы формирования спектральных
линий и интерпретации данных измерений фазовых кривых
яркости, открывающие возможности исследования вертикальной
структуры облачного покрова.
Вертикальная структура облачного покрова. Не останавли¬
ваясь на истории теоретических исследований формирования
спектральных линий, а также зависимости эквивалентной шири¬
ны от фазового угла, которые имели очень важное значение для
интерпретации данных спектроскопических наблюдений (исчер¬
пывающее изложение этих проблем можно найти в работах
В.	Соболева [73—75]), обратимся лишь к краткой характеристи¬
ке результатов последних работ по этим вопросам. Недавняя
серия наиболее обстоятельных исследований принадлежит
Г. Ханту [162—165], который продемонстрировал прежде всего
неудовлетворительность модели однородной и изотропно рассеи¬
вающей атмосферы. Использование такой модели не позволяет
правильно^описать ни наблюдаемую фазовую зависимость, ни
контур спектральных линий. Разработка адекватной теории
возможна лишь на основе учета вертикальной (гравитационной)
неоднородности атмосферы и корректной теории переноса, в ко¬
торой приняты во внимание реальная( вытянутая) индикатриса
рассеяния и многократность рассеяния.
34

Интересным результатом первой из работ Г. Ханта [162]
было обнаружение такого факта: в случае линии СО2 сред¬
ней интенсивности (типичной для полосы 10 488 А) и облака
с сильно неизотропным рассеянием эквивалентная ширина
линий монотонно уменьшается с ростом фазового угла лишь
в том случае, когда фазовый эффект определяется влиянием
облака. Если же преобладает влияние газового компонента, то
при фазовых углах более 120° происходит рост эквивалентной
ширины с увеличением фазового угла, т. е. наблюдается эффект
«отражающего слоя». Такое же явление характерно и для сла¬
бых полос поглощения (например, 7820; 7888 А), но имеет
другую природу.
Г. Хант построил модель формирования спектральных линий
в атмосфере Венеры [163] (см. также [132]), исходя из предполо¬
жения, что давление на уровне верхней границы основного
облачного слоя составляет 0,2 атм, температура 240 К, а на
уровне основания облака — 8 атм и 450 К. Расчеты по этой
модели сделаны для монодисперсного облака при различных
размерах частиц и показателях преломления. Результаты вычис¬
лений показывают, что кривые роста для моделей отражающей
и рассеивающей атмосфер располагаются параллельно (за иск¬
лючением того случая, когда закон квадратного корня справед¬
лив для слабых линий). Это означает, что простая модель отра¬
жающего слоя, в которой не учитываются процессы рассеяния
и поглощения частицами облаков, может быть достаточно при¬
годной для интерпретации данных спектроскопических измере¬
ний (определение эффективного давления и т. д.), если рассмат¬
риваемые участки кривых роста для обеих моделей совпадают.
Анализ результатов вычислений показал, что облака Венеры
не могут быть однослойными, так как в таком случае должно
наблюдаться монотонное увеличение эквивалентной ширины для
линий слабых полос углекислого газа с ростом фазового угла,
чего в действительности не происходит. Если предположить, дто
над основным облачным слоем расположен стратосферный слой
дымки (уровни 50—6 мбар) из частиц радиусом 1 мкм и счет¬
ной концентрацией 10 см-3, то эквивалентная ширина сначала
увеличивается в интервале’фазовых углов 0—90°, а затем силь¬
но уменьшается (рассматриваемые результаты относятся
к линии 7820 А, имеющей интенсивность 7-10-8 см-1/(см • атм) ).
При счетной концентрации частиц 20 см-3 имеет место обычна
наблюдаемое уменьшение эквивалентной ширины с ростом фазо¬
вого угла. Можно, таким образом, сделать вывод, что над основ¬
ным облачным слоем Венеры располагается слой дымки, имею¬
щий малую оптическую толщину (рис. 4).
Результаты, полученные Г. Хантом [162—165], показали, что
лишь исследование фазовых кривых эквивалентной ширины для
слабых спектральных линий позволяет обнаружить вертикаль¬
ную структуру облачного покрова Венеры (ни контуры линий,
3:i
35

ни сферическое альбедо не являются в этом смысле достаточно
информативными). Влияние оптически тонкого аэрозольного
слоя на уровень формирования линий наиболее четко обнару¬
живается при фазовых углах более 110°. При этих условиях
линии поглощения формируются на более высоких уровнях, чем
при наличии однослойного облака.
Самым определенным индикатором существования страто¬
сферного аэрозольного слоя является наличие участка увеличе¬
ния эквивалентной ширины с ростом фазового угла. Если этот
Рис. 4. Схематическая вертикальная
структура облачного покрова Венеры:
/—вертикальный профиль температуры.
участок отсутствует, то, по-видимому, изолированный слой аэро¬
золя не существует (аэрозоль распространяется вплоть до верх¬
ней границы основного облачного слоя).
В свете полученных результатов было бы крайне важно
осуществить измерения фазовой зависимости эквивалентной
ширины с искусственного спутника Венеры или в режиме про¬
лета АМС.
Отметив, что данные о фазовых вариациях яркости Венеры
в полосах 7820 и 7883 А углекислого газа были истолкованы
Г. Хантом как свидетельствующие о двухслойности облачного
покрова, Дж. Регас и др. обратили внимание [87] на то, что
такой вывод сделан путем сопоставления с результатами вычис¬
лений фазовых кривых яркости для моделей неоднородной атмо¬
сферы при наличии аэрозольного слоя или без него над плотной
облачностью Венеры. При этом увеличение эквивалентной
36

ширины с ростом фазового угла от 0 до 90° было интерпрети¬
ровано как однозначное следствие существования двухслойной
структуры облачности. В связи с таким выводом в работе Ц83]
проанализирована возможность интерпретации уменьшения
эквивалентной ширины при малых фазовых углах в результате
влияния «заднего» лепестка индикатрисы рассеяния, которое
проявляется именно при малых фазовых углах и может рассмат¬
риваться как аналогия индикатрисы рассеяния земных водных
облаков (см. также [153]). Поскольку существует такой эффект,
Дж. Регас и др. полагают [87], что вывод о двухслойной струк¬
туре облачности Венеры, сделанный на основе анализа фазовых
кривых яркости, нельзя считать окончательным. Для более, кор¬
ректного решения задачи необходимы вычисления фазовых кри¬
вых с учетом детальной структуры индикатрис рассеяния.
Полемизируя с указанными возражениями, Г. Хант подчерк¬
нул [165], что расчеты радиации, рассеянной «назад», с учетом
вертикальной неоднородности атмосферы и индикатрисы рассея¬
ния Ми для частиц показали, что 1) характерные спектроскопи¬
ческие особенности рассеянной радиации не зависят от таких
деталей индикатрисы рассеяния как глории, радуга и т. д.;
2)	форма фазовых кривых для углекислой атмосферы зависит
от вертикальной структуры венерианских облаков. Это опровер¬
гает возражения против выводов о двухслойной структуре обла¬
ков, основанные на предположении о влиянии «заднего» лепест¬
ка индикатрисы рассеяния. Вывод о не менее чем двухслойной
структуре облачного покрова согласуется не только с резуль¬
татами расчетов, но и данными измерений яркости и поляри¬
зации.
В связи с дискуссией о факторах, определяющих «обратный
фазовый эффект», следует напомнить, что наблюдения эквива¬
лентной ширины линий поглощения углекислого газа в атмо¬
сфере Венеры при малых фазовых углах обнаружили ее умень¬
шение с убыванием фазового угла (см. [313, 314]). Так, напри¬
мер, эквивалентная ширина вблизи длины волны 7820 А
уменьшается при фазовых углах 0—30° на 10—30%. Хотя эти
данные не вполне достоверны из-за сравнимых по величине
вариаций эквивалентной ширины ото дня ко. дню, они были тем
не менее использованы для вполне определенных выводов о вер¬
тикальной структуре облаков Венеры.
Как это уже отмечалось ранее, расчеты показали, что если
считать надоблачный слой венерианской атмосферы однородным
и изотропно рассеивающим, то должно иметь место монотонное
увеличение эквивалентной ширины линий поглощения с умень¬
шением фазового угла. Поэтому следует считать, что «обратный
фазовый эффект» в области малых фазовых углов обусловлен
неизотропностью рассеяния или вертикальной неоднородностью
атмосферы (наличием «вторичных» облачных слоев), либо обои¬
ми этими факторами. Если, однако, неизотропность рассеяния
37

не вызывает обратного фазового эффекта, то можно считать, что
он обусловлен вертикальной неоднородностью атмосферы.
В связи с отмеченными противоречиями в работе ^148] рас¬
смотрены расчеты зависимости относительной эквивалентной
ширины линий поглощения В от фазового угла ф для модели
однородного облака с частицами, характеристики которых (фор¬
ма, показатель преломления к распределения по размерам)
заимствованы из данных поляриметрических измерений/ Поло¬
женная в основу расчетов индикатриса рассеяния вычислена
для длины волны 7820 Айв предположении, что показатель
преломления вещественный и равен 1,43, а функция распределе¬
ния счетной концентрации частиц по размерам п(г) соответ¬
ствует формуле	(
п (г) = const г [(1 — 3b);'b] exp (—г ab),	(1)
где а=1,05 * мкм — сред¬
ний эффективный радиус;
6 = 0,07.
Для - рассматриваемой
индикатрисы характерно су¬
ществование двух вторич¬
ных максимумов «рассеяния
назад» в диапазоне углов-
рассеяния ©~ 150-М800
(пик при 160° соответствует
«радуге», а при 180° — «гло-
рии»).
Результаты расчетов, сде¬
ланных по методу удвоения,
были осреднены по осве¬
щенной части планеты
и прежде всего свидетель¬
ствуют о наличии обратного
фазового эффекта, обуслов¬
ленного спецификой индика¬
трисы рассеяния Ми, выра¬
жающейся в существовании
максимумов «рассеяния на¬
зад» (рис. 5). Фазовые кри¬
вые настолько четко воспро¬
изводят особенности индика¬
трисы, что это позволяет по¬
ставить обратную задачу
определения индикатрисы рассеяния по данным измерений фа¬
зовых кривых эквивалентной ширины линий. Решение такой
задачи серьезно осложняется, однако, наличием межсуточной
изменчивости эквивалентной ширины и сравнимого с этой
б'
120	80	40	С
Рис. 5. Зависимость относительной экви¬
валентной ширины спектральной линии
(лоренцов контур) от фазового утла:
альбедо однократного рассеяния в центре ли¬
нии tt>0 =1/(1+0,1) соответствует линии уме¬
ренной интенсивности:
1 — индикатриса Ми для показателя прелом¬
ления /2=1,43;	2	—	осредненная	индикатриса
Хеньей — Гринштейна, не имеющая вторично¬
го максимума «рассеяния назад»; 3 — случай
изотропного рассеяния.
38

изменчивостью по величине эффекта неоднородности атмосферы.
Едва ли поэтому постановка упомянутой обратной задачи явля¬
ется практически перспективной. Поскольку индикатриса рас¬
сеяния изйестна достаточно хорошо, целесообразнее исследовать
по фазовым кривым эквивалентной ширины линии вертикаль¬
ную структуру атмосферы, хотя и в этом случае остается нере¬
шенной проблема учета межсуточной изменчивости. По-види¬
мому, наиболее перспективным с этой точки зрения является
использование данных о контурах, линий.
Н. Фукута обметил [133], что инфракрасная абсорбционная
спектроскопия, основанная на анализе вращательных и колеба¬
тельно-вращательных полос,— особенно эффективный метод
изучения состава планетарных атмосфер в интервалах окон про¬
зрачности земной атмосферы. Для интерпретации получаемых
данных большое значение имеет при этом выбор адекватной
модели атмосферы, которая описывает особенности формирова¬
ния линий поглощения. Как это уже отм'ечалось, в настоящее
время применяются^ две модели, исходящие из предположений
о наличии либо отражающего слоя облаков (в данном случае
линии формируются в надоблачном слое), либо о прохождении
излучения внутрь слоя облаков и формирования линий поглоще¬
ния под влиянием рассеяния в облаках.
Анализируя условия венерианской атмосферы, Н. Фукута
показал, что при наличии облаков в виде конденсата важно
учитывать следующие три фактора: 1) обмен компонентами
между облаком и надоблачным слоем, обусловленный конвек¬
цией (это приводит к тому, что химический состав облака и над¬
облачного слоя оказывается одинаковым); 2) распределение
газовых компонентов между газовой фазой и конденсатом, зави¬
сящее от растворимости газов; 3) потеря «характеристичных»
молекул в конденсированной фазе вследствие диссоциации. Рас¬
смотрение имеющихся данных приводит к тому, что в условиях
атмосферы Венеры формирование линий НС1 и HF происходит
либо в надоблачном слое, если считать, что частицы облаков
находятся в жидкой фазе, либо в рассеивающем слое облака,
если оно является ледяным (в этом случае весь НС1, находя¬
щийся в облаке, может быть только в газовой фазе).
Резюмируя результаты теоретических исследований, посвя¬
щенных проблеме формирования спектральных линий и интер¬
претации фазовых кривых эквивалентной ширины линий погло¬
щения, следует констатировать, что возникновение минимальной
эквивалентной ширины при малых фазовых углах может- быть
обусловлено как влиянием многослойное™ облачного покрова
Венеры, так и индикатрисным эффектом. Несомненно, однако,
что вывод о двухслойное™ облаков, сделанный Г. Хантом [Ц63],
следует считать достоверным, поскольку в пользу этого вывода
свидетельствуют и данные других наблюдений, которые будут
обсуждены далее (К. Саган и В. Келлог предложили
39

объяснение возможности существования пылевого слоя на боль¬
ших высотах в атмосфере Венеры [258]).
Исследования формирования спектральных линий позволяют
определять эффективное давление в слое формирования линий
поглощения. Естественно предположить, что в сильно рассеива¬
ющей атмосфере формирование слабых спектральных линий
происходит на больших глубинах, чем сильных линий. По дан¬
ным измерений эквивалентной ширины вращательных линий для
полос углекислого газа в атмосфере Венеры в диапазоне длин
волн 7820—12 177 А (интенсивность полос колеблется от 0,16
до 170 см_1/(км• атм) ) Л. Янг исследовал условия формирова¬
ния линий при различных фазовых углах в предположении, что
средняя вращательная температура составляет 240 К [313].
Интерпретация данных измерений осуществлена в работе [313]
на основе использования двух методик: 1) модели отражающего
слоя при фойгтовом контуре линии; 2) модели рассеивающего
слоя при лоренцовом контуре. Расчеты для отражающего слоя
показали, что эффективное давление, определяющее'уровень
формирования линии, уменьшается с ростом интенсивности
линий (1,05 мкм-полосы формируются на уровне, где давление
примерно в три раза выше, чем в случае 1,2 мкм-полос). Модель
рассеивающего слоя дает сходные результаты, но меньшее раз¬
личие давления (примерно вдвое) на уровнях формирования
полос 1,05 и 1,2 мкм. Эффективное давление убывает с увели-'
чением фазового угла от 26 до 164°.
Вопрос об эффективном давлении в слое формирования
линий поглощения вызвал дискуссию в связи с использованием
данных измерений излучения экваториальной и полярной обла¬
стей Венеры в полосах углекислого газа в близкой инфракрас¬
ной области спектра для обоснования вывода о вариациях
высоты верхней границы облаков. Г. Хант и Р. Шорн показали,
что для такого вывода оснований в действительности нет [170].
Химический состав, микроструктура и оптические свойства.
Одной из наиболее характерных особенностей облачного покро¬
ва Венеры (а поэтому и планеты в целом) является его высокое
альбедо в видимой области спектра, составляющее 78% [167]
и сравнимое по величине с альбедо мощных кучевых облаков
на Земле или покрытых снегом полярных шапок. Естественно,
что высокое альбедо облаков Венеры указывает на их большую
оптическую толщину и значительную вертикальную протяжен¬
ность. Измерения вращательной температуры для полос угле¬
кислого газа в интервале длин волн 0,7—2 мкм приводят к ста¬
бильной величине около 240 К, которая почти соответствует
эффективной температуре, найденной по величине уходящего
теплоцого излучения, и свидетельствует об однородности облач¬
ного покрова. Радиорефракционные данные АМС «Маринер-5»
[130], а также осуществленная Г. Хантом интерпретация фазо¬
вых кривых (см. предыдущий параграф) привели к выводу, что
40

над основным облачным покровом, верхняя граница которого
располагается на уровне около 240 мбар, находится полупро¬
зрачный слой дымки, достигающий уровня ~5 мбар. Возможно,
что облачность Венеры имеет многослойную структуру
[197—199].
Отражательная способность Венеры изменяется в зависи¬
мости от длины волны: наблюдается уменьшение в сторону
ультрафиолетовой (^<0,35 мкм) и инфракрасной (к^З мкм)
областей спектра. Поэтому одним из путей установления соста¬
ва венерианских облаков стало сопоставление их отражатель¬
ных свойств с аналогичными свойствами земных облаков и ис¬
кусственных сред (в лабораторных условиях). В этой связи
важное значение имеют данные об оптических постоянных воды
и льда (см. [29, 263]), а также расчеты отражательной способ¬
ности облаков (см. [20, 47, 151]).
Отражательная способность облаков. Проанализировав име¬
ющиеся данные измерений спектральной яркости земных вод¬
ных и ледяных облаков и сопоставив их со спектром отражения
Венеры, К. Кондратьев и О. Смоктий отметили общее подобие
кривых спектральной отражательной способности, что делает
вероятной водную природу облаков Венеры [46]. Для спектра
отражения ледяных облаков на Земле характерны широкие
полосы поглощения вблизи длины волны 1,5 и 2,0 мкм и очень
слабое отражение при длинах волн более 2,7 мкм. В спектре
Венеры, полученном.М. Боттема и др. [111, 252] с аэростата, эти
особенности слабо различимы из-за влияния сильного поглоще¬
ния углекислым газом в венерианской атмосфере, что не позво¬
ляет сделать определенного вывода о ледяной природе облаков
на Венере.
Одна из возможностей получить представление о природе
облаков Венеры состоит в сравнении измеренных и расчетных
спектров отражения. Как отметили авторы работы [46], подоб¬
ная методика может быть использована и для оценки размеров
(вообще говоря микроструктуры) частиц.
При помощи спектрометра с дифракционной решеткой, уста¬
новленного в фокусе Кудэ 2,7-метрового рефлектора Макдо-
нальдской обсерваторий, в 1973—1974 гг. Э. Баркер и др. [92,
250] осуществили регистрацию спектров всего диска Венеры
и центра диска Солнца (для целей калибровки) в диапазоне
3067—5960 А. Анализ данных измерений относительной отража¬
тельной способности R' облачного покрова Венеры, представ¬
ленных на рис. 6, позволяет сделать следующие выводы:
1) после «плато» в диапазоне 0,596—0,520 мкм отражательная
способность начинает существенно уменьшаться в интервале
длин волн короче 0,520 мкм, причем это уменьшение продол¬
жается примерно до 0,395 мкм; 2) в промежутке 0,395—
0,340 мкм зависимость от длины волны практически отсутствует,
а отражательная способность составляет около 55% по отноше¬
41

нию к длине волны 0,600 мкм; 3) при дальнейшем укорочении
длины волны (в пределах интервала 0,330—0,310 мкм) отража¬
тельная способность уменьшается до 20—50%. Данные о спек¬
тральном ходе в области длин волн меньше 0,310 мкм противо¬
речивы и требуют дальнейших исследований.
Наблюдения указывают на то, что фазовая зависимость
отражательной способности в диапазоне фазовых углов 40—76°
и ее временные вариации примерно одинаковы, причем в обоих
случаях изменений спектральной зависимости отражательной
способности не наблюдает¬
ся. Поэтому можно истолко¬
вать фазовую зависимость
как проявление суточной из¬
менчивости, которая обус¬
ловлена, по-видимому, ва¬
риациями доли площади
диска планеты, занятой тем¬
ными областями. Спектраль¬
ная зависимость относитель¬
ной (нормированной по от¬
ношению к длине волны
0,510 мкм) отражательной
способности всего диска
и отражательной способ¬
ности темных областей по
отношению к ярким одина¬
кова. Последняя не обнару¬
живает, однако, спада до
55% уровня в интервале
0,340—0,395 мкм, что указы¬
вает на существование зна¬
чительного количества уль¬
трафиолетового поглотителя
и над яркими областя-
ми.
Отсутствие "какой-либо спектральной структуры отражения
вблизи волны 0,5 мкм и в интервале длин волн 0,9—1 мкм сви¬
детельствует о невозможности существования в качестве компо¬
нента венерианских облаков дигидрата хлористого железа
(FeCl2-2H20), как это предполагалось ранее. Рассматриваемый
спектральный ход отражательной способности облаков можно
объяснить наличием частиц из полиморфных серосодержащих
соединений, которые могут возникать в результате фотодиссо¬
циации COS излучением с длинами волн более 0,22 мкм.
Этот вывод подтверждается данными лабораторных исследо¬
ваний. Например, используя стабилизированный гироскопами
30-сантиметровый телескоп, установленный на самолете (точ¬
ность его наведения составляла около F), Дж. Поллак и др.
Рис. 6. Отражательная способность
Венеры в видимой и ультрафиолето¬
вой областях спектра:
/ — расчеты Ирвина; 2 — данные Уоллеса;
3— данные Эванса; 4 — результаты изме¬
рений Андерсона; 5 — наблюдения Баркера
и др.
42

осуществили регистрацию [83] спектров Венеры к Солнца (как
источника сравнения) с применением спектрометров, которые
позволяли выделить следующие области спектра:	1,2—2,3;
2,25—4,1; 0,65—1,3 и 2,8—5,5 мкм (разрешение 0,03; 0,05; 0,02
и 0,06 мкм соответственно). Обычно регистрация спектров Вене¬
ры занимала 60—70 мин, а Солнца 30—40 мин (все наблюде¬
ния Венеры сделаны при Солнце, находившемся под горизон¬
том). В согласии со многими другими работами полученные
данные, относящиеся'к фазовому углу 40° в интервале 1—4 мкм
(рис. 7) и углу 136° в области 3—6 мкм, подтвердили, что верх-
Rf
Рис. 7. Отражательная способность Венеры в близкой инфракрас¬
ной области спектра при фазовом угле 40°, нормализованная по
отношению к ее значению при длине волны 2,2 мкм.
няя часть венерианских облаков состоит из капель водного
75%-ного раствора серной кислоты. Сравнение двух серий
наблюдений в интервале 1—4 мкм выявило интересную зависи¬
мость от фазового угла: отражательная способность вблизи
3 мкм значительно ниже, а в промежутке 1,3—2,5 мкм умень¬
шается с ростом длины волны существенно быстрее при малых
фазовых углах. Данные измерений при фазовом угле 40° позво¬
ляют заключить, что сернокислотный состав облачного покрова
сохраняется до оптических глубин, составляющих многие десят¬
ки, т. е. на большом растоянии от верхней границы облачности
(по крайней мере до высот порядка 45 км). Детальное обсужде¬
ние возможных вариантов состава облаков привело авторов
работы [83] к выводу, что наиболее вероятным следует считать
сернокислотный состав при 85%-ной (по весу) концентрации
43

серной кислоты. Рис. 8 наглядно иллюстрирует более высокую
вероятность «сернокислотной» гипотезы.
К. Дево и др. использовали прокалиброванные в абсолютных
единицах телевизионные изображения Венеры в ультрафиолето¬
вых, голубых и оранжевых лучах, полученные при щомощи АМС
«Маринер-10» при фазовом угле 23,35°, для сопоставления
с результатами расчетов полей яркости в соответствующих
участках спектра (0,36; 0,46 и 0,58 мкм) [114] с целью изучения
вертикальной структуры облачного покрова. Расчеты, сделанные
для модели однородного облака в слое 32—70 км с параметра-
Рис. 8. Сравнение расчетных и измеренной при фазо¬
вом угле 120* отражательной способности Венеры,
нормированной по отношению к ее значению при
длине волны 2,2 мкм:
/ — 84,5%-ный водный раствор серной кислоты; 2 — 6-мольный
водный раствор соляной кислоты; 3 — результаты измерений.
ми, соответствующими данным поляриметрических измерений
(эффективный радиус частиц 1,1 мкм, показатель преломления
1,44, альбедо однократного рассеяния на длине волны 0,7 мкм
равно 0,9998, а оптическая §толщина облака составляет 135),
показали, что такая модель качественно согласуется с данными
наблюдений. Имеют место, однако, большие количественные
расхождения, особенно вблизи края диска планеты, свидетель¬
ствующие о неадекватности модели однородного облака. Поэто¬
му были предприняты вычисления для двухслойной модели,
локальные оптические параметры верхнего слоя которой иден¬
тичны параметрам однородной модели. Нижний слой считался
44

полубесконечным. В таком случае оптическими параметрами
модели являются: оптическая толщина Х\ верхнего слоя облач¬
ности, альбедо однократного рассеяния о>о и соо обоих слоев
и индикатриса рассеяния нижнего слоя. Поскольку оценки пока¬
зали, что в случае приближенных расчетов влияние формы
индикатрисы рассеяния мало существенно, рассеяние нижним
облачным слоем считалось изотропным. Вычисления, относящие¬
ся к длине волны 0,46 мкм, сделаны были при tr=l для двух
вариантов: 1) соо=1, отражательная способность нижнего слоя
облаков р = 0,76; 2) о)о = 0,9322, р=1. В первом случае (консерва¬
тивно рассеивающий верхний слой) результаты практически
совпадают с данными для модели однородного облака. Второй
вариант (чисто рассеивающий нижний слой) дает результаты,
лучше согласующиеся с наблюдениями вблизи края диска, но
завышенную величину яркости в центре диска.
Чувствительным индикатором оптических свойств венериан-
ских облаков должна быть яркость на длинах волн 3—4 мкм,
где альбедо планеты очень мало, а потому отраженная радиа¬
ция при фиксированном фазовом угле должна существенно зави¬
сеть от микроструктуры и состава облаков. В этой связи
в период 1970—1974 гг. на 2,7-метровом телескопе Макдональд-
ской обсерватории Дж. Мартончик и Р. Бир осуществили реги¬
страцию спектров Венеры в области длин волн 3—4 мкм при
помощи фурье-спектрометра, расположенного в фокусе Кудэ
телескопа [206, 207]. Абсолютные величины спектральной ярко¬
сти в диапазоне волновых чисел 2500—3000 см-1 при разрешаю¬
щей способности 2 см-1 получены для фазовых углов, равных
31, 54, 94, 129 и 138°. Для исследования зависимости яркости от
фазового угла были отобраны величины для двадцати «микро¬
окон» прозрачности земной атмосферы, где не сказывается
влияние поглощения. Для детального анализа данных выбраны
результаты измерений яркости при волновом числе 2940 см-1.
В этом случае яркость Венеры определяется исключительно
влиянием рассеяния ввиду отсутствия поглощения и незначи¬
тельности вклада теплового излучения атмосферы Венеры.
Сравнение с результатами расчетов для однородного облака,
состоящего из капель 75%-ного раствора серной кислоты
(рис. 9, а), позволяет заключить, что характер фазовой кривой
яркости определяется главным образом не комплексным пока¬
зателем преломления (он принят равным 1,340^-0,1985-/), а без¬
размерным параметром х=2nr/к (г — радиус капель; к— длина
волны). Сопоставление измеренной и расчетных (для различных
размеров капель) фазовых кривых яркости показывает, что
модель однородного монодисперсного облака, которой соответ¬
ствуют параметры микроструктуры, полученные по данным
поляризационных измерений (см. далее), не согласуется с дан¬
ными измерений яркости в интервале 3—4 мкм. По этой причине
была рассмотрена модель двухслойного облака, характеризуе¬
45

мого тремя параметрами: средними радиусами частиц облачных
слоев и г2 и оптической толщиной ti верхнего слоя (нижний
слой предполагается полубесконечным). Наилучшее согласие
с данными измерений получается при Ti = 0,23 (рис. 9, б).
Такого рода модель обеспечивает также хорошее согласие
измеренных и расчетных спектров яркости Венеры в диапазоне
2500—3000 см-1. В этом случае расчеты были сделаны как для
окон прозрачности, так ц для всех остальных спектральных
интервалов. Счетная кон¬
центрация капель приня¬
та равной 100 см-3. Отме¬
ченное согласие измерен¬
ных и расчетных спект¬
ров является подтвержде¬
нием сернокислотного со¬
става облаков, выявлен¬
ного ранее поляриметри¬
ческими измерениями.
Совсем иная ситуация
имеет место в отношении
вертикальной структуры
и микроструктуры облач¬
ности. Оптическая толщи¬
на соответствует ^^1,6
для 0,35 мкм и	для
1 мкм, что намного пре¬
вышает оптические тол¬
щины, допустимые с точ¬
ки зрения поляризацион¬
ных измерений. Возмож¬
но, что менее противоре¬
чивой окажется двухслой¬
ная модель при различ¬
ном составе облачных
слоев. Устранить противо¬
речия интерпретации дан¬
ных поляриметрических
измерений яркости в интервале 3—4 мкм смогут лишь дальней¬
шие наблюдения.
Выполненный Б. Хапке и Р. Нельсоном анализ данных
о спектральной отражательной способности Венеры [156], для
которой характерно наличие сильного спада в области длин
волн короче 0,5 мкм, приводит к выводу, что поглощение в этой
широкой области длин волн может быть обусловлено только
компонентом облаков, который находится в жидкой или твердой
фазе. Поскольку, с другой стороны, водный раствор серной кис¬
лоты, являющийся основным компонентом облаков, не обладает
поглощением в ультрафиолетовом диапазоне, следует предполо¬
а
Рис. 9." Сравнение расчетных фазовых
кривых яркости Венеры для v = 2940см”1
с данными наблюдений (кружки).
46

жить наличие в облаках другого вещества. Возможное влияние
релеевского рассеяния как фактора ультрафиолетовых контрас¬
тов облачности исключается, так как спектры яркости Венеры
не обнаруживают обратной зависимости от четвертой степени
длины волны. Сходство спектров относительной отражательной
способности «Венера — Солнце» и «темные — светлые облака
Венеры» побуждает искать в качестве компонента, ответствен¬
ного за поглощение в ультрафиолетовой области спектра,
только одно вещество, исходя из того, что ультрафиолетовым
светлым и темным районам соответствует различное содержание
этого компонента (большее в случае темных районов).
6
Рис. 9. Продолжение.
В отличие от спектров газов спектры жидких или твердых
тел невозможно использовать для однозначной идентификации
поглощающего излучения вещества. Детальное обсуждение
спектров многих веществ, которые наблюдаются или могут
существовать в венерианской атмосфере, позволяет выбрать
серу как компонент, сочетающийся с концентрированным вод¬
ным раствором серной кислоты облачных капель. (Как известно,
сера инертна- по отношению к серной кислоте, и обычной фор¬
мой серы, устойчивой при комнатной температуре, является
орторомбическая циклооктасера Ss.) В связи с этим в работе
[156] были рассмотрены две модели облачности: 1) смешанного
полубесконечного облака, состоящего из частиц серы и капель
раствора серной кислоты; 2) двухслойной облачности, которая
представляет собой сочетание слоя капель, расположенного над
полубесконечным слоем частиц серы. Расчеты осредненных
47

спектров отражательной способности Венеры в диапазоне 0,36—
0,41 мкм для упомянутых моделей, сделанные на основе исполь¬
зования двухпотокового приближения, показали (рис. 10), что
в первом случае наилучшее согласие с данными наблюдений
получается, если принять радиус частиц серы 10 мкм, а капель
серной кислоты 1 мкм при отношении их счетных концентраций,
равном 1 :670. Отношение массовых концентраций составляет,
однако, 1,8, т. е. облако содержит 64% серы (по массе). Модель
двухслойной облачности оказывается наиболее адекватной при
радиусе капель в верхнем слое, равном 1 мкм, и единичной
Рис. 10. Сравнение расчетных и наблюдаемых спектров отража¬
тельной способности Венеры:
1 — данные наблюдений на Макдональдской обсерватории; 2 смешанное
полубесконечное облако, состоящее из серной кислоты и циклооктата се¬
ры; 3—двухслойная облачность (слой сернокислотной дымки находится
над оптически толстым облаком из частиц серы); 4 — смешанное облако
из капель серной кислоты и полиморфной серы.
оптической толщине этого слоя. Нижний слой должен состоять
из частиц серы радиусом 3,6 мкм. При перечисленных парамет¬
рах обе модели приводят к практически идентичным спектрам
отражения, обнаруживающим завышенную (по сравнению
с наблюдениями) отражательную способность в области длин
волн больше 0,45 мкм.
Если учесть возможность существования в условиях атмо¬
сферы Венеры иных форм, кроме орторомбической S8 (напри¬
48

мер, S6 и полиморфной серы), т. е. считать вероятной неполную
полимеризацию серы до S8, то можно получить практически
полное совпадение расчетной и наблюдаемой отражательной
способности, исключая полосу поглощения вблизи 0,3 мкм (кри¬
вая 4 на рис. 10). Возможно, однако, что эта полоса не является
реальной.
Стоксова скорость падения для частиц радиусом 10
и 3,6 мкм равна соответственно 3 и 0,4 см/с. Поэтому распреде¬
ление частиц серы вблизи верхней границы облаков должно
в первую очередь определяться полями горизонтальной и верти¬
кальной скоростей ветра, откуда следует сделать вывод, что
динамика ультрафиолетовых контрастов может служить инди¬
катором поля ветра.
Основным источником серы должна быть фотодиссоциация
COS, хотя некоторое количество серы может поступать также
из нижних слоев атмосферы. Сера плавится при 386 К и упру¬
гость ее пара составляет 1 атм при температуре 713 К, пример¬
но соответствующей температуре поверхности Венеры. Таким
образом, на уровне поверхности может существовать жидкая
сера. Возможно, что сера играет в венерианской атмосфере
роль, аналогичную роли водяного пара в земной атмосфере,
будучи в существенной мере ответственна за поглощение сол¬
нечной радиации. Если отношение смеси сера — углекислый
газ составляет в нижних слоях атмосферы около 10-5, то это
означает возможность образования облаков из конденсата серы,
начиная с высоты ~46 км, что довольно близко соответствует-
положению нижней границы облаков по данным измерений
освещенности на «Венере-8».
Дж. Регас и др., следуя методике М. Белтона и др. [6],
интерпретировали спектры Венеры в области 1,05 мкм полосы
углекислого газа и 0,8199 мкм линии водяного пара [87] путем
сравнения измеренных и расчетных спектров на основе'модели
неоднородной изотропно рассеивающей атмосферы с параметра¬
ми структуры, заимствованными по предварительным данным
АМС «Маринер-5» и «Венера-4—6». Было найдено, что если
венерианские облака представляют собой большую толщу погло¬
щенной пыли, то их верхняя граница должна быть расположена
выше уровня 0,09 атм. Если, однако, они являются слоем
поглощающего конденсата, то их верхняя граница находится
выше 0,65 атм. По своим рассеивающим свойствам верхняя
часть облаков Венеры напоминает перистые или слоистые
облака. Расчет поглощения для линии водяного пара 0,8199 мкм
в предположении изотермической температуры 240 К выше
уровня 0,25 атм и ледяной природы облаков дал величины, зна¬
чительно превосходящие наблюдаемые. Поэтому можно сделать
вывод, что облака Венеры не являются чисто ледяными.
Поскольку пересмотр данных «Маринер-5» (см. [130]) привел
к существенному изменению структурных параметров атмосферы

(новые данные указывают, в частности, на возможность
образования водного облака на уровне 58 км при отношении
смеси для водяного пара 10-2, измеренном АМС «Венера»),
авторы работы [87] предприняли ревизию интерпретации резуль¬
татов наземных измерений спектра атмосферы в полосе 1,05 мкм
и линии водяного пара 0,8226 мкм (наблюдения выполнены
20—24 октября 1967 г. при фазовом угле 102°). Приведем дан¬
ные, характеризующие модель пылевого облака при минималь¬
ной и максимальной высотах верхней границы облаков:
Давление на уровне верхней грани¬
цы облака (атм)	0,10—10_3
Оптическая толщина при изотроп¬
ном рассеянии		 4400—1290
Длина пробега фотонов на уровне
0,2 атм (км) . .			0,65—1,5
Как видно, подобные облака должны обладать гигантской
оптической толщиной. Альбедо однократного рассеяния состав¬
ляет в рассматриваемом случае 0,9966 и полностью исключает
возможность прохождения солнечной радиации через облака
(это несомненно противоречит тем данным измерений освещен¬
ности на АМС «Венера-8», которые будут рассмотрены далее).
Если учесть влияние анизотропности рассеяния, то длина про-'
бега фотонов оказывается колеблющейся в пределах 0,11—
0,25 км, что довольно близко соответствует земным перистым
и слоистым облакам.
Результаты расчетов для чисто рассеивающих облаков из
конденсата с оптической толщиной 9,9 приведены ниже:
Давление на уровне верхней границы
облака (атм) 	0,0-34—10_3
Давление на уровне нижней границы
облака (атм) . .  	0,47—0,91
Температура на уровне нижней грани¬
цы облака (К)	 '	.	282—330
Длина пробега фотонов на уровне
0,2 атм (км)	,	.	0,8—1,6
Они указывают на возможный диапазон высот, в пределах
которого могут существовать облака из конденсата.
Сопоставление этих моделей приводит к выводу, что величи¬
ны длины пробега фотонов в обоих случаях оказываются при¬
мерно одинаковыми.
Данные наблюдений для линии водяного пара с Л=0,8226 мкм
согласуются с расчетами, если предположить изменчивость
объемного отношения смеси водяного пара в пределах
(1,5-М,8) • Ю-5, и допускают возможность существования верх¬
него слоя облачности из водного раствора соляной кислоты
50

в слое 1>0—^ 16 мбар (оптическая толщина облака равна 0,5),
т. е. в зоне голодной «ловушки» на высоте 80 км, обнаружен¬
ной по пересмотренным данным «Маринер-5». Под верхним
слоем находится более мощный нижний слой облаков неизвест¬
ного состава.
Дж. Регас и др. критикуют [87] двухслойную модель обла¬
ков, подобную предложенной Г. Хантом, так как она налагает
слишком сильные ограничения либо на природу конденсата
в нижнем облаке, либо на природу переноса излучения в верх¬
ней тропосфере Венеры. Последнее определяется тем, что такая
двухслойная модель предполагает слишком малую длину сво¬
бодного пробега фотонов при анизотропном рассеянии, равную
0,01 км на уровне 0,2 атм, что соответствует случаю земных
кучевых облаков и маловероятно. Таким образом, в соответ¬
ствии с [87] к наилучшему согласию со спектроскопическими
данными приводит гипотеза о наличии облака из раствора
соляной кислоты, расположенного либо над совокупностью
конденсационных облаков, либо над протяженным пылевым
облаком. Возможна также и комбинация слоев облачности из
конденсата и пыли. Рассмотренные выше (и более убедитель¬
ные) результаты опровергают, однако,, такого рода вывод.
Очень широкому обсуждению в многочисленных исследова¬
ниях подвергался вопрос о существовании льда в облаках Вене¬
ры, но выводы были всегда противоречивыми. Противоречивость
выводов о составе облаков проявляется даже в работах одних
и тех же авторов. Так, например, Д. Реа и Б. О’Лири отвергли
гипотезу о водной природе облаков [248], объяснив особенности
спектрального колебания яркости Венеры в близкой инфракрас¬
ной области спектра влиянием углекислого газа. Однако через
два года после этого Б. О’Лири пришел совсем к другому выво¬
ду [223]. Иные концепции излагает и Д. Реа [249].
Б. О’Лири рассмотрел данные фотометрических наблюдений
на обсерватории Китт Пик в период около нижнего соединения
в 1969 г., которые указывают на существование аномального
увеличения яркости (примерно на 0,07 звездной величины) при
фазовом угле 158°, соответствующем направлению, в котором
должно иметь место гало (обычное гало в земных условиях
наблюдается как кольцо, расположенное на угловом расстоянии
22° от Солнца или Луны). Угловая ширина полосы максималь¬
ной яркости равна примерно 3° (в земных условиях ширина
полосы гало составляет 2—3°). Такого рода результаты получи¬
лись на всех пяти длинах волн (0,45; 0,55; 0,70; 0,85 и 1,05 мкм),
для которых были выполнены наблюдения. Б. О’Лири интер¬
претирует полученные результаты как явление гало, свидетель¬
ствующее о существовании в верхней части венерианских обла¬
ков гексагональных кристаллов льда. Возможность такой интер¬
претации определяется сходством наблюдаемого явления и зем¬
ного гало. В частности, в соответствии с зависимостью
51

показателя преломления льда от длины волны имеет место
зависимость местоположения (углового радиуса) гало от длины
волны.
Д. Реа обратил внимание на то, что пересмотр данных по
радиопросвечиванию атмосферы Венеры с АМС «Маринер-5»
приводит к выводу об идентичности вертикальных профилей
температуры на ночной и дневной сторонах и наличии тонкой
структуры вертикальных профилей в диапазоне высот 60—90 км
с характерным минимумом на уровне 81—82 км [249]. Последнее
обстоятельство вместе с данными наблюдений прохождения
Венеры по диску Солнца позволяет высказать предположение
о существовании верхнего слоя облачности на высоте 81 км
(давление 3 мбар при температуре 175 К). Как уже отмечалось,
наличие такого слоя обнаружено также на основе анализа фазо¬
вых вариаций интенсивности полос в спектре углекислого газа
и профилей линий углекислого газа. Пока что не удалось опре¬
делить толщину слоя, но ясно, что его оптическая толщина
не может быть большой, так как излучение в близкой инфра¬
красной области способно проникать через него в более глубо¬
кие слои атмосферы. Интерпретация данных наблюдений тонкой
структуры спектра углекислого газа в близкой инфракрасной
области указывает на то, что температура на уровне формиро¬
вания полос составляет около 250 К (±5—10 К), что соответ¬
ствует высоте 65 км. Поскольку на уровне 61 км наблюдается
заметный скачок температуры (температура составляет здесь
около 260 К, а давление равно 240 мбар), можно предположить,
что на этом уровне располагается верхняя граница нижнего
слоя облачности.
По мнению Д. Реа [249] (которое теперь следует считать
устаревшим), спектроскопические данные о составе венериан-
ской атмосферы позволяют предполагать, что наиболее вероят¬
ными компонентами верхнего слоя облаков могут быть Н20,
НС1 и HF.
Трудно высказать определенные суждения о составе нижнего
слоя облаков, но ясно, что ни один из облачных слоев не может
состоять из кристаллов льда, так как в этом случае содержание
водяного пара над облаками должно существенно превосходить
наблюдаемое (не исключено, однако, что кристаллическая вода
может быть второстепенным компонентом верхнего слоя облач¬
ности).
Несмотря на успешные прямые измерения при помощи АМС
серии «Венера» и косвенные данные АМС «Маринер», а также
многочисленные теоретические исследования, проблема химиче¬
ского состава облаков Венеры остается нерешенной. Многие
вещества были предложены как вероятные компоненты венери-
анских облаков, но за последние годы доминируют предположе¬
ния о том, что облака состоят из воды (в жидкой или твердой
52

фазе), хлоридов железа или аммиака, пыли или соединений
ртути.
Как отметил Б. Хапке в работе [155], анализ данных поляри¬
зационных измерений убедительно показал, что частицы обла¬
ков являются сферическими (таким образом, вероятнее всего
жидкими), имеют сравнительно монодисперсную микрострук¬
туру (радиус около 1 мкм) и обладают показателем преломле¬
ния, равным 1,45±0,02. В этой связи в работе [jl55] приведен
спектр излучения Венеры в диапазоне длин волн 0,2—16 мкм,
иллюстрирующий следующие особенности формирования-излу¬
чения: наличие поглощения облаками в ультрафиолетовой и ви¬
димой областях спектра, а также сильного поглощения части¬
цами облаков в интервале 3—5 мкм. По мнению Б. Хапке,
имеющиеся данные наблюдений исключают большую часть
из перечисленных выше возможных компонентов венерианских
облаков. Если подтвердятся данные АМС «Венера» о сравни¬
тельно высокой концентрации водяного пара, то вполне вероят¬
но, что облака являются водными. Низкая отражательная спо¬
собность облаков в интервале 3—5 мкм может иметь место при
значительной концентрации ионов ОНз~, что возможно в присут¬
ствии соляной кислоты при концентрации ее около 25% (как
известно, спектроскопические данные указывают на существо¬
вание НС1 в атмосфере Венеры).
Если частицы облаков представляют собой капли раствора
соляной кислоты размером около 1 мкм, то в этом случае долж¬
ны быть очень слабо выраженными полосы воды 1,5 'и 1,9 мкм
(отсутствие этих полос в спектре Венеры служит главным аргу¬
ментом против гипотезы о водной природе облаков). Добавле¬
ние соляной кислоты понижает температуру замерзания капель
до 200 К, что делает существование кристаллических облаков
на Венере гораздо менее вероятным, чем на Земле. Ни один
из наблюденных компонентов атмосферы Венеры не имеет
заметного поглощения в интервале 0,2—0,6 мкм, которое обу¬
словливает желтый цвет облаков. Возможно, что это поглоще¬
ние вызвано ядрами конденсации, которые являются продукта¬
ми вулканических извержений или эрозии грунта и представ¬
ляют собой частицы соединений железа (ион Fe3+ имеет силь¬
ные полосы поглощения в области длин волн 0,2—0,4 мкм).
Раствор 6 молей НС1, содержащей 1,7 молей растворенного
FeCl3 на литр раствора, имеет показатель преломления, равный
.1,45, т. е. можно предположить, что облака состоят из капель
«грязной» соляной кислоты. Для проверки этого предположения
необходимы высокоточные измерения спектра Венеры в ультра¬
фиолетовой области длин волн.
Как уже отмечалось, одним из важных компонентов вене¬
рианских облаков могут быть соединения ртути. Дж. Поттер
проанализировал правомерность такой гипотезы с точки зрения
53

соответствия ее высокому альбедо планеты [234]. Различные
модели такого рода облачности приводят к выводу, что она
должна возникать в верхних слоях атмосферы и может состоять
из капель ртути. Подобные облака должны, однако, сильно
поглощать и, следовательно, иметь низкое альбедо. Поэтому
следует предположить, что альбедо планеты обусловлено слоем
облачности, расположенным выше и состоящим из Hg2Cl2. Воз¬
можно, что над этим слоем находится еще более высокий слой,
состоящий из раствора соляной кислоты НС1 и Н20. Дж. Пот¬
тер выполнил расчеты альбедо такого рода системы облаков
с целью оценить соответствие полученных результатов и данных
наблюдений. Эти расчеты сделаны в предположении отсутствия
отражающего слоя над основной толщей ртутных облаков для
длины волны 6264 А (на этой длине волны Венера является
наиболее яркой, имея альбедо 0,94), но с учетом отражающего
слоя, находящегося внизу, при радиусах облачных капель 0,01;
0,1 ц 1,0 мкм (комплексный показатель преломления. равен
2,21—5,60). Добавление сильно отражающих слоев облачности
верхнего яруса привело к выводу, что если радиус капель ртут¬
ного облака не превышает 2,5 мкм, содержание ртути в основ¬
ном облаке не должно превосходить 10_3 г/см2. По-видимому,
выводы работы [234] нельзя считать достаточно достоверными:
Еще раз обратившись к обсуждению проблемы состава обла¬
ков Венеры, Р. Принн [238, 240] исходил из того, что согласно
имеющимся данным верхняя часть видимых облаков Венеры
находится при температуре около 250 К, а их верхняя граница
располагается вблизи уровня 200 мбар (63 км), но четко зафик¬
сировать ее местоположение трудно. Измерения поляризации
отраженного облаками солнечного света привели к оценке
радиуса частиц ~Ь,1 мкм и показателя преломления 1,44 на
уровне 50 мбар. Вероятно, перемежающиеся и слабые _слои
дымки, замеченные на фотографиях в ультрафиолетовом свете,
находятся на уровне около 10 мбар. В связи с обнаружением
в атмосфере Венеры водяного пара и соляной кислоты в рабо¬
тах [238, 240] было высказано предположение, что верхний слон
дымки состоит из капель концентрированной соляной кислоты,
которые могут образовываться при температуре около 198 К,
соответствующей давлению 20 мбар. При этом предполагалось,
что отношение смеси водяного пара составляет 10~4 на уровне
верхней границы облаков. Недавние наблюдения показали,
однако, что даже внутри основной толщи облаков отношение
смеси составляет, по-видимому, всего 10”6. В таком случае соля¬
ная кислота и водяной пар могут конденсироваться лишь выше
88 км (давление 1 мбар, температура 160 К) в форме ледяных
кристаллов й твердой соляной кислоты НС1-ЗН20. Наличие
очень малого отношения смеси для водяного пара означает
либо преобладание подобных условий во всей атмосфере пла¬
неты, либо существование высокогигроскопического вещества

облаков, обусловливающего низкое содержание водяного пара
в видимой части атмосферы Венеры. Ранее уже отмечалось, что
капли соляной кислоты имеют показатель преломления, равный
1,44, а предположение об облаках, состоящих из таких капель,
согласуется с данными измерений инфракрасного спектра Вене¬
ры. Упругость водяного пара над подобными каплями настоль¬
ко мала, что позволяет объяснить отношение смеси по¬
рядка 1U-6’.
Спектроскопические наблюдения привели к выводу об очень
низкой концентрации серосодержащих газов в венерианской
атмосфере. Показано, однако, что это обусловлено быстрой
фотохимической диссоциацией подобных газов (прежде всего
карбонилсульфида COS) в верхней атмосфере (время диссоциа¬
ции порядка 103—105 с), которая ведет к образованию аэрозоля
из капель серной кислоты путем фотоокисления S02 в присут¬
ствии 02 и малых количеств Н20.
Таким образом, можно предположить, что видимые облака
Венеры представляют собой протяженную дымку из капель сер¬
ной кислоты, высота однородной атмосферы для которой пре¬
восходит высоту однородной атмосферы газообразной атмосфе¬
ры (см. также [268, 311, 316]). По мнению А. Янга [312], наилуч¬
шее согласие с измеренным инфракрасным эмиссионным
спектром Венеры получается, если предположить, что частицы
облаков состоят из водного раствора серной кислоты, массовая
концентрация которого несколько превосходит 75%. В таком
случае отношение смеси для водяного пара должно составить
10_6 (нижний предел), а для карбонилсульфида и сернистого
газа— 10-7 (верхний предел), что хорошо согласуется с данны¬
ми наблюдений. В слое облачности не должно быть разрывов,
если только условия динамики атмосферы не вызывают переме¬
шивание всего слоя облаков за время, меньшее чем несколько
суток. При таких обстоятельствах отношение смеси для водя¬
ного пара может увеличиваться до 10-4, а над основной толщен
облаков может образовываться тонкий слой дымки из капель
соляной кислоты. Присутствие серы в частицах облаков можно
в дальнейшем обнаружить путем измерений рентгеновской
флуоресценции с АМС.
Подводя итоги исследований химического состава облаков
Венеры, следует подчеркнуть еще раз пестроту и противоречи¬
вость современных представлений (точнее, гипотез) по этому
вопросу. Помимо воды, льда, сухого льда, водных растворов
соляной и серной кислот, соединений ртути, в качестве компо¬
нентов венерианских облаков предлагались недокись углерода
С302 [186], дигидрат хлористого железа FeCl2-H20 [187], хлори¬
стый натрий [169], формальдегид [306], углеводородные соеди¬
нения [177], углеводородно-амидные соединения [254], полимеры
воды [123], нитрат аммиака NH4-N02 [112], карбонаты кальция
и магния [225], NH4C1 [197]. Важный вклад в упорядочение
55

полученных результатов внесла интерпретация результатов
измерений поляризации Венеры.
Поляризация солнечного света, отраженного облаками.
Одним из наиболее эффективных методов изучения размера
частиц облаков, определения их оптических свойств (комплекс¬
ного показателя преломления) и состава является интерпрета¬
ция результатов измерений поляризации Венеры (см. [72—75,
109, 110, 179]).
Анализ данных о поляризации света, отраженного всем
диском Венеры, позволил оценить показатель преломления,
средний размер частиц и положение уровня внутри облачного
покрова Венеры, которому соответствует оптическая толщина
т=1. Естественно, что более обширная информация может быть
получена по данным измерений поляризации для различных
участков диска планеты. Это касается прежде всего определе
ния локальных свойств облаков по данным об изменении поля¬
ризации в зависимости от фазового угла и длины волны. На¬
блюдения определенного участка диска при разных зенитных
углах открывают возможности определения вертикального про¬
филя сцетной концентрации частиц облаков по отношению
молекулярного рассеяния и рассеяния на частицах. Имеющиеся
наземные наблюдения региональной поляризации на Венере
малочисленны и обладают низким пространственным разреше¬
нием. Поэтому их можно использовать лишь для определения
параметров двухслойной модели атмосферы, состоящей из слоя
релеевского рассеяния, расположенного над полубесконечным
слоем облаков.
К. Кавабата и Дж. Хансен выполнили расчеты поляризации
солнечного света, отраженного различными участками диска
Венеры, для двухслойной модели атмосферы, состоящей из слоя
релеевского рассеяния воптической толщины Тя, расположенного
над полубесконечным слоем облачности, характеризуемым отно¬
шением /я коэффициентов релеевского и аэрозольного рассеяния
[180]. Частными случаями этой модели являются однородная
атмосфера (тя^О) и модель отражающего слоя (/я = 0).
Результаты расчетов показывают, что релеевская компонен¬
та поляризации обусловлена главным образом рассеянием
внутри облака, а не над облаком. «Облака» в верхней их части
являются диффузной дымкой. Наблюдаемая с Земли облачность
распространяется по крайней мере до уровня 10 мбар. Сопостав¬
ление с данными измерений поляризации приводит к выводу,
что модель однородной атмосферы более адекватна, чем модель
отражающего слоя. При этом средняя длина свободного про¬
бега фотонов в видимой области спектра составляет около 5 км
на уровне 50 мбар, что соответствует горизонтальной дальности
видимости ~20 км (характерная величина длины пробега для
земных облаков составляет 0,1 км или меньше). Счетная кон¬
центрация частиц облаков на уровне 50 мбар равна 30 см-3.
56

Можно предполагать, что отношение аэрозольной оптической
плотности к релеевской увеличивается с глубиной в слое
7—300 мбар, поскольку аэрозольная шкала высот значительно
меньше (2—3 км), чем газовая (5,2 км).
Выше уже упоминались некоторые оценки радиуса частиц
и показателя преломления, полученные из поляризационных
Рис. 11. Зависимость степени поляризации отраженной Венерой солнеч¬
ной радиации на длине волны 0,55 мкм от фазового угла по данным
измерений (I, II) и расчетов (и те и другие данные относятся ко всей
освещенной части диска планеты).
наблюдений. Все они приводят к примерно одинаковому резуль¬
тату: средний радиус частиц составляет около 1 мкм, а показа¬
тель преломления существенно больше, чем у воды (1,4ч-1,7).
Так, например, Дж. Хансен и А. Аркинг, выполнив вычисления
поляризации на длинах волн 0,365; и 0,55 (рис. 11) и 0,99 мкм
(рис. 12) с учетом многократности рассеяния и немонодисперс-
57

ности частиц (при среднем радиусе 1,1 мкм) [152], обнаружили
наилучшее согласие с измеренными величинами при величинах
показателя преломления п, составляющих соответственно 1,46;
1,45 и 1,44. Весьма точные расчеты зависимости поляризации от
фазового угла (случай сферической атмосферы, модели одно¬
слойной и многослойной облачности), сделанные Д. Каттаваром
Рис. 12. Зависимость степени поляризации отраженной Венерой солнеч¬
ной радиации на длине волны 0,99 мкм от фазового угла по данным
измерений (/, II, ///) и расчетов.
и др. с использованием методики Монте-Карло [179], привели
к выводу, что средний размер частиц составляет около 1 мкм,
а показатель преломления варьирует в пределах 1,45—1,6.
Поглощение заметно проявляется лишь на длине волны 0,34 мкм,
для которой альбедо частиц составляет 0,977.
В работе Дж. Хансена и Дж. Ховенира [154] подведены итоги
поляризационных исследований Венеры и предприняты новые
сопоставления результатов теоретических расчетов степени поля¬

ризации с данными наблюдений, причем особое внимание уделе¬
но определению размеров частиц облаков и их показателя пре¬
ломления. Расчеты сделаны для облака, микроструктура (рас¬
пределение частиц по размерам) которого задана формулой (1).
Поскольку параметры а и Ь этой формулы можно рассматривать
как эффективные величины радиуса частиц и изменчивости
радиуса соответственно, обе они относятся к основным парамет¬
рам, определяющим степень поляризации. Двумя другими пара¬
метрами являются показатель преломления п и коэффициент/ф,
характеризующий вклад релеевского рассеяния (отношение
коэффициентов релеевского и аэрозольного рассеяния). Фазовые
кривые поляризации рассчитаны для длин волн 0,365; 0,55
и 0,99 мкм, которым соответствуют альбедо частиц, равные соот¬
ветственно 0,98427; 0,99897 и 0,99941. При таких величинах аль¬
бедо однократного рассеяния сферическое альбедо планеты
составляет 0,55; 0,87 и 0,90. Величина cos а (а — угол рассея¬
ния), характеризующая индикатрису рассеяния, равна 0,761;
0,713 и 0,715 соответственно.
Расчеты Дж. Хансена и Дж. Ховенира показали, что поляри¬
зация на длине волны 0,55 мкм наиболее чувствительна к разме¬
ру частиц и достаточно сильно изменяется в зависимости от
величины показателя преломления. На рис. 11 представлены
результаты вычислений в сопоставлении с данными всех имею¬
щихся наблюдений поляризации, иллюстрирующие изменчивость
фазовых кривых поляризации в зависимости от размера частиц
(параметра а). Максимум поляризации при фазовых углах око¬
ло 20° отражает положение первичной радуги, а максимум при
~155° соответствует наличию аномальной дифракции. Из дан¬
ных рис. 11 вытекает, что если показатель преломления равен
1,44±0,015, то наилучшее согласие с результатами наблюдений
имеет место при эффективном радиусе (параметр а)~1,05±
±0,1 мкм и изменчивости радиуса (параметр Ь)~0,7±0,02.
Данные аналогичного сопоставления для других длин волн под¬
тверждают этот вывод относительно микроструктуры облаков.
Поскольку показатель преломления может изменяться в за¬
висимости от длины волны, были сделаны расчеты с целью про¬
анализировать чувствительность фазовых кривых к величине
показателя преломления на всех рассматриваемых трех длинах
волн. При длинах волн порядка 1 мкм наблюдаемая поляриза¬
ция Венеры отрицательна при всех фазовых углах, что является
следствием сравнимости размеров частиц и длины волны в этом
диапазоне. При А, = 0,99 мкм фазовые кривые поляризации очень
чувствительны как к размеру частиц, так и к показателю пре¬
ломления (см. рис. 12). Поэтому измерения на этой длине волны
очень информативны с точки зрения определения соответствую¬
щих параметров и приводят, в частности, к /2=1,43±0,015.
В ультрафиолетовой области спектра (^ = 0,365 мкм) поляриза¬
ция менее чувствительна к микроструктуре облака, чем в види¬
59*

мом и ближнем инфракрасном диапазоне, но позволяет весьма
точно определить показатель преломления, благодаря наличию
сильного .максимума поляризации в зоне первичной радуги.
К наилучшему соответствию с наблюдениямшприводитп= 1,46±
±0,015- Наблюдения поляризации в ультрафиолетовой области
спектра информативны также с точки зрения оценки вклада
релеевского рассеяния в облаках и над облаками. Степень поля¬
ризации существенно зависит здесь от величины /r, и сравнение
расчетов с наблюдениями приводит к наилучшему согласию при
/r = 0,045. Авторы работы [149] показали, что в случае модели
однородной атмосферы давление внутри облака на глубине,
соответствующей единичной оптической толщине, /7^1,16
т. е. составляет около 50 мбар.
Выполненный Дж. Хансеном и Дж. Ховениром [154] анализ
результатов наблюдений, относящихся к иным длинам волн того
же диапазона 0/34—1 мкм, чем три рассмотренные выше, под¬
твердил полученные выводы. Имеются также некоторые данные
наблюдений для интервала 1,25—3,6 мкм, но они немногочислен¬
ны и пока недостоверны. Существенно, однако, что неизменно
наблюдалась отрицательная 'поляризация при всех фазовых
углах для длин волн 1,25; 1,65 и 2 мкм, преимущественно поло¬
жительная поляризация — для А = 2,2 мкм и только положитель¬
ная поляризация —для А = 3,6 мкм. Именно .такого распределе¬
ния следует ожидать от спектральной зависимости поляризации
в случае частиц с эффективным радиусом около 1 мкм. Следова¬
тельно, и эти данные находятся в согласии с указанными выше
выводами.
Поскольку интерпретация поляризационных наблюдений
определенно свидетельствует о том, что показатель преломления
частиц венерианских облаков составляет 1,44 ± 0,015 при
X = 0,55 мкм, колеблясь от ~ 1,46 для А, = 0^365 мкм до ~ 1,43 при
А = 0,99 мкм, это дает основания для суждений относительно воз¬
можного состава облаков. Стремясь использовать для этой цели
полученную из наблюдений спектральную зависимость показа¬
теля преломления, Дж. Хансен и Дж. Ховенир показали, что
в видимой области спектра (дг2 + 2)/(/г2 — 1) — А-2. На рис. 13
данные наблюдений (очень жирная прямая) представлены
в соответствующей системе координат (с указанием возможной
погрешности этих данных) и сопоставлены с аналогичными
результатами, полученными путем расчета при различных пред¬
положениях о химическом составе частиц облаков. Так как
Дж. Хансен и А- Аркинг показали [152], что ни одна из гипотез
о составе облаков, предложенных до 1970 г., не удовлетворяет
данным поляризационных измерений, были отобраны наиболее
вероятные современные предположения. Как видно из рис. 13,
ни гипотеза о недокиси углерода С3О2, ни предположение
о растворе соляной кислоты не согласуются с наблюдениями.
Наиболее вероятным следует считать, что облака Венеры
60

состоят из капель концентрированного 75%-ного) раствора сер¬
ной кислоты. Очевидно, что эти капли должны иметь сфериче¬
скую форму-
Обращает на себя внимание удивительная однородность мик¬
роструктуры и оптических свойств венерианских облаков, а так¬
же малая изменчивость размеров частиц, совершенно противопо¬
ложные тому, что наблюдается в случае земной облачности. Так,
например, параметр b для земных облаков колеблется от ~0,05
до ^0,40. Однако если обратиться к данным для стратосферно¬
го слоя аэрозоля (слоя Юнге),, расположенного на уровне
50 мбар, то в этом случае b ~0,06-f-0,08. Это позволяет усмот-
Рис. 13. Зависимость показателя преломления от длины
волны по данным наблюдений поляризации Венеры для
различных моделей химического состава облаков.
реть определенную аналогию между верхне^ частью облачного
покрова Венеры, ответственной за поляризацию света (поляри¬
зация определяется главным образом влиянием многократного
рассеяния в слое с т~1), и земным стратосферным слоем аэро¬
золя (см. [171]), для которого также характерно большое содер¬
жание серной кислоты [287].
Р., Ландау выполнил при помощи фильтрового спектрополя-
риметра, установленного в кассегреновском фокусе 120-дюймо¬
вого телескопа Ликкской обсерватории, в 1972—1973 гг. измере¬
ния поляризации излучения Венеры в окнах прозрачности зем¬
ной атмосферы 2,2; 3,5 и 4,8 мкм при угле поля зрения 4” [193].
61

При хороших атмосферных условиях прибор позволяет измерить
минимальную поляризацию, равную 5%. Теоретические оценки
показали, что вклад теплового излучения Венеры (Пренебрежимо
мал на длине волны 2,2 мкм, составляет 10±7% при ^ = 3,5 мкм
и достигает примерно двух третей при Х = 4,8 мкм. Для сравне¬
ния в работе [193] сделаны расчеты поляризации по методу
удвоения для показателей преломления, равных 1,2; 1,4; 1,6,
причем во втором случае варьировалась величина мнимой части
комплексного показателя преломления: 0,001; 0,01 и 0,1, а в ос¬
тальных случаях она принята равной нулю. Сопоставление
Рис. 14. Циклы ееры и кислорода в атмосфере Венеры.
результатов измерений и расчетов частично подтверждает вывод
о том, что облака Венеры состоят из концентрированного водно¬
го раствора капель серной кислоты. На это указывает высокая
положительная поляризация (~40%) на длине волны 3,5 мкм:
значительное поглощение, обусловленное серной кислотой, объ¬
ясняет уменьшение деполяризации, вызываемой многократным
рассеянием. Предположение о значительной величине мнимой
части комплексного показателя преломления не согласуется,
однако, с наблюдаемой низкой поляризацией при Я = 4,8 мкм,
которую нельзя приписать только влиянию тепловой компоненты
излучения. При длине волны 2,2 мкм наблюдается нейтральная
точка, а поляризация практически отсутствует (меньше 5%).
В связи с обнаружением (с большой вероятностью) сернокис¬
лотного состава облаков Венеры Р. Принн предпринял деталь¬
ный анализ химических процессов серы в зоне облаков [243]
и проанализировал вероятные циклы серы и кислорода, разрабо¬
тав на этой основе фотохимическую модель-формирования вене-
62

ЦЩКМ
рианских облаков, состоящих из фотохимически продуцируемой
серной кислоты и меньшего количества поглощающей ультра¬
фиолетовую радиацию серы. На рис. 14 изображена предложен¬
ная Р. Принном схема циклов серы и кислорода в атмосфере
Венеры (выше пунктирной, линии, соответствующей высоте около
67 км, располагается зона фотохимических реакций). Основную
роль играют два конкури¬
рующих механизма удале¬
ния атомов серы в атмосфе¬
ре над облачным покро¬
вом:	S	+ 02-^S0 + 0;
S + COS-^S2 + СО. Первая
из этих реакций, представ¬
ляющая собой механизм
стока молекулярного кисло¬
рода, требует наличия при¬
емлемой концентрации 02
и приводит к образованию
серной кислоты. Вторая ре¬
акция происходит в слое
с малым содержанием кис¬
лорода и обусловливает об¬
разование S2. Анализ усло¬
вий осуществления обеих
реакций приводит к выводу,
что области ультрафиолето¬
вых потемнений Венеры яв¬
ляются зонами недостатка
кислорода, где продуциру¬
ется значительное количе¬
ство поглощающей ультра¬
фиолетовую радиацию серы.
Облака ярких областей со¬
стоят из серной кислоты.
С учетом кинетики упо¬
мянутых и сопутствующих
им реакций Р. Принн
построил три модели вер¬
тикального профиля кон¬
центрации капель серной
кислоты в облаке при раз¬
личных предположениях
о вертикальном профиле ко¬
эффициента турбулентного перемешивания (рис. 15) [243]. Наи¬
лучшее согласие с данными наблюдений обеспечивает модель,
рассчитанная при коэффициентах перемешивания, равных
104; 5* 104 и 105 см2/с для атмосферных слоев на высотах больше
67 км, 57—67 км и ниже 57 км соответственно.
+	п1	см
Рис. 15. Модели вертикального распре¬
деления счетной концентрации капель
серной кислоты, соответствующие раз¬
личным значениям коэффициента турбу¬
лентного перемешивания Ki на высотах
больше 67 км (/Ci), 57—67 км (К-2)
и ниже 57 км' (^з):
зачерненные кружки отмечают высоту, которой
соответствует ^=1 при среднем радиусе ка¬
пель 1,05 мкм; светлые — высоты, которым со¬
ответствует т = 0,006 при том же среднем ради¬
усе капель.
63

Уходящее тепловое излучение. Поскольку облака Венеры
состоят, по-еидимому, из капель концентрированного водного
раствора серной кислоты, следует ожидать более высокой кон¬
центрации водяного пара под облаками, чем над ними. Един¬
ственно возможная дистанционная методика обнаружения водя¬
ного пара в глубоких слоях венерианской атмосферы состоит
в интерпретации данных о тепловом радиоизлучении. В этой свя¬
зи У. Россов и К. Саган предприняли новые расчеты спектраль¬
ной зависимости радиояркостной температуры всего диска Вене¬
ры в диапазоне 0,1 —10 см (257], результаты которых были сопо¬
ставлены с данными наземных измерений. В основу расчетов
ими была положена модель атмосферы Венеры, состоящей на
97% из углекислого газа, причем остальные 3% приходятся на
долю азота. Поскольку капли облаков малы по сравнению
с длиной волны радиоизлучения, можно ограничиться учетом
лишь поглощения жидкой фазой облаков, пренебрегая релеев-
ским рассеянием. Вычисления вещественной и мнимой частей
комплексного показателя преломления воды и серной кислоты
сделаны были по формулам Дебая, и в случае воды они обнару¬
живают на длинных волнах существенную температурную зави¬
симость. По этой причине оптическая толщина облаков на длин¬
ных волнах определяется влиянием холодной верхней части
облака, хотя основная масса воды сосредоточена в его более теп¬
лых слоях. Вода при температуре более 273 К перестает быть
эффективным поглотителем.
Примерно то же самое относится к серной кислоте, темпера¬
турная зависимость компонентов комплексного показателя пре¬
ломления которой аналогична. Учет поглощения растворами сер¬
ной кислоты осложняется появлением и существенным влиянием
ионов Н20+ и HSOr, обусловливающих уменьшение поглоще¬
ния. Поэтому для моделирования диэлектрических свойств раст¬
вора серной кислоты использованы два экстремальных предпо¬
ложения: 1) поглощение каплями раствора представляет собой
суперпозицию поглощения, обусловленного серной кислотой и во¬
дой («полное поглощение»); 2) пары молекул воды и серной кис¬
лоты не поглощают вообще: так как моногидрату соответствует
80,5%-ная концентрация серной кислоты, то это означает, что
при концентрации меньше 80,5% поглощают лишь избыточные
молекулы водяного лара; а в противоположном случае — моле¬
кулы серной кислоты («эффективное поглощение»).
Анализ возможных моделей сернокислотных облаков привел
к следующим выводам (рис. 16): 1) концентрация капель долж¬
на значительно изменяться в зависимости от высоты; 2) если
aH.2o/aH.2so,^ 10, то отношение смеси для водяного пара должно
быть существенно больше в глубоких слоях, чем над облаками.
Здесь ан.2о, aH2so, —отношения смеси для воды (во всех фазах),
которое считается постоянным, и жидкой серной кислоты.
64

В табл. 5 воспроизведены величины верхних пределов ан.2о
и aHaso4, полученные путем сопоставления данных расчетов и из¬
мерений.
Все рассмотренные результаты согласуются с верхними пре¬
делами аНзо — 5• 10_3 и aH2so4 —4,5-10~5,что полностью исключа¬
ет возможность существования на Венере водных облаков. Если
исходить из 97%-ного содержания углекислого газа и модели
«полного поглощения», то с учетом данных микроволновых, спек¬
троскопических и поляризационных измерений наиболее вероят¬
ными оказываются аН2о = 2-10-4 и aH2so4 = 9-10_6. Это соответ¬
ствует величинам общего содержания суммарного конденсата
Рис. 16. Вертикальные профили водности для раз¬
ных моделей венерианских облаков.
и жидкой воды в облаках, равным —0,1 и 0,01 г/цм2 соответ¬
ственно. Такой состав венерианских облаков (при учете 90 атм
толщи углекислой атмосферы) согласуется с гипотезой о парни¬
ковом эффекте как факторе, определяющем высокую темпера¬
туру поверхности Венеры.
Важным источником информации о вертикальной структуре
венерианских облаков являются результаты измерений уходяще¬
го инфракрасного теплового излучения [280, 281, 295]. При помо¬
щи установленного на АМС «Маринер-10» двухканального
инфракрасного радиометра (ДИКР) были выполнены измерения
углового распределения уходящего теплового излучения по дис¬
ку Венеры в спектральных интервалах 8—14 мкм (канал 11 мкм)
и 35—55 мкм (канал 45 мкм). Углы зрения ДИКР составляют
5 39 >5
65

Таблица 5
Верхние пределы отношений смеси воды и серной кислоты,
полученные на основе сравнения данных измерений и расчетов
для моделей «полного поглощения» (ПП) и «эффективного
поглощения» (ЭП)
Верхний предел
Данные наблюдений
а
Н,0
aH»SO,
1,3-сантиметровое излучение Н20
5 •
1<Г3
Радиорефракционные данные с
„Маринер-5“:
ПП
1
о
Tt*
ч-4 • 1(Г3
45-10-6 -г- 9 • 1(Г6
ЭП
4 •
1(Г3
9 • 1(Г6
Радиолокационные данные (97%
С02):
ПП
4 •
КГ4
9 • 1(Г6
ЭП 	_
4 •
1СГ4
1,8 • КГ5
Микроволновые данные:
Янсен и др. (90% С02)
ПП
4 •
1<Г4
СО
1 '
О
05
ЭП
4 •
10~4
4,5 • КГ5
Поллак и Моррисон (90% С02)
ПП
4 •
кг2
4,5 • 1(Г4
ЭП 	*
4 •
1(Г2
1<Г3
Поллак и Моррисон (97% С02)
ПП
2 •
1СГ4
9 • 1(Г6
ЭП
2 .
кг4
4,5 • 1<Г5
0,5 и 1,1° для первого и второго каналов соответственно, что обе¬
спечивает линейное разрешение около 100 и 200 км. Осуществ¬
ленный в работах [280, 281] анализ результатов измерений
(рис. 17) показал, что Венера примерно на 20 К теплее на
7, = 45 мкм, чем на Х=11 мкм. Учитывая имеющиеся данные
о вертикальном профиле температуры, можно заключить, что
тепловое излучение в 45-микрометровом канале генерируется
преимущественно слоем атмосферы, расположенным на 5 км
ниже «слоя излучения» для 11-микрометрового канала.
Такой вывод может показаться парадоксальным, если учесть,
что оба основных газовых поглощающих компонента атмосфе¬
ры— углекислый газ и водяной пар — значительно сильнее
поглощают в интервале длин волн 35—55 мкм, чем в интервале
8—14 мкм. Упомянутый вывод означает, однако, что пропускание
атмосферы определяется прежде всего оптическими свойствами
66

облаков, прозрачность которых выше в области более длинных
волн. В связи с этим Ф. Тейлор решил задачу восстановления
вертикального (профиля оптической толщины облаков в диапа¬
зоне высот 60—80 км по данным ДИКР при заданном верти¬
кальном профиле температуры [280]. Такого рода обратная зада¬
ча решена им на основе использования итерационной методики
М. Шахина.
Рассматриваемые измерения приводят к монотонному возра¬
станию оптической толщины с глубиной, не позволяя выявить
вертикальную структуру об¬
лачного покрова. В работе
[280] построена простейшая
модель стратосферы Венеры
в предположении, что венери-
анские облака состоят из ка¬
пель 75%-ного водного раство¬
ра серной кислоты с каплями
радиусом 1,1 мкм (рис. 18).
Расчет поперечников поглоще¬
ния и рассеяния капель по
формулам Ми показал, что на
длине волны 45 мкм попереч¬
ник рассеяния составляет
только 3% от поперечника по¬
глощения.
Данным измерений при по¬
мощи ДИКР наилучшим обра¬
зом соответствует модель, оп¬
ределяющая убывание концен¬
трации капель с высотой до нуля вблизи 80 км и повышение
отношения смеси водяного пара с высотой выше этого уровня.
Общее содержание водяного пара в толще атмосферы выше
уровня с давлением 10 мбар эквивалентно примерно 40 мкм
осажденной воды.
В апреле 1969 г. Р. Самуэльсон и др. осуществили на Макдо-
нальдской обсерватории при помощи фурье-спектрометра, нахо¬
дящегося в фокусе Кудэ 107-дюймового телескопа, регистрацию
спектров Венеры в диапазоне 450—1250 см-1 с разрешением
0,67 см-1 [295]. Сопоставление данных измерений, освобожденных
от влияния земной атмосферы, с результатами расчетов для
модели однородного облака привело к выводу, что величина
объемного коэффициента экстинкции облачного покрова на уров¬
не тропопаузы (планетоцентрическое расстояние 6110 км) колеб¬
лется в пределах (0,5-=-1,5) • 10-5 см-1 в зависимости от длины
волны. Счетная концентрация частиц облаков на том же уровне
составляет около 900 см-3, а массовое отношение смеси для час¬
тиц равно 5-10—6- Наилучшее согласие с данными наблюдений
0 Ofi 0,8	1,1	1,6	2,0	2fi
Рис. 17. Изменение оптической тол¬
щины с высотой.
67

обеспечивает модель облака, состоящего из капель 75%-ного
водного раствора серной кислоты.
Поскольку наиболее информативные поляризационные изме¬
рения позволили судить лишь о составе верхнего слоя облаков,
вполне вероятно существование расположенных ниже слоев
облачности иного состава, чем обоснованный в работе [154].
Даже и весьма убедительная аргументация Дж. Хансена и Дж.
Ховенира относительно состава верхней части видимого облач¬
ного покрова Венеры не
qv	может	рассматриваться
как вполне однозначная.
Хотя эти авторы отверга-
PfM00p ют модель «грязной со¬
ляной кислоты» Б. Хапке
[ 155], упоминавшуюся
раньше, следует считать,
что возможны и другие
комбинации состава об¬
лаков, удовлетворяющие
имеющимся сравнитель¬
но ограниченным по объ¬
ему данным наблюдений.
Решающее слово будет
принадлежать, конечно,
данным прямых измере¬
ний микроструктуры и
химического состава об¬
лаков Венеры на разных
уровнях. Несомненно, что
важное значение могли
бы иметь измерения с ис¬
кусственного спутника
Венеры угловых распре¬
делений яркости и поля¬
ризации дйя различных
узких спектральных ин¬
тервалов в диапазоне от
ультрафиолетовой до ин¬
фракрасной	области
спектра. Главное состоит,
таким образом, в том, что
вопрос о микроструктуре, составе, вертикальной и горизонталь¬
ной неоднородностях облаков Венеры остается во многом откры¬
тым. В частности, по-прежнему неясно, почему на Венере имеет
место устойчивый сплошной глобальный облачный покров, тогда
как на Земле характерными особенностями облачности явля¬
ются неустойчивость и горизонтальная неоднородность (некото¬
71, СМ
Рис. 18. Простейшая модель верхней
атмосферы Венеры, согласующаяся
с данными измерений уходящего теп¬
лового излучения:
1 — счетная концентрация частиц облаков;
2 — объемное отношение смеси водяного
пара.
68

рые соображения по этому поводу высказаны в работе
Дж. Бартлетта и Г. Ханта [93]).
Подводя итоги, отметим еще раз, что анализ данных о соста¬
ве и структурных параметрах атмосферы Венеры и в особенности
результатов поляризационных измерений привел к выводу, что
венерианские облака состоят из капель концентрированного вод¬
ного раствора серной кислоты. А. Янг [308] показал, что, учиты¬
вая этот вывод, легко объяснить сухость атмосферы Венеры,
обусловленную сильно экзотермической реакцией H20 + H2S04=
H30+ + HS0r- Имея в виду низкую температуру замерзания
и способность растворов серной кислоты к переохлаждению,
естественно предположить, что облака состоят из капель раст¬
вора.
Предположению о сернокислотном составе капель при кон¬
центрации серной кислоты ~70-f-75% хорошо соответствует
полученная по данным измерений поляризации величина коэф¬
фициента преломления, равная 1,44. Расчеты спектра теплового
излучения облака, состоящего из капель серной кислоты, хорошо
согласуются с данными наблюдений, обнаружившими полосу при
/,= 11,2 мкм и сильную черноту планеты вблизи Х = 4 мкм. Значи¬
тельная изменчивость спектров при концентрации более 85%
исключает возможность столь высокой концентрации серной кис¬
лоты, тогда как низкая влажность свидетельствует о том, что
концентрация не должна быть существенно меньше 75%.
Небольшая примесь HF, обусловливающая понижение точки
замерзания и уменьшение показателя преломления, может сде¬
лать допустимой концентрацию серной кислоты ~80±5%. Это
одновременно может объяснить, почему содержание НС1 в стра¬
тосфере Венеры в 40 раз больше, чем HF. Обычно гипотеза
о водной природе облаков отвергалась на том основании, что она
не способна объяснить желтый цвет Венеры, обусловленный
поглощением в ультрафиолетовых и голубых лучах. Это возра¬
жение может быть отнесено и к сернокислотным облакам. По
мнению А. Янга [318], следует, однако, считать, что упомянутое
поглощение обусловлено каким-то малым компонентом облаков,
наличие которого и объясняет контрасты облачности в ультра¬
фиолетовых лучах.
Монодисперсность венерианских облаков указывает на незна¬
чительность влияния процесса коагуляции капель. Если учесть
также ничтожно малую упругость паров серной кислоты при
температуре 250 К (отношение смеси при наличии капель
75%-ной концентрации составляет 10-13), то становится ясным,
что на Венере исключена возможность быстрого формирования
и рассеивания облаков в результате фазовых превращений
и коагуляции, подобная наблюдаемой на Земле. Очень малая
изменчивость температуры верхней границы облаков указывает"
по-видимому, на существование почти постоянного конвективного
69

переноса тепла в вертикальном направлении, балансирую¬
щего поглощенную солнечную радиацию. Тот факт, что верхняя
граница слоя конвекции соответствует оптической толщине
вышележащей толщи атмосферы порядка единицы, свидетель¬
ствует о теплоотдаче в космос над зоной конвекции в результате
излучения. Предварительная обработка данных измерений вра¬
щательной температуры не обнаружила различий средней темпе¬
ратуры, соответствующих контрастам яркости в УФ-области
спектра, но выявила более сильную изменчивость температуры
на участках потемнений.
Отсутствие достаточно достоверных сведений о природе вене¬
цианских облаков выдвигает необходимость дальнейших иссле¬
дований пространственно-временных вариаций содержания Н20,
НС1 и HF и их связи с полем температуры (что можно осущест¬
вить путем координированных наблюдений на нескольких обсер¬
ваториях с использованием спектральной аппаратуры высокого
разрешения); процессов в системе Н20—H2S04—HF при усло¬
виях, соответствующих верхней границе облачного покрова
(путем лабораторных экспериментов); общей циркуляции атмо¬
сферы (на основе прямых измерений ветра); природы контрастов
яркости в ультрафиолетовой области спектра; вертикальной
структуры характеристик облачности (концентрации, распреде¬
ления частиц по размерам). Ввиду изменчивости свойств атмо¬
сферы Венеры необходимо проявить большую осторожность
в вопросе о репрезентативности единичных данных прямых изме¬
рений.
§ 3. Парниковый эффект
Теоретические расчеты. Естественно, что обнаружение высо¬
кой температуры поверхности Венеры и наличие облачного
покрова, охватывающего всю планету, вызвали большой интерес
к обсуждению парникового эффекта облачности как главного
фактора, обусловливающего высокую температуру поверхности.
Если воспользоваться приближением Милна—Эддингтона
для условий «серой» атмосферы, находящейся в лучистом рав¬
новесии, нетрудно оценить Too атмосферы, при которой ее парни¬
ковый эффект обеспечивает наблюдаемую температуру поверх¬
ности TSi исходя из следующего соотношения (см. Д. Хантен
и Р. Гуди [170]):
Ts= [Fco (2 -f- 3/2) тД] : 2а,	(2)
где Foe — уходящее тепловое излучение; а — постоянная Стефа¬
на—Больцмана. Принимая альбедо Венеры, равным 77%, полу¬
чаем Foe = 1,6 эрг/(см2-с). Это приводит к Too = 60 для Ts = 600 К
и Too = 113 при Ts = 700 К. Такие величины оптической толщины
атмосферы вполне вероятны, и это делает гипотезу парникового
70

эффекта достаточно правдоподобной. Подобный вывод подтвер¬
ждается и результатами более точных расчетов, учитывающих
селективность процессов переноса излучения в атмосфере Вене¬
ры. Отметим в связи с этим, что, как это следует из имеющихся
данных наблюдений спектрального распределения уходящего
теплового излучения Венеры и теоретических расчетов [41, 43, 44,
222], спектр уходящего излучения обладает сложной тонкой
структурой, и поэтому приближение «серой» атмосферы может
быть приемлемым лишь для самых грубых оценок. Другое важ¬
ное обстоятельство, которое иногда не учитывается (см., напри¬
мер, [61]), состоит в том, что существенное влияние на формиро¬
вание уходящего излучения оказывает надоблачный слой вене-
рианской атмосферы [12].
Эффективная температура, определенная по средней величи¬
не поглощаемой Венерой солнечной радиации, составляет 237 К.
При отсутствии атмосферы температура поверхности планеты
должна быть тождественной этой величине. Поскольку реальная
температура поверхности составляет около 700 К, то атмосфера
Венеры должна обусловливать необычно большой парниковый
эффект, достигающий 450—500 К (для Земли этот эффект со¬
ставляет около 35°, а для Марса — около 7°). Д. Оринг [220—221]
выполнил анализ возможности существования такого парнико¬
вого эффекта на основе использования условия равенства погло¬
щенной планетой солнечной радиации (заданная величина)
и уходящего теплового излучения, вычисляемого при известной
стратификации атмосферы, но варьируемой температуре поверх¬
ности (для достижения равенства с поглощенной радиацией).
Принимая во внимание сведения о составе венерианской атмо¬
сферы по данным «Венера-4» и «Маринер-5», были сделаны рас¬
четы для следующих моделей атмосферы (без учета облач¬
ности) :
Состав атмосферы . .	...	1'00% С02
Вертикальный градиент темпера¬
туры в тропосфере	9°/км
Давление на уровне тропопаузы 0,4; 0,2; 0,0 атм
Вертикальный градиент темпера¬
туры в стратосфере	Изотермия
Отношение смеси для водяного
пара	'	Ю-3; 10~4; \0~5
Давление у поверхности Венеры 20; 65	атм
Альбедо планеты	0,73.
Положенные в основу расчетов функции пропускания полу¬
чены путем экстраполяции (с использованием приближения
«сильной линии») данных лабораторных измерений, относящих¬
ся к давлениям, не превосходящим нескольких атмосфер. Расче¬
ты показали, что при давлении у поверхности, равном 65 атм,
71

и отношении смеси 10_3 температура поверхности достигает
600—650 К, что находится в соответствии с данными наблюде¬
ний. Упомянутая величина отношения смеси значительно выше
того, что дают результаты спектроскопических измерений. Одна¬
ко можно считать, что эти результаты относятся к верхним слоям
атмосферы Венеры.
Таким образом, на основе только учета излучения углекисло¬
го газа и водяного пара (при высоком давлении у поверхности)
можно объяснить наблюдаемые температуры поверхности Вене¬
ры парниковым эффектом. Влияние таких факторов, как облач¬
ность, аэрозольная компонента атмосферы, индуцированные
давлением переходы, может только увеличить парниковый
эффект.
К аналогичным выводам о справедливости гипотезы парни¬
кового эффекта пришел Г. Стрелков [76—78]. С целью проверки
гипотезы о том, что высокая температура поверхности Венеры
обусловлена парниковым эффектом, Г. Стрелков выполнил расче¬
ты переноса лучистой энергии в нижней (подоблачной) части
атмосферы планеты с учетом параметров венерианской атмосфе¬
ры по данным «Венера-5» и «Венера-6» (давление и температу¬
ра у поверхности приняты в 90 атм и 750 К). Величины интеграль¬
ных потоков теплового излучения вычислены для пяти окон
прозрачности атмосферы: 825—1325, 2025—2175, 2526—3425,
3975—5125 и 5525—7025 см-1. Расчеты показали, что основная
доля переноса излучения приходится на окна прозрачности 1,7
и 2,2 мкм. По данным расчетов вертикальных профилей потоков
коротковолновой радиации, выполненных Дж. Роадосом [253],
высокую температуру поверхности Венеры можно объяснить
влиянием парникового эффекта лишь в том случае, если осред-
ненная по инфракрасному (тепловому) спектру оптическая тол¬
щина составляет около 1000 и более.
Величина потока излучения^ мало изменяется с высотой и не
превышает 0,3 по отношению к уходящему излучению, что свиде¬
тельствует о преобразовании в подоблачной части атмосферы
Венеры конвективного переноса энергии. В слое атмосферы,
непосредственно примыкающем к поверхности, конвективный
теплообмен затруднен и перенос тепла обусловлен турбулент¬
ным и лучистым теплообменом. Рассмотрение уравнения тепло¬
вого баланса поверхности показывает, что парниковый эффект
обеспечивает разогрев поверхности до наблюдаемых значений
около 700—750 К. Среднесуточные потери тепла поверхностью
за счет турбулентного теплообмена должны составлять 50—90%
от величины приходящей солнечной радиации.
Корректное рассмотрение парникового эффекта требует тща¬
тельного учета влияния на перенос излучения всех оптически
активных компонентов атмосферы. В этой связи И. Эберштэйн
и др. выполнили лабораторные измерения функций пропускания
СО, НС1 и S02 с целью изучить возможный вклад этих газов
72

в парниковый эффект, наблюдаемый в атмосфере Вене¬
ры [127].
Главная трудность использования данных лабораторных
измерений состоит в необходимости осуществлять переход к ве¬
личинам пропускания в случае неоднородной среды. Это можно
сделать, если представить данные лабораторных измерений
в виде степенной зависимости логарифма пропускания от содер¬
жания поглощающего излучения вещества и общего давления
(последнее определяется через эффективное давление, рассчиты¬
ваемое с учетом эффективности столкновений молекул различ¬
ных газов).
Для измерений пропускания был применен спектрометр Пер¬
кин— Эльмер-621 с дифракционной решеткой, позволяющей
охватить область волновых чисел 4000—200 см-1 (2,5—50 мкм).
Спектральная ширина щели составляла 20 см-1. Газовая кювета
с окнами из йодистого цезия имела длину 10 см (часть измерений
была выполнена с кюветой длиной 400 см). Исследования спект¬
ров упомянутых выше газов осуществлялись при смешении их
с чистым азотом или сухим углекислым газом. Измерения произ¬
водились как при постоянном давлении поглощающего газа
(с изменением общего давления), так и при постоянном общем
(но неэффективном) давлении, но варьируемом давлении погло¬
тителя. Все измерения сделаны при комнатной температуре
и диапазоне давления от 0,79* 10-2 до 0,79 атм.
При использованных величинах давления и содержания
поглощающих газов заметное поглощение наблюдалось только
в области основных колебательных полос (за исключением одно¬
го случая), что обусловлено очень малой заселенностью верх¬
них колебательных уровней при комнатной температуре. Поэто¬
му измерения ограничились основными полосами: 2143 см-1 СО;
2886 см-1 НС1; 1361, 1151, 519 см-1 S02 и 2499 см-1 для комби¬
национной полосы S02. Данные экспериментов (в диапазоне про¬
пусканий от 5 до 95%) хорошо описываются упомянутой степен¬
ной зависимостью логарифма функции пропускания. Сравнение
результатов специально выполненных расчетов пропускания
в полосе 2143 см-1 для окиси углерода с экспериментальными
данными обнаружило хорошее согласие. Это сравнение снова
подтвердило обоснованность степенной зависимости, но указало
на опасность экстраполяции этой зависимости как до очень
малых, так и до больших значений пропускания.
При использовании результатов работы [127] для оценки
вклада компонентов в парниковый эффект в условиях Венеры
можно считать, что влияние поглощения рассматриваемым ком¬
понентом существенно, если осредненная оптическая толщина
превосходит единицу выше уровня давления, равного 1 атм.
В соответствии с этим критерием И. Эберштэйн и др. вычислили
[127] необходимые величины содержания рассматриваемых газов
с использованием лабораторных данных об их количественных
73

характеристиках поглощения для участков максимумов погло¬
щения. Во всех случаях, за исключением полосы 2143 см-1 для
окиси углерода, требуемые содержания газов значительно пре¬
восходят наблюдаемые. Однако даже и влияние окиси углерода
на парниковый эффект не может быть существенным, поскольку
в области основной полосы этого газа сильно погло'щает углекис¬
лый газ, доминирующий в атмосфере Венеры. Что же касается
двуокиси серы, обладающей сильным поглощением вблизи полос
1361 и 1151 см-1, то ее влияние не проявляется из-за малости
концентрации. Поскольку спектроскопические данные о составе
относятся к верхним слоям атмосферы Венеры, возможно, что
будущие прямые измерения внесут коррективы в результаты,
касающиеся оценки факторов, обусловливающих парниковый
эффект.
Явление парникового эффекта могло иметь важное значение
с точки зрения эволюции атмосферы Венеры [232, 247]. Так, напри¬
мер, благодаря парниковому эффекту, могло происходить исчез¬
новение водной оболочки, первоначально окружавшей планету.
Когда планета находится достаточно близко к Солнцу, из гипо¬
тетического океана должно испаряться много воды в атмосферу,
что приводит к усилению парникового эффекта, повышению
температуры поверхности и полному испарению воды. Подобный
«удаляющий» парниковый эффект может объяснить, почему
условия на поверхности И в атмосфере Венеры столь отличны от
земных (что касается малого содержания водяного пара в атмо¬
сфере Венеры, то это может быть объяснено уничтожением его
в результате фотодиссоциации в течение миллиардов лет эволю¬
ции атмосферы).
Для анализа условий эволюции парникового эффекта на
Венере Дж. Поллак сделал расчеты [232] уходящего теплового
излучения и альбедо с учетом селективности переноса излучения
и в предположении, что планета покрыта океаном, а парниковый
эффект обусловлен только содержащимся в атмосфере водяным
паром. Вычисления температуры поверхности при разных усло¬
виях облачности (степени облачности, равной 50 и 100%) в зави¬
симости от потока приходящей солнечной радиации были сдела¬
ны для строения и состава атмосферы, выбранных по аналогии
с условиями земной атмосферы. Однако давление у поверхности
варьирует в пределах от 0,1 до 10 атм, а ускорение силы тяжести
принято равным венерианскому (888 см/с2). Для величин уходя¬
щего излучения'и альбедо, рассчитанных для земных условий,
получились значения 0,33 и 0,39 кал/см2-мин соответственно, что
достаточно удовлетворительно согласуется с известными значе¬
ниями и, следовательно, подтверждает корректность методики
расчетов.
Результаты вычислений, характеризующие зависимость ухо¬
дящего излучения и доли поглощенной планетой солнечной
радиации от температуры поверхности (расчеты относятся
74

к случаю 50%-ной облачности), были использованы для опреде¬
ления равновесной температуры поверхности из условия равен¬
ства поглощенной радиации и уходящего излучения и последую¬
щего построения зависимости температуры от инсоляции за пре¬
делами атмосферы. Оказалось, что при 50%-ной облачности
инсоляция на Венере в настоящее время настолько велика, что
должна обеспечить полное испарение гипотетического океана
(при температуре поверхности примерно 700 К), что в свою оче¬
редь означает, что в результате десорбции углекислого газа
будет происходить его накопление в атмосфере. При вдвое мень¬
шей внеатмосферной инсоляции, соответствующей условиям Зем¬
ли, температура поверхности оказывается гораздо меньшей, что
создает условия существования жидкой воды.
Если исходить из 100%-ной облачности на Венере и принять
инсоляцию, имевшую место 4,5 млрд лет тому назад (на 30%
меньшую, чем сейчас), то температура поверхности оказывается
достаточно умеренной (допускающей наличие воды) в связи
с тем, что при 100%-ной облачности имеет место сильное увели¬
чение альбедо планеты с ростом температуры поверхности. Эти
условия сохраняются даже при увеличении инсоляции до совре¬
менного уровня. Можно поэтому предположить, что в прошлом
облачность на Венере была частичной.
Возможно, что в процессе эволюции" Венеры, сопровождав¬
шемся потерей воды, жизнь могла приспособиться к существова¬
нию в верхней, более умеренной части атмосферы, когда произо¬
шла потеря воды. Поэтому Дж. Поллак считает преждевремен¬
ным списывать Венеру со счета как планету, не представляю¬
щую биологического интереса.
Прямые измерения на АМС «Венера-8». Исключительно важ¬
ное значение для анализа условий формирования парникового
эффекта имели измерения освещенности при помощи установ¬
ленного на АМС «Венера-8» фотометра (сернисто-кадмиевое
фотосопротивление), который мог функционировать при темпе¬
ратуре до 750 К и давлении среды до 100 атм и который позво¬
лил впервые измерить освещенность от верхней полусферы
в интервале 0,5—0,8 мкм на разных высотах в толще атмосферы
Венеры в процессе парашютного спутника АМС (парашют зани¬
мал около 1% поля зрения фотометра) 22 июля 1972 г. Обработ¬
ка данных измерений была выполнена В. Авдуевским и др.
[293] с учетом температурной зависимости чувствительности
фотометра (по данным предполетной калибровки). Использова¬
ние результатов бортовой калибровки фотометра указало на
повышение его чувствительности в полете, что потребовало вве¬
дения поправки, равной 12%. Ошибка измерений светового пото¬
ка составляла примерно ±30%.
Вертикальный профиль энергетической освещенности в диа¬
пазоне высот 0—50 км (рис. 19) свидетельствует о резком изме¬
нении освещенности выше 32 км. Над этим уровнем наблюдается
75

гораздо более сильное увеличение освещенности с высотой, что
позволяет считать, что вблизи высоты 30—35 км расположена
нижняя граница облачного слоя. Высота Солнца над горизонтом
в момент измерений составляла 5,5±2,5°, что соответствует вне¬
атмосферной энергетической освещенности (с учетом спектраль¬
ной чувствительности фотометра), равной 65±35 Вт/м2 (исполь¬
зуя последние данные о внеатмосферном спектральном распреде¬
лении солнечной радиации, А. Лацис и Дж. Хансен получили
[190] 55±25 Вт/м2).
Рис. 19. Вертикальный профиль энергетической освещенности от верхней
полусферы:
/—данные измерений АМС «Венера-8»; 2, 3 — результаты расчетов для моделей /, 2
соответственно (см. табл. 6); И70 — внеатмосферный световой поток.
Поскольку освещенность, измеренная на высоте около 48,5 км,
составила примерно 10 Вт/м2, то это означает, что имело место
ослабление света вышележащей толщей атмосферы примерно
в 7 раз (по данным {190]---в 5 раз). Затем освещенность умень¬
шалась в три раза в слое 50—32 км и еще в три раза — в слое
между уровнем 32 км и поверхностью.
Таким образом, данные измерений энергетической освещен¬
ности свидетельствуют о вертикальной неоднородности атмосфе¬
ры. Верхней точке измерений (48,5 км) соответствуют темпера¬
76

тура 329 К и давление 1,09 атм. Если определять высоту верхней
границы облаков по тому уровню, которому соответствует опти¬
ческая толщина, равная единице, то это соответствует уровню
50±25 мбар ^ 154]. В рассматриваемом случае уровню 50 мбар
соответствует высота около 68 км [190]. Ослабление солнечной
радиации максимально в слое между верхней границей облаков
(65—70 км) и высотой около 48 км и минимально в толще атмо¬
сферы, расположенной ниже 32 км.
По данным В. Авдуевского и др. [293], согласующиеся с изме¬
рениями расчеты вертикального профиля освещенности в слое
0—32 км показали (см. также [54]), что ослабление света в этом
слое обусловлено главным образом молекулярным рассеянием
(коэффициент рассеяния превосходит релеевский не более чем
на 30%, альбедо однократного рассеяния больше 0,99, а альбедо
поверхности находится в диапазоне 0—0,6). Выше 32 км ослаб¬
ление света может быть обусловлено аэрозольным рассеянием
и поглощением. Хотя поверхности Венеры достигает сравнитель¬
но небольшая часть внеатмосферного потока солнечной радиа¬
ции (около 1,8%), даже этого достаточно для обеспечения зна¬
чительной освещенности на уровне поверхности (в сравнении
с земными условиями) и поддержания высокой температуры
нижней части атмосферы. Полученные данные по освещенности
не противоречат, таким образом, гипотезе о парниковом меха¬
низме нагревания атмосферы Венеры.
А. Лацис и Дж. Хансен выполнили (190] детальное сопостав¬
ление рассмотренных данных по освещенности с результатами
теоретических расчетов для двух трехслойных моделей атмосфе¬
ры, осуществив при этом достаточно точный учет многократности
рассеяния (см. данные об оптических характеристиках в работах
Ю. Бирюкова и др. [7], Д. Длугача и Е. Яновицкого [120], В. Напь¬
ера [212]). Сравнение с данными расчетов для модели однородной
атмосферы указало на полное несоответствие такой модели дан¬
ным наблюдений. Не привело к удовлетворительному согласию
с наблюдениями и использование двухслойной модели с грани¬
цей слоев на уровне 35 км. Это и определило выбор трехслойных
моделей, параметры которых указаны в табл. 6.
Границы слоев были зафиксированы на высотах 35 и 48,5 км.
Естественно, что отсутствие измерений выше 48,5 км вносит неоп¬
ределенность в выбор параметров для расчетов. Выяснилось,
однако, что еще более важное значение имеет отсутствие сведе¬
ний о характеристиках облаков в нижних слоях атмосферы.
Пробные расчеты и сопоставление их с данными измерений осве¬
щенности привели к выводу, что наиболее вероятны следующие
диапазоны оптических параметров верхнего слоя: 8~ti<l9
и l^o)i^0,9976. Однозначность выбора этих параметров в наи¬
более сильной степени затрудняет отсутствие сведений об опти¬
ческих параметрах нижнего слоя. На рис. 19 воспроизведены
77

Таблица 6
Оптические параметры трехслойных моделей атмосферы Венеры
Мо¬
дель
Слой
"с
Л
"с
V °-
1
0,997565
18,9
9,98
1
2
0,999999
561
0
3
0,999999
517
0
Поверхность
0,995*
—
0,02
1
1,0
8,4
0,0
2
2
0,97328
4,4
8,6
3
—
0,0
0,0
Поверхность
0,6*
1,4
1
0,99787
12,8
5,0
3
2
0,99787
10,7
3,1
3
0,96019
1,0
1.2
Поверхность
о
ОО
*
—
0,7
\
* Альбедо поверхности Венеры; а>*, тс и ас — альбедо однократного
рассеяния, оптическая толщина и поглощенная радиация для отдельных
слоев.
результаты расчетов для этих экстремальных моделей. В обоих
случаях расхождение с данными измерений не выходит за преде¬
лы ошибок измерений.
В случае модели 1 практически вся солнечная радиация
поглощается верхним слоем (т. е. выше 48,5 км). Вертикальный
профиль энергетической освещенности в слоях 2, 3 хорошо опи¬
сывается в предположении почти-консервативного рассеяния
(о)с = 0,999999) и очень большой аэрозольной оптической толщи¬
ны (тс=Ю73)- Таким образом, в данном случае вполне удовлет¬
ворительным является такое решение, когда сос-^1, а тс-^оо.
Для модели 2 характерно полное отсутствие поглощения
верхним слоем. Поглощение сконцентрировано в среднем слое.
Атмосфера не содержит аэрозоля ниже 35 км. Поглощение сол¬
нечной радиации в интервале длин волн 0,5—0,8 мкм подстилаю¬
щей поверхностью составляет 1,4%. Модель 3 описывает проме¬
жуточный случай.
Попытка использования 10-слойной модели показала, что
в этом случае можно достичь еще лучшего согласия с наблюде¬
ниями, но возможные вариации оптических параметров облаков
остаются примерно такими же, что и для трехслойной модели.
78

Так, например, оптическая толщина всей атмосферы может изме¬
няться в пределах 3~тс~ оо- При этом следует отметить, что все
приведенные ранее оценки оптической толщины относятся к слу¬
чаю изотропного рассеяния. Для учета анизотропии следует вне¬
сти поправочный коэффициент, равный 3,3. Следовательно, опти¬
ческая толщина для всей атмосферы тс~Ю. В точке посадки
Ля^0,6, что неожиданно, так как для материалов типа гранитов
следует ожидать меньшего альбедо. Необходимо, впрочем, под¬
черкнуть, что оценка альбедо сильно зависит от точности изме¬
рений в самой нижней точке.
Таким образом, согласно [190] аэрозольная структура атмо¬
сферы Венеры должна быть по крайней мере трехслойной.
Результаты измерений только освещенности от верхней полусфе¬
ры позволяют установить лишь весьма широкие пределы возмож¬
ной изменчивости оптической толщины и не дают возможности
однозначно судить о вертикальном распределении послойного
поглощения солнечной радиации.
Как уже отмечалось, анализ данных наземных наблюдений,
а также результатов измерений -при помощи АМС «Венера»
и «Маринер-5, 10» указывает на то, что верхняя часть облачного
покрова Венеры, расположенного в диапазоне давлений от мил¬
либар до сотен миллибар, является очень диффузной и по зем¬
ным стандартам напоминает дымку или смог. По-видимому, эта
дымка охватывает толщу атмосферы около 20 км. Отношение
смеси для частиц облаков, соотнесенное с газом, возрастает
с глубиной. Отношение высот однородной атмосферы газа и час¬
тиц составляет около 2 на уровне, которому соответствует т= 1 —
примерно уровень 50 мбар и х = 1,5 — ниже этого уровня.
По данным наземных поляризационных измерений счетная
концентрация частиц составляет около 30 см-3 на уровне 50 мбар.
Анализ линий поглощения в близкой инфракрасной области
спектра указывает на диапазон изменения концентрации от
46 см-3 вблизи 60 мбар до 515 см-3 на уровне 200 мбар.
Согласно данным наземных измерений, Венера поглощает
22,5% падающего потока солнечной радиации, причем 4% при¬
ходится на ультрафиолетовую область спектра (длины волн
меньше 0,4 мкм), 5% — на видимый диапазон длин волн (0,4—
0,7 мкм) и 13,5%—на инфракрасную область (длины волн
более 0,7 мкм). Всего 1% падающего потока солнечной радиации
(5% поглощенной радиации) ответствен за ультрафиолетовые
контрасты яркости облаков. Можно поэтому считать, что ультра¬
фиолетовые контрасты не представляют собой фактора, сущест¬
венно влияющего на наблюдаемые горизонтальные движения
облаков-
Большая часть солнечной радиации поглощается протяжен¬
ным слоем атмосферы на высотах 55—70 км. С этим, вероятно,
связано наличие зоны мелкомасштабной турбулентности вблизи
79

60 км. Максимальное нагревание за счет поглощения солнечной
радиации имеет место, по-видимому, при т=1. Радиационное
нагревание существенно зависит от микроструктуры облаков
и может значительно изменяться с высотой. В слое 1—5 атм
нагревание варьирует от — 0,01 до 0,1 К/сут. Ниже 30 км (давле¬
ние больше 10 атм) поглощение солнечной радиации очень мало.
На рис. 20 изображены вычисленные А. Лацисом [192] относи¬
тельные значения пропущенной атмосферой Венеры солнечной
радиации, выраженные как lgF/F0, где F0 — внеатмосферный
поток солнечной радиации. Приведенные здесь кривые характе¬
рно. 20. Спектральная зависимость относительных значений солнечной радиа¬
ции, пропущенной различными слоями венерианской атмосферы.
ризуют значения пропущенной радиации при зенитном угле
Солнца ft =60° для уровней, которым соответствуют различные
величины оптической толщины тс.
По данным А. Лациса, количество солнечной радиации,
поглощенной поверхностью Венеры, колеблется в пределах
0,1 — 1% по отношению к падающему потоку, если только альбе¬
до поверхности не является очень высоким [192]. Малость погло¬
щенной поверхностью солнечной радиации означает, что для
нагревания поверхности вследствие парникового эффекта необ¬
ходимо, чтобы оптическая толщина атмосферы в инфракрасной
области спектра достигала 103—104.
Как мы видели, интерпретация данных измерений освещен¬
ности на АМС «Венера-8» свидетельствует о существовании вер¬
80

тикальной структуры облачного покрова в глубоких слоях атмо¬
сферы.
В работе {192] А. Лацис предпринял новые расчеты верти¬
кальной структуры облачного покрова Венеры, исходя из данных
об их оптических характеристиках, представленных на рис. 21.
Если считать альбедо однократного рассеяния не зависящим от
высоты, то вычисления, сделанные с учетом данных-измерений
энергетической освещенности, приводят к выводам о наличии
Рис. 21. Спектральная зависимость оптических характеристик серно-кислот¬
ного аэрозоля, рассчитанная для капель с /*=1,05 мкм при весовой концен¬
трации 75% и с учетом данных о комплексном показателе преломления
по К- Пальмеру и Д. Вильямсу [223]:
/ — альбедо однократного рассеяния; 2 — поперечник ослабления 3 — фактор асиммет¬
рии индикатрисы ( cosa ); 4 — эффективный поперечник ослабления =a^.(l—cosa).
максимальной плотности облаков на высоте 40 км, однородного
перемешивания в слое 40—50 км и довольно резкой нижней гра¬
ницы облачного покрова на высоте около 30 км (рис. 22). Менее
достоверен вывод относительно максимумов плотности облаков
вблизи высот 55 и 10 км.
Диффузная природа верхней части облачного покрова согла¬
суется с предполагаемым фотохимическим происхождением
составляющих их частиц. Возрастание оптической плотности
с глубиной качественно согласуется с оценками оседания частиц
радиусом 1 мкм, согласно которым скорость падения частиц воз¬
растает с высотой выше уровня 50 мбар, но остается постоянной
ниже этого уровня. Почти все специалисты, анализировавшие
данные измерений освещенности на «Венере-8», пришли к выводу,
б 3955
81

что атмосфера ясная (чисто газовая) в нижнем 30-километ¬
ровом слое. Данные измерений только лишь нисходящего свето¬
вого потока не позволяют, однако, сделать такой вывод вполне
однозначно.
Данные АМС «Венера-8» очень важны для оценки проникно¬
вения солнечной радиации в толщу атмосферы, но оставляют без
ответа целый ряд вопросов. Они, в частности, не противоречат
гипотезе парникового эффекта, но и не могут служить ее под¬
тверждением. Важно поэтому в дальнейшем предпринять изме¬
рения вертикальных профилей нисходящих и восходящих радиа¬
ционных потоков как в широких, так и в .узких интервалах длин
волн во всей толще атмосфе¬
ры, включая слои облаков
и дымки, расположенные над
основным облачным покровом.
Необходимым дополнением та¬
кого рода измерений должны
быть измерения с АМС, функ¬
ционирующей в режиме искус¬
ственного спутника Венеры,
углового и спектрального рас¬
пределения яркости и поляри¬
зации.
Хотя изложенные выше ре¬
зультаты свидетельствуют в
основном в пользу гипотезы
парникового эффекта, пока
еще нельзя считать обоснован¬
ность этой гипотезы вполне до¬
казанной. Как отметили
Д. Хантен и Р. Гуди [172], три осложняющие рассмотрение фак¬
тора требуют дальнейшего обсуждения: 1) согласование исклю¬
чительно большой оптической толщины атмосферы для прохож¬
дения инфракрасного излучения с необходимостью ее достаточно
высокой прозрачности для проникновения солнечной радиации;
2) учет влияния переноса тепла свободной и вынужденной кон¬
векциями; 3) учет турбулентности и крупномасштабной атмо¬
сферной циркуляции. К рассмотрению этих факторов мы и обра¬
тимся теперь.
§ 4. Атмосферная циркуляция
Рассмотренные данные о структурных параметрах венериан-
ской атмосферы указывают на то, что ее нижняя часть находится
в состоянии конвективного равновесия. Именно это обстоятель¬
ство является наиболее важным при построении современных
теоретических моделей теплового режима и общей циркуляции
атмосферы. До рассмотрения этих моделей обратимся, однако,
Рис. 22. Модель вертикального рас¬
пределения счетной концентрации об¬
лачных частиц.
82

к обсуждению имеющейся совокупности сведений о ветрах на
Венере. Такого рода данные получены прежде всего на основе
многолетних наземных наблюдений динамики неоднородностей
облачного покрова в ультрафиолетовой области спектра. Подоб¬
ные наблюдения были недавно продолжены путем получения
изображений Венеры в ультрафиолетовой области спектра с бор¬
та АМС «Маринер-10» и «Венера-9,10». Очень важные сведения
о ветрах на разных высотах принесли наблюдения спуска
и дрейфа АМС «Венера».
Четырехсуточная циркуляция по данным наблюдений с Зем¬
ли. Облачный покров Венеры препятствует определению угловой
скорости вращения поверхности планеты при помощи телеско¬
пов. Наблюдения нечетких сероватых неоднородностей, относи¬
тельно которых предполагалось, что они являются видимыми
через случайные прояснения атмосферы участками твердой
поверхности, привели в прошлом ко многим ошибочным опреде¬
лениям периода вращения от 1 до 225 сут. Только радиоастроно¬
мические измерения последних лет надежно установили наличие
обратного вращения Венеры с сидерическим периодом, равным
243 сут. (синодический период равен 117 сут.).
Неоднородности облачного покрова, наблюдаемые на фото¬
графиях, полученных в ультрафиолетовой области спектра,
и имеющие, как правило Y- и ^-образные формы, позволяют,
однако, прослеживать по их перемещению характер атмосфер¬
ных движений (как отмечалось выше, вполне однозначная интер¬
претация затрудняется невыясненностью физической природы
«ультрафиолетовых» неоднородностей).
Ч. Бойер рассмотрел [97, 98] данные систематического фото¬
графирования Венеры в ультрафиолетовых лучах при помощи
260-миллиметрового рефрактора в Браззавиле (4° ю. ш.), кото¬
рые уже в самом начале этих наблюдений выявили четырехсу¬
точное вращение неоднородностей вблизи экватора. Тогда же
было высказано предположение, что наблюдалось вращение
атмосферы. Дальнейшие наблюдения подтвердили этот вывод
и обнаружили, что вращение является обратным. К такому же
выводу привел анализ фотографий, полученных при помощи
600-миллиметрового и 1-метрового телескопов в обсерватории
Пик-дю-Миди: синодический период вращения составил 3,995 сут.
(это соответствует скорости 112 м/с, причем речь идет о враще-
нцр верхних слоев атмосферы на высоте около 80 км). Деталь¬
ный анализ скорости вращения различных неоднородностей за
время порядка нескольких часов обнаружил специфические осо¬
бенности вращения Y- и Ч'-образных неоднородностей. В част¬
ности, скорость вращения зависит от местоположения неодно¬
родностей, изменяясь от 50 до 140 см/с.
Выполненный Дж. Никандером и Ч. Бойером (216] анализ
300 наилучших фотографий Венеры в ультрафиолетовом свете,
полученных в Медонской обсерватории в 1966—1969 гг., выявил
83

обратное вращение этих неоднородностей с периодом 4,0±
±0,5 сут., что приводит к оценке верхнего предела скорости вет¬
ра порядка 740 км/ч, если предположить, что облака находятся
на высоте 95 км по отношению к «радарной» поверхности (плане¬
тоцентрический радиус равен 6052 км). Соответствующая мини¬
мальная скорость составляет 320 км/ч. Реальность такого вра¬
щения массы верхней атмосферы была независимо продемон¬
стрирована М. Гинотом [149] по данным допплеровских измере¬
ний, а также измерений при помощи эталона Фабри—Перо
в интервале длин волн 3500—5700 А. Согласие упомянутых дан¬
ных, приводящих к периоду вращения 4,3±0,4 сут., с результата¬
ми анализа фотографий превосходно. Таким образом, можно
считать надежно установленным существование быстрого враще¬
ния верхней атмосферы Венеры, что, по-видимому, отражает
наличие сложной планетарной циркуляции атмосферы.
Систематическое фотографирование Венеры в ультрафиоле¬
товых лучах было предпринято в рамках программы Междуна¬
родного планетарного патруля. Дж. Колдвэлл [101] рассмотрел
данные за период с июня 1970 г. по сентябрь 1970 г., полученные
на трех обсерваториях (Ловелла в Аризоне, Мауна Кеа на
Гавайских островах и Республиканской обсерватории в Южной
Африке). Максимум чувствительности пленки расположен около
3600 А при ширине полосы пропускания 700 А. Обычно снима¬
лись серии из 14 фотографий с интервалом между изображения¬
ми, равным 1 с. За хорошую ночь удавалось получить до 200
фотографий, из которых для обработки отбирались наилучшие.
Анализ фотографий подтверждает установленное ранее сущест¬
вование обратного вращения (циркуляции) верхней атмосферы
Венеры. Направление вращения и его период найдены по движе¬
нию ясно фиксируемых деталей облачного покрова. В частности,
отчетливая Y-образная структура наблюдалась в течение дли¬
тельного периода (с 21 июня по 1 августа) много раз, что позво¬
лило определить синодический период вращения, равный
4,4±0,2 сут. (это соответствует сидерическому периоду 4,50 сут.).
Полученное значение существенно отличается от других оценок,
но, конечно, относится лишь к рассмотренному периоду. Наблю¬
даемые изменения очертаний деталей структуры облачности
можно истолковать как следствие нестационарности атмосфер¬
ной циркуляции на Венере.
Возможна, в частности, временная изменчивость периода вра¬
щения облаков (ее причиной может явиться изменение высоты
«ультрафиолетовых» облаков), что делает вполне естественными
различия в величине периода вращения. Немногочисленные
изменения широтных вариаций Y-образной структуры не позво¬
ляют судить о наличии широтного эффекта ’ периода вращения.
Ясно, однако, что период достаточно постоянен при изменении
широты центра этой структуры, достигающей 20°. Анализ рас¬
смотренных данных показывает, что иногда расположенная еще
84

выше облачность верхнего яруса может маскировать «ультра¬
фиолетовую» структуру расположенного над ней облачного
покрова.
В связи с некоторой противоречивостью результатов опреде¬
ления периода вращения, верхних слоев атмосферы Венеры
путем анализа характерных деталей облачного покрова на фото¬
графиях Венеры, заснятых в ультрафиолетовых лучах, А. Скотт
и Е. Реезе выполнили повторный анализ [266] такого рода фото¬
графий. Исходным материалом послужили 1600 фотографий,
полученных в обсерватории университета Нью Мексико за 830
дней в период между 29 сентября 1963 г. и 29 мая 1971 г. (мак¬
симум чувствительности пленки находится при длине волны
3700 А). В качестве характерных деталей облачности использо¬
вались главным образом горизонтальные Y-образные структуры.
Определение скорости перемещения характерных деталей за
время от 2 до 3 ч в полосе широт 10° с. ш. — 15° ю. ш. дало сред¬
ний сидерический период обратного вращения, равный 4,57±
±0,30 сут., при вариациях от 3,5 до 6,8 сут. (это соответствует
скорости перемещения от 127 до 66 м/с).
Другой метод определения периода вращения состоит в изме¬
рении интервала между появлением характерной детали после
одного или более оборотов. С этой целью анализировались фото¬
графии, разделенные интервалом времени от 3 до 12 сут. Подоб¬
ный анализ привел к выводу, что преобладающим (по данным
для 67 пар фотографий) являются периоды 4,05±0,01 и 4,59±
±0,02 сут., соответствующие скорости 110,2±0,3 и 97,2±0,5 м/с.
В 85% случаев широты пар характерных деталей располагались
не далее 10° от экватора, а в остальных случаях не далее 20°.
Поиск устойчивых характеристик деталей облачности показал,
что продолжительность существования их редко превышает
20 сут и обычно гораздо короче. Детали распределены по диску
планеты случайно. Осредненный по всем данным наблюдений за
восемь лет сидерический период вращения составил 4,0654±
±0,001 сут. Отмечено, что этот период следует признать фиктив¬
ным, поскольку он обусловлен соизмеримостью кажущегося
четырехсуточного периода вращения атмосферы Венеры и пе¬
риода вращения Земли, проявляющейся при определении перио¬
да вращения атмосферы по данным наблюдений из одного
пункта.
Наблюдения устойчивых деталей облачного покрова Венеры,
выявляемых на фотографиях в ультрафиолетовой области спект¬
ра, обнаружили, что периоды вращения этих деталей, равные 4,0
и 4,6 сут., преобладают по сравнению с промежуточными перио¬
дами, что противоречит ранее полученным результатам, которые
могут быть подвержены существенным ошибкам из-за сравнимо¬
сти определяемого периода и периода вращения Земли. В связи
с этим Р. Беебе [96] показал на основе статистического анализа
имеющихся данных, что влияние эффекта сопоставимости
85

периодов исключает возможность достоверного определения
периода вращения верхней атмосферы Венеры по данным наблю¬
дений частоты повторяемости деталей с отдельной станции. Если
детали облачного покрова обладают относительно короткой
продолжительностью жизни и имеют период от 3,5 до 5,0 сут., то
наблюдатель обнаружит большое число деталей с периодом около
4,0 сут. Метод гистограмм, использованный ранее для определе¬
ния периода вращения, содержит в себе подобного рода система¬
тическую ошибку.
Хотя метод измерения смещений характерных деталей облач¬
ного покрова для определения периода вращения, вообще гово¬
ря, менее точен, чем идентификация повторяющихся деталей,
применение такого метода предпочтительно, поскольку он позво¬
ляет использовать все детали, допускающие измерения. Для уве¬
личения продолжительности периода наблюдений и повышения
точности результатов необходимо использовать данные наблю¬
дений более чем из одной точки. Это позволяет также получить
сведения об изменчивости скорости по диску планеты и — в це¬
лом— делает результаты более достоверными.
Важным индикатором атмосферной* циркуляции являются
тепловые карты Венеры, которые могут быть построены на осно¬
ве использования данных наземных наблюдений. В этой связи
А. Ингерсолл и Г. Ортон выполнили анализ [174] тепловых карт
Венеры для интервала длин волн 8—14 мкм, полученных около
10 лет тому назад (пространственное разрешение этих карт,
построенных для различных фазовых углов Солнца, составляет
около 1/30 диаметра планеты) с целью изучение особенностей
общей циркуляции венерианской атмосферы на основе исследо¬
вания горизонтальных неоднородностей поля излучения. Они
предположили, что излучение в указанном интервале длин волн
формируется на уровне верхней границы облаков и поэтому
характеризует ее температуру и высоту.
Горизонтальные неоднородности поля излучения могут быть
обусловлены тремя факторами: 1) «потемнением» (убыванием
интенсивности) к краю диска, связанным с влиянием надоблач¬
ной толщи атмосферы, где температура убывает с ростом высо¬
ты; 2) изменением температуры и высоты верхней границы обла¬
ков в зависимости от фазового угла Солнца; 3) влиянием измен¬
чивости общей циркуляции венерианской атмосферы и аппара¬
турных шумов (точность определения относительных величин
излучения составляет около 2%). Соответственно горизонталь¬
ные неоднородности поля излучения можно представить в виде
совокупности трех компонентов (в работе (174] описана методи¬
ка разделения излучения на компоненты). Первый из них («лим-
бовая» методика) был детально проанализирован ранее, а два
других пока еще не подвергались обстоятельному изучению.
Поэтому рассмотрение «солнечно-обусловленного» компонента
позволило получить новые интересные результаты.
86

А.	Ингерсолл и Д. Ортон показали [174], что распределение
этого компонента почти симметрично относительно экватора,
причем имеет место тенденция убывания интенсивности излуче¬
ния к полюсам, что, вероятно, обусловлено уменьшением высоты
Солнца с ростом широты. Как в северном, так и в южном полу¬
шариях минимум интенсивности излучения наблюдается в уме¬
ренных и высоких широтах вблизи утреннего терминатора, по-ви¬
димому, на небольшом расстоянии за краем полученных тепло¬
вых карт. Максимальное излучение обнаружено на экваторе,
и его область располагается несколько восточнее противосолнеч-
ной точки. Из зоны максимума выходят три широкие гребня
относительно высокой интенсивности излучения, один из кото¬
рых направлен на запад вдоль экватора, а два других — к севе¬
ро-востоку и юго-востоку (соответственно в северном и южном
полушариях). Смещение двух последних гребней к востоку сви¬
детельствует, вероятно, о том, что горизонтальный обмен (пере¬
нос количества движения из высоких широт к экватору) являет¬
ся важным фактором, обеспечивающим существование эквато¬
риального максимума зонального количества движения, который
связан с четырехсуточной циркуляцией атмосферы Венеры.
Наличие тенденции уменьшения излучения («похолодания»)
к полюсам можно истолковать как результат влияния вращения
планеты на циркуляцию, осуществляющуюся между экватором
и полюсом, а не между подсолнечной и противосолнечной точ¬
ками (в последнем случае следовало ожидать равенства темпе¬
ратур на полюсах и вблизи терминаторов).
Следует отметить, что основным фактором неоднозначности
интерпретации полученных результатов является невозможность
различать изменения излучения (яркостной температуры), обу¬
словленные горизонтальной неоднородностью и изменением
высоты излучающего слоя. Для устранения этой неоднородности
было бы важно получить синхронные «многоспектральные» кар¬
ты излучения для различных длин волн (от ультрафиолетовой до
инфракрасной области спектра).
С целью изучения атмосферных движений на Венере В. Тра-
уб и Н. Карлтон [288] осуществили измерения дифференциаль¬
ных допплеровских смещений между различными точками диска
планеты в Р16 линии (^ = 8708 A) 5v3 полосы углекислого газа
при помощи интерферометрического спектрометра. Для этих
наблюдений использован 152-сантиметровый телескоп Смитсо¬
новской обсерватории, находящейся на г. Хопкинс близ Тусона
(штат Техас). Спектральная разрешающая способность спектро¬
метра на Х=8700 А равна 0,030 А. Допплеровское- смещение
такой величины эквивалентно скорости 1030 м/с.
Профиль линии восстанавливается по данным регистрации
яркости для 50—100 каналов шириной от 0,294 до 0,586 А и хоро¬
шо описывается профилем Фойгта. Допплеровское смещение
определено по дрейфу центра линии. Измеряемая разность
87

допплеровских смещений для разных точек определяет разность
горизонтальных компонент ветра в направлении визирования
для соответствующих точек (для наблюдаемых больших объемов
атмосферы можно пренебречь вертикальными движениями).
Выбор точек сделан таким образом, чтобы определить скорости
зонального ветра на экваторе или меридионального ветра в уме¬
ренных и высоких широтах. Одна из точек всегда расположена
вблизи подземной точки, и поэтому влияние горизонтальной ком¬
поненты ветра в данном случае несущественно. Таким образом,
измеряемые скорости относятся к другим точкам.
Основным источником ошибок измерений является неравно¬
мерность освещения входной щели спектрометра. Если этой
неравномерности избегать, то измерения оказываются достаточ¬
но достоверными. Анализ полученных данных отчетливо обнару¬
живает наличие в верхней атмосфере Венеры обратной (направ¬
ленной противоположно направлению вращения планеты)
зональной циркуляции со скоростью около — 83±10 м/с. Такого
рода ветер зарегистрирован в 14 из 17 случаев наблюдений
в 1970—1972 гг. при разных фазовых углах, расположении пла¬
неты к востоку и западу от Солнца и разнообразных условиях
работы аппаратуры.
Полученные результаты подтверждают, что неоднократно
наблюдавшиеся смещения «ультрафиолетовых» неоднородностей
отражают реальное движение, но не какие-либо волновые явле¬
ния или изменения фазы облаков. В согласии с «ультрафиолето¬
выми» данными, наблюдается значительное различие скорости
зонального ветра (38±18 м/с) между утренним и вечерним сек¬
торами планеты. По-видимому, имеют место временные вариа¬
ции скорости ветра, причем постоянная времени больших изме¬
нений скорости (от —2 до —125 м/с) значительно больше неде¬
ли. За периоды порядка недели наблюдались устойчивые, но
сравнительно малые меридиональные скорости.
Скорость вдоль вечернего терминатора от северного полюса
к экватору равна 48±13 м/с, а от южного полюса к экватору —
14± 12 м/с. Аналогичные наблюдения для утреннего терминато¬
ра обнаружили меридиональный перенос по направлению к по¬
люсу в северном полушарии и слабый поток от полюса —
в южном полушарии. Вблизи обоих терминаторов атмосферные
движения гораздо более сложны, чем простое вращение при
постоянной угловой скорости. Если интерпретировать наблюдае¬
мое поле ветра как симметричную циркуляцию в обоих полуша¬
риях, то подобная циркуляция представляется как доминирую¬
щий обратный зональный перенос со скоростью 83 м/с в эквато¬
риальном поясе и более слабый меридиональный поток 30 м/с
в направлении от экватора к полюсам на утренней стороне, но по
направлению к экватору на вечерней стороне.
Теоретические представления о четырехсуточной циркуляции.
Итак, наблюдения целого ряда авторов, выполненные за послед¬

ние годы, обнаружили быстрое вращение верхней атмосферы
Венеры в направлении, противоположном вращению планеты.
Движущиеся облака расположены'на уровне около 5 мбар, что
соответствует высоте над твердой поверхностью планеты, состав¬
ляющей примерно 80 км. Согласно данным А. Скотта и Е. Реезе
[266], сидерический период вращения равен 4,57±0,30 сут. и соот¬
ветствует экваториальной тангенциональной скорости 98 м/с
(экваториальная тангенциональная скорость поверхности состав¬
ляет всего 1,8 м/с).
К. Леови [195] отметил, что устойчивость крупномасштабной
структуры верхнего слоя облачности за время нескольких обо¬
ротов свидетельствует о вращении, подобном вращению твердого
тела, по крайней мере в полосе широт ±30°. Имеются данные,
свидетельствующие о том, что обратное вращение охватывает
толщу атмосферы вплоть до верхней границы основной толщи,
находящейся вблизи уровня 240 мбар (примерно 60 км). Наблю¬
дения за движением. АМС «Венера-8» указали на существование
обратных зональных ветров меньшей величины до высоты 20 км
и на отсутствие зональной компоненты ветра ниже 10 км. Очень
малые величины скорости ветра в нижних слоях атмо¬
сферы найдены также по данным АМС «Венера-4,7» (см.
далее).
В связи с обнаружением четырехсуточной циркуляции было
предпринято несколько попыток ее объяснения (см. [210, 230,
304]). П. Гираш [135] обратил внимание на то, что лабораторные
эксперименты Г. Шуберта и Дж. Уайтхеда [264] обнаружили воз¬
никновение сильного зонального движения при вращении источ¬
ника тепла под кольцеобразным сосудом со ртутью. Если уподо¬
бить движение этого источника тепла перемещению Солнца на
небе Венеры, то можно предположить, что аналогичный меха¬
низм является причиной четырехсуточного вращения. Правдопо¬
добность такой гипотезы подтверждена в работе Г. Шуберта
и др. [265] некоторыми расчетами, выполненными в приближении
Буссинеска и двухмерности течения. Авторы работы [265] рас¬
смотрели задачу о потоке жидкости, ограниченном сверху и сни¬
зу горизонтальными свободной и жесткой поверхностями соот¬
ветственно. При этом были использованы два типа граничных
условий: 1) заданные вариации температуры на верхней границе
и фиксированная температура нижней границы; 2) заданные
вариации потока тепла на верхней границе и термическая изоля¬
ция (отсутствие теплопроводности) на уровне нижней границы.
Показано, что в зависимости от величины числа Прандтля
Рг = v/D (v — коэффициент кинематической вязкости; D — коэф¬
фициент термической диффузии) движение в рассматриваемом
слое является прямым (совпадающим с направлением переме¬
щения тепловой волны) или обратным.
Критическое значение числа Прандтля Рг1ф(5), определяю¬
щее переход от одного режима циркуляции к другому, зависит
89

от параметра S = o)h2/v (со — круговая частота тепловой волны;
h — глубина слоя). Циркуляция является прямой при
Pr>PrKp(S), и, наоборот. Поскольку обратная циркуляция име¬
ет место только при малых числах Прандтля, существование
такого рода четырехсуточной циркуляции в верхней атмосфере
Венеры должно означать, что по крайней мере верхней атмосфе¬
ре планеты соответствуют малые числа Прандтля (значительно
меньше единицы). Последнее указывает на то, что термическая
диффузия обусловлена не турбулентностью, а другим процессом.
По-видимому, в верхней атмосфере Венеры доминирует радиа¬
ционный перенос тепла.
Атмосфера Венеры является глубокой и сжимаемой, излуча¬
ющей и трехмерной. Это требует более корректной теории, чем
уже упомянутая. Важно, в частности, учесть, что перенос энергии
в атмосфере Венеры обусловлен (по крайней мере частично)
радиацией, и выяснить последствия этого. Требует также ответа
вопрос о том, на каком уровне в глубокой излучающей атмосфе¬
ре должно возникнуть термически обусловленное движение. Это
отнюдь не обязательно тот уровень, где поглощается основная
доля солнечной радиации.
В связи с отмеченными обстоятельствами П. Гираш [135]
выполнил приближенные расчеты, характеризующие роль радиа¬
ции как фактора теплопередачи без учета влияния вязкости
и теплопроводности. Предполагается, что нижняя граница иссле¬
дуемого слоя атмосферы (стратосферы), рассматриваемая как
твердая поверхность, находится на уровне верхней границы
облаков (200 мбар) и имеет неизменную температуру, равную
245 К (очевидно, что тепловая инерция атмосферы Венеры очень
велика). Сделаны оценки, показывающие, что на уровне нижней
границы радиационная постоянная времени (время релаксации)
составляет около одних венерианских суток и уменьшается с вы¬
сотой выше этой границы. Эти оценки использованы для прибли¬
женного представления лучистого притока тепла в уравнении
притока тепла через отклонение температуры атмосферы от тем¬
пературы лучистого равновесия и радиационную постоянную
времени.
Решение системы уравнений задачи, включающей упрощен¬
ное указанным образом уравнение притока тепла и уравнение
движения (в гидростатическом приближении), приводит к схеме
возникновения конвективных ячеек, возникающих под влиянием
неоднородности поля температуры (соответственно плотности).
Средняя скорость, зонального движения быстро увеличивается
с высотой, причем на достаточно больших высотах в подсолнеч¬
ной точке образуется область нагрева. Температурная волна
с четырехсуточной периодичностью имеет амплитуду 4,5 К
и должна иметь место на уровне 40 мбар (амплитуда изменения
температуры лучистого равновесия на этом уровне составляет
40 К). П. Гираш [135] подчеркнул условность предложенной им
90

модели и ограниченность ее возможностью описания атмосфер¬
ных движений вблизи экватора.
Продолжая обсуждение динамических аспектов четырехсу¬
точной циркуляции, Р. Янг и Г. Шуберт [315] обратили внимание
на тот факт, что наблюдения, относящиеся к зоне около утренне¬
го терминатора, указывают на существование зонального пере¬
носа по направлению к подсолнечной точке, тогда как в районе
вечернего терминатора имеет место перенос в противоположном
направлении. Эго означает, что наблюдаемые движения не
согласуются с моделью циркуляции в форме ячейки Гадлея
(в таком случае должен всегда происходить перенос от подсол¬
нечной к противосолнечной точке).
Имеются некоторые данные, свидетельствующие о наличии
широтной зависимости периода вращения, возрастающего до
6 сут. в поясе широт 6—15°. Спектроскопические измерения
в области 3500—5700 А также зарегистрировали существование
обратного вращения с периодом 4,3±0,4 сут., а более поздние
измерения допплеровского смещения спектральных линий угле¬
кислого газа привели к значению скорости переноса порядка
100 м/с. Имеются и другие данные, свидетельствующие о нали¬
чии сильных ветров в верхней атмосфере Венеры. В связи с этим
возникает вопрос, распространяется ли интенсивный зональный
поток на более глубокие слои атмосферы. Оценка трения, кото¬
рое должно возникать в этом случае у поверхности, показывает,
что такая возможность исключена.
Р. Янг и Г. Шуберт [315] детально проанализировали три
механизма, предложенные для объяснения зональной циркуля¬
ции верхней атмосферы: 1) гипотезу «движущегося пламени»
(основанную на предположении о существовании волны солнеч¬
ного нагревания и учете отставания по фазе нагревания верхних
слоев атмосферы при распространении тепла снизу вверх);
2) нелинейную неустойчивость конвекции по отношению к сред¬
нему сдвигу ветра [286]; 3) приливные силы. Во всех этих случа¬
ях правильность оценок существенно зависит от природы и вели¬
чины диффузии момента количества движения в верхней атмо¬
сфере. Хотя в настоящее время спорным является даже вопрос
о природе (ламинарности или турбулентности) диффузии, наи¬
более естественно предположить наличие вихревой вязкости
(коэффициент диффузии порядка 10_3-М0~4 см2/с), если считать,
что в зоне четырехсуточного вращения существует мелкомас¬
штабная турбулентность. Согласно Р. Янгу и Г. Шуберту [315],
влияние приливных сил как генератора четырехсуточной цирку¬
ляции может быть существенным лишь при условии ламинар¬
ности диффузии момента количества движения. Теория конвек¬
ции, неустойчивой по отношению к среднему сдвигу ветра, может
объяснить появление среднего потока со скоростью порядка
100 м/с, но необходимые условия возникновения такого рода
неустойчивости пока еще не установлены достаточно определенно,
91

причем направление переноса зависит от начальных условий,
и в этом отношении обратное и прямое движения одинаково
вероятны. Возможно, однако, что одновременное действие меха¬
низма «движущегося пламени» может вызвать первоначальное
обратное движение, которое затем усиливается влиянием неус¬
тойчивости. Важным фактором, способствующим генерации
обратного движения под влиянием механизма «движущегося
пламени», является устойчивость стратификации атмосферы
выше 60 км.
Итак, попытки объяснить результаты наблюдений четырехсу¬
точной циркуляции сводились прежде всего к предположениям
о наличии перемещающейся волны солнечного нагревания, обе¬
спечивающей вертикальный перенос количества движения, или
неустойчивости, связанной с вертикальным сдвигом термически
обусловленной системы циркуляции от подсолнечной к противо-
солнечной точке. К. Леови отметил [195], что при этом было упу¬
щено одно важное обстоятельство, касающееся атмосферной
циркуляции на Венере. Если у поверхности Венеры имеет место
пренебрежимо малый меридиональный градиент атмосферного
давления (как об этом свидетельствуют данные АМС «Венера»),
но наблюдается небольшое уменьшение средней температуры от
экватора к обоим полюсам, то изобарические поверхности на
больших высотах должны иметь экваториальный «горб». Обу¬
словленная им сила градиента давления может быть уравнове¬
шена лишь избыточной центробежной силой, которая порожда¬
ется вращением, усиливающимся с высотой.
Сделанные К. Леови оценки показывают, что для обеспече¬
ния такого рода геоциклострофического баланса достаточно раз¬
ности средних температур экватор — полюс, равной 3 К, что
является вполне приемлемым. Остаются, однако, требующими
ответа вопросы о том, как возникает вертикальное распределе¬
ние скорости вращения и как может поддерживаться дифферен¬
циальное вращение, несмотря на противоборствующее влияние
турбулентной и молекулярной вязкостей при наличии вертикаль¬
ного сдвига ветра. К. Леови полагает, что в любой планетарной
атмосфере при наличии экваториального термического «горба»,
обусловленного нагреванием, но при отсутствии бароклинной
или баротропной неустойчивости вследствие медленного враще¬
ния планеты или затухания должно возникать избыточное вра¬
щение, которое будет совпадать по знаку с вращением верхних
слоев атмосферы планеты. По-видимому, проявлением такого
эффекта является, в частности, «сверхвращение» верхних слоев
земной атмосферы.
Главная задача объяснения быстрого вращения венерианской
атмосферы вдоль кругов широты на высотах от 20 до 70 км сос¬
тоит в выявлении механизма передачи верхним слоям атмосфе¬
ры момента количества движения. П. Гираш [138] развил при¬
ближенную аналитическую теорию циркуляции, которая приво¬
92

дит к выводу, что подобный механизм может быть связан с суще¬
ствованием на Венере ячеек меридиональной циркуляции с вос¬
ходящими движениями у экватора и нисходящими у полюсов.
Наличие таких ячеек может обусловливать передачу момента
количества движения верхним слоям атмосферы во всех случаях,
когда экваториальная атмосфера обладает большим моментом
количества движения, чем атмосфера полярных широт. Предпо¬
лагается, что подобная ситуация обеспечивается в результате
макротурбулентного перемешивания.
Если считать атмосферу «циклострофической», т. е. исходить
из того, что имеет место баланс центробежной силы и силы мери¬
дионального градиента давления, то при достаточно больших
числах Ричардсона средний вертикальный профиль температуры
определяется глобальным лучистым равновесием. Локальные
отклонения от равновесия компенсируются адиабатическим
нагреванием или выхолаживанием вследствие вертикальных дви¬
жений. Поскольку выполненные до сих пор работы по численно¬
му моделированию общей циркуляции венерианской атмосферы
не предсказывают сильного зонального потока в экваториальном
поясе, в работе [138] сформулированы требования к наблюдени¬
ям, выполнение которых может прояснить причины расхож¬
дения.
В.	Раманатан и Р. Сэсс |[244] предложили теоретическую
модель для объяснения наблюдаемой в стратосфере Венеры
сильной зональной циркуляции, основанную на рассмотрении
сжимаемой излучающей атмосферы при пренебрежении эффек¬
тами вращения планеты. Показано, что в нижней стратосфере
(на высотах меньше 85 км) радиационное нагревание пренебре¬
жимо мало последовательно, не может быть движущей силой
зональной циркуляции. Под влиянием нагревания верхней стра¬
тосферы вследствие поглощения солнечной радиации генериру¬
ются распространяющиеся вниз внутренние гравитационные
волны, которые и являются причиной формирования зонального
переноса в верхней и нижней стратосфере.
Использование линеаризованных уравнений движения
и энергии привело к согласующемуся с наблюдениями выводу,
что зональный перенос, возбуждаемый гравитационными волна¬
ми, имеет направление, противоположное вращению планеты.
Для определения величины зональной скорости ветра получено
приближенное аналитическое решение нелинейных уравнений
движения и энергии. Зональная скорость возрастает от нуля на
уровне тропопаузы до 200 м/с на высоте 35 км. Скорость ветра
на уровне «ультрафиолетовых» облаков хорошо согласуется
с наблюдаемой величиной порядка 100 м/с.
Четырехсуточная циркуляция по данным наблюдений с АМС
«Маринер-10» и «Венера». Обнаружение четырехсуточной цир¬
куляции верхних слоев атмосферы Венеры вызвало большой
интерес к изучению атмосферной циркуляции с АМС. В связи
93

с этим при разработке телевизионной аппаратуры АМС «Мари-
нер-10», предназначенной в первую очередь для получения изо¬
бражений поверхности Меркурия, была предусмотрена также
возможность получения снимков Венеры в ультрафиолетовой
области спектра. Телевизионная аппаратура (две последователь¬
но функционирующие камеры), подобная использованной ранее
на «Маринер-9», была усовершенствована — прежде всего за
счет расширения полосы пропускания линии связи с 16 до 117,6
килобит/с, что позволило избежать употребления бортовой памя¬
ти и передать изображения в реальном масштабе времени.
Замена оптики на новую (с 1500-миллиметровым фокусным рас¬
стоянием) и применение набора светофильтров позволили полу¬
чить изображения на vдлинax волн 3550, 4740, 4820, 5120, 5780,
3580 А (последний светофильтр — поляризационный). Поле зре¬
ния составляет 0,36X0,48°. Каждое телевизионное изображение,
регистрируемое за 42 с, состоит из 700 линий сканирования с 832
«точками» вдоль линии. Возможно различение 256 уровней ярко¬
сти. Поэтому использование методики усиления контрастов поз¬
воляет различать очень малые контрасты яркости (вплоть до
вариаций яркости менее 1%).
Как сообщили Б. Муррей и др. [294], всего за восемь суток
было зарегистрировано около 3400 доброкачественных изобра¬
жений с разрешением не хуже 130 км (это примерно вдвое луч¬
ше, чем самое высокое ► разрешение, достигаемое наземными
наблюдениями). Изображения, полученные через голубой
и оранжевый светофильтры, обнаруживают лишь очень слабые
контрасты яркости (и пока еще не были тщательно проанализи¬
рованы). Рассмотрены поэтому лишь «ультрафиолетовые» изоб¬
ражения и часть снимков при оранжевом фильтре, относящемся
к краю диска планеты. Б. Муррей с коллегами проанализировал
серию изображений в ультрафиолетовой области спектра, ука¬
зывающих на существование следующих неоднородностей облач¬
ного покрова: 1) мелкомасштабные (100—150 км) «крапинки»
в подсолнечной точке экваториальной зоны (рис. 23 а, рис. 24)*;
2) струеобразные (с минимальной различимой шириной 10—
20 км) и полосчатые структуры в высоких широтах обоих полу¬
шарий (рис. 23 6, рис. 25, 26); 3) сильно расходящиеся потоки
вокруг подсолнечной точки, симметричные относительно эква¬
тора (рис. 25, 26). Крупные светлые и темные образования
с размерами порядка 1000 км, контраст между которыми состав¬
ляет около ,30%, имеют богатую тонкую структуру с характер¬
ными размерами до 10 км. Продолжительность существования
отдельных образований в диапазоне широт ±50° варьирует от 2
до 12 ч-
Изменчивость яркости облачного покрова Венеры в ультра¬
* Автор выражает признательность доктору Б. К. Муррею за любезное
предоставление оригиналов фотографий, изображенных на рис. 24—27.
94

фиолетовой области спектра, несомненно, отражает особенности
общей циркуляции атмосферы в верхней тропосфере и страто¬
сфере. При этом наблюдаемая сильная зависимость яркости от
длины волны обусловлена, по-видимому, вариациями .поглоща¬
тельной способности облаков, но не их микроструктурой, а вре¬
менная динамика отдельных неоднородностей указывает, веро¬
ятно, на образование или диссипацию конденсата облаков, но не
пыли или продуктов фотохимических реакций. Поскольку, одна¬
ко, состав облаков остается неизвестным, выводы о характере
поля ветра, полученные по динамике неоднородностей облачного
покрова, следует считать предварительными.
Полученные за восемь суток в феврале 1974 г. изображения
обнаруживают в верхней тропосфере и стратосфере Венеры цир¬
куляцию, обладающую в обоих полушариях высокой степенью
симметрии относительно оси вращения планеты при угловой ско¬
рости, возрастающей с широтой до 2 суток на широте 50°
(рис. 25, 26). Наблюдения зонального переноса вблизи экватора
подтверждают наличие четырехсуточной обратной циркуляции
и указывают на существование нескольких слабо заметных
зональных полос шириной менее 100 км. Анализ изображений
Венеры, полученных через 4 сут. после сближения АМС до крат¬
чайшего расстояния, обнаружил наличие на экваторе отчетли¬
вой Y-образной структуры, подобной многократно наблюдавшей¬
ся с Земли и также указывающей на существование четырехсу¬
точного вращения.
Для подсолнечной зоны экваториального пояса характерно
присутствие ячеистой структуры облачности, подобной представ¬
ленной на рис. 24. Анализ мозаики изображений высокого разре¬
шения показывает, что самые крупные и менее отчетливо,выра¬
женные ячейки (500 км) имеют темные края и некоторые из них
обладают формой многоугольников. По-видимому, продолжи¬
тельность их существования не превосходит нескольких часов.
Внутренняя часть крупных ячеек имеет тонкую структуру. Обна¬
ружены также несколько меньшие ячейки (~200 км), которые
перемещаются вместе с ветром и заметно изменяются за 2 ч.
Зона экваториальной конвекции, которая непрерывно развивает¬
ся в области подсолнечной точки (следуя за перемещением
Солнца), имеет протяженность около ±20° по широте и не менее
80° по долготе. Наблюдается взаимодействие между этой зоной
конвекции и средним зональным потоком.
Потоки в форме ярких полос, напоминающих земные струй¬
ные течения, опоясывают Венеру в меридиональном направле¬
нии спиралями (простирающимися по долготе на 200—300°),
которые сливаются на широте около 50° с отчетливо выделяю¬
щейся околополярной полосой («кольцом») облачности
(рис. 25, 26). Анализ мозаики изображений высокого разрешения
показывает, что со стороны экватора к упомянутым спиралям
примыкают более мелкие «струи», а иногда кольцеобразные
95

завитки, свидетельствующие о наличии горизонтального сдвига
ветра и турбулентности. В каждом полушарии наблюдается по
крайней мере две системы спиралеобразных потоков, особенно
отчетливо выраженных на широтах ±30° (одна из систем пото¬
ков располагается симметрично относительно экватора). Рассма¬
триваемые потоки не обнаруживают ни каких-либо признаков
неустойчивости в глобальных масштабах, ни структуры, подоб¬
ной земным циклоническим вихрям.
Анализ последовательных изображений за четырехсуточный
период, характеризующих динамику облачности в полосе широт
от +40° до —50°, указывает на сложный характер распределе¬
ния неоднородностей облачного покрова. Оценка скорости
зонального переноса в экваториальном поясе (вне подсолнечной
зоны) привела к значению порядка 100 м/с и выявлению обрат¬
ной циркуляции, что полностью согласуется с выводами назем¬
ных наблюдений. Замечено, однако, что мелкомасштабные неод¬
нородности не всегда участвуют в этом переносе. В высоких
широтах перенос также является преимущественно зональным.
В низких широтах не обнаружено какого-либо заметного
меридионального движения, но в более высоких широтах
(30—50°) наблюдается .направленная к полюсу компонента
порядка 10 м/с. На некоторых участках заметны очень слабые
пояса облачности, параллельные экватору. Иногда в поясе
широт ±20° отмечаются три-четыре таких пояса, ширина кото¬
рых менее 100 км. Эти пояса, по-видимому, быстро перемещают¬
ся вокруг планеты в направлении общего движения и иногда
пересекают круги широт. Несомненно существование динамиче¬
ского взаимодействия сильного зонального потока и зоны кон¬
векции в подсолнечной области. На некоторых участках обнару¬
жены темные образования, которые можно истолковать как сви¬
детельство существования дугообразных волн, возникающих под
влиянием взаимодействия с «мягким» препятствием (рис. 26).
Эти «волны» движутся относительно препятствия, в отличие от
истинных волн такого типа. Они симметричны относительно эква¬
тора, распространяясь по крайней мере до ±30° широты, и, по-
видимому, существуют парами.
Наиболее яркими крупномасштабными особенностями струк¬
туры облачного покрова являются околополярные пояса облач¬
ности. Так, например, южное полярное кольцо охватывает поло¬
су широт в 10—15° с южной границей вблизи 50° ю. ш. (рис. 25,
26). Вероятно, аналогичное кольцо существует и в северном
полушарии (геометрия визирования не позволила осуществить
соответствующие наблюдения). Возможно, вся полярная область
представляет собой вихрь, «питаемый» меридиональным потоком
из экваториального пояса (мелкомасштабные вихреобразные
струи наблюдаются на краю полярной шапки).
Как уже отмечалось выше, анализ изображений облачного
покрова Венеры в ультрафиолетовой области спектра («355 нм),
96

Piic. 23. Мелкомасштабная структура («крапинки») облачного по¬
крова вблизи экватора (а) п крупномасштабные полосы («струи»)
облачности в высоких шпротах {б):
черные точки (здесь и на последующих фотографиях) отметки на экране те¬
левизионной трубки, используемые для устранения геометрических искажений.

Рис. 25. Основные особенности глобального облачно¬
го покрова, отражающие закономерности общей цир¬
куляции атмосферы:
1 — дугообразные волны: 2 — экваториальным пояс: 3 — спи¬
ральные струп; 4 — полярное кольцо; 5—полярная область;
в — подсолнечная область.

р = 6,00м5ар
Рис. 53. Изоплеты атмосферного давления у по¬
верхности, рассчитанные по полю температуры.
Рис. 54. Облака в районе Hellas поблизости от утреннего терминатора
«Маринер-9», 430-й виток.
Волнообразные облака с преобладающей длиной ~30-т-40 км.

Рис. 55. Широкоугольное телевизионное изображе¬
ние районов Tharsis, Amazonis и Nix Olympica (а)
(676-й виток) и их схема (б):
зоны диффузной облачности заштрихованц.

Рис. 58. Широкоугольное изображение района Тетре с р
стояния 4400 км (195-ii виток «Мар-ипср-9»).

Рис. 74. Мозаика 15 телевизионных изображений, полученных с АМС
«Викинг-1» 9 июля 1976 г. при расстоянии до поверхности около
1630 к м. Все изображение охватывает площадь 250X200 км к западу-
северо-западу от места посадки спускаемого аппарата.

Рис. 75. Канал (правая нижняя часть фотографии)
близ одного из предполагавшихся мест посадки
спускаемого аппарата АМС «Викинг-1». Изображе¬
ние получено 22 июня 1976 г. при расстоянии до
поверхности около 1562 км. Слегка приподнятые
неоднородности на краю и дне канала являются ти¬
пичными для марсианских каналов.

Рис. 76. «Острова» в канале района
Areas Valley на двух изображениях
высокого разрешения, полученных
с АМС «Викинг-1» 23 июня 1976 г.
Изображения получены с интервалом
времени 9 с при расстоянии до по¬
верхности, равном 1723 км.

Рис. 77. Изображение дюн на дне района Gangis Chasma — Ganges
Chasm—ветви системы экваториального каньона Марса, полученное
с АМС «Викинг-1» 1 июля 1976 г. с делыо выявления возможных мест
посадки АМС «Викинг-2». Изображение охватывает площадь 50x20 км.

Рис. 78. Изображение поверхности Марса вблизи одной
из опор спускаемого аппарата СА «Викинг-1». 22 июля
1976 г.

полученных с АМС «Маринер-10» и обладающих значительно
худшим разрешением наземных УФ-изображений выявил две
замечательные закономерности: глобального масштаба симмет¬
рию структуры облачного покрова относительно экватора и че¬
тырехсуточное вращение ультрафиолетовых неоднородностей
(это соответствует скорости ветра на экваторе около 100 м/с,
направленного с востока на запад) в направлении, противопо¬
ложном вращению планеты.
М. Белтон и др. [108 а, 272 а] показали на основе рассмотре¬
ния закономерностей морфологии и кинематики облачного
покрова, что перемещение крупномасштабных ультрафиолето¬
вых неоднородностей отображает как реальное поле скорости
атмосферы Венеры, так и распространение волн планетарного
масштаба. Мелкомасштабные неоднородности, не наблюдаемые
с Земли, являются более надежным трассером для характеристи¬
ки атмосферных движений на Венере. Поэтому морфология
и временная динамика такого рода неоднородностей может
содержать в себе обширную информацию относительно общей
циркуляции атмосферы. Следует, однако, иметь в виду, что отсут¬
ствие одновременных данных о вертикальных профилях давле¬
ния, температуры и скорости ветра, невыясненность природы
ультрафиолетовых неоднородностей поля яркости побуждают
рассматривать интерпретацию УФ-изображений как сугубо пред¬
варительную.
Исследуемые неоднородности относятся к слою 5-1-400 мбар
(примерно 80-4-55 км), а в качестве глобальной средней оценки
можно принять уровень около 50 мбар (60 км). Другой критерий
состоит в том, что неоднородности соответствуют уровню оптиче¬
ской толщины в УФ-участке спектра, равной единице. В работе
[108 а] предпринято детальное обсуждение закономерностей
динамики облачного покрова путем анализа 3400 телевизионных
изображений, полученных за 8 суток с АМС «Маринер-10» (за
эго время фазовый угол изменился в пределах 29^-23°, т. е. все
время было освещено Солнцем около 2/3 поверхности планеты).
Рассматриваемые в этой работе структуры облаков включа¬
ют темную, горизонтально ориентированную У-образную неодно¬
родность; околоэкваториальные пояса, конусообразные волны
(подобные образующимся вблизи носа корабля)., ячеистые
структуры, спиралеобразные полосы умеренных широт, полярное
кольцо и облачность полярной зоны. Показано, что доминирую¬
щая на всей планете У-образная неоднородность представляет
собой распространяющуюся с востока на запад планетарную
волну, которой соответствует волновое число, равное 1, и период
обращения вокруг планеты 4,2 суток. Анализ решений уравнения
Лапласа для приливов привел также к выводу, что У-образная
неоднородность может являться результатом суперпозиции волн
Россби—Хаурвитца, преобладающих в умеренных широтах,
и волны Кельвина, которая доминирует в экваториальной зоне.
7 3955
S7

Конусообразные волны могут быть истинными волнами, воз¬
никающими при взаимодействии быстрого зонального потока
с внутренними гравитационными волнами с более низкими гори-,
зонтальными фазовыми скоростями, которые генерируются атмо¬
сферными возмущениями в подсолнечной зоне. Очень узкие
(ширина <50 км), но длинные (до 5000 км), околоэкваториаль-
ные пояса, наблюдаемые в зоне широт ±20°, истолкованы как
проявления перемещающихся внутренних гравитационных волн
с длиной волны ~500 км и горизонтальной протяженностью
(вдоль кругов широты) ~5000 км. Будучи параллельны кругам
широт, они распространяются к югу со скоростью около 20 м/с.
Подобная интерпретация подтверждается оценками, сделанны¬
ми на основе приближенной теории распространения плоских
волн в изотермической атмосфере.
Ячеистые структуры облаков в подсолнечной зоне несомненно
отображают наличие там термической конвекции. Идентифика¬
ция природы ячеек с яркими и темными краями, которые имеют
горизонтальные размеры порядка 200 и 500 км соответственно
обнаружила, что они связаны с существованием слоя конвекции
толщиной 15 км, аналогичного мезомасштабной конвекции в ат¬
мосфере Земли над тропическим океаном. Темные участки ячеек
являются, по-видимому, районами нисходящих движений.
Изменчивость местоположения и интенсивности полярного
кольца обусловлена, вероятно, зонально распространяющимся-
возмущением, которое может быть связано с планетарной вол¬
ной, порождающей У-образную неоднородность в низких широ¬
тах. Особенности циркуляции и других атмосферных процессов
в полярных районах могут быть существенно отличными от наб¬
людаемых в других областях планеты. Об этом свидетельствует,
в частности, тот факт, что лишь в полярных районах аналогич¬
ные ультрафиолетовым контрасты яркости имеют место также
в оранжевых лучах (580 нм).
Рассмотренная М. Белтоном и др. [108 а, 272 а] интерпретация
полей яркости Венеры в УФ-участке спектра свидетельствует
о большом своеобразии циркуляции верхней атмосферы этой
планеты. На быстрое вращение атмосферы (четырехсуточную
циркуляцию) налагаются волны планетарного и регионального
масштабов, а также термическая конвекция в подсолнечной зоне.
Изучение физической природы сложной динамики венерианской
верхней атмосферы серьезно осложняется недостаточностью дан¬
ных наблюдений.
Первоначальный анализ изображений края диска Венеры
обнаружил существование многослойной структуры дымки, рас¬
положенной над слоем облачности (вблизи уровня 10 мбар
и выше), имеющей слои толщиной до 1 км (рис. 27). Наличие
многослойной дымки указывает на большую устойчивость атмо¬
сферы на соответствующих уровнях. Вероятно, коэффициент вер¬
тикального турбулентного перемешивания здесь таков же или
98

меньше, чем наблюдаемый в земной стратосфере, где имеет мес¬
то аналогичная слоистая структура дымки. Полученные резуль¬
таты согласуются с современной моделью, предполагающей
наличие над плотным облачным покровом (верхняя граница на
уровне 200 мбар) слоя дымки оптической толщиной около 2
в диапазоне уровней 20—50 мбар.
Б. О’Лири [224] обстоятельно проанализировал .45 телевизи¬
онных изображений края диска планеты в ультрафиолетовых
(0,354 мкм) и оранжевых (0,576 мкм) лучах, которые были полу¬
чены в период кратчайшего сближения АМС «Маринер-10» с Ве¬
нерой при разрешающей способности изображений по вертикали
лучше 1 км (иногда она достигала 100 м). Анализ изображений,
относящихся к различным участкам Венеры от экватора до
полярных широт, подтвердил наличие атмосферной дымки
в стратосфере Венеры. Визуальный анализ и данные фотометри-
рования снимков указывают на то, что отчетливо различаются по
крайней мере два аэрозольных слоя, разделенные расстоянием
порядка нескольких километров. Аэрозольная высота однород¬
ной атмосферы варьирует от 1-1,5 до 3 км.
Горизонтальная протяженность аэрозольных слоев, простира¬
ющихся от экватора до высоких широт, достигает нескольких
тысяч километров. Если предположить, что различие вертикаль¬
ных профилей яркости в ультрафиолетовых и оранжевых лучах
обусловлено только влиянием релеевского рассеяния в ультра¬
фиолетовом интервале, то можно осуществить разделение аэро¬
зольного и молекулярного компонентов рассеяния. Найденный
таким образом вертикальный профиль яркости, обусловленной
релеевским рассеянием, приводит к величине газовой высоты
однородной атмосферы #~4,2 км, что соответствует темпера¬
туре углекислотной атмосферы, равной 200 К, и согласуется
с данными радиорефракционных измерений для стратосферы.
Наличие данных о вертикальном профиле яркости, обуслов¬
ленной релеевским рассеянием, позволяет выполнить привязку
аэрозольных слоев по высоте, используя в качестве отсчетного
тот уровень, которому соответствует оптическая толщина вдоль
касательной трассы, равная единице. Этому уровню соответ¬
ствует планетоцентрическое расстояние около 6130 км, т. е. высо¬
та над поверхностью 78 км и давление 4,1 ±0,3 мбар. Подобная
методика «оптического барометра» позволяет производить при¬
вязку по высоте с точностью около 1 км. Единственным осложня¬
ющим обстоятельством может быть лишь присутствие релеевско¬
го рассеяния субмикронным аэрозолем, что мало вероятно.
С учетом привязки по высоте можно сделать вывод, что очень
разреженный аэрозоль (счетная концентрация частиц диамет¬
ром 1 мкм составляет около 0,1 см-1) простирается до 80—90 км,
охватывая диапазон давлений .5—0,5 мбар. Радиорефракцион-
ные данные «Маринер-5» обнаружили немонотонный вертикаль¬
ный профиль температуры в слое 80—90 км. Можно поэтому
99

предположить, что рассматриваемые аэрозольные слои коррели¬
руют с инверсиями температуры. Б. О’Лири предложил [224] изо¬
браженную на рис. 28 модель двухслойной дымки, в нижнем
слое которой концентрация частиц быстро убывает с высотой,
а в верхнем слое это убывание замедляется. По-видимому, части¬
цы дымки представляют собой капли концентрированного вод¬
ного раствора серной кислоты.
При изучении возможных физических факторов общей цир¬
куляции атмосферы обращает на себя внимание неожиданно
большое влияние подсолнечной зоны на глобальную циркуля-
200	250	500
Г. К (100% 00z)
Модель дымки
Рис. 28. Вертикальные профили температуры по данным АМС
«Маринер-5» (1) и «Марннер-10» (2) и модель атмосферной
дымки по данным наблюдений тюля яркости вблизи края диска
планеты:
Н — высота однородной атмосферы.
цию. Для решения этой проблемы очень важны прямые измере¬
ния температуры, ветра и других параметров в экваториальном
и полярных районах, а также измерения микроструктуры и со¬
става облачных частиц. Несомненно, что теоретические сообра¬
жения относительно природы четырехсуточной циркуляции,
изложенные в предыдущем разделе, требуют существенного
пересмотра в свете данных «Маринер-10».
Все рассмотренные выше результаты наблюдений атмосфер¬
ной циркуляции относятся к толще атмосферы над основным
облачным покровом. Лишь данные измерений, осуществленных
при помощи АМС «Венера», впервые позволили составить пред¬
ставление о динамике подоблачного слоя Венеры на основе
100

эксперимента. Обсужденные В. Кержановичем и др. {36, 71, 181]
данные измерений термодинамических параметров атмосферы
с АМС «Венера-4—7» дали возможность оценить верхний предел
величин вертикальной скорости, выполнить исследования полей
скорости и турбулентности в атмосфере Венеры, базирующиеся
на данных по динамике спуска межпланетной станции.
Методика определения скорости ветра основана на учете того
факта, что радиальная компонента скорости ветра urad может
быть найдена как разность радиальной скорости спуска космиче¬
ского аппарата, измеряемой при помощи допплеровского метода,
и расчетной скорости снижения, полученной с учетом взаимного
движения и вращения Земли и Венеры, а также скорости спуска
парашюта в условиях штилевой атмосферы. Последняя оценка
сделана на основе применения двух независимых методов, один
из которых базируется на рассмотрении динамики спуска пара¬
шюта, а другой связан с использованием данных измерений вер¬
тикальных профилей давления и температуры. Основными фак¬
торами, от которых зависит надежность решения задачи, явля¬
ются ошибки определения местоположения точки входа межпла¬
нетной станции в атмосферу, динамика системы парашют—стан¬
ция и стабильность частоты бортовых кристаллических осцилля¬
торов.
После определения радиальной скорости легко рассчитать
величины вертикальной и горизонтальной компонент скорости,
равные i>rad Cos6 и Uradsinfi соответственно, где б — угол между
направлением Земля — Венера и местной вертикалью в зоне спу¬
ска АМС. В случае АМС «Венера-4,7» 6< 15°, для «Венеры-8»
6^38°, что делает данные последней планетной станции наибо¬
лее удобными для определения горизонтальной компоненты ско¬
рости (точнее, той части горизонтальной скорости, которая соот¬
ветствует направлению от подземной точки к точке посадки спу¬
скаемого аппарата). На рис. 29 представлено расположение
точек посадки и подземных точек для АМС «Венера» [292]. Ана¬
лиз имеющихся результатов измерений позволил определить
вертикальную и горизонтальную компоненты скорости ветра по
данным АМС «Венера-4,7» и только вертикальную компоненту
по данным «Венера-5,6». Все данные относятся к «очной стороне
планеты (4—5 ч по местному венерианскому времени).
Высказанные в работе {181] соображения показывают, что
пространственный масштаб инерционного диапазона изотропной
турбулентности на Венере шире, чем на Земле. Если считать тур¬
булентность изотропной, то это означает, что величины флуктуа¬
ций вертикальной и горизонтальной компонент скорости отлича¬
ются в (4/3)1/2 раз. При средней скорости спуска 3 м/с характер¬
ный масштаб турбулентности на высоте 40—55 км составляет
100—200 м. Средняя квадратическая величина флуктуаций вер¬
тикальной скорости практически постоянна, составляя 0,28—
0,32 м/с («Венера-5»), 0,24—0,28 м/с («Венера-6»), и не превосхо¬
101

дит 0,5 м/с. Малая величина флуктуации свидетельствует о сла¬
бости конвективных потоков. Ниже 40 км, вплоть до поверхности
(«Венера-7»), турбулентности не было обнаружено.
По данным АМС «Венера-4» скорость ветра вблизи верхней
границы облаков достигает 40—50 м/с. Однако ниже 40 км ветер
не был зарегистрирован. Допплеровские данные АМС «Венера-
5,6» обнаруживают очень медленное изменение скорости ветра
в течение всего спуска без заметной турбулентности (скорость
ветра не превышает 8—15 м/с). Обработка данных «Венера-7»
привела к скоростям 5—14 м/с на высотах 38—53 км. Ниже
38 км скорость ветра равна нулю. В слое от поверхности до уров-
-601
Рис. 29. Локализация точек посадки (звездочки) и подземных точек
(кружки) для АМС «Венера»:
вертикальные линии со штриховкой соответствуют местоположению утреннего
терминатора, причем штриховка изображена на темной (ночной) стороне тер¬
минатора; буквой а обозначены зоны высокой отражательной способности для
радиоволн.
ня 3,5 км скорость ветра монотонно возрастает от 0 до 2,5 м/с
(максимальная величина составляет 5 м/с). Вертикальная ско¬
рость на высоте 3,5 км равна 0,5 м/с при максимальной величине
1 м/с (следует отметить, что косвенная методика оценки верти¬
кальных скоростей в планетных атмосферах была недавно пред¬
ложена С. Зилитинкевичем [24]). С учетом характеристик кон¬
струкции космического аппарата и вариаций радиосигнала во
время посадки найдено, что упругость грунта находится в преде¬
лах 2—80 кг/см2.
На рис. 30 изображен полученный М. Маровым и др. [283]
вертикальный профиль горизонтальной компоненты скорости
ветра по данным АМС «Венера-8». В этом случае азимут под¬
земной точки составляет около 115° (см. рис. 29), а положитель-
102

мая величина скорости указывает на наличие ветра от ночной
к дневной стороне, т. е. совпадающего с направлением вращения
планеты. Естественно, что при наличии лишь измерений проек¬
ции вектора горизонтальной скорости на направление от подзем¬
ной точки к точке посадки невозможно определить зональную
и меридиональную компоненты скорости. Если вектор горизон¬
тальной скорости направлен вдоль круга широты, то для перехо¬
да от величин, приведенных на рис. 30, к истинной зональной
скорости надо вводить
7ь,км
80
60
40
10
УР-фотография
Спектроскопи¬
ческие наблю¬
дения
\Венера-ЩЬп
0
50
100
v,m/c
коэффициент, равный 1,1.
Данные измерений согла¬
суются и с предположе¬
нием о меридиональности
скорости, если ввести ко¬
эффициент, составляю¬
щий около 2,4. Рассмот¬
рение рис. 30 показывает,
что скорость ветра возра¬
стает от 0—0,5 м/с у по¬
верхности планеты до
100—140 м/с на высотах
более 48 км, но не изме¬
няет направления. В слое
20—40 км ветер практи¬
чески постоянен, состав¬
ляя 30—36 м/с. Для ниж¬
ней части тропосферы
(0—10 км) характерен
слабый ветер. На высо¬
тах 12—18 км и вблизи
48 км расположены зоны
сильных вертикальных
градиентов скорости вет¬
ра.
Обращает на себя внимание тот факт, что по данным «Вене¬
ры-8» в слое 20—40 км наблюдаются гораздо более сильные вет¬
ры, чем полученные ранее. Согласно данным «Венеры-7» ско¬
рость ветра в упомянутом слое не превышает 5 м/с, а наблюде¬
ния «Веперы-8», относящиеся к почти меридиональному направ¬
лению, дали горизонтальную компоненту, близкую к нулю, но
с ошибкой около 12 м/с [181]. По результатам АМС «Венера-5,6»
данных о горизонтальной составляющей ветра получить не уда¬
лось, так как эти AA4C совершили посадку очень близко от под¬
земных точек. Принимая во внимание малую скорость ветра
у поверхности Венеры, М. Маров и др. высказали предположе¬
ние о малой концентрации пыли в нижних слоях атмосферы
и слабой ветровой эрозии [292].
Рис. 30. Вертикальный профиль горизон¬
тальной составляющей скорости ветра
(в направлении от подземной точки
к точке посадки) по данным АМС «Ве-
нера-8».
103

Новый интересный материал о закономерностях общей цир¬
куляции атмосферы на Венере принес анализ изображений облач¬
ного покрова в ультрафиолетовой области спектра, полученных
при помощи АМС «Венёра-9, 10».
Численное моделирование атмосферной циркуляции. Успеш¬
ное развитие исследований с целью численного моделирования
общей циркуляции земной атмосферы, накопление значительно¬
го материала прямых измерений состава, структурных парамет¬
ров и ветра создали основу для выполненных за последние годы
теоретических работ по численному моделированию общей цир¬
куляции венерианской атмосферы.
Как показал Г. Голицын [21], простые и наглядные возмож¬
ности анализа закономерностей динамики планетных атмосфер
открывает определение и сопоставление характерных времен
наиболее важных процессов. Одним из фундаментальных факто¬
ров динамики является приток тепла вследствие излучения.
П. Стоун [275] отметил, что влияние радиационных процессов
определяется двумя характерными временами: 1) продолжи¬
тельностью охлаждения атмосферы выше уровня давления р
после того, как прекращается нагревание в результате поглоще¬
ния солнечной радиации tsoi = грН/(г— \)оТ4 (Н — высота одно¬
родной атмосферы; г — отношение удельных теплоемкостей; а —
постоянная Стефана—Больцмана; Т — температура на уровне
/;); 2) временем радиационной релаксации rTad— тем временем,-
которое необходимо, чтобы при заданном приходе солнечной
радиации нагреть атмосферу от нуля до температуры, соответ¬
ствующей лучистому равновесию. Если единственный характер¬
ный вертикальный масштаб — шкала высот, то TSoi = Trad.
В условиях атмосферы Венеры время радиационной релакса¬
ции изменяется от 109 с у поверхности до 105 с на высоте 80 км.
Характерным Масштабом времени реакции динамики атмосферы
на лучистый приток тепла является характерное время адвекции,
т. е. то время, которое необходимо для перемещения динамиче¬
ского возмущения на глобальное расстояние: Tdyn = R/v (R — ра¬
диус планеты; v — характерная горизонтальная скорость). Един¬
ственно возможной априорной характерной скоростью является
v=(gHу1* (g — ускорение силы тяжести), т. е. фазовая скорость
внешней гравитационной или звуковой волны. В таком случае
для Венеры типично время динамической релаксации, равное
105 с. Важным внешним характерным временем является период
вращения вокруг оси Tday= 1,01 • 107 с.
Отношения характерных времен, приведенных на рис. 31 по
данным П. Стоуна [275], определяют роль различных процессов.
Так, например, величина 6 = Trad/tday является показателем зна¬
чения суточной изменчивости метеорологических элементов. Рас¬
четы для условий стандартной венерианской атмосферы показа¬
ли, что на высотах меньше 56 км 6> 1, а ниже 40 км 6<1, т. е.
суточный ход практически отсутствует. Выше 56 км 6<1, и, сле¬
104

довательно, суточный ход метеопараметров проявляется суще¬
ственно.
Величина у = tdyn/tday, обратная числу Россби (с точностью
до множителя 2,4), характеризует влияние силы Кориолиса на
атмосферную циркуляцию. Для Венеры, как правило, у<С1, т. е.
сила Кориолиса несущественна. Лишь в глубоких слоях атмо¬
сферы y = 1 /2, и поэтому учет силы Кориолиса имеет важное зна¬
чение с точки зрения объяснения зонального переноса в этих
слоях. Вероятная скорость зонального движения составляет око¬
ло 1 м/с.
К,КМ
Рис. 31. Отношения характерных вре¬
мен в атмосфере Венеры в зависи¬
мости от высоты.
Поскольку циркуляция в глубоких слоях атмосферы не зави¬
сит от Tday, то в данном случае контролирующим безразмерным
параметром ДОЛЖНО быть отношение e=Y/6=Tdyn/Trad = Tdyn/Tsol,
эквивалентное энергетическому критерию, введенному ранее
Г. Голицыным. Если е»1, то это означает, что тепловой режим
атмосферы определяется влиянием радиационных факторов
(близко соответствует условиям лучистого равновесия). При
6*^0 (1) становятся существенными динамические факторы.
Поскольку на Венере всегда е<С1, то ясно, что в данном случае
решающее значение приобретают динамические факторы.
Рассмотрение вертикального профиля б приводит к необходи¬
мости выделения в атмосфере Венеры двух слоев с различными
режимами циркуляции. В нижнем слое атмосферы (на высотах
меньше 40 км) суточный ход метеопараметров отсутствует, вер¬
тикальный градиент температуры почти адиабатический, а атмо¬
сферные движения слабо выражены. В верхней атмосфере (выше
70 км) суточный ход существен, вертикальный градиент темпера¬
туры меньше адиабатического и наблюдается очень сильный
105

зональный перенос воздуха (~100 м/с) в направлении, совпада¬
ющем с вращением планеты.
Теоретический анализ циркуляции глубоких слоев атмосфе¬
ры, исходящий из соображений теории подобия, находится
в хорошем согласии с данными наблюдений. Гипотеза о наличии
ячейки циркуляции Гадлея между экватором и полюсом с более
обширной зоной восходящих, чем нисходящих, движений хорошо
объясняет наличие адиабатической стратификации и отсутствие
турбулентности, практическое отсутствие горизонтальных гради¬
ентов (контраст температуры экватор — полюс составляет около
0,1 К) и наблюдаемые величины горизонтальной компоненты
скорости ветра (примерно 2 м/с) и вертикальной скорости
(0,5 см/с).
Как отметил П. Стоун '[275], критически важным для обосно¬
вания циркуляции Гадлея является предположение о том, что
высокая температура поверхности Венеры обусловлена парнико¬
вым эффектом. Это предположение не противоречит результатам
измерений освещенности на АМС «Венера-8», но требует даль¬
нейших подтверждений путем прямых измерений вертикальных
профилей радиационного баланса и его составляющих. Столь же
важны и более детальные прямые измерения ветра в нижних
слоях атмосферы, которые должны быть более информативны,
чем данные о температуре, поскольку влияющие на динамику
атмосферы контрасты температуры очень малы.
Как уже отмечалось, менее успешны попытки объяснить
общую циркуляцию верхних слоев атмосферы. Так, например, ни
один из механизмов, предложенных для объяснения четырехсу¬
точной циркуляции в атмосфере (гипотезы «движущегося пла¬
мени», приливных сил, переноса количества движения внутрен¬
ними гравитационными волнами и т. д.), нельзя считать доста¬
точным. Слишком далеко идущим упрощением является исполь¬
зуемое во всех исследованиях предположение о двухмерности
циркуляции. Сильная изменчивость атмосферных движений
в верхней атмосфере свидетельствует о необходимости накопле¬
ния значительно большего материала наблюдений.
Динамика стратосферы и мезосферы Венеры существенно
отличается от земной ввиду отсутствия такого внутреннего источ¬
ника тепла как поглощение ультрафиолетовой и инфракрасной
радиации озоном. Естественно поэтому предположить, что энер¬
гия стратосферных и мезосферных движений на Венере возни¬
кает в результате взаимодействия с тропосферой, которое может
проявляться как распространение вверх внутренних гравитаци¬
онных волн, порождаемых влиянием топографии или изменений
инсоляции. Р. Принн [242] показал, что подобный механизм гене¬
рирования турбулентности на высотах более 80 км вполне вероя¬
тен и обусловливает вертикальный профиль коэффициента пере¬
мешивания 7Cz>7-104 exp [z — 80/2Н], где Я —высота однород¬
ной атхмосферы. Отсюда вытекает, что ч турбопауза должна
106

располагаться вблизи высоты 136 км. Возникновение турбулент¬
ности может обеспечить внутренние гравитационные волны
с длиной волны > 20 км.
Недавние теоретические исследования распространения волн
в турбулентной среде выявили перспективность данных радиоре-
фракционных измерений как источника информации о турбу¬
лентности в атмосфере Венеры. Интерпретация радиорефракци-
онных данных АМС «Маринер-5» привела к открытию турбу¬
лентности в атмосфере Венеры на высотах более 50 км с макси¬
мальной интенсивностью вблизи высоты 60 км (~180 мбар).
P. By (309] вы-полнил анализ результатов двухчастотных радио-
рефракционных измерений, осуществленных на АМС «Маринер-
10», и оценил внешний масштаб турбулентности. Он показал, что
в противоречие данным «Маринер-5» внешний масштаб тур¬
булентности вблизи высоты 60 км составляет не менее 5 км. Сле¬
дует поэтому сделать вывод, что внешний масштаб турбулент¬
ности сравним с толщиной слоя сильной турбулентности. Оценка
структурных констант для показателя преломления и флуктуа¬
ций температуры привела к выводу, что турбулентность на Вене¬
ре более интенсивна, чем в слое земной тропопаузы.
Что касается переходной области между верхними и нижни¬
ми слоями атмосферы, то она вообще не подвергалась теоретиче¬
ским исследованиям. Ее структура очень сложна, как об этом
свидетельствует, в частности, наличие слоев турбулентности
вблизи высот 45 и 60 км. Локализация и свойства этих слоев
указывают на вероятность того, что верхний слой формируется
под влиянием мелкомасштабной конвекции, а нижний — локаль¬
ной неустойчивости, связанной со сдвигом ветра.
По мере расширения и усложнения данных наблюдений за
атмосферой Венеры будет возрастать потребность дальнейшего
развития численного моделирования общей циркуляции с целью
объяснения ее закономерностей. Как справедливо отметил
П. Стоун (275], единственно перспективным путем являются раз¬
работка трехмерной модели нестационарной циркуляции верх¬
ней атмосферы и учет турбулентности в переходной области.
Большой интерес представляет исследование волновых движе¬
ний в верхней атмосфере. Для изучения циркуляции в глубоких
слоях атмосферы важное'значение имеют двухмерные модели
при более точном учете лучистого притока тепла.
Результаты измерений' освещенности на АМС «Венера-8»
явились экспериментальным подтверждением гипотезы о том,
что высокая температура поверхности Венеры обусловлена пар¬
никовым эффектом. Выявление существования на Венере мощ¬
ного по его вертикальной протяженности облачного покрова сви¬
детельствует о важности вклада облаков в парниковый эффект.
В связи с этим Дж. Поллак и Р. Янг [233] предприняли новые
расчеты вертикальных профилей потоков коротковолновой
и длинноволновой радиации в венерианской атмосфере, резуль¬
107

таты которых были использованы для учета лучистого притока
тепла при вычислениях вертикальных профилей температуры
для условий лучистого и лучисто-конвективного равновесия,
а также численного моделирования трехмерной циркуляции
атмосферы.
При решении задачи о переносе коротковолновой радиации
(расчеты сделаны по методу удвоения) в работе {233] были учте¬
ны многократное рассеяние и поглощение как аэрозолем (обла¬
ками), так и газовыми компонентами. Ввиду большой оптиче¬
ской толщины атмосферы, рассеяние было принято изотропным.
Спектр коротковолновой ра- 2
диации (0,225—3,5 мкм) раз- . 10
делен на 21 интервал. Предпо- |>
лагалось, что в атмосфере су- ^^7 4
ществует двухслойный аэро- ^
золь. Нижняя граница нижне- ^
го слоя расположена на высо- 1Qo_ \
те 35 км. Альбедо поверхности	\
Венеры равно 0,1. Потоки	\
длинноволновой радиации
(3,3908—900 мкм) были вы-	\
Рис. 32. Вертикальный профиль ко-	Рис. 33. Вертикальный профиль ра-
ротковолнового баланса (по отноше-	диационного нагревания, обусловлен-
нию к внеатмосферной инсоляции).	ного поглощением солнечной радиа¬
ции.
числены для 44 интервалов с учетом влияния углекисло¬
го газа, водяного пара и аэрозоля (считалось, что облака состо¬
ят из капель 75%-ного водного раствора серной кислоты). Влия¬
ние рассеяния в этом случае не было принято во внимание.
Анализ данных о вертикальном профиле коротковолнового
баланса (рис. 32—34) указывает на то, что наиболее сильная его
изменчивость имеет место в слое 1—6 атм, т. е. обусловлена ниж¬
ним слоем облачности. На долю поверхности Венеры приходится
около 3% всей поглощенной солнечной радиации. При вычисле¬
нии потоков длинноволновой радиации важную роль играет учет
аэрозоля.
108

. оти. ед.
Использование модели радиационно-конвективного равнове¬
сия позволяет получить вертикальный профиль температуры,
удовлетворительно соответствующий наблюдаемому (рис. 35),
что свидетельствует о справедливости гипотезы о парниковом
эффекте. Расчеты вертикального профиля температуры для
условий лучистого равновесия приводят к сверхадиабатическому
вертикальному градиенту температуры при давлении более
15 атм. При таких условиях время установления атмосферной
циркуляции определяется временем динамической релаксации.
Возможно поэтому, что при численном моделировании общей
циркуляции устойчивый режим может быть достигнут при не
Рис. 34. Вертикальный профиль по¬
глощенной солнечной радиации (по
отношению к внеатмосферной инсоля¬
ции) для различных поглощающих
компонентов: аэрозоля (/), углекис¬
лого газа (2) и водяного пара (5).
Рис. 35. Вертикальные профили тем¬
пературы, рассчитанные для условий
лучистого (1) и лучисто-конвектив¬
ного равновесия (2), по сравнению
с данными наблюдений (3).
слишком продолжительных вычислениях. Расчеты обнаружили
неадекватность «полусерой» модели переноса излучения.
Предварительные результаты численного моделирования
трехмерной циркуляции получены в работе [233] для 16-слойной
атмосферы с верхней границей на высоте 80 км. Вычисления для
промежутка времени, равного 1,4 венерианских солнечных суток,
указывают на малость широтно-долготных вариаций температу¬
ры, одинаково проявляющуюся на всех высотах. Нет, таким обра¬
зом, ни одного уровня, на котором доминировал бы меридиональ¬
ный перенос. Такие динамические эффекты, как, например, обу¬
словленные вертикальными движениями, могут преобладать над
влиянием радиационных факторов в формировании горизонталь¬
ных контрастов температуры, для которых характерно наличие
сдвига по фазе, зависящего от высоты. Динамические эффекты
обусловливают наличие несколько меньших, чем адиабатиче¬
ские, вертикальных градиентов температуры в нижних слоях
атмосферы.
109

На рис. 36 представлены результаты расчета полей горизон¬
тальной составляющей ветра, свидетельствующие о том, что цир¬
куляция направлена, как правило, от подсолнечной к противо-
солнечной точке. Обусловлено это тем, что в рассматриваемой
модели влияние суточного изменения ветра сравнимо по величи¬
не с широтными вариациями даже в нижних слоях атмосферы.
Анализ поля вертикальных движений (рис. 37) обнаруживает
Рис. 36. Поле горизонтальной составляющей скоро¬
сти ветра (в центре — южный полюс) в полярной
стереографической проекции:
подсолнечная точка расположена в районе южного полюса.
а — ветер на высоте 60 км; максимальные величины широт¬
ной, меридиональной и вертикальной составляющих скорости
соответственно равны:	щ	да 2,7; и^ « 3,0; иг да 0,023 м/с;
б — ветер на высоте 25 км; щ да 0,064; да 0,086; ar** 2,1 -10
в — ветер на высоте 10 км; иq да 3,5 • 10—^	«	9 • 10—^1
иг да 2,7 • 10~5.
наличие двухячейковой (двухслойной) структуры: так, напри¬
мер, на ночной стороне планеты на высоте 25 км имеют место
восходящие, а на высоте 60 км нисходящие движения. Наблюда¬
ется довольно сильный сдвиг средней зональной компоненты
ветра в слое на высоте 50—60 км.
Для лучшего согласия с наблюдаемым полем ветра следует
использовать меньшие величины коэффициентов турбулентной
диффузии, чем принятые в расчетах (4• 105 и 4-1011 см2/с для
вертикального и горизонтального перемешивания), но даже
и в рассматриваемом случае имеет место качественное соответ¬
ствие расчетных и наблюдаемых полей ветра и температуры.
Если существенно уменьшить коэффициенты диффузии, возни¬
кает мелкомасштабная пространственно-временная изменчи¬
вость, которая порождает вычислительную неустойчивость.
В связи с этим разрабатывается методика вычислений с целью
устранить эту неустойчивость. Обстоятельный цикл работ по
110

численному моделированию общей циркуляции на Венере выпол¬
нен С. Зилитинкевичем, А. Мониным и др. [26—28], Д. Чалико-
вым, А. Мониным и др. [218].
В упомянутом цикле работ на основе использования полной
системы уравнений гидродинамики (так называемых «прими¬
тивных» уравнений), уравнений неразрывности и притока тепла
для двухслойной модели (атмосфера разбивается на два одина¬
ковых по массе слоя) в квазистатическом приближении впервые
осуществлено численное моделирование общей циркуляции Вене¬
ры. Исходя из упомянутой системы уравнений, определены
широтная (и) и меридиональная (v) составляющие вектора
горизонтальной скорости, потенциальная температура (0) и дав¬
ление на поверхности планеты (ps). Располагая такими данны¬
ми, можно вычислить температуру Г, геопотенциал Ф и аналог вер¬
тикальной компоненты скорости-^- (o = p/ps). Рассмотренная
система уравнений решена с учетом горизонтального турбулент¬
ного перемешивания и лучистого притока тепла. Коэффициент
горизонтального турбулентного перемешивания определен при
помощи закона Ричардсона в предположении, что диссипация
кинетической энергии составляет 0,2-10-4 м2/с3. Радиационные
потоки вычислены по методике В. Соболева (см. [75]). Альбедо
планеты принято равным 0,76, причем предполагается, что 20%
111

поглощенной солнечной радиации приходится на долю поглоще¬
ния атмосферой, а 80%—поверхностью планеты. Приходящая
солнечная радиация определяется величиной 0,25 S0, где солнеч¬
ная постоянная S0 = 3,8 кал/(см2* мин). Тепловое излучение
поверхности полностью поглощается нижними слоями атмосфе¬
ры (таким образом, вертикальный перенос тепла в основной тол¬
ще атмосферы определяется влиянием крупномасштабных дви¬
жений и конвекции). По методике А. Монина и С. Зилитинкевича
(см. [26]) осуществлялось определение вертикальных потоков
количества движения и тепла в пограничном слое, а также тем¬
пературы поверхности. В свободной атмосфере использовалось
условие «конвективного приспособления» («приспособления»
к адиабатическому вертикальному градиенту температуры), если
возникала гидростатическая неустойчивость.
Специальное исследование показало, что основные черты
планетарной циркуляции остаются неизменными при вариациях
числа точек пространственной сетки в довольно широких преде¬
лах, что указывает на глобальность циркуляции и отсутствие
таких крупномасштабных возмущений, как циклоны и антицик¬
лоны. Большая часть расчетов выполнена при шаге по горизон¬
тали около 2200 км (80 точек на сфере) на протяжении 160 земн.
сут., а также при шаге 1500 км (168 точек) за 90 сут. Начальным
являлось состояние покоя при давлении на уровне поверхности
80 атм и потенциальной температуре 700 К (для всей атмо¬
сферы) .
Расчеты показали, что средняя кинетическая энергия едини¬
цы массы возрастает только в течение первых 30 сут., достигая
стабильной величины 14,5 м2/с2 (при наличии малых колебаний
относительно этой величины), соответствующей скорости ветра
около 5,5 м/с. Это означает, что даже в случае такой массивной
атмосферы, как венерианская,— с ее огромной динамической
и тепловой инерцией — можно при численных экспериментах
ограничиться расчетом на сравнительно короткий отрезок време¬
ни («разгон» атмосферы от состояния покоя до режима динами¬
ческого равновесия занимает около одного месяца), в течение
которого устанавливается достаточно стабильная циркуляция
(следует заметить, впрочем, что этот принципиально важный
вывод нуждается в дальнейших подтверждениях на основе более
реалистического численного моделирования).
Наиболее детально осуществленные вычисления для случая
сетки из 80 точек позволили изучить изменчивость циркуляции
в течение полных солнечных венерианских суток (около 117 земн.
сут.). Поскольку на Венере нет времен года, данные этих вычи¬
слений характеризуют изменения со временем полей горизон¬
тальной и вертикальной составляющих скорости ветра, темпера¬
туры, атмосферного давления, радиационных и турбулентных
потоков тепла, касательного напряжения (трения) у поверх¬
ности.
112

Расчеты показали, что венерианская циркуляция почти сим¬
метрична относительно экватора и ее источником является раз¬
ность температур ночной и дневной сторон планеты (разность
температур экватор — полюс практически отсутствует). Не на¬
блюдается симметрии цир¬
куляции как относительно
оси вращения (подобно Зем¬
ле), так и оси солнечная —
противосолнечная точки: зо¬
на максимального нагрева
заметно «отстает» от под¬
солнечной точки и распола¬
гается вблизи вечернего
терминатора, тогда как наи¬
более холодная область на¬
блюдается вблизи утреннего
терминатора (в известном
смысле это аналогично ми¬
нимальной температуре
в ранние утренние часы в су¬
точном изменении темпера¬
туры на Земле).
Расчет поля температу¬
ры показал, что разности
температур в различных
точках достигают 2,5°, а
средняя разность темпера¬
тур поверхности дневного
и ночного полушарий состав¬
ляет всего 1°. Амплитуда ва¬
риаций давления у поверх¬
ности равна 80 мбар (сред¬
нее давление на дневной сто¬
роне на 28 мбар меньше, чем
на ночной). Главной особен¬
ностью циркуляции являют¬
ся ветры, направленные
в нижней части атмосферы
к зоне нагрева, где происхо¬
дят подъем и растекание
воздуха по направлению
к области холода (рис. 38).
Типичная скорость ветра со¬
ставляет около 5,5 м/с, т. е.
Примерно вдвое меньше, чем
йа Земле (10 м/с). Посколь¬
ку, однако, плотность возду¬
ха на Венере примерно в 50
Рис. 38. Поле ветра на 140-е сутки
по данным численного эксперимента
(буквой S отмечено местоположение
подсолнечной точки):
а и б — широтные, виг — меридиональ¬
ные составляющие скорости (м/с) на ниж¬
нем и верхнем уровнях; д — аналог верти¬
кальной скорости (dafdt) • 107 с~ ^ на уров¬
не = P'Ps =0,5 (положительные вели¬
чины соответствуют нисходящим движени¬
ям, а отрицательные — восходящим).
8 ЛЭ55
113

раз выше, то ветровые давления в 10—15 раз превосходят зем¬
ные. Кинетическая энергия единицы массы в северном
и южном полушариях одинакова, но для дневной стороны она
почти вдвое больше (18 м2/е2), чем для ночной (11	м2/с2).
Широтным движениям соответствует примерно вдвое больше
кинетической энергии, чем меридиональным. Средняя зональная
циркуляция выражена очень слабо: ее кинетическая энергия на
три порядка величины меньше, чем энергия незональных движе¬
ний. Характерной особенностью являются интенсивные верти¬
кальные движения (см. рис. 38,(5). Максимальные значения
вертикальной скорости достигают нескольких сантиметров
в секунду.
Нагревание нижней части атмосферы на дневной стороне
обусловлено главным образом турбулентностью (5,3-10-7 К/с),
а выхолаживание верхней атмосферы—радиацией (2,4-10-7 К/с).
В нижних слоях ночного полушария локальные притоки тепла
отсутствуют, а в верхней атмосфере имеет место радиационное
выхолаживание (3,4-10-7 К/с). Вся венерианская атмосфера
находится в состоянии конвективного перемешивания.
Сопоставление упомянутых выше результатов* расчетов для
парниковой модели атмосферы с данными вычислений в предпо¬
ложении, что вся солнечная радиация поглощается верхними
слоями атмосферы (модель Гуди — Робинсона), не обнаружило
существенных расхождений. Но, по-видимому, парниковая
модель отражает реальность более адекватно. Авторы работы
[218] отмечают близкое совпадение оценок средней скорости
ветра и разности температур полушарий, сделанных на основе
соображений теории подобия Г. Голицыным [21], и данных чис¬
ленного моделирования. В этом смысле существует также
и определенное качественное соответствие рассмотренных
результатов численного моделирования с данными измерений
при помощи АМС «Венера», хотя схематичность пространствен¬
ной сетки модели не позволяет, например, получить вертикаль¬
ный профиль ветра, который напоминал бы наблюдаемый (см.
рис. 21). Явно расходится с данными «Венеры-8» предположение
о том, что 80% солнечной радиации поглощается поверхностью
планеты.
Аналогичное численное моделирование атмосферной цирку¬
ляции на Венере, основанное на использовании модели земной
циркуляции, разработанной А. Касахара и В. Вашингтоном
[178], предпринял Т. Сасамори [261]. Пренебрегая вращением
планеты (и, следовательно, влиянием, силы Кориолиса), а также
обращением Венеры вокруг Солнца (т. е. задавая неизменное во
времени нагревание за счет поглощения солнечной радиации),
Т. Сасамори рассмотрел двумерную циркуляцию на сфере в пло¬
скости, содержащей подсолнечную и противосолнечную точки.
Анализ роли оптически активных газовых компонентов атмосфе¬
ры в поглощении солнечной радиации привел к выводу, что
114

основным фактором горизонтальной неоднородности радиацион¬
ного нагревания атмосферы должно быть поглощение углекис¬
лым газом при второстепенном значении водяного пара (если
предположить, что отношение смеси для "водяного пара состав¬
ляет 10_3). Расчеты показали, что отношение отраженной обла¬
ками солнечной радиации к пропущенной можно принять рав¬
ным 8 : 2, так как это приводит к вполне достоверному альбедо
0,73 (7 и 20% радиации поглощается атмосферой соответственно
над и под облаком). Из условия баланса поглощенной солнечной
и уходящей длинноволновой радиации найдено, что баланс
соблюдается наилучшим образом при высоте верхней границы
облаков 64 км, что соответствует давлению ~200 мбар (предпо¬
лагается, что толщина слоя облачности мала по сравнению с вы¬
сотой однороднбй атмосферы). Поскольку масса атмоферы над
облаками мала (около 0,2% всей массы), то оказывается, что
дифференциальное (по горизонтали) радиационное нагревание
сильно сконцентрировано в облаках и над ними. Коэффициент
горизонтальной турбулентной диффузии принят равным
1010 см2/с, а для коэффициента вертикальной диффузии взяты
значения 105 и 106 см2/с.
Т. Сасамори использовал восьмислойную модель атмосферы
(слои толщиной 10 км, а шаг по горизонтали взят равным 10°
широты (1067 км)). Расчеты лучистого притока тепла сделаны
с шагом по вертикали, составляющим 2 км. Ввиду большой теп¬
ловой инерции венерианской атмосферы в качестве начальных
распределений давления и температуры взяты не произвольные
поля этих величин, а значения, согласующиеся с данными изме¬
рений АМС «Венера-4» и «Маринер-5». В соответствии с этим
приняты начальные однородные поля давления (109,3 атм)
и температуры (304 К) у поверхности, а вертикальный градиент
задан как адиабатический (начальная скорость ветра везде рав¬
на нулю). Численное моделирование на основе использования
соответствующим образом упрощенной системы уравнений дви¬
жения, неразрывности и притока тепла показало, что время
«разгона» атмосферы составляет около одного месяца, после
чего имеют места лишь слабые осцилляции горизонтальной ком¬
поненты ветра с периодом 4—5 земн. сут. На рис. 39 представле¬
ны полученные на 80-е сутки вертикальные профили температуры
и ветра в некоторых характерных точках (пунктиром изображе¬
ны начальные распределения). Положительные значения ско¬
рости соответствуют направлению от подсолнечной точки к про-
тивосолнечной.
Как видно, вертикальное распределение температуры, кото¬
рое было первоначально нейтральным (адиабатическим), оказы¬
вается слегка устойчивым (вертикальный градиент температуры
несколько меньше адиабатического). Горизонтальный градиент
температуры практически отсутствует. Для вертикального про¬
филя ветра характерно возрастание скорости с высотой, но даже
115

на больших высотах ветер все еще остается слабым по сравне¬
нию с данными «Венеры-8» (см. рис. 30). Естественно, что
результаты численного моделирования не выявляют чего-либо,
напоминающего четырехсуточную циркуляцию, поскольку зада¬
но «неподвижное» Солнце. Вблизи поверхности планеты
(ф = 45 и 90°) отмечаются очень слабые ветры, направленные
в сторону подсолнечной точки.
с
5	5
h,w
60
- \ <t=°°
[\\
- \Ч ц> = 90°
- <1 = 180°
\.
40
Л,
\
20
- \
N.
\
1 L I t 1 1 I Vk
_l 1 X...J
	1 ——L	1	L	1	1	L.\ .1
О 200 400 600 ООО 0 100 400 600 800 0	100	400	600	800
Vhу м/с
Рис. 39. Вертикальные профили температуры (а) — (в) и горизонтальной
составляющей скорости ветра (г)—(е) но данным расчета на 80-е сутки:
а — подсолнечная точка (угловая координата, отсчитываемая от подсолнечной точ¬
ки); б — терминатор; в — противосолнечная точка.
На рис. 40 изображены пространственные поля горизонталь¬
ной pV (рис. 40, а) и вертикальный рw {Ay/Az) (рис. 40,6)
составляющих количества движения, а также поле век¬
тора количества движения (рис. 40, в) на 80-е сутки,
наглядно характеризующие особенности планетарной цир¬
куляции. Величина вертикальной составляющей количества
движения увеличена в Ay/Az раз (Ду, Аг — шаги по горизон¬
тальной и вертикальной координатам соответственно). Длина
стрелок на рис. 40, в пропорциональна величине pV. Как видно
из рис. 40, в, атмосферная циркуляция от подсолнечной (ф = 0°)
к противосолнечной (ф=180°) точке обладает лишь слабой
асимметрией по сравнению с тем, что получилось для модели
Р. Гуди и А. Робинсона (см. [233]). Максимум положительной
116

горизонтальной составляющей количества движения имеет место
на уровне около 45 км вблизи ср = 80°, а максимум (по модулю)
отрицательной составляющей наблюдается вблизи поверхности
(рис. 40,а). Максимальная величина восходящей составляющей
количества движения в подсолнечной точке примерно в два раза
0	10	40	60	60	100	110	140	160	180
Ф°
Рис. 40. Вертикальные разрезы полей горизонтальной (а) и верти¬
кальной (б) составляющих количества движения, а также вектора
количества движения (в) по данным расчета на 80-е сутки.
превосходит величину нисходящей составляющей в противосол-
нечной точке. Рис. 40, б, в не выявляют обнаруженной ранее
Р. Гуди и А. Робинсоном над противосолнечной точкой очень
117

узколокализованной вблизи верхней границы так называемой
области перемешивания, где одинаково существенны для под¬
держания стационарного состояния атмосферы как вертикаль¬
ная, так и горизонтальная турбулентная диффузия, а скорость,
нисходящих движений достигает 10 м/с (согласно П. Стоуну
[274], только 0,5 м/с). На рис. 40 б, в обнаруживается, однако,
характерная для модели П. Стоуна протяженная зона нисходя¬
щих движений в противосолнечной точке у поверхности.
Выполненное Т. Сасамори исследование распределения
радиационного баланса системы «подстилающая поверхность —
атмосфера» показало [261], что в интервале от подсолнечной точ¬
ки до ср~70° баланс положителен, а при ф>70° становится отри¬
цательным. Эти данные хорошо согласуются с распределением
переноса энергии атмосферными движенйями. Можно, таким
образом, сделать вывод, что стационарное состояние атмосфер¬
ной циркуляции на Венере определяется балансом между диф¬
ференциальным лучистым притоком тепла и притоком тепла,
обусловленным переносом энергии атмосферными движениями.
Поскольку продолжительность солнечных суток на Венере
составляет 117 земн. сут., это означает, что «волна» солнечного
нагревания перемещается вдоль солнечного экватора со ско¬
ростью около 4 м/с. В этой связи Т. Сасамори предпринял расче¬
ты поля горизонтальной составляющей скорости у поверхности
и на уровне 80 км в плоскости экватора, предполагая солнечное
нагревание фиксированным в определенной подсолнечной точке
пли перемещающимся с упомянутой скоростью (соответственно
перемещаются подсолнечная и противосолнечная точки). Резуль¬
таты оказались в обоих случаях сходными, из чего следует, что
квазистационарное гидродинамическое состояние устанавливает¬
ся в атмосфере с малым отставанием- по фазе по отношению
к перемещающемуся источнику тепла. Можно, таким образом,
сделать вывод, что атмосферная циркуляция на Венере является
биполярной циркуляцией между подсолнечной и противосолнеч¬
ной точками, перемещающейся вдоль солнечного экватора со
скоростью около 3 м/с. Этот вывод согласуется с результатами
приближенного теоретического моделирования, но находится
в несомненном противоречии как с многочисленными данными
наблюдений четырехсуточной циркуляции, так и со сложной кар¬
тиной движения надоблачной атмосферы, обнаруженной по дан¬
ным «Маринер-10» (см. Б. Муррей и др. [294]).
Еще одна попытка численного моделирования атмосферной
циркуляции на Венере была предпринята Е, де Ривас [251], кото¬
рая также использовала двумерное приближение (на сфере)-
Вычисления сделаны, однако, с применением неоднородных про¬
странственных сеток для адекватного учета пограничных слоев.
При этом рассмотрены два предельных случая: 1) вращение
планеты отсутствует, а положение подсолнечной точки закреп¬
лено; 2) вращение планеты учитывается, но предполагается, что

влияние суточного изменения нагревания вследствие поглощения
солнечной радиации пренебрежимо мало (величина нагревания
осреднена по венерианскому солнечному дню). Для решения
задачи в каждом из этих случаев применены два подхода:
1) приближение Буссинеска (плотность не изменяется и не учи¬
тывается влияние радиации, .поскольку предполагается, что
перенос тепла обусловлен только турбулентной диффузией
и крупномасштабной адвекцией); 2) квазибуссинесковское при¬
ближение (учтены стратификация плотности и перенос излуче¬
ния в «сером» приближении).
Расчеты Е. де Ривас показали, что использование приближе¬
ния Буссинеска приводит к результатам, аналогичным получен¬
ным Р. Гуди и А. Робинсоном, но слабые нисходящие движения
наблюдаются на большей части ночной стороны, а не только
вблизи противосолнечной точки (это согласуется с выводами
Т- Сасамори (261]). Если, однако, учесть стратификацию плот¬
ности в случае, когда солнечная радиация поглощается вблизи
верхней границы облака, то крупномасштабная циркуляция
ограничивается верхними слоями атмосферы в течение всего
времени (4 -107 с) численного моделирования. Возможно, что за
более длительное время (порядка 109 с) циркуляция проникает
во внутреннюю часть атмосферы, но, с другой стороны, сделан¬
ные расчеты приводят к выводу, что длинноволновая радиация
обусловливает высокую устойчивость нижних слоев атмосферы
при отсутствии солнечной радиации, проникающей в эти
слои.
Если предположить, что солнечная радиация проникает
в толщу атмосферы в такой степени, что 6% приходящей радиа¬
ции достигает поверхности планеты на экваторе, то в таком слу¬
чае совместное влияние более глубокой циркуляции и парнико¬
вого эффекта может объяснить наличие адиабатической страти¬
фикации. Под влиянием симметричного солнечного нагревания
(приближение Буссинеска с учетом вращения) возникают ячей¬
ки прямой циркуляции Гадлея в обоих полушариях при наличии
небольших ячеек обратной циркуляции вблизи полюсов. Проис¬
ходящий в верхней атмосфере перенос к полюсу момента количе¬
ства движения порождает сдвиг ветра в зональном переносе
с максимальной скоростью обратного переноса около 10 м/с на
уровне верхней границы атмосферы.
Обсуждая первую трехмерную (двухслойную) модель гло¬
бальной циркуляции на Венере, разработанную С. Зилитинкеви-
чем и др. [26—28] и приводящую к биполярной циркуляции меж¬
ду утренним и вечерним терминаторами, которые являются
в рассматриваемом случае наиболее холодными и теплыми точ¬
ками, Е. де Ривас отметила, что отсутствие учета вращения пла¬
неты в этой модели и недостаточное пространственное разреше¬
ние, особенно по вертикали, делают невозможным использование
такого рода модели для целей сопоставления.
119?

Продолжая работу по численному моделированию общей
циркуляции атмосферы Венеры, Е. де Ривас [251] пришла к вы¬
воду, что серьезным недостатком выполненных ранее работ по
численному моделированию было ограничение интервала интег¬
рирования по времени величиной (2ч-4)-107 с. Поскольку этот
интервал мал по сравнению со временем радиационной релакса¬
ции для глубоких слоев атмосферы (^109 с), возникает сомне-
а
5
Полюс	Экбатоо
Рис. 41. Меридиональный разрез функции тока 'F при времени инте¬
грирования 4-107 (а) и З-К^с (б).
ние относительно того, было ли в действительности достигнуто
равновесное состояние. Как показал ранее П. Стоун, время уста¬
новления циркуляции типа ячейки Гадлея того же порядка вели¬
чины, что и время радиационной релаксации.
120

В этой связи в работе [252] обсуждены новые результаты чис¬
ленного моделирования общей циркуляции на основе использо¬
вания двумерного квазибуссинесковского приближения с целью
изучить особенности циркуляции в глубоких слоях атмосферы
Венеры. Инсоляция осреднена за венерианские сутки. Использо¬
вана методика сухоадиабатического приспособления, обычно
применяемая при численном моделировании общей циркуляции
земной атмосферы. Коэффициенты горизонтального и верти¬
кального перемешивания взяты равными 1010 и 104 см2/с соответ¬
ственно.
Расчеты показали, что высокую температуру поверхности
Венеры можно объяснить только парниковым эффектом. Выска¬
занные ране*е Р. Гуди и А. Робинсоном соображения о динамиче¬
ской обусловленности высокой температуры лишены оснований.
Численное моделирование для интервала времени (3* 108 с),
сравнимого со временем радиационной релаксации, подтвердило
вывод, что, если оптические толщины атмосферы в коротковолно¬
вой (спектр Солнца) и длинноволновой (тепловой) областях
спектра таковы, что температура поверхности, соответствующая
лучистому равновесию, меньше, чем наблюдаемая, меридиональ¬
ная ячейка циркуляции Гадлея не проникает в нижние слои
атмосферы и они охлаждаются в результате лучистого теплооб¬
мена. На рис. 41 воспроизведены результаты численного модели¬
рования при разном времени интегрирования.
Крупномасштабная циркуляция охватывает всю толщу атмо¬
сферы, если парниковый эффект проявляется настолько значи¬
тельно, что температура поверхности при лучистом равновесии
соответствует наблюдаемой. В этом случае вертикальный гради¬
ент температуры близок к адиабатическому, что согласуется
с данными АМС «Венера» и «Маринер-5»- Контраст температуры
поверхности между экватором и полюсом составляет около 0,1 К,
меридиональная составляющая скорости колеблется от 0,5 м/с
у поверхности до ~5 м/с вблизи верхней границы нижних слоев
атмосферы. Вертикальная составляющая скорости изменяется
от ~0,5 см/с в зоне' вос'ходящей ветви ячейки Гадлея до
~ 5 см/с в зоне нисходящей ветви.
Учет влияния вращения планеты (силы Кориолиса) приводит
к появлению зонального переноса со скоростью порядка 10 м/с,
ограниченного областью полярных районов вблизи верхней гра¬
ницы зоны глубокой циркуляции. Все эти результаты хорошо
согласуются с оценками, сделанными путем использования
соображений теории подобия. Существенным ограничением для
той части результатов, которые относятся к верхним уровням
(высоты более 40 км), является использование двумерной моде¬
ли циркуляции и игнорирование суточного изменения, что может
серьезно сказаться на результатах.
В работе [252] сделаны вычисления вертикальных профилей
температуры для условий лучистого равновесия и модели «полу-
121

серой» атмосферы при различных величинах оптических толщин
для коротковолнового (ts) и длинноволнового (тт) диапазонов,
причем учтена также возможность существования внутреннего
источника тепла. Эти вычисления демонстрируют, что темпера¬
тура поверхности (~750 К) может быть достигнута в случае
лучистого равновесия, если тт^>100, a S = ts/tt< 0,005- Если,
например, ts = 2 (это соответствует данным «Венеры-8»), то дол¬
жно иметь место тт> 500. Поскольку альбедо и эффективная тем¬
пература планеты известны с ошибкой 5%, то возможный верх¬
ний предел вклада внутреннего источника тепла не может пре¬
восходить 10%, т. е. этот вклад несуществен, даже если он имеет
место.
Е. де Ривас предприняла первые опыты по применению трех¬
мерной модели циркуляции (252]. Двумерная версия трехмерной
модели была ею использована для оценки справедливости пред¬
ложенного П. Гирашем механизма четырехсуточной циркуляции,
который основан на предположении о существовании сильной
горизонтальной и слабой вертикальной диффузии. Было показа¬
но, что этот механизм не работает, если Pr = vh/Dh~ 1, т. е.
коэффициенты горизонтального перемешивания для количества
движения и тепла одинаковы. При такой ситуации сильная гори¬
зонтальная диффузия (£)н>Ю10 см2/с) сглаживает горизонталь¬
ный градиент температуры, необходимый для формирования
ячейки Гадлея.
Механизм Гираша, требующий vH> Ю12 см2/с, может оказать¬
ся существенным лишь при Рг~100 или более. Однако числен¬
ные эксперименты, осуществленные при больших числах Прандт-
ля, не обнаруживают сильного зонального переноса. Причиной
этого является тот факт, что большие vH обусловливают не толь¬
ко выравнивание момента количества движения по высоте, но
и способствуют его диссипации, которая (по данным рассматри¬
ваемых расчетов) оказалась доминирующей и подавляющей
перенос вверх момента количества движения, обусловленный
циркуляцией Гадлея. Предварительные результаты трехмерного
моделирования указывают на тенденцию развития интенсивных
мелкомасштабных циркуляций.
Наличие ветров в нижних слоях атмосферы Венеры и высо¬
кой температуры поверхности вызвали интерес к возможности
запыления атмосферы частицами- грунта, поднятыми ветром
с поверхности [159, 260]. Сделанные С. Хессом [159] расчеты
динамической скорости, необходимой для подъема в воздух
пыли, находящейся на поверхности Венеры, привели к выводу,
что наиболее подходящий радиус 'частиц составляет 16—
17 мкм, поскольку критическая скорость достигает минимальной
величины при таких размерах частиц, понижаясь примерно до
1,3	см/с. Эта скорость значительно меньше, чем соответствующие
величины для Земли и Марса, и означает, что очень легкий ветер
способен поднимать пыль с поверхности Венеры.
122

Пыль указанных размеров не может оставаться взвешенной
вблизи поверхности, поскольку гравитационное оседание более
эффективно, чем турбулентная диффузия. Ситуация изменяется,
однако, на высотах 1—2 км, где диффузия способна поддержи¬
вать пыль во взвешенном состоянии продолжительное время, так
как коэффициент турбулентного перемешивания может дости¬
гать здесь 106-М08 см2/с. Предполагается, что образование пыле¬
вых частиц радиусом 16 мкм обусловлено размельчением круп¬
ных частиц, которые могут быть подняты с поверхности более
сильным ветром, имеющим скорость порядка нескольких метров
в секунду.
Аналогичные результаты дали выполненные К. Саганом [254]
расчеты пороговой динамической скорости, обеспечивающей пере¬
движение частиц пыли на поверхности Венеры, которые показа¬
ли, что эта скорость составляет у поверхности 0,01—0,02 м/с,
а над пограничным подслоем должна превосходить 0,3 м/с. Тео¬
ретические соображения и данные «Венеры-8» о ветре побуж¬
дают предположить, что подъем пыли в районе посадки «Вене¬
ры-8» (10° ю. ш.) невозможен, но осуществим в более высоких
широтах.
Пыль, поднятая на высоту порядка десятков километров, дол¬
жна распространяться над всей планетой и может оказать суще¬
ственное влияние на поглощение солнечной радиации, оптические
свойства облаков и общую циркуляцию атмосферы. Данные
измерений освещенности на «Венере-10» свидетельствуют, одна¬
ко, о наличии чистой газовой нижней части атмосферы на широ¬
те 10° ю. ш., несмотря на упомянутую возможность глобального
запыления атмосферы. Следует поэтому предположить, что рас¬
пространение пыли может быть ограничено недостаточно интен¬
сивной вертикальной турбулентной диффузией или спеканием
частиц на поверхности планеты.
Заканчивая обсуждение результатов численного моделирова¬
ния атмосферной циркуляции на Венере, следует констатиро¬
вать, что все предложенные модели дают картину поля ветра,
которая оказывается значительно упрощенной по сравнению
с тем, что обнаруживают результаты наблюдений. Такую ситуа¬
цию можно признать вполне естественной, поскольку сделаны
лишь первые шаги на пути создания теории венерианской атмо¬
сферной циркуляции.
Данные наблюдений с АМС «Венера-9» и «Венера-10». Высо¬
кая температура поверхности, сильное ветровое давление, агрес¬
сивная в химическом отношении окружающая среда, низкая
освещенность поверхности,— все эти факторы определили пред¬
ставление о Венере как полутемной раскаленной пустыне,
покрытой мелко раздробленным материалом,— продуктом вет¬
ровой и химической эрозии. Однако уже первые изображения
поверхности планеты, полученные со спускаемого аппарата «Ве¬
нера-9» 22 октября 1975 г., выявили совершенно неожиданную
123

картину россыпи крупных камней с резкими гранями, покрываю¬
щих довольно крутой склон [69 а]. Панорама поверхности, снятая
с «Венеры-10» и относящаяся к точке, расположенной на расстоя¬
нии более 2000 км от места посадки «Венеры-9», демонстрирует
многочисленные выходы коренных скальных пород на равнинной
местности. В обоих местах посадки между камнями наблюдается
относительно мелкозернистый и, по-видимому, рыхлый грунт.
Камни на панораме с «Венеры-10» обнаруживают следы их раз¬
рушения поверхностными агентами: сглаживание ребер типа
песчаной коррозии и изъязвленность граней типа ячеистого
выветривания.
Все эти факты не соответствуют традиционному представле¬
нию о венерианской пустыне и «планете бурь». Они отвергают
и предположение о том, что сглаженность рельефа Венеры сле¬
дует приписать влиянию эрозии. Высокая каменистость поверх¬
ности Венеры следует истолковать как результат слабой интен¬
сивности процессов разрушения и переноса материала поверх¬
ности и свидетельство малой вероятности формирования мощных
толщ осадочных пород.
Применение радиационного плотномера позволило осущест¬
вить на СА «Венера-10» первые прямые измерения плотности
поверхностной породы Венеры (метод определения плотности
основан на измерении рассеяния гамма-излучения исследуемой
средой). Измерения показали, что плотность монолитной породы
поверхностного слоя толщиной 5-±7 см составляет 2,8±0,1 г/см3,
что согласуется с представлениями о базальтовом составе коры
планеты в районе посадки (земные базальтовые породы массив¬
ной текстуры с низкой пористостью имеют плотность около
2,7±2,9 г/см3). Подобные породы могли образоваться в условиях
медленного остывания базальтовых лав при незначительном
газовыделении и должны быть химически устойчивыми в атмо¬
сфере Венеры, а также не подверженными сильному механиче¬
скому выветриванию. Базальтовый характер пород подтвержда¬
ет и анализ содержания в них естественных радиоактивных эле¬
ментов (калия, урана, тория). В обоих точках посадки породы
близки по содержанию, но заметно отличаются от пород в месте
посадки «Венеры-8»- Общий же вывод состоит в распространен¬
ности на поверхности Венеры пород основного состава. Не исклю¬
чена, однако, и возможность образования в некоторых местах
кислых пород, как это было установлено по данным «Венеры-8».
Очень важным является тот факт, что обе панорамы поверх¬
ности Венеры свидетельствуют о достаточно высоком уровне
освещенности поверхности солнечным светом. Это выражается
и в том, что практически незаметна подсветка от источников
света, установленных на спускаемом аппарате, и в том, что четко
выделяется линия горизонта. Такая ситуация означает, что либо
облачный покров Венеры является менее плотным, чем предпо¬
лагалось до сих пор, либо он очень слабо поглощает солнечную
124

радиацию. И то и другое подтверждается новыми данными
наблюдений, но находится в резком противоречии с существовав¬
шими до сих пор представлениями. Это потребует, по-видимому,
существенной коррекции теории парникового эффекта венериан-
с.кой атмосферы и пересмотра процессов формирования теплово¬
го режима, атмосферной циркуляции и облачного покрова.
Со спускаемых аппаратов АМС «Венера-9» и «Венера-10»
впервые осуществлены прямые измерения скорости ветра у по¬
верхности планеты. Обработка показаний двух чашечных анемо¬
метров, установленных над тормозным щитком СА на высоте
1,3	м от поверхности, дала средние значения скорости около
0,5 м/с («Венера-9») и 1 м/с («Венера-10»), причем вариации
скорости ветра относительно средних величин были неве¬
лики.
Во время спуска СА были осуществлены прямые измерения
температуры и атмосферного давления в диапазоне высот
0—63 км на дневной стороне планеты при угловых высотах
Солнца над горизонтом, равных 56,5 и 62,3°. Температура возду¬
ха в слое 50—63 км на дневной стороне оказалась примерно на
30°С выше измеренной ранее температуры этого слоя на ночной
стороне. Средний вертикальный градиент температуры состав¬
ляет около 7 град/км. В местах посадки температура и давление
составляли 730-ь740 К и 85-У-91 кг/см2, соответственно.
Решение системы уравнений движения СА привело к верти¬
кальному профилю плотности выше 63 км, которому соответ¬
ствуют более ^высокие значения плотности, чем предполагалось
ранее, но меньший вертикальный градиент плотности. Верти¬
кальный градиент температуры на этих высотах составляет при¬
мерно 2,2 град/км. Допплеровские измерения частоты сигнала со
спускаемого аппарата, который ретранслировался через орби¬
тальные аппараты и принимался на Земле, позволили получить
данные о скорости ветра и турбулентности. В начале спуска (на
высотах более 50 км) скорость ветра достигала 60 м/с и умень¬
шалась с высотой до 0,8± 1,0 м/с («Венера-9») и 0,6± 1,0 м/с
(«Венера-10») на высоте 30-1-40 м. Величина турбулентных пуль¬
саций скорости на всех высотах (включая слой облаков) не пре¬
восходила 1,0-Ь 1,5 м/с.
Принципиально существенный вклад в понимание природы
облачного слоя и парникового эффекта атмосферы внесли
результаты выполненных на СА «Венера-9» и «Венера-10» фото¬
метрических измерений. На обоих СА были установлены иден¬
тичные фотометры, измерявшие интенсивность рассеянного
атмосферой солнечного излучения, приходящего из верхней
полусферы под углом 45° к зениту, в трех узких (шириной около
0,005 мкм) участках длин волн, центрированных при 0,80, 0,82
и 0,87 мкм. Первый из этих участков соответствует непрерывно¬
му спектру, а второй и третий — полосам поглощения водяного
пара и углекислого газа.
125

Анализ результатов измерений привел к модели венериан-
ской атмосферы, согласно которой основной облачный слой
с коэффициентом рассеяния около 1,0-М,5 км-1 и концентрацией
частиц порядка 200 см-3 расположен выше 50 км. В слое атмо¬
сферы 35—50 км коэффициент рассеяния убывает в 2—3 раза.
Возможно, что на высотах 35—45 км существует второй слой
облачности, а ниже 35 км доминирует чисто газовая среда. Во
всем исследованном диапазоне высот наблюдается очень слабое
поглощение солнечной радиации. Характеризующая влияние
поглощения величина 1—со< 0,001 (со — альбедо однократного
рассеяния). Облачный слой состоит из отдельных компактных
образований, размеры которых изменяются от нескольких сотен
метров до нескольких километров. Относительная объемная кон¬
центрация водяного пара (по отношению к углекислому; газу)
в диапазоне высот 25—45 км составляет около 0,001.
Важной составной частью научной программы СА были
исследования светового режима в диапазоне высот 0—63 км при
помощи датчиков, которые выделяли пять спектральных интер¬
валов с максимумами чувствительности при длинах волн 0,52;
0,59; 0,65; 0,72 и 0,96 мкм. Эти датчики измеряли излучение из
верхней полусферы, а также из зенита и с направления 23° от
надира при диаграммах направленности в пределах угла ±20°.
По данным рассматриваемых измерений нижняя граница облач¬
ного слоя находится на высоте 50±2 км, что хорошо согласуется
с результатами упомянутых выше фотометрических измерений.
Возможно, что в слое 15—50 км существуют частички мелкодис¬
персного аэрозоля и проявляется влияние поглощения (в этом
отношении имеет место известное расхождение с данными фото¬
метрических измерений). Лишь ниже 15 км атмосфера оказы¬
вается чисто газовой. Альбедо поверхности Венеры зависит от
длины волны, изменяясь в пределах 0,02-^0,2. Полусферический
поток лучистой энергии в диапазоне 0,5—1,06 мкм у поверхности
составляет около 100 Вт/м2, а освещенность — примерно 14 тыс.
люкс, что соответствует земной освещенности в летний облачный
день.
Нефелометрические измерения (измерения рассеяния света
локальным объемом атмосферы в разных направлениях) на
длине волны 0,92 мкм в диапазоне высот 18—62 км привели
к выводу, что нижняя граница основного облачного слоя распо¬
лагается на высоте 49 км, причем облака довольно прозрачны
(метеорологическая дальность видимости составляет 1—3 км).
Средний размер частиц облаков равен 1—3 мкм, а концентрация
варьирует в пределах 1004-500 см-3. Можно, таким образом,
заключить, что венерианские облака больше напоминают зем¬
ную туманную дымку, чем облака.
Обширную информацию об атмосфере и облаках Венеры
дали наблюдения с орбитальных отсеков АМС «Венера-9» и «Ве¬
нера-10». Так, например, обработка данных измерений при
126

помощи спектрометров для интервала длин волн 1,642,8 мкм
(спектральное разрешение составляет около 0,1 мкм) привели
к выводу, что верхняя граница облачного слоя располагается на
высоте около 65—68 км, причем вариации ее высоты не превы¬
шают 1—2 км. Вертикальный профиль убывания концентрации
частиц в облачном слое с высотой характеризуется зна¬
чением высоты однородной атмосферы, равным 345 км.
Оценка альбедо однократного рассеяния облаков дает
со ^0,98.
Фотометрические и поляриметрические измерения в интерва¬
ле длин волн 0,33—0,80 мкм обнаружили, что контрасты яркости
облаков в ультрафиолетовых лучах достигают 16420%. Неожи¬
данно большие контрасты (547%) были зарегистрированы
31 октября 1975 г. на длине волны 0,70 мкм при фазовом угле
59°. Согласно данным ультрафиолетовых фотометрических изме¬
рений, над поверхностью основного облачного покрова имеется
мелкодисперсная неоднородная среда толщиной около 8 км
с рассеивающими свойствами, близкими к релеевским (т. е.
характерными для чисто газовой среды). Оптическая толщина
этой среды составляет 0,640,9. Темные контрастные детали
облачного покрова можно рассматривать как разрывы или
уменьшение оптической толщины верхнего рассеивающего слоя.
Верхняя граница этого слоя располагается на высоте около
76 км над поверхностью планеты.
Интерпретация данных измерений при помощи установленных
на орбитальных отсеках инфракрасных радиометров для реги¬
страции теплового излучения в диапазонах 8ч-13 и 184-28 мкм
(соосно с ними был установлен фотометр на длине волны
0,75 мкм) показала, что измеряемое тепловое излучение исхо¬
дит от верхней части облачного слоя, расположенного на высо¬
тах 63467 км (что соответствует атмосферному давлению
130450 мбар). Этот слой представляет собой неплотный туман,
который состоит, по-видимому, из капель концентрированного
водного раствора серной кислоты. Концентрация капель на
уровне излучающего слоя равна 504200 см-3, а их диаметр
составляет около 2 мкм. Средние яркостные температуры слоя
составляют на дневной стороне 233—234 К, причем наблюдается
неожиданное возрастание температур в зоне вечернего термина¬
тора. Оказалось вообще, что ночные температуры внешней части
облачного слоя значительно выше дневных (в рассматриваемый
период — на 10—11° при ночных температурах около 244 К).
Наблюдается, таким образом, тепловая асимметрия планеты,
вероятной причиной которой является образование мощных кон¬
вективных потоков на дневной стороне, которые выносят часть
излучающего вещества в надоблачную зону. Интересно, что
«ночной режим» охватывает значительно больше половины
поверхности планеты, причем существуют широкие переходные
зоны. Помимо устойчивой глобальной асимметрии наблюдается
127

ряд более мелких неоднородностей, которые, по-видимому, обу¬
словлены особенностями динамики атмосферы.
Данные 44 радиопросвечиваний атмосферы Венеры позво¬
лили получить независимые сведения о вертикальных профилях
плотности, давления и температуры в диапазоне высот 404-90 км
и выявили присутствие облаков.
> Важное значение имеет накопление фотоизображений облач¬
ности с искусственных спутников Венеры, что позволит, изучая
динамику облаков, судить об особенностях атмосферной цирку¬
ляции. Одновременные исследования структуры и температуры
облачного покрова при помощи установленных на спутниках
спектрометров, радиометров и фотополяриметров откроют воз¬
можности достаточно полного описания различных свойств
облаков.
Логика развития науки такова, что новые факты не только
способствуют более глубокому пониманию изучаемых явлений,
но и ставят новые проблемы, требующие дальнейшего изучения.
Такова именно и особенность результатов, полученных при помо¬
щи АМС «Венера-9» и «Венера-10». Эти результаты открывают
новый этап исследований Венеры, которая все еще остается пла¬
нетой загадок.
§ 5. Верхняя атмосфера
*
Ограничимся здесь лишь ссылками на обзоры Т. Донахью
[123], Дж. Дюбаха и др. {125], Р. Принна (241], обстоятельные
работы* Р. Дикинсона [115—119] и упоминанием о некоторых
результатах, представляющих интерес с точки зрения взаимо¬
действия верхних и нижних слоев атмосферы.
Как отметили Д. Хантен и Р. Гуди [172], специфической осо¬
бенностью углекислой верхней атмосферы Венеры (как и Мар¬
са) является тот факт, что углекислый газ оказывается слабо
диссоциированным даже на больших высотах. Подобная устой¬
чивость углекислого газа резко контрастирует с условиями верх¬
ней атмосферы Земли, где диссоциация молекулярного кислоро¬
да солнечной радиацией настолько интенсивна, что уже на высо¬
тах более 90 км доминирует атомарный кислород. До сих пор все
еще не дано убедительного объяснения того, что на Венере не
обнаружено зоны преобладания СО и О как продуктов диссо¬
циации С02. Другой интересный результат, полученный по дан¬
ным «Маринер-5», состоит в том, что отношение концентраций
дейтерия и обычного водорода равно примерно единице. Если
этот результат правилен, он должен иметь важное значение
с точки зрения теории эволюции атмосферы путем диссипации
легких атомов.
Д. Стрикленд выполнил расчеты [276] интенсивности эмиссий
в линиях атомарного кислорода на ^=1304, 1356 А для верхних
атмосфер Марса и Венеры. Данные измерений с АМС «Мари-
128

нер-6,7,9» обнаружили, что в условиях Марса относительная
плотность атомарного кислорода на уровне ионосферного мак¬
симума в слое /М (около 135 км) составляет 0,5—1%. Согласно
современным представлениям аналогичной явлгяется ситуация
и на Венере. Поскольку надежные сведения о содержании кис¬
лорода в верхней атмосфере 4шеют важное значение для понима¬
ния закономерностей строения и динамики атмосферы, вопрос
о расчете интенсивности рассматриваемых эмиссий становится
весьма актуальным.
Измерения с АМС «Венера-4» и «Маринер-5» не обнаружили
эмиссии на А =1304 А, превосходящей пороговую чувствитель¬
ность датчиков. Однако последующие ракетные измерения заре¬
гистрировали неожиданно большие интенсивности эмиссий на
А = 1304, 1356 А, составляющие от 3,0 до 5,7 кР. Именно это и по¬
будило Д. Стрикленда предпринять расчеты интенсивности
эмиссий. Избранная им модель атмосферы Венеры характери¬
зуется тем, что атомарный кислород считается равномерно пере¬
мешанным в толще атмосферы, а его концентрация равна 1% на
уровне, для которого общее содержание СОг в столбе атмосфе¬
ры составляет 4 -1016 см-2. Возможными источниками возбуж¬
дения эмиссий считаются резонансное рассеяние солнечных
фотонов для триплета на А=1304 А и диссоциативное возбуж¬
дение в случае эмиссии на А=1356 А, а также возбуждение кис¬
лорода фотоэлектронами — в обоих случаях.
Результаты интерпретации полученных ранее данных о све¬
чении атомарного кислорода в атмосфере Марса по наблюде¬
ниям с АМС «Маринер» находятся в согласии с моделью мар¬
сианской ионосферы (вертикальные профили электронной
концентрации вблизи и над максимумом слоя F-1), построен¬
ной по данным радиорефракционных измерений. Отношение
смеси для атомарного кислорода составляет около 1 % или
меньше. Согласно Ш. Лиу и Т. Донахью [201’ 202], отмеченное
согласие можно объяснить лишь наличием эффективного пере¬
мешивания в верхней атмосфере.- коэффициент перемешивания
превосходит 108 см2/с.
По данным измерений с АМС «Маринер-10» и наземных
ракетных измерений в условиях верхней атмосферы Венеры
резонансное свечение кислорода гораздо интенсивнее, чем на
Марсе. Если учесть различие расстояний этих планет от Солн¬
ца, то отношение концентраций [О]: [С02] должно составлять
на высоте 140 км не меньше 0,1 при условии возбуждения ато¬
марного кислорода солнечной радиацией, когда источником све¬
чения являются фотоэлектроны. С другой стороны, имеются
хорошо известные трудности объяснения довольно яркой эмис¬
сии-верхней атмосферы Венеры на длине волны 1356 А по
аналогии с Землей и Марсом.
Концентрация атомарного кислорода в современных моде¬
лях ионосферы Венеры колеблется в очень широких пределах:
9 3955
129

от 1 до 10% и более (на высоте около 140 км). Построенная
в работах [201, 202] модель атмосферы Венеры на высотах
90—210 км (вертикальные профили СО, О и О2) указывает на
необходимость наложения жестких ограничений на величину
отношения смеси для О, СО' и О2 в верхней атмосфере, если
только не предполагать наличия неизвестных процессов, обу¬
словливающих очень большую потерю водорода планетой. Как
показали Л. Лиу и Т. Донахью (202], эти ограничения определя¬
ются необходимостью интенсивного турбулентного перемеши¬
вания в верхней атмосфере для согласования слабой джинсо¬
вой диссипации водорода с относительно высокой концентра¬
цией водорода в форме' НС1 и Н20 вблизи уровня верхней
границы облаков (наиболее достоверная величина отношения сме¬
си НС1 составляет 6• 10-7, а водяного пара 10-6). Наблюдаемые
величины отношений смеси окиси углерода и молекулярного
кислорода равны соответственно 5* 10-5 и 10_6. Если принять
эти величины в качестве граничного условия на уровне нижней
границы рассматриваемого слоя атмосферы при расчете верти¬
кальных профилей концентрации СО и О2, то это налагает огра¬
ничение на величину коэффициента турбулентной диффузии.
Последняя в свою очередь определяет возможный верхний
предел содержания водорода (в форме НС1, Н2О и Н2) вблизи
уровня 90 км.
Величина коэффициента диффузии является функцией плот¬
ности и температуры водорода на критическом уровне (210 км),
а также интенсивности его диссипации, относительно которой
предполагается, что она может быть и неизвестной нетепловой
природы. Величины концентрации атомарного водорода, проду¬
цируемого при известных отношениях смеси НС1 и Н2О, воз¬
можны лишь при коэффициенте диффузии более 5*107-f-
Ч-5-108 см2/с. Эхо приводит к ограничению содержания атомар¬
ного кислорода в верхней атмосфере (на высоте 130 км) до
уровня, значительно меньшего 1%, если только не предпола¬
гать наличия очень интенсивной диссипации водорода
(107 см2/с или более). Возможно, что существует какой-то очень
эффективный механизм диссипации, несмотря на малую плоХ-
ность водорода в экзосфере; либо имеют место неизвестные
механизмы возбуждения О (33s) и О (35s) в верхней атмосфе¬
ре, обеспечивающие наблюдаемое интенсивное свечение ато¬
марного кислорода.
Значительный интерес представляет вопрос о структуре
ионосферы Венеры. 5 февраля 1974 г., примерно через 6 мин
после прохождения АМС «Маринер-10» перицентра на расстоя¬
нии 11800 км от центра массы Венеры АМС зашла за диск пла¬
неты, и в это время Д. Фьелдбо и др. (284] осуществили радио-
затменные измерения в полосах 5 (2,3 ГГц) и X (8,4 ГГц)
с целью зондирования ночной ионосферы Венеры вблизи 1,3°
130

с. ш. Аналогичные измерения при выходе на дневную сторону
были выполнены ими для точки 56,0° ю. ш.
Полученные данные обнаруживают на ночной стороне два
четких слоя (рис. 42, а). Основной слой наблюдается вблизи
высоты 142 км при максимальной электронной концентрации
9. Ю3 см-3. Вторичный слой с пиковой концентрацией 7-103 см-3
зарегистрирован на уровне 124 км. Дневная ионосфера при
высоте Солнца 67,0° (рис. 42,6) состоит из главного слоя на
высоте около 150 км с максимальной электронной концентра¬
цией 2,9-105 см-3 и нескольких слабо выраженных слоев.
а
Рис. 42л Вертикальные профили электронной плотности в ночной (я)
и дневной, (б) ионосфере Венеры по данным АМС «Маринер-10» (1)
и «Маринер-5» (2).
Вблизи верхней границы дневной ионосферы имеет место
резкий спад концентрации от 2-103 см-3 на высоте 335 км до
уровня ниже предела обнаруживаемое™ (200 см-3) на высоте
360 км. Возможно, что слой резкого спада электронной концен¬
трации является ионопаузой, где плазма солнечного ветра взаи¬
модействует с ионизированными компонентами атмосферы.
Одной из фундаментальных проблем является изучение
факторов, определяющих тепловой режим верхних слоев атмо¬
сферы Венеры. Р. Дикинсон детально исследовал [115—119]
ситуацию в венерианской стратосфере и мезосфере.
Венерианская мезосфера нагревается главным образом
в результате поглощения солнечной радиации в колебательно¬
вращательных полосах углекислого газа, центрированных при
длинах волн 1,2; 1,4; 1,6; 2,0; 2,7 и 4,3 мкм. Основным механиз¬
мом выхолаживания является излучение в полосе углекислого
газа на ^=15 мкм. Можно ожидать, что в мезосфере Венеры
131

должно иметь место значительное суточное изменение тем¬
пературы. Поскольку поглощение в близкой инфракрасной
области спектра мало зависит от температуры, то особый инте¬
рес вызывают расчеты температурной зависимости горизон¬
тальных вариаций выхолаживания на А,= 15 мкм.
Р. Дикинсон осуществил вычисления [119] горизонтальной
изменчивости обусловленного инфракрасной радиацией нагре¬
вания мезосферы, а также прилежащих слоев стратосферы
и нижней термосферы (основной спецификой методики вычис¬
ления является учет отклонений от локального термодинамиче¬
ского равновесия ЛТР). Расчеты обнаружили очень большие
величины радиационного нагревания воздуха в подсолнечной
точке, составляющие около 1000° за земные сутки в слое от 10~3
до 10~4 мбар. Найдено также значительное увеличение функ¬
ции источника для Я=15 мкм в слое 10-4-М0-5 мбар с ростом
поглощения в близкой инфракрасной области, что приводит
к сильной зависимости радиационного выхолаживания от
зенитного расстояния Солнца (эта зависимость максимальна
на уровне мезопаузы — 8• 10-5 мбар, что соответствует 122 км).
Поэтому в указанном слое атмосферы выхолаживание компен¬
сирует примерно половину нагревания.
Р. Дикинсон высказал предположение, что сильная горизон¬
тальная изменчивость радиационного нагревания на уровне
!0_3 мбар не может быть полностью скомпенсирована адиаба¬
тическим выхолаживанием при отсутствии изменений темпера¬
туры в горизонтальном направлении. Поэтому следует считать,
что величина излучения на К=15 мкм должна изменяться по
горизонтали примерно вдвое, а температура — на 20 К. Гори¬
зонтальные вариации температуры пренебрежимо малы на
уровнях ниже* 0,1 мбар. В* связи с отмеченными выводами боль¬
шой интерес представляют высокоточные измерения в инфра¬
красной области спектра излучения мезосферы Венеры и тер¬
мическое зондирование мезосферы по данным таких измерений.
Существование планетарной термосферы зависит от потоков
в ультрафиолетовой области спектра жесткой солнечной радиа¬
ции, которая является источником нагревания и ответственна
за фотоионизацию. Эти потоки имеют первостепенное значение
как факторы глобальных средних вертикальных профилей тем¬
пературы и состава термосферы. Первые теоретические расчеты
такого рода профилей были сделаны на основе использования
одномерных моделей, учитывающих вертикальное перемешива¬
ние. Однако применимость одномерных моделей к реальным
условиям существенно ограничена неполнотой учета влияния
динамики атмосферы, пренебрежением процессами взаимодей¬
ствия между изменениями состава, атмосферы, полей ветра
и температуры. Естественно, что такого рода модели не позво¬
ляют исследовать распределения температуры и ветра по гори¬
зонтали.
132

В связи .с отмеченными обстоятельствами Р. Дикинсон
и Е. Ридли предприняли полное гидродинамическое моделиро¬
вание [120] динамики и состава венерианской термосферы.
С точки зрения теории модель термосферы Венеры наиболее
проста:	характерные времена	наиболее	важных	глобальных
динамических процессов значительно меньше, чем земные сут¬
ки, тогда как сидерические и солнечные сутки составляют на
Венере 243 и 117 сут. соответственно. Это означает, что динами¬
ческая и тепловая структура венерианской термосферы зависит
только	от зенитного угла	Солнца.	Если предположить,
что все	переменные зависят	лишь от	высоты	и расстоя¬
ния до	подсолнечной точки,	то это позволяет	рассмотреть
нелинейную и нестационарную модель термосферы как
двумерную.
В рамках такого приближения возможно полностью замкну¬
тое исследование многокомпонентной среды на базе использо¬
вания четырех уравнений для нестационарных полей горизон¬
тальной скорости и температуры, распределения О и СО, а так¬
же двух диагностических уравнений неразрывности и гидроста¬
тики. Термосфера приходит в движение под влиянием поглоще¬
ния солнечной радиации, которое обусловливает нагревание
атмосферы и диссоциацию С02 на -СО и О. Численное модели¬
рование осуществлено с шагом по горизонтали 5° от подсолнеч¬
ной до противосолнечной точки (общее число точек сетки по
горизонтали равно 37). Диапазон высот по вертикальной коор¬
динате z = \np/po (ро — атмосферное давление, равное 4 мбар)
распространяется от z= — 10 до г = 7, что примерно соответствует
высотам над поверхностью Венеры от <100 до 200 км. Разреше¬
ние по высоте = 0,125. Шаг по времени не превышал 400 с.
При использовании в качестве начального состояния атмосферы
полученного ранее приближенного стационарного решения устой¬
чивый режим циркуляции достигается после интегрирования при¬
близительно за 10 земн. сут., что требует примерно 10 ч счета на
ЭВМ СДС = 7600.
Расчет крупномасштабной циркуляции, результаты которого
(стационарное решение) изображены на рис. 43, приводит к ре¬
зультатам, сходным с полученными ранее для дневной стороны
на основе более простой модели, в которой не учитывались нели¬
нейные члены уравнений движения и термосфера принималась
чисто углекислой. Наблюдается лишь расхождение, состоящее
в уменьшении скорости ветра примерно на 25%. Кроме того,
вместо мезосферного струйного течения порядка 500 м/с при
z=— 3,5 на дневной стороне вблизи терминатора обнаруживает¬
ся плавное ослабление горизонтальной скорости ветра с умень¬
шением высоты до величин, составляющих всего около 150 м/с
в зоне получавшегося ранее струйного течения. Подобное «раз¬
мывание» зоны струйного течения обусловлено учетом нелиней¬
ных членов в уравнениях движения, который приводит к возра¬
133

станию локальных чисел Ричардсона на порядок величины и ис¬
ключает возможность сдвиговой неустойчивости.
Полное численное моделирование выявляет более существен¬
ные расхождения результатов, относящихся к ночной стороне.
В термосфере возникает глобальная ячейка циркуляции с восхо¬
дящими движениями на дневной стороне, нисходящими — на
2 Г
6 -
■ 1
2-
0-
-2-
-6-
-10
Рис. 43. Результаты численного моделирования общей циркуляции
термосферы Венеры:
цифры у кривых — отклонение геопотенциала от среднеглобальной величины
(я); ^верТ» см/с (б); ^г0р» м/с (б); Т, К (г);	— зенитный угол Солнца;
штриховкой выделены зоны изменения знака рассматриваемых величин.
ночной стороне планеты и горизонтальным переносом с дневной
на ночную сторону. Такого рода циркуляция действует как фак¬
тор, обеспечивающий (в среднем для всей планеты) удаление
легких газов из зоны их фотодиссоциации. Благодаря этому воз¬
никает относительно высокая концентрация легких газов на ноч-
134

ной стороне, и происходящий в ходе этого процесса рост атмо¬
сферного давления способствует блокированию циркуляции на
ночной стороне. Поэтому в обширной области вокруг противо-
солнечной точки имеют место лишь очень слабые атмосферные
движения. Нисходящие вертикальные движения концентрируют¬
ся во внутреннем пограничном слое у ночной стороны термина¬
тора, достигая величин порядка нескольких метров в секунду.
Сходно с результатами более ранних расчетов и поле темпе¬
ратуры на дневной стороне выше уровня z = 0. Если предполо¬
жить, что 30% поглощенной ультрафиолетовой радиации перехо¬
дит в тепло, то для температуры термосферы получаются вели¬
чины, изменяющиеся от более чем 60 К в подсолнечной до
~250 К в противосолнечной точке (для мезосферы характерны
горизонтальные вариации температуры ~20—40 К). Следует
заметить в связи с этим, что данные измерений при помощи уль¬
трафиолетового спектрометра на «Маринер-10» указывают на
возможность температур дневной термосферы порядка 400 К.
Поэтому задача сопоставления результатов расчетов и наблюде¬
ний еще ожидает своего решения. Возможно, что доля поглощен¬
ной радиации существенно меньше (~10%), чем это предпола¬
галось в рассматриваемых расчетах.
Максимальные горизонтальные скорости имеют место на
дневной стороне вблизи терминатора на уровне экзобазы и до¬
стигают 300 м/с. Расчеты показывают, что, если вертикальное
турбулентное перемешивание пренебрежимо мало, относитель¬
ная концентрация СО и О на дневной стороне вблизи уровня
максимума слоя F-1 ионосферы (г« 1) составляет около 4%, что
существенно превышает полученные ранее оценки. Надежная
привязка по высоте будет сделана позднее путем сравнения
с результатами «Маринер-10». Для приближенных оценок мож¬
но принять, что уровень z — 0 соответствует планетоцентрическо¬
му расстоянию, равному 6185 км.
Численные гидродинамические модели термосферы Венеры,
развитые в работах М. Изакова и С. Морозова [30, 31], привели
к выводу, что перепад температуры от дня к ночи в верхней тер¬
мосфере составляет около 500°, т. е. примерно на 300° меньше,
чем получается без учета атмосферных движений. Поглощение
солнечной радиации на дневной стороне порождает циркуляцию
с восходящим движением на дневной и нисходящим на ночной
сторонах с амплитудой более одного метра за секунду и с гори¬
зонтальными скоростями до нескольких сотен метров за секунду
в направлении от подсолнечной точки.
§ 6. Заключение
Поскольку экспериментальные исследования верхней атмо¬
сферы Венеры при помощи АМС находятся еще на самом перво¬
начальном этапе, очевидно, что продолжение таких исследова¬
135

ний имеет первостепенное значение для дальнейшего развития
теории процессов, протекающих в верхней атмосфере, а также
изучения взаимодействия верхних и нижних слоев атмосферы.
Подводя итоги исследований атмосферы Венеры, упомянем,
следуя Д. Хантену [169], наиболее важные проблемы. Все еще
вызывает сомнения, превышает ли концентрация углекислого
газа в атмосфере Венеры столь высокие значения, как 95%. Сле¬
дует предположить, что доля других газов может достигать
10—20%. Если это более легкие газы, чем СО2, температура
атмосферы, определенная путем радиорефракционных измере¬
ний, окажется более низкой и будет лучше соответствовать
результатам прямых измерений на АМС «Венера». Несколько
более достоверным станет и вертикальный профиль температуры
в тропосфере (приблизившись к адиабатическому) и стратосфе¬
ре. Наиболее вероятными компонентами могут быть азот и неон.
Другим важным компонентом является водяной пар.
Новые результаты побуждают изменить мнение о том, что
отношение смеси водяного пара очень мало даже под облаками,
и предположить величины порядка 10_3. Данные «Маринер-10»
указывают на удивительную малость содержания атомарного
водорода в термосфере и мезосфере, что значительно сужает
возможный диапазон моделей атмосферы. По-видимому, наибо¬
лее вероятной является модель, которой соответствует общее
отношение смеси водорода в стратосфере ~10-6 (с учетом НС1„
Н20 и Н2).
Очень большой должна быть высота гомосферы (турбопау¬
зы), чтобы предотвратить диффузионное разделение, которое
обогащает верхнюю атмосферу водородом. Коэффициент турбу¬
лентного перемешивания в термосфере достигает по крайней
мере 108 см2/с, либо должна существовать эквивалентная крупно¬
масштабная циркуляция атмосферы. Данные о диффузии кисло¬
рода и высоте однородной атмосферы для дымки позволяют счи¬
тать, что в. стратосфере коэффициент перемешивания уменьша¬
ется до ~106 см2/с. Это значение почти на три порядка величи¬
ны больше, чем над земной тропопаузой. Поскольку перенос
очень интенсивен, количество СО и О в термосфере должно быть
меньше, чем даже на Марсе.
Остаются противоречивыми и взгляды на ионосферу. Вероят¬
но, для формирования ионосферы, помимо С02, должен быть
существен более легкий компонент. Несколько лет тому назад
большое внимание привлекала проблема окисления фотохимиче¬
ски продуцируемого СО. С тех пор стало ясно, что потенциаль¬
ным источником продукции нечетного водорода из Н2 является
фотолиз НС1. В таком случае СО окисляется путем реакции
с ОН, и остается неясно, играет ли сравнимую роль механизм,
связанный с участием неустойчивого радикала СЮО. Этот
вопрос имеет важное значение для земной стратосферы, посколь¬
ку в последнее время выяснилось, что основной опасностью для
136

слоя озона является хлор, продуцируемый из хлорфторометанов.
Следует считать вполне вероятным сернокислотный состав
венерианских облаков, но остается не совсем решенным вопрос
о высоте нижней границы облачного покрова. Возможно, что она
располагается не на уровне 35 км, как это следует из данных
измерений освещенности на «Венере-8», а выше (~45—50 км).
Интересной чертой является нелетучесть вещества облаков вбли¬
зи их видимой границы, что представляет собой резкий контраст
по отношению к земным облакам. Не следует, таким образом,
ожидать, например, что облачный покров Венеры может быть
индикатором волн в атмосфере. С этой точки зрения трудно сог¬
ласовать сернокислотный состав облаков с картиной волновых
движений, наблюдаемой на изображениях Венеры с АМС «Ма-
ринер-10». Удивительной особенностью облаков является их
монодисперсность. Хотя возможно, что важное участие в круго¬
обороте вещества облаков принимает COS, вероятна также
и доминирующая роль S03.
Неясной остается физическая природа контрастов облачного
покрова в ультрафиолетовой области спектра. Представляется,
однако, вероятным, что динамика контрастов может служить
индикатором реальных атмосферных движений. Новые теорети¬
ческие модели циркуляции все больше свидетельствуют в пользу
парникового эффекта как фактора высокой температуры поверх¬
ности Венеры. Работы, посвященные проблеме эволюции атмо¬
сферы, обращают на себя внимание прежде всего разнообразием
мнений, иногда противоречивых. Эта сугубо междисциплинарная
проблема требует участия в ее решении геологов, геохимиков
и других специалистов.
Что касается нижних слоев атмосферы Венеры, то обсужден¬
ные в этой главе результаты указывают на первостепенную
актуальность исследований природы облаков, вертикальных про¬
филей теплового баланса и его составляющих, а также атмо¬
сферной циркуляции и свойств поверхности планеты.
Для решения проблемы облаков необходимы данные об их
химическом составе, микроструктуре, оптических свойствах, вер¬
тикальных и горизонтальных макронеоднородностях, динамике
облачного покрова. Важное значение имеет в этой связи изуче¬
ние плотных и горячих нижних слоев атмосферы (их химическо¬
го состава, полей температуры и ветра и других характеристик).
Понимание процессов взаимодействия атмосферы с подстилаю¬
щей поверхностью невозможно без наличия достоверной
информации о механических и физико-химических свойствах
и оптических характеристиках венерианского грунта. Выявление
закономерностей общей циркуляции требует не только гораздо
более обширных наблюдательных данных, но и достаточно полных
сведений об энергетике атмосферы. Важное место должны занять
в этой связи исследования малых газовых и аэрозольного опти¬
чески активных компонентов- атмосферы, изучение условий
137

турбулентной диффузии и конвекции и т. д. Обширный круг
вопросов включает проблемы верхней атмосферы.
Как отметили Д. Хантен и Р. Гуди [172] (см. также [262, 298]),
к числу возможных средств исследований принадлежат АМС,
функционирующие в режиме пролета искусственных спутников,
а также спускаемые аппараты. Со спускаемых аппаратов могут
выпускаться дрейфующие в атмосфере шары-зонды. Очевидно,
что главными задачами спускаемых аппаратов и шаров-зондов
должны быть прямые измерения, что является наиболее важным,
а АМС-спутники могут быть применены для определения раз¬
личных параметров методами дистанционной индикации. Несом¬
ненно, что серьезную роль должны играть и в будущем наземные
оптические и радиоастрономические исследования.
Успешный запуск АМС «Венера-9, 10» позволил осуществить
первый комплексный эксперимент по изучению Венеры при
помощи спускаемых аппаратов и искусственных спутников пла¬
неты.
В США на 1978 г. планируется запуск к Венере двух АМС
«Пионер» [262, 298]. ГГервую из этих АМС, которую выведет спут¬
ник на орбиту вокруг Венеры, предполагается запустить в конце
мая 1978 г. (АМС достигнет Венеры в декабре того же года).
Вторая АМС будет запущена в середине августа, но достигнет
планеты также в декабре (всего на шесть суток позднее первой).
Она доставит на Венеру четыре спускаемых аппарата: один
большой (время спуска в атмосфере около 75 мин) и три малых
(60 мин). На малых СА будут установлены датчики для измере¬
ний атмосферного давления и температуры, а также акселеро¬
метры. На борту большого С А будут находиться, кроме того,
приборы для измерения инфракрасной радиации, микрострукту¬
ры и состава облаков, влажности и скорости ветра.
Планы на более далекое будущее включают совершенствова¬
ние аппаратуры* дистанционного зондирования, разработку
радиолокатора бокового обзора с синтетической апертурой для
получения изображений поверхности Венеры с разрешением до
50 м, прямые измерения структурных параметров и состава
атмосферы при помощи датчиков, установленных на дрейфую¬
щих в слое 55—70 км шарах-зондах [262]. К концу 1980 г. воз¬
можно создание СА, длительно функционирующего на поверх¬
ности Венеры.

Глава 2. МАРС
Вывод на околомарсианские орбиты советских и американ¬
ских АМС, оснащенных взаимодополняющими .комплексами
научных приборов, их одновременное длительное функциониро¬
вание и обмен информацией между советскими и американскими
учеными еще в процессе проведения эксперимента- явились бла¬
гоприятными условиями для значительного прогресса в изучении
Марса [32, 37, 56, 138]. Хотя многое в метеорологии Марса оста¬
ется еще неясным, основные особенности погоды, выражающиеся
в закономерностях распределения температуры, атмосферного
давления, облачности и некоторых других метеорологических
параметров, выявлены с достаточной отчётливостью. Этому
в первую очередь способствовало осуществление комплексной
программы исследований на АМС «Марс-2,—6» и «Маринер-4, 6,
7,9», которая была очень широкой и включала телевизионные
наблюдения, ИК-спектроскопию, ИК-радиометрию, УФ-спектро-
скопию, радиозатменные измерения и эксперименты по небесной
механике. Важный вклад в развитие метеорологии Марса внесли
теоретические исследования.
В результате исследований планеты при помощи АМС полу¬
чен большой объем научной информации о физических свойствах
ее поверхности и атмосферы, а также околопланетного космиче¬
ского пространства. Теоретические работы помогли понять мно¬
гие закономерности теплового режима и общей циркуляции мар¬
сианской атмосферы. Существенный вклад был внесен за послед¬
ние годы в разработку теории пылевых бурь.
Важным фактором погоды и климата является взаимодей¬
ствие атмосферы с подстилающей поверхностью. В связи с этим
большой интерес представляет изучение различных свойств
поверхности планеты и верхнего слоя грунта. Если на Венере
решение такого рода задачи серьезно осложнено постоянным
присутствием глобального облачного покрова, то условия на
Марсе гораздо более благоприятны.
139

§ 1. Топография планеты
Для исследования топографии Марса применялись разнооб-
>азные методики [20, 23, 25, 28, 45, 75, 78, 80, 154, 155, 168, 199,
Ю5, 213, 216, 217]: наземные радиолокационные измерения,
>адиорефракционные, инфракрасные и ультрафиолетовые изме-
>ения с АМС «Марс» и «Маринер». Весьма отчетливую качест-
*енную картину марсианского рельефа дают телевизионные изо¬
бражения поверхности [2, 53, 58, 119, 200, 202, 204, 314].
Рельеф. Первые телевизионные изображения поверхности
Viapca, полученные с АМС «Маринер-4», обнаружили неожидан-
ю «лунный» пейзаж: значительная часть поверхности покрыта
<ратерами. Эти изображения, имевшие разрешающую способ-
iocTb около 3 км, охватывали, однако, лишь ~ 1 % поверхности
Марса. Телевизионная аппаратура (камеры с фокусным расстоя¬
нием 5,0 и 50 см), установленная на АМС «Маринер-6, 7», дала
возможность получить изображение с разрешением не только 3,
но и 0,3 км. Более 10% поверхности (182, 183] запечатлело 201
изображение, зарегистрированное с конца июля до начала авгу¬
ста 1969 г. при минимальном расстоянии АМС до планеты (при
пролете), тогда как изображения, полученные с большего рас¬
стояния, дают характеристику всего диска планеты. Анализ теле¬
визионных изображений, переданных АМС «Маринер-6, 7», пока¬
зал, что кратеры являются доминирующей формой рельефа на
Марсе, причем их встречаемость не коррелирует с широтой, высо¬
той или альбедо [215, 216]. Отчетливо различаются кратеры двух
морфологических классов:, наибольшие куполообразные и круп¬
ные с плоским дном. Первые не обнаруживают признаков транс¬
формации, тогда как вторые выглядят как подвергшиеся боль¬
шим изменениям, чем кратеры лунных возвышенностей, имею¬
щие сравнимые размеры. Трансформация ^марсианских кратеров
связана с гораздо более значительным перераспределением мате¬
риала по горизонтали, чем на Луне, и отражает существование
эрозии грунта. По-видимому, кратеры с плоским дном сохрани¬
лись со времен заключительной фазы планетарной аккреции, что
делает маловероятной возможность существования такой фазы
эволюций Марса, как наличие «примитивных» океанов.
Изучение той части поверхности Марса, которая лишена кра¬
теров, привело к выводу, что существуют два типа рельефа «бес-
кратерной» поверхности: хаотический и бесструктурный (33, 291,
293]. Возможно, что хаотический рельеф является следствием
геотермической эволюции Марса, которая лишь сравнительно
недавно привела к изменению поверхности. Бесструктурный
рельеф, который был обнаружен по данным «Маринер-6, 7» лишь
в районе кольцевой структуры Hellas, лишен каких-либо разли¬
чимых топографических особенностей.
Новые, гораздо более широкие возможности изучения топо¬
графии и геологии Марса открыли телевизионные изображения
140

поверхности планеты, полученные с АМС «Маринер-9» [107, 108,
199, 222, 295, 320, 321]. Они включают изображения, охватываю¬
щие всю поверхность Марса с разрешением порядка 1—3 км.
Около 1-2% поверхности запечатлено с разрешением 0,1 —
0,3 км. Полученные с «Маринер-9» данные позволили построить
фотомозаику всей планеты в масштабе 1 :5 000 000, карту релье¬
фа масштабом 1:25 000 000 и геологические карты различных
масштабов [104, 222].
Выполненный М. Карром '[ЮЗ—105] анализ вулканизма на
Марсе привел к выводу, что в отличие от Земли марсианская
кора является неподвижной по отношению к основной массе
планеты. В связи с обсуждением результатов дешифрирования
изображений поверхности Марса упомянем кратко о некоторых
проблемах геологии, исторической геологии и палеоклиматоло¬
гии, которые имеют прямое отношение к вопросу об эволюции
этой планеты.
Геология и палеоклммат. Р. Зезин и др. составили геолого¬
морфологическую схему района посадки спускаемого аппарата
АМС «Марс-6» [2]. Анализ уже упомянутых карт привел к выво¬
ду, что поверхность Марса более изменчива и динамична, чем
предполагалось ранее. Около половины всей поверхности зани¬
мают районы древних кратеров (детальная характеристика
покрытого кратерами района Mare Erythraeum дана К. Флорен¬
ским и др. [53]). Наиболее крупная кольцевая структура релье¬
фа— Hellas — примерно вдвое превышает размеры подобных
образований на Луне. Остальная часть поверхности Марса
представляет собой более молодые вулканические горные
(с рельефом, достигающим высоты 17 км относительно средне¬
го уровня) и осадочные породы. Вулканические структуры
обнаруживают сравнительно свежие следы лавы и являются,
по-видимому, геологически молодыми. Обращает на себя вни¬
мание сходство некоторых геологических образований на Земле
и Марсе '[6]. Это относится, в частности, к некоторым кольцевым
структурам, а также к гигантскому экваториальному каньону,
который сравним по размерам с рифтовой долиной в Восточной
Африке. К восточному концу каньона примыкает зона хаотиче¬
ского рельефа с большими флювиальными каналами. Возмож¬
но, что эти каналы возникли в результате таяния вечной мерз¬
лоты. Менее ясно происхождение другой системы больших
извилистых каналов с разветвленными притоками, находящей¬
ся в приэкваториальной зоне. С. Шумм [288] высказал предпо¬
ложения, что следы марсианских «рек» представляют собой
в действительности особенности структуры рельефа, обуслов¬
ленные деформацией коры под влиянием возникающих в ней
локальных или глобальных напряжений. Для доказательства
флювиального происхождения каналов нужны изображения
с более высоким пространственным разрешением. Дешифровка
141

изображений выявила также присутствие большого числа пото¬
ков лавы, подобных наблюдаемым на Земле и Луне.
Полярные зоны представляют собой многослойные ледово¬
осадочные структуры, которые продолжают трансформировать¬
ся и в настоящее время. В особенности это относится к эоловым
формам рельефа, проявляющимся, в частности, в образовании
четко выраженных дюн [106, 281, 285]. Несомненно, что процес¬
сы эрозии и переноса пылевого материала происходят и сейчас.
Об этом свидетельствуют изменения альбедо поверхности [315,
316], которые можно объяснить процессами переноса пыли.
Яркий пример, иллюстрирующий это явление,— телевизионные
изображения склонов вулкана Pavonis Mons.
Большой интерес вызвал анализ телевизионных изображе¬
ний полярных шапок Марса, который впервые позволил деталь¬
но изучить их динамику. Еще более важное значение приобрело
выявление физической природы полярных шапок. С целью
решения этой проблемы X. Киффер [173, 174] осуществил спект¬
ральные измерения отражательной способности слоев инея из
воды или углекислоты в направлении, близком к нормали
поверхности, для интервала длин волн 0,8—3,2 мкм. Измерения
сделаны при образовании как чистого инея из обоих веществ,
так и при одновременном или последовательном осаждении
воды и углекислоты. Особое внимание было уделено контролю
влияния малых примесей водяного пара при получении инея из'
чистого С02. Наблюдения показали, что даже при максимально
возможном очищении углекислого газа обнаруживается замет¬
ное влияние ничтожных примесей водяного пара, особенно око¬
ло Х = 3,1 мкм, тогда как обратный эффект не наблюдается. Был
проделан также ряд опытов по измерению рассеяния радиации
в наклонных направлениях, моделирующих геометрию наблю¬
дений во время противостояний Земли и Марса. Для устране¬
ния влияния пучка радиации, освещающего образец, на пленки
инея все измерения были сделаны при очень малой величине
потока падающей радиации. Анализ результатов показал, что
отражательная способность существенно зависит от текстуры
осадка. В интервале 0,8—3,2 мкм углекислый иней имеет высо¬
кую отражательную способность на всех длинах волн, за исклю¬
чением полос поглощения с ?^2,0; 2,7 мкм. Наблюдаются так¬
же дополнительные полосы поглощения, отсутствующие у газо¬
вой фазы. Так, например, на длине волны 2,62 мкм имеет место
более интенсивная полоса, чем при Я = 2,0 мкм. Спектр отраже¬
ния углекислого газа очень чувствителен к примесям воды:
даже малые примеси делают его похожим на спектр водяного
инея, причем эта чувствительность возрастает с увеличением
размера зерен инея. Такая зависимость от текстуры исключает
возможность установления простой связи между отражатель¬
ной способностью «смешанного» инея и его химическим
составом.
142

Для водного инея характерно наличие широких перекры¬
вающихся полос поглощения, центрированных при Л, = 1,56;
2,04; 3,0 мкм. Данные измерений отражения в наклонных
направлениях указывают на то, что отражение слоев инея явля¬
ется ламбертовым. При более толстых слоях наблюдается угло¬
вая зависимость формы контура полос поглощения. X. Ларсон
и1 У. Финк осуществили регистрацию [181] спектров южной
полярной шапки Марса, измеренных при помощи фурье-спект-
рометра, установленного в фокусе Кудэ 229-сантиметрового
телескопа Стюардовской обсерватории в Китт Пике (США)„
Сравнение с лабораторными спектрами инея из сухого и водно¬
го льда (рис. 44) позволило сделать определенный вывод о том»
что южная полярная шапка покрыта сухим льдом.
Исследования динамики полярных шапок и надежная иден¬
тификация их углекислотного состава повысили интерес к раз¬
работке теории их происхождения. Намереваясь детально
обсудить эту проблему далее, ограничимся сейчас упоминанием
о работе Б. Муррея и М. Малина [237]. В ней подвергнута реви¬
зии разработанная ранее простая теоретическая модель равно¬
весия в системе твердая — газообразная углекислота, согласно
которой атмосферное давление у поверхности Марса регулиру¬
ется условиями теплового баланса полярных шапок, причем
избыток углекислого газа трансформируется в твердую угле¬
кислоту на полюсах, но не атмосферный углекислый газ, что
могло бы повысить атмосферное давление.
Упомянутая модель привела к вполне удовлетворительному
согласию с данными наблюдений ‘(среднее давление у поверх¬
ности около 5 мбар; наличие устойчивой северной полярной
шапки; полугодовые вариации давления, связанные с изменчи¬
востью полярных шапок, и т. д.). На этом основании был сде¬
лан вывод, что полярные шапки состоят из сухого льда, под¬
твержденный данными спектрометрических и радиометрических
измерений с АМС «Маринер-7», которые обнаружили спектро¬
скопические признаки сухого льда и привели к яркостной тем¬
пературе южной полярной шапки, равной 150 К (именно такое
значение предсказала теоретическая модель). Поскольку, одна¬
ко, согласно последним данным средняя за год инсоляция на
обоих полюсах всегда идентична, это отвергает высказанное
ранее предположение о том, что устойчивость северной поляр¬
ной шапки обусловлена контрастом инсоляции в зонах северной
и южной полярных шапок (имеют место лишь периодичности
примерно 56 тыс. и 2 млн лет)
Данные «Маринер-9» указывают на возможность значитель¬
ного меридионального переноса тепла‘из экваториальной зоны
к полюсам в определенные сезоны, а также под влиянием пыле¬
вых бурь, что не учитывалось ранее. Другое важное обстоятель¬
ство состоит в большой чувствительности равновесных темпе¬
ратуры и давления к альбедо инея в виде сухого льда (напри-
143

!-U
■5
g ^
.§.5
O £
3 ^
о ^
5 0
O t-
o -
~ x;
о	К	2
£•	=	*
к	о	^
4	^	-
0	5	2
CsJ
S
* о
р VO
S О
5 *
‘о
CJ о
£<2.
н £■
« 5
U
a

мер, увеличение альбедо от 0,65 до 0,75 вызывает уменьшение
равновесного парциального давления углекислого газа с 13,5 до
2,3 мбар). Несмотря на эти новые факты, остается бесспорным,
что основным резервуаром углекислоты является северная
полярная шапка, в которой, по-видимому, происходит теплооб¬
мен между «погребенной» и поверхностной зонами сухого льда.
Температура этого резервуара, зависящая от условий теплового
баланса, определяет атмосферное давление на Марсе. При этом
характерное время реакции резервуара на изменения темпера¬
туры составляет 102-М03 лет.
В связи с этим особое значение приобретает анализ данных
«Маринер-9» с точки зрения исследования природы постоянных
полярных шапок, а также местоположения и размеров зон под¬
поверхностного сухого льда. Эти данные указывают на то, что
в противоречии с упоминавшейся простой моделью южная
полярная шапка только отступает, но не исчезает совсем. Сле¬
дует предположить, что лишь водный лед может быть устойчи¬
вым компонентом стабильных зон полярных шапок. В таком
случае по мере нагревания ледяного покрова летом до темпе¬
ратуры 180—190 К будет происходить насыщение атмосферы
над полярной шапкой водяным паром. Таким образом, поляр¬
ные шапки могут служить источниками водяного пара осенью
в атмосфере соответствующих полушарий, тогда как в другое
время года они могут играть роль стоков водяного пара.
Б. Муррей и М. Малин привели некоторые косвенные дока¬
зательства [237] существования «погребенной» твердой углекис¬
лоты в виде слоев толщиной от 300 до 1000 м. По-видимому,
масса сухого льда в стабильной зоне северной полярной шапки
в 2—5 раз превосходит массу углекислого газа, содержащегося
в атмосфере. Следует предположить, что р-азличия стабильных
зон южной и северной полярных шапок обусловлены более низ¬
ким уровнем расположения последней, хотя природа деталей
структуры полярных шапок остается загадочной. Ограниченное
содержание углекислого газа на Марсе свидетельствует о том,
что едва ли в атмосфере этой планеты могли когда-либо в прош¬
лом возникать условия, подобные земным, если даже вся угле¬
кислота оказывалась в атмосфере.
Осуществленный за последние три года детальный анализ
телевизионных изображений Марса, полученных с АМС «Мари¬
нер-9», позволил сделать важные выводы о геологической эво¬
люции этой планеты [239]. На заключительном этапе аккреции
вся марсианская поверхность была, вероятно, покрыта боль¬
шим количеством кратеров, но вскоре после этого тектониче¬
ские процессы вызвали появление асимметрии полушарий
с преобладанием в северном полушарии рельефа с-малыми
высотами.
На ранней стадии развития Марса (по-видимому, еще в пе¬
риод аккреции) сформировалась плотная атмосфера, которая
Ю 3955
145

первоначально была относительно теплой и поэтому могла
содержать большое количество водяного пара. Под влиянием
уменьшения температуры поверхности при инсоляции атмосфе¬
ра начала охлаждаться, что вызвало конденсацию, водяного
пара, особенно в экваториальной зоне. В результате интенсив¬
ных дождей происходила существенная эрозия грунта: потоки
воды обусловливали формирование борозд на покрытой крате¬
рами поверхности. Температура верхнего слоя марсианской
коры, толщиной в несколько километров, куда проникла дожде¬
вая вода, колебалась около точки замерзания воды.
Грунтовые воды концентрировались в районах пониженного
рельефа, и при понижении температуры ниже точки замерза¬
ния происходило образование льда внутри коры на небольших
глубинах, под которым сохранялась вода, что создавало усло¬
вия существования артезианской воды в региональных масшта¬
бах. Локальное таяние грунтового льда и выход на поверхность
артезианских вод приводили к деформациям поверхности, опре¬
делившим наблюдаемые сейчас хаотические формы рельефа.
Интенсивные потоки воды сформировали большие каналы, осо¬
бенно в экваториальной зоне, расположенные вдоль образовав¬
шегося ранее раздела между возвышенностями южного и деп¬
рессиями рельефа северного полушарий.
По мере продолжавшегося выхолаживания атмосферы про¬
исходила диффузия большей части водяного пара и углекисло¬
го газа в зоны полярных шапок и подповерхностных резервуа¬
ров, где обе эти компоненты сохраняются до настоящего време¬
ни в форме льдов. Вскоре после упомянутого выше процесса
интенсивной эрозии началась активная вулканическая деятель¬
ность (которая эпизодически продолжалась до настоящего вре¬
мени), сопровождавшаяся формированием долин, покрытых
кратерами, и образованием слоя вулканического пепла на пони¬
женной и имеющей слабо выраженный рельеф поверхности
северного полушария. Связанное с вулканической активностью
повышение температуры вызывало дополнительные таяние
грунтового льда и эрозию поверхностными потоками воды, сле¬
ды которой сохранились в форме каналов и впадин.
В связи с изучением геологического прошлого Марса боль¬
шой интерес представляет проблема марсианского палеоклима¬
та и эволюции атмосферы {147, 148, 283]. Анализ облаков и дру¬
гих изменчивых черт изображений Марса, полученных за по¬
следние 66 лет как наземными обсерваториям», так и с АМС
«Маринер-9», показал, что по данным 97 случаев наблюдений
голубых облаков на обсерватории Ловелла в 55% случаев обла¬
ка имели место в районе семи главных вулканических гор на
Марсе. Еще 25% приходится на долю заметных склонов или
границ раздела между возвышенностями кратеров и пониже¬
ниями долин. Предварительное изучение районов зарождения
пылевых бурь привело к выводу, что для некоторых из них не
146

обнаруживается какой-либо связи с особенностями топографии
местности. Однако для известного очага бурь в районе Helles-
pontus характерно наличие сильных ветров.
Исследования в области палеоклимата Марса показали, что
марсианские каналы перекрываются со слишком большим чис¬
лом кратеров и имеют слишком большой возраст для того, что¬
бы открывать возможности корреляций с периодичностями
климата (порядка миллиона лет), обусловленными изменением
параметров орбиты. По-видимому, каналы являются индикато¬
рами гораздо более древнего климата. По мнению В. Хартман¬
на [148], предполагаемые изменения климата Марса в геологи¬
ческом прошлом, как и аналогичные изменения климата Земли,
следует, вероятно, приписать вариациям солнечной активности.
Данные по изотопу кислорода указывают, например, на то, что
120 млн лет тому назад вся Земля была в среднем на 10 К теп¬
лее и соответственно в течение этого периода отсутствовали
полярные ледяные шапки. Подобный теплый период вероятен
и на Марсе и, по-видимому, сопровождался более интенсивны¬
ми процессами эрозии и наличием потоков жидкой воды на
поверхности.
В. Хартманн, прибегая к сопоставлению с вариациями зем¬
ного палеоклимата 1147], высказал следующие предположения:
1) существовали вариации солнечной постоянной с амплитудой
7—35% и характерным периодом 108 лет; 2) за последние
6—50' млн лет солнечная постоянная уменьшилась до 0,65—0,93
ее нормальной величины; 3) примерно 150 млн лет тому назад
солнечная постоянная была близка к ее нормальной (макси¬
мальной) величине, и поэтому Марс и Земля были теплее, чем
сейчас; 4) 260 млн лет тому назад ситуация была обратной,
а около 500 млн лет солнечная постоянная достигала нормы
(максимума).
По-видимому, отмеченные вариации солнечной постоянной
сопровождались скачкообразными переходами климата от
одного равновесного состояния к другому. Согласно К. Сагану
и др. [283], нестабильность атмосферы Марса указывает на
существование двух стабильных климатов: 1) близкого к совре¬
менному, 2) с давлением у поверхности порядка 1 атм, завися¬
щим от количества «погребенных» под поверхностью летучих
веществ.
Ш. Шараф и Н. Будникова выполнили расчеты 1[59] инсоля¬
ции Марса в зависимости от изменений параметров его орбиты
за период 1 млн лет назад по отношению к 1950 г. Обнаружен¬
ные этими расчетами большие колебания инсоляции (значи¬
тельно превосходящие аналогичные вариации для Земли) ука¬
зывают на возможность объяснения палеоклиматических изме¬
нений на Марсе вариациями параметров орбиты.
Принципиально важным является вопрос о преимуществен¬
но углекислотном составе марсианской атмосферы. Попытки
10*
147

объяснить преобладание углекислого газа в атмосфере Марса
на основе учета реакций фотолиза и рекомбинации оказались
неудачными, так как выяснилось, что постоянная рекомбинация
О—СО очень мала, и поэтому в атмосфере недостаточно СО
и О2 для того, чтобы учет упомянутых реакций привел к удов¬
летворительным результатам. Д. Паркс предложил [260] гипо¬
тезу, исходящую из учета процесса радиолиза под влиянием
частиц высоких энергий. В этом случае, как показали экспери¬
менты в реакторах, возможно существование устойчивого угле¬
кислого газа, поскольку диссоциация и рекомбинация протека¬
ют достаточно сбалансированно (принципиальное различие
между фотолизом и радиолизом состоит в специфике продукции
ионов под воздействием частиц высоких энергий). В связи
с этим в работе [251] указана совокупность соответствующих
реакций и сделаны оценки, свидетельствующие о допустимости
предложенной гипотезы.
Спектральные характеристики поверхности. Спектральные
измерения ультрафиолетовой отраженной (рассеянной) Мар¬
сом радиации, осуществленные в 1969 г. с АМС «Маринер-6,7»
и предназначавшиеся для исследования состава и строения
марсианской верхней атмосферы, дали неожиданно богатые
результаты, относящиеся к нижним слоям атмосферы и поверх¬
ности планеты. Этот успех эксперимента определяется двумя
обстоятельствами:	отражательная способность марсианских
пустынь в ультрафиолетовой области спектра мала, а полярные
шапки, напротив, имеют высокое альбедо. Поэтому над райо¬
нами пустынь уходящее ультрафиолетовое излучение представ¬
ляет собой солнечную радиацию, рассеянную атмосферой.
Интенсивность излучения определяется концентрацией рассеи¬
вателей. Хотя рассеяние не является чисто молекулярным, все
же его можно связать с величиной атмосферного давления у по¬
верхности. В свою очередь вариации атмосферного давления
вдоль поверхности планеты отражают наличие неоднородностей
рельефа.
Высокое альбедо полярных шапок дает возможность опреде¬
лять по величине уходящего ультрафиолетового излучения
содержание веществ, поглощающих излучение и находящихся
в районе полюсов. В частности, в районе полярной шапки
наблюдается озон, что свидетельствует о таком свойстве поляр¬
ных шапок, состоящих из твердой углекислоты, как способ¬
ность служить ловушкой для летучих (а возможно и нелетучих)
малых газовых компонентов атмосферы. Возможно, что поляр¬
ные шапки служат резервуарами стока газов, образующихся
в ходе геологических и биологических процессов.
В работах [75, 78] описан ультрафиолетовый спектрометр,
обладающий полем зрения 0,23x2,3° (при максимальном сбли¬
жении это соответствует площадке на уровне поверхности, рав¬
ной 10X100 км), временем сканирования 3 с (область длин
148

волн 1900—4300 А) и спектральной разрешающей способностью
20 А. С'его помощью было получено около 400 спектров в широ¬
ком диапазоне высот Солнца и при фазовых углах 46, 63 и 90°.
Ч. Барт и Ч. Хорд привели три осредненные спектра [78], отно¬
сящиеся к районам Candor (зенитный угол Солнца O'q =20°,
зенитный угол направления визирования 0 = 82°), Meridiani
Sinus ('0q=47°, 0 = 42°) и Deucalionis Regio (Oq=65°, 0 =
= 27°). Определение величины альбедо показало, что во втором
из упомянутых случаев (и во всех рассмотренных случаях, отно¬
сящихся к условиям пустыни) имеет место существенный рост
отражательной способности с уменьшением длины волны. Оцен¬
ка дает оптическую толщину атмосферы 0,1 при длине волны
3050 А. В районах пустынь анализ спектров в диапазоне длин
волн 2000—3000 А не обнаружил присутствия озона.
Интенсивность рассеянной радиации примерно в три раза
превосходит интенсивность молекулярного рассеяния в атмо¬
сфере из чистого углекислого газа при давлении у поверхности
6,6	мбар (по-видимому, этот факт следует приписать влиянию
аэрозоля, на существование которого указывает анализ телеви¬
зионных изображений и инфракрасных спектров). Если предпо¬
ложить, что аэрозольные частицы распределены в атмосфере
равномерно (т. е. концентрация рассеивающих частиц пропор¬
циональна плотности атмосферы), то интенсивность уходящего
излучения в районах пустынь (использовались данные для дли¬
ны волны 3050 А) может служить относительным показателем
атмосферного давления у поверхности. Абсолютные величины
давления находились путем привязки к точке с координатами
1° ю. ш., 10° з. д., для которой радиозатменные измерения
дали давление, равное 6,6 мбар.
Следует отметить, что Л. Ксанфомалити и др. [25] реализо¬
вали на АМС «Марс-5» другую методику определения относи¬
тельных значений давления и топографии поверхности, осно¬
ванную на использовании результатов измерений излучения
Марса в близкой инфракрасной области спектра (1,919—
2,27 мкм) в полосах и вне полос поглощения углекислого газа.
Анализ ультрафиолетовых спектров показал, что в районах
пустынь при 7<3500 А имеют место лишь небольшие вариации
спектрального распределения радиации (всегда наблюдается
рост отражательной способности с уменьшением длины волны),
и, следовательно, в данном случае фотометрические свойства
поверхности слабо зависят от длины волны. Поэтому рассмот¬
рение данных было ограничено в работах [75, 80, 154, 155] интер¬
валом шириной 100 А, центрированным на 7 = 3050 А, который
можно считать репрезентативным для диапазона 2600—3500 А.
Данные измерений коэффициента яркости R (отражательной
способности), относящиеся к фазовым углам от 46 до 91°, ото¬
бранные для четырех участков поверхности Марса, в пределах
149

которых можно считать альбедо поверхности неизменным, поз¬
волили определить параметры функции Миннарта:
(3)
где R = nB/F (В — измеряемая яркость; F — поток солнечной
радиации); р0, № — косинусы углов падения и отражения сол¬
нечней радиации; R0, k — параметры, определяемые из наблю¬
дений.
Осуществленная JI. Ксанфомалити и В. Морозом обработка
фотометрических профилей Марса на шести трассах измерений
АМС «Марс-3» (15 декабря 1971 г.— 28 февраля 1972 г.) [24]
для пяти узких участков спектра, центрированных на ^ = 694,
562, 494, 416, 370 нм, привела к среднему значению параметра
к = 0,80 для красного фильтра.. Величина k(%) уменьшается
в сторону коротких длин волн, но эта зависимость неодинакова
в разные моменты времени и для разных областей Марса.
Отражательная способность Марса обусловлена двумя ком¬
понентами: отражением от поверхности, определяемым форму¬
лой (3), и рассеянием атмосферой, которое можно представить
в виде: (у/4) (т/р) (у(Ф) —нормированная индикатриса рассея¬
ния, зависящая от угла рассеяния ф; т — оптическая толщина
атмосферы).
Атмосферное давление можно представить таким образом:
Р = (Ро/Ч)	(4)
Здесь (в предположении чистой атмосферы, состоящей из угле¬
кислого газа) т0 = 0,032 при р0 = 6,0 мбар.
Принимая во внимание влияние ослабления и многократно¬
го рассеяния, представим выражение для отражательной спо¬
собности на Х = 3050 А в следующем виде:
-/И- -т(" 1~е*!-м~ТМ) +ад^~1ехр(-тЖ))), (5)
где Л1=1/р0+1/р; f — коэффициент, характеризующий влияние
многократного рассеяния и зависящий от р, р0, т и ф (при
малых Rq и т на Марсе наиболее существенна зависимость от
т). Коэффициент f можно определить путем сравнения с точным
решением в упрощенных случаях. В рассматриваемом случае
принято /=1.
С учетом (4) и (5) получим:
*-().	(б>
где ReL = y/4:iiM. Эта формула может служить для определения р
по известным значениям то/ро, Rq, к и у(Ф)*
150

Для контроля надежности описанной методики и адаптации
параметров были использованы результаты независимого опре¬
деления давления по данным измерений в инфракрасной
области спектра [216]. Данные о давлении позволяют получить
сведения для изучения топографии марсианской поверхности,
которые были сопоставлены с результатами инфракрасных
измерений. Среднее давление по данным ультрафиолетовых
измерений (337 точек) составило 5,8 мбар, а согласно инфра¬
красным измерениям — 5,3 мбар. (Расхождение может быть
объяснено неполным совпадением полей зрения приборов).
Обработка результатов измерений на АМС «Маринер-9»
отраженной Марсом ультрафиолетовой радиации в спектраль¬
ном интервале шириной 100 А, центрированным около Х = 3050 А,
за период с 14 ноября 1971 г. по 1 марта 1972 г. позволила
получить более обширные сведения о распределении атмосфер¬
ного давления у поверхности планеты (поле зрения модифи¬
цированного спектрометра АМС «Маринер-9» вырезает на
поверхности участок размером 10X30 км ,при визировании
с расстояния 3400 км) [205].
В течение пылевой бури, которая продолжалась до начала
января 1972 г., доминирующий вклад в отраженную радиацию
вносило рассеяние солнечной радиации оптически толстым сло¬
ем пыли. Но к 23 января атмосфера стала достаточно прозрач¬
ной и оптически тонкой на а = 3050 А, что дало возможность,
начиная с этого момента, использовать данные измерений отра¬
женной радиации для определения давления.
В условиях пылевой бури отражательная способность хоро¬
шо описывается формулой: R= (у(Ф)соо/4) [цо/(|^ + Щ))] (со о —
альбедо однократного рассеяния). Параметр усо0 = 0,2 для всего
периода 13.XI.1971 —1.1.1972 гг. Отклонения вычисленных вели-
чинют измеренных имеют место лишь вблизи края диска плане¬
ты (малые ц) и терминатора (малые ц0), когда не выполняется
приближение плоскопараллельной атмосферы. Во время пыле¬
вой бури атмосфера была наиболее прозрачной в районе южной
полярной шапки, где ее оптическая толщина составляла около
единицы.
После окончания бури условия наблюдений стали подобны
тем, что имели место во время функционирования АМС «Мари-
нер-6,7» в 1969 г. Доминирующий вклад релеевского рассеяния
в вариации отражательной способности позволяет в этом слу¬
чае решать задачу определения атмосферного давления по
интенсивности отраженной радиации с использованием абсо¬
лютных величин давления, определенных методом радиореф-
ракционных измерений, для установления соответствия между
отражательной способностью и давлением. Четыре параметра
в формуле (6) найдены методом наименьших квадратов по 56
точкам, где давление было определено радиорефракционным
методом. В диапазоне давлений 2,6—8,1 мбар среднеквадратич¬
151

ное расхождение «ультрафиолетового» и «радиорефракционно-
го» давлений составило 16%.
Ч. Барт и др. [199] построили карту ареографического рас¬
пределения давления в диапазоне широт 50° ю. ш. — 20° с. ш.
Наиболее четкий максимум давления (около 10 мбар) наблюда¬
ется в районе Tharsis (примерно 100° з. д., 0° с. ш.). Отчетливый
'минимум имеет место в районе Hellas (290° з. д., 45° ю. ш.).
По данным измерений с АМС «Марс-3,5» и «Маринер-6,7,
9» В. Морозом и JL Ксанфомалити была построена карта топо¬
графии поверхности {33]. За нулевую высоту ими был принят
уровень 6,0 мбар. Топографическая Т<арта Марса, полученная
осреднением по площадкам 5° широты X 5° долготы, представле¬
на на рис. 45. Сравнение с телевизионными изображениями
подтвердило реальность полученной топографии.
Детали профиля рельефа в районе Tharsis указывают на
существование здесь резких вариаций высот в пределах от — 0,5
до 9 км. На всей рассмотренной части планеты высоты изменя¬
ются от меньших —2 км до превышающих 10 км (по данным
инфракрасных измерений {168] максимальная высота достигает
14 км). Таким образом, рельеф Марса по амплитуде колебаний
высот довольно близко соответствует земному. В то же время
отсутствие морей и океанов, наличие большого числа кратеров,
напоминающих лунные, делают марсианскую топографию очень
специфической. Используя результаты измерений отраженной
ультрафиолетовой радиации, Ч. Барт и др. [66] составили атлас
локальных топографических особенностей Марса.
Свойства верхнего слоя грунта. Описанные выше результа¬
ты хорошо согласуются с данными измерений на АМС «Марс-2,
3,5» [23, 180]. Важным источником информации о свойствах
поверхности Марса явились результаты поляризационных изме¬
рений [26] при помощи поляриметра ВПМ-73, предназначенного
для измерения линейной поляризации света, положения плос¬
кости поляризации и яркости марсианской поверхности в диа¬
пазоне 0,35—0,75 мкм. Была 'обнаружена существенно более
низкая поляризация, чем ожидалось. Рассмотрение данных,
относящихся к длине волны 0,6 мкм (ширина полосы пропуска¬
ния светофильтра равна 11 нм), привело к выводу о наличии
мелкозернистого верхнего слоя грунта, состоящего из частиц
лимонита, гематита и кварца [180].
Выполненный В. Морозом [36] анализ спектров отражения
и тепловых свойств марсианского грунта в сопоставлении с ана¬
логичными характеристиками земных природных образований
позволил заключить, что имеющиеся данные согласуются со
следующей моделью: 1) грунт состоит из раздробленных извер¬
женных пород, основных и промежуточных (60± 10% Si02),
с малой примесью гематита РегОз-РЬО (2—3%); 2) для конти¬
нентального грунта характерны более кислые породы, чем для
морского; 3) грунт составляют частицы двух типов: сравнитель-
152

но крупные (0,1—0,5 мм) и мелкие (микронных размеров), причем
возможно, что. крупные частицы являются конгломератом мел¬
ких; 4) средняя плотность грунта около 1,22 г/см3 на глубине
2—4 см, а пористость равна примерно 0,6. Сравнение с радио¬
физическими данными указывает на то, что плотность, по-види¬
мому, остается неизменной до глубины порядка 10 м.
Обработка результатов измерений при помощи инфракрас¬
ного радиометра, работающего в полосе поглощения углекисло¬
го газа на л = 2,06 мкм, показала, что на среднем уровне давле¬
ние на Марсе равно 5,5—6,0 мбар 154]. Вариации давления
в экваториальной области указывают на существование пере¬
пада высот до 12—14 км на участках большой протяженности.
Данные за 16 февраля 1972 г. обнаруживают вдоль траекторий
движения АМС, что, например, для района Hellespontus высота
над средним уровнем составляет 2—3 км, понижаясь при пере¬
мещении к области Hellas до 1 км ниже среднего уровня. Затем
имеет место заметный подъем в сторону темных областей Iapy-
gia и Syrtis Major — до 3 км. К северу от Syrtis Major высота
уменьшается.
Анализ радиорефракционных данных «Маринер-9» выявил
[334], что средний уровень поверхности южного полушария при¬
мерно на 4 км ниже северного. Поэтому атмосферное дав¬
ление у поверхности на 33—43% ниже в южном полушарии,
чем в северном.
Изучение особенностей пространственно-временной изменчи¬
вости поля температуры поверхности Марса, измеренной при
помощи инфракрасного радиометра (область чувствительности
8—40 мкм), привело к выводу [12, 34], что теплопроводность
марсианского грунта мала и соответствует сухому песку или
сухой пыли с размерами частиц от 0,1 до 0,5 мм (поверхность
Марса очень быстро остывает после захода Солнца).
Тепловая инерция грунта I = ^kpc (k — коэффициент тепло¬
проводности; р — плотность; с — теплоемкость) изменяется
в пределах 0,004—0,008 кал/К-см2-fc, а глубина проникновения
тепловой волны / = 4—7 см. По данным «Маринер-9» [274] теп¬
ловая инерция достигала 0,017 кал/(К-см2*Ус). На большую
тепловую инерцию и малую теплопроводность грунта указыва¬
ют данные измерений радиоизлучения на длине волны 3,5 см,
свидетельствующие об отсутствии суточного изменения темпе¬
ратуры на глубинах 30—50 см. Влажность марсианского грунта
можно практически считать равной нулю [33].
Ниже приведены по данным В. Мороза и др. [12] сведения
о тепловых параметрах и диаметре частиц марсианского грунта:
Среднее
/=У£рс, кал/(К-см2 •-|/с)	.  	 0,004—0,008	0,006
с, кал/(г-К)	0,17—0^21	0,19
154

р, г/см3 .	.	.
кал/(см-с-К)
/, см
d, см
2,7—6,5
0,01—0,05
1,0—1,4
(6,5—3,8) -10-4
1,6-ю-4
4,4
0,025
Ранее была высказана гипотеза о том, что красноватый отте¬
нок марсианской поверхности обусловлен присутствием недоки¬
си углерода С3О2 в составе грунта. Анализ условий образова¬
ния полимера недокиси углерода в атмосфере на высотах
меньше 20 км привел к выводу [264], что для этого требуется в ус¬
ловиях глобальной пылевой бури 1956 г. наличие сильного потока
солнечных протонов с первоначальной энергией больше 60 МэВ,
что наблюдается лишь во время крупных солнечных вспышек,
подобных предшествовавшей шторму 1956 г. Пылевая буря
1971 г. происходила при отсутствии вспышек, что исключало
возможность образования недокиси углерода. Следует поэтому
считать, что солнечная вспышка и пылевая буря, происшедшие
в 1956 г., были случайным совпадением. Против возможности
образования С3О2 свидетельствуют и следующее два обстоя¬
тельства: 1) данные «Маринер-9» указывают на то, что спект¬
ральная особенность отраженной ультрафиолетовой радиации
на А, = 2550 А, приписывавшаяся ранее мономеру недокиси угле¬
рода, в действительности принадлежит озону; 2) замеченной
ранее корреляции синих прояснений с 27-суточным циклом сол¬
нечной активности, которая предполагалась связанной с нали¬
чием недокиси углерода в верхней атмосфере Марса, на самом
деле не существует. Вывод об отсутствии в марсианском грунте
недокиси углерода подтверждается и данными Дж. Колдуэлла
С орбитальной астрономической обсерватории ОАО-2 были
дважды (29 марта и 22—23 апреля 1969 г.) успешно зарегист¬
рированы спектры Марса в интервале длин волнМ800—3600 А.
Поскольку измерения, относящиеся к длинам волн короче
2000 А, оказались неудачными, Дж. Колдуэлл обсудил данные
о спектральном альбедо в диапазоне 2000—3600 А. Оценки
вклада в альбедо, обусловленного релеевским рассеянием сол¬
нечной радиации углекислым газом (предполагается, что общее
содержание углекислого газа составляет 80 м-атм), позволили
выделить компоненту ламбертового альбедо, обусловленную
отражением от поверхности планеты (полученные величины
следует рассматривать как верхний предел значений альбедо
поверхности, поскольку не учтено влияние атмосферного аэро¬
золя). В работе [100] показано, что полученная таким образом
зависимость альбедо поверхности от длины волны радикально
не соответствует моделям марсианского грунта, предполагаю¬
щим, что он сформирован из лимонита и недокиси углерода
С3О2 (вместо наблюдаемого увеличения альбедо с длиной волны
[100].
155

эти модели предсказывают обратную зависимость). Согла¬
сие с моделями может быть, однако, достигнуто, если предполо¬
жить, что марсианская атмосфера только на 60% состоит из
углекислого газа, а остальные 40% приходятся на долю аргона.
Данные измерений суммарного альбедо с ОАО-2 расходятся
с результатами аналогичных измерений на АМС «Маринер-6,7»:
последние дают рост__ альбедо примерно вдвое с уменьше¬
нием длины волны от 3500 до 2600 А, тогда как в первом случае
увеличение составляет менее чем 20%. Дж. Колдуэлл показал
[100], что при анализе данных «Маринер-6, 7» был переоценен
вклад атмосферы (около 75%) в суммарную яркость Марса на
длине волны 3050 А. По данным ОАО-2 вклад поверхности
составляет не менее 50—65%. Следует заметить также, что
данные ОАО-2 не обнаруживают в ультрафиолетовом спектре
поглощения озоном на ^^2550 А, найденного в спектрах, заре¬
гистрированных с «Маринер-6,7» над южной полярной шапкой
(см. далее). Это расхождение можно, однако, приписать разли¬
чию моментов измерений и пространственного осреднения.
Принципиальное значение для решения задач марсианской
минералогии, обнаружения возможностей жизни и других про¬
блем имеет обнаружение связанной воды на Марсе. Выполнен¬
ные ранее с этой целью спектроскопические наземные измере¬
ния ограничивались изучением полосы около 3 мкм, так как
в более близкой инфракрасной области спектра таким измере¬
ниям препятствуют теллурические полосы. Поэтому в период
4—10 августа 1971 г. Дж. Хоук и др. предприняли измерения
спектров отраженной Марсом солнечной радиации [153] в ин¬
тервале длин волн 2—4 мкм с самолета-лаборатории «Конвэр-
990», совершавшего полеты на высотах 11,6—12,5 км (содержа¬
ние водяного пара вдоль линии визирования не превосходило
в этом случае 15 «мкм»).
Анализ спектров всего диска Марса обнаружил существова¬
ние широкой полосы поглощения с минимумом около 2,85 мкм.
Поскольку спектр всего диска планеты представляет собой
сложную «смесь» солнечной радиации, отраженной поверх¬
ностью и ослабленной атмосферой, а также рассеянной атмо¬
сферой радиации и теплового излучения, в работе [153] был оце¬
нен вклад отдельных компонентов в наблюдаемую яркость и по¬
казано, что упомянутую полосу поглощения следует приписать
поверхности Марса. Сопоставление с данными о спектрах отра¬
жения различных земных минералов не обнаружило сходства
и привело к выводу, что наиболее вероятной причиной полосы
поглощения является наличие связанной воды в поверхностном
слое марсианского грунта.
Оценка содержания воды дала значение порядка 1 % по
массе. Предполагается при этом, что поверхность Марса покры¬
та слоем пыли. Размер частиц пыли колеблется, по-видимому,
от 10 до 300 мкм. С точки зрения биологии Марса большой
156

интерес представляет верхний слой грунта в 2 мкм, испытываю¬
щий значительные суточные изменения температуры. Этот слой
может содержать до 20 «мкм» связанной воды, что соответству¬
ет максимальному влагосодержанию всей толщи марсианской
атмосферы.
Связанная вода может быть важным источником воды для
гипотетических марсианских микроорганизмов. Если учесть,
что согласно имеющимся оценкам толщина пылевого слоя
может составлять от 0,001 до 3 км, то это приводит к оценке
содержания связанной воды в пылевом слое от 1 до 3000 г/см2 —
величине, сопоставимой с содержанием воды в земном океане
(105 г/см2).
Важным источником водяного пара, для атмосферы могут
быть гигантские (диаметром порядка 1000 км) кальдеры. За
счет диффузии водяного пара из недр и дегазации поверхност¬
ных слоев грунта в результате нагревания только одна из каль¬
дер может выделять до 1018 г связанной воды. Полученные
оценки свидетельствуют, что марсианский грунт является глав¬
ным источником дегазируемой воды, и это имеет большое зна¬
чение для геологии, климата и биологии Марса.	_
Весьма эффективным средством дистанционных измерений
характеристик поверхностных < слоев грунта Луны и планет
являются методы активной и пассивной радиолокации {21, 22].
Определение при помощи этих методов диэлектрической прони¬
цаемости позволяет вслед за тем найти плотность грунта.
Выполненный Н. Крупенио [22] анализ всех имеющихся данных
показал, что плотность поверхностного слоя марсианского грун¬
та колеблется в пределах 0,5ч-2,5 г/см3, составляя в среднем
около 1,5 г/см3, при этом почти не наблюдается зависимости
плотности от глубины.
§ 2. Состав и структурные параметры атмосферы
Состав. В отличие от атмосферы Венеры, для марсианской
атмосферы почти нет данных прямых измерений ее состава.
Практически вся имеющаяся информация получена на основе
использования различных спектроскопических методик. По дан¬
ным ИК- и УФ-спектроскопии основным компонентом марси¬
анской (как и венерианской) атмосферы — и в этом ее сущест¬
венное отличие от земной — является углекислый газ, наиболее
вероятное значение концентрации которого равно 75% [33]. По
данным наземных спектроскопических исследований, осуществ¬
ленных Т. Оуэном и Г. Мейсоном [46] во время противостояния
1965 г., общее содержание углекислого газа в атмосфере Марса
составляет 65-J-90 м-атм (1 м-атм эквивалентен 2,69* 1021 моле¬
кул/см2). Последующее повышение разрешающей способности
и расширение спектрального диапазона измерений дало более
точное значение, равное 75±15 м-атм. Использование этого
157

значения для оценки давления у поверхности привело к величине
4-4 5
6,6	Z.2’5 мбар. Эти результаты хорошо согласуются со спек¬
троскопическими данными М. Белтона и др. [86], согласно кото¬
рым общее содержание углекислого газа составляет 78 ±
±11 м-атм, что соответствует давлению 4,7-±6,3 мбар. Близкие
значения (70±4 м-атм, 5,2±0,3 мбар) дала работа Л.Янга[ЗЗб].
По данным того же автора, для полосы окиси углерода на
а = 2,35 мкм общее содержание последней равно 0,13±0,08 м-атм,
что соответствует относительной объемной концентрации
0,07±0,32% (среднее значение 0,2%).
Неожиданным результатом анализа данных измерений на
спускаемом аппарате АМС «Марс-6» оказалось обнаружение
большого количества аргона [308]. Для измерений состава атмо¬
сферы Марса на участках влета и парашютирования АМС
«Марс-6» использовался масс-спектрометр с масс-анализатором
радиочастотного типа, снабженный системами напуска и откач¬
ки газа, которые должны были обеспечить работу прибора при
давлении окружающей среды 0,15-1-8 мбар. Несмотря на успеш¬
ное функционирование прибора, ни одного масс-спектра пере¬
дать не удалось из-за прекращения радиосвязи со спускаемым
аппаратом после посадки. Поэтому в работах [60, 308] сделаны
некоторые выводы о составе марсианской атмосферы, основан¬
ные на анализе зарегистрированного «тока магнитоионизацион¬
ного насоса». Быстрый рост тока после вскрытия системы напус¬
ка свидетельствует о наличии в атмосфере существенной доли
инертного газа. Из космохимических соображений вытекает, что
основным инертным компонентом Марса должен быть аргон.
Лабораторные калибровки идентичного прибора привели к вы¬
воду, что доля аргона в атмосфере Марса составляет 36 ± 10%.
Этот результат согласуется с предположением, высказанным
Дж. Левиным и Г. Риглером [190], относительно возможности
высокого содержания аргона в марсианской атмосфере*.
Авторы работы [33] положили в основу расчетов модели атмо¬
сферы Марса следующий средний состав: 75% СО2 и 25% Аг
(средний молекулярный вес равен 43,0) и такие экстремальные
варианты: 60% СО2, 40% Аг (минимальная плотность); 85%
С02, 15% Аг (максимальная плотность).
Помимо углекислого газа, окиси углерода и аргона, спектро¬
скопические измерения обнаружили в атмосфере Марса водяной
пар, озон (см. § 5) и многие другие малые компоненты. Так,
например, в спектрах уходящего теплового излучения, получен¬
ных с «Маринер-9», идентифицированы вращательные полосы
водяного пара. Фотометр, установленный на АМС «Марс-3»,
рассчитанный на измерения в полосе поглощения водяного пара
* По данным масепектрометрических измерений с «Викинг-1» у поверх¬
ности Марса концентрация аргона не превышает 1—2%.
158

около 1,38 мкм, показал [235], что содержание водяного пара
в течение всего периода исследований не превышало 5 мкм
осажденной воды (в несколько тысяч раз меньше, чем в земной
атмосфере). По данным «Маринер-9» среднее содержание водя¬
ного пара варьировало в пределах 10-4-20 мкм [168].
Интерпретация спектров теплового излучения Марса, зареги¬
стрированных с «Маринер-9», показала, что в середине лета
в южном полушарии общее содержание водяного пара над боль¬
шей частью планеты колеблется в пределах 10-4-20 мкм, но над
северной полярной шапкой водяной пар не был в это время
обнаружен [168]. Это является результатом существования силь¬
ного годового изменения содержания водяного пара в полярных
зонах. Наиболее влажной (20—30 мкм осажденной воды) явля¬
ется атмосфера над северной полярной шапкой в период весны,
тогда как над южной полярной шапкой содержание водяного
пара уменьшается к концу лета (южного полушария) до вели¬
чин, меньших 0,7 мкм (ниже предела обнаружения).
Согласно наземным косвенным измерениям, предполагалось,
что в атмосфере Марса содержится до 60 мкм осажденной воды.
Возможно, что крайняя сухость марсианской атмосферы, обна¬
руженная АМС, обусловлена аномально большим «захватом»
водяного пара северной полярной шапкой, достигшей более
южных широт, чем это наблюдалось ранее. Не исключено и влия¬
ние аномально интенсивной пыльной бури, которое могло про¬
явиться в адсорбции водяного пара из атмосферы при оседании
частиц на поверхности.
Предположение об аномальных данных 1971 —1972 гг. под¬
тверждается результатами, полученными с АМС «Марс-5» в пе¬
риод 23 февраля—1 марта 1974 г. На борту «Марса-5» был
установлен интерференционно-поляризационный фотометр ИВ-3,
измерявший интенсивность слабых линий поглощения в полосе
1,36 мкм и аналогичный использованному ранее на «Марсе-3».
В работе [38] воспроизведены результаты измерений 23 и 25
февраля 1974 г., относящиеся почти к тому же сезону, что и дан¬
ные «Марса-3», и свидетельствующие о том, что в некоторых
областях Марса содержание водяного пара достигало в данном
случае 100 мкм осажденной воды, т. е. значительно превосходи¬
ло величины, относящиеся к сезону 1971 —1972 гг.
Обнаружены значительные пространственные вариации
содержания водяного пара, которые могут изменяться в два-три
раза на расстоянии в несколько сотен километров. Из сводки
данных измерений при помощи наземных и космических методов
[38] вытекает, что в 1974 г. наблюдался сезонный максимум
содержания водяного пара, прогнозируемый наземными метода¬
ми на весну северного полушария. Низкую влажность в 1971 —
' 1972 гг. следует приписать влиянию пылевой бури.
Несмотря на значительные успехи исследований Марса при
помощи АМС, важный вклад в изучение изменчивости содержа-
159

ния водяного пара вносят наземные спектроскопические изме¬
рения. Интересные наблюдения, выполненные Э. Баркером [74]
на Макдональдской обсерватории в 1972—1974 гг., позволили
получить 469 серий измерений профиля спектральных линий
водяного пара при трех положениях щели спектрометра:
1) вдоль меридиана (от полюса к полюсу), 2) вдоль различных
кругов широт, 3) параллельно терминатору и на различных рас¬
стояниях от него. Анализ полученных по данным этих измере¬
ний закономерностей годового и суточного изменения общего
содержания водяного пара в атмосфере показал, что эти вариа¬
ции обусловлены инсоляцией, а не местной топографией относи¬
тельно уровня 6,1 мбаф поверхности. В период высокого содер¬
жания водяного пара обнаружена слабая корреляция его содер¬
жания с высотой подстилающей поверхности.
Наблюденные закономерности подтверждают результаты,
полученные ранее, и позволяют сделать следующие выводы:
1)	содержание водяного пара в марсианской атмосфере мало
в периоды обоих равноденствий, варьируя в пределах 5ч-15 мкм
осажденной воды; 2) максимальное содержание (около 40 мкм)
наблюдается в обоих полушариях после солнцестояния при¬
мерно на широте 40°; 3) положение максимума меридионально¬
го профиля содержания водяного пара опережает максимум
инсоляции на 10—20° широты; 4) в периоды «сухого» времени
года, близкие к моментам равноденствий, когда содержание
водяного пара составляет 54-20 мкм, оно может изменяться
в суточном распределении в 2—3 раза при максимуме содержа¬
ния в местный полдень; 5) под влиянием пылевой бури 1973 г.
содержание водяного пара в атмосфере южного полушария
уменьшилось до 3—8 мкм.
Ф. Флазар предпринял попытку [128] объяснить наблюдаемое
суточное изменение общего содержания водяного пара в атмо¬
сфере Марса (его амплитуда может превышать 25% величины
общего содержания) в рамках теории одномерной диффузии
водяного пара между марсианской поверхностью и атмосферой
в предположении, что водяной пар может «захватываться» верх¬
ним слоем грунта, где проявляется суточное изменение темпе¬
ратуры. Для атмосферы была принята модель Гираша и Гуди
радиационно-конвективного равновесия. Сделанные в работе
[128] расчеты показали, что наблюдаемое послеполуденное
уменьшение содержания водяного пара наилучшим образом
описывается моделью диффузионного обмена, если считать, что
последний определяется водой, аккумулированной грунтом, но
не льдом. Наблюдаемое суточное распределение удовлетвори¬
тельно воспроизводится и в обоих этих случаях, если темпера¬
тура кристаллизации в нижних слоях атмосферы (при давлении
6,1 мбар) > 205 К. Такое условие (с учетом общего содержания
водяного пара) ограничивает возможность существования водя¬
160

ного пара нижним 5-километровым слоем атмосферы. Отсюда
в свою очередь вытекает необходимость уточнения модели
радиационно-конвективного равновесия Гираша и Гуди для
условий безоблачной атмосферы, поскольку она предсказывает
наличие в послеполуденное время над большей частью планеты
слоя перемешивания толщиной 15 км. Развитие слоя перемеши¬
вания может быть ограничено высотой 5 км, если учесть нагре¬
вание атмосферы в результате поглощения солнечной радиации
пылью при вертикальной оптической толщине ~0,15—0,30.
Ограничивающим фактором может быть и оседание воздуха при
наличии вертикальных скоростей порядка нескольких сантимет¬
ров в секунду, что вполне вероятно с точки зрения существую¬
щих теоретических моделей динамики планетарной атмосферы.
Большой интерес представляет определение содержания кис¬
лорода. Выполненные ранее исследования позволили установить
лишь возможный верхний предел относительной концентрации
молекулярного кислорода в марсианской атмосфере. Поскольку
этот вопрос имеет принципиальный интерес для понимания
фотохимических процессов, происходящих в атмосфере Марса»
на Смитсоновской астрофизической обсерватории были предпри¬
няты измерения эквивалентной ширины двух марсианских линий
кислорода на Х = 7635 А в такие моменты времени, когда их доп¬
плеровское смещение превосходило 0,3 А, и поэтому их можно
было уверенно отличить от теллурических линий [97].
Измерения, осуществленные в период и после окончания
пылевой бури 1971 г., привели к среднему значению общего-
содержания кислорода (по данным за февраль и апрель 1972 г.)»
равному 0,1 ±0,001 м-атм, что соответствует отношению смеси
(по отношению к углекислому газу), составляющему (1,3±
±0,3) • 10_3. В работе [102] отмечено, что отношение смеси, опре¬
деленное по отношению к окиси углерода, равно 1,4±0,3. Это
значение существенно отличается от полученного ранее (0,5) на
основе учета фотолиза в чисто углекислой атмосфере. Отсюда
можно сделать вывод, что в марсианской атмосфере был (или
еще существует) источник преобладания кислорода по отноше¬
нию к углероду (по-видимому, таким источником должен быть
водяной пар).
Имея в виду противоречивость современных данных о содер¬
жании молекулярного кислорода в атмосфере Марса, Т. Пар¬
кинсон и Д. Хантен выполнили анализ спектров высокого разре¬
шения (разрешающая способность составляет 110 000) в области
четырех линий полосы А кислорода (7619 А) [261], зарегистри¬
рованных в течение трех ночей 23—25 января 1972 г. на обсер¬
ватории Китт Пик. Для большей надежности обнаружения доп¬
плеровского смещения марсианских линий рассматривалось
отношение измеренного спектра к «синтетическому», получен¬
ному путем' расчета для общих содержаний кислорода, равных
0,2 и 0,6 м-атм. Тщательный анализ полученных результатов не
11 3955
161

обнаружил следов кислорода, вызывающих отклонения, превос¬
ходящие уровень помех, которому соответствует содержание
кислорода 0,2 м-атм. Поскольку другие авторы получали раз¬
личные оценки верхнего предела содержания кислорода, можно
предположить возможность его вариаций.
В этой связи в работе [261] были обсуждены аэрономия кис¬
лорода и в особенности влияние продуктов фотолиза водяного
пара на содержание кислорода. Рассмотренная приближенная
теоретическая модель приводит к оценке верхнего предела
содержания кислорода порядка 0,05 м-атм и отношения смеси,
равного 7-10-4. Вероятно, содержание кислорода изменчиво
(данные «Маринер-9» обнаружили сильную изменчивость содер¬
жания озона). Этот вывод качественно подтверждается предло¬
женной теоретической моделью, которая предсказывает также
большое содержание Н2О9, фотолиз которой вызывает появление
ОН и последующее окисление СО. По-видимому, эта последо¬
вательность процессов обусловливает малое содержание О2 и СО
в атмосфере Марса и ее устойчивый углекислотный состав.
В ряде исследований были предприняты попытки экспери¬
ментального определения содержаний разнообразных малых
компонентов в атмосфере Марса или хотя бы оценки возможного
верхнего предела их содержания. Так, например, основной целью
эксперимента по инфракрасной спектроскопии, осуществленного
на АМС «Маринер-6,7» [306], было изучение состава марсиан¬
ской атмосферы, включая возможные малые компоненты, по
спектрам планеты в диапазоне длин волн 1,88—14,4 мкм. Спек¬
трометр был предварительно прокалиброван в лаборатории
путем регистрации спектров поглощения и получения кривых
роста для различных газовых смесей в кювете с общей длиной
пути луча до 2543 м, моделировавшей возможные условия мар¬
сианской атмосферы (все малые компоненты исследовались
в смеси с углекислым газом при давлении 5,6 мбар и комнатной
температуре).
Реальные спектры Марса интерпретировались с целью опре¬
деления возможных верхних пределов содержания малых ком¬
понентов. Зарегистрированные спектры содержали явные при¬
знаки присутствия лишь трех компонентов: углекислого газа
(главный компонент), окиси углерода и водяного пара. Воз¬
можные верхние пределы содержания других малых компонен¬
тов были найдены по данным лабораторных калибровок и ока¬
зались следующими (первая цифра характеризует общее содер¬
жание газа в сантиметрах на атмосферу при нормальных давле¬
нии и температуре, а вторая — объемную концентрацию, выра¬
женную в миллионных долях): NO2 (<0,0016; 0,23), NH3
(<0,003; 0,44), С302 (<0,0032; 0,45), S02 (<0,0037; 0,52), OCS
(<0,0040; 0,56), NO (<0,0050; 0,70); 03 (<0,0061; 0,86), СН4
(<0,026; 3,7), N20 «0,13; 18), НС1 (<3,7; 520), НВг (<8,2;
1150), H2S (<27; 3800).
162

В дополнение к этому на основе анализа имеющихся спектро¬
скопических данных были оценены верхние пределы содержания
27 малых компонентов, для которых не было сделано лаборатор¬
ных измерений кривых роста. Согласно данным такого анализа
концентрация следующих компонентов не превосходит 1,0 ррт
(что соответствует содержанию менее 0,0071 см-атм): SF6, NF3,
С12СО, CF4, CHF3, Br2CO, SiF4. Концентрация составляет меньше
6,0 ррт (содержание менее 0,035 см-атм) в случае C2F6, С03,
F2CO, С2Н4, BrF3, CS2, СНС13, С2Н6, Н2СО, CH3F, С6Н6, CH2J2
и менее 50 ррт (<0,35 см-атм) для С2Н2, HCN, СН2Вг2, СН2С12,
СН3Вг, РН3, CH3J и СН3С1. Эти величины сопоставимы с полу¬
ченными ранее по данным наземных измерений.
Особый интерес с точки зрения исследований фотохимиче¬
ских процессов в атмосфере Марса представляют данные по
С302 и С03. Относительно первого из этих веществ предполага¬
лось, что его полимер может быть основной составляющей
поверхности Марса. В1изкий предел содержания С302 указывает
на малую правдоподобность этой гипотезы. Нейтральные моле¬
кулы С03 рассматривались как возможный продукт, образую¬
щийся в атмосфере как результат реакции между атомами кис¬
лорода и молекулами углекислого газа и имеющий важное зна¬
чение как промежуточный продукт в процессе рекомбинации
атомов кислорода и молекул окиси углерода. Установление для
С03 верхнего предела содержания, составляющего менее
0,0088 см-атм, должно иметь важное значение для исследования
справедливости упомянутого предположения.
Результатом присутствия пыли является наличие в эмисси¬
онном инфракрасном спектре полос Si02, которые проявляются
в виде особенностей структуры спектра в диапазонах
400—600 см-1 и 850—1250 см-1 [168]. Марсианский спектр совпа¬
дает с лабораторным спектром земных минералов с содержа¬
нием Si02, лежащим в пределах 60± 10% (сравните с вулкани¬
ческими породами Земли).
Данные измерений свечения верхних слоев атмосферы при
помощи ультрафиолетового спектрометра, установленного на
АМС «Маринер-6,7», и наземные измерения [85, 93] позволили
определить значения верхнего предела содержания в атмосфере
Марса ряда малых компонентов:
Компонент:	MCI H2S N204 N02 COS C302 HCOH HCOOH C2H*
Величина
общего со¬
держания
(мм-атм):	1,1-КГ2 30	0,5	0,25	1,5	0,2	5-10“2	7-10“2	20
Эти данные показали также, что объемная концентрация
молекулярного азота в марсианской атмосфере не превосходит
1% концентрации углекислого газа, а СО^ имеет в атмосфере
*11
163

и ионосфере более высокое содержание, чем предполагалось
ранее.'
Измерения ультрафиолетового свечения Марса с орбиталь¬
ной астрономической обсерватории {100] дали верхний предел
10 мкм-атм для S02, H2S, NH3, N02 и 30 мкм-атм для N204. Как
видно, эти данные существенно отличаются qt приведенных
ранее, что указывает на грубую приближенность полученных
оценок. В работе [100] отмечено, что данные о максимально воз¬
можных содержаниях сероводорода и сернистого газа указы¬
вают на малую вероятность современного вулканизма на
Марсе.
Температура поверхности. Исследования полей структурных
параметров представляют особый интерес с точки зрения метео¬
рологии Марса. Для получения данных о структурных парамет¬
рах применялись различные методики. Наиболее существенные
результаты достигнуты на основе дистанционного термического
зондирования, радиопросвечивания и путем прямых измерений
на спускаемом аппарате АМС «Марс-6». Самой простой задачей
дистанционного зондирования является определение темпера¬
туры поверхности планеты по ее тепловому излучению в окнах
прозрачности атмосферы. Обратимся поэтому сначала к рас¬
смотрению данных по температуре поверхности Марса.
Опыт функционирования метеорологических спутников Земли
показал надежность определения температуры подстилающей
поверхности по ее тепловому излучению во всех случаях, когда
этому не препятствует влияние облачного покрова. Фрагментар¬
ность облачности, разреженность атмосферы существенно упро¬
щают решение аналогичной задачи в условиях Марса. Измере¬
ния с АМС «Марс» и «Маринер» уверенно подтвердили этот
вывод. Лишь при развитой пылевой буре определение темпера¬
туры поверхности осложняется необходимостью введения суще¬
ственных поправок, исключающих влияние толщи атмосферы.
Для измерения температуры поверхности на борту АМС «Ма-
ринер-9» имелся двухканальный (длины волн 10 и 20 мкм)
инфракрасный радиометр того же типа, что устанавливался
ранее на «Маринер-6, 7» '[197]. Поле зрения радиометра совпа¬
дает с полем зрения телевизионной камеры высокого разреше¬
ния, занимая около двух третей последнего. Пространственное
разрешение радиометра в периапсисе составляет около 20 км,
а температурное разрешение примерно 0,5 К. Предварительный
анализ полученных результатов показал, что яркостные темпе¬
ратуры, измеренные с «Маринер-9», существенно отличаются от
полученных на «Маринер-6, 7». Если данные 1969 г. легко интер¬
претировались в терминах излучения поверхности Марса (влия¬
ние атмосферы было малосущественным), то результаты,' полу¬
ченные в конце 1971 г., указывают на существенное влияние
атмосферной пыли. Это особенно четко отображается особенно¬
стями суточного изменения температуры, амплитуда которого
164

оказалась гораздо меньшей, чем при отсутствии влияния атмо¬
сферы, и убывающей по направлению к южному полюсу.
Рассмотрение; телевизионных изображений показывает, что
зона южного полюса и некоторые другие районы были в рас¬
сматриваемый период относительно свободны от пыли. Остатки
полярной шапки представляют собой наиболее четко наблюдае¬
мое явление и примерно на 35 К холоднее окружающих районов.
Данные «Маринер-7» указали на существование температуры
поверхности около 148 К (температура сублимации углекислого
газа) в районе южной полярной шапки ранней весной, и это поз¬
волило сделать вывод, что полярные шапки состоят из твердой
углекислоты. Результаты «Маринер-9», относящиеся к отступаю¬
щей полярной шапке (вскоре после середины лета), дали значе¬
ния температуры примерно на 25 К более высокие (как показы¬
вают телевизионные изображения, эти значения относятся
к поверхности, 95% которой покрыто отложениями, имеющими
высокое альбедо). Так как повышение радиационной темпера¬
туры нельзя приписать влиянию пыли (ввиду ее малого содер¬
жания), не исключено, что упомянутые отложения являются
замерзшей водой. Как уже отмечалось, анализ телевизионных
изображений с АМС «Маринер-9» обнаружил существование
разветвляющихся и меандрирующих каньонов, которые могут
быть свидетельством существования жидкой воды на Марсе в не¬
далеком геологическом прошлом [6, 74].
Проанализировав данные измерений отраженной ультрафио¬
летовой радиации с «Маринер-7», относящиеся к району южной
полярной шапки, К. Панг и Ч. Хорд [255, 258] пришли к следую¬
щим выводам: 1) атмосфера Марса состоит из углекислого газа;
2)	если температура поверхности опускается ниже 148 К, проис¬
ходят сублимация углекислого газа на поверхности и образо¬
вание слоев сухого льда; 3) в это же время углекислый газ,
конденсирующийся в атмосфере, образует облака; 4) выпадение
«снега» из облаков способствует образованию и увеличению
мощности полярной шапки; 5) сублимация на поверхности про¬
должается и после окончания выпадения «снега», в результате
чего поверхность становится зеркальной; 6) облака диссипируют
ранней весной, открывая полярную шапку для прямого облуче¬
ния солнечной радиацией.
В районе Tharsis (широта 11°, долгота 119° з. д.) телевизион¬
ные изображения с «Маринер-9» обнаружили темную зону, для
которой радиометрические измерения зафиксировали диаметр
около 300 км и температуру на 8 К более высокую, чем в окру¬
жающих районах. Если считать, что это обусловлено отсутствием
здесь пылевой дымки и возникающим благодаря высокой проз¬
рачности атмосферы усиленным прогреванием поверхности,
и учесть, что радиолокационные измерения указывают на суще¬
ствование в районе Tharsis гребня высотой 8 км, то это позволяет
получить оценку высоты пылевого слоя.
165

По данным ИК-радиометра АМС «Марс-2,3», измерявшего
излучение планеты в области длин волн X = 8-f-40 мкм, темпера¬
тура изменялась в зависимости от ареографических координат
и времени в широких пределах: от 286 К (для 14 ч местн. солн.
вр., 11° ю. ш.) до 180 К (для 19 ч местн. солн. вр., 19° с. ш.).
В области северной полярной шапки температура уменьшалась
до 163 К (56].
Качественно объяснить тот факт, что суточное изменение
температуры оказалось меньше ожидаемого, можно, лишь учтя
влияние пыли, обладающей коэффициентами поглощения и из¬
лучения рПогл= Ризл = 0,5 и предположив, что толщина слоя пыли
Рис. 46. Изоплеты температуры поверхности Марса за
17 февраля 1972 г., построенные с учетом данных АМС
«Маринер-9».
уменьшается к южному полюсу. Низкие ночные температуры,
на которые указывают данные АМС «Марс-2,3», означают, что
поверхность Марса очень быстро остывает после захода Солнца
и, следовательно, теплопроводность грунта очень мала [56]. Как
уже отмечалось, она соответствует сухому песку или сухой пыли
в разреженной атмосфере. Темные области Марса (так назы¬
ваемые моря) оказываются в среднем на 10 К теплее, чем свет¬
лые («континенты»). Это объясняется тем, что альбедо темных
областей меньше, чем светлых.
На рис. 46' воспроизведены изоплеты температуры поверх¬
ности Марса для периода перед весенним равноденствием
(17 февраля 1972 г.), когда атмосфера уже очистилась от пыли
[80, 174]. Эти данные получены путем расчета с использованием
результатов измерений с «Маринер-9» в качестве опорных.
Дистанционное зондирование атмосферы. Дистанционные
оптические методы в настоящее время широко используются
166

для изучения физического состояния атмосфер Земли и планет
[87]. Уходящее тепловое излучение системы атмосфера — подсти¬
лающая поверхность несет в себе важную информацию о терми¬
ческом состоянии атмосферы и поверхности, составе атмосферы,
свойствах подстилающей поверхности и т. д. Данные измерений
уходящего теплового излучения в области полосы углекислого
газа на Я=15 мкм можно использовать для определения верти¬
кального профиля температуры в атмосфере Марса.
Решение задачи дистанционного термического зондирования
марсианской атмосферы серьезно осложняется в такие периоды,
когда она оказывается запыленной. Представляет в связи с этим
существенный интерес оценка влияния запыленности на уходя¬
щее тепловое излучение. Такого рода расчеты сделаны в рабо¬
те [16] (см. также монографию [18]).
Согласно фотометрическим данным К. Панга и Ч. Хорда
[257, 258], оптическая толщина замутненной марсианской атмо¬
сферы изменяется по степенному закону Х~п, где 0,75^ п^З,
причем микроструктура пылевого облака Марса претерпевает
значительную пространственно-временную изменчивость, а раз¬
меры частиц пыли имеют широкий диапазон. В работе [16]
использовалась модель полубесконечного рассеивающего слоя
с высотой однородной атмосферы Яа = 8,3 км. Степень замутнен-
ности атмосферы на Я = 0,55 мкм характеризовалась оптической
толщиной аэрозольного облака т, которая изменялась от 5 до 1.
Необходимые данные по индикатрисе рассеяния, объемным
коэффициентам аэрозольного поглощения и рассеяния получены
путем теоретического расчета для полидисперсного аэрозоля
с использованием данных по действительной и мнимой частям
комплексного показателя преломления частиц пыли.
Расчеты спектральных интенсивностей теплового нисходяще¬
го и восходящего излучения в поглощающей и рассеивающей
атмосфере Марса выполнены в приближении однократного рас¬
сеяния по предложенной в работе [17] схеме и программе, реали¬
зованной на ЭВМ БЭСМ-4. Атмосфера принималась углекислой,
содержащей малые примеси окиси углерода и водяного пара
с давлением на поверхности планеты ps = 6,6 мбар. Были выбра¬
ны контрастные вертикальные профили температуры (7, 2, 3)
(см. табл. 7), типичные для районов средних широт Марса
в полдень (1) и южной полярной шапки (2). Вертикальный про¬
филь температуры (3) характерен для условий сильно замут¬
ненной атмосферы. Спектральное разрешение составляло 0,05;
0,1; 0,2; 0,5 мкм соответственно для диапазонов 3<^<6 мкм,
б^Я^Ю мкм, 10<Я^18 мкм, Я>18 мкм. При вычислении
функции спектрального пропускания С02 учитывалось влияние
температуры.
На рис. 47 представлены спектральные интенсивности нисхо¬
дящего излучения Л в области спектра 6—50 мкм для страти-
167

Таблица 7
Типичные вертикальные профили температуры и давления
в атмосфере Марса
Т (/г>, К для профилен
/г, км
р (/г), атм
1-ГО
2-го
З-го
0,1
6,5- КГ3
287,5
218,9
212,5
1,0
6,0-КГ3
278,7
220,0
215,8
2,0
5,3-1 (Г3
250,3
222,2
216,0
4,3
4,4-1 (Г3
235,8
227,3
221,0
8,2
3,0-10“3
216,7
235,9
212,7
12,7
1,8 -10—3
201,2
241,0
198,7
18,6
1,0-10-3
189,6
239,1
186,3
23
6,0-10-4
181,7
235,7
181,4
28
3,5-10~4
181,4
230,0
178,6
33
2,5-10~4
176,4
226,6
176,4
38,4
1,5-10“4
174,8
223,6
176,4
43,5
8,0-10_3
173,1
222,0
178,4
50
2,0-10-5
172,5
222,0
192,9
60
1,0-10-6
174,8
215,0
235,8
70
3,4-10“7
192,9
225,0
268,8
80
1,Ы0~7
239,1
233,0
290,0
фикации 2 атмосферы на различных высотах h. Обращает на
себя внимание четко выраженная спектральная структура 1\
в области 13—18 мкм, обусловленная излучением атмосферного
углекислого газа. Диффузное излучение в области 7,5—13
и 18—50 мкм определяется в основном излучением атмосферно¬
го аэрозоля. Слабая спектральная структура в диапазоне
9—11 мкм на фоне диффузного излучения вызвана полосами 9,4
и 9,6 мкм С02. В области длин волн ^<7,5 мкм спектральная
структура Ц обусловлена водяным паром и С02.
Расчеты показали, что в области сильных полос поглощения
атмосферного аэрозоля (7,5—40 мкм) поглощение радиации
аэрозолем оказывает определяющее влияние на спектральную
и пространственную структуру нисходящего и восходящего излу¬
чения по сравнению с перераспределением излучения по направ¬
лениям вследствие его рассеяния. Для окон прозрачности С02
и водяного пара в диапазоне Х<7,5 мкм влияние рассеяния излу¬
чения аэрозолем приводит к увеличению интенсивности нисходя¬
щего излучения Ц и уменьшению />ч. При этом наиболее эффек¬
168

тивное влияние на пространственную трансформацию теплового
излучения оказывают наиболее плотные аэрозольные слои, рас-'
положенные на высотах h< 15 км. В участках с сильными поло¬
сами поглощения (2,7; 4,3; 4,8; 5,2; 15 мкм) С02 аэрозоль не
оказывает существенного влияния на величину интенсив¬
ности /Р.
Характер пространственной изменчивости интенсивностей
нисходящего и восходящего излучения в областях поглощения
Рис. 47. Спектральная интенсивность нисходящего теплового излучения для
вертикального профиля температуры 2 в табл. 10 в условиях замутненной
атмосферы Марса.
радиации атмосферным аэрозолем подобен изменчивости Ij} для
участков спектра с полосами молекулярного поглощения в усло¬
виях ясной атмосферы. Если вертикальный градиент температу¬
ры dT/dh отрицателен, то интенсивность восходящего излучения
т t
/{ уменьшается с увеличением высоты тем больше, чем сцльнее
аэрозольное поглощение, и в спектрах наблюдаются «аэрозоль¬
ные ямы» (рис. 48), глубина которых увеличивается .с увеличе¬
нием высоты и зенитного угла визирования.
169

Если вертикальный профиль Температуры инверсионный, как
для стратификации 2, то при сильной замутненности атмосферы
в спектрах уходящего излучения могут наблюдаться эмиссион¬
ные полосы аэрозоля. Подобная картина подтверждается изме¬
ренными спектрами уходящего теплового излучения с АМС
«Маринер-9». Для вертикального профиля температуры 3 спект-
Рис. 48. Спектральная интенсивность l{ восходящего теплового излучения
Марса в условиях замутненной атмосферы с вертикальным профилем тем¬
пературы 1 в табл. 7.
ральные интенсивности /{слабо изменяются при вариациях
температуры и зенитного угла как в полосах поглощения атмо¬
сферного С02, так и в полосах поглощения аэрозоля в связи»
с малыми вертикальными градиентами температуры.
170

В условиях замутненной атмосферы Марса аэрозоль приво¬
дит к значительным’ изменениям величин интегральной интен¬
сивности и потоков нисходящего и восходящего излучения и для
вертикальных профилей температуры с отрицательным градиен¬
том обусловливает увеличение радиационного выхолаживания
атмосферы, особенно ее нижних слоев.
Рассмотренные результаты расчетов отчетливо показывают,
что корректное решение задачи восстановления вертикального
профиля температуры замутненной атмосферы невозможно без
учета оптических свойств пыли. Поскольку, однако, даже в пе¬
риод пылевой бури «пылевая» оптическая толщина атмосферы
в области полосы углекислого газа на Х= 15 мкм не превышает
0,1—0,2,. можно в первом приближении не учитывать влияние
пыли (естественно, что оно окажется наиболее существенным
в крыльях полосы).
Примененная в работе [43] методика восстановления верти¬
кального профиля температуры, основу которой составляет
метод регуляризации А. Н. Тихонова, привела к результатам,
изображенным на рис. 49. Исходным материалом послужили
пять спектров уходящего излучения, зарегистрированных АМС
«Маринер-9». Атмосферное давление у поверхности принималось
равным 5 или 10 мбар.
Следует прежде всего обратить внимание на существенные
различия профилей. Профили 1 и 2 характеризуются малым или
почти полным отсутствием вертикальных градиентов температу¬
ры и относительно высокой температурой верхней атмосферы.
Такой ход температуры обусловлен влиянием пыли на радиаци¬
онные характеристики атмосферы. Расчетные профили темпера¬
туры, полученные в работе П. Гираша и Р. Гуди [132], где учтено
влияние неселективного поглощения пылыо, близки к профилям
1 и 2. Профиль 2 близок к изотермическому, в нижних слоях
атмосферы обнаруживается слабая инверсия температуры. При¬
нимая во внимание, что момент измерения спектра 2 относился
к 18 ч местн. вр., можно предполагать, что инверсия обусловлена
начавшимся процессом выхолаживания подстилающей поверх¬
ности.
Профили 3—5 характеризуются значительно большими вер¬
тикальными градиентами температуры, более холодной (на 30ч-
4-40 К) верхней атмосферой. Такая существенная перестройка
вертикальной термической структуры атмосферы Марса скорее
всего связана с тем, что к этому времени атмосфера в значи¬
тельной степени очистилась от пыли.
Учитывая некоторый произвол выбора модели атмосферы
при интерпретации данных измерения, была предпринята попыт¬
ка исследовать влияние некоторых параметров на результаты
решения обратной задачи. На рис. 49 представлены профили,
иллюстрирующие влияние давления у поверхности на обращение
данных. На рисунке приведены профили, полученные в предпо¬
171

ложении /7о =10 мбар. Видно, что влияние изменения давления
р0 на профили 1, 3—5 наблюдается только вблизи поверхности .
планеты. В свободной атмосфере изменения температуры неве¬
лики и составляют меньше 5 К. Интересно появление у поверх¬
ности планеты почти изотермического слоя. Вероятно, эта изо-
ft, кл/ -р,мбар
Рис. 49. Вертикальные профили температуры марсианской атмосфе¬
ры, восстановленные по спектру теплового излучения, зарегистриро¬
ванному АМС «Маринер-9»:
1—5 — профили температуры.
термия связана с завышением давления у поверхности и отно¬
сится к тончайшему слою поверхности, ответственному за излу¬
чение в этом диапазоне.
Несколько другая картина наблюдается для профиля 2.
Здесь изменения более значительны и достигают 12 К. Ампли-
172

туда инверсии увеличилась с 3 до 10 К. Однако и в этом экстре¬
мальном случае влияние р0 на основные особенности профиля —
малые вертикальные градиенты, наличие слабой инверсии —
сохранилось.
Исследования влияния изменений состава атмосферы пока¬
зали, что оно незначительно. В частности, профили, полученные
для 100 и 90%-ного содержания С02, отличаются в среднем
на 6 К.
Таким образом, можно утверждать, что приведенные данные
указывают на объективность метода термического зондирования
атмосферы Марса, которая может быть повышена при использо¬
вании данных измерений уходящего излучения планеты в других
диапазонах спектра.
Большой объем данных измерений инфракрасного излучения
Марса накоплен в результате функционирования АМС «Мари-
нер-6,7, 9». Измерения инфракрасного излучения планеты в диа¬
пазоне 1,9—14,3 мкм были одной из главных задач научной про¬
граммы АМС «Маринер-6,7». В той части упомянутого диапа¬
зона (6—14,3 мкм), где измерялось лишь тепловое излучение
(вклад отраженной коротковолновой радиации на этих длинах
волн ничтожен), получение спектров средней разрешающей спо¬
собности при очень малых величинах сигнала (уходящее тепло¬
вое излучение Марса приближенно эквивалентно излучению
черного тела при температуре 273 К) было возможно лишь при
использовании охлаждаемых до температуры жидкого водорода
(22 К) высокочувствительных полупроводниковых приемников
излучения. С этой целью были разработаны двухступенчатый
(водородно-азотный) криостат, основанный на эффекте Джоу¬
ля— Томсона, а также система подачи газа, используемого
в криогенном устройстве [158].
Ртутно-германиевое фотосопротивление, служившее приемни¬
ком излучения, охлаждалось до температуры жидкого водорода
(это был первый опыт использования подобной криогенной тех¬
ники на АМС) при помощи криостата с открытым циклом, в ко¬
торый газ подавался при высоком давлении. Криогенная систе¬
ма была включена за 38 мин до сближения с планетой, когда
началась подача в криостат водорода и азота. Охлаждение до
22 К заняло 12 мин. В течение 27 мин периода сближения (про¬
лета около Марса) зарегистрировано 130 спектров в диапазоне
4—15 мкм. Криостат на «Маринер-6» вышел из строя (вероятно,
из-за закупорки сопла подачи азота), и поэтому регистрирова¬
лись лишь спектры в интервале длин волн 1,6—6,0 мкм (108
спектров), но на «Маринер-7» он успешно функционировал в те¬
чение всего периода сближения (фактически криостат работал
59 мин).
На АМС «Маринер-9» более года успешно функционировал
детально описанный Р. Ханелом и др. [162, 168, 201] фурье-спек-
трометр, позволяющий изменять распределение энергии в спектре
173

теплового излучения планеты в диапазоне 200—2000 см-1
(50—5 мкм) с разрешением 2,4 см-1. Поле зрения прибора в на¬
дире периапсиса соответствует на уровне поверхности кругу
диаметром 125 км. Уровень помех не превосходит 0,5* 10-7
Вт/(см2*ср-см-1). Об устойчивости характеристик спектрометра
свидетельствует совпадение результатов предполетных и борто¬
вых калибровок. Главными целями интерпретации спектров теп¬
лового излучения были [72] определение вертикальных профилей
температуры, изучение на этой основе особенностей полей ветра
и динамики атмосферы; определение температуры и атмосферно¬
го давления у поверхности, исследование топографии поверх¬
ности, минерального состава, малых компонентов атмосферы
(включая изотопные соотношения), а также поиски неизвестных
ранее явлений. Упомянутые данные представляют большой инте¬
рес и с точки зрения биологических исследований.
Данные измерений на «Маринер-9» (всего зарегистрировано
более 20 000 спектров) показали, что в целом инфракрасные
спектры уходящего излучения Марса более однородны, чем для
Земли. Резкое отличие имеет место лишь в областях южной
и северной полярных шапок, где полосы поглощения трансфор¬
мируются в эмиссионные, что связано с влиянием температур-1
ных инверсий, характерных для околополярных областей. Для
спектров в диапазоне 250—500 см-1 характерна вращательная
структура, обусловленная полосой поглощения водяного пара.
Наиболее сильные линии были использованы для определения
содержания водяного пара. В интервале 500—800 см-1 структура
спектра обусловлена главным образом влиянием углекислого
газа.
Б. Конрат и др. [72] привели пример сопоставления данных
измерений и расчетов спектров в диапазонах 200—500 см-1
(рис. 50, а) и 500—800 см-1 (рис. 50,6), причем для расчетов
были использованы вертикальный профиль температуры и дав¬
ление у поверхности, восстановленные по данным измерений
в интервале 668—750 см-1, а также принято общее содержание
водяного пара, равное 10 мкм осажденной воды (оцененное по
данным в интервале 250—325 см-1). Прямые («линия за
линией») расчеты уходящего излучения сделаны с использова¬
нием имеющихся данных о характеристиках тонкой структуры
спектра поглощения углекислого газа.
Как видно из рис. 50, измеренные и расчетные величины
уходящего излучения согласуются вполне удовлетворительно.
Данные рис. 50, а отчетливо выявляют вращательную структуру
эмиссионного спектра водяного пара. На рис. 50,6 обращают на
себя внимание пики Q-ветвей разных длин волн полосы С02,
налагающиеся на сильную фундаментальную полосу при
667 см-1. Некоторые расхождения в диапазоне 500—800 см-1
обусловлены ошибками восстановленных значений температуры
и давления, положенных в основу расчетов. В измеренном спект¬
174

ре обнаруживается ряд аномалий, которые отсутствуют в рас¬
четном спектре. Эти аномалии соответствуют поглощению типа
Q-ветви при Х = 577, 607, 702, 711 см-1, а также включают более
диффузную особенность около А, = 730 см-1. Поскольку все ано¬
малии расположены вблизи слабых полос углекислого газа, по-
видимому, они имеют атмосферное происхождение. Слежение за
ними в течение всего периода наблюдений свидетельствует
о том, что аномалии обусловлены компонентом, имеющим посто¬
янное отношение-смеси во всей атмосфере планеты. Таким обра¬
зом, упомянутые аномалии связаны либо с неучтенным влиянием
углекислого газа, либо с обусловленными им попутными явле¬
ниями.
Сравнение с расчетными спектрами показало [72, 168], что
отношение концентрации изотопов С12/С13 й 016/018 примерно
такое же, как и на Земле. Широкий минимум около Я = 1100 см-1
и более слабую полосу при Х = 480 см-1 следует приписать влия¬
нию пыли.
В спектре Марса отсутствует полоса озона на Я = 1042 см-1,
четко выраженная в земном спектре, и гораздо слабее проявля¬
ется структура спектра, обусловленная влиянием водяного пара.
Сравнение марсианского спектра с лабораторным спектром
кварца указывает на то, что характерная полоса кварца прояв¬
ляется, по-видимому, в диапазоне 1080—1250 см-1 спектра Марса.
Результаты определения вертикальных профилей температу¬
ры на южной широте 30° представлены на рис. 51. Как уже отме-.
чалось, характерной особенностью вертикального профиля тем¬
пературы значительно запыленной атмосферы является малый
вертикальный градиент температуры. Это можно объяснить при¬
сутствием в атмосфере планеты пыли, сильно поглощающей
солнечную радиацию и нагревающей атмосферу (подобное явле¬
ние наблюдается и при повышенной концентрации пыли в зем¬
ной атмосфере). По мере прояснения атмосферы вертикальный
градиент температуры увеличивается (оставаясь, однако, мень¬
ше суходиабатического) и происходит сильное охлаждение верх¬
ней части атмосферы. Анализ данных по температуре на разных
уровнях обнаружил наличие большого суточного изменения на
высотах по крайней мере до 30 км в зависимости от широты.
В условиях сильно запыленной атмосферы максимальная темпе¬
ратура наблюдается на широте 60° ю. ш. в поздние послеполуден¬
ные часы. По мере прояснения атмосферы максимальность ее
ослабевает, смещается по направлению к экватору и достигается
в более раннее время. Наблюдаемая амплитуда суточного рас¬
пределения варьирует от 15 до 30 К и существенно превосходит
значения, полученные на основе теоретических расчетов как для
чистой, так и для запыленной атмосферы.
Данные измерений в области максимальной прозрачности
запыленной атмосферы (около Л, = 1300 см-1), характеризующие
температуру поверхности, показывают, что для нее также, харак-
175

cnQQ	*0
j^CNJ	Cvl
176
240

m h
32 3955
177
Рис. 50. Спектр уходящего излучения Марса по данным измерении
«Маринер-9» (1) и расчетов (2).

терно суточное изменение, но совсем отличное от изменения
температуры в свободной атмосфере. Температура поверхности
достигает хмаксимальной величины вблизи широты подсолнечной
точки (примерно 7° ю. ш.) около 13 ч как во время пыльной
бури, так и после прояснения атмосферы.
Большой интерес представляют данные об изменчивости поля
температуры в полярных областях (см. рис. 51). Для южной
полярной шапки во второй половине лета (рис. 51) характерно
постепенное охлаждение атмосферы, что является следствием
уменьшения инсоляции и оседания пыли при диссипации пыле-
Рис. 51. Вертикальные профили температуры в зонах
полярных шапок:
а — южная полярная шапка: 1 — 188-й, 2 — 116-й, 3 — 30-й
витки; б — северная полярная шапка:	4 — 528-й,	5—102-11
витки; стрелки в нижней части рисунков указывают соответ¬
ствующие значения температуры поверхности, цифры у стре¬
лок означают номер витка.
вой бури. Постепенно происходит переход от почти изотермиче¬
ского профиля и относительно высокой температуры к падению
температуры в середине лета (116-й виток) и формированию
инверсии с максимальной температурой вблизи уровня 2 мбар
(около 10 км). В конце лета (188-й виток) температура воздуха
понижается еще больше. Выше уровня 0,5 мбар (25 км) имеет
место изотермия при температуре около 155 К. Во всех трех слу¬
чаях температура воздуха выше температуры подстилающей
поверхности.
178

Над северной полярной шапкой в середине зимы (102-й
виток) наблюдается сильная инверсия выше уровня 0,5 мбар
(25 км). Ниже уровня 3 мбар (7 км) температура составляет
•около 150 К, так как несколько превосходит температуру субли¬
мации углекислого газа. Температура поверхности в это время
равна температуре сублимации (145 К). Поздней весной (528-й
виток) температура воздуха над полярной шапкой повышается,
что обусловливает появлениеотрицательного вертикального гра¬
диента температуры. Атмосфера практически изотермична
(160 К) выше уровня 0,5 мбар (25 км).
Для поля температуры в атмосфере Марса характерно нали¬
чие суточных и годовых вариаций, на которые налагаются нере¬
гулярные изменения, отражающие особенности погоды. Если
скорость вращения Марса вокруг оси (24 ч 29 мин) мало отли¬
чается от земной, то продолжительность марсианского года при¬
мерно вдвое больше, а равный 25° наклон экватора к плоскости
эклиптики обусловливает подобные земному времена года.
Однако больший эксцентриситет орбиты Марса приводит к более
четко выраженной смене времен года в южном, чем в северном
полушарии.
На рис. 52 воспроизведены изоплеты температуры на уровнях
0,3 мбар (30 км) и 2 мбар (10 км), построенные Р. Ханелом и др.
{162, 168] по данным «Маринер-9» в период пылевой бури
(рис. 52 ,а,б,	1-^85-й витки) и во время ее диссипации
(рис. 52,в, г, 161	186-й витки). Как видно из рис. 52, в условиях
сильно запыленной атмосферы максимум температуры в суточ¬
ном изменении наступает значительно позднее и атмосфера
является значительно более прогретой благодаря поглощению
•солнечной радиции пылью. Абсолютный максимум температуры
на уровне 2 мбар во время пылевой бури равен 245 К и наблю¬
дается около 17 ч, далеко к югу от «подсолнечной» широты
20° ю. ш. После прояснения атмосферы (рис. 52, б) местоположе¬
ние максимума температуры, наблюдаемого около 14 ч, значи¬
тельно смещается к северу (подсолнечная точка находится в это
время на широте 8° ю. ш.).
Детальное исследование термической структуры марсианской
атмосферы в период диссипации пылевой бури 1971 г. по данным
АМС «Маринер-9» предпринял Б. Конрат [110]. В его работе рас¬
смотрены результаты косвенного зондирования атмосферы Мар¬
са во время фазы прояснения атмосферы (диссипации пылевой
бури) от уровня поверхности до высоты с давлением 0,1 мбар
(вертикальное разрешение составляет около половины шкалы
высот для давления). Данные за первые 220 витков (первые
110 сут.) осреднялись за 6-суточные промежутки времени, а за¬
тем (ввиду уменьшения объема информации)—использовались
результаты единичных измерений. Анализ результатов опреде¬
ления температуры в полосе широт от —20 до —30° на уровнях
0,3 и 2 мбар свидетельствует о том, что происходило монотонное
] 79

180
Рис. 52. Изоплеты температуры в периоды пылевой бури (а, б) и ее диссипации (в, г) по данным
«Маринер-9»;

уменьшение температуры со временем — с середины декабри
1971 г. до 1972 г. от 203 и 220 К до «асимптотических» величин,
равных 160 и 150 К соответственно (рассматриваемые результа¬
ты охватывают период с ноября 1971 г. по октябрь 1972 г.).
Одновременно наблюдалось и уменьшение амплитуды суточного
изменения температуры. Все это указывает на то, что пыль явля¬
ется главным фактором, ответственным за изменения термиче¬
ского режима.
Б. Конрат [110] предложил простую модель радиационного
прогревания атмосферы, позволяющую связать вариации терми¬
ческого режима с оптической толщиной пылевого слоя. Оценка
изменений со временем оптической толщины слоев выше уров¬
ней 0,3 и 2 мбар привела к выводу, что оптическая толщина
уменьшается со временем примерно экспоненциально, убывая на
обоих уровнях в е раз за 60 сут. В работе [110] разработана так¬
же теоретическая модель диссипации пылевой бури, исходящая
из предположения, что диссипация обусловлена влиянием грави¬
тационного оседания пылевых частиц и перемешивания. Если
принять (в соответствии с уменьшением оптической толщины со
временем), что характерное время оседания частиц составляет
около 50 сут., то при атмосферном давлении у поверхности Мар¬
са, равном 5 мбар, это приводит к диаметру частиц, составляю¬
щему 2,3 мкм. Оценка коэффициента перемешивания k, не зави¬
сящего от высоты, показывает, что для поддержания пылевого
слоя толщиной 50 км во время активной фазы пылевой бури необ¬
ходимо принять &> 107 см2/-с. Такой же порядок величины к
сохраняется и на стадии диссипации бури. Таким образом, марси¬
анская атмосфера находится в состоянии интенсивного переме¬
шивания по крайней мере до высоты 50 км.
Суточное изменение температуры марсианской атмосферы
вызывает приливные вариации атмосферного давлений у поверх¬
ности Марса. На рис. 53 изображены изоплеты давления, рассчи¬
танные Б. Конратом и др. [72] по данным о поле температуры
в период пылевой бури. Значения давления оказываются мини¬
мальными позднее послеполуденного времени в зоне широт меж¬
ду экватором и районом максимальной температуры на уровне
2 мбар (см. рис. 52). В областях, удаленных от этой зоны, атмо¬
сферное давление оказывается примерно на 25% более высоким.
Аналогичные расчеты поля, давления для периода диссипации
пылевой бури показали, что в этом случае минимальное давле¬
ние наблюдается значительно раньше и смещается ближе к эква¬
тору.
Радиорефращионные измерения. Важные сведения о струк¬
турных параметрах дали радиорефракционные измерения на
АМС «Марс» и «Маринер» [41, 47, 54, 203, 305], хорошо согласую¬
щиеся между собой.
1S1

Начиная со второй половины ноября 1971 г., после того, когда
АМС «Маринер-9» достигла Марса и была выведена на около-
марсианскую орбиту с наклоном 65° к плоскости экватора и пе¬
риодом 12 ч, до декабря (14 ноября—23 декабря 1971 г.) часть
орбиты оставалась невидимой с Земли. Это позволило провести
160 серий радиорефракционных измерений, из которых 75 на
входе (относящиеся к широтам от —40,8 до 29,9°) и 74 на выхо¬
де (широты 34,4—65,3°) были успешно обработаны [305]. Позднее
в работе [176] были рассмотрены также данные для периодов
7 мая — 25 июня 1972 г. и 27 сентября — 26 октября 1972 г., что
позволило увеличить объем наблюдений до 260 серий (выпол¬
ненные ранее аналогичные измерения во время пролета АМС
«Марйнер-4—6» содержали всего шесть серий).
К числу параметров, определяемых по допплеровскому сме¬
щению принимаемого сигнала, принадлежат атмосферное давле¬
ние, температура и ее вертикальный градиент, плотность по чис¬
лу частиц и массе, концентрация электронов и высота однород¬
ной атмосферы ионосферной плазмы. В работах А. Клиоре и др.
[203, 305] детально описана методика обработки данных наблю¬
дений и приведена обширная сводка всех полученных
данных.
Наличие наблюдений в течение периода, когда условия изме¬
нялись от сильной глобальной бури до заметного прояснения,
атмосферы (начиная с 70-го витка), дало возможность изучить
изменчивость строения атмосферы в зависимости от условий ее
запыленности. Как уже отмечалось при анализе данных терми¬
ческого зондирования, влияние запыленности проявилось преж¬
де всего в пониженных вертикальных градиентах температуры
в дневной околоэкваториальной атмосфере, что определяется
совместным влиянием нагревания атмосферы вследствие повы¬
шенного поглощения солнечной радиации пылью и выхолажива¬
ния подстилающей поверхности. Вертикальные градиенты темпе¬
ратуры постепенно возрастали по мере продолжения наблюде¬
ний, что, по-видимому, отражало влияние прояснения атмосфе¬
ры. Однако даже к концу периода наблюдений градиенты не пре¬
восходили 2,5 К/км, что примерно вдвое меньше суходиабатиче-
ского градиента.
Данные измерений, относящиеся к широте 65° поблизости от
утреннего терминатора, указывают на существование температур
атмосферы, которые допускают конденсацию углекислого газа
на высотах менее 10 км (температура у поверхности составляла
150—160 К). Построенные А. Клиоре и др. [305] карты глобаль¬
ного распределения давления у поверхности показывают, что
в экваториальной зоне давление варьирует от максимального
(8,9 мбар в области Hellas) до минимального (2,8 мбар в райо¬
нах Claritas и Tharsis), среднее давление составляет 4,95 мбар.
'Среднесезонное среднесуточное значение давления для всей пла¬
неты равно 5,4±0,1 мбар [334].
182

Давление, полученное по данным измерений вблизи 65° широ¬
ты, изменяется в пределах 7,2-М0,3 мбар при средней величине
8,9 мбар. Определение топографии по полю давления в предпо¬
ложении нулевого уровня при 6,1 мбар дало высоты от —4,4 км
в районе Hellas до 9,6 км в районе Claritas при средней высоте
2,7	км. Самой высокой оказалась вершина вулкана Pavonis
Lacus, возвышающаяся на 13,5 км по отношению к окружающей
местности. На широте 65° отмечается стабильность отрицатель¬
ных высот при средней величине — 2,6 км. Отсюда можно сде¬
лать вывод, что поверхность Марса обладает большей сплюсну¬
тостью, чем эквипотенциальная поверхность гравитационного
поля, что обусловливает повышение атмосферного давления на
полюсах по сравнению с экватором. Для проверки этой гипотезы
необходимы более многочисленные измерения в высоких широ¬
тах.
Данные радиорефракционных измерений, относящиеся к ионо¬
сфере, указывают на то, что в дневной ионосфере наблюдается
максимум электронной концентрации (1,5-Ь-1,7) • 105 см-3) на
высотах 134—140 км при зенитных углах Солнца 47—56°, при¬
чем обнаружена корреляция максимальной концентрации и пото¬
ка солнечной радиации на частоте 2800 МГц, измеряемого на
Земле. Средняя высота однородной атмосферы для плазмы рав¬
на 38,5 км и слабо коррелирует с зенитным углом Солнца и сол¬
нечной активностью.
Прямые измерения. Спускаемый аппарат АМС «Марс-6»
позволил выполнить первые прямые измерения структурных
параметров марсианской атмосферы. В. Авдуевский и др. [4] осу¬
ществили комплексный анализ информации, принятой со спу¬
скаемого аппарата (СА) межпланетной станции «Марс-6», кото¬
рый позволил сделать вывод о расчетном характере спуска
вплоть до 0-f-2 с от момента посадки и получить сведения о пара¬
метрах атмосферы Марса в районе спуска от поверхности до
высоты около 80 км.
Исходной информацией служили данные измерений взаимной
скорости орбитального аппарата и СА, перегрузок, атмосферного-
давления и высоты СА над поверхностью. Данные о взаимной
скорости указывают на небольшое (5-^7 м/с) изменение скоро¬
сти ветра на высотах от 0 до 7,5 км (скорость ветра в этом слое,
по-видимому, не превышает 10 м/с). Рассмотрение измеренной
и расчетной зависимостей от времени указывает на хорошее
согласие при выборе для расчетов модели атмосферы, которой
соответствуют у поверхности давление 5 мбар и температура
200 К, а высота тропопаузы равна 12 км. Средняя температура
-4-8
изотермической стратосферы составляет 144__б/С, а логарифми¬
ческий вертикальный градиент плотности в стратосфере равен
0,137Zooo7 км-1. Плотность атмосферы на уровне тропопаузы

равна (5,1 ±0,4) • 10-3 кг/м3. Можно предположить, что верти¬
кальный профиль температуры в стратосфере несколько отлича¬
ется от изотермического. Градиенты температуры на отдельных
участках определяются значениями аппроксимирующих изотерм
138 ±® и 1521® К.
Установленные на «Марсе-6» датчики давления (мембранные
манометры) и температуры (термометры сопротивления) пред¬
назначались главным образом для проведения измерений на
поверхности Марса. Использование результатов измерений при
помощи части этих датчиков на участке парашютного спуска
позволило построить вертикальные профили давления и плот¬
ности. Величина давления в конце измерений у поверхности пла¬
неты составила 6,1 ±0,5 мбар. Средняя температура тропосферы
равна 288± 10 К.
Совместный анализ всех данных показал, что они лучше, все¬
го соответствуют атмосфере с изотермической стратосферой
и градиентом температуры в тропосфере, равным 2,5 К/км. Тем¬
пература поверхности составляет 20 К, расчетное давление у по¬
верхности 5,9 мбар (место касания СА с поверхностью находится
на высоте 0,4 км относительно уровня 6,1 мбар), высота тропо¬
паузы меньше 30 км.
Модель атмосферы. К. Макрис и Б. Петропулос предложили
теоретическую модель состава атмосферы Марса [194], которая'
была положена в основу вычислений основных структурных
параметров модели атмосферы с использованием некоторых уже
рассмотренных данных измерений. При различных предположе¬
ниях относительно содержания основных компонентов атмосфе¬
ры (С02, СО, С02~), а также отсутствия благородных газов или
предполагая 33%-ное содержание аргона, в работе [194] были
выполнены расчеты вертикальных профилей плотности, атмо¬
сферного давления, скорости звука и вязкости. Для этих расче¬
тов в качестве реперных точек заимствовались данные о давле¬
нии и температуре у поверхности, полученные при помощи «Ма-
ринер-6,7», а также сведения о вертикальных профилях темпе¬
ратуры и молекулярного веса в диапазоне высот 14—1000 км.
Анализ результатов расчетов показал, что они существенно
зависят от принятой концентрации продуктов - диссоциации
углекислого газа, СО и О и, следовательно, от интенсивности
солнечной радиации. Поэтому при построении моделей атмосфе¬
ры Марса следует учитывать вариации потока протонов них рас¬
сеяния в атмосфере. Существен также учет предположения, что
средняя часть атмосферы Марса является не чисто углекислой,
а состоит на 50% из углекислого газа и на 50% из комплекса
‘СО2-СО?-. К значительной изменчивости структурных парамет¬
ров приводит и принятие гипотезы о наличии аргона. В работе
[194] сделаны также расчеты, предполагающие, что в атмосфере
Марса содержится около 1% озона.
.184

Вертикальные профили плотности (г/см3) при различных предположениях о составе атмосферы
О
С О
ю
СО
со
С1
31
о°
1 о
|
со
|
г-
|
31
1
д
д
'7'
д1
7
д
7
"|
j
7
г'’
7
7
д. ГГ.
О
р
о
о
о
о
о
х
о
о
о
о
о
о
о
-■> г>
У—*
8 6
<Д
О
Г—
со
LO
ю
Гм-
Д
CN
ю
Гм.
^д
1.0
ю
1
см
сд
СД
Г^
■Д
Гр
о-
д
t-
01
со
р
гО
1м.
Гд
СО
о го-1-
X
со"
со’'
X
со"
ос
"Д
оГ
о
Г'-
ос
С1
3.
31
О
LO
СО
гм.
- -е о
1
|
!
1
1
I
!
7
1
1
1
1
|'
!
1
1
Д Д О
О
О
О
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
’—'
*—
1—'
’—1
’—1
’—1
1“'
т—'
1
1—
1—4
1
г_'
’—'
—'
’—1
1—
Х< с I
CM
_
о
со
ю
[м-
h-
LO
СО
с-
*д
со
со
-г
СО
о
-н
О)
Д
‘О
*—
Гр
о
ю
’—'
Гр
«О
д-1
со
Гд
LO
р
Гм
1—1
Гм.
ср
х_
CJ ^
X'
X
X
со"
X
X
X
X
х
со“
X
X
со"
ос
X
■д"
х
см
со"
х
== д
'О -г '
д
7
см
со
•—
|Г
со
1^-
со
С1
31
о
о
31
г-1
£ о
ю
о
|
з-
31
1
д
7
д
д
■ .■
7
7
’У .
"|
31
7
31
“|
31
1
р и
О
о
О
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
X -э
1
’—'
’“,
—4
’—1
1“1
’—'
г—‘
—4
—
—
’—'
I—1
»—
1
’—1
I-1
X’ :х
ю
СО
СМ
tM-
_
о
со
1.0
оо
о
со
оо
оо
со
ю
CN1
см
п
о
X
>—
гр
о
д^
1—'
ltO
СО
р
СО^
сл>
р
гр
оо.
Гр
CJ Д-
—г
X
д"
--1 ’
со
X
со"
оо"
X
-д"
X
со"
—г
ТХ
о
и
о
•м
СО
-г
1 о
со
IM
Г--
со
о
31
о
о
31
31
. э
ь?
со
7 '
д
1
1
7
1
1
1
1
д
д
1*
1
см
1
31
1
31
1
С!
1
® j
о
О
О
о
1
о
1
1
о
1
о
1
1
о
о
о
1
о
1
.о
1
о
1
о
1
о
1
о
1
—1
—
1—1
-I-1
*“•
I—1
'—1
’—1
1—
1“'
1—1
о
СМ
ос
СО
00
СО
см
ю
со
СО

р
оо
со
о
ст>
оо
CJ
<р
о
д
°i
р
со
Д
tp
'Д
О!
X
см
ю
СО
р
р
40
X
X
х
>о
х
СО
х
х
х
со"
X
х
со"
со'
х
X
х
X
со"
х
00
Cl
+31
о
1-0
со
м-
оо
31
31
о
31
31
X CJ
ю
1
со
1
00
1
п
1
у
1
....
1
1
д
д
1
С-1
1
С1
С1
31
1
С-1
1
o' •
1
О
1
О
!
О
о
1
о
о
о
о
о
1
о
1
о
о
о
о
1
о
о
о
1
о
1
о
и О
’ 1
’ 1
’ 1
’“■,
’ 1
’
7—1
’ 1
’ 1
’ 1
7—1
т—1
т—'
a° U
см
го>
ю
о
ОС
оо
д
ю
г^.
•—
со
со
Гм.
СО
. 0-1
со
см
д*
со
LO
о
СО
од
о
р
СТО
tp
со
О)
о
—г
СО
со
lO
°°-
LO
Ю <£=
со
X
о"
X
1—1
X
CV
X
х
of
X
х
CN
ю
X
со"
X
X
X
х
LO
O
CO
о
о
<м
СО
-f
> о
о
оо
31
31
о
о
_
31
31
. -ц ON
ю
со
I—*
1—1
С-1
31
31
31
31
Cl СГ) 49
|
1
1
1
1
1
!
1
7
7
1
1
1
1
1
8? 7
О
О
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
р
о
о
u+ +
т—'
’ 1
I-'
т—'
1“'
’—'
1—1
у—{
’—1
1—1
I—
1—
1—'
2oQ
СО
СО
ю
ю
СМ
ю
со
о
оо
о
CJ)
Ю
см
ю
о
•оо
ЗД
(м. '
8uu
о
СО
о
Гр
сд
Д
’-Д
t—
т—1
ip
ю
CN
сд
ю
р
со
р_
^ VO №
X
сХ
’—
LO
со"
1—1
1—
1—1
со"
X
1—
СО
оо"
1—
Д1
1—
X
' со"
X
31
Cl
\
2
)
* °
0
о
0
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
О 0
СМ
д
со
оо
о
СМ
"Д
со
оо
о
О)
^д
о
00
о
см
Д1
о
оо
“ ~
»—
I—1
1—'
1—1
CN
CN
CN
см
см
со
со
со
со
со
DC
185
Примечание: Во втором столбце приведены данные для трех-моделей состава атмосферы, приводящих к иден¬
тичным результатам.

Вертикальные профили атмосферного давления (мбар) при различных предположениях о составе атмосферы
+
о
и
t+
оо
++
О <; сч
U +
+
< ,
со
о
со
и
+
£
о
сч
О
+
Й
f,D
! I I I I I I I I I I
ооооооооооо
I I I I I I I I
оооооооо
СЧ'ФСЧЮ^ФСЧ'ФЮ — О —'СО
О 05^	сч	С0.О5 О О СО ^ (N
00 со СО —‘ СО С-" со *Ф	г-Г со	t>-" ^-Г СО СО СЧ* 'ф" *-Г сч" С"-
,.0-^00^^
'vDOCDOOXNO't
гн 04 ГО Ю I4-	00 СП
I	I	I	I	I	I	I
о	о	о	о	о	о	о
I I I I I I I I I I I I
оооооооооооо
(МСЧ-СТ)С0(М10Ю^С0О(МЮСГ)С0СЙС0С0ЮЬ
CD —^	Ю СЧ 'Ф	т-н	LO	Ю	со	со	со	0О_	О	СЧ	CD	СО
оо" t-"	со —" СО	со *ф С"Г	—"	со оГ —Г	со СО	сч" ю“	—Г	со" оГ
СЧ СО Ю Г^-	00
ю ю о
I I I i I I I I I I I I I I I I I I I
ооооооооооооооооооо
C^CNCOCOCO^CONN-^OO
^Ю(МС^ЮЬЬОО)СМОЮ
C4^NOOOiCOO-•
О ^ сч. со о о -
СО t>-" СО ^ со" 00	't	N ^ со N *-Г со" 00~ СЧ Ф1 — со t^T
о
и
+
о
и
сч со ю
ОО—'СЧСЧсОЧ^^ЮЮСО
I I I I I ! I I I I I I I I I I I I I
ооооооооооооооооооо
(МСОО^Ю-Ю-нЮООООЬОСОГОСЧСОСЛ^г-
О. ОО СО СЧ СО СО «О О^ СЧ	ф	—О Ю со ю	00.	*—	CD Ф
оо" со" со" ~ СО Ь-" со" ф" t"-"	—"	со" О." 1-Г со со	сч" Ф~	т—Г	сч" tC
о
CJ
+сч
с
- и
о
и
ОО'-чСЧСЧ00т*>т*>Ю<ОС01'^
'—| СЧ О* Ю	00	<31	'—I’—<	>—•	1—ii—(1—ii—I	т—I	<—II—|>—(г-с
I	I	I	I	I	I	I	I	I	I	I	I	I	I	I	I	I	I	I
ооооооооооооооооооо
СЧОСЧСОСОсО^'ФЮт-.оОСОООСОООСЧ	—	~	СО
О	N	СО	lO	СЧ	СО^	СО_	^	CD	О	^	0О_	О	Ю	ОО^	СЮ	ОО	т-^	О	О^
оо"	ф"	сч"	оо"	сч"	ю"	сч"	сч"	ф"	~	сч"	ф"	^-Г	сч"	со"	1-Г	со"	00	сч"	ю"
СЧ со ю
сч сч со
I	I	!	I	I	I	I	I	!	I	I	I	I	I	I	I	I	I	I
ооооооооооооооооооо
(MiOOO^Cnr-CTiQClQON^D^OrHTtooCOOO
о оо	ОО	СЧ	СЧ^	СЮ	ОО	О	СЧ	Ф^	—_	о	lO	СО_	Ф^	О^	СЮ	^	CD.	СЮ
ОО* со"	со"	1—Г	со"	о."	со"	со"	t>>"	1-Г	со"	O'"	г-н"	со"	оо"	сч"	ф"	1-Г	сч"	tC
ооооооооооооооооооо
СЧФСООООСЧФООООСЧФООООСЧФСООО
1—1 т—1 1— 1—* I—1 сч сч сч сч сч со СО со со СО
186
Примечание: Во втором столбце приведены данные для трех моделей состава атмосферы, приводящих к иден¬
тичным результатам.

В табл. 8 и 9 воспроизведены результаты вычислений верти¬
кальных профилей плотности и атмосферного давления при раз¬
личных предположениях о составе атмосферы. Естественно, что
рассматриваемые модели марсианской атмосферы следует счи¬
тать не более чем ориентировочными. В работе [37] предложена
новая рабочая модель атмосферы и поверхности Марса по дан¬
ным на 1 февраля 1975 г.
§ 3. Атмосферная пыль и облака
Пылевые бури и слои дымки. Как уже неоднократно отмеча¬
лось выше, важным компонентом атмосферы Марса является
пыль, которая в периоды глобальных пылевых бурь заполняет
основную толщу атмосферы и значительно изменяет ее оптиче¬
ские характеристики. 'Большой интерес вызывает изучение мар¬
сианских облаков, свойства которых пока еще мало изучены.
Обширную информацию об аэрозоле и облаках принес анализ
телевизионных изображений Марса с АМС.
Телевизионные изображения Марса, полученные при помощи
АМС «Маринер-9», позволили обнаружить и проанализировать
целый ряд явлений, происходящих в марсианской атмосфере,
особенно по окончании глобальной пыльной бури [204]. Интер¬
претация этих явлений в существенной мере опирается на данные
других одновременных измерений (инфракрасного и ультрафио¬
летового излучения, а также радиорефракционных измерений).
Хотя одна из телевизионных камер (камера А) позволяла полу¬
чать изображения с использованием четырех светофильтров
и трех поляризационных фильтров, данные о цвете и поляриза¬
ции пока что не были детально проанализированы. Все рассмат¬
риваемые результаты основаны на анализе изображений, полу¬
ченных при помощи широкоугольной камеры А с использованием
оранжевого фильтра, которому соответствует эффективная дли¬
на волны 0,610 мкм (до 118-го витка), а затем — одного из поля¬
ризационных фильтров (0,565 мкм), поскольку диск со свето¬
фильтрами «заело» при переключении его на этот фильтр.
Анализ изображений показывает, что начало ослабления
пылевой бури соответствует второму месяцу полета (в декабре
1971 г.). Сопоставление данных измерений с результатами рас¬
четов привело к выводу, что в период пылевой бури атмосферу
Марса можно считать адекватной модели полубесконечной рас¬
сеивающей и поглощающей атмосферы с альбедо однократного
рассеяния ~0,70—0,85 (это соответствует радиусу частиц около
10 мкм и более). В это время пыль заполняет толщу атмосферы
до высот более 30 км. К середине января пыльная буря практи¬
чески полностью прекратилась, и оптическая толщина атмосфе¬
ры уменьшилась примерно до 0,1.
187

Изображения края диска планеты части обнаруживают слой
облачности толщиной не более 2 км вблизи уровня 0,02 мбар
(55 км), являющийся в известном смысле аналогом земных сере¬
бристых облаков. После 100-го витка этот слой почти всегда
наблюдался севернее 45° с. ш. Данные измерений температуры
свидетельствуют о том, что в районе южного полюса он вероят¬
нее всего состоит из частиц льда. Возможно, что в других райо¬
нах рассматриваемый слой представляет собой конденсат угле¬
кислого газа.
В зоне полярной шапки наблюдалась облачность (как прави¬
ло, полосообразная или диффузная), которая, по-видимому,
состоит из частиц сухого й, возможно, водного льда. Для этой
облачности характерна сильная междусуточная изменчивость
в полосе 45—65° с. ш., которая в некоторых случаях типична для
областей холодных фронтов и связанных с ними интенсивных
бароклинных волн земных циклонов.
Для Марса характерны гораздо более отчетливо выражен¬
ные, чем на Земле, гравитационные волны (и соответствующие
им облака), возникающие при обтекании неровностей рельефа.
Доминирующая длина волн, наблюдаемых вплоть до больших
расстояний от препятствия, составляет около 30 км. В рассмат¬
риваемый период поздней зимы в северном полушарии
(45—65° с. ш.) преобладает устойчивый западно-восточный
перенос.
В противоположность ожиданиям изображения поверхности
не обнаруживают отложений конденсата на поверхности вплоть
до 75° с. ш. Такой конденсат (высокое .альбедо поверхности)
всегда отчетливо наблюдался, однако, вблизи южного полюса.
Облака обнаружены также над крупными кальдерами (напри¬
мер, Nix Olympica). Эти облака состоят, по-видимому, из кри¬
сталлов льда.
После прекращения глобальной пылевой бури в ряде районов
довольно часто отмечались местные пылевые штормы. В одном
из случаев можно считать, что такой шторм возник в результате
перемещения холодного воздуха, сопровождающего холодный
фронт, на юг. Местные штормы имеют явно конвективную при¬
роду. Пыль быстро переносится вверх до высот ~10—20 км.
В месте образования шторма наблюдается потемнение подсти¬
лающей поверхности, обусловленное ветровым сдувом верхнего
слоя мелкой пыли. Большие высоты распространения глобальной
пылевой бури и конвективных местных штормов указывают на
существование значительных вертикальных^скоростей, вызван¬
ных поглощением солнечной радиации пылью.
После периода запланированного регулярного приема телеви¬
зионных данных с АМС «Маринер-9» (ежедневно йринимались
данные за два витка) телевизионные изображения Марса стали
поступать несистематически. Объем данных за продленный пери¬
од функционирования АМС оказался, однако, настолько значи¬
188

тельным, что позволил детально проследить сезонную изменчи¬
вость процессов в северном полушарии Марса с середины весны
до раннего лета [188]. Прозрачность атмосферы в это время была
значительно более высокой, чем когда-либо в период регулярных
наблюдений и во время функционирования АМС «Маринер-6, 7»,
что определило очень хорошие условия различения деталей
поверхности планеты (легко различимы детали поверхности
даже при надирном угле 88°). Вертикальная оптическая толщи¬
на атмосферы в видимой области спектра составляла менее 0,04,
тогда как ранее она варьировала от 0,05 до 0,1.
Над обеими полярными областями наблюдались волнообраз¬
ные облака с преобладающей длиной волны около 30—40 км
(рис. 54), динамика которых свидетельствовала о наличии запад¬
ных ветров в зоне широт от —45° до —65° (зима в южном полу¬
шарии) и восточных ветров вблизи 75° широты (лето в северном
полушарии). Имели место поразительные явления повышения
яркости в зависимости от времени суток и года над районами
Tharsis, Amazonis и Nix Olympica (рис. 55), которые были обу¬
словлены формированием облаков в послеполуденные часы и ин¬
терпретировались ранее по данным наземных наблюдений как
повторяющиеся белые облака. Эти облака, имевшие обычно диф¬
фузную структуру (с размерами индивидуальных элементов око¬
ло 10-Е-20 км), указывают на существование конвекции, контро¬
лируемой спецификой рельефа поверхности.
Крупномасштабные особенности структуры облаков довольно
хорошо воспроизводились ото дня ко дню. По-видимому, облака-
состоят из водного льда. Наблюдался также целый ряд других
интересных явлений в атмосфере: 1) контраст яркости на высо¬
тах 15—25 км вблизи 20° ю. ш., который может быть объяснен
расположением на этом уровне верхней границы слоя конвекции
(слой дымки на высоте около 70 км в этом случае не наблюдал¬
ся); 2) облака конденсата (вероятно, это частицы водного льда),
образующиеся ранним утром над районом Hellas и имеющие
оптическую толщину т< 1; 3) тонкие волнообразные облака над
северной полярной шапкой, которые состоят, по-видимому, из
частиц водного льда и указывают на существование «стокового»
потока воздуха с северо-востока на юго-запад. Иногда эти сто¬
ковые потоки приобретают форму довольно узких струй, чего не
наблюдается в условиях зе?лной атмосферы.
Как уже отмечалось в гл. 1, изучение глобальных пылевых
бурь на Марсе представляет особый интерес с точки зренця
метеорологии планет. С этой точки зрения очень удачным оказа¬
лось совпадение периода глобальной бури конца 1971 г.— начала
1972 г. с функционированием достигших Марса автоматических
межпланетных станций.
Пылевая буря на Марсе — явление чрезвычайно интересное:
обычно довольно прозрачная марсианская атмосфера очень быст¬
ро становится такой же непрозрачной для видимого излучения,
189

как облачная атмосфера Венеры. По фотометрическим дан¬
ным прозрачность растет с увеличением длины волны. Это сви¬
детельствует о значительном количестве очень мелких пылевых
частиц размером около 1 мкм. Наземные фотографические изме¬
рения неоднократно обнаруживали облака, имеющие максимум
яркости в синей и ультрафиолетовой областях спектра. Такие
облака должны состоять из частиц размером много меньше
1 мкм. Наличие на Марсе поглощающей дымки и облаков долж¬
но обусловливать охлаждение поверхности и увеличение темпе¬
ратуры атмосферы, что в действительности и наблюдалось. Как
уже отмечалось, это позволяет говорить об «антипарниковом
эффекте», противоположном ситуации на Венере, где атмосфера
разогревается благодаря непрозрачности атмосферы в инфра¬
красной области спектра.
Наземные обсерватории зафиксировали 22 сентября 1971 г.
возникновение пылевого облака в области Noachis, которое
быстро развивалось. К 12 октября вся планета была охвачена
пылевой бурей. Автоматическая межпланетная станция «Мари¬
нер-9» достигла Марса 14 ноября, спустя примерно две недели
после пика бури. Однако глобальное пылевое облако все еще
закрывало поверхность везде, за исключением района южной
полярной шапки и четырех высокогорных участков.
Анализ телевизионных данных АМС «Маринер-9» показал*
что в период пылевой бури атмосферу Марса можно рассматри¬
вать как модель полубесконечного рассеивающего и поглощаю-,
щего слоя, которому соответствует альбедо однократного рассея¬
ния, равное 0,70—0,85 при эффективной длине волны 0,585 мкм
{204]. Сравнение с результатами приближенных теоретических
расчетов углового распределения яркости вблизи края диска-
планеты привело к выводу, что теоретическая модель удовлетво¬
рительно согласуется с экспериментом при оптической толщине
около 3 и высоте однородной атмосферы, равной 8,3. Так как для
поверхности Марса (при отсутствии пылевой бури) ранее была
получено значение альбедо однократного рассеяния, также рав¬
ное 0,7, то можно считать, что частицы пылевой бури подняты
с поверхности и их средний размер таков же, что и для частиц
поверхностного слоя пыли. Поскольку было найдено, что части¬
цы поверхности имеют диапазон размеров от 10 до 300 мкм, то,
по-видимому, частицы пылевой бури имеют средний радиус,
равный по крайней мере 10 мкм. Во время глобальной бури
пылевые частицы достигают высот, превосходящих 30 км.
С оценкой среднего радиуса частиц порядка 10 мкм и боле$
согласуются результаты интерпретации данных поляризацион¬
ных измерений, обсужденные А. Дольфюсом и др. [44]. Следует,
однако, подчеркнуть, что пока оценки размеров частиц пылевой
бури весьма противоречивы. Проанализировав данные узкопо¬
лосной фотоэлектрической фотометрии Марса в диапазоне
0,36—1,38 мкм (шесть узких спектральных интервалов), полу-
190

ченные при помощи АМС «Марс-3», В. Мороз [39] пришел
к выводу, что средний радиус частиц пылевой бури 1971 г. равен
1 мкм или меньше. Такой результат дает оценка радиуса при
использовании трех различных методик: по зависимости конт¬
растов темных и светлых областей от длины волны, по скорости
осаждения и по величине альбедо однократного рассеяния.
Типичная оптическая толщина облаков во время пылевой бури
варьирует в пределах 2<т<10 для видимой и более коротковол¬
новой области длин волн (эта оценка согласуется с интерпрета¬
цией данных измерений ультрафиолетовой радиации [201, 202],
приведшей к оптической толщине, превосходящей единицу).
Оптическая толщина в инфракрасной области спектра
(8—40 мкм) составляла в декабре 1971 г. около 0,1 [12]. Сред¬
няя концентрация частиц составляет около 30-М50	см-3,
а плотность (4—20) • 10-10 г/см3.
По-видимому, в период бури частицы поверхности непрерыв¬
но забрасываются в атмосферу сильным ветром и поддержива¬
ются во взвешенном состоянии в результате интенсивных
вертикальных движений. К. Леови и др. [204] показали, что при
наличии вертикальной скорости ~2 м/с могут поддерживаться
во взвешенном состоянии частицы радиусом до 30 мкм. Далее
мы обсудим физические факторы, определяющие возникновение
пыльных бурь, более обстоятельно.
К. Панг и Ч. Хорд [258] на основе использования данных
измерений яркости планеты при помощи ультрафиолетового
спектрометра проанализировали эволюцию оптической толщи¬
ны атмосферы над южной полярной шапкой в период затухания
пылевой бури. Рассматриваемые данные наблюдений яркости
планеты относятся к наиболее однородной, обширной области
южной полярной шапки, расположенной около 87° ю. ш.
и 10° з. д.
Анализ данных измерений при различных углах падения
солнечной радиации (i) и визирования (е) показал, что яркость
планеты возрастает с уменьшением воздушной массы, которая
может быть приближенно определена как secr+sece. Атмосфера
над южным полюсом была наименее замутненной, что позволило
на телевизионных изображениях видеть полярную шапку. Поэто¬
му в ультрафиолетовой области спектра (в полосах шириной
100 А, центрированных при двенадцати длинах волн в интервале
2000—3450 А) наблюдаемая яркость определялась главным
образом компонентой отражения от поверхности (ослабленной
атмосферой) и солнечной радиацией, рассеянной атмосферой.
Вторую компоненту можно было независимо определить по дан¬
ным измерений при тех же углах падения и визирования для
соседних, неполярных участков поверхности планеты. Найдя
после 'этого компоненту отраженной поверхностью радиации
и задав индикатрису яркости поверхности, можно определить
оптическую толщину атмосферы.
191

Рассмотренные в работе [258] результаты обработки, данных
для длин волн 2630 и 3000 А показывают, что в период между
26 ноября и 2 декабря 1971 г. пылевое облако над полярной
шапкой было умеренно толстым. В это время оптическая толщи¬
на составляла около единицы и приблизительно линейно убыва¬
ла со временем, достигнув в середине февраля 1972 г. величины,
близкой к релеевской.
В течение первоначального периода измерений практически
не наблюдалось зависимости оптической толщины от длины
волны, но в период 7—14 января (по мере ослабления пылевой
бури) была впервые замечена обратная зависимость от длины
волны, которая стала четко вьфаженной между 25 января
и 1 февраля и наблюдалась по крайней мере до 15 февраля.
Если представить оптическую толщину формулой т = Ь%~а, то
в течение первоначального периода параметр а~0, затем
возрастет до 3/4, 2 и достигает 3 в период 5—15 фев¬
раля.
В течение пылевой бури интенсивность рассеянного атмосфе¬
рой света определяется главным образом влиянием крупных час¬
тиц, средний радиус которых составляет около 2 мкм через два
месяца после начала бури. К середине февраля радиус частиц
уменьшился примерно до десятой доли микрометра. Анализ
фотометрических свойств поверхности указывает на то, что,
по-видимому, постоянная полярная шапка состоит из водного
льда, а сухой лед является ее переменным компонентом, подвер¬
женным сублимации весной и летом.
Интересные данные о существовании на Марсе облачности,
подобной земным перистым облакам, позволил получить анализ
структуры поля яркости вблизи края диска планеты как путем
фотометрирования телевизионных изображений, так и исполь¬
зования данных фотометрических измерений.
Фотометрическая обработка части снимков Марса, получен¬
ных 28 февраля 1972 г. при помощи фототелевизионных прибо¬
ров, которые были установлены на «Марсе-3» [266], обнаружила
облачность близ лимба. Высота облаков не превышала 30—40 км.
Для структуры лимба характерен спад яркости до высоты около
40 км, за которым следует область прозрачной атмосферы (на
протяжении примерно 15 км). Выше уровня 45—60 км (давление
0,1—0,01 мбар) четко обозначается слой дымки. Распределение
яркости на высотах до 40 км обусловлено присутствием пыли (по
данным [204] высота однородной атмосферы для пыли составляет
около 8,3 км). Верхний же голубоватый слой, расположенный
выше 45—60 км, похож на земную дымку. У терминатора для
атмосферной дымки характерна волновая структура двоякого
типа: 1) волны с Х^40 км (скорее всего это рельеф верхнего
края дымки); 2) волны с км, отражающие наличие верти¬
кальной структуры пылевого слоя. Характерно, что возвышенные
участки планеты темнее пониженных. Поэтому обычное сезонное
192

изменение яркости планеты может быть обусловлено влиянием
рельефа и локальных пылевых бурь.
За время функционирования АМС «Маринер-9» было выпол¬
нено около 200 наблюдений марсианских вечерних сумерек при
помощи ультрафиолетового спектрометра, поле зрения которого
пересекало терминатор. Через каждые 3 с регистрировался
спектр ультрафиолетовой радиации в интервале длин волн
1100—3400 А с разрешающей способностью около 15 А. Дж. Ахь-
елло и др. выполнили анализ данных (62, 208], полученных
в спектральном интервале шириной 100 А, центрированном на
>, = 3050 А (отобраны данные измерений через 9-секундные интер¬
валы). В процессе измерений (по мере «смещения» весны к севе¬
ру) точка пересечения терминатора двигалась на север. При
этом происходило постепенное оседание пыли и прояснение
атмосферы.
Интерпретация данных наблюдений яркости атмосферы
в зоне сумерек осуществлена с целью изучения вертикальных
профилей коэффициента рассеяния. Обработка данных показа¬
ла, что имеют место два характерных типа вертикальных профи¬
лей коэффициента рассеяния. Измерения зависимости яркости
от угла погружения Солнца за горизонт в зоне широт 15° ю. ш.—
50° с. ш. указывают на существование слоя повышенного рассея¬
ния в диапазоне высот 60—90 км. В этом случае данные измере¬
ний, указывающие на медленное уменьшение яркости с ростом
угла погружения Солнца, согласуются с оптической моделью'
атмосферы, состоящей из однородной нижней атмосферы, кото¬
рой соответствует высота однородной атмосферы до 10 км, и рас¬
сеивающего слоя с оптической толщиной 0,005, который состоит,
вероятно, из конденсата водяного пара или углекислого газа.
Данные измерений в высоких широтах (более 50° с. ш.) обна¬
ружили более высокую яркость в зоне терминатора, но быстрое
ее уменьшение по мере погружения Солнца и свидетельствуют
о наличии здесь однородно рассеивающей атмосферы, обладаю¬
щей оптической толщиной 0,1, альбедо единичного рассеяния от
0,3 до 0,4 и эффективной высотой однородной атмосферы
~6—8 км. По-видимому, рассеяние света аэрозольным слоем
в умеренных широтах и повышенное рассеяние в высоких широ¬
тах можно объяснить влиянием кристаллов водного льда.
Анализ всех данных для первых 216 витков «Маринер-9>
показал, что в зоне широт менее 50° с. ш. образование вечером
слоя дымки, сохраняющегося до ранних утренних часов, проис¬
ходило ежедневно (подобные «оторванные» слои были замечены,
и при изучении телевизионных изображений Марса).
Длительные измерения спектральной яркости ультрафиоле¬
тового рассеянного света позволяют количественно охарактери¬
зовать постепенное прояснение атмосферы по мере затухания
пылевой бури. В период бури вертикальная оптическая толщина
составляла 1—2, альбедо однократного рассеяния уменьшилось
13 3955
193

до 0,08, а высота однородной атмосферы равнялась 9± 1 км.
К 130-му витку (17 января 1972 г.) наступило заметное проясне¬
ние атмосферы, но и на 180-м витке (10 февраля 1972 г.) в атмо¬
сфере все еще присутствовало значительное количество погло¬
щающего аэрозоля (альбедо однократного рассеяния 0,3—0',5),
и поэтому оптическая толщина атмосферы (0,1 ±0,05) примерно
в три раза превосходила значение, соответствующее чистой
атмосфере (в случае релеевского рассеяния на рассматриваемой
длине волны 3050 А оптическая толщина равна 0,027).
Дж. Ахьелло и Ч. Хорд [63] рассмотрели аналогичные наблю¬
дения в области утреннего терминатора, которые позволили изу¬
чить вертикальную структуру атмосферы в южном полушарии.
Эти данные свидетельствуют о наличии в верхней атмосфере рас-
сеиващего слоя к экватору от 50° ю. ш., оптическая толщина
которого составляет около 0,007. Конденсат рассеивающего слоя
образуется, по-видимому, в поздние послеполуденные часы или
ночью. Вероятно, .солнечный прогрев слоя утром приводит к ис¬
парению конденсата.
Таким образом, измерения яркости атмосферы в зонах вечер¬
него и утреннего терминаторов согласуются с моделью марсиан¬
ской атмосферы в полосе широт 50° с. ш. — 50° ю. ш., для кото¬
рой характерно наличие сферически симметричного слоя дымки
и расположенной под ним однородной атмосферы. В обоих
полярных зонах атмосферу можно считать однородной и состоя¬
щей из поглощающих и рассеивающих частиц. Наблюдения пока-'
зывают, что высота однородной атмосферы больше в случае
утреннего, чем вечернего терминатора. Вероятно, это обусловле¬
но тем, что рассеивающий слой выше и (или) толще утром.
Анализ данных об изменении альбедо однократного рассея¬
ния в зависимости от времени показал, что оседание пыли (очи¬
щение атмосферы после глобального пылевого шторма) произо¬
шло к 130-му витку АМС. Данные наблюдений в зоне утреннего
терминатора соответствуют в области широт к югу от 50° ю. ш.
высоте однородной атмосферы, равной 11 ± 1 км, альбедо одно¬
кратного рассеяния 0,35-f-0,5 и оптической толщине 0,06-^0,15.
Уточняя интерпретацию, данных о вертикальных профилях
яркости края диска Марса, полученных в период пылевой бури
1971/1972 гг. (начало декабря 1971 г.) при помощи ультрафиоле¬
тового спектрометра, Дж. Ахьелло [64] констатировал наличие
пыли на высотах до 70±10 км и последующий резкий спад кон¬
центрации пыли. Радиация, отраженная над пылевым слоем, пол¬
ностью определяется влиянием релеевского рассеяния. Профили
яркости указывают также на существование тонкой пылевой
прослойки (слоя дымки), расположенной на небольшом расстоя¬
нии над запыленной толщей атмосферы на высоте 75± 10 км.
Геометрическая толщина слоя дымки составляет 3 км, а оптиче¬
ская— около 10_4±1. Вероятно, слой дымки представляет собой
облако из субмикронных (радиусом меньше 1,1 мкм) кристаллов
194

сухого льда. Аналогичные выводы дал и анализ телевизионных
изображений горизонта Марса.
Выполненное К. Пангом и Дж. Ахьелло {259] сопоставление
величин альбедо единичного рассеяния и индикатрис рассеяния,
полученных на основе анализа спектров Марса в ультрафиоле¬
товой области, зарегистрированных с АМС «Маринер-9» в пери¬
од пылевой бури 1971/1972 гг., с результатами расчетов позволи¬
ло оценить показатель преломления и распределение частиц
пыли по размерам. Эффективный радиус частиц оказался рав¬
ным 1 мкм, а эффективная изменчивость радиуса составила > 0,2.
Для вещественного показателя преломления получено значение
~ 1,8. Мнимая часть комплексного показателя преломления рав¬
на 0,02 и 0,01 на длинах волн 0,263 и 0,305 мкм соответственно.
Эти данные находятся в удовлетворительном соответствии с ре¬
зультатами, полученными ранее для видимой области спектра,
согласно которым комплексный показатель преломления равен
1,75 — 0*/. Быстрое возрастание показателя преломления и коэф¬
фициента экстинкции с уменьшением длины волны свидетель¬
ствует о наличии полосы поглощения в ультрафиолетовой обла¬
сти спектра, что представляет интерес не только для спектроско¬
пической оценки состава частиц пыли, но также с точки зрения
проблемы развития и эволюции жизни на Марсе. Если марсиан¬
ская поверхность покрыта 100-микрометровым слоем пыли, кото¬
рый поглощает ультрафиолетовую радиацию, но достаточно-
хорошо пропускает видимый свет, то такой слой может служить
защитой для живых организмов от губительной ультрафиолето¬
вой радиации, обеспечивая вместе с тем благоприятные условия
для фотосинтеза.
Анализ инфракрасных эмиссионных спектров Марса привел
к выводу [279], что поднятая в воздух пыль на 60± 10% состоит
из частиц двуокиси кремния, а средний размер частиц составляет
около 1 мкм.
Наблюдения в период противостояния Марса в 1967 г. обнару¬
жили явление «противосияния Марса», состоящее в нелинейном
возрастании яркости планеты по мере приближения фазового
угла к 0°, которое наиболее сильно выражено в ультрафиолето¬
вой и голубой областях спектра. Поскольку телевизионные изо¬
бражения Марса, полученные с АМС, свидетельствуют о нали¬
чии в марсианской атмосфере аэрозольных частиц (слои дымки
вблизи горизонта), то Дж. Меад [228] высказал предположение,
что явление противосияния обусловлено рассеянием на аэрозоль¬
ных частицах субмикронных размеров. Тот факт, что это явление
наиболее отчетливо выражено в ультрафиолетовой области
спектра, можно связать с более низким альбедо Марса на корот¬
ких длинах волн, создающим благоприятные условия для обна¬
ружения рассеяния аэрозолем.
В связи с упомянутой гипотезой в работе [228] были сде¬
ланы расчеты интенсивности рассеяния света отдельными
19S

частицами вблизи фазового угла 0° (угол рассеяния 180°) для
субмикронных частиц с показателем преломления от 1,20 до 2,40
и двух значений показателя поглощения, соответствущих слабо¬
му и сильному поглощению (0,01 и >0,1). Наибольший интерес
представляют результаты вычислений для следующих значений
коэффициента преломления: 1,31 (лед); 1,33 (вода); 1,35 (твер¬
дая углекислота); 2,23—0,669/ (лимонит при длине волны
0,365 мкм). Данные расчетов показывают, что вода, лед,твердая
углекислота и сильнопоглощающие вещества не обнаруживают
значительного увеличения рассеяния вблизи фазового угла 0°.
Такого рода эффект имеет место лишь в случае слабопоглощаю-
щих (или непоглощающих) частиц радиусом 0,2—0,7 мкм с по¬
казателем преломления от 1,55 до 2,0 (метеорные частицы или
взвешенные в атмосфере частицы пыли, состоящие из полупроз¬
рачных минералов). При дальнейшем увеличении показателя
преломления эффект возрастания рассеяния при малых фазовых
углах постепенно уменьшается.
Результаты вычислений индикатрис рассеяния для двух моде¬
лей полидисперсного аэрозоля указывают на то, что влияние
распределения частиц по размерам имеет второстепенное значе¬
ние: основную роль играет величина показателя преломления.
С учетом упомянутых результатов Дж. Меад [228] построил
модель поля яркости Марса, дающую наилучшее согласие
с наблюдениями и определяющую яркость как сумму вкладов
поверхности и атмосферы. Вклад рассеяния атмосферой суще¬
ствен только в области коротких длин волн. В инфракрасной
области спектра влияние атмосферной дымки мало. При этом
оценки яркости поверхности Марса для коротких длин волн сде¬
ланы в предположении, что фазовые кривые (угловые распреде¬
ления яркости) поверхности не зависят от длины волны.
Число частиц в столбе атмосферы, необходимое для совпаде¬
ния вычисленной и измеренной яркости, составляет 0,9*106 час¬
тиц/см2. Если предположить, что средний размер частиц равен
0,4 мкм, а плотность 2,5 г/см3, то это соответствует массе
6-10-7 г/см2 (масса столбов газовой атмосферы составляет
19 г/см2 при давлении у поверхности 7 мбар). Таким образом,
отношение масс равно 3 • 10-8, и, следовательно, совсем малого
количества аэрозоля достаточно для обеспечения явления проти¬
восияния. Возможными источниками аэрозоля являются частицы,
образующиеся в атмосфере в результате конденсации, фотохими¬
ческих процессов и коагуляции газовых компонентов; частицы
метеорного происхождения; а также запыление атмосферы от
поверхности планеты. Последние два источника являются, по-ви¬
димому, наиболее существенными.
Облака. Марсианские облака — явление, которое безусловно
играет важную роль в метеорологическом режиме планеты (об
этом отчетливо свидетельствует опыт земной метеорологии).
К сожалению, имеющаяся пока информация о марсианской
196

облачности весьма неполна и довольно противоречива. Вообще
говоря, различают марсианские облака двух категорий [327]:
1)	облака, видимые в коротких длинах волн, но постепенно ста¬
новящиеся невидимыми при увеличении длины волны; 2) облака,
наблюдаемые при длинных волнах и становящиеся незаметными
по мере уменьшения длины волны. Из основных видов обла¬
ков— так называемых желтых, белых и голубых — последние
относятся к первой категории, а желтые и белые — ко второй.
Известно, что желтые облака являются пылевыми. Относительно
же состава белых и голубых облаков определенные данные
отсутствуют. Положительная поляризация голубых облаков при
углах рассеяния 0—20° указывает на то, что они состоят из
гораздо более мелких частиц, чем белые облака, которым соот¬
ветствует отрицательная поляризация в том же диапазоне
углов.
Р. Уэллс проанализировал данные [327] наблюдений белых
облаков за последнее столетие и показал, что использование
фазовых кривых поляризации позволяет почти однозначно раз¬
личать белые, желтые и голубые облака, тонкие слои атмосфер¬
ной дымки и отложения инея на поверхности. На основе этого
анализа был составлен новый список белых облаков, содержа¬
щий 252 случая.
Поскольку наблюдения указывают на преобладание водя¬
ного пара и белых облаков в северном полушарии, это может
служить индикатором состава облаков. Сопоставление спектро¬
скопически определенных .величин содержания водяного пара
с частотой появления белых облаков подкрепляет этот вывод:
чем больше содержание водяного пара, тем выше вероятность
наблюдения белых облаков (исключение составляет период гло¬
бальной бури в конце 1971 г.). На это же указывает и тот факт,
что белые облака наблюдаются чаще всего в периоды минималь¬
ных размеров полярных шапок (данные «Маринер-9» указыва¬
ют на существование водяного пара над южной полярной шап¬
кой: возможно, что вообще полярные шапки являются двухслой¬
ными, состоят из сухого и обычного льда).
О водной природе белых облаков свидетельствует и анало¬
гичное широтное распределение содержания водяного пара
и частоты встречаемости белых облаков. Вместе с тем очевидно,
что не следует ожидать неизменной положительной корреляции
между влагосодержанием и частотой появления облаков,
поскольку на образование облаков могут влиять и другие фак¬
торы. В целом приведенные данные свидетельствуют в пользу
предположения, что белые облака являются водными. Природа
голубых облаков остается неясной. Возможно, что они образу¬
ются выше, белых облаков и состоят из кристаллов сухого льда.
Как отмечено в работе [300], фотографии Марса, полученные
при помощи телескопов в голубом цвете, отчетливо указывают
на существование как диффузных, так и дискретных деталей на
197

фоне относительно темного диска планеты. Эти яркие детали
называли как «голубыми», так и «белыми облаками» (в действи¬
тельности их цвет более белый, чем голубой). Природа «обла¬
ков» пока еще не установлена. Для определенности авторы рабо¬
ты [287] предлагают называть и те, и другие облака белыми.
Анализ телевизионных изображений с АМС «Маринер-6,7»
показал, что дискретные белые облака наблюдаются иногда
в области Hellas (южное полушарие), не имеющей видимых
(вплоть до масштаба ~500 м) топографических особенностей,
а также в районах с четко выраженным рельефом: например, Nix
Olympica и Elysium (северное полушарие). Осуществленный
С. Смитом и Б. Смитом [300] детальный анализ особенностей
суточной и сезонной изменчивости дискретных облаков в трех
упомянутых районах (в качестве исходного материала использо¬
ваны лишь фотографии, полученные в голубом и ультрафиолето¬
вом участках спектра) обнаружил, что во всех трех районах —
Elysium (22° с. ш.), Nix Olympica (18° с. ш.) и Hellas
(43° ю. ш.)—существует отчетливое годовое изменение интен¬
сивности дискретных облаков с максимумом ареоцентрической
долготы Солнца Ls=ll0° и вторичным максимумом при Ls =
= 340° (в районе Hellas). В областях Elysium и Nix Olympica
имеет место суточное изменение с повышением яркости в перио¬
ды активности дискретных белых облаков, которые, однако,,
никогда не наблюдаются здесь в ранние утренние часы.
Можно, таким образом, считать, что существуют два типа1
ДБО: облака первого типа, образующиеся в поздние утренние
или ранние послеполуденные часы с последующим повышением
их яркости в течение нескольких часов (Elysium, Nix Olympica) r
которые имеют сильно выраженное суточное изменение и наибо¬
лее активно формируются в середине лета. Эти облака остаются
яркими еще и в зоне вечернего терминатора, но незаметны, когда
они должны были бы появиться в районе утреннего терминатора.
По-видимому, облака первого типа связаны с теплыми районами
Марса и, вероятно, состоят из кристаллов льда. Облака второго
типа (Hellas) не обнаруживают суточного изменения, обладают
наибольшей яркостью в середине зимы и формируются, по-види¬
мому, в холодных районах Марса. Вероятнее всего, что это вооб¬
ще не облака, а отложения инея из кристаллов сухого льда на
марсианской поверхности.
Подтверждением водной природы облаков первого типа слу¬
жит наличие корреляции между частотой их возникновения и со¬
держанием водяного пара в атмосфере (по спектроскопическим
данным) в диапазоне долгот Солнца 0—150°. Эти облака могут
иметь орографическое происхождение либо могут быть обуслов¬
лены локальной дегазацией водяного пара с марсианской поверх¬
ности (в этом случае суточное и годовое изменение облаков опре¬
деляется соответствующей изменчивостью условий их формиро¬
вания в атмосфере).
198

В связи с предположением о том, что белые облака состоят
из водного льда, Р. Курран и др. рассмотрели [212] спектроско¬
пические данные, свидетельствующие о существовании облаков
из водного льда в районе гребня Tharsis, на основе анализа
спектров Марса в диапазоне 200—2000 см-1, полученных при
помощи инфракрасного интерферометрического спектрометра,
установленного на АМС «Маринер-9». Изучение спектров, полу-
а
Xj см'1
Рис. 56. Эмиссионные спектры Марса (а) и расчетный спектр излучения
водного ледяного облака, состоящего из частиц со средним радиусом
4,6 мкм (б):
/—Arcadia (безоблачная атмосфера); 2 — гребень Tharsis (частичная облачность);
Для удрбства различения спектры сдвинуты по вертикали, правильное местоположе¬
ние занимает кривая 2; 3 — расчетный спектр.
ченных в период пылевой бури, обнаружило широкие полосы,
обусловленные поглощением радиации пылью. Анализ спектров,
зарегистрированных на более поздней стадии (после рассеяния
пылевой бури), указал на присутствие широких полос
199

в диапазонах 550—950, 225—350 см-1 и резко выраженной линии
227 см-1 (рис. 56), которые отличаются по ширине и местополо¬
жению от пылевых и могут быть приписаны облакам из водного-
льда.
Сопоставление измеренного спектра с расчетными при раз¬
личных предположениях о микроструктуре ледяного облака
и его оптической толщине в видимой области спектра привело
к наилучшему согласию при среднем радиусе частиц 2 мкм, опти¬
ческой толщине 0,4 и массе воды 5 -10-5 г/см2. Учитывая осредне¬
ние в пределах поля зрения спектрометра, занятого частичной
облачностью, можно предполагать, что содержание воды в обла¬
ках достигает 2 • 10-4 г/см2 и более. Вопрос об источнике воды
остается неясным, хотя малое водосодержание облаков указы¬
вает на необязательность гипотезы об испарении с поверхности
планеты.
Анализ телевизионных изображений поверхности Марса,,
полученных при помощи АМС «Маринер-6, 7», обнаружил нали¬
чие в районе экватора (вблизи 110° з. д.) —там, где располага¬
ется известное ^-образное облако — суточного изменения ярко¬
сти поверхности с послеполуденным максимумом около 4 ч мест¬
ного времени (коэффициент спектральной яркости колеблется
в пределах 0,16—0,22). Поскольку облако формируется над
высоким вулканическим плато, где может иметь место дегазация
водяного пара, С. Пили высказал предположение [262], что упо.-
мянутое увеличение яркости после полудня обусловлено образо¬
ванием водных ледяных облаков. Оценки показали, что необхо¬
димое количество воды должно составлять от 0,1 до 10 «мкм».
При этом высота слоя образования облаков не должна превосхо¬
дить 18—23 км.
Если считать, что источником воды является плато, то потре¬
буется от 10 до 1000 суток для формирования 1-микрометрового
слоя осажденной воды, распределенного над всей планетой, что
достаточно для обеспечения наблюдаемого количества воды
в зоне IE-образного облака. Альтернативная и, по-видимому,
более вероятная возможность состоит в том, что ледяные облака
образуются за счет водяного пара, всегда существующего в ат¬
мосфере, в результате конвекции, адиабатического выхолажива¬
ния и конденсации.
Богатую картину развития облачности на Марсе представил
анализ телевизионных изображений планеты, полученных с АМС
«Маринер-9» [204]. После того как прекратилась глобальная
пылевая буря и оптическая толщина атмосферы уменьшилась
примерно до 0,1, выяснилось, что большая часть марсианской
атмосферы к северу от 45° с. ш. характеризуется наличием измен¬
чивой облачности, включая полярный «колпак», который в ана¬
лизируемое время года (поздняя зима) следует рассматривать
как явление конденсации в атмосфере, но не на поверхности.
К. числу наиболее мощных относятся системы орографической
200

волнообразной облачности, возникающие в зоне западно-восточ¬
ного переноса над поверхностью с четко выраженным неодно¬
родным рельефом.
Изучение телевизионных изображений Марса, полученных
при помощи АМС «Маринер-9», привело к обнаружению обшир¬
ных зон подветренных орографических волн в умеренных широ¬
тах северного полушария зимой. В большинстве случаев оказа¬
лось возможным определить длину волн, а в некоторых случа¬
ях— выявить границы их распространения. Структура облач¬
ности, возникающей под влиянием орографических волк, генери¬
руемых потоком, который пересекает горы или кратеры, зависит
от вертикального профиля скорости ветра и состояния устойчи¬
вости атмосферы.
Используя двухслойную модель атмосферы и сведения
о вертикальном профиле температуры, полученные по данным
дистанционного зондирования, для построения теории орографи¬
ческих волн, Дж. Пирралья пришел к выводу [258], что расчет¬
ные данные согласуются с наблюдениями, если предположить
наличие нижнего 10-километрового слоя, где скорость ветра
составляет около 40 м/с, и верхнего слоя, где скорость равна
80 м/с. По-видимому, эти результаты соответствуют верхнему
пределу возможной скорости ветра, а в большинстве случаев для
верхнего слоя характерна скорость ~40 м/с. Полученные резуль¬
таты находятся в согласии с двухслойной моделью общей цир¬
куляции марсианской атмосферы, предложенной Леови и Мин¬
цем [185] (см. § 4).
Протяженные системы волнообразных облаков напоминают
в данном случае бароклинные волны земных циклонов. Облака
наблюдаются также над районами крупных кальдер. После пре¬
кращения глобальной бури конца 1971 г. в отдельных областях
планеты встречались локальные пылевые штормы, которые обу¬
словлены, вероятно, интенсивной конвекцией, генерируемой в ре¬
зультате интенсивного поглощения солнечной радиации запы¬
ленной атмосферой. Большое количество телевизионных изобра¬
жений, переданных «Маринер-9», иллюстрируют отмеченные
закономерности.
Д. Бриггс и К. Леови выполнили детальный анализ [98] дина¬
мики облачного покрова в северном полушарии Марса на основе
использования последовательных телевизионных изображений за
21 день (178ч-220-й витки), когда в умеренных широтах телеви¬
зионная камера была направлена почти точно в надир. Расстоя¬
ние до поверхности составляло около 3500 км. Все изображения
получены через синий фильтр, которому соответствует эффектив¬
ная длина волны 0,58 мкм. Рассматриваемые изображения сви¬
детельствуют об очень большой межсуточной изменчивости
облачного покрова высоких широт и позволяют предполагать
существование возникающих, развивающихся и диссипирующих
бароклинных волн, подобных наблюдаемым на Земле.
201

Подветренные облака, возникающие под влиянием рельефа,
имеют, по-видимому, водный состав, тогда как конвективная
облачность состоит из сухого льда. В полосе широт 40—60° с. ш.
часто наблюдаются также пылевые облака. Присутствие в этой
полосе широт волнообразных облаков является индикатором
преобладающего зонального переноса у поверхности и сильного
сдвига ветра.
На рис. 57 приведен пример эволюции облачного покрова по
данным для 179-М95-го витков (180-й виток соответствует
11 февраля 1972 г.). Рассмотрение фотографий в левой нижней
части (179-й виток), относящихся к району Euxinus Lacus,указы¬
вает на отсутствие облаков к югу от широты 45° с. ш. Две верх¬
ние фотографии отражают наличие почти сплошной облачности,
закрывающей кратеры, индикатором присутствия которых явля¬
ется волнообразная подветренная облачность. Наиболее инте¬
ресную особенность представляют собой полосы облаков в поло¬
се широт 50—60° с. ш., простирающиеся с юго-запада на северо-
восток и напоминающие систему облачности холодного фронта
на Земле. На эти полосы налагаются (в поперечном направле¬
нии) мелкомасштабные волнистые облака (расстояние между
их полосами составляет около 7 км), которые, возможно, возни¬
кают в результате волн Кельвина—Гельмгольца, формирующих¬
ся под воздействием сдвиговой неустойчивости.
Фотографии, относящиеся к 181-му витку, уже не содержат
признаков существования холодного фронта (напомним, что
период обращения «Маринер-9» составляет около 12 ч). Над.
областью полярной шапки располагаются диффузные облака.
Однако над южной частью Euxinus Lacus наблюдается полоса
облаков шириной около 500 км, которые являются, вероятно,
пылевыми с примесью конденсата воды. На северной границе
этой полосы заметны ориентированные в меридиональном
направлении «струи» (указаны белой стрелкой). Своеобразная
система облачности наблюдается за большим кратером в районе
53° с. ш., 148° з. д.
Интенсивная система подветренной волнообразной облач¬
ности, простирающейся на расстояние не менее 800 км от кра¬
тера диаметром примерно 100 км, отчетливо видна на фотогра¬
фии 185-го витка (ширина рассматриваемой облачной системы
составляет около 400 км). Эта облачность сохраняется и через
двое суток (189-й виток). Интересной особенностью фотографии,
относящейся к 189-му витку, является яркое и плотное облако-
размером 70X50 км над северо-восточным склоном вулкана
Arcadia (центральная кальдера вулкана хорошо просматривает¬
ся вблизи точки 40° с. ш., 110° з. д.). Подобные яркие облака оро¬
графического происхождения наблюдались здесь неоднократно.
Высота облака, определенная по длине отбрасываемой им тени
(данные для 191-го витка), составила около 15 км. По-видимому,
оптическая толщина облака в видимой области спектра равна
202

0,5ч-1,0. Если облако состоит из сферических ледяных частиц
радиусом 0,2ч-2,0 мкм, то оптическая толщина, равная единице,
соответствует общей массе льда порядка (0,34-1,5) • 10-4 г/см2.
Привлекает внимание система волнообразной плотной облач¬
ности в районе Тешре (195-й виток)^ сформировавшаяся под
влиянием меандрирующей неоднородности рельефа (рис. 58).
Длина полос облаков составляет около 400 км, а протяженность
зоны облачности по направлению воздушного потока — пример¬
но 300 км.
Рис. 59. Вертикальный разрез поля температуры
по данным термического зондирования с АМС
«Маринер-9» (102-й виток):
пунктиром изображены изотермы, относящиеся к облач¬
ной части атмосферы, где результаты нельзя- считать
достоверными; в нижней части рисунка охарактеризовано
широтное распределение температуры поверхности.
На рис. 59 изображено полученное по данным термического
зондирования поле температуры (а), относящееся к 102-му вит-
ку [98]. На рис. 59,6 показан профиль температуры поверхности.
Температура воздуха у подстилающей поверхности на широте
40° с. ш. составляет около 205 К и уменьшается к северу при гра¬
диенте 2 К/град, широты. Для пояса 40—50° с. ш. это означает
необходимость адиабатического охлаждения при подъеме до
203

высоты 10 км для образования облака из твердой углекислоты.
С учетом инверсионного профиля температуры упомянутая высо¬
та должна быть еще большей, что представляется мало вероят¬
ным в условиях очень устойчивой стратификации атмосферы.
Следует поэтому считать, что облака в рассматриваемом поясе
широт состоят из водного льда. Вероятно, как крупные волнооб¬
разные орографические облака (длина волны ~30 км), так
и мелкие (длина волны ~5 км) вплоть до 60° с. ш. являются
водными.
Севернее 60° с. ш. превалируют диффузные облака, подобные
туманам, которые формируются при температуре, близкой
к температуре сублимации
С02. Вероятно, эти облака яв¬
ляются углекислотными, но
возможно, что они содержат
и водный лед.
Исходя из теории гравита¬
ционных волн и используя
данные о поле температуры
(рис. 59), Д. Бриггс и К. Лео-
ви получили [98] изображенный
на рис. 60 вертикальный про¬
филь ветра. Принята длина
волны орографической облач¬
ности, равная 30 км. Как вид¬
но, скорость ветра у поверх¬
ности составляет около 10 м/с,
возрастая до 100 м/с в свобод¬
ной атмосфере. Эти оценки хо¬
рошо согласуются с данными анализа переноса пылевого мате¬
риала [315, 316].
Анализ телевизионных изображений облачного покрова поз¬
воляет представить себе следующую картину общей циркуляции
атмосферы и формирования облаков [98]. Относительно теплый
воздух, содержащий водяной пар, движется на север и близ
60° с. ш., на границе между холодным и теплым воздухом, проис¬
ходит подъем последнего, усиливаемый влиянием топографии.
При этом образуются волнообразные облака из водного льда.
В переходной зоне и к северу от нее развивается циклоническая
циркуляция, где образуются низко расположенные облака из
твердой углекислоты. По мере развития системы переходная
зона трансформируется в холодный фронт и усиливается сдвиг
ветра. Фронт перемещается к экватору и на восток со скоростью
порядка 10° широты в сутки. В ходе упомянутого процесса уси¬
ливается ветер у поверхности, что часто приводите возникнове¬
нию, локальных пылевых бурь при перемещении фронта к югу
(до 35—50° с. ш.). В холодном воздухе, перемещающемся за фрон¬
том, в конвективном пограничном слое формируются «линейча¬
Рис. 60. Вертикальный профиль
скорости ветра.
204

тые» облака из сухого льда, но по мере прогревания воздуха все
облака рассеиваются, за исключением диффузной дымки север¬
нее 60° с. ш. Весь описанный процесс занимает двое-трое суток
и может обеспечивать перенос значительных количеств тепла
и водяного пара в зону полярной шапки в зимнее время. Для
более глубокого понимания закономерностей общей циркуляции
очень важны дальнейшие наблюдения динамики северной
и южной полярной шапок.
§ 4. Общая циркуляция атмосферы
Численное моделирование общей циркуляции. Данные
наблюдений позволяют получить лишь очень фрагментарную
характеристику общей циркуляции атмосферы. Важную роль
сыграли в этой связи исследования динамики облачного покро¬
ва, результаты которых были рассмотрены в предыдущем пара¬
графе. Существенный вклад внесло изучение эрозии марсианской
поверхности и переноса пылевого материала. Однако наиболее
полную картину атмосферных движений дают теоретические
исследования.
Наиболее полно численное моделирование общей циркуляции
атмосферы Марса осуществлено К. Леови и Е. Минцем [185],
которые использовали для расчетов так называемую двухуро-
венную модель полных уравнений Минца и Аракавы. В основе
предпринятого численного моделирования общей циркуляции
атмосферы лежит интегрирование полной системы уравнений
термогидродинамики (в сферических координатах):
уравнение горизонтального движения —
-^-(tcV) = -diVA(icV-V) —-J-(rav) -(-2(0 + a cos у ) sin ?k(uV) -
-|V*H-(®-eW)V**]-i!F;	(7)
уравнение притока тепла —
4- (.Г) - -diV, (.»Г) - 4-(-Г) - .SSL • 4- + -I-*;	(8)
уравнение для тенденции давления —
-^=-divft(*v)-^-(*a).	(9)
Здесь п = (ps~рт)\ ps и рт — давление на нижней и верхней гра¬
ницах атмосферы; о= (р —рт) / (ps~ рт)—вертикальная коорди¬
ната; v — вектор! горизонтальной скорости; V/l = grad/l; со — ско¬
рость вращения планеты; Ф — геопотенциал, определяемый соот¬
ношением: ф = J* bRTdo, где R — газовая постоянная; ср —
теплоемкость при постоянном давлении; F — сила трения для
205

единицы массы; Т — температура; к — вертикальный единичный
вектор; Ь=[а + рг/я]-1; h — полный приток тепла на единичную
массу; о — индивидуальная производная, определяемая соотно¬
шением:
1Г0= J*divA(«v)do —а-^-.	(10)
Индивидуальная производная давления определяется урав¬
нением
1ГГ = а[~Ж +	+	110-	(И)
При расчетах использовалась сферическая сетка с шагами 9°
по долготе и 7° по широте. Двухуровневая структура в верти¬
кальном направлении соответствовала значениям: a=/?/ps= 1/4
и а = 3/4, что эквивалентно высотам, равным примерно 13,5 и 3 км.
Уровень а = 0 соответствует давлению 0,415 мбар. Давление на
уровне поверхности было принято равным ps = 7 мбар (5 мбар
приходится на долю С02 и 2,5 мбар — азота). Приток тепла был
определен с учетом поглощения солнечной радиации атмосферой
и поверхностью планеты (при этом использовались данные по
альбедо поверхности Марса, полученные Г. де Вокулером [317]),
а также лучистого и конвективного теплообмена (влияние водя¬
ного пара и аэрозоля на перенос излучения не учитывалось).
Принята была во внимание скрытая теплота, связанная с фазо¬
выми превращениями углекислого газа на поверхности. Шаг по
времени составлял 1/240 марс. сут.
При рассмотрении переноса теплового излучения в атмосфере
использовались функции пропускания согласно работам [152,
261]. Необходимая для расчета лучистого и конвективного тепло¬
обмена температура поверхности определялась из уравнения
теплового баланса:
(1 -A)S-I-P-D + L = 0.	(12)
Здесь А — альбедо поверхности; 5 — поток солнечной радиации;
I — эффективное излучение поверхности; Р — конвективный
поток тепла; D — поток тепла в почве; L — поток тепла, связан¬
ный с фазовыми превращениями углекислого газа на почве.
В случае, когда температура поверхности опускается до тем¬
пературы конденсации С02 (143,6 К), в расчетах полагалось, что
на поверхности dT/dt = 0, а альбедо А принимает значение, рав¬
ное 0,6. В качестве начальных условий бралась изотермическая
атмосфера при Г = 200 К. Численные эксперименты были сдела¬
ны для двух случаев. Первый из них воспроизводит условия лет¬
него солнцестояния в южном или зимнего в северном полуша¬
риях. В этом случае подсолнечная точка первоначально нахо¬
дится при 24,8° ю. ш. и 0,0° долготы (г/г)2 = 1,197, где г, г — сред¬
206

нее и текущее расстояние от Марса до Солнца). Второй случай
моделирует условия осеннего равноденствия в южном полуша¬
рии, когда координаты подсолнечной точки равны 0° широты и 0°
долготы (г/7)2-0,929). В обоих случаях солнечная постоянная
принята равной 0,603-103 Вт/м2 (0,865 кал/(см2*мин). Началь¬
ная масса сконденсированного углекислого газа принята равной
нулю.
На рис. 61 приведены результаты расчетов изменения со вре¬
менем средней полной кинетической энергии Ек (вычисленной
а
Рис. 61. Зависимость доступной 'потенциальной (а) и кинети¬
ческой (б) энергий от времени для моментов солнцестояния
(сплошные кривые) и равноденствия (пунктир):
1 — £д.п.; 2—£д.п.; 3 — £д.п.» ^3—Ек\ 6^ЕК.
для всей атмосферы), средней зональной кинетической энергии
Ек (осредненной по долготе) и средней кинетической энергии
возмущений Ек = Ек — Еки аналогичные данные для доступной
потенциальной энергии (на оси абсцисс указано число марсиан¬
ских дней, прошедших от начала эксперимента). Как видно,
«разгон» атмосферы (период непрерывного возрастания кинети¬
ческой энергии) занимает 7—8 марс. сут. (сутки на Марсе
207

v,m/c
10
-10
' v,m/c
Ри-с. 62. Осредненные широтные профили меридиональной (а, в) п зональ¬
ной (б, г) составляющих скорости ветра на нижнем (/, о= 74) и верхнем
(2, сг = 3/4) уровнях:
а, б — период солнцестояния; в, г — период равноденствия.
208

составляют 24 ч 37 мин). Очевидно, что такая малая инерцион¬
ность атмосферы Марса связана с ее малой (относительно Земли
и Венеры) массой. На сплошных кривых рис. 61 заметны весьма
значительные суточные вариации, а также шестисуточная цик¬
личность.
На рис. 62 изображены осредненные меридиональные профи¬
ли зональной (б, г) (плюс соответствует ветру с запада) и мери¬
диональной (а/ в) компонент ветра (плюс соответствует ветру
с юга). Рассматриваемые данные получены осреднением за
10 сут. (16-f-25-e сутки численного моделирования). Эти дан¬
ные показывают, что в период солнцестояния (а, б) в низких
широтах имеют место заметные меридиональные потоки, указы¬
вающие на существование интенсивной меридиональной цирку¬
ляции с восходящими движениями в субтропиках южного (лет¬
него) полушария и нисходящими в субтропиках зимнего полу¬
шария. По-видимому, имеется слабая ячейка циркуляции проти¬
воположного знака в высоких широтах северного полушария
с результирующим переносом к полюсу, обусловленным потерей
массы за счет сублимации С02 в зоне полярной шапки.
В средних широтах северного полушария господствуют
западные ветры с мощным струйным течением на верхнем уров¬
не, а в южном полушарии преобладают более слабые восточные
ветры. В период равноденствия (в, г) как меридиональный, так
и зональный переносы значительно ослабевают. В обоих полуша¬
риях доминирует западно-восточный перенос. Главная ячейка
меридиональной циркуляции выражена очень слабо.
На рис. 63 изображены меридиональные профили средних
температур поверхности и атмосферы на верхнем и нижнем
уровнях. В период солнцестояния все летнее полушарие и тропи¬
ки зимнего характеризуются слабым меридиональным градиен¬
том температуры, особенно на верхнем уровне. Максимальная
температура имеет место вблизи полюса летнего полушария.
Значительные меридиональные градиенты температуры имеют
место в умеренных широтах зимнего полушария, что «геострофи¬
чески согласуется» с большим вертикальным сдвигом зонально¬
го ветра (см. рис. 62,а, б). В летнем полушарии разность темпе¬
ратур нижнего и верхнего уровня достигает примерно «адиаба¬
тической» величины (около 42 К), но в умеренных и высоких
широтах зимнего полушария атмосфера почти изотермична.
Здесь температура поверхности находится вблизи точки субли¬
мации С02 от полюса до 50° с. ш. В свободной атмосфере она на
всех широтах оказывается более высокой.
Низкие температуры в высоких широтах северного (зимнего)
полушария указывают на развитие полярной шапки, состоящей
из твердой углекислоты. При численном моделировании эта
шапка появилась на вторые сутки и стабилизировалась к шестым
суткам. Ее ширина согласуется с максимальной наблюдавшейся
14 3955
209

шириной (см. [299]) и мало зависит от атмосферной циркуляции.
Температура воздуха над полярной шапкой не опускается много
ниже точки конденсации СОг, несмотря на радиационное выхо¬
лаживание атмосферы, что является результатом «подогрева»
вследствие планетарной циркуляции.
Рис. 63. Средние меридиональные профили температуры подстилающей
поверхности (/) и температуры воздуха на нижнем (2) и верхнем (3)
уровнях:
1—3 — период солнцестояния; 1'—У — период равноденствия.
Анализ меридиональных профилей среднеширотных величин
ветра и давления у поверхности для 10-го, 14-го и 22-го дней
эксперимента обнаружил заметное понижение давления в под¬
солнечной точке, пояс максимальных величин давления вблизи
35° с. ш. и обширный центр низкого давления в области север¬
ного полюса, связанный с формированием ледяной полярной
шапки. Средняя скорость падения давления при образовании
полярной шапки составляет 0,01 мбар/сут.
Зональный «поверхностный» ветер не является в точности
геострофическим, но наблюдается тенденция к геострофичности.
Наиболее существенными особенностями меридионального про¬
филя ветра являются западно-восточный перенос в высоких
широтах зимнего полушария, восточные потоки в низких широ¬
210

тах зимнего полушария, узкий пояс западных ветров в тропиках
л доминирующие восточные потоки в южном полушарии.
Расчет планетарных полей температуры за различные момен¬
ты времени показал, что в северном полушарии в поле темпера¬
туры на верхнем уровне постепенно выявляется формирование
режима «волновой» циркуляции в умеренных широтах, напоми¬
нающей земную циркуляцию. На ранних стадиях развития длин¬
ные волны (с волновым числом, равным четырем) смещаются
на восток со скоростью от 15 до 70 м/с, но, достигая стадии пол¬
ного развития, становятся устойчивыми, а в некоторых случаях
начинают перемещаться в противоположном направлении. На
поздних стадиях развития наиболее характерным становится
значение волнового числа, равное трем.
В зимнем полушарии имеет место близкое соответствие меж¬
ду полями температуры и ветра на верхнем уровне, тогда как
.для летнего полушария характерно доминирующее влияние
суточных приливов с очень четким обращением поля ветра через
каждые 12 ч. Суточные приливы определяют также основные
■особенности полей ветра и давления вблизи поверхности.
Численное моделирование общей циркуляции атмосферы
Марса указывает на существование заметных суточных вариа¬
ций температуры и кинетической энергии. Интересна особенность
циркуляции на Марсе — сильное влияние суточных приливов.
Весьма важно и согласующееся с экспериментом заключение
о возможности образования зимней полярной шапки из твердой
углекислоты.
С целью изучения поля ветра в районах полярных шапок
Марса Дж. Поллак и др. рассмотрели |[272] аналитические реше¬
ния линеаризованных и проинтегрированных по вертикали при¬
митивных уравнений. Решение для стационарного состояния
указывает на существование максимума сильного ветра у верхне¬
го уровня на краю полярной шапки. Величина максимальной
скорости ветра монотонно изменяется в зависимости от радиуса
полярной шапки, горизонтального градиента температуры и воз¬
душного течения, обусловленного сублимацией. Обнаружение
сильных ветров у края полярной шапки может способствовать
объяснению интенсивных полос потемнения, зафиксированных
поблизости от северной полярной шапки, а также некоторых
«желобков» в областях полярных шапок, замеченных на телеви¬
зионных изображениях, переданных с «Маринер-9».
Подобно тому как общая циркуляция земной атмосферы
подвержена влиянию орографии, аналогичные явления должны
наблюдаться и на Марсе. Выполненное Леови и Минцем числен¬
ное моделирование марсианской циркуляции не учитывало
эффекты топографии. Поэтому Ш. Морияма [233] предпринял
численное моделирование для условий баротропной атмосферы
с учетом изменения силы Кориолиса с широтой и реальной
н
211

топографии поверхности Марса, полученной по данным радарных
и оптических наблюдений. Влияние бароклинности и термиче¬
ского эффекта не было принято во внимание. Поскольку данные
об орографии наиболее достоверны вблизи широты 21,5° с. ш.
(моделирование выполнено для полосы широт 20° ю. ш.—
60° с. ш.), то полученные результаты точнее в этой зоне.
Численное моделирование для интервала времени, равного
20 сут. (2800 шагов по времени), показало, что после 5 сут. воз¬
никает устойчивая система длинных волн, амплитуда которых
постепенно возрастает со временем. Формирование центров
высокого и низкого давления, связанных с этими волнами, в су¬
щественной степени определяется влиянием орографии. Полу¬
ченные результаты находятся в хорошем согласии с данными
наблюдений, характеризующими особенности общей циркуляции
атмосферы на Марсе. По-видимому, ветры, усиливаемые влия¬
нием орографии, являются причиной так называемых волн
потемнения.
Очень часто применяемая упрощенная модель общей цирку¬
ляции планетарной атмосферы основана на предположении, что
циркуляция представляет собой возмущение по отношению к зо¬
нальному геострофическому движению вдоль кругов широты при
наличии дифференциального (зависящего от широты) нагрева¬
ния атмосферы. Если, однако,' атмосфера неустойчива и имеет
место большая турбулентная вязкость, область справедливости-
геострофического приближения ограничивается верхней частью
атмосферы. При таких условиях предпочтительно использование
другого основного состояния.
В этой связи на основе использования уравнений Навье—
Стокса Дж. Пирралья [271] рассмотрел решение, в котором лине¬
аризованное нулевое приближение (стационарное основное дви¬
жение) представляет собой сочетание циркуляции Гадлея (на
полусфере), экмановского вертикального профиля ветра (турбу¬
лентная вязкость не зависит от высоты) и геострофического пото¬
ка на больших высотах. Предполагалось, что циркуляция опре¬
деляется полярно-симметричным полем температуры в условиях
вращающейся тонкой вязкой атмосферы. В уравнении притока
тепла учтен член, характеризующий влияние радиационного
затухания вариаций температуры. Поле скорости определялось
балансом сил градиента давления, Кориолиса и турбулентной
вязкости, причем исследовалось приближение для поля скоро¬
сти, имеющее нулевой порядок по отношению к критерию Россби:
р = /?АГ/(2ао))2, где R — газовая постоянная; АТ — меридиональ¬
ный градиент температуры; а, со — радиус и скорость вращения
планеты соответственно.
Расчеты-, сделанные для коэффициента турбулентной вязко¬
сти, равного 106, 107 и 108 см2/с (это соответствует условиям от
небольшой до экстремальной неустойчивости атмосферы), пока¬
зали, что если коэффициент вязкости превосходит 106, топогра-
212

ничный слой представляет собой большую толщу атмосферы,
оставляя геострофическое приближение справедливым лишь в ее
верхней части. При этом было задано поле температуры в атмо¬
сфере Марса, соответствующее стадии диссипации пылевой бури,
согласно данным «Маринер-9».
Меридиональный профиль давления у поверхности Марса
существенно зависит от величины коэффициента турбулентной
вязкости (соответственно толщины пограничного слоя), гранич¬
ного условия у поверхности, вертикального градиента темпера¬
туры и противоположен распределению средней температуры
атмосферы. Результаты, полученные с использованием модели
поля температуры по данным «Маринер-9» при 30%-ном увели¬
чении средней температуры атмосферы от полюса зимой к под¬
солнечной точке, характеризуют возрастание давления Ар
у поверхности от подсолнечной точки к зимнему полюсу в зави¬
симости от коэффициента турбулентной вязкости v при гранич¬
ном условии, соответствующем «прилипанию» у поверхности:
v-rypo (см2/с):	10*	Ю7	10*
Др(%):	9	17	37
Интенсивность возникающих в рассматриваемом случае
меридиональных ячеек циркуляции Гадлея также сильно-зависит
от величины коэффициента турбулентной вязкости. Цикл круго¬
оборота воздуха занимает 10 сут. при \?Турб=108 см2/с и увели¬
чивается до сотен суток при vTypo=106 см2/с. Первое находится
в соответствии с данными наземных наблюдений, свидетельству¬
ющими о том, что глобальное распространение пылевой бури
занимает примерно 15 сут. Сравнение с результатами расчетов
Леови и Минца обнаружило качественное согласие полей атмо¬
сферного давления в полосе широт ±35°. Расхождения в районе
полюсов обусловлены пренебрежением в обсуждаемой модели
процессами фазовых превращений углекислого газа. Дальнейшее
усовершенствование модели потребует учета как этого фактора,,
так и изменения коэффициента турбулентной вязкости с высотой,,
уточнения граничных условий и более полного описания радиа¬
ционных эффектов.
Существенным недостатком рассмотренных расчетов цирку¬
ляции является пренебрежение влиянием разного рода облаков:
облаков из углекислого газа, водяного пара и пылевых. Особенно
заметное влияние на общую циркуляцию планеты могут оказы¬
вать пылевые облака, возникающие при сравнительно частых на
Марс^-пылевых бурях.
Р. Ханел и др. [168] предприняли попытку приближенного
расчета поля ветра на среднем уровне (10 км) по данным об'
измеренном поле температуры. На рис. 64 представлены резуль¬
таты, полученные при использовании данных о температуре,,
осредненных за период с l-ro по 85-й виток (результаты,.
213

относящиеся к низким широтам, где не сказывается влияние силы
Кориолиса, не очень достоверны). Наиболее важной особен¬
ностью поля ветра является присутствие сильной компоненты
суточных приливов. Сопоставление с данными расчетов в гео-
строфическом приближении показало, что последнее является
в условиях Марса совершенно неудовлетворительным.
Более обстоятельные расчеты изменений давления у поверх¬
ности, обусловленных влиянием атмосферных приливов, и свя¬
занных с ними вариаций поля ветра на разных высотах выпол¬
нили Дж. Пирралья и Б. Конрат [269], используя сведения о про-
Рис. 64. Поле ветра \на высоте 10 км, рассчитанное по измеренному
полю температуры (данные по температуре осреднены за период
1-У85-й витки):
модуль вектора ветра, равный расстоянию между точками, соответствует ско¬
рости ветра, равной 50 м/с.
странственно-временнбй изменчивости температуры (как функ¬
ции высоты, широты и местного времени, представленной в виде
разложения по сферическим функциям), полученные путем
дистанционного зондирования марсианской атмосферы с АМС
«Маринер-9». Примененная для расчетов упрощенная система
уравнений описывает атмосферные движения в случае, когда
вместо учета притоков тепла задается поле температуры, причем
температура представляется в виде: Т = Т0 + еТи где Т0 — темпе¬
ратура, соответствующая статической атмосфере; Тi — температу¬
ра, обусловленная атмосферными движениями; s — малый пара-
214

метр. В таком случае искомые поля скорости, давления и геопо¬
тенциала могут быть представлены в виде разложений по мало¬
му параметру.
Вывод осредненных по всей толще атмосферы линеаризован¬
ных уравнений движения и неразрывности позволяет получить
неоднородное дифференциальное уравнение для определения
приливных колебаний атмосферного давления у поверхности
с функцией источника, связанной с полем температуры через
уравнение статики. Решение уравнения приливов показало, что
главный эффект, обусловленный наблюдаемым суточным изме¬
нением температуры, состоит в генерации (в период глобальной
пылевой бури 1971/1972 гг.) флуктуаций давления, амплитуда
которых составляет около 6—7% (среднее давление у поверх¬
ности принято равным
5 мбар), т. е. по сравне¬
нию с земными условия¬
ми очень велика (рис.
65). Амплитуда возни¬
кающего в результате
этих флуктуаций суточно¬
го изменения ветра у по¬
верхности не превосходит
10 м/с. Сопоставление по¬
лей ветра, рассчитанных
для поверхности Марса
и верхнего уровня его
тропосферы, указывает
на существование эффекта обращения ветра (рис. 66). У по¬
верхности средний зональный ветер направлен на запад в север¬
ном полушарии зимой и на восток (будучи при этом меньше па
величине) в южном полушарии летом. Средняя меридиональ¬
ная компонента ветра направлена с севера на юг в обоих полу¬
шариях, причем по величине она больше в северном. На боль¬
ших высотах все упомянутые направления изменяются на
обратные.
Полученные в работе [269] оценки показывают, - что только
приливные ветры недостаточны для подъема пыли и поддержа¬
ния пылевой бури. Однако ветер может достичь достаточной для
этого величины, если учесть возможность его усиления за счет
добавления компонент ветра, обусловленных другими фактора¬
ми: влиянием орографии и зонально-симметричной компоненты,
появляющейся благодаря наличию меридионального градиента
температуры (величина последней достигает 70—100 м/с в полосе
широт 30° с. ш. — 30° ю. ш.). Вопрос о природе скорости ветра,
Достаточной для поддержания пылевой бури, все еще требует
дальнейших исследований. Также не вполне ясен и механизм
суточного изменения температуры. Усиление суточного изменения
60
30
О
-30
-60
-90
Рис.
■р = 6,00м5ар
: 5,75

э.зи
5,25
		.	—_
4 О —	О
Сумеет..
) ¥
4,25
65. Поле атмосферного давления у по¬
верхности.
215'

’ jS / / | I \ \
' / ■/ / у 1 \ \
^	/	/
f	f	f
^ /f \\
S' yr	f	f	I
~yr S'	?	f	I
Рис. 66. Поле ветра в период пылевой бури у поверхности (а) и в верх¬
ней тропосфере (б):
стрелка вверху является указателем масштаба.
::216

б результате приливного резонанса, по-видимому, не является
существенным фактором.
За исключением области полюса зимой, динамическое нагре¬
вание составляет лишь малую долю наблюдаемой изменчивости
температуры, которую следует приписать, главным • образом,
влиянию радиационных факторов. В этой связи обращает, одна¬
ко, на себя внимание расхождение необходимых величин ночного
радиационного выхолаживания (эффективная излучательная
способность атмосферы должна составлять 0,53, что соответ¬
ствует радиационной температуре около 200 К) и данных изме¬
рений уходящего инфракрасного излучения. Для того чтобы
объяснить нагревание атмосферы в подсолнечных широтах
(20° ю. ш.), следует предположить, что атмосфера поглощает
около 20% солнечной радиации, падающей на площадку, пер¬
пендикулярную лучам, за пределами атмосферы.
Рассмотренная в работе [269] линеаризованная динамическая
модель, предполагающая наличие лишенной орографии сфери¬
ческой планеты и приближенно учитывающая силы трения, при¬
годна лишь для оценки главных особенностей поля ветра, рас¬
считываемого по полю температуры. В дальнейшем следует
более точно учесть влияние факторов, которые не были приняты
во внимание в упрощенной модели. Особенно важную роль могут
играть орографические эффекты. Использованные для расчетов
сведения о поле температуры позволили учесть лишь влияние ее
суточного распределения. Однако гармоники более высокого
порядка, характеризующие изменчивость полей давления и вет¬
ра, могут оказаться существенными, если аналогичные гармони¬
ки для температуры не окажутся значительно меньше ее суточ¬
ного изменения.
Сопоставление рис. 64—66 и рис. 62 позволяет в определен¬
ной мере судить об адекватности численного моделирования
общей циркуляции марсианской атмосферы.
Теория теплового режима. Важное значение для метеороло¬
гии Марса имеют теоретические исследования закономерностей
теплового режима атмосферы [89, 91—93, 130, 132, 138, 242—
244]. В связи с техм, что первоначальные данные о вертикальных
профилях температуры, полученные путем радиопросвечивания
марсианской атмосферы с АМС «Маринер-6,7», существенно
расходились с результатами расчетов для модели чисто углекис¬
лой, радиационно-конвективной атмосферы (измерения дали
более высокую температуру и гораздо меньший вертикальный
градиент температуры), П. Гираш и Р. Гуди [132] предприняли
вычисления с учетом влияния запыленности атмосферы.
Хотя последующее уточнение методики интерпретации дан¬
ных радиорефракционных измерений почти полностью устранило
отмеченные расхождения, это не исключило, однако, актуаль¬
ности учета влияния пыли, что стало особенно ясным в связи
с анализом данных «Маринер-9», полученных в условиях
217

пыльной бури и указывающих на высокую температуру атмосфе¬
ры (около 240 К) при наличии очень слабого изменения темпе¬
ратуры с высотой.
П. Гираш и Р. Гуди показали, что учет поглощения солнечной
радиации, равномерно перемешанной в атмосфере пылью, в пред¬
положении независимости коэффициента поглощения от длины
волны и оптической толщины, равной 0,1 (примерно. 10% сол¬
нечной радиации поглощается атмосферой), приводит к удовлет¬
ворительному согласию теории с экспериментом. В отличие от
данных, относящихся к чисто углекислой атмосфере, при нали¬
чии пыли практически не наблюдается конвективного погранич¬
ного слоя (лишь в течение небольшой части дня имеет место
слой слабой конвекции). Температура близка к 240 К на протя¬
жении двух высот однородной атмосферы, что указывает на
большую устойчивость атмосферы. Амплитуда суточного распре¬
деления температуры на высотах, превышающих 2—3 км, при¬
мерно в три раза больше, чем в случае углекислой атмосферы.
Поскольку нагревание марсианской атмосферы в результате
поглощения солнечной радиации пылью может быть вполне
типичным явлением, это может вызвать целый ряд серьезных
изменений в наших представлениях об атмосфере Марса: 1) на¬
личие большой устойчивости повлияет на движения всех мас¬
штабов; 2) увеличение амплитуды суточного изменения темпе¬
ратуры усилит влияние приливных эффектов; 3) отсутствие
интенсивной конвекции существенно изменит характер общей
циркуляции атмосферы; 4) изменение интенсивности турбулент¬
ного перемешивания в тропосфере и возрастание роли атмосфер¬
ных приливов могут серьезно повлиять на ход фотохимических
процессов в ионосфере и высоту турбопаузы; 5) особенно инте¬
ресны возможные эффекты нелинейного взаимодействия пыли,
радиации и атмосферных движений, которые могут, в частности,
обусловить «взрывной» рост пылевых облаков под влиянием
силы горизонтального градиента давления, возникающей при
появлении локального пылевого облака (именно такой характер
имели процессы в атмосфере Марса в конце 1971 г.).
Рассмотрев одномерную модель пограничного слоя над скло¬
ном, С. Блумсак и др. пришли к выводу [93], что структура и тол¬
щина пограничного слоя определяются главным образом радиа¬
ционными факторами, если считать коэффициент перемешивания
равным 3* 105 см2/с. На высоте 1 км над склоном крутизной
0,005 типичные амплитуды осцилляций температуры и скорости
ветра составляют соответственно ± 15 К и ±25 м/с.
Значительный интерес представляет расчет поля температу¬
ры поверхности Марса. Р. Лейтон обсудил [183] результаты рас¬
чета суточного изменения температуры поверхности Марса,
полученные в предположении, что поверхность представляет
собой мелкодисперсный силикатный порошок, кроме того, не
учитывался парниковый эффект атмосферы. Варьируя теплофи¬
218

зические свойства грунта, можно достичь хорошего согласия
расчетных и наблюденных температур. Поскольку данные
наземных наблюдений относятся только к марсианскому дню,
расчеты позволяют получить, таким образом, сведения об осо¬
бенностях ночного изменения температуры.
Ночью даже на экваторе температура поверхности должна
быть очень низкой. На широтах, превосходящих 50°, температура
падает ниже точки сублимации углекислого газа (145 К при
давлении 5 мбар), т. е. должна происходить сублимация угле¬
кислого газа на поверхности. В работе [183] приведены данные
расчетов толщины слоя сублимированного углекислого газа на
различных широтах в зависимости от времени года, иллюстри¬
рующие, в частности, образование полярных шапок. Толщина
слоя твердой углекислоты достигает 100 г/см2 и более. Сублима¬
ция столь большого количества углекислоты из атмосферы дол¬
жна вызывать вариации давления в течение года. Расчет равно¬
весной температуры поверхности той части полярных шапок,
которая сохраняется в течение всего года, дает величину, рав¬
ную 145 К. Это позволило Р. Лейтону высказать гипотезу о том,
что перманентные зоны полярных шапок (прежде всего север¬
ной) «управляют» атмосферным давлением на Марсе. Такой
вывод подтверждается выполненным П. Войчешиным анализом
радиорефракционных данных «Маринер-9» [334]. Наблюдается
отчетливое годовое изменение глобального атмосферного давле¬
ния, причем имеет место корреляция между вариациями давле¬
ния и протяженностью полярных шапок, т. е. происходит обмен
углекислым газом между атмосферой и полярными шапками.
В период перехода от зимы к весне в северном полушарии отме¬
чен рост глобального давления на 13% и его уменьшение на
14% при переходе от весны к лету. Обнаружены большие
(до 2 К/град, широты) меридиональные градиенты температу¬
ры, которые могут способствовать развитию бароклинных волн.
В.	Данневик и А. Паллман выполнили численное моделиро¬
вание [118] теплового режима марсианской атмосферы со сле¬
дующими целями: 1) изучение теплового взаимодействия марси¬
анской атмосферы и грунта и возникающего в связи с этим
суточного изменения температуры в нижних слоях атмосферы
(известно, что амплитуда суточного распределения температуры
поверхности Марса составляет в средних широтах около 70 К);
2)	обоснование методики интерпретации данных о поле темпера¬
туры запыленной атмосферы, восстановленном по результатам
спектральных измерений уходящего теплового излучения Марса
с АМС «Маринер-9». Основу численного моделирования состав¬
ляет использование системы уравнений теплопроводности в ат¬
мосфере и грунте, причем в первом случае учитываются конвек¬
тивный перенос тепла, поглощение солнечной радиации в атмо¬
сфере и лучистый теплообмен. В рассмотренной модели чисто
углекислой атмосферы поглощение солнечной радиации
219

обусловлено полосами в близкой инфракрасной области спектра
(1—6 мкм), а лучистый теплообмен определяется влиянием
(12—18 мкм) полосы углекислого газа (интегрирование по дли¬
не волны выполнено путем разбиения всего спектра на 62 интер¬
вала). Эффективный коэффициент поглощения пыли, находя¬
щейся на высотах до 30 км, был принят равным 0,1 км-1. При
интегрировании по высоте рассматривалась 52-слойная толща
Рис. 67. Исходный наблюдаемый (19 ч по местн. марс, вр.)
и расчетные вертикальные профили температуры для чистой
(сплошные кривые) и запыленной (пунктир) атмосферы в 5
и 16 ч (а) й вертикальные профили разности температур этих
атмосфер (б).
атмосферы до уровня 50 км и 60-сантцметровый слой грунта
(силикатная пыль). Шаг по времени выбран равным 15 мин.
В качестве начального был принят вертикальный профиль тем¬
пературы по данным «Маринер-9» для 19 ч местн. марс. вр.
в точке 38° ю. ш. при склонении Солнца, равном — 23° (лето,
южное полушарие).
220

Анализ результатов вычислений, сделанных за два периода
из 24 мрс. ч, для условий чистой и запыленной атмосферы пока¬
зывает (рис. 67), что в случае чистой атмосферы отчетливо
выявляются три слоя (соответственно режима теплообмена):
1) 0—5 км, где существенную роль играют конвективный тепло¬
обмен с поверхностью и лучистый теплообмен диффузного
(«короткопробежного») типа; 2) 5—31 км, для которого харак¬
терно определяющее влиянйе поглощения солнечной радиации
и «длиннопробежного» лучистого теплообмена, обусловливаю¬
щего «взаимодействие» с поверхностью и выхолаживание в ре¬
зультате излучения в космос; 3) выше 30 км, где доминируют
поглощение солнечной радиации и тепловое излучение в космос,
а влияние вариаций температуры поверхности грунта не сказы¬
вается.
Тепловой режим запыленной атмосферы отличается главным
образом в слое 5—31 км. В дневное время вертикальный «про¬
филь температуры. в этом слое близок к изотермическому, что
согласуется с данными «Маринер-9». Верхняя граница пылевого
слоя играет роль эффективной излучающей поверхности: ампли¬
туда суточного изменения температуры на этом уровне достигает
примерно 50% амплитуды суточного изменения температуры
поверхности Марса. Поэтому расположенные над «эффективной
излучающей поверхностью» слои атмосферы реагируют на ее
присутствие таким образом, как нижние слои атмосферы — на
вариации температуры марсианской поверхности:	образуется
отчетливый радиационно-конвективный слой.
Расчеты суточного изменения составляющих теплового
баланса поверхности Марса показали, что в случае запыленной
атмосферы ее противоизлучение возрастает более чем на 50%.
Существенным фактором суточного изменения температуры
поверхности является перенос тепла в грунте посредством моле¬
кулярной теплопроводности.
Данные рис. 68 иллюстрируют особенности суточного изме¬
нения температуры в пограничном слое и в верхнем слое грунта
для условий незапыленной атмосферы.
Теория пылевых бурь. Глобальная пылевая буря, возникшая
на Марсе в период достижения* этой планеты АМС «Марс-2,3»
и «Маринер-9», вызвала повышенный интерес к исследованию
причин ее образования, хотя такие явления и наблюдались
ранее неоднократно с Земли, особенно в периоды великих проти¬
востояний и летнего солнцестояния в южном полушарии. Име¬
ются данные, указывающие на ареографическую локализован¬
ное^ очагов бурь. Так, например, желтые облака, наблюдав¬
шиеся в 1909, 1911, 1924, 1939, 1956 и 1971 гг., первоначально
возникали, по-видимому, в районе Hellas—Noachis.
Наземные наблюдения показали, что глобальная буря
1971 — 1972 гг. начала интенсивно развиваться 22 октября 1971 г.
в восточной части Noachis. Район, занятый бурей, сначала
221

медленно увеличивался в пределах южного полушария, но
затем менее чем за две недели буря охватила всю планету (вре¬
мя и место возникновения этой бури почти соответствуют вре¬
мени и месту возникновения бури 1956 г.). После наступления
главной фазы бури пыль постепенно распространялась на запад
от места ее возникновения, но вместе с тем появилось несколько
новых центров бури на других долготах того же пояса широт.
а
д,км
Г,К
Рис. 68. Суточный ход вертикальных профилей температуры
верхнего слоя грунта (б) и пограничного слоя атмосферы (а)
для условий незапыленной атмосферы:
цифры у кривых обозначают местное марсианское время.
По данным К. Леови и др. [187], в течение первого месяца
функционирования «Маринер-9» (13 ноября—13 декабря) пыль
была однородно распределена по всей планете при оптической
толщине слоя около 2. Наблюдения профиля яркости вблизи
края диска планеты указывали на равномерную перемешанность
пыли, по крайней мере до высоты 50 км. Измерения цвета и аль¬
бедо свидетельствовали о малой величине альбедо однократного
222

рассеяния пылевых частиц (около 0,8 вблизи 0,6 мкм). Оценка
размеров частиц дала значение ~5-М0 мкм и указала на узость
диапазона размеров.
Данные измерений при помощи инфракрасного интерферен¬
ционного спектрометра (ИКИС) позволили сделать вывод о том,
что частицы состоят из силикатов и обусловливают сильный про¬
грев атмосферы на высотах до 40 км вследствие поглощения сол¬
нечной радиации (суточное изменение нагревания в южном
полушарии почти не зависело от высоты). На высоте около 70 км
наблюдался слой дымки, который исчез после прекращения
пылевой бури (возможно, этот слой состоял из конденсата в виде
сухого льда). Как уже отмечалось, следует ожидать наличия
слоя интенсивной конвекции выше нагретой и запыленной части
атмосферы, на верхней границе которого должны иметь место
минимальные температуры (в их зоне и образуется упомянутый
слой дымки).
Главными вопросами, требующими ответа в связи с выясне¬
нием физической природы пылевых бурь, являются следующие
[151, 152]: 1) почему бури возникают в периоды противостояний
и равноденствий? 2) чем обусловлена особая роль района Hel¬
las—Noachis? 3) какие процессы ответственны за подъем частиц
пыли и какие скорости ветра необходимы для этого? 4) какие
факторы ответственны за быстрый рост размеров облака до гло¬
бальных?
С.	Хесс [152] высказал соображения о вероятных ответах на
последние два вопроса. Ревизия сделанных ранее расчетов пока¬
зала, что частицы размерами около 200-У300 мкм могут подни¬
маться при величине динамической скорости у поверхности
^*=У(т/р) >2,0 м/с (т — касательное напряжение; р — плотность
воздуха). Этому значению соответствует скорость геострофиче-
ского ветра на уровне верхней границы экманового слоя, равная
60 м/с, а предположение о логарифмическом профиле ветра
в прандтлевом слое приводит к скорости, составляющей 38 м/с
на верхней границе этого слоя (50 м). Все эти величины оказы¬
ваются существенно меньшими, чем полученные ранее. С. Хесс
рассмотрел [152] различные механизмы, которые могут объяс¬
нить появление сильных ветров и показал, что главными факто¬
рами являются влияние общей циркуляции атмосферы, тепло¬
вые и механические эффекты топографии и пылевые вихри.
Пылевые бури, которые обусловлены мелкомасштабными возму¬
щениями, не способны к заметной интенсификации и росту.
Соображения, основанные на теории размерностей и использо¬
вании уравнений горизонтального движения и гидростатики,
показывают, что пылевое облако толщиной не менее 10 км и ра¬
диусом порядка нескольких десятков километров может вслед¬
ствие поглощения солнечной радиации, вызвать появление таких
горизонтальных градиентов температуры, которые в свою оче¬
редь генерируют ветры, вызывающие усиление подъема пыли.
223

Таким образом, существует обратная связь, которая опреде¬
ляет возможность роста до глобальных масштабов первоначаль¬
ного облака, размеры которого превосходят критические. С этой
точки зрения преимущественное образование штормов в перио¬
ды летних солнцестояний в южном полушарии можно объяснить
наиболее благоприятными условиями (максимумом) инсоляции
в это время. Возможно, что частое возникновение пылевых бурь
в районе Hellas—Noachis обусловлено влиянием орографии,
которое может способствовать образованию пылевого облака
критических размеров. Очевидно, что описанные процессы с об¬
ратной связью, приводящие к глобальной пылевой буре, невоз¬
можны в условиях земной атмосферы с ее значительно более
высокой плотностью, в результате чего характерное время
радиационных процессов гораздо больше на Земле, чем на
Марсе, а это означает, что земное пылевое облако будет быстро
рассеиваться под влиянием ветра и гравитационного оседания.
Как показал Г. Баренблатт (см. [5, 9, 137]), для гидродина¬
мики потоков с тяжелой примесью характерно усиление градиен¬
та скорости у поверхности, находящееся в обратной зависимости
от размеров частиц, что способствует дальнейшему подъему
пыли в атмосферу до тех пор, пока не установится стационарное
распределение пыли по высоте, определяемое, главным образом,
запасами пыли на поверхности. Такой процесс рассмотрен в тео¬
рии пылевых бурь, развитой Г. Баренблаттом и Г. Голицыным
[5, 137], как один из механизмов, способствующих саморазвитию
пылевого облака. Другим важным механизмом является уже
отмеченное усиление горизонтальных градиентов температуры
(и, следовательно, давления), которое происходит вследствие
повышенного поглощения солнечной радиации пылевым обла¬
ком, когда оно достигает достаточно больших размеров. При
этом в нижних слоях атмосферы формируется интенсивный цик¬
лонический вихрь и усиливается ветер, способствующий подъему
пыли. Важность такого рода механизма развития пылевой бури,
который оказывается быстродействующим, отмечена и в работе
П. Гираша и Р. Гуди [133], посвященной применению предложен¬
ной ранее модели развития урагана на Земле к описанию про¬
цесса формирования глобальной пылевой бури на Марсе.
После того как запыляется вся планетарная атмосфера,
горизонтальные градиенты температуры начинают уменьшаться
и ветер ослабевает. Начинается процесс гравитационного оседа¬
ния пыли. Если это оседание неравномерно, то возможны новые
временные усиления бури (подобные явления наблюдались во
время глобальных бурь 1924 и 1971 гг.). В работе Г. Баренблат-
та и Г. Голицына [5] предложена теория локальной структуры
пылевой** бури на ее развитой стадии, когда буря может рас¬
сматриваться как стационарная.
К. Леови и др. [187] предложили теорию пылевой бури, учи¬
тывающую данные дистанционного зондирования с АМС «Мари-
224

нер-9» (см. § 3), которые позволяют найти три компоненты поля
ветра, устойчивую осесимметричную меридиональную состав¬
ляющую, а также компоненты суточных и полусуточных прили¬
вов. Особенно важна система осесимметричных ветров в тропи¬
ках, поскольку наблюдения глобального распределения и на¬
правлений пылевых струй на поверхности свидетельствуют
о том, что она является доминирующей в период пылевой бури:
ветер у поверхности направлен к поясу широт 25—30° ю. ш.,
в котором располагается подсолнечная точка в рассматриваемый
период времени.
Использование простой модели теплового баланса планеты
позволяет оценить интенсивность экваториальной циркуляции,
а также вариации ветра и температуры, обусловленные терми¬
ческими приливами. При этом обнаружено сильное влияние
облаков из водного льда на общую циркуляцию, определяемое
тем фактом, что даже при содержании льда в облаке, равном
1,0 мг/см2, его излучательная способность составляет около 0,7.
Поэтому при появлении облаков максимальная меридиональная
скорость ветра у поверхности в экваториальной зоне должна
возрастать от 9 до 20 м/с.
Осесимметричная система меридиональных ветров достаточ¬
но интенсивна для подъема пыли над обширными районами
тропиков Марса при определенных условиях: приходящая сол¬
нечная радиация близка к максимальной, статическая устойчи¬
вость атмосферы мала, атмосфера способна поглощать и пере-
излучать значительную часть приходящей радиации. Излучению
может способствовать образование облаков из водного льда
в полярных районах северного полушария, влияние которых
достигает экваториальных широт.
С учетом отмеченных обстоятельств картина развития бури
представляется следующей. Под влиянием градиента темпера¬
туры у края отступающей южной полярной шапки и потока мас¬
сы, возникающего при сублимации углекислого газа над южной
полярной шапкой, могут образовываться сильные ветры на ее
периферии. Эти полярные ветры весной в южном полушарии
вызывают местные пылевые бури, повышающие уровень запы¬
ленности. Возросшее в результате повышения запыленности
поглощение солнечной радиации способствует уменьшению ста¬
тической устойчивости и интенсификации меридиональной цирку¬
ляции (скорость меридионального ветра перед наступлением
пылевой бури может достигать 30 м/с).
По-видимому, важную роль в развитии бури на первоначаль¬
ном этапе играют особенности топографии района Noachis.
Ускорению процесса развития бури могут способствовать и при¬
ливные компоненты поля ветра. Процесс развития бури являет¬
ся самовозбуждающимся (рост запыленности порождает усиле¬
ние ветра и т. д.) до тех пор, пока толщина запыленного слоя
атмосферы не достигает нескольких высот однородной атмосферы,
15 3955
225

после чего начинается увеличение статической устойчивости
под влиянием нагревания и одновременное ослабление бури.
Выполненный К. Леови и др. анализ данных наблюдений [187]
подтверждает описанную схему развития глобальной пылевой
бури.
Распределение источников и стоков энергии, необходимое для
формирования глобальной пылевой бури, возникает лишь в мо¬
менты, близкие к летним («перигейным») солнцестояниям южно¬
го полушария. Следует поэтому ожидать вариаций частоты бурь
в зависимости от эксцентриситета орбиты Марса и соотношения
фаз перигея и летнего солнцестояния в южном полуша'рии.
Вариации этого соотношения могут быть причиной сильно выра¬
женной эпизодичности пылевых бурь и некоторых связанных
с ними процессов, например, формирования слоистой структуры
полярных шапок.
Данные, полученные с АМС «Викинг-1». С. Л. Хесс и др.
[275 а] описали программу метеорологических измерений, кото¬
рая была реализована на спускаемом аппарате (СА) «Викинг-1»
и включала измерения температуры воздуха, скорости ветра
и атмосферного давления. Скорость и направление ветра изме¬
рялись при помощи термоанемометра с двумя ортогонально
расположенными в горизонтальной плоскости пленочными дат¬
чиками. Для дублирования и однозначности определения
направления ветра использовалась также система четырех тер¬
мопар, расположенных по углам квадрата. Температура воздуха
измерялась при помощи нескольких термопар, показания кото¬
рых привязывались к показаниям контрольной термопары, нахо¬
дящейся внутри корпуса СА.
Все датчики ветра и температуры установлены в конце
выдвижной стрелы на расстоянии не меньше 0,61 м от корпуса
СА и на высоте 1,6 м над марсианской поверхностью. Испытания
в аэродинамической трубе показали, что точность измерений
скорости ветра более 2 м/с должна быть не хуже ±15%, направ¬
ления ветра ±10° и температуры ±1,5° С. Влияние корпуса СА
может несколько сказываться лишь на определении ветра при
азимутах 260 и 340° (по отношению к направлению на север).
Для измерений атмосферного давления использовался датчик,
расположенный внутри корпуса СА и обеспечивающий точность
около 0,07 мбар.
Измерения в точке посадки (район Chryse: 22,48° с. ш.,
48,0° з. д.) начались через два часа после посадки СА. В работе
[275 а] рассмотрены данные за несколько первых марсианских
суток (24,660 ч), полученные через интервалы времени, равные
1 ч 27 мин за периоды регистрации длиной 11 мин, в пределах
которых показания осреднялись за 4 или 8 с.
Анализ данных за первые четверо суток выявляет очень
хорошую воспроизводимость данных от суток к суткам, что сле¬
довало ожидать, поскольку данные наблюдений относятся
226

К лету в субтропиках, где в условиях тонкой марсианской атмо¬
сферы процессы определяются регулярным суточным ходом
радиационного баланса подстилающей поверхности. Поэтому
различия температуры от суток к суткам (в фиксированный
момент времени) не превосходят нескольких десятых градуса.
Анализ результатов измерений суточного хода температуры
воздуха, атмосферного давления, скорости и направления ветра
по данным для первых суток функционирования аппаратуры
(авторы [275а] предлагают называть марсианские сутки «сола-
ми») обнаружил неожиданно высокую повторяемость условий
ветра: преобладает слабый восточный ветер в позднее после¬
полуденное время при скорости ветра, уменьшающейся до нуля
к полуночи. Ночью доминирует ветер с юго-запада с регуляр¬
ными осцилляциями скорости и направления. По-видимому, эти
особенности ветрового режима определяются влиянием крупно¬
масштабной топографии: СА находится на пологом склоне,
наклоненном к северо-востоку, к юго-западу от центра обшир¬
ной круговой депрессии диаметром около 300 км и глубиной
3 км. Юго-западный ветер ночью определяется радиационным
выхолаживанием поверхности и происходящим при этом стоком
воздуха по склону. Осцилляции направления ветра с периодом
около 4 ч обусловлены, вероятно, влиянием крупномасштаб¬
ных гравитационных волн. Возможно, что суточные колебания
ветра и атмосферного давления являются следствием суточной
перемещающейся волны планетарного масштаба, обусловлен¬
ной перемещающимся суточным циклом нагревания и связан¬
ными с этим атмосферными приливами.
Сопоставление данных прямых измерений температуры воз¬
духа на высоте 1,6 м со спускаемого аппарата и косвенных
измерений температуры подстилающей поверхности со спутника
выявляет близкое соответствие для периода перед восходом
Солнца, но наличие сильного контраста температур «подстила¬
ющая поверхность — воздух» (до 25° С) днем, что аналогично
условиям земных пустынь и свидетельствует об интенсивной
конвекции в дневное время.
Показателем конвекции являются также данные о коротко¬
периодической изменчивости температуры и ветра. Минимум
температуры имеет место вскоре после восхода Солнца (5 ч
24 мин местного времени) при среднем значении (за трое
суток), равном 188 К. Перерыв в работе линии связи не позво¬
лил точно определить момент максимума температуры. Интер¬
поляция привела к выводу,, что он имел место примерно в 15 ч
30 мин при среднем значении 244 К- Измерения давления выяви¬
ли суточный ход с амплитудой около 0,2 мбар. Минимальное
давление наблюдается примерно через четыре часа после полу¬
дня, а максимальное — через четыре часа после полуночи. Сред¬
нее давление за первые трое суток составило 7,65 мбар.
15*
227

Сопоставление рассмотренных данных с изображениями по¬
верхности привело к выводу о том, что эоловый рельеф не обу¬
словлен наблюдаемым полем ветра и является, по-видимому,
следствием предшествующей атмосферной циркуляции.
Выполненный позднее [212а] анализ данных метеорологиче¬
ских наблюдений за первые 20 «солов», подтвердил сделанный
ранее (по данным за трое марсианских суток) вывод о высокой
повторяемости суточных ходов температуры, ветра и атмосфер¬
ного давления. Это дало основание для осреднения всех полу¬
ченных данных с целью характеристики климатических особен¬
ностей рассматриваемой точки в летнее время. За период 20 су¬
ток ареоцентрическая долгота Солнца изменилась в пределах
98-f-108° (долгота 90° соответствует летнему солнцестоянию
в северном полушарии).
Осредненный суточный ход температуры воздуха характери¬
зуется максимумом 241,8 К в 15 ч местного времени и миниму¬
мом 187,2 К в 5 ч (непосредственно перед восходом Солнца),
что (с точки зрения вариаций, но не абсолютных значений)
типично для условий земной пустыни (для сравнения использо¬
ваны данные для пустыни Мохаве в Калифорнии). Естественно,
что амплитуда суточного хода температуры на Марсе значи¬
тельно больше земной, поскольку гораздо большие вариации
претерпевает температура подстилающей поверхности (это обу¬
словлено малой плотностью марсианской атмосферы).
Подобными для Марса и земной пустыни являются отноше¬
ния первой (суточной) и второй (полусуточной) гармоник
суточного хода атмосферного давления, но вариации атмосфер¬
ного давления на Марсе по отношению к среднесуточному зна¬
чению в 5 раз больше, чем на Земле. Полусуточная волна в ходе
давления обусловлена (как и в условиях земной пустыни) полу¬
суточным солнечным приливом. Значительно более сложна при¬
рода суточной волны, определяемая взаимодействием несколь¬
ких факторов.
Для суточного хода скорости ветра типично среднее значение
2,4 м/с при преобладании южного ветра и суточное вращение
вектора скорости ветра против часовой стрелки (амплитуда
суточного хода скорости ветра составляет 0!КОло 5 м/с). Как уже
отмечалось, преобладание южного ветра обусловлено влиянием
крупномасштабной топографии.
Измерения атмосферного давления выявили монотонное
уменьшение среднесуточных значений на протяжении всего
20-суточного периода, что следует объяснить влиянием конден¬
сации углекислого газа в зоне южной (зимней) полярной
шапки. Сравнение измеренного понижения давления (0,0122
мбар/сут) с результатами расчетов для различных моделей
привело к выводу, что модель, предполагающая адсорбцию
углекислого газа марсианским реголитом (во всяком случае,
за период одного сезона) неприемлема.
228

§ 5. Верхняя атмосфера
В связи с большим поперечником поглощения, обусловлен¬
ного электронными переходами, при исследовании атмосфер
планет косвенными методами большое внимание уделяется
ультрафиолетовой спектроскопии, особенно при решении задач
определения содержания малых компонентов, составляющих
менее 1 ррт. Естественно, однако, что сильное влияние релеев¬
ского рассеяния позволяет в данном случае изучать лишь верх¬
ние слои атмосфер. Т. Оуэн и К. Саган детально обсудили [248],
например, результаты анализа ультрафиолетовых спектров
Марса, Юпитера, Сатурна и Венеры в области длин волн
2000—3600 А (разрешающая способность составляет около
25 А), зарегистрированных при помощи сканирующего спектро¬
метра с дифракционной решеткой, установленного на борту
орбитальной астрономической обсерватории ОАО-А2. Главной
целью анализа данных было установление верхних пределов
возможного содержания малых компонентов в верхних атмосфе¬
рах упомянутых планет. Использованная методика достаточно
чувствительна для обнаружения газов, обусловливающих погло¬
щение, которому соответствует эквивалентная ширина не менее
3 А. Во всех случаях интерпретация данных была основана на
использовании формализма отражающего слоя, поскольку при¬
менение более сложных моделей едва ли можно считать оправ¬
данным. Аналогичная методика употреблялась и на АМС
«Маринер» для исследований состава верхней атмосферы Марса.
Проблеме верхней атмосферы Марса посвящена обширная
литература. Здесь мы рассмотрим только результаты последних
экспериментальных исследований, имея в виду главным образом
те аспекты проблемы, которые связаны со взаимодействием
между нижними и верхними слоями марсианской атмосферы.
Один из основных вопросов в этой связи касается атмосферного
озона.
Состав. Известно, сколь существенную роль играет наличие
озона в земной атмосфере. Естествен поэтому интерес к обна¬
ружению озона в атмосфере Марса [19, 75, 79, 80]. Осуществлен¬
ные Ч. Бартом и др. исследования озона |79, 210, 211] при
помощи ультрафиолетового спектрометра, установленного на
АМС «Маринер-7» (1969 г., конец марсианской зимы), не обна¬
ружили его присутствия где бы то ни было, кроме южной
полярной шапки. Было высказано предположение, что поглоща¬
ющий ультрафиолетовую радиацию газообразный озон адсорби¬
рован твердой углекислотой на поверхности Марса.
Поскольку в комплекс научной аппаратуры АМС «Мари-
нер-9» входил аналогичный прибор (один из двух каналов спек¬
трометра охватывает диапазон от 2100 до 3500 А, обеспечивает
разрешение 15 А и регистрирует спектры через каждые 3 с), то
было интересно проверить полученные ранее результаты
229

в период раннего марсианского лета и попытаться обнаружить
озон в других районах планеты. При средней высоте АМС, равном
2300 км, поле зрения спектрометра составляет около 20X20 км.
Измерения над различными участками Марса были выполнены
при разных условиях геометрии визирования, высоте АМС
и освещении Солнцем. Ввиду интенсивной пыльной бури, проис¬
ходившей в течение первого периода наблюдений, спектрометр
не «видел» подстилающей поверхности над большей частью
планеты. В районе южной полярной шапки имело место, однако,
увеличение сигнала на длинах волн около 3000 А, обусловлен¬
ное влиянием большого альбедо поверхности (здесь поверхность
планеты «просматривалась» через атмосферу).
Как показали Ч. Барт и др.
[211], в период первого этапа
наблюдений ни один из спектров,
зарегистрированных в интервале
широт 90° ю. ш.— 30° с. ш., не
обнаружил присутствия озона.
По мере оседания пыли и прояс¬
нения атмосферы над южной по¬
лярной шапкой четко проявля¬
лось увеличение отражательной
способности, но по-прежнему не
было признаков озона,— вплоть
до 70-х суток (140-й виток), ко¬
гда атмосфера стала здесь доста¬
точно прозрачной. На 94-м витке
АМС совершила маневр, позво¬
ляющий провести наблюдения се¬
вернее 30° с. ш. Как только поле
зрения спектрометра пересекало
эту широту (на 102-м витке),
было отмечено монотонное увели¬
чение отражательной способности
при Я = 3050 А с ростом широты. Анализ телевизионных изобра¬
жений показал, что лишь в полосе широт 45—50° с. ш., где
отраженная ультрафиолетовая радиация становилась очень
интенсивной, наблюдалась дымка, которую можно связать с на¬
личием северного полярного «колпака». Расчет отношения
интенсивностей радиации, отраженной на широтах 47 и 27° с. ш.,
указывает на существование заметной депрессии вблизи
)» = 2550 А (полоса Хартли), которая1 является первым призна¬
ком существования озона по данным «Маринер-9».
На рис. 69 изображена зависимость от широты отражатель¬
ной способности на длине волны 3050 А, обусловленная влия¬
нием северного полярного «колпака», вызывающего сильный
рост отражения севернее 45° с. ш. Рис. 70 характеризует рас¬
пределение энергии в спектре радиации, отраженной на широте
Рис. 69. Зависимость отражатель¬
ной способности от широты, обу¬
словленная влиянием северного
полярного «колпака» (102-й ви¬
ток) :
разъяснения но поводу точки А см.
в тексте.
230

47° с. ш. (точка А на рис. 69), и спектральную зависимость
отношения интенсивностей радиации, отраженной на широтах
47 и 27° с. ш. Вполне заметная депрессия кривой отношения
интенсивностей в области полосы Хартли озона является несом¬
ненным свидетельством его присутствия.
По мере наблюдения все более северных участков Маркса
глубина этой депрессии возрастала, и на 144-м витке поглоще-
Рис. 70. Распределение энергии в спектре отраженной ультрафиолетовом
радиации на широте 47°" с. ш. и отношение интенсивностей отраженной
радиации на широте 47° и 27° с. ш.
ние озоном в высоких широтах проявлялось уже как весьма
сильное (рис. 71). Начиная с этого момента, поглощение озоном
неизменно отмечалось везде севернее 45° с. ш., но не было
заметным в южном полушарии (включая полярную шапку).
Однако по мере приближения к моменту осеннего равноденст¬
вия присутствие озона начало постепенно проявляться и в юж¬
ном полушарии. К 200-му витку озон обнаруживался ^зде
южнее 60° ю. ш. Этот факт позволяет сделать вывод о сущест¬
вовании на Марсе сильного годового распределения озона.
Следует отметить, что упомянутые выше данные о спектраль¬
ной зависимости альбедо Марса в ультрафиолетовой области
спектра, полученные с ОАО-А2 0248], не содержат следов погло¬
щения малых компонентов вообще и согласуются с моделью
231

чисто углекислой атмосферы при давлении у поверхности, рав¬
ном 5,5 мбар или меньшем (если рассеяние обусловлено и аэро¬
зольным компонентом). Поскольку рассматриваемые результа¬
ты относятся ко всему диску планеты, они не могут, однако, ни
опровергнуть, ни подтвердить обнаруженное по данным АМС
«Маринер-6, 7, 9» наличие озона в марсианской атмосфере.
Установленный на АМС «Марс-5» двухканальный фильтро¬
вый фотометр с высоким пространственным (угловым) разре¬
шением (6') позволил осуществить определение концентрации
озона в марсианской атмосфере по данным измерений профилей
Рис. 71. Распределение энергии в спектре отраженной ультрафиолетовой
радиации на широте 57° с. ш. и отношения интенсивностей отраженной
радиации на широте 57 и 20° с. ш.
яркости диска планеты и слоя атмосферы вблизи края диска
планеты внутри (2600 А) и вне (2800 А) полосы поглощения
озона. Подобные измерения позволяют также получить важную
информацию о вертикальной структуре (в частности, об аэро¬
зольных слоях) в нижней и средней атмосфере планеты и дан¬
ные о ее рельефе (путем оценки рассеивающей толщи атмо¬
сферы). Проанализированные В. Краснопольским и др. [19] дан¬
ные наблюдений профилей яркости за 25 февраля 1974 г. хорошо
согласуются с данными АМС «Маринер-6, 7», но несколько пре¬
вышают данные, полученные с «Маринер-9». Анализ профилей
яркости в слое атмосферы указывает на существование двух
аэрозольных слоев: нижнего, имеющего максимум у поверх¬
ности планеты, и верхнего, максимум которого расположен
йблизи максимума концентрации озона. По-видимому, макси¬
мум озона находится на высоте 35—40 км, а счетная концентра¬
ция озона составляет здесь около 7* Ю9 см-3, т. е. на три порядка
232

величины меньше, чем на Земле. Выше 50 км рассеи¬
вающих слоев с оптической толщиной более 3 • 10-4 не обна¬
ружено.
Данные измерений ультрафиолетового излучения Марса при
помощи спектрометра, установленного на АМС «Маринер-9»,
за период с 14 ноября 1971 г. по 27 октября 1972 г., охваты¬
вающий около двух марсианских сезонов (лето и осень в юж¬
ном, зиму и весну в северном полушариях), позволили изучить
закономерности годового распределения содержания озона [211].
Количество озона определялось по континуальному поглоще¬
нию в полосе Хартли (2000—3000 А). Модель атмосферы,
использованная для разработки методики интерпретации, исхо¬
дит из предположения, что над полярными шапками распола¬
гается слой тумана или облаков, состоящий из кристаллов льда
(полярный «колпак»). Формирование этого слоя начинается
осенью, и он частично сохраняется до весны. Полярная шапка
предполагается состоящей из сухого льда, который может
содержать также водный лед.
В течение большей части лета в полосе широт 50—75° ю. ш.
озон отсутствует, и его первые признаки появляются в конце
лета вблизи 60° с. ш., когда общее содержание озона увеличи¬
вается от уровня обнаружения (3 «мкм») до 10 «мкм» и возра¬
стает осенью до 30 «мкм». В области северной шапки озон
всегда наблюдался зимой севернее 45° с. ш. при максимальном
содержании в поясе широт 50—75° с. ш. Наибольшее содержа¬
ние озона составляло 57 «мкм». Весной содержание озона было
меньшим, чем зимой, составляя в середине весны около
10 «мкм». При наблюдениях озона в период развития полярной
шапки («колпака») осенью и зимой отмечалось возрастание
отражательной способности в диапазоне 3000—3500 А по сравне¬
нию со случаем ясной атмосферы, обусловленное, вероятно,
кристаллами льда, взвешенными в атмосфере.
По-видимому, вариации содержания озона в атмосфере
Марса тесно связаны в первую очередь с изменениями концен¬
трации водяного пара. Теоретические исследования, относящие¬
ся к земной атмосфере, показали, что во «влажной» стратосфере
должно быть меньше озона, чем в «сухой». Уменьшение содер¬
жания водяного пара с уменьшением температуры благоприят¬
ствует фотохимическим процессам с участием углекислого газа
и молекулярного кислорода, порождающим озон. Изменчивость
содержания водяного пара обусловливает годовое изменение
озона. Изучение процессов, вызывающих вариации марсианско¬
го озона, может представлять существенный интерес для объяс¬
нения природы вариаций озона в земной атмосфере и эволюции
ее состава. Возможно, что сезонная изменчивость озона (в част¬
ности, полное исчезновение озона в определенные периоды)
в современной атмосфере Марса является аналогом «добиоло-
гических» процессов, происходивших в земной атмосфере.
233

Структура. Спектроскопические измерения свечения верхней
атмосферы позволили получить важные характеристики ее пара¬
метров и состава [27, 206—209, 275, 302, 304, 313]. Существенные
сведения о структуре марсианской атмосферы получены, напри¬
мер, на основе интерпретации данных измерений ультрафиоле¬
тового излучения Марса в области длин волн 1900—3400 А,
сделанных при помощи спектрометра, установленного на АМС
«Маринер-9» (28 ноября — 21 декабря 1971 г.). В работе '{303]
обсуждены были результаты 18 серий измерений интенсивности
свечения атмосферы вблизи края диска планеты в полосах
Камерона окиси углерода (1900—2700 А) и дублета положи¬
тельного иона углекислого газа (2890 А). Максимальная интен¬
сивность свечения составляет соответственно	200-У-300
и 50-?-75 кР (килорелей).
Вертикальный профиль интенсивности свечения в полосах
Камерона характеризуется увеличением интенсивности до мак¬
симальной величины на высоте около 140 км и последующим
экспоненциальным спадом. Сравнение измеренных и «синтетиче¬
ских» профилей интенсивности свечения позволило определить
эквивалентную интенсивность в надире и высоты однородной
атмосферы в зоне экспоненциального спада. Поскольку для дуб¬
лета С02ь отношение сигнала к помехе было недостаточно высо¬
ким, находилось лишь отношение интенсивностей свечения для
дублета и полос Камерона.
Так как свечение в этих полосах вызвано непосредственно
поглощением ультрафиолетовой солнечной радиации и, с другой
стороны, имеет месте* хорошая корреляция между ультрафиоле
товым и 10,7-сантиметровым радиоизлучением, то интенсивность
свечения в зените /0 можно сопоставить с потоком радиоизлуче¬
ния ^ю,Такого рода сопоставление привело к формуле:
/0 = 0,062 (74 + /7ю!7) при коэффициенте корреляции, равном 0,80.
Среднее отношение интенсивностей свечения в дублете и поло¬
сах Камерона оказалось равным 0,24 : 1. Средняя (по 18 сериям)
высота однородной атмосферы составляет 17,8 км, что соответ¬
ствует температуре экзосферы 325 К. Разность максимальных
и минимальных значений высот достигает 9,5 км (24,0-:-14,5 км,
что соответствует температурам 445 и 270 К).
Столь сильная изменчивость высоты однородной атмосферы
свидетельствует о том, что значительное влияние на темпера¬
туру верхней атмосферы Марса оказывают процессы, не связан¬
ные непосредственно с солнечной активностью (например,
нагревание вследствие диссипации атмосферных гравитацион¬
ных волн и охлаждение, обусловленное турбулентностью).
Полученные результаты находятся в общем в хорошем согласии
с данными теоретических расчетов. Однако поток радиоизлуче¬
ния, принятый в расчетах, по крайней мере вдвое меньше, чем
это получается по данным определения электронной плотности
234

на основе радиорефракционных измерений. Причины такого рас¬
хождения пока не ясны.
В период с декабря 1971 г. по март 1972 г. с искусственных
спутников Марса «Марс-2» и «Марс-3» были осуществлены
измерения рассеянного верхней атмосферой планеты ультрафио¬
летового излучения в трех интервалах длин волн: 1050—1340,
1225—1340 и 1050—1180 А. Н. Дементьева и др. [275] обсудили
результаты измерений с «Марса-3» за период до 28 февраля
1972 г., относящиеся к первым двум из упомянутых интервалов
длин волн. По разности показаний фотометра для двух интер¬
валов определялась интенсивность излучения атомарного водо¬
рода. По данным для всего периода измерений интенсивность
излучения в линии La (1215,8 А) изменялась от 4—5 кР (на
диске планеты) до 0,75 кР (на максимальных расстояниях
от планеты). Максимальное излучение в линиях кислорода 01
на 7=1304 А имело место при наблюдениях в направлении осве¬
щенной части диска Марса. Интенсивность излучения резко
уменьшилась до величины ^3 Р при пересечении диска в сто¬
рону космоса. Оценка космического фона в линии La по данным
измерений на больших расстояниях от планеты (от 15 000 до
150 000 км) дала величину около 600 Р. Это значение вычита¬
лось из измеренных величин для определения истинных величин
интенсивности эмиссий.
Внеатмосферная (фоновая) компонента излучения в линии
La представляет собой солнечную радиацию, рассеянную ней¬
тральными атомами водорода, проникающими в гелиосферу
с межзвездным ветром. Наиболее обширные измерения фоно¬
вого La-излучения были осуществлены с орбитальной геофизи¬
ческой обсерватории ОГО-5, что позволило построить карты
распределения яркости неба. Р. Болин выполнил сопоставление
с картой за 13 сентября 1969 г. [89] данных измерений с АМС
«Маринер-9» La -излучения, сделанных на пути к Марсу 2, 9 ок¬
тября и 3 ноября 1971 г. в нескольких направлениях, концен¬
трирующихся главным образом вблизи минимума яркости.
Анализ данных показал, что если в зоне максимальных величин
имеет место удовлетворительное согласие, то вблизи минимума
величины яркости по данным ОГО-5 примерно вдвое больше.
По-видимому, это объясняется влиянием геокороны на показа¬
ния датчиков ОГО-5. Сравнительный анализ данных «Мари¬
нер-9» и «Маринер-6» привел к выводу, что последние данные
должны быть исправлены введением коэффициента, равного
1,43±0,2. Малые величины яркости фона в линии La вблизи
минимума яркости, полученные по данным «Маринер-9», при¬
водят к оценке кинетической температуры близлежащей меж¬
звездной среды примерно в 200—1100 К и скорости частип
относительно Солнца в пределах 13-М 4 км/с.
На основе использования формулы для интенсивности рас¬
сеянного излучения, относящейся к случаю оптически толстой

среды и допплерову профилю коэффициента поглощения, в ра¬
боте [275] сделаны расчеты интенсивности излучения для разных
точек водородной короны Марса на расстояниях от 200 км над
поверхностью до пяти планетных радиусов. Вертикальный про¬
филь концентрации атомарного водорода взят по данным изме¬
рений в ультрафиолетовой области спектра с АМС «Маринер-6,
7». Результаты расчетов и измерений хорошо согласуются,
если принять, что температура экзосферы составляет 350 К,
а счетная концентрация атомов на «критическом» уровне равна
6 • 103 см-3.
При вычислении интенсивности излучения над диском Марса
следует вводить поправку на альбедо слоя атмосферы, находя¬
щегося ниже 200 км. Наилучшее согласие с данными измерений
получается при использовании альбедо, равного 0,40. Обсуж¬
денные в работе [275] сведения о вертикальном профиле счетной
концентрации водорода по данным «Маринер-6, 7» и «Марс-3»
указывают на значительно более низкие концентрации. Если
исходить из того, что источником водорода служит диссоциация
водяного пара, и учесть малость постоянной времени диссипации
(несколько суток), то можно сделать вывод, что к 1971 г.
в нижних слоях Марса произошло сильное уменьшение содер¬
жания водяного пара. Как было отмечено выше, этот вывод
подтверждается и результатами спектроскопических измерений
содержания водяного пара.
Изучение первых ультрафиолетовых спектров свечения мар¬
сианской атмосферы, полученных при помощи АМС «Мари¬
нер-6, 7», позволило благодаря высокому качеству спектров
не только идентифицировать источники свечений, но и понять
механизмы его возбуждения. Данные о свечении сделали воз¬
можным построение моделей вертикального распределения
нейтральных и ионизированных компонентов верхней атмосферы
Марса. Начиная с 14 ноября 1971 г., ультрафиолетовый спек¬
трометр, установленный на АМС «Маринер-9», осуществлял
регистрацию спектров (1100—3500 А) в течение 120 сут., что
дало богатый материал для изучения временных вариаций излу¬
чения [75, 80].
Анализ спектра свечения в диапазоне 1900—3400 А, получен¬
ного осреднением по 120 индивидуальным спектрам, относящим¬
ся ж интервалу высот 100—150 км, показал, что все эмиссии,
непосредственно или косвенно, возникают под воздействием
солнечной радиации на углекислый газ. Наиболее интенсивными
являются полосы Камерона окиси углерода 1900—2700 А, появ¬
ляющиеся в результате трех процессов, обусловливающих дис¬
социацию углекислого газа (для всех трех процессов первичным
является поглощение ультрафиолетовой солнечной радиации
углекислым газом), и линия кислорода при 2972 А. Изучение
спектров свечения привело к выводу, что ионизированный угле¬
кислый газ является второстепенным компонентом марсианской
236

атмосферы. Основной компонент ионосферы — ионизированный
молекулярный кислород, возникающий в результате реакций
между углекислым газом и атмосферным кислородом.
Ультрафиолетовые спектрометры, установленные на АМС
«Маринер-6, 7, 9», позволили получить спектры свечения верх¬
ней атмосферы Марса в диапазоне длин волн 1900—3000 А.
Анализ этих эмиссионных спектров показал, что наиболее отчет¬
ливо проявляются в них такие компоненты, как окись углерода
(полосы Камерона в интервале 1900—2800 А) и атомарный кис¬
лород (линия при 2972 А). Таким образом, полосы Камерона
и линия атомарного кислорода являются индикаторами присут¬
ствия в марсианской атмосфере свободных радикалов. Но мето¬
дами ультрафиолетовой спектроскопии были обнаружены также
другие свободные радикалы. В этой связи Ч. Барт сделал обзор
[76] теоретических исследований, которые показывают, что
в углекислой атмосфере свободные радикалы возникают в ре¬
зультате фотодиссоциации. Наиболее обильны атомы кислорода
в основном состоянии 0(3Р), возбужденные атомы кислорода
0(!Z)) и O^S) и окись углерода в триплетном состоянии
СО(а3П).
Данные расчетов вертикальных профилей 'концентрации этих
компонентов показывают, что концентрация СО(а3П) и 0(]5)
определяется влиянием радиационных процессов, а концентра¬
ция О(Ф)—дезактивацией, которая доминирует над радиаци¬
онными процессами при концентрации углекислого газа более
2,5*107 молекул/см3, т. е. практически во всей толще атмосферы
(вплоть до уровня экзобазы).
Поскольку свободные радикалы, продуцируемые посредст¬
вом фотодиссоциации, могут обладать значительным избытком
энергии, в работе [76] обсуждены возможности реализации этой
энергии в форме электронной, колебательной, вращательной
или кинетической энергии. В связи с этим полосы Камерона,
например, могут быть уширены за счет их вращательной струк¬
туры. Рассмотрение фотохимических процессов в углекислой
атмосфере, содержащей водяной пар (эквивалентное содержа¬
ние водяного пара на Марсе варьирует от 5 до 50 «мкм» осаж¬
денной воды и более), приводит к выводу о возникновении таких
свободных радикалов, как Н02, Н и ОН, в результате фотодис¬
социации водяного пара (солнечной радиацией длин волн коро¬
че 2424 А, проникающей на Марсе вплоть до уровня поверх¬
ности), которые оказывают влияние на процессы образования
озона, разрушая его (именно этим определяется отмеченная
выше обратная корреляцияч между содержанием озона и водя¬
ного пара). Фотодиссоциация озона вызывает появление сво¬
бодного радикала в форме молекулярного кислорода 02(а1Л^),
счетная концентрация которого оказывается, однако, существен¬
но меньше концентрации озона. Поскольку имеется значитель¬
ная аналогия между углекислыми атмосферами Марса
237

й Венеры, следует считать возможным присутствие свободных
радикалов и в венерианской атмосфере.
Анализ спектра в диапазоне 1100—1900 А обнаружил нали¬
чие двух малых компонентов атмосферы: атомарного водорода
(линия 1216 А) и атомарного кислорода (линия 1304 А).
Резонансное триплетное излучение атомарного кислорода
па длинах волн 1302, 1305 и 1306 А является характерной осо¬
бенностью эмиссии земной атмосферы на высотах более 100 км.
Д. Стрикленд и др. [291] выполнили сопоставление результатов
измерений на X = 1304 А излучения верхних атмосфер Земли
и Марса, осуществленных при помощи идентичной аппаратуры,
которое позволило оценить концентрацию атомарного кислорода
в марсианской атмосфере. Радиозатменные ионосферные данные
АМС «Маринер-4, 6, 7» обнаружили в верхней атмосфере Марса
значительно меньшее содержание О и СО, чем это вытекает
из обычной теории фотохимических и динамических процессов.
Это породило противоречивые теоретические модели марсиан¬
ской атмосферы. К 1968 г. укрепилась, однако, та точка зрения,
что доминирующим в ионосфере Марса является слой F-1, на
уровне максимума которого доля атомарного кислорода мала.
Радиорефракционные данные «Маринер-6, 7» подкрепили эгу
точку зрения о «неразвитой» ионосфере, но обнаружили очень
слабый эффект увеличения солнечной активности и низкую тем¬
пературу экзосферы (350 К), определенную по измерениям
La-эмиссии. Оценка относительной концентрации атомарного
кислорода дала величину около 3% на высоте 135 км.
Сделанный в работе (1304] анализ возможных источников
генерации эмиссий привел к выводам, существенно отличаю¬
щимся от полученных ранее. Если принять температуру экзо¬
сферы равной 350 К, то для концентрации атомарного кислоро¬
да получаются величины от 0,5 до 1%. Наиболее вероятным
механизмом возбуждения эмиссии на X = 1304 А является резо
нансное рассеяние фотонов солнечного излучения. Излучение
на длине волны 1306 А связано, по-видимому, с фотодиссоциа¬
цией молекул С02. Обнаружены признаки суточного изменения
параметров верхней атмосферы Марса: вероятно, атмосфера
в подсолнечной точке теплее (или содержит больше кислорода),
чем на утренней стороне планеты.
Измерения эмиссии атомарного кислорода на длине волны
1304 А с АМС «Маринер-9» позволили получить данные о вре¬
менной и ареографической изменчивости распределения счетной
концентрации атомарного кислорода в термосфере Марса. Как
уже упоминалось, радиозатменные измерения на «Маринер-4»
привели к выводу о том, что атомарный кислород является
малым компонентом в нижней термосфере Марса, и это поро¬
дило целый ряд теоретических исследований с целью объяснить,
почему марсианская термосфера слабо диссоциирована. Пока
еще нет общепринятой теории устойчивости углекислой атмосфе¬
238

ры. Современные представления основаны на предположениях
о роли вертикального турбулентного перемешивания или гло¬
бальном переносе атомарного кислорода с дневной на ночную
сторону планеты как механизмов, поддерживающих высокую
концентрацию углекислого газа на дневной стороне Венеры или
Марса.
С целью проверки гипотезы о глобальном переносе Д. Стрик¬
ленд и др. исследовали [209J пространственно-временные вариа¬
ции концентрации кислорода по данным за период с 17 ноября
по 31 декабря 1971 г. (6—98-й витки). За этот период было
получено более 30 профилей эмиссии у края диска и данные
для диска по почти всем четным виткам. Как уже отмечалось,
на Л = 1304 А эмиссия обусловлена резонансным рассеянием сол¬
нечной радиации и, следовательно, определяется тремя факто¬
рами: 1) концентрацией атомарного кислорода на определенной
высоте; 2) вертикальным профилем температуры в термосфере:
3)	потоком солнечной радиации на длине волны 1304 А.
Сравнение данных АМС «Маринер-9» и «Маринер-6, 7»
показало, что в первом случае температура экзосферы была
более высокой. Если принять эту температуру равной 300 К, то
концентрация кислорода составляет. 0,5-f-l% по отношению
к суммарной плотности атмосферы на высоте 135 км (такой
вывод получается из условия соответствия расчетной эмиссии
у края диска измеренной). Ниже 200 км определенный вклад
в эмиссию вблизи края диска вносит диссоциативное возбуж¬
дение молекул углекислого газа. Интенсивность этого компонен¬
та эмиссии вблизи высоты 150 км, где он максимален, может
составлять 0,2 кР при наблюдаемой эмиссии около 0,8 кР (для
зоны диска планеты упомянутый дополнительный источник
эмиссии несуществен).
Изменчивость вертикальных профилей эмиссии вблизи края
диска указывает на существование вариаций вертикального
профиля концентрации атомарного кислорода со временем.
Количественная оценка этих вариаций затруднена тем, что про¬
фили эмиссии относятся к разным точкам планеты. Анализ дан¬
ных для зоны диска привел к выводу о наличии корреляции
эмиссии с 10,7-сантиметровым излучением Солнца и обнаружил,
что концентрация кислорода больше в послеполуденные часы
(иногда в три раза), чем утром. Первый из этих эффектов объ¬
ясняется, по-видимому, вариациями излучения Солнца со време¬
нем на X = 1304 А. Второй можно приписать «оседанию» атомов
кислорода за время порядка суток или меньше. Отдельные
серии данных обнаруживают локальную и случайную изменчи¬
вость концентрации кислорода (например, локальное возраста¬
ние концентрации вблизи вечернего терминатора).
На рис. 72 изображена модель состава (нейтральные компо¬
ненты) и строения верхней атмосферы Марса, созданная по
данным о спектрах ультрафиолетовых эмиссий и радиорефрак-
239

ционных измерений на «Маринер-6, 7», а также по данным
некоторых наземных спектроскопических измерений [801
(А. Стюарт [302] предложил модели вертикального профиля
температуры, исходящие из различных предположений о соста¬
ве атмосферы). На рис. 73 представлена аналогичная модель
ионосферы. При ее построении предполагалось, что уровень
диффузного разделения находится на высоте 100 км. Наиболее
важным фактором, определяющим состав ионосферы, является
У И реакция между атмосфер-
100 200 д00' 400 ным кислородом и иони¬
зированным углекислым
газом.
Сравнивая результаты
исследований ионосфер
Марса и Венеры при по¬
мощи АМС серий «Мари-
нер» и «Венера», Р. Уит¬
тен и Л. Колин отметили
[330] в числе наиболее
важных результатов сле¬
дующие: 1) обнаружение
лишь очень слабого (воз¬
можно, нулевого) магнит-
72 ного поля у Венеры
и также слабого (но оп¬
ределенно отличного от
нуля) магнитного поля
у Марса; 2) наблюдения
дневных ионосфер Марса
и Венеры, выявившие ве¬
личины максимальной
электронной концентра¬
ции, равной Ю5 и
6•IО5 см-3 соответствен¬
но; 3) обнаружение ночной ионосферы на Венере с максималь¬
ной счетной концентрацией 103 см-3 и расположенной выше
плазмой, которой соответствует большая высота однородной
атмосферы; 4) измерения рассеянной солнечной и собственной
(эмиссионной) ультрафиолетовой радиации Марса, позволившие
определить содержание С02, СО, О, С, Н и температуру термо¬
сферы (350 К по данным «Маринер-6, 7»).
Хотя наблюдения не обнаружили в марсианской верхней
атмосфере молекулярного кислорода, его содержание может
быть оценено по данным измерений СО и О. Пока еще не пред¬
принималось серьезных попыток для обнаружения гелия. Значи¬
тельно беднее информация о малых компонентах верхней атмо¬
сферы Венеры: неизвестны, в частности, содержания СО и О,
хотя их можно приближенно оценить по данным измерений кон¬
л, am (мол)/см3
Рис. 72. Модель атмосферы Марса,
основанная на использовании данных
измерений в ультрафиолетовой обла¬
сти спектра и радиорефракционных
измерений на АМС «Маринер-6, 7»,
а также результатов некоторых на¬
земных спектроскопических измере¬
ний.
240

центрации 02 и С02 в нижних слоях атмосферы (вблизи верх¬
ней границы облаков).
Важным фактором структуры ионосферы является содержание
таких нейтральных компонентов верхней атмосферы, как О, Не,
Н. Авторы работы [330] считают наиболее важными следующие
нерешенные проблемы: распределение температуры, концентра¬
ции электронов и ионов вблизи ионопаузы; взаимодействие сол¬
нечного ветра с ионосферой и нейтральной атмосферой, в част¬
ности, глубина проникновения магнитного поля солнечного
ветра в ионосферу; перенос тепловой энергии через ионопаузу
и т. д. По-видимому, наи¬
более эффективным сред¬
ством решения этих проб¬
лем явится зондирование
ионосфер при помощи ап¬
паратуры, установленной
на спутниках с сильно
вытянутыми орбитами.
Важное значение имеет
и дальнейшее развитие
теоретических исследова¬
ний. Несмотря на много¬
численность нерешенных
проблем, исследования
при помощи АМС сдела¬
ли современное понима¬
ние процессов в ионо¬
сферах Марса и Венеры
более глубоким, чем это
было 15 лет тому назад
в отношении земной ионо¬
сферы.
Если принять, что
нижняя граница экзосфе¬
ры находится на уровне 230 км, а средняя температура равна
325 К, то поток диссипирующих в космос атомов водорода
составит 2 * 108 атомов/см2-с. Предполагая, что этот поток
имел место в течение 4,5 млрд лет, а диссоциация водяного
пара была единственным источником водорода, можно найти,
что в таком случае потребовалось бы количество воды, эквива¬
лентное 4-метровому слою, окружающему планету, а содержа¬
ние кислорода в марсианской атмосфере должно быть в 2,5* 104
раза большим, чем наблюдаемое в настоящее время (возможно,
что кислород реагировал с веществом грунта или диссипировал
в результате нетепловых механизмов). Важно при этом, что
несмотря на равенство потока солнечного ветра, достигающего
Марса, и диссипирующего потока атомов водорода, солнечный
ветер не может быть источником водорода для марсианской
Рис. 73. Модель 'ионосферы Марса,
рассчитанная с учетом модели, изо¬
браженной на рис. 72, и данных ла¬
бораторных измерений констант ион¬
но-атомных и ионно-молекулярных
реакций.
16 3955
241

атмосферы, так как протоны солнечного ветра отклоняются
индуцированной магнитосферой.
Теоретические исследования последних лет привели к выводу
о значительной диссипации атомов азота, углерода и кислорода
из экзосферы Марса, которая может оказывать существенное
влияние на эволюцию марсианской атмосферы. Хотя тепловые
скорости упомянутых атомов недостаточно велики для диссипа¬
ции, этот процесс может осуществляться за счет большой энер¬
гии, приобретаемой атомами-продуктами фотохимических реак¬
ций. В. Кнудсен показал [177], что максимальный по величине
поток атомов кислорода может достигать 6* 107 атомов/см2-с,
причем такая оценка получена в предположении, что марсиан¬
ская ионосфера состоит преимущественно из О^, а уровень
основания экзосферы (экзобазы) определяется только концен¬
трацией углекислого газа и находится на высоте около 200 км.
В результате каждого акта диссоциативной рекомбинации
Ог" выше экзобазы возникает атом кислорода, имеющий ско¬
рость, достаточную для диссипации. Поскольку скорость про¬
дукции атомов кислорода зависит от высоты экзобазы относи¬
тельно ионосферы, увеличение этой высоты при росте содержа¬
ния О4, Не и Н будет уменьшать диссипацию кислорода. В рабо¬
те [177] получены оценки зависимости потока диссипирующих
атомов кислорода от концентрации упомянутых атомов при взя¬
том из наблюдений вертикальном профиле электронной концен¬
трации и в предположении, что ионосфера состоит из O2V
а высота экзобазы определяется при условии, что экзосфера
состоит только из углекислого газа.
При таких условиях отношение [0]/[С02], равное 0,03 на
уровне максимума ионосферы, приводит к существенному умень¬
шению диссипирующего потока атомов кислорода, тогда как
при [0]/fSC02], равном 0,005, заметных изменений не возникает
(такой диапазон величин отношения [0]/[€02] взят по данным
измерений в ультрафиолетовой области спектра на АМС «Мари-
нер»). Отношение смеси для 4Не в нижней атмосфере, превосхо¬
дящее 2 -10-4, также обусловливает существенное уменьшение
потока атомов кислорода, но концентрация Н слишком мала
(10~4 на уровне экзобазы), чтобы влиять на диссипацию кисло¬
рода. В результате столкновений диссипирующий поток О
порождает диссипацию 4Не. Если диссипация атомов кислорода
не «подавляется», то возникающий таким образом поток 4Не
больше, чем обусловленный тепловой диссипацией, и, вероятно,
значительнее, чем диссипация, вызванная распространением
плазмы под влиянием солнечного ветра. Оценки нижнего и верх¬
него пределов отношения смеси 4Не в нижней атмосфере приве¬
ли к значениям, равным 10-9 и 10-3 соответственно.
Фотохимические процессы. В книге уже неоднократно обсуж¬
дались отдельные вопросы, связанные с изучением фотохимиче¬
242

ских процессов в марсианской атмосфере. Рассмотрим теперь,
в дополнение к тому, о чем говорилось ранее, некоторые прин¬
ципиальные аспекты фотохимии атмосферы Марса.
Основываясь на современных данных о составе марсианской
атмосферы, М. Мак-Элрой показал [226], что главную роль
в эволюции состава атмосферы должны играть фотохимические
реакции, приводящие к появлению быстрых атомов кислорода,
углерода и азота, которые обусловливают большие скорости
потерь этих атомов из атмосферы Марса.
Как уже отмечалось ранее (§ 1), принципиально важным
является вопрос о природе преимущественно углекислотного
состава марсианской атмосферы. Преобладание углекислого
газа в атмосфере Марса (это относится и к Венере) трудно
объяснить, если учесть, что углекислый газ легко диссоциирует¬
ся солнечной радиацией, имеющей длины волн короче 2000 А,
а компенсирующая реакция рекомбинации (С0 + 0 + С02—>-
—> С02	С02) является довольно медленной. С этой точки зре¬
ния естественно было бы ожидать больших концентраций
молекулярного кислорода и окиси углерода, чем наблюдаемые.
М. Мак-Элрой и Т. Донахью показали [27] на основе анализа
фотохимических процессов, которые могут иметь место в мар¬
сианской атмосфере (рассмотрены 15 возможных реакций, кон¬
станты которых можно считать сравнительно хорошо известны¬
ми), что ответственной за рекомбинацию углекислого газа
является реакция между СО и О, катализируемая в ходе трех
последовательных реакций: Н + 02 + С02-> Н02 + С02; 0 + Н02->-
^0Н + 02; СО + ОН-> С02 + Н. При этом источником радикала
ОН является фотолиз водяного пара. Упомянутая система реак¬
ций обусловливает отсутствие атомарного кислорода на высотах
менее 25 км.
Р. Уиттен и Дж. Симс показали [329], что факторами, опре¬
деляющими устойчивость атмосферы Марса к фотолизу, могут
служить наличие небольшой «эффективной» скорости нисходя¬
щего конвективного переноса, перемещающего продукты фото¬
диссоциации в более низкие слои атмосферы, где расположена
область «трехкомпонентной» рекомбинации, а , также присут¬
ствие в нижних слоях атмосферы (0—35 км) аэрозоля, который
заменяет эту рекомбинацию путем катализации реакций «двух¬
компонентной» молекулярной рекомбинации на высотах до
35 км. Полученные на основе такой модели вертикальные про¬
фили концентрации СО и О в верхней атмосфере хорошо согла¬
суются с данными наблюдений, если предположить наличие
нисходящих движений со скоростью 2 м/с, а также частиц аэро¬
золя, имеющих счетную концентрацию порядка 10 см-3, и раз¬
мер около 1 мкм. Для подтверждения высказанных соображе¬
ний необходимы дальнейшие исследования аэрозольных слоев
на Марсе и лабораторное моделирование влияния коллоидаль¬
ных взвесей на реакции рекомбинации.
16*
243

В работе [227] рассмотрены условия образования молекуляр¬
ного кислорода и окиси углерода. Концентрация этих компонен¬
тов изменяется в зависимости от содержания водного пара
и условий перемешивания. Основной процесс рекомбинации кис¬
лорода связан с тремя приведенными ранее реакциями. В про¬
цессе диссипации атмосферы важную роль играют не только
атомы водорода, но и кислорода.
Важное обстоятельство, облегчающее исследования фотохи¬
мических процессов в атмосфере Марса, состоит в возможности
предположить для широкого диапазона высот постоянство
отношений смеси СО (8- 10-4), 02(1,3- 10~3) и «нечетного» водо¬
рода [Н]+[Н02] + [0Н] (5 -10-10). «Нечетный» кислород (О и 03)
продуцируется главным образом в результате реакций фотолиза
С02 и 02. Упомянутые соображения легли в основу построенной
в работе [227] модели химического состава, которая соответ¬
ствует коэффициенту перемешивания, равному 1,5-108 см2/с,
и существенно зависит от величины этого коэффициента вблизи
уровня 30 км. Образование молекулярного кислорода происхо¬
дит главным образом в слое 25—30 км, й за него ответственна
реакция 0 + 0Н-^02 + Н. Согласно полученной модели содер¬
жание озона составляет 1,4*10-4 атм-см, что согласуется с дан¬
ными измерений на АМС «Маринер-6, 7, 9».
Основываясь на данных измерений свечения Марса в диапа¬
зоне 0,3—0,8 мкм с АМС «Марс-5», В. Краснопольский и др..
[119] обсудили возможные механизмы свечения атомарного кис¬
лорода и мейнеловских полос гидроксила.
Важной проблемой марсианской фотохимии является изуче¬
ние физической природы свечения верхних слоев марсианской
атмосферы в вакуумной ультрафиолетовой области спектра, за
которое ответственна четвертая положительная система полос
окиси углерода. Анализ данных измерений с АМС «Мари¬
нер-6, 7» привел к предположению, что основным механизмом
свечения является сочетание фотонного и электронного диссо¬
циативного возбуждения молекул углекислого газа, тогда как
диссоциативная рекомбинация е + СОз" -» СО (а1!!) + О (3Я) не
играет существенной роли как источник окиси углерода, посколь¬
ку положительные ионы углекислого газа, находясь в нижнем
колебательном состоянии (ООО), могут заселять только уровни
t/ = 0;l состояния а1 П, тогда как наблюдались колебательные
уровни до v' = 3 и более.
Данные АМС «Маринер» могли быть, однако, истолкованы
и как свидетельствующие о присутствии в верхней атмосфере
Марса колебательно возбужденных ионов С О 2". Если продукция
СО(а1П) в результате диссоциативной рекомбинации составляет
всего 10% по отношению к скорости рекомбинации СО^, то
реакция диссоциативной рекомбинации окажется не только
источником четвертой положительной системы полос, но также
244

фактором, ограничивающим возможное содержание ионов СО^
в марсианской ионосфере и роль других механизмов возбужде¬
ния как источников СО^П). В связи с этим Р. Гутчек
и Е. Зипф выполнили лабораторные исследования упомянутой
реакции [142] на основе измерений излучения рекомбинирующей
плазмы СО^ (в диапазоне 1250—1900 А), создаваемой при
помощи микроволнового разряда.
Измерения показали, что удельный коэффициент рекомбина¬
ции, обусловливающий возбуждение четвертой положительной
системы полос окиси углерода, составляет 2^о,5*Ю~8 см3/с, или
около 5% суммарного коэффициента рекомбинации. Это позво¬
ляет сделать определенный вывод о том, что диссоциативная
рекомбинация вносит существенный вклад в возбуждение эмис¬
сии четвертой положительной системы полос окиси углерода.
В работе [142] обнаружено уменьшение величины удельного
коэффициента рекомбинации с ростом электронной температу¬
ры. Получены также данные, указывающие на присутствие
колебательно возбужденных ионов СО^ в плазме. Отсюда сле¬
дует, что аналогичные результаты могут быть найдены при
лабораторных исследованиях диссоциативной рекомбинации
ионов О2", и NO+.
Турбулентность и марсианская магнитосфера. Можно пред¬
положить, что механизмы возникновения турбулентности в верх¬
ней атмосфере Марса аналогичны земным. Поэтому В. Бисли
и Р. Ходжес [84] предприняли попытку объяснить марсианскую
турбулентность на основе использования теории для расчета
коэффициента турбулентного перемешивания в верхних слоях
земной атмосферы, исходящей из учета неустойчивости, обус¬
ловленной внутренними гравитационными волнами. Спектр
гравитационных волн, которые могут возникать и распростра¬
няться в атмосфере Марса, ограничен периодами волн, доста¬
точно малыми по сравнению с постоянной времени радиа¬
ционной релаксации. Если влажность атмосферы мала
(отношение смеси для водяного пара гораздо меньше 10-3),
то влияние радиационного затухания незначительно во
всех случаях, за исключением очень долгопериодических
волн.
Расчеты показывают, что при любых реалистических усло¬
виях марсианской атмосферы турбулентность может возникать
в результате неустойчивости внутренних гравитационных волн
с длиной волны порядка нескольких десятков километров. При
этом коэффициент турбулентного перемешивания составляет
около 107 м2/с независимо от концентрации водяного пара. Труд¬
но предположить, однако, что неустойчивость гравитационных
волн может породить более интенсивную устойчивую турбулент¬
ность (интерпретация некоторых данных АМС «Маринер-6, 7»
предполагает необходимость коэффициента турбулентного
16 3955
245

перемешивания, который больше указанного примерно на поря¬
док величины).
Результаты измерений с орбитальных АМС «Марс-2, 3» сви¬
детельствуют о существовании марсианской ^магнитосферы при
наличии дипольного магнитного поля с моментом около
2,3-1022 Г-см3, что соответствует магнитному полю у поверх¬
ности, составляющему 4,8-10-2 А-м. В связи с этим М. Рассбач
и др. сделали оценки [278] конвекции в марсианской магнито¬
сфере и ионосфере, обусловленной солнечным ветром, которые
приводят к выводу, что силовые линии магнитосферного и меж¬
планетного полей должны сливаться вблизи магнитопаузы. При
этом «торможение» магнитных силовых линий в высокопроводя-
щей дневной ионосфере, связанное с влиянием ионно-нейтраль¬
ной силы торможения, значительно уменьшает скорость слияния
силовых линий. По этой причине максимальная скорость слия¬
ния оказывается на один-два порядка величины меньше локаль¬
ной альвеновской скорости солнечного ветра. При таких усло¬
виях скорость слияния силовых линий и, следовательно, элек¬
трическое поле в ионосфере полностью контролируются иош,
сферой. Магнитосферные магнитные поля, обусловленньг.
ионосферными токами, должны быть сравнимы по величине
с тем полем, которое определяется малым магнитным.моментом,
измеренным с АМС. Поэтому форма и размеры магнитосферы
оказываются, по-видимому, очень изменчивыми.
§ 6. Заключение
Погода и климат планеты в существенной степени опреде¬
ляются взаимодействием атмосферы с подстилающей поверхно¬
стью. Это взаимодействие выражается в обмене количеством
движения, теплом, а также в газовом и радиационном обмене.
Основными механизмами такого обмена являются диффузия
(молекулярная и турбулентная), конвекция и перенос излуче¬
ния. В настоящее время дело обстоит так, что именно эти про¬
цессы в марсианской атмосфере наименее известны. Естественно
поэтому, что перспективы исследований в области марсианской
метеорологии должны быть прежде всего связаны с изучением
динамики и переноса излучения в пограничном слое атмосферы.
Особенно важны исследования поля ветра (как осредненных
величин скорости и направления ветра, так и их флуктуаций),
тем более, что все имеющиеся сейчас сведения о ветре получе¬
ны либо путем расчетов, либо на основе использования косвен¬
ных методов измерений.
В связи с отмеченными обстоятельствами значительный
интерес представляют содержащиеся в работе [230] сведения
о программе метеорологических исследований, которые предпо¬
лагается осуществить на спускаемых аппаратах двух АМС
«Викинг», запущенных в июле-августе 1975 г. (измерения ско¬
246

рости и направления ветра, атмосферного давления, температу¬
ры и содержания водяного пара) с целью изучения турбулентной
структуры пограничного слоя атмосферы, конвективных и мезо-
масштабных явлений. При составлении упомянутой программы
были учтены особенности марсианской атмосферы, обладающей
как определенными чертами сходства с земной атмосферой
(влияние силы Кориолиса, наличие годовой изменчивости), так
и существенными отличиями (отсутствие океанов, малое содер¬
жание водяного пара и отсутствие облачного покрова).
При разработке метеорологической аппаратуры главное вни¬
мание было уделено исключению влияния довольно большого
и нагретого корпуса АМС, для чего было проведено соответ¬
ствующее лабораторное моделирование. Время от времени осу¬
ществлялись измерения высокочастотной компоненты турбулент¬
ных флуктуаций температуры и ветра.
Специализированные измерения суточного изменения атмо¬
сферного давления и температуры выполнены посредством опре¬
деления осредненных за несколько минут величин метеоэлемен¬
тов с повторением измерений примерно через каждые 40 мин.
Для регистрации прохождения пылевых скоплений, терминов
или атмосферных фронтов по команде автоматического устрой¬
ства могут производиться учащенные измерения в случаях,
когда скорость ветра превосходит определенную величину. При
этом предусмотрена проверка трех явлений, предсказываемых
теорией: 1) изменения давления, обусловленного солнечными
атмосферными приливами большой амплитуды; 2) изменения
скорости и направления ветра аналогичной природы; 3) годо¬
вого изменения давления (запланированная продолжительность
функционирования АМС составляет 90 сут.).
Помимо той части программы, которая будет осуществлена
исключительно с целью метеорологических исследований, в числе
экспериментов, входящих в научную программу АМС «Викинг»,
имеется целый ряд таких, которые представляют интерес для
метеорологии, но имеют более широкое назначение: 1) измере¬
ния поля радиационной температуры поверхности, общего
содержания водяного пара в атмосфере и получение телевизион¬
ных изображений поверхности Марса с орбитального отсека;
2) «радиопросвечивание» для определения вертикального про¬
филя температуры в тропосфере; 3) определение температуры
и плотности атмосферы по условиям входа посадочной ступени
в атмосферу; 4) измерения состава атмосферы (в том числе
концентрации водяного пара) вблизи поверхности и свойств
марсианского грунта.
На этапе входа АМС «Викинг» в атмосферу Марса решались
задачи, связанные с исследованиями структурных параметров
и состава атмосферы [123]. При этом определение совокупности
задач и выбор соответствующего комплекса научной аппара¬
туры осуществлены с учетом данных, полученных при помощи
247

АМС «Маринер-4, 6, 7, 9». Основной целью АМС «Викинг.»
в этой связи является выполнение прямых измерений, данные
которых необходимы для получения более надежных сведений
о марсианской атмосфере и устранения ряда противоречий
в результатах, полученных в режиме пролета на основе исполь¬
зования косвенных методов.
Такого рода противоречия связаны, в частности, с тем, что
радиорефракционные данные («Маринер-4») неожиданно обна¬
ружили существование холодной нижней атмосферы, состоящей
почти исключительно из углекислого газа, и умеренно плотной,
но исключительно компактной ионосферы с максимумом плот¬
ности на высоте 130 км. Ионосферные измерения породили
«шквал» активности теоретиков, имевшей целью, главным обра¬
зом, решение задачи на основе аналогии с земной ионосферой.
Полученные результаты являются, однако, противоречивыми.
Для преодоления противоречий необходимы прямые измерения
вертикальных профилей концентрации О, СО, О2 и С02 в верх¬
ней атмосфере Марса, что и является целью масс-спектрометри¬
ческих измерений при входе АМС «Викинг» в атмосферу. Дру¬
гой важный эксперимент, связанный с рассматриваемой пробле¬
мой, состоит в изучении взаимодействия солнечного ветра
с верхней атмосферой Марса («эрозии» атмосферы вблизи края
диска планеты под воздействием солнечного ветра).
В нижней атмосфере Марса выполнены прямые измерения
плотности, давления и температуры вдоль траектории входа'
в диапазоне высот от 1,5 до 100 км с точностью не хуже 5%.
Эти данные необходимы для исследований пространственно-
временных вариаций структурных параметров (которые опреде¬
ляют, в частности, возможность образования слоев дымки или
облаков, состоящих из конденсата углекислого газа) и могут
служить для привязки результатов радиопросвечивания атмо¬
сферы.
Важные метеорологические аспекты имеют измерения при
помощи шестиканального инфракрасного радиометра, предна¬
значенного для получения тепловых карт поверхности планеты
с целью исследования термических неоднородностей поверхно¬
сти, определения тепловой инерции и спектральной излучатель-
ной способности грунта, а также измерений отраженной корот¬
коволновой радиации [163]. Поскольку изменения излучательной
способности наиболее значительны в интервалах длин волн
8—9,5 мкм (кислые силикаты), 9—12 мкм (основные силикаты)
и 5,5—7,2 мкм (карбонаты), соответствующие три канала пред¬
назначены для измерений, имеющих целью определение излуча¬
тельной способности. Инфракрасное излучение измерялось
также в интервалах 18—24 и 24—35 мкм. Измерения яркостной
температуры имеют относительную точность ^0,5 К и абсолют¬
ную точность выше 1 К. Истинная температура поверхности
может быть найдена с точностью порядка нескольких градусов
248

(как правило, 2 К) после введения поправки на излучательную
способность (для некоторых каналов эта поправка может
достигать 5—10 К).
Измерения тепловой инерции по контрастам и временному
распределению температуры позволяют найти теплопроводность
грунта, так как она является наиболее изменчивым фактором
(варьирует примерно в 50 раз) по сравнению с другими пара¬
метрами (плотностью и теплоемкостью), от которых зависит
тепловая инерция грунта. Для разделения факторов, определя¬
ющих температуру грунта, предусмотрены одновременные изме¬
рения альбедо в интервале длин волн 0,25—3,3 мкм. Термиче¬
ские неоднородности могут служить также в качестве индика¬
торов присутствия внутренних источников тепла и отложений
«инея» на поверхности, а при наличии плотных облаков — опре¬
деления температуры и высоты их верхней границы.
Имеющиеся данные (низкая средняя диэлектрическая посто¬
янная, фотометрические параметры и др.) показывают, что
Марс так же, как Земля и Луна, обладает почвообразным
поверхностным слоем грунта. Исследование характеристик этого
слоя является одной из важных задач программы спускаемых
аппаратов АМС «Викинг» [214]. Эта задача будет решаться на
основе учета опыта исследований лунного грунта. Для получе¬
ния сведений о характеристиках марсианского грунта могут
быть использованы следующие данные: 1) изображения мест¬
ности, окружающей посадочный отсек; 2) особенности динамики
посадки; 3) взаимодействие «двигатель — поверхность» при
посадке; 4) «поведение» устройства для взятия проб грунта;
5) тепловые измерения; 6) различные научные эксперименты;
7) радиолокационные измерения. Перечисленные данные позво¬
ляют определить такие параметры, как поддерживающая сила
грунта, сцепление и связность частиц грунта, характеристика
внутреннего трения, пористость и плотность, тепловые свойства,
распределение частиц грунта по размерам, неоднородность
грунта.
Программа масс-спектрометрических исследований на поса¬
дочном аппарате АМС «Викинг» имеет целью изучение возмож¬
ных органических соединений, входящих в состав верхнего
10-сантиметрового слоя грунта Марса, а также измерение основ¬
ных и малых компонентов атмосферы (включая их изотопный
состав) [221]. Помимо этого, важной задачей программы явля¬
ются определение содержания (если возможно, физического
состояния) воды в грунте и оценка его минералогического
состава по продуктам газовыделения при прогревании образ¬
цов грунта (характерные продукты распада при определенных
температуре и давлении выделяют, например, лимонит и сиде¬
рит). Главная цель этого раздела программы состоит в поисках
жизни на Марсе. Растворимые органические соединения будут ана¬
лизироваться непосредственно при помощи масс-спектрометра
249

или после фракционирования методом газовой хроматогра¬
фии (перевод соединений в парообразное состояние произво¬
дится при температурах 150, 300 и 350° С). Анализ нераствори¬
мых компонентов будет осуществляться по данным о продуктах
их пиролиза. Чувствительность масс-спектрометра, охватываю¬
щего диапазон масс 12—200, такова, что идентификация
возможна даже при наличии 100 соединений, общая относитель¬
ная концентрация которых не превосходит 5 • 10-6 (любое соеди¬
нение, обеспечивающее упругость пара более 10~6 мбар при
500 К, может быть идентифицировано при его весовом содер¬
жании порядка нескольких нанограммов).
Для изучения возможных суточных и сезонных изменений
запланирован анализ девяти образцов грунта. Ответ на вопрос
о происхождении и эволюции марсианской атмосферы требует
прежде всего измерений концентрации азота и благородных
газов. Представляет большой интерес также определение содер¬
жания водяного пара и других малых компонентов атмосферы,
связанных с жизнедеятельностью (кислорода, метана). Анализ
состава атмосферы будет осуществляться при помощи масс-спек¬
трометра. В этой связи в работе [221] обсуждены условия изме¬
рений для двух возможных моделей состава атмосферы, для
которых характерны высокие содержания азота (5%) или
аргона (40 м-атм). Масс-спектрометрические измерения позво¬
ляют обнаружить компоненты, концентрация которых превосхо¬
дит 10—50 ррт. Измерение содержания воды в образцах грунта
(с различением фазового состояния) планируется произвести
путем комбинированного использования «сканирующей» калори
метрии в процессе прогревания образцов и газового анализа
испаряющихся компонентов. По корреляции термических ано¬
малий и состава выделяющегося газа можно идентифицировать
наличие льда, жидкой воды, адсорбированных пленок и гидра¬
тов минералов. Важное значение будут при этом иметь меры,
обеспечивающие исключение влияния загрязнений, обусловлен¬
ных посадочным аппаратом и его двигателем.
Значительный прогресс, достигнутый в изучении ближайших
к Земле планет, открыл не только много неизвестного ранее, но
и выдвинул большое число новых нерешенных задач. Стало еще
более ясным, что наиболее плодотворным путем дальнейших
исследований планет является реализация системного анали¬
за— единого подхода к выявлению общих закономерностей
и специфики процессов на разных планетах. Одной из наиболее
крупных остается, несомненно, проблема формирования и эво¬
люции твердых оболочек и атмосфер планет. В рамках метео¬
рологии планет особенно существенным является изучение зако¬
номерностей циркуляции и теплового режима атмосфер, взаимо¬
действия атмосфер и подстилающих поверхностей, условий
формирования и состава облачного покрова и слоев дымки,
особенностей динамики оптически активных компонентов атмо¬
250

сфер (водяной пар, озон и т. д.). Решение этих и многих других
проблем требует планомерного осуществления комплексных
программ исследований с применением АМС и разнообразных
наземных средств наблюдений в сочетании с широкой програм¬
мой теоретических разработок.
Новым важным вкладом в исследования Марса явились
результаты, полученные на основе предварительного анализа
данных орбитальных и спускаемых аппаратов АМС «Викинг-1,
2», которые содержатся в первых двух сериях публикаций.*
АМС «Викинг-1, 2» были запущены 20 августа и 5 сентября
1975 г. соответственно. 19 июня и 7 августа 1976 г. эти АМС
были выведены на орбиты искусственных спутников Марса
(ИСМ). Периапсис орбиты АМС «Викинг-1» (период обраще¬
ния равен 24,6 ч, а угол наклона 37,74°) располагался вблизи
точки посадки спускаемого аппарата (СА). Потребовалось
четыре недели для телевизионной съемки поверхности Марса
с орбиты и анализа результатов съемки (а также наземных
радарных данных) прежде, чем было принято решение о посад¬
ке СА, которая была совершена в бассейне Chryse Planitia
в точке с координатами 22,5° с. ш., 48,0° з. д. 20 июля 1976 г.
в 11 ч 53 мин по среднему Гринвичскому времени.
Поиск места посадки для спускаемого аппарата АМС «Ви¬
кинг-2» был более продолжительным, чем в случае АМС
«Викинг-1». Еще с орбитального аппарата АМС «Викинг-1»
была исследована поверхность Марса общей площадью около
4,5 млн км2. По этим данным оказалось возможным выбрать
два места посадки в районах Cydonia (В1) и Capri (Cl), рас¬
положенных на широту 44° ю. ш. и 5° с. ш., соответственно. При
этом полоса широт В1 (40—50° с. ш.) рассматривалась как
наиболее интересная в силу других геологических условий, бо¬
лее высоких содержаний водяного пара в атмосфере и темпера¬
туры поверхности, возможности существования вечной мерзло¬
ты, чем в точке посадки СА «Викинг-1».
Попытки найти по данным АМС «Викинг-1» в районе В1
достаточно гладкую поверхность в форме эллипса размером
100X260 км («посадочный эллипс») не привели к успеху из-за
преобладания изрезанного рельефа с большим числом кратеров.
Поэтому выбор места посадки был продолжен после вывода
на орбиту ИСМ «Викинг-2». Для этого были получены телеви¬
зионные изображения и выполнены измерения инфракрасного
теплового излучения обширных площадей в районах Arcadia
(В2) и Utopia Planitia (ВЗ), где наблюдается равнинный
рельеф с большим числом «ударных» кратеров, но в некоторых
* ’’Science”, 1976, vol. 193, N 4255, pp. 759—815; ’’Science”, 1976, vol. 194,
N 4260, pp. 57—104.
251

секторах имеют место участки, сглаженные под влиянием ветро¬
вой эрозии и покрытие «мантией» осадочных пород.
Данные измерений теплового излучения позволили оценить
тепловую инерцию и размер зерен материала, формирующего
поверхность, а также определить содержание водяного пара
в толще атмосферы. Все это привело к окончательному выбору
в качестве места посадки района Utopia Planitia примерно
в 200 км к западу от крупного (диаметром около 100 км) кра¬
тера Mie. Успешная посадка была совершена 3 сентября 1976 г.
в 3 ч 58 мин 20 с после полудня (по Тихоокеанскому дневному
времени) в точке с координатами: 47,89° с. ш., 225,86° з. д.
Благополучная посадка спускаемых аппаратов АМС «Ви¬
кинг-1, 2» и успешное функционирование научной аппаратуры
позволили выполнить почти всю намеченную программу иссле¬
дований. В частности, со спускаемого аппарата «Викинг-1»
за первые полтора месяца после посадки получено более 300
изображений поверхности и неба.
Анализ изображений поверхности Марса с орбитального
и спускаемого аппаратов указывает на многочисленные следы
вулканизма, водной и ветровой эрозии и осаждения мелкодис¬
персного материала на поверхности (рис. 74—78).* Число кра¬
теров на различных равнинах примерно в 10 раз меньше, чем
на Луне. Сохранение мелких кратеров свидетельствует о мед¬
ленности процессов ветровой эрозии. Значительно моложе дру¬
гих образований оказалось дно каньона Vallis Marinaris, указы¬
вая на современность происходящих там процессов. Морфо¬
логия продуктов вулканических извержений выявляет, что они
возникли в результате растекания по поверхности, а не балли¬
стического выброса как на Луне или Меркурии. Северные рав¬
нины представляют собой обширные районы многоугольных
структур, напоминающих наблюдаемые в арктических районах
Земли. Вблизи СА «Викинг-1» наблюдается большое количество
камней разнообразных форм, цвета, текстуры и размеров
(рис. 78). Все камни покрыты слоем мелкой красной пыли.
Взвешенные в атмосфере частицы пыли придают небу розо¬
вый цвет и определяют большую оптическую толщину атмо¬
сферы. Атмосфера является хорошо перемешанной. Масс-спек¬
трометрические измерения состава атмосферы обнаружили зна¬
чения отношений концентрации изотопов азота и аргона, кото¬
рые отличаются от наблюдаемых в земной атмосфере и свиде¬
тельствуют о специфичности эволюции атмосферы Марса. Изме¬
рения содержания водяного пара выявили наличие простран-
ственно-времгнной изменчивости. Высокое содержание водяного
пара характерно для северных полярных районов летом. Изме¬
* Автор выражает признательность директору Лаборатории реактивного
движения Калифорнийского технологического ин-та д-ру Б. Муррею за пре¬
доставление фотографий, изображенных на рис. 74—УЗ-
252

рения температуры в южных полярных районах указывают на
вероятность конденсации летучих компонентов атмосферы.
Обнаружено несколько форм дискретных облаков (их сле¬
дует отличать от региональной диффузной дымки): классические
белые облака в области Tharsis; диффузные яркие облака,
состоящие из отдельных пятен, размером порядка нескольких
километров; экваториальные облака (типичные облака, состоя¬
щие из конденсата и имеющие, по-видимому, конвективную при¬
роду); протяженные волнообразные облака, которые наблюда¬
ются в околополуденные часы в зоне экватора и состоят, по-ви¬
димому, из водного льда (длина волны облаков составляет
около 10 км). Волнообразные облака могут служить индикато¬
ром направления ветра и условий устойчивости атмосферы.
Иногда наблюдаются яркие пятна, которые можно интерпрети¬
ровать как туман или изморозь из водного льда на поверхности
(скорее всего это туман). Изображения, полученные в течение
первой фазы функционирования «Викинга-1», не выявляют при¬
сутствия пылевых облаков.
Наблюдаемая с поверхности Марса яркость неба полностью
определяется влиянием пылевого аэрозоля. Приближенный
расчет приводит к оптической толщине атмосферы, равной 0,2,
что эквивалентно типичным континентальным условиям на Зем¬
ле. Колор-индекс С, равный отношению коэффициентов яркости
для красных и голубых лучей, составляет около l,9-f-2,5 и сви¬
детельствует о значительно более сильном рассеянии красного
цвета, что и определяет оттенки цвета неба от оранжевых до
розовых. Наиболее вероятными компонентами аэрозоля являют¬
ся поднятые ветром частицы грунта и кристаллы водного льда,
образующиеся при сублимации водяного пара в атмосфере.
С учетом вклада отражения поверхностью ледяные частицы
обусловливают С^1,1. Поэтому с точки зрения цвета неба
более вероятно, что аэрозоль состоит из частиц грунта с ниж¬
ним пределом размеров около 0,1 мкм, которые должны сильно
поглощать в голубых лучах и рассеивать — в красных. Подоб¬
ный аэрозоль следует рассматривать как глобальный фоновый,
ввиду его большой устойчивости от дня к дню и отсутствию
пылевых бурь в период наблюдений.
Присутствие большого количества поглощающих пылевых
частиц означает их сильное влияние на тепловой режим атмо¬
сферы, в результате чего вертикальный градиент температуры
в верхней тропосфере может быть меньше адиабатического,
а развитие конвекции днем ограничивается более тонким слоем
атмосферы, чем при отсутствии пыли. В значительной толще
атмосферы может существенно проявляться суточный ход тем¬
пературы, порождающий соответствующие изменения давления
и ветра.
При помощи масс-спектрометра, установленного на СА «Ви¬
кинг-1» и предназначавшегося (в сочетании с газовым хромато¬
253

графом) прежде всего для определения состава органических
компонентов почвы, выполнен анализ химического состава
атмосферы. Ниже представлены осредненные по пяти сериям
результаты измерений (третья серия оказалась неудачной):
Измеренное содержание азота согласуется с полученной
ранее оценкой и данными измерений во время спуска СА. Кон¬
центрация аргона значительно превышает обнаруженную по
данным АМС «Марс-6», но согласуется с результатами измере¬
ний во время спуска. Содержание 36Аг оказалось примерно
в 10 раз меньшим, чем в земных условиях. Окись углерода
не была обнаружена ввиду ее малой концентрации, находя¬
щейся за пределом чувствительности масс-спектрометра.
По данным для пиков масс при 44, 45 и 46 обнаружены кон¬
центрации 13С и 18С, оказавшиеся близкими к земным..
Можно считать, что Марс и Земля имеют, в целом, сходный
состав, и поэтому продукция газов осуществляется в одинаковых
пропорциях, но дегазация и выветривание были на Марсе
гораздо менее полными. Значительная часть летучих компонен¬
тов могла быть захвачена слоями вечной мерзлоты (Н20),
полярными шапками (Н20, С02), химически связана в грунте
(нитраты, окислы, карбонаты) или диссипировала. Если при¬
нять такую гипотезу, то из нее вытекает, что масса марсианской
атмосферы в прошлом не могла превышать современную более,
чем в 10 раз, т. е. давление у поверхности не превосходило
100 мбар. Существование огромных количеств «погребенных»
С02 и Н20 допускает, однако, возможность циклических или
эпизодических вариаций климата, которые могли обусловить
появление флювиальных структур рельефа.
Углекислый газ
Кислород
Азот
Аргон ....
Отношение 36Аг/’40Аг .
0,14-0,4%
24-3%
14-2%
95%
1 : 2752 ±500

УКАЗАТЕЛЬ ЛИТЕРАТУРЫ
К главе 1 «Венера»
1. Авдуевский В. С., Маров М. Я., Рождественский М. К.
Результаты измерений параметров атмосферы Венеры на советской АМС
«Венера-4».— «Космич. исслед.», 1969, т. 7, вып. 2, с. 233—246.
2. Авдуевский В. С., Маров М. Я., Рождественский М. К.
Модель атмосферы Венеры по данным прямых измерений.— В кн.: Фи¬
зика Луны и планет. М., «Наука», 1972, с. 254—261.
3. Авдуевский В. С., Маров М. Я-, Мошкин Б. Е., Эконо¬
мов А. А. Результаты прямых измерений освещенности в атмосфере и на
поверхности планеты Венера при полете АМС «Венера-8».— «Докл. АН
СССР», 1973, т. 210, № 4, с. 799—802.
4. А и томат и чес кие планетные станции (Ин-т космич. исслед. АН
СССР). М., «Наука», 1973. 279 с.
5. Аппаратура, техника эксперимента и основные результаты исследова¬
ния гамма-излучения венерианской поверхности автоматической станцией
«Венера-8».— «Космич. исслед.», 1973, т. 11, вып. 5, с. 781—789. Авт.:
Ю. А. Сурков, Ф. Ф. Кирнозов, О. П. Соборнов, Г. А. Федосеев,
Л. Н. Мясникова, Б. Н. Кононов, С. С. Курочкин, Д. Е. Фертман.
6. Белтон М., X а н т е н Д., Гуди Р. Количественная спектроскопия
Венеры в области 8000—11000 А.— В кн.: Исследование атмосфер Марса
и Венеры. [Пер. с англ. под ред. К. Я- Кондратьева.] Л., Гидрометео-
издат, 1970, с. 106—131.
7. Б и р ю к о в Ю. А., Панфилов	А. С.,	Т и	т а р	ч у	к Л.	Г.	Оценки
оптических характеристик атмосферы Венеры применительно к задаче
съемки ее облако® и поверхности.— В кн.: Космич. иконика. М., «Наука»,
1973, с. 106—117.
8. Бирюков Ю. А., Т и т а р ч у к Л. Г. Об определении характеристик
рассеивающих частиц в атмосфере	Венеры	на	основе	фотометрических
измерений.— «Космич. исслед.», 1972,	т. 10, вып.	4, с.	576—579.
9. Б и р ю к о в Ю. А., П а н ф и л о в А. С. Исследование оптических харак¬
теристик атмосферы Венерьг на основе измерений АМС «Венера-8».—
«Космич. исслед.», 1974, т. 12, вьип. 6, с. 903—909.
10. Б о р о д и н Н. Ф., О с ь м а к о в В. И. Исследование Венеры с помощью
межпланетных станций.— «Вестн. АН СССР», 1973, № 7, с. 8—12.
11. Бронштэн В. А. Природа Венеры.— «Астроном, вестн.», 1967, т. 1,
№	1,	с.	4—27.
12. Бунакова А. М., Кондратьев К. Я. Некоторые особенности нолей
уходящего теплового излучения атмосфер Венеры и Марса.— «Изв. АН
СССР. Сер. Физика атмосферы и океана», 1973, т. 9, № 3, с. 247—254.
13. Влияние аэрозоля на перенос излучения: возможные климатические
последствия. [Под ред. К- Я. Кондратьева.] Л., Изд-во Ленингр. ун-та,
1973.	266 с.
14. В е т у х н о в с к а я Ю. Н., Кузьмин А. Д. Некоторые результаты
совместной обработки измерений АМС «Венера-4» и наземных радио¬
астрономических и радиолокационных измерений.— В кн.: Физика Луны
и планет. М., «Наука», 1972, с. 359—365.
255

15. Виноградов А. П., Сурков Ю. А., Флоренский К. П.,
Андрейчиков Б. М. Определение химического состава атмосферы
Венеры межпланетной станцией «Венера-4».— «Докл. АН СССР», 1963
т. 179, № 1, с. 37—40.
16. Виноградов А. П., Сурков Ю. А., Андре й ч и ков Б. М. Ис¬
следования состава атмосферы Венеры на межпланетных станциях
«Венера-5» и «Венера-6».— «Докл. АН СССР», 1970, т. 190, № 3, с. 552—554.
17. Виноградов А. П., С у р к о в Ю. А., Ф л о р е н с к и й К- П. Иссле¬
дование химического состава атмосферы Венеры автоматической станцией
«Венера-4».— В кн.: Физика Луны и планет. М., «Наука», 1972, с. 244—
250.
18. Г и и з б у р г А. С., Фейгельсон Е. М. Некоторые закономерности
лучистого теплообмена в планетных атмосферах.— «Изв. АН СССР. Сер
Физика атмосферы и океана», 1971, т. 7, № 4, с. 377—384.
19. Гинзбург А. С., Фейгельсон Е. М. Некоторые оптические свой¬
ства атмосферы Венеры п режим лучистого равновесия.— «Космич. ис-
след.», 1969, т. 7, вып. 2, с. 258—265.
20. Г л у ш н е в а И. Н. Новое определение зависимости альбедо Венеры
от длины волны в ультрафиолетовой области спектра.— Астроном, журн.,
1969, т. 46, вып. 1, с. 211—217.
21. Голицын Г. С. Введение в динамику планетных атмосфер. Л., Гид¬
рометеоиздат, 1973.	104 с.
22. Г о л и ц ы н Г. С., 3 и л и т и н к е в и ч С. С. Оценки глобальных харак¬
теристик циркуляции планетных атмосфер при различных гипотезах
о природе диссипации.— «Изв. АН СССР. Сер. Физика атмосферы и океа¬
на», 1972, т. 8, № 8, с. 785—798.
23. Гуди Р. Движения планетных атмосфер.— В кн.: Исследования атмо¬
сфер Марса и Венеры. [Пер. с англ. под ред. К. Я- Кондратьева.]
Л., Гидрометеоиздат, 1970, с. 5—62.
24. Г у р в и ч А. С. О радиоспектроскопии планетных атмосфер с помощью '
АМС.— «Изв. АН СССР. Сер. Физика атмосферы и океана», 1971, т. 7,
№ 10, с. 1023—1030.
25. Дани л и н В. А., К а з а н ц ев А. Н., П л о т н и ков А. В. О точности
определения параметров атмосфер планет из фазовых радиозатемненных
измерений.— «Изв. высш. уч. зав. Радиофизика», 1973, т. 16, № 9,
с. 1405—1408.
26. Динамика атмосферы Венеры. Под ред. С. С. Зплптинкевича
и А. С. Моиина. Л., «Наука», 1974. 184 с.
27. 3 и л и т и н к е в и ч С. С. Оценки вертикальных скоростей в планетных
атмосферах.— «Изв. АН СССР. Сер. Физика атмосферы и океана», 1974,
г. 10, № 4, с. 411—413.
28. 3 и л и т и н к е в и ч С. С., М о н и н А. С., Т у р и к о в В. Г., Чал и -
ков Д. В. Численное моделирование циркуляции венеоианской атмо¬
сферы.—«Докл. АН СССР», 1971, т. 197, № 6, с. 1291 — 1294.
29. 3 у е в В. Е. Распространение видимых и инфракрасных волн в атмосфе¬
ре. М., «Сов. радио», 1970. 496 с.
30. И з а к о в М. Н., М о р о з о в С. К. О функции нагревания термосферы.
II.	Нагревание термосферы солнечной радиацией в континууме Шума¬
на— Рунге.— «Геомагн. и аэрон.», 1970, т. 10, с. 630—636.
31. Из а к ов М. Н., Морозов С. К. Структура и динамика термосферы
Венеры. Препринт-176. Ин-т космич. нсслед. АН СССР. М., 1974. 24 с.
32. Измерения ультрафиолетового излучения с автоматических межпла¬
нетных станций «Венера-5» и «Венера-6».— «Космич. исслед.», 1970, т. S,
вып. 5, с. 740—749. Авт.: В. П. Беляев, В. Г. Курт, А. С. Мелкоранский,
А.	С. Смирнов, Л. С. Сорокин, В. М. Тийт.
33. Исследования атмосфер Венеры и Марса. Сб. статей. [Пер. с англ.
под ред. К. Я. Кондратьева.] Л., Гидрометеоиздат, 1970. 366 с.
34. К а т т е р ф е л ь д Г. Н. Планетология, ее предмет и задачи.— «Вестн.
Ленингр. ун-та», 1969, № 18, с. 101—119.
35. К е р ж а н о в и ч В. В. Скорость ветра и турбулентность в венерианской
256

атмосфере, полученные по данным допплеровских измерений скорости
автоматических межпланетных станций «Венера-4», «Венера-5» и «Вене¬
ра-6».— «Космич. исслед.», 1972, т. 10, вып. 2, с. 261—273.
36. Кержанович В. В., Маров М. Я. Циркуляция и запыленность
атмосферы Венеры по измерениям скорости ветра на АМС «Венера-8».—
«Докл. АН СССР», 1973, т. 215, № 3, с. 554—557.
37. К о и а ш е н о к В. Н., К о н д р а т ь е в К. Я. Новое о Венере и Марсе.
Л., Гидрометеоиздат, 1970. 51 с.
38. К о н д р а т ь е в К. Я. Сравнительная метеорология планет. Л., Гидроме¬
теоиздат, 1975. 48 с.
39 Кондратьев К. Я. Новое в теории климата. Л., Гидрометеоиздат,
1976. 64 с.
40. Кондратьев К. Я- Метеорология Венеры.— «Итоги науки и техники.
Космич. исслед.». М., ВИНИТИ, 1975, т. 7, с. 8—98.
41. Кондратьев К. Я-, Бунакова А. М. О вкладе атмосферного аэро¬
золя в инфракрасное излучение планетных атмосфер.— В кн.: Проблемы
физики атмосферы, вып. 11. Л., Изд-’во Ленингр. ун-та, 1974, с. 3—10.
42. К о н д р а т ь е в К. Я-, Бунакова А. М., А н о л и к А. М. Расчет
поля уходящего теплового излучения верхней атмосферы Венеры.— В кн.:
Проблемы физики атмосферы, выть 11. Л., Изд-во Ленингр. ун-та, 1974,
с. 11—48.
43. К о н д р а т ь е в К. Я-, Б у н а к о в а А. М., А н о л и к А. М. Об особен¬
ностях теплового излучения атмосфер Марса и Венеры.— В кн.: Перенос
излучения в атмосфере. Л., Изд-во Ленингр. ун-та, 1972, с. 58—60.
44.	Кондратьев К. Я., К он а опенок В. Н. О теоретических основах
метеорологии планетарных атмосфер.— В кн.: Проблемы физики атмосфе¬
ры, вып. 8. Л., Изд-во Ленингр. ун-та, 1970, с. 142—161.
45. К о н д р а т ь е в К. Я-, Москаленко Н. И. Метеорология Юпите¬
ра.— «Итоги науки и техники. Коомич. исслед.», М., ВИНИТИ, 1976, т. 7,
с. 99—153.
46. К о н д р а т ь е в К. Я., С м о к т и й О. И. О возможной природе обла¬
ков в атмосфере Венеры.— В кн.: Проблемы физики атмосферы, вып. 8.
Л., Изд-во Ленингр. ун-та, 1970, с. 11—30.
47. К р е к о в а М. М., Креков Г. М., Титов Г. А., Фейгельсон Е. М.
Возможности расчета спектрального альбедо Венеры в ближнем ИК-Диа-
пазоне.— «Космич. исслед.», 1973, т. 11, вып. 4, с. 607—611.
48. Крупе н и о Н. Н. Сравнительная оценка неровностей Луны и Венеры.
— «Космич. исслед.», 1972, т. 10, вып. 2, с. 279—285.
49. К р у п е н и о Н. Н., Наумов А. П. К интерпретации радиолокационных
измерений Венеры в микроволновом диапазоне радиоволн.— В кн.: Физи¬
ка Луны и планет. М., «Наука», 1972, с. 365—367.
50. Кузьмин А. Д. Радиофизические исследования Венеры.— В кн.: Ито¬
ги науки. Радиофизика. 1965—1966. М., ВИНИТИ, 1967, с. 58—74.
51. Кузьмин А. Д., Наумов А. П., Смирнова Т. В. Оценка содержа¬
ния аммиака в подоблачной атмосфере Юпитера по радиоастрономиче¬
ским наблюдениям.— «Астроном, нести.», 1972, т. 6, № 1, с. 13—18.
52. Кузьмин А. Д., Маров М. Я. Физика планеты Венера. М., «Наука»,
1974. 408 с.
53. Куш г и н И. Ф. Определение угла рефракции световых лучей в атмо¬
сфере планеты.— «Геод. и картогр.», 1972, № 3, с. 21—31.
54. Лукашевич Н. Л., Маров М. Я-, Фейгельсон Е. М. Об интер¬
претации измерений освещенности в атмосфере Венеры.—«Космич. ис¬
след.», 1974, т. 12, вып. 2, с. 272—278.
55. Маров М. Я- Модель атмосферы Венеры.— «Докл. АН СССР», 1971,
т. 196, № 1, с. 67—70.
56. М а р о в М. Я. Что сегодня известно о Венере.— «Природа», 1972, № 10,
с. 9—20.
57. Михнев и ч В. В., Соколов В. А. Модель атмосферы Венеры по
результатам прямых измерений температуры и плотности.— «Космич. ис¬
след.», 1969, т. 7, вып. 2, с. 220—232.
257

58. Мороз	В. И. Физика планет. М., «Наука», 1967. 496 с.
59. Мороз	В.	И. Полярная тропопауза Венеры —Астроном,	журн.,	197!,
т. 48, вып. 3,	с. 570—577.
60. М о р о з	В.	И. Атмосфера Венеры.— «Успехи физ. наук»,	1971,	т.	101,
№ 2, с. 255—296.
61. Мороз В. И. Рабочая модель атмосферы Венеры. Препринт-162. Ин-т
космич. исслед. АН СССР. М., 1973. 28 с.
62. М о р о з В. И., Давыдов В. Д., Ж е г у л е в В. С. Фотометрические
и спектральные наблюдения планет в диапазоне 8—14 мкм.— Астроном,
журн., 1969, т. 46, вып. 1, с. 136—146.
63. Мороз В. И., Курт В. Г. Атмосфера Венеры (сопоставление резуль¬
татов астрономических наблюдений и прямого эксперимента).— «Космич.
исслед.», 1968, т. 6, вып. 5, с. 576—585.
64. М о с к а л е н к о Н. И., Закирова А. Р. Расчет спектрального, угло¬
вого и высотного распределений длинноволнового излучения в надоблач¬
ной атмосфере Венеры.— «Изв. АН СССР. Сер. Физика атмосферы
и океана», 1975, т. 11, № 6, с. 599—609.
65. Наумов А. П., С т р е л к о в Г. М. Теоретический субмиллиметровый
спектр излучения Венеры.— «Астроном, вести.», 1970, т. 4, № 4, с. 226—
230.
66. О б облачном слое атмосферы Венеры.— В кн.: Очерки современной
химии и аналитической химии. М., «Наука», 1972, с. 17—21. Авт.:
Ю. А. Сурков, Б. М. Андрейчиков, О. М. Калинкина, И. М. Гречищева.
67. О б у х о в А. М., Голицын Г. С. Оценки нижней границы и толщины
облачного слоя на Венере.— «Космич. исслед.», 1968. т. 6, вып. 5, с. 759—
764.
68. О б у х о в А. М., Голицын Г. С. Динамика спуска автоматических
станций в атмосферах планет как средство контроля данных измерений.—
«Космич. исслед.», 1969, т. 7, вып. 1, с. 150—155.
69. Предварительные результаты исследования атмосферы Венеры
при помощи АМС «Венера-7».— «Космич. исслед.», 1971, т. 9, вып. 4,
с. 570—579. Авт.: М. Я. Маров, В. С. Авдуевокий, М. К. Рождественский,
Н.	Ф. Бородин, В. В. Кержанович.
69а. Предварительные результаты исследований, проведенных на ав¬
томатических станциях «Венера-9» и «Венера-10».— «Космич. исслед.»,
1976, т. 14, вып. 5, с. 651—788.
70. Приборы для исследования состава атмосферы Венеры, использовав¬
шиеся на межпланетных станциях «Венера-4», «Венера-5» и «Венера-6».—
«Космич. исслед.», 1970, т. 8, вып. 5, с. 277—283. Авт.: Ю. А. Сурков,
Б. М. Андрейчиков, О. М. Калинкина, И. М. Гречищева, Д. М. Шейнин,
А.	И. Мочалкин.
71. Скорость ветра и некоторые характеристики поверхности Венеры,
полученные с помощью АМС «Венера-7».— «Космич. исслед.», 1972, т. 10,
вып. 3, с. 390—399. Авт.: В. В. Кержанович, М. К. Рождественский.
Б. Н. Андреев, В. М. Готлиб, В. П. Лысов, Ю. Ю. Шныгин.
72. С о б о л е в В. В. Исследование атмосферы Венеры. Ч. 1.— Астроном,
журн., 1964, т. 41, вып. 1, с. 97—103.
73. Соболев В. В. Исследование атмосферы Венеры. Ч. 2.— Астроном,
журн., 1968, т. 45, вып. 1, с. 169—176.
74. Соболев В. В. Альбедо и освещенность поверхности планеты, имею¬
щей атмосферу.— Астроном, журн., 1969, т. 46, вып. 3, с. 419—429.
75. С о б о л е в В. В. Рассеяние света в атмосферах планет. М., «Наука»,
1972. 335 с.
76. Стрелков Г. М. О тепличном эффекте в атмосфере Венеры.— «Кос¬
мич. исслед.», 1966, т. 4, вып. 4, с. 581—591.
77. С т р е л к о в Г. М., К у х а р с к а я Н. Ф. Парниковый эффект в атмо¬
сфере Венеры.— «Космич. исслед.», 1969, т. 7, вып. 2, с. 247—257.
78. Стрелков Г. М. О лучистом переносе тепла в подоблачном слое Ве¬
неры.— «Из®. АН СССР. Сер. Физика атмосферы и океана», 1971, т. 9,
№ 2, с. 311—313.
258

79. С у р к о в Ю.	А., Андрейчиков	Б. М., К а л и	н к и н а	О. М.	О со¬
держании аммиака в атмосфере	Венеры по	данным	автоматиче¬
ской станции	«Венера-8».—«Докл.	АН СССР»,	1973, т. 213,	№ 2
с. 296—298.
80. Сурков Ю.	А., Андрейчиков	Б. М. Исследования Венеры	совет¬
скими автоматическими	станциями.— «Земля и	Вселенная» 1974 No	1
с. 33—37.	’	‘	’
81. Фейгельсон Е. М. Лучистый теплообмен и облака. Л., Гидрометео-
издат, 1970. 230 с.
82. Ш а р о н о в В. В. Планета Венера. М., «Наука», 1965. 252 с.
83. A determination	of	the comnosition of	the Ve^us clouds from
aircraft observations in	the	infrared.— «J. Atm.	Sci.», 1975, vol. 32, N	6
p. 1140—1150. Auth: J.	B.	Pollack, E. F. Erickson, D. Goorvitch * B.	J.'
Baldwin, D. W. Strecker, F. C. Witteborn, G. C. Augason.
84.	A i n s w о г t h	J.	E, Herman J. R. Venus wind and temperature
structure: the «Venera-8» data.—«J. Geophys. Res.», 1975, vol 80 N 1
p. 173—180.	’	’
85. Aircraft observations of	Venus infrared	reflection	spectrum: implica¬
tions for cloud composition.—	«Icarus», 1974,	vol. 23,	N	1, p. 8 26. Auth.:
J. B. Pollack, E. F. Erickson, F.C. Witteborn, Ch. ’ Chackerian, Jr.,
A.	L. Summers, W. Camp van, B. J. Baldwin, G. C. Augason L J Ca-
roff.
86. A n d e r s о n A. D. Dust in	the lower atmosphere	of	Venus.— «Science»,
1969, vol. 163, p. 275.
87.	An	expanded	theoretical interpretation of the Venus 1,05-micron
C02	line and	the	Venus 0,8226-micron H20 line.—«Astrophys. J.», 1973,
vol.	185, N 1,	P.	1, p. 383—390. Auth.: J. L. Regas, L. P. Giver, R. W.
Boese, J. H. Miller.
88. A r k i n g A., P о 11 e г J. The phase curve of Venus and nature of the
clouds.—«J. Atm. Sci.», 1968, vol. 25, N 4, p. 617—628.
89. A r m s t г о n g	В.	H., N i с h о 1 s R. W. Emission, absorption	and trans¬
fer of radiation	in	heated atmospheres. Oxford, 1972. 296 p.
90. Avduevsky	V. S.,	Marov	M. Ya., Rozhdestvensky	М.	K-
Model of the atmosphere of planet Venus based on results of measure¬
ments made by the Soviet automatic interplanetary station «Venera-4».—
«J. Atm. Sci.», 1968, vol. 25, N 4, p. 537—545.
91. Avduevsky	V. S.,	Marov	M. Ya., Rozhdestvensky	М.	K.
A tentative model of the Venus atmosphere based on the measurements
of «Veneras-5 and -6».— «J. Atm. Sci.», 1970, vol. 27, N 4, p. 561—568.
92. В a r k e г E. S. Comparison of simultaneous C02 and H20 observations
of Venus.— «J.	Atm. Sci.», 1975, vol. 32, N 6, p. 1071 —1075.
93. В a г 11 e 11 J.	Т.,	H u n t G. E. Venus cloud cover.— «Natur.	Phys. Sci.»,
1972, vol. 238, N 79, p. 11—12.
94. Bauer S. J.	Physics	of planetary ionospheres. Berlin, 1973. 230	p.
95. В a u e г S. J.,	A a г 11 e R. E.	Venus ionosphere: an interpretation	of
«Mariner-Ю» observations.— «Geophys. Res. Lett.», 1974, vol. 1, N 1,
p. 7—9.
96. Beebe R. F. Ultraviolet clouds on Venus: observational bias.— «Ica¬
rus», 1972, vol. 17, N 3, p. 602—607.
97. В о у e г Ch. The 4-day rotation of the upper atmosphere of Venus.—
«Planet. Space Sci.», 1973, vol. 21, N 9, p. 1559—1562.
98. В о у e r Ch. The four-day rotation of Venus’s atmosphere.— «J. Brit.
Astron. Assoc.», 1973, vol. 83, N 5, p. 763—767.
99. Boyer Ch. Relation entre les zones polaries claires de Venus visibles
en lumiere ultraviolette et sa longitude heliocentrique.— «Compt. Rend.
Acad. Sci.», 1974, t. В 279, N 17, p. 455—456.
100.	В rowel 1 E. V., Anderson R. C. Ultraviolet optical constants of
water and ammonia ices.— «J. Optics Soc. Amer.», 1975, vol. 65, N 8,
p. 919—926.
259

101. Caldwell J. Retrograde rotation of the Upper atmosphere of Venus.—
«Icarus», 1972, vol. 17, N 3, p. 608—616.
102. Cess R. D. The thermal structure within the stratosphere of Venus and
Mars.— «Icarus», 1972, vol. 17, N 2, p. 561—569.
103. Cess R, Owen T. Effect of noble gases on an atmospheric greenhouse
(titan).—«Nature», 1973, vol. 224, p.	272—273.
104. Cess R. D., Harsvhardhan.	Shear flow stability	within the	atmos¬
phere of Venus.— «J. Fluid Mech.»,	1974, vol. 65,	P. 4,	p. 83—97.
105. Chamberlain J. W. Venus’s	spectroscopic	phase	variation:	impli¬
cations of the «Mariner-Ю» photographs.— «Astrophys. J.», 1975, vol. 195,
N 3, P. 1, p. 815—817.
106. Chase S. C., Kaplan L. D. and Neugebauer G. The «Mari¬
ner-2 » infrared radiometer experiment.— «J. Geophys. Res.», 1963, vol.
68, N 22, p. 6157—6169.
107. Chase S. C. Preliminary infrared radiometry of Venus from «Mari¬
ner-10».— «Science», 1974, vol. 183, p. 1291 —1292.
108. Clark B. G., Kuzmin A. D. The measurement of the polarization
and brightness distribution of Venus at 10,6-cm wavelength.— «Astro¬
phys. J.», 1965, vol. 142, N 1, P. 1, p. 23—44.
108a. Cloud patterns, waves, and convection in the Venus atmosphere.—
«J. Atm. Sci.», 1976, vol. 33, N 8, p. 1394—1417. Auth.: J. M. S. Belton,
G.	R. Smith, G. Schubert, A. D. Del Genio.
109. Coffeen D. L. Wavelength dependence of polarization. 16. Atmosphere
of Venus.— «Astron. J.», 1969, vol. 74, p. 446—460.
110. Coffeen D. L., Hansen J. E. Polarization studies of planetary
atmospheres.— In: Planets, stars and nebulae studied by photopolarimetry.
T. Gehrels (ed.). Tucson, Univ. Arizona Press, 1973.
111. Composition of the clouds of Venus.— «Astrophys. J.», 1964, vol.
140, p. 1640—1641. Auth.: M. Bottema, W. Plammer, J. Strong, R. Zander,
112. D a u v i 11 e г A. Sur la nature des nuages de Venus.— «Compt. Rend.
Acad. Sci.», 1956, t. 243, p. 1357—1258.
113. Devaux C., Herman M. Venus: cloud optical depth and surface
albedo from «Venera-8».— «Icarus», 1975, vol. 24, N 1, p. 19—27.
114. Devaux C, Herman М., L e n о b 1 e J. Interpretation of the photo¬
metric measurements of Venus by «Mariner-Ю».— «J. Atm. Sci.», 1975, vol.
32, N 6, p. 1177—1189.
115.	Dickinson	R.	E. Circulation and thermal structure of the	Venusian
thermosphere.—«J.	Atm. Sci.», 1971, vol. 28, N 6, p. 885—894.
116.	D i с к i n s о n	R.	E. Infrared radiative heating and cooling in	the Venu¬
sian mesosphere. 1.	Global mean radiative equilibrium.— «J. Atm. Sci.», 1972,
vol. 29, N 8, p. 1531 — 1556.
117. Dickinson R. E., Ridley E. C. Numerical solution for the composi¬
tion of a thermosphere in the presence of a steady subsolar-to-antisolar
circulation with application to Venus.— «J. Atm. Sci.», 1972, vol. 29, N 8,
p. 1557—1570.
118. D i с к i n s о n R. E. Infrared radiative heating and cooling in the Venu¬
sian mesosphere. 2. Day-to-night variation.— «J. Atm. Sci.», 1973, vol. 30,
N 2, p. 296—301.
119. Dickinson R. E., Ridley E. C. A numerical model for the dynamics
and composition of the Venusian thermosphere.— «J. Atm. Sci.», 1975, vol.
32, N 6, p. 1219—1231.
120. Dlugach J. М., Yanovitskii E. G. The optical properties of Venus
and the Jovian planets. 2. Methods and results of calculations of the
intensity of radiation diffusely reflected from semi-infinite homogeneous
atmospheres.— «Icarus», 1974, vol. 22, N 1, p. 66—81.
121. Do Ilf us A. Venus: evolution of the upper atmospheric clouds.— «J. Atm.
Sci.», 1975, vol. 32, N 6, p. 1060—1070.
122. Donahue F. J. Is Venus a polywater planet?—«Icarus», 1970, vol.
12, N 3, p. 424—430.
260

123. Donahue Т. M. Aeronomy of C02 atmospheres: a review.— «J. Atm.
Sci.», 1971, vol. 28, N 6, p. 895—900.
124. Downing H. D., Williams D. Optical constants of water in the
infrared.— «J. GeOphys. Res.», 1975, vol. 80, N 12, p. 1656—1661.
125. Dubach J., Whitten R. C., Sims J. S. The lower ionosphere of
Venus.— «Planet. Space Sci.», 1974, vol. 22, N 4, p. 525—536.
126. D u d i s J. J., T r a u g о 11 S. C. The effect of radiative transfer on shear-
flow instability in the atmospheres of Mars and Venus.— «Icarus», 1974,
vol. 21, N 4, p. 496—505.
127. E be r stein I. J., Khare B. N., Pollack J. B. Infrared transmis¬
sion properties of C02, HC1 and S02 and their significance for the green¬
house effect on Venus.— «Icarus», 1969, vol. 11, N 2, p. 159—170.
128. Feigelson E. М., Lukashevich N. L., Marov M. Ya. Interpreta¬
tion of the illumination measurements by the automatic interplanetary
station «Venera-8».— «Intern. Astron. Union Symp.», 1974, N 65,
p. 191 — 196.
129. Fels S., Lindzen R. The interaction of thermally excited gravity
waves with mean flows.— «Geophys. Fluid Dyn.», 1975, vol. 6, p. 149—192.
130. F j e 1 d b о G., К 1 i о r e A. J., Eschelman V. R. The neutral atmosphere
of Venus as studied with the «Mariner-5» radio occultation experiments.—
«Astrophys. J.», 1971, vol. 76, N 2, p. 123—140.
131. F j e 1 d b о G., Eschelman V. R. The «Mariner-5» dual frequency
occultation measurements of the neutral atmosphere of Venus.— In: 129th
Amer. Astron. Soc. Meeting. Abstr. Papers. Honolulu, 1969, p. 108.
132. Fouqu'art Y. Contribution a l’etude des spectres reflechis par les at¬
mospheres planetaires diffusantes. Application a Venus.— In: These pour
obtenir le grade de docteur des sciences physiques. L’Univ. Sci. et Techn.
de Lille, 1975, N 323, p. 222.
133. F u к u t a N. Comments on the infrared absorption line formation in
cloudy planetary atmospheres.— «J. Atm. Sci.», 1972, vol. 28,' N 8, p.
1511 — 1513.
134. Fymat A. L., К a 1 a b a R. E. Inverse multiple scattering problems.
2.	Limited information centent of partially filled planetary curves with
application to the Venusian visual phase curve.— «J. Quant. Spectrosc.
Rad. Transfer», 1974, vol. 14, N 9, p. 919—934.
135. Gierasch P. J. The four-day rotation in the stratosphere of Venus:
a study of radiative driving.— «Icarus», 1970, vol. 13, N 1, p. 25—33.
136. Gierasch P. J., Goody R. M. Models of the Venus clouds.— «J. Atm.
Sci.», 1970, vol. 27, N 2, p. 224—245.
137. Gierasch P. J., Ingersoll A. P., Terry W. R. Radiative insta¬
bility of a cloudy planetary atmosphere.— «Icarus», 1973, vol. 19, N 4,
p. 473—481.
138. Gierasch P. S. Meridional circulation and the maintenance of the
Venus atmospheric ^rotation.— «J. Atm. Sci.», 1975, vol. 32, N 6,
p. 1038—1044.
139. Goettel K. A., Lewis J. S. Ammonia in the atmosphere of Venus.—
«J. Atm. Sci.», 1974, vol. 31, N 3, p. 828—850.
140. Goody R. M. Weather on the inner planets.— «New. Sci.», 1973, vol.
58, N 849, p. 602—605.
141. Goody R. М., Robinson A. R. A discussion of the deep circulation
of the atmosphere of Venus.—«Astrophys. J.», 1966, vol. 146, N 2 P 1,
p. 339—365.
142. Goody R. M. Atmospheric radiation. 1. Theoretical basis. Oxford, 1964.
436 p.
143. Goody R. M. The structure of the Venus cloud veil.—«J. Geophys.
Res.», 1965, vol. 70, N 34, p. 5471—5481.
144. Goody R; M. Motions of planetary atmospheres.— «Ann. Rev. Astron.
Astrophys.», 1969, vol. 7, p. 303—352.
145. Goody R. M. The ionospheres of Venus and Mars. 2. «Mariner-5» and
261

the Venus ionosphere.—«Comment. Astrophys. a. Space Phys.», 1970, vol
2, N 1, p. 7—11.
146. Goody R. M. Weather on the inner planets.— «New Sci.», 1973, vol.
58, N 849, p. 602—605.
147. Goody R. М., W a 1 к e r J. C. G. Atmospheres. Prentice-Hall, New Jersey,
1972. 150 p.
148. Gray L. D., Schorn R. A. High-dispersion spectroscopic studies of
Venus. 1. The carbon dioxide bands near 1 micron.— «Icarus», 1968, vol.
8, N 3, p. 409—422.
149. Guinot М. B. Measures de la rotation de Venus.— «Compt. Rend.»,
1965, t. 260, p. 431—433.
150. Hansen J. E. Absorption-line formation in a scattering planetary at¬
mosphere: a test of van de Hulst’s similarity relations.— «Astrophys. J.»,
1969, vol. 158, N 1, P. 1, p. 337—349.
151. Hansen J. E., Cheyney H. Theoretical spectral scattering of ice
clouds in the near infrared.— «J. Geophys. Res.», 1969, vol. 74, N 13,
p. 3337—3346.
152. Hansen J. E., Arking A. Clouds of Venus: evidence for their na¬
ture.— «Science», 1971, vol. 171, p. 669—772.
153. Hansen J. E., Travis C. D. Light scattering in planetary atmospheres.
Preprint. Goddard Inst. Space Stud, Jun., 1974. 69 p.
154. Hansen J. E., Hovenier J. W. Interpretation of the polarization of
Venus.—«J. Atm. Sci.», 1974, vol. 31, N 4, p. 1137—1160.
155. Hapke	B.	Venus clouds:	a dirty hydrochloric	acid model.—	«Science»,
1972, vol.	175,	p. 748—751.
156. Hapke	B.,	Nelson R.	Evidence for an elemental sulfur	component
of the clouds	from Venus spectrophotometry.— «J.	Atm. Sci», 1975, vol. 32,
N 6, p. 1212—1218.
157. Heat transfer in the -Venus atmosphere.— «J. Atm. Sci.», 1970, vol. 27,
N 4, p. 569—579. Auth.: V. S. Avduevsky, M. Ya. Marov, A. I. Noykina,
V. I. Polezhaev, F. S. Zavalevich.
158. Hess S. L. The hydrodynamics of Mars and Venus.— In: The atmosphe¬
res of Venus and Mars. N. Y., 1968, p. 109—131.
159.	Hess S.	L.	Dust on Venus.— «J.	Atm. Sci.»,	1975, vol.	32, N 6,
p. 1076—1078.
160.	Houghton	J. Т., T а у 1 о r F. W.	On remote	sounding of	the upper
atmosphere	of	Venus.— «J. Atm. Sci.»,	1975, vol.	32, N 3, p.	620—629.
161.	Hudson	H.	S., Lindsey C. A.,	Soifer В.	T. Submillimeter ob¬
servations of planets.— «Icarus», 1974, vol. 23, N 3, p. 374—379.
162. Hunt G. E. Formation of spectral lines in a planetary atmosphere. 1.
Theory for cloudy atmospheres; application to Venus.— «J. Quant. Spee-
trosc. Rad. Transfer.», 1972, vol. 12, N 3, p. 387—404.
163. Hunt G. E. Formation of spectral lines in a planetary atmosphere. 2.
Spectroscopic evidence for the structure of the visible Venus clouds.— «J.
Quant. Spectrosc. Rad. Transfer.», 1972, vol. 12, N 3, p. 405—419.
164. Hunt G. E. Formation of spectral lines in a planetary atmosphere. 3.
The use of analytic scattering diagrams in computations of synthetic spec¬
tra for cloudy atmospheres.— «J. Quant. Spectrosc. Rad. Transfer.», 1972,
vol. 12, N 8, p. 1023—1028.
165. Hunt G. E. There is evidence for two scattering layers in the Venus
atmosphere.— «J. Quant. Spectrosc. Rad. Transfer.», 1973, vol. 13, N 5,
p. 465—466.
166. Hunt G. E. «Pioneer-Ю»: the preliminary results.— «New Sci.», 1974,
vol. 61, N 881, p. 125—127.
167. Hunt G. E., Bartlett J. T. The lower Venus atmosphere.— «En¬
deavour», 1973, vol. 32, N 115, p. 39—43. .
168. Hunten D. М., McElroy М. B. The upper atmosphere of Venus:
the regulus occultation reconsidered.— «J. Geophys. Res.», 1968, vol. 73,
N 13, p. 4446.
262

169. Hunten D. M. The atmosphere of Venus: conference summary.— «j.
Atm. Sci.», vol. 32, N 6, p. 1262—1265.
170. Hunt G. E, Sc horn R. A. Height variations of Venusian clouds.—
«Nature Phys. Sci.», 1971, vol. 233, N 37, p. 39—40.
171 Hunten D. M. Composition and structure of planetary atmospheres.—
' «Space Sci. Rev.», 1971, vol. 12, N 5, p. 539—599.
172. Hunten D. М., Goody R. M. Venus: the next phase of planetary
exploration.—«Science», 1969, vol. 165, p. 1317—1323.
173. Ingersoll	A.	P., Leovy	С.	B. The atmospheres of Mars and Ve¬
nus.— «Ann. Rev. Astron. Astrophys.», 1971, vol. 9, p. 147—182.
174. Ingersoll	A.	P., Orton	G.	S. Lateral inhomogeneities in the Ve¬
nus atmosphere:	analysis of thermal infrared maps.— «Icarus», 1974,
vol. 21, N 2, p. 121 — 128.
175. Jenkins E. B., Morton D. S., Sweigart A. V. Rocket spectra
of Venus and Jupiter from 2000 to 3000 A.— «Astrophys. J.», 1969, vol. 157,
N 2, P. 1, p. 913—924.
176. Johnson F. S. Origin of planetary atmospheres.— «Space Sci. Rev.»,
1969, vol. 9, N 3, p. 303—324.
177. Kaplan L. D. Spectroscopic investigation of Venus.— «J. Quant.
Spectrosc. Radiat. Transfer.», 1963, vol. 3, N 4, p. 537—539.
178. Kasahara	A.,	Washington	W. NCAR global general circulation
model of the atmosphere.— «Mon. Weather Rev.», 1967, vol. 95, p. 389—402.
179. Kattawar	G.	W., PI ass	G.	N., Adams Ch. N. Flux and pola¬
rization calculations of the radiation reflected from the clouds of Venus.—
«Astrophys. J.», 1971, vol. 170, N 2, P. 1, p. 371—386.
180. Ka w a b a t a K., Hansen J. E. Interpretation of the variation of pola¬
rization over the disk of Venus.— «J. Atm. Sci.», 1975, vol. 32, N 6,
p. 1133—1139.
181. Kerzhanovich V. V., Marov M. Ya., Rozhdestvensky М. K.
Data on dynamics of the subcloud Venus atmosphere from «Venera» space-
probe measurements.—«Icarus», 1972, vol. 17, N 3, p. 659—674.
182. Kondratyev K. Ya. Radiation in the atmosphere. N. Y.—L., 1969.
912 p.
183. Kondratyev K. Ya: Radiation processes in the atmosphere. WMO
Monograph N 309, Geneva, 1972. 214 p.
184. Kroupenio N. N. Some characteristics of the Venus surface.— «Ica¬
rus», 1972, vol. 17, N 3, p. 692—698.
185. К г у s t a n о v L. K-, Tod or ova S. V., Yuskesselieva L. G.
Can waterdrops and ice crystals be formed in the Venus atmosphere? —
«Trans. Bulgar. Acad. Sci.», 1973, vol. 26, N 6, p. 759—760.
186. Kuiper G. P. The atmosphere and cloud layer of Venus.— In: Thre¬
shold of space. M. Zelikoff (ed.). N. Y., 1957. 342 p.
187. Kuiper G. P. Identification of the Venus cloud layer.— «Comment.
Lunar Planet. Lab.», 1969, N 101, p. 1—21.
188. Kumar Sh. Atomic chlorine on Venus.— «Geophys. Res. Lett.», 1974,
vol. 1, N 4, p. 153—156.
189. Kuzmin A. D. The atmosphere of the planet Venus.— «Radio Sci.»,
1970, vol. 5, N 2, p. 339—345.
190. Lacis A. A., Hansen J. E. Atmosphere of Venus: implications of
«Venera-8» sunlight measurements.— «Science», 1974, vol. 184, p. 979—982.
191. Lacis A. A., Hansen J. E. Atmosphere of Venus: implications of
«Venera-8» sunlight measurements. Preprint. Goddard Inst. Space Stud.
1974. 16 p.
192. Lacis A. A. Cloud structure and heating rates in the atmosphere of
Venus.— «J. Atm. Sci», 1975, vol. 32, N 6, p. 1107—1124.
193. Landau R. The infrared polarization of Venus.— «J. Atm. Sci.», 1975,
vol. 32, N 6, p. 1157—1163.
194. Lebedev L., Nikitin S. Investigation of Venus by automatic sta¬
tions.— «Sov. Sci. Rev.», 1970, vol. 1, N 2, p. 98—105.
263

195. Leovy С. В. Rotation of the upper atmosphere of Venus.— «j. Atm
Sci.», 1973, vol. 30, N 6, p. 1220—1224.
196. Levin G. М., Marcotte F. G., Ainsworth J. E. Probing the
Venus atmosphere.— AIAA Paper, 1970, N 1245. 7 p.
197. Lewis J. S. Composition and structure of the clouds of Venus.— «As-
trophys. J.», 1968, vol. 152, N 1, P. 2, p. 179—183.
198. Lewis J. S. The atmosphere, clouds and surface of Venus.— «Sci.
Amer.», 1971, vol. 59, N 5, p. 557—566.
199. Lewis J. S. Composition of the Venus cloud tops in light of recent
spectroscopic data.— «Astrophys. J.», 1972, vol. 171, N 1, P. 1, p. 175—179.
200. Lewis J. S. Refractive index of aqueous HC1 solution and the compo¬
sition of the Venus clouds.— «Nature», 1971, vol. 230, p. 295—296.
201. Liu S. C., Donahue Т. M. The aeronomy of hydrogen in the at¬
mosphere of Earth.— «J. Atm. Sci.», 1974, vol. 31, N 6, p. 1118—1136.
202. Liu Shaw C., Donahue Т. M. The aeronomy of the upper atmo¬
sphere of Venus.— «Icarus», 1975, Vol. 23, N 2, p. 148—156.
203. Margolis J. S., McCleese D. J., Hunt G. E. Laboratory si¬
mulation of diffuse reflectivity from a cloudy planetary atmosphere.—
«Appl. Optics», 1972, vol. 11, N 5, p. 1212—1216.
204. Marov M. Ya. Venus: a perspective at the beginning of planetary
exploration.— «Icarus», 1972, vol. 16, N 3, p. 415—461.
205. Marov M. Ya., Ryabov O. L. On reference model of Venus atmo¬
sphere.— In: 17th Plenary Meeting of COSPAR Working Group 7, June,
1974.	Sao Paulo, Brazil. 48 p.
206. Martonchik J.	V. Sulfuric	acid cloud interpretation	of	the infrared
spectrum of Venus.— «Astrophys.	J.», 1974, vol. 193, N 2, P. 1,	p. 495—501.
207. M a r t о n с h i к J. V., Beer R. Analysis of spectrophotometric obser¬
vations of Venus in the 3—4 micron region.— «J. Atm. Sci.», 1975, vol. 32,
N 6, p. 1151—1156.
208. McCleese D. J., M a г g о 1 i s J. S., H u n t G. E. Laboratory simu¬
lation absorption spectra in cloudy atmospheres.— «Nature Phys. Sci.»,
1971, vol. 233, N 40, p. 102—103.
209. McElroy М. B., Sze Nien Dak, Yung Y.u к Ling. Photoche¬
mistry of the Venus atmosphere.— «J. Atm. Sci.», 1973, vol. 30, N 7,
p. 1437—1447.
210. Mitra V. Motion	of Venusian	clouds by the deposition	of meteoroids.—
«Planet. Space Sci.»,	1975, vol. 23, N 3, p. 551—555.
211. Muhleman D. О., Orton G., Berge G. L. The lower atmo¬
sphere of Venus.— In: AAS Division for Planetary Sciences: Abstr. Papers.
6th Ann. Meeting. Columbia, Maryland, 7—12 Febr., 1975. 8 p.
212. Napier W. McD. The ashen light on Venus.— «Planet. Space Sci.»,
1971, vol. 19, N 9, p. 1049—1052.
213. NASA names «Pioneer» Venus scientists.—«Aerospace Daily», 1974,
vol. 67, N 39, p. 311.
214. NASA scientists study acid clouds of Venus.—«Space World», 1974,
N K-12, p. 28—29.
215. Newell R. E., Boyer Ch. Seasonal changes in planetary circula¬
tions.— «Planet. Space Sci.», 1972, vol. 20, N 4, p. 607—612.
216. Nikander J., Boyer Ch. Displacement of the clouds of Venus.—
«Nature» (Great Brit.), 1970, vol. 227, p. 477.
217. Noll R. B., McElroy М. B. Engineering models of the Venus at¬
mosphere.— AIAA Paper, 1973, N 130. 11 p.
218. Numerical experiments on the general circulation of Venus.— «Tellus»,
1971, vol. 23, N 6, p. 483—488. Auth.: D. V. Chalikov, A. S. Monin, V. G.
Turikov, S. S. Zilitinkevich.
219. Numerical modelling of the reflection spectrum of Venus in the visual
and near infrared ranges.—«Intern. Astron. Union Symp.», 1974, N 65,
p. 185—189. Auth.: E. M. Feigelson, N. L. Lukashevich, G. M. Kjekov, G. A.
Tytov.
264

220. О h г i n g G. High surface temperature on Venus: evaluation of the green¬
house explanation.— «Icarus», 1969, vol.'ll, N 2, p. 171—179.
221. Ohring G. Calculations of the atmospheric temperature profile on
Venus.— «Israel J. Earth. Sci.», 1973, vol. 22, N 1, p. 1—14.
222. Ohring G., Davis R. E., J a 1 i n к A., Jr. Calculations of the
limb radiance\ of Venus in the 600—700 cm-1 region and their application
to spacecraft navigation.— «Infrared Phys.», 1973, vol. 13, N 3, p. 213—232.
223. O’Leary B. Venus halo: photometric evidence for ice in the Venus
clouds.— «Icarus», 1970, vol. 13, N 2, p. 192—198.
224. O’Leary B. Venus: vertical structure of stratospheric hazes from
«Mariner-10» pictures.— «J. Atm. Sci.», 1975, vol. 32, N 6, p. 1091—1100.
225. О p i к E. J. The aeolosphere and atmosphere of Venus.— «J. Geophys.
Res.», 1961, vol. 66, N 9, p. 2807.
226. Owen Т., Sagan C. Minor constituents in planetary atmospheres:
ultraviolet spectroscopy from the orbiting astronomical observatory.—
«Icarus», 1972, vol. 16, N 3, p. 557—568.
227. Palmer K- F., Williams D. Optical constants of sulfuric acid:
application to the clouds of Venus? — «Appl. Optics», 1975, vol. 14, N 1,
p. 208—219.
228. Pioneer Venus mission plan for atmospheric probes and an orbiter.—
«J. Spacecraft Rockets», 1974, vol. 11, N 10, p. 710—715. Auth.: J. W. Dyer,
R. R. Nunamaker, J. R. Cowley, Jr., R. W. Jackson.
229. Planetary atmospheres. C. Sagan (ed.) Dordrecht, Holland, 1971.
408 p.
230. Plumb R. A. Momentum transport by the thermal tide in the
stratosphere of Venus.— «Quant. J. Roy. Met. Soc.», 1975, vol. 101, N 430,
p. 763—767.
231. Pollack J. B., Morrison D. Venus: determination of atmospheric
parameters from the microwave spectrum.— «Icarus», 1970, vol. 12, N 3,
p. 376—390.	'	'
232. Pollack J. B. A nongrey calculation of the runway greenhouse:
implications for Venus’s past and present.— «Icarus», 1971, vol. 14, N 3*
p. 295—306.
233. Pollack J. B., Young R. Calculations of the radiative and dynami¬
cal state of the Venus atmosphere.— «J. Atm. Sci.», 1975, vol. 32, N 6,
p. 1025—1037.
234. Potter J. F. On mercury	clouds in	the atmosphere	of	Venus.— «Icarus»,
1972, -vol. 17, N 1, p. 79—87.
235. Preliminary infrared radiometry of Venus from «Mariner-Ю».—
«Science», 1974, vol. 183, p. 1291 —1292. Auth.: S. C. Chase, E. D. Miner,
D. Morrison, G. Munch, G. Neugebauer.
236. Preliminary results	of	Venus	observations	between	8	and	13
microns.— «J. Atm. Sci.», 1968,	vol. 25,	N 4, p. 586—593.
237. Preliminary results of the Venus atmosphere from the «Venera-8»
descent module.— «Icarus», 1973, vol. 20, N 3, p. 407—421. Auth.: M. Ya.
Marov, V. S. Avduevsky, N. F. Borodin, A. P. Ekonomov, V. V. Kerzha-
novich, V. P. Lysov, В. E. Moshkin, М. K. Rozhdestvensky, O. L. Ryabov.
238. P r i n n R. G. Photochemistry of HC1 and other minor constituents in the
atmosphere of Venus.— «J. Atm. Sci.», 1971, vol. 28, N 6, p. 1058—1063.
239. Prinn R. G', Venus atmosphere: structure and stability of the CIOG
radical.— «J. Atm. Sci.», 1972, vol. 29, N 5, p. 1004—1007.
240. Prinn R. G. Venus: composition and structure of the visible clouds.—
«Science», 1973, vol. 18*2, p. 1132—1135.
241. Prinn R. G. The upper atmosphere of Venus: a review.^ In: Physics
and chemistry of the upper atmosphere. Dordrecht — Boston, 1973,
p. 335—344.
242. P r i n n R. G. Venus: vertical transport rates in the visible atmosphere.—
«J. Atm. Sci.», 1974, vol. 31, N 6, p. 1691—1697.
17 3955
265

243. P r i n n R. G. Venus: chemical and dynamical processes in the stra¬
tosphere and mesosphere.— «J. Atm. Sci.», 1975, vol. 32, N 6, p. 1237—1247.
244. Ramanathan V., Cess R. D. An analysis of the strong zonal
circulation within the stratosphere of Venus.— «Icarus», 1975, vol. 25,
N 1, p. 89—103.
245. Rasool S. I. The structure of Venus clouds — summary.— «Radio Sci.»,
1970, vol. 5, N 2, p. 367.
246. Rasool S. I., Stewart R. W. Results and interpretation of the
S-band occultation experiments on Mars and Venus.— «J. Atm. Sci.», 1971,
vol. 28, N 6, p. 869—878.
247. R a s о о 1 S. I., Bergh C. de. The runway greenhouse and the
accumulation of C02 in the Venus atmosphere.— «Nature» (Great Brit.),
1970, vol. 226, p. 1037—1039.
248. Rea D., O’Leary B. On the composition of the Venus clouds.—
«J. Geophys. Res.», 1968, vol. 73, N 20, p. 665—675.
249. Rea D. G. The composition of the upper clouds of Venus.— «Rev.
Geophys. Space Phys.», 1972, vol. 10, N 1, p. 369—378.
250. Relative spectrophotometry of Venus from 3067 A to 5960 A.—
«J. Atm. Sci.», 1975, vol. 32, N 6, p. 1205—1211. Auth.: E. S. Barker, J. H.
Woodman, M. A. Perry, B. Hapke, R. Nelson.
251. Rivas E. K. de. Numerical models of the circulation of the atmosphere
of Venus.— «J. Atm. Sci.», 1973, vol. 30, N 5, p. 763—779.
252. Rivas E. K. de. Further numerical calculations of the circulation of
the atmosphere of Venus.— «J. Atm. Sci.», 1975, vol. 32, p. 1017—1024.
253. Roads J. O. Radiation models of Venus in light o.f the «Venera-8»
photometer measurements.— In: AAS Division for Planetary Sciences. 6th
Ann. Meeting Abstr. Papers. Columbia, Maryland, 17—21 Febr. 1975. 8 p.
254. Robbins R. C. The reaction products of Solar hydrogen and compo¬
nents of the high atmosphere of Venus — a possible source of the
Venusian clouds.— «Planet. Space Sci.», 1964, vol. 12, N 7, p. 1143—1146.
255. Roeckner E., Fabian P. Thermal equilibrium calculation of the
lower Venus atmosphere.— «Beitr. Phys. Atm.», 1972, Bd. 45, N 3,
p. 230—243.
256. Rose J. R., Friedman L. D. A design for a Venus orbital imaging
radar mission.— AIAA Paper, 1974, N 222. 14 p.
257. R.ossow W. B., Sagan C. Microwave boundary conditions on the
atmosphere and clouds of Venus.— «J. Atm. Sci.», 1975, vol. 32, N 6,
p. 1164—1176.
258. Sagan С., К e 11 о g W. W. The terrestrial planets.— «Ann. Rev.
Astron. Astrophys.», 1963, vol. 1, p. 235—366.
259. Sagan C., Pollack J. Anisotporic nonconservative scattering and
the clouds of Venus.— «J. Geophys. Rev.», 1967, vol. 72, N 2, p. 469—477.
260. Sagan C. Windblown dust on Venus.— «J. Atm. Sci.», 1975, vol. 32,
N 6, p. 1079—1083.
261. Sasamori T. A. Numerical study of the atmospheric circulation on Ve¬
nus.— «J. Atm. Sci.», 1971, vol. 28, N 6, p. 1045—1057.
262. Saunders R. S., Friedman L. D., Thomson T. W. Mission plan¬
ning for remote exploration of the surface of Venus.— AIAA Paper, 1973,
N 580. lip.
263. Schaaf J. W., Williams D. Optical constants of ice in the infra¬
red.— «J. Opt. Soc. Amer.», 1973, vol. 63, N 6, p. 726—732.
264. Schubert G., Whitehead J. A. Moving flame experiment with
liquid mercury: possible implications for the Venus atmosphere.— «Science»,
1969, vol. 163, p. 71—72.
265. Schubert G., Young R. E., Hinch J. Direct and reverse motion
in a layer of liquid: implications for thermal diffusion in the atmosphere
of Venus.— «J. Geophys. Res.», 1971, vol. 72, N 9,p. 2126—2130.
266. Scott A. H., Reese E. J. Venus: atmospheric rotation.— «Icarus», 1972,
vol. 17, N 3, p. 589—601.
266

267.	Shimizu M. A model calculation of the Cytherean upper atmosphere.
«Icarus», 1969, vol. 10, N 1, p. 1—25.
268 Sill G. T. Sulfuric acid in the Venus clouds.— «Comment. Lunar Planet
Lab.», 1972, N 171, p. 191—198.
269 Sill G. T. The composition of the ultraviolet dark markings on Venus —
«J. Atm. Sci.», 1975, vol. 32, N 6, p. 1201—1204.
270. Smith L. L., Gross S. H. The evolution of water vapor in the atmos¬
phere of Venus.— «J. Atm. Sci.», 1972, vol. 29, N 1, p. 173—178.
271. Snyder C. W. Meeting review: the upper atmosphere of Venus.— «Ica¬
rus», 1971, vol. 15, N 3, p. 555—557.
272. Soft landing of «Venera-7» on the Venus surface and preliminary re¬
sults of the Venus atmosphere.— «J. Atm. Sci.», 1971, vol. 28, N 2>
p. 263—269. Auth.: V. S. Avduevsky, М. Y. Marov, N. F. Borodin,
V. V. Kerzhanovich.
272a. Space-time relationships in the UV-markings on Venus.— «J. Atm.
Sci.». 1976, vol. 33, N 8, p. 1383—1393. Auth.: M. J. S. Belton, G. R. Smith,
D.	A. Elliot, K. Klaasen, G. E. Danielson.
273. Staley D. O. The adiabatic lapse rate in the Venus atmosphere.— «J.
Atm. Sci.», 1970, vol. 27, N 2, p. 219—223.
274. Stone P. H. The structure and circulation of the deep Venus atmos¬
phere.— «J. Atm. Sci.», 1974, vol. 31, N 6, p. 1681—1690.
275. Slope P. H. The dynamics of the atmosphere of Venus.—«J. Atm. Sci.»,
1975, vol. 32, N 6, p. 1005—1016.
276. Strickland D. J. The 01 1304 and 1356 А-emission from the atmo¬
sphere of Venus.— Preprint Lab. Atm. a. Space Phys., Boulder, Colorado,.
1972. 32 p.
277. Surface history of Mercury: implications for terrestrial planets.— «J.
Geophys. Res.», 1975, vol. 80, N 17, p. 2508—2514. Auth.: В. C. Murray,.
R. G. Strom, N. J. Trash, D. E. Gault.
278. Surkov Yu. A., Andreichikov В. М., К a 1 i n к i n а О. M. Compo¬
sition and structure of the cloud layer of Venus.— In: Proc. 16th Plenary
Meeting COSPAR, Constance, 1973. Berlin, 1974, vol. 14, p. 673—678.
279. S z e N. D., M с E 1 г о у М. В. Some problems in Venus’s aeronomy.—
«Planet. Space Sci.», 1975, vol. 23, N 5, p. 763—786.
280. T а у 1 о г F. W. Interpretation of «Mariner-Ю» infrared observations of
Venus.— «J. Atm. Sci.», 1975, vol. 32, N 6, p. 1101—1106.
281. Taylor F. W. The vertical cloud structure on Venus infrared from'
«Mariner-Ю» infrared measurements.— In: AAS Division for Planetary Sci¬
ences. 6th Ann. Meeting Abstr. Papers. Columbia, Maryland, 17—21 Febr.
9 p.
282. The Venus atmosphere. R., Jastrow, S. I. Rasool (eds.) N. Y., 1969.
614 p.
283. T h e composition of the Venus clouds and implications for model
atmosphere.— «J. Geophys. Res.», 1965, vol. 70, N 22, p. 4401—4402. Auth.:
M. Bottema, W. Plammer, J. Strong, R. Zander.
284. T h e «Mariner-Ю» radio occultation measurements of the ionosphere
of Venus.— «J. Atm. Sci.»,. 1975, vol. 32, N 6, p. 1232—1236. Auth.: G. Fjeld-
bo, B. Seidel, D. Sweetnam, T. Howard.
285. Theoretical interpretation of the 0,7820 |ыт C02 band and 0,8226 jxmi
H20 line on Venus.— «Icarus», 1975, vol. 24, N 1, p. 11—18. Auth.: J. L. Re¬
gas, L. P. Giver, R. W. Boeses, J. H. Miller.
286. Thompson R. Venus’s general circulation is a merry-go-round.— «J.
Atm. Sci.», 1970, vol. 27, N 6, p. 1107—1116.
287. Toon О. B., Pollack J. B. Physical properties of the stratospheric-
aerosols.— «J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 24, p. 7051—7056.
288. T r a u b W. А., С a r 1 e t о n N. P. Spectroscopic observations of winds,
on Venus.— «J. Atm. Sci.», 1975, vol. 32, N 6, p. 1045—1059.
289. Travis L. D. On the origin of ultraviolet contrasts on Venus.— «J. Atm.
Sci.», 1975, vol. 32, N 6, p. 1190—1200.
267

290. Turekian К. K-, Clark S. P., Jr. The non-homogeneous accumulation
model for terrestrial planet formation and the consequences for the atmos¬
phere of Venus.— «J. Atm. Sci.», 1975, vol. 32, N 6, p. 1257—1261.
291. Ultraviolet observations of Venus from «Mariner-Ю»: preliminary
results.— «Science», 1974, vol. 183, p. 1316—1318. Auth.: A. L. Broadfoot,
S.	Kumer, M. J. S. Belton, М. B. McElroy.
292. «Venera-8»: measurements of temperature, pressure and wind velo¬
city on the illuminated side of Venus.— «J. Atm. Sci.», 1973, vol. 30, N 6,
p. 1210—1214. Auth.: M. Ya. Marov, V. S. Avduevsky, V. V. Kerzhanovich,
М. K. Rozhdestvensky, H. F. Borodin, O. L. Ryabov.
293. «Venera-8»: measurements of Solar illumination through the at¬
mosphere of Venus.— «J. Atm. Sci.», 1973, vol. 30, N 6, p. 1215—
1218. Auth.: V. S. Avduevsky, M. Ya. Marov, В. E. Moshkin. A. P. Eko-
nomov.
294. Venus: atmospheric motion and structure from «Mariner-10» pictures.—
«Science», 1974, vol. 183, p. 1307—1314. Auth.: В. C. Murray, M. J. S. Bel¬
ton, G. E. Danielson, М. E. Davies, D. Gault, В. Hapke, B. O’Leary,
R. G. Strom, V. Suomi, N.(Trask.
295. Venus cloud properties: infrared opacity and mass mixing ratio.— «Ica¬
rus», 1975, vol. 25, N 1, p. 49—63. Auth.: R. E. Samuelson, R. A. Hanel,
L. W. Herath, V. G. Kunde, W. C. Maguire.
296. Venus holds clues to Earth’s weather.— «Space World», 1974, N K-12,
p. 24—25.
297. Venus: new microwave measurements show no .atmospheric water va¬
por.— «Science», 1973, vol. 179, p. 994—997. Auth.: M. A. Janssen, R. E.
Hills, D. D. Thornton, W. J. Welch.
298. 1 9 78 probe.—«Spaceflight», 1973, vol. 15, N 11, p. 428.
299. Venus: topography revealed by radar data.— «Science», 1972, vol. 175,
p. 514—516. Auth.: D. B. Campbell, R. B. Dyce, R. P. Ingalls, G. H. Pet-
tengill, I. I. Shapiro.
300. Vinogradov A. P., Surkov Yu. A., Florensky C. P. The che-.
mical composition of the atmosphere of Venus.— In: Planetary Atmosphe¬
res, IAU Symp., N 40. N. Y., 1971, p. 3—16.
301. Walker J. C. G. Evolution of the atmosphere of Venus.— «J. Atm. Sci.»,
1975, vol. 32, N 6, p. 1248—1256.
302. Wallis М. K-, Ong R. S. B. Strongly-cooled ionizing plasma flows
with applications to Venus.— «Planet. Space Sci.», 1975, vol. 23, N 4, p.
713—722.
303. Water vapor in the atmosphere of Venus.— «Icarus», 1972, vol. 17, N 3,
p. 617—631. Auth.: U. Fink, H. P. Larson, G. P. Kuiper, R. F. Poppen.
304. Whitehead J. A., Jr. Mean flow generated by circulation on a p-plane:
an analogy with the moving flame experiment.— «Tellus», 1975, vol. 27,
N 4, p. 358—364.
305. Whitten R. C. The daytime upper ionosphere of Venus.— «J. Geophys.
Res.», 1970, vol. 75, N 19, p. 3707—3714.
306. W i 1 d t R. On the possible existence of formaldehyde in the atmosphere
of Venus.— «Astrophys. J.», 1940, vol. 92, N 2, P. 1, p. 247—255.
307. Wolf D. A. de. Atmospheric turbulence on Venus: «Venera-4—6» and
«Mariner-5» estimates.— «J. Geophvs. Res.», 1971, vol. 76, N 13, p. 3154—
' 3158.
308. Woo R., I s h i m a г у A., К e n d e 11 W. B. Observations of small-scale
turbulence in the atmosphere of Venus by «Mariner-5».— «J. Atm. Sci.»,
1974, vol. 31, N 6, p. 1698—1706.
309. Woo R. Observations of turbulence in the atmosphere of Venus using
«Mariner-10» radio occultation measurements.— «J. Atm. Sci.», 1975,
vol. 32, N 6, p. 1084—1090.
310. Woo R., Young F. Dual frequency observations of turbulence in the
atmosphere of Venus by «Mariner-10».— In: AAS Division for Planetary
Sciences. 6th Ann. Meeting Abstr. Papers, Columbia, Maryland, 17—21
Febr. 1975. 9 p.
268

311 Young A. T. Are the clouds of Venus sulfuric acid? — «Icarus», 1973,
’vol. 18, N 4, p. 564—582.
312 Young A. T. Venus clouds: structure and composition.— «Science»,
' 1974, vol. 183, p. 407—409.
313.	Young L. D. G. Effective pressure for line formation in the atmosphere
of Venus.— «Icarus», 1970, vol. 13, N 3, p. 449—458.
314 Young L. D. G. High resolution spectra of Venus (a review).— «Icarus»,
1972, vol. 17, N 5, p. 632.
315. Young R. E., Schubert G. Dynamical aspects of the Venus 4-day
circulation.—«Planet. Space Sci.», 1973, vol. 21, N 9, p. 1563—1580.
316. Young L. D. G., Young A. T. Comment on the composition of the
Venus cloud tops in light of recent spectroscopisv data.— «Astrophys. J.»,
1973, vol. 179, N 1, P. 2, p. 139—143.
317. Young A. T. Is the four-day «rotation» of Venus illusory? — «Icarus»,
1975, vol. 24, N 1, p. 1—10.
318. Young A. T. The clouds of Venus.— «J. Atm. Sci.», 1975, vol. 32, N 6,
* p. 1125—1132.
К главе 2 «Марс»
1. Алешин В. И!, Федосеева Т. Н. Суточный ход температуры
в аэрозольно-газовой атмосфере и в грунте Марса.— Астроном, журн.,
1969, т. 46, вып. 5, с. 1095—4103.
2. Анализ рельефных условий в районе посадки СА АМС «Марс-6».—
«Космич. исслед.», 1975, т. 13, вып. 1, с. 99—107. Авт.: Р. Б. Зезин,
В.	П. Корягин, И. П. Мамошнна, II. А. Морозов, В. М. Павлова, М. К.
Рождественский, В. Г. Фокин.
3. Аппаратура для исследования ультрафиолетового излучения в верх¬
ней атмосфере Марса.— В кн.: Ядерное ^приборостроение, вып. 25. М.,
Атомиздат, 1974, т. 97—105. Авт.: С. И. Бабиченко, Е. В. Дергузов,
И. П. Карпинский, В. А. Склянкин.
4. Атмосфера Марса в районе посадки спускаемого аппарата «Марс-6»
(предварительные результаты).— «Космич. исслед.», 1975, т. 13, вып. 1,
с. 21—32. Авт.: В. С.. Авдуевский, Э. JI. Аким, В. И. Алешин, Н. Ф. Бо¬
родин, В. В. Кержанович, Я. В. Малков, М. Я- Маров, С. Ф. Морозов,
М. К. Рождественский, О. J1. Рябов, М. И. Субботин, В. М. Суслов,
3.	П. Черемухина, В. И. Шкирина.
5. Б а р е н б л а т т Г. И., Г о л и ц ы н Г. С. Локальная структура разви¬
тых пыльных бурь. Моск. госуд. ун-т, Ин-т мех. АН СССР, Ин-т физ.
атм. М.,	1973. 44 с.
6. Башилова И., М а х и	н	Г.	Марс	глазами геолога.— «Наука и	жизнь»,
1972, № 9,	с.	45—47.
7. Гинзбург А. С. О радиационном режиме поверхности и запыленной
атмосферы Марса.— «Докл. АН СССР», 1973, т. 208, № 2, с. 295—298.
8. Голицын Г. С. Нижняя атмосфеоа Марса.— «Земля и Вселенная»,
1973, № 5,	с.	17—20.
9. Голицын	Г.	С. Бури	на Марсе.— В	кн.:	Человек	и	стихия.	1974.	М.,
Гидрометеоиздат, 1975, с. 30—33.
10. За греб ин Д. В. О гравитационном поле Марса.— «Докл. АН СССР»,
1974, т. 219, № 1, с. 57—58.
11. И з а к о в М. Н. О температуре термосферы Марса.— «Космич. исслед.»,
1973, т. 11, вып. 5, с. 761—766.
12. Инфракрасные температуры и тепловые свойства поверхности
Марса по измерениям с борта АМС «Марс-3».— «Космич. исслед.», 1975,
т. 13, вып. 3, с. 389—403. Авт.: В. И. Мороз, Л. В. Ксанфомалитп,
Г. Н. Красовский, В. Д. Давыдов, Н. А. Парфентьев, В. С. Жегулев,
Г. Ф. Филиппов.
13. К о и д р а т ь ев К. Я., Бунакова А. М. Метеорология Марса. Л.,
Гидрометеоиздат, 1973. 62 с.
269

14. К о н д р а тье в К. Я-, Т и м о ф е е в Ю. М. Термическое зондирование
атмосферы со спутников. JL, Гндрометеоиздат, 1970. 410 с.
15. Кондратьев К. Я-, Бунакова А. М., Тимофеев Ю. М. Ухо¬
дящее тепдовое излучение как источник информации о газовом составе
атмосферы Марса.— В кн.: Проблемы физики атмосферы, вып. 12. Л.,
Изд-во Ленингр. ун-та, 1974, с. 3—11.
16. Кондратьев К. Я-, Москаленко Н. И. Спектральная и простран¬
ственная структура поля теплового излучения в условиях замут¬
ненной атмосферы Марса.— «Докл. АН СССР», 1975, т. ч 224, № 2,
с. 316—319.
17. Кондратьев К. Я-, Москаленко Н. И. Анализ приближенного
метода расчета полей уходящего теплового излучения планет.— «Труды
Гл. геофиз. обе.», 1975, вып. 363, с. 28—41.
18. К о нд р а тье в К. Я., Москаленко Н. И. Тепловое излучение пла¬
нет. Л., Гндрометеоиздат, 1977.	178	с.
19. Краснопольский В. А., Красько А. А., Р о г а ч е в В. Н. Озон
в атмосфере планеты по измерениям с борта АМС «Марс-5».— «Космич.
исслед.», 1975, т. 13, вып. 1, с. 37—41.
20. К р у п е н и о Н. Н. Радиолокационные исследования Луны. М., «Наука»,
1971. 172 с.
21. К р*у п е н и о Н. Н., Ладыгин В. А., Ш а п и р о в с к а я Н. Я. Точ¬
ность определения диэлектрической проницаемости и температуры подпо¬
верхностного слоя из поляризационных измерений.— «Космич. исслед.»,
1974, т. 12, № 5, с. 740—747.
22. К р у п е н и о Н. Н. Оценка плотности веществ поверхностных слоев
Луны, Марса и Венеры. Препринт-212, Ин-т космич. исслед. АН СССР.
М., 1975. 34 с.
23. К с а н ф о м а ли т и Л. В. «Марс-5»: поверхность и атмосфера красной
планеты.— «Земля и Вселенная», 1974, № 5, с. 7—11.
24. Ксанфомалити Л. В., Мороз В. И. «Марс-3»: фотоэлектрическая-
фотометрия с узкополосными фильтрами в диапазоне 3700—7000 А. Пре¬
принт-200. Ин-т космич. исслед. АН СССР. М., 1974. 38 с.
25. К с а н ф о м а л и т и Л. В., К у н а ш е в Б. С., М о р о з В. И. Давление
и высоты по интенсивности полос С02 по измерениям с борта АМС
«Марс-5» (предварительные результаты).— «Космич. исслед.», 1975, т. 13,
вьш. 1, с. 84—86.
26. Ксанфомалити Л. В., Мороз В. И., Дольфюс А. Поляримет¬
рический эксперимент на борту «Марса-5».— «Космич. исслед.», 1975, т. 13,
вып. 1, с. 92—98.
27. Курт В. Г., Смирнов А. С., Чу в а хин С. Д. Исследование рас¬
сеянного ультрафиолетового излучения в верхней атмосфере Марса
с АМС «Марс-3».— «Космич. исслед.», 1973, т. И, вып. 2, с. 315—320.
28. «М а р с - 3»: давления и высоты по результатам С02-альтиметрии. Пре¬
принт-183. Ин-т космич. исслед. АН СССР. М.,	1974. 22 с. Авт.:
Л. В. Ксанфомалити, В. И. Мороз, Б. С. Кунашев, В. С. Жегулев.
29. М а р т ы н о в Д. Я. Что есть на Марсе.— «Земля и Вселенная», 1974,'
iSib 3, с. 21—31.
30. Минин И. Н. Оптическая модель атмосферы Марса.— Астроном, журн.,
1967, т. 44, вып. 6, с. '928—939.
31. Мишо Ш. Планета Марс. Физические свойства. [Пер. с англ. К. А. Лю¬
барского.] М., «Мир», 1970. 224 с.
32. М о р о з В. И., Ксанфомалити Л. В. Четыре месяца на марсиан¬
ской орбите.— «Вестн. АН СССР», 1972, № 9, с. 10—25.
33. М о р о з В. И., Ксанфомалити Л. В. Марс без легенд.— «Земля
и Вселенная», 1973, № 5, с. 2—7.
34. Мороз В. И., На джип А. Э., Жегулев В. С. «Марс-3»: фотомет¬
рические профили планеты в ближней инфракрасной области спектра.
Препринт-173. Ин-т космич. исслед. АН СССР. М., 1974. 23 с.
35. М о р о з В. И. Гелий в атмосфере Марса — гипотетическая оценка.—
«Письма в Астроном, журн.», 1975, т. 1, № 7, с. 39—41.
270

36. М о р о з В. И. О структуре марсианского грунта по оптическим и ин¬
фракрасным наблюдениям.— «Космич. исслед.», 1976, т. 14, вып. 1,
с. 85—96.
37. Мороз В. И. Предварительные результаты исследований, проведенные
на советских автоматических станциях «Марс-4», «Марс-5», «Марс-6»
и «Марс-7».— «Космич. исслед.», 1975, т. 13, вып. 1, с. 3—8.
38. М о р о з В. И., Н а д ж и п А. Э. Предварительные результаты измере¬
ний содержания водяного пара в атмосфере планеты по измерениям
с борта АМС «Марс-5».—«Космич. исслед.», 1975, т. 13, вып. 1, с. 33—36.
39. Мороз .В. И. Облака на Марсе: некоторые выводы из наблюдений на
«Марсе-3». Препринт-235. Ин-т космич. исслед. АН СССР. М.., 1975. 19 с.
40. Москаленко Н. И. Особенности спектрального и пространственного
распределения поля теплового излучения в атмосфере Марса.— «Изв. АН
СССР. Сер. Физика атмосферы и океана», 1975, т. 11, № 8, с. 836—844.
41. Об исследовании атмосферы и ионосферы Марса методом радио¬
просвечивания с помощью спутника «Марс-2».— В кн.: X Всесоюзный
конгресс по распространению радиоволн. Тезисы докладов. Секция 1. М.,
«Наука», 1972, с. 536. Авт.: М. А. Колосов, О. И. Яковлев, Ю. М. Круг¬
лов, Б. П. Трусов, А. И. Ефимов, В. В. Кержанович.
42. Обнаружение ночной ионосферы Марса.— «Докл. АН СССР», 1974,
т. 218, № 6, с. 1298—1301. Авт.: М. Б. Васильев, А. С. Вышлов, М. А. Ко¬
лосов, Н. А. Савич, В. А. Самовол, Л. Н. Самознаев, А. И. Сидоренко,
Ю. IT. Александров, А. И. Даниленко, В. М. Дубровин, А. Л. Зайцев,
Г. М. Петров, О. Н. Ржига, Д. Я. Штерн, А. П. Мастэртон.
43. Определение вертикального профиля температуры в атмосфере
Марса по данным измерений инфракрасного теплового излучения с АМС
«Маринер-9».— «Докл. АН СССР», 1973, т. 211, № 4, с. 801—803. Авт.-
. К. Я. Кондратьев, Ю. М. Тимофеев, О. М. Покровский, Т. А. Дворовик.
44. Оптические параметры атмосферы и поверхности Марса. II. Пыле¬
вая буря.— «Астроном, вести.», 1974, т. 8, № 4, с. 211—222. Авт.: А. Доль-
фюс, Ж. М. Длугач, А. В. Мороженко, Э. Г. Яновицкий.
45. Опыт определения разностей высот на Марсе по интенсивности полос
СОг 1,6 мкм.— Астроном журн., 1971, т. 48, вып. 4, с. 790—794. Авт.:
В.	И. Мороз, Н. А. Парфентьева, Д. П. Крюнкшенк, Л. В. Гро¬
мова.
46. Оуэн Г., Мейсон Г. П. Спектральные исследования атмосфер Марса
и Венеры.— В кн.: Физика Луны и планет. М., «Наука», J972, с. 330—335.
47. Предварительные	результаты	исследований	атмосферы	Марса
с помощью спутника «Марс-2».— «Докл. АН СССР», т. 206, № 5, с. 1071 —
1073. Авт.: М. А. Колосов, О. И. Яковлев, Ю. М. Круглов, Б. П. Трусов,
А. И. Ефимов, В. В. Кержанович.
48. Предварительные результаты измерений содержания Н20 в атмо¬
сфере Марса на автоматической межпланетной станции «Марс-3».—
«Докл. АН СССР», 1973,	т. 208, №	4, с. 797—800.	Авт.: В. И.	Мороз,
A. Э. Наджип, А. Б. Гильварг, Ф. А.	Королев, В. С.	Жегулев.
49. Предварительные	результаты	определения высот на Марсе по
полосам С02 с борта автоматической межпланетной станции «Марс-3».—
«Докл. АН СССР», 1973, т. 208, № 5, с. 1048—1051. Авт.: В. И. Мороз,
Л. В. Ксанфомалити, А. М. Касаткин, Б. С. Кунашев, К. А. Цой.
50. Предварительные результаты измерений инфракрасной темпера¬
туры поверхности Марса на автоматической межпланетной станции
«Марс-3».—«Докл. АН СССР», 1973, т. 208, № 2, с. 299—302. Авт.:
B. И. Мороз, Л. В. Ксанфомалити, А. М. Касаткин, Т. Н. Красовский,
Н.	А. Парфентьев, В. Д. Давыдов, Г. Ф. Филиппов.
51. Пылевая буря на Марсе по фотометрическим наблюдениям с борта
АМС «Марс-3».— «Космич. исслед.», 1972, т. 10, вып. 6, с. 925—929.
Авт.: В. И. Мороз, Л. В. Ксанфомалити, А. М. Касаткин, А. Э. Наджип.
52. Радиоастрономические измерения с борта АМС «Марс-5».—
«Космич. исслед.», 1976, т. 14, вып. 1, с. 73—79. Авт.: А. Е. Башаринов,
Е.	Н. Ветухновская, С. Т. Егоров, М. А. Колосов, Н. Н. Крупенио,
271

А. Д. Кузьмин, В. А. Ладыгин, В. С. Троицкий, Н. Д. Шаппрсвскан,
А. М. LLIvtko.
53. Результаты геологоморфологнчгского анализа некоторых фотогра¬
фий марсианской поверхности, полученных автоматическими станциями
«Марс-4» и «Марс-5».— «Космнч. нссле.д.», 1975, т. 13, вып. 1, с. 67—/6.
Авт.: К. П. Флоренский, А. Т. Базилевский, Р. О. Кузьмин, И. М. Черная.
54. Результаты исследований атмосферы Марса методом радиопросве¬
чивания с помощью аппаратов «Марс-2», «Марс-4» и «Марс-6».— «Кос-
мич. исслед.», 1975, т. 13, вып. 1, с. 54—59. Авт.: М. А. Колосов,
О. И. Яковлев, Г. Д. Яковлева, А. И. Ефимов, Б. П. Трусов, Т. С. Тимо¬
феева. Ю. М. Круглов, В. А. Виноградов, В. П. Орешкин.
55 Саган К. Марс с «Мартгнера-9».— «Земля п Вселенная», 1973, № 5,
с. 8-16.
56. Соколов С. С. Советские 'автомагпческие межпланетные станции
исследуют Марс.— «Вестн. АН СССР», 1974, № 10, с. 21—38.
57. Стародубцева О. М. Ход оптической плотности газовой атмосферы
Марса с высотой.— «Вестн. Харьк. ун-та. Сер. Астрономия», 1972, № 82,
вып. 7, с. 48—53.
58. Фототелевизионная система для исследования Марса.— «Техника
кино и телевидения», 1974, № 9, с. 55—60. Авт.: А. С. Селиванов,.
М. К. Нараева, И. Ф. Синельникова, Б. А. Суворов, В. Я- Еленский,
Г. М. Алешин, А. Г. Шабанов.
59. Ш а р а ф Ш. Г., Будникова Н. А. Об астрономической теории коле¬
баний климата Марса.— «Докл. АН СССР», 1975, т. 221, № 7, с. 64—66.
60. Эксперимент по измерению состава атмосферы Марса на спускае-
' мом аппарате космической станции «Марс-6».— «Космич. нсслед.», 1975,.
т. 13, вып. 1, с. 16—20. Авт.: В. Г. Истомин, К. В. Гречнев, JI. Н. Озе¬
ров, М. Е. Слуцкий, В. А. Павленко, В. IT. Цветков.
61. Abramenko A: N., Prokofyeva V. V. Television observations of
Martian cloud formations in 1973: preliminary results.— «Icarus»; 1975,
vol. 24, N 3, p. 379—383.
62. Afternoon terminator observations of Mars. Preprint Lab. Atm. a. Space
Phys. Boulder, Colorado, 1973. 63 p. Auth.: J. M. Ajello, C. W. Hord,.
C. A. Barth, A. I. Stewart, A. L. Lane.
63. Ajello J. М., Hord Ch. W. «Mariner-9» ultraviolet spectrometer expe¬
riment: morning terminator observations of Mars.— «J. Atm. Sci.», 1973,.
vol. 30, N 8, p. 1495—1501.
64. Ajello J. «Mariner-9» ultraviolet spectrometer experiment: bright limb
observations of the lower atmosphere of Mars.— In: AAS Division for
Planetary Sciences. 5th Ann. Meeting. Columbia, Maryland, 17—21 Febr.
1975.	6 p.
65. Alpine glacial features of Mars.— «Nature», 1973, vol. 244, p. 20—21.
Auth.: J. Kane, J. Kasold, M. Suda, P. Metcalf, S. Cassamo.
66. An atlas of Mars: local topography. Preprint Lab. Atm. a. Space Phys.
Boulder, Colorado, 1973. 252 p. Auth.: C. A. Barth, C. W. Hord, A. I.
Stewart, A. L. Lane, M. L. Dick, S. H. Schaffner, К. E. Simmons.
67. Anderson. D. М., G a 11 о L. М., U g о 1 i n i F. An examination of
«Mariner-6 and 7» imagery for evidence of permafrost terrain on Mars.—
In: Permafrost 2nd Int. Conf., Yakutsk, 1973. Washington, D. C., 1973,
p. 499—508.
68. Anderson D. E., Jr. «Mariner-6, 7 and 9» ultraviolet spectrometer expe¬
riment: analysis of hydrogen Lyman alpha data.— «J. Geophvs. Res.»,
1974, vol. 79, N 10, p. 1513—1518.
69. Approximations to the mean surface of Mars and Mars atmosphere
using «Mariner-9» occultation.—«J. Geophvs. Res.», 1973, vol. 78, N 20,
p. 4352—4354. Auth.: D. L. Cain, A. J. KHore, B. L. Seidel, M. J. Sykes,
P. Woiceshyn.
70. A r v i d s о n R. E. Wind-blown streaks, splotches and associated craters,
on Mars: statistical analysis of «Mariner-9» photographs.— «Icarus», 1974.,
vol. 21, N 1, p. 12—27.
272

71. Arvidson R. E. Morphological classification of Martian craters and
some implications.— «Icarus», 1974, vol. 22, N 3, p. 264—271.
72. A t m о s p h e r i с and surface properties of Mars obtained by infrared
spectroscopy on «Mariner-9».— «J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 20,
p. 4267—4278. Auth.: B. Conrath, R. Curran, R. Hanel, V. Kunde, W. Ma¬
guire, J. Pearl, J. Pirraglia, J. Walker.
73. Baker V. R., M i 1 t о n S. J. Erosion by catastrophic floods on Mars
and Earth.—«Icarus», 1974, vol. 23, N 1, p. 27—41.
74. Barker E. S. Martian atmosperic water vapor observations 1972—74
apparition.— In: AAS Division for Planetary Sciences. 6th Ann. Meeting
Abstr. Papers. Columbia, Maryland, 17—21 Febr. 1975. 5p.
75. В a r t h	C.	A.	Planetary ultraviolet spectroscopy.— «Appl. Optics», 1969,
vol. 8, N 7, p. 1295—1304.
76. Barth C. A. Free radicals in the atmospheres of Mars and Venus.—
«Berichte Bunsen Ges. Phys. Chem.», 1974, vol. 78, N 2, p. 162—168.
77. В a r t h	C.	A.,	Dick M.	L. Ozone and the polar of Mars.— «Icarus»,
1974, vol. 22, N 2, p. 205—211.
78. Barth	C.	A.,	Hord C.	W. «Mariner» ultraviolet spectrometer: topo¬
graphy and polar sap.— «Science», 1971, vol. 173, p. 197—201.
79. В a г t h	C.	A.,	Hord C.	W., Stewart A. I. «Mariner-9» ultraviolet
spectrometer experiment: observations of ozone on Mars. Preprint Lab.
Atm. a. Space Phys. Boulder, Colorado, 1972. 23 p.
80. Barth C. A. The atmosphere of Mars —«Ann. Rev. Earth Planet. Sci.»,
1974, vol. 2, p. 333—367.
81. Batson R. M. Cartographic products from the «Mariner-9» mission.—
«J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 20, p. 4424—4435.
82. Bauer S. J., H a r t 1 e R. E. On the extent of the Martian ionosphere.—
«J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 28, p. 3169—3176.
83. Baum W. A. Earth-based observations of martian albedo changes.—
«Icarus», 1974, vol. 22, N 3, p. 363—370.
84. Beasley W. IT., Hodges R. R., Jr. Wave-induced eddy diffusion coef¬
ficients in the upper atmosphere of Mars.— «J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78,
N 25, p. 5425—5428. .
85. Beer R., Norton R. H., Martonchik J. V. Astronomical infrared
spectroscopy with a Connes-type interferometer. II. Mars, 2500—3500 cm-1.
— «Icarus», 1971, vol. .15, N 1,,-p. 1 —10.
86. Belton M. J. S., Broadfoot A. L., Hunte n D. M. Abundance and
temperature of C02 on Mars during the 1967 opposition — «J. Geophys.
Res.», 1968, vol. 73, N 15, p. 4795—4806.
87. Benesh M. Mariner «Mars-9» stereophotogramrnetrv.— «Phoiogramm.
Eng.»,' 1973, vol. 39, N 1, p. 1171 — 1178.
88. В i n d e г A. B., Junes J. C. Spectrophotometric studies of the photo-
metric function, composition, and distribution of the surface materials of
Mars.—«J. Geophys. Res.», 1972, vol. 77, N 17, p. 3005—3020.
89. В 1 и in s а с к S. L. On the effects of large-scale temperature advection
in the Martian atmosphere.—«Icarus», 1971, vol. 15, N 3, p. 429—442.
90. В lumsack S. L. On the effects of topography on planetary atmosphe¬
ric circulation.— «J. Atm. Sci.», 1971, vol. 28, N 7, p. 1134—1143.
91. В 1 u m s а с к S'. L., Gier asch P. J. Mars: the effect of topography on
baroclimic instability.— «J. Atm. Sci.», 1972, vol. 29, N 6, p. 1081 —1089.
92. В 1 u m s а с к S. L., Gie rasch F. J. The vertical thermal structure of
the Martian atmosphere: modication by motions.— «Icarus», 1973, vol.
18, N 1, p. 126—133.
93. В 1 u m s а с к S. L., Gierasch P. J., Wessel W. R. An analytical
and numerical study of the Martian planetary boundary layer over slo¬
pes.— «J. Atm. Sci.», 1973, vol. 30, N 1, p. 66—82.
94. В о h 1 i n R. C. «Mariner-9» ultraviolet spectrometer experiment: measu¬
rements of the Lyman alpha sky background.— «Astron. a. Astrophys.»,
1973, vol. 28, N 3, p. 323—326.
273

95. Bo lie Н. - J. Fine structure calculations of Martian C02 emission spec¬
trum.— In: Moon and planets. Amsterdam, 1967, p. 300—313.
96. В о r n I. H. Mars physical parameters as determined from «Mariner-9»
observations of the natural satellite and Doppler tracking. — «J. Geophys.
Res.», 1974, vol..79, N 32, p. 4837—4844.
97. В r i g g s G. A. The nature of the residual Martian polar caps.— «Ica¬
rus», 1974, vol. 23, N 2, p. 167—191.
98. В r i g g s G. A., L e о v у С. В. «Mariner-9» observations of the Mars
north polar hood.— «Bull. Amer. Meteorol. Soc.», 1974, vol. 55, N 4,
p. 278—296.
99. С a 1 d \v e 11 J. Retrograde rotation of the upper atmosphere of Venus.—
«Icarus», 1972, vol. 17, N 3, p. 608—616.
100. Caldwell J. Ultraviolet observations of Mars made by the orbiting
astronomical observatory.— «Icarus», 1973, vol. 18, N 3, p. 489—496.
101. С a pen Ch. F. A Martian yellow cloud.— July 1971.— «Icarus», 1974,
vol. 22, N 3, p. 345—362.
102. С a r 1 e t о n N. P., T r a u b W. A. Detection of molecular oxygen on
Mars.— «Science», 1972, vol. 177, p. 988—992.
103. Carr М. H. Volcanism on Mars.— «J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78,
N 20, p. 4049—4062.
104. Carr’ М. H., M a s u r s к у H., Saunders R. S. A generalized geolo¬
gical map of Mars.— «J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 20, p. 4031—4036.
105. Carr М. H. Tectonism and volcanism of the Tharsis region of Mars.—
«J. Geophys. Res.», 1974, vol. 79, N 26, p. 3943—3950.
106. Cauley J. F. «Mariner-9» evidence for wind erosion in the equatorial
and mid-latitude regions of Mars.— «J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78,
N 20, p. 4123—4138.
107. Chapman C. R. Cratering on Mars. I. Cratering obliteration history.—
«Icarus», 1974, vol. 22, N 3, p. 272—291.
108. Chapman C. R. Cratering on Mars. II. Implications for future crate¬
ring studies from «Mariner-4» reanalysis.— «Icarus», 1974, vol. 22, N 3,
p. 292—300.
109. Chase C. S., Jr. Infrared radiometer for the 1969 «Mariner» mission
to Mars.— «Appl. Optics», 1969, vol. 8, N 3, p. 639—644.
110. С on rath B. J. Thermal structure of the Martian atmosphere during
the dissipation of the dust storm of 1971.— «Icarus», 1975, vol. 24, N 1,
p. 36—46.
111. Co u Ison K. L., Lot man M. Molecular scattering of solar radiation
in the atmosphere of Mars.— «J. Geophys. Res.», 1963, vol. 68, N 20,
p. 458—461.
112. Co u Ison K. L. Polarimetry of Mars.— «Appl. Optics», 1969, vol. 8,'
N 7, p. 1287—1294.
113. Covault C. Rover pushed for 1979 Mars mission.— «Aviat. Week Space
Technol.», 1974, vol. 100, N 6, p. 56—57, 59.
114. Cutts J. A., Smith R. S. U. Eolian deposits and dunes on Mars.—
«J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 20, p. 4139—4154.
115. Cutts J. A. Wind erosion in the Martian polar regions.— «J. Geophys.
Res.», 1973, vol. 78, N 20, p. 4211—4221.
116. Cutts J. A. Nature and origin of layered deposits of the Martian polar
regions.— «J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 20, p. 4231—4249.
117. Dalgarno A., McElroy М. B. Mars: is nitrogen present? — «Sci¬
ence», 1970, vol. 170, p. 167—170.
118. D a n n e v i с к W. P., P a 11 m a n n A. J. «Mariner-9»-based simulation
of radiative convective temperature changes in the Martian dust-laden
atmosphere-soil system.— «Riv. Ital. Geofis.», 1974, v. 23, N 3—4, p. 201.
119. Dolginov Sh. Sh., Yeroshenko Ye. G., Zhuzgov L. N. The mag¬
netic field in the very close neighborhood of Mars according to data from
the «Mars-2 and -3» spacecraft.— «J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 24,
p. 4779_4785.
274

120. Dub in M. Noctilucent clouds on Mars — the blue clearing.— In: Proc.
16th Plenary Meeting COSPAR, Constance, 1973. Berlin, 1974, vol. 14,
p. 693—698.
121. Economov Th. E., Turkevich A. L., Patterson J. H. An alpha
particle experiment for chefnical analysis of the Martian surface and at¬
mosphere.— «J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 5, p. 781—791.
122. Elston W. E., Smith E. I. Mars: evidence for dynamic processes hum
«Mariner-7 and -6».— «Icarus», 1973, vol. 19, N 2, p. 180—194.
123. Entry science experiments for «Viking» 1975.— «Icarus», 1972, vol. 16,
N 1, p. 74—91. Auth.: A. O. Nier, W. B. Hanson, М. B. McElrov, A. Seiff,
N. W. Spencer.
124. Fab ale F. P., Cannon W. A. Exchange of absorbed H20 and C02
between the regolith and atmosphere of Mars caused by changes in sur¬
face insolation.— «J. Geophys. Res.», 1974, vol. 79, N 24, p. 3397—3402.
125. Fiocco G., Grossi M. Refractive effects of microwave frequencies of
Martian dust clouds.— «Riv. Ital. Geofis.», 1974, vol. 23, N 5—6,
p. 261—269.
126. Fjeldbo Gunnar, Eshleman V. R. The atmosphere of Mars ana¬
lyzed by integral inversion of the «Mariner-4» occultation data.— «Planet.
Space Sci.», 1968, vol. 16, N 8, p. 1035—1059.
127. Fjeldbo G., Fjeldbo W. С., E s с h e 1 m a n V. R. Models for the at¬
mosphere of Mars based on the «Mariner-4» occultation experiment.— «J.
Geophys. Res.», 1966, vol. 71, N 12, p. 2307—2314.
128. Flasar F. M. Diurnal variations of water vapor on Mars: implications
for the vertical structure of its atmosphere.— In: AAS Division for Plane¬
tary Sciences. 6th Ann. Meeting Abstr. Papers. Columbia, Maryland, 17—21
Febr. 1975. 5 p.
129. Frey H. Surface features on Mars: ground-based albedo and radar com¬
pared with «Mariner-9» topography.— «J. Geophys. Res.», 1974, vol. 79,
N 26, p. 3907—3916.
130. Gierasch P., Goody R. M. A study of the thermal and dynamical
structure of the Martian lower atmosphere.— «Planet. Space Sci.», 1968,
vol. 16, N 5, p. 615—646.
131. Gierasch	P. J. Dissipation	in atmospheres: the	thermal	structure of
the Martian	lower atmosphere	with	and without	viscous	dissipation.—
«J. Atm. Sci.», 1971, vol. 28, N 3, p. 315—324.
132. Gierasch P. J., Goody R. M. The effect of dust on the temperature
of Martian atmosphere.— «J. Atm. Sci.», 1972, vol. 29, N 2, p. 400—402.
133. Gierasch P. J., Goody R. M. A model of a Martian great dust
storm.—«J. Atm. Sci.», 1973, vol. 30, N 2, p. 169—179.
134. Gipson М., Jr., Ablordeppey V. K. Pyramidal structures on
Mars.— «Icarus», 1974, vol. 22, N 2, p. 197—204.
135. Glasstone S. The book of Mars. Washington, D.C., NASA, 1968. 315 p.
136. Goldman	A. М., Jr. «Mariner-9»	mapping science sequence design.—
AIAA Paper,	1973, N 204. 11 p.
137. Golitsyn G. S. On the Martian dust storms.— «Icarus», 1973, vol. 18,
N 1, p. 113—119.
138. Goody R. M. Mars and Venus.— «Vistas Astron.», 1975, vol. 19, N 2,
p. 197—214.
139. Gregory W. H. «Mariner» data point to Mars water cache.— «Aviat.
Week Space Technol.», 1973, vol. 98, N 5, p. 60—63, 65—67.
140. Gross S. H. Winds and the occultation experiment.—«Planet. Space
Sci.», 1974, vol. 22, N 5, p. 789—792.
141. Gunnar F., Kliore A., Seidel B. Bistatic radar measurements of
the surface of Mars with «Mariner» 1969.— «Icarus», 1972, vol. 16, N 3,
p. 502—508.
142. Gutchek R. A., Zipf E. C. Excitation of the CO fourth positive sys¬
tem by the dissociative recombination of C02+ ions.— «J. Geophvs. Res.»,
1973, vol. 78, N 25, p. 5429—5436.
275s

143. Hammond A. L. Mars as an active planet: the view from «Mariner-9».—
«Science», 1972, vol. 175, p. 286—287.
144. Hartmann W. K- Martian surface and crust: review and synthesis.—
«Icarus», 1973, vol. 19, N 4, p. 550—575.
145. Hartmann W. K. Martian cratering. 4. «Mariner-9» initial analysis
of cratering chronology.— «J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 20,
p. 4096—4116.
146.	Hartmann	W.	K-, Price	M.	S. Mars: clearing of the	1971 dust
storm.— «Icarus», 1974, vol. 21, N 1, p. 28—34.
147.	Hartmann	W.	K. Martian	and	terrestrial paleoclimatology:	relevance
of solar variability.— «Icarus», 1974, voL 22, N 3, p. 301—311.
148.	Hartmann	W.	K. Current	research of Mars's history and	climate.—
In: AAS Division for Planetary Sciences. 6th Ann. Meeting Abstr. Papers.
Columbia, Maryland, 17—21 Febr. 1975. 5 p.
149. Herr К- C., Pimentel G. C. Infrared absorptions near three microns
recorded over the polar cap of Mars.— «Science», 1969, vol. 166,
p. 496—499.
150.	Herr К. C.,	Pimental G.	C.	Evidence for solid carbon	dioxide in
the upper atmosphere of Mars.— «Science», 1970, voi. 167, p. 47—49.
151. Hess S. L. Implications of condensation of carbon dioxide in the at¬
mosphere of Mars.— «J. Atm. Sci.», 1970, vol.- 27, N 8, p. 1117—1121.
152. Hess S. L. Martian winds and dust clouds.— «Planet. Space Sci.», 1973,
vol. 21, N 5, p. 1549—1558.
153. High altitude infrared spectroscopic evidence for bound water on Mars.—
«Icarus», 1973, vol. 18, N 3, p. 470—480. Auth.: J. R. Houck, J. B. Pollack,
C.	Sagan, D. Schoack, Jt* A. Decker, Jr.
154. Hord C. W. «Mariner-6 and 7» ultraviolet spectrometer experiment: pho¬
tometry and topography of Mars.— «Icarus», 1972, vol. 16, N 2, p. 253—280,
155. Hord C. W., Simmons К. E., McLaughlin L. K- «Mariner-9»
ultraviolet experiment: pressure-altitude measurements on Mars.— «Icarus»,
1974, vol. 21, N 3, p. 292—302.
156. Horowitz N. H., Hubbard J. S., Hobby G. L. The carbon-assimi-
lation experiment: the «Viking» Mars lander.— «Icarus», 1972, vol. 16,
N 1, p. 147—152.
157. Houghton J. T. The absorption of solar infrared radiation by the lower
stratosphere.— «Quart. J. Roy. Meteorol. Soc.», 1963, vol. 89, p. 319—331.
158. Hughes J. L., Herr К. C. «Mariner» Mars 1969 infrared spectrometer:
gas delivery svstem and Joule — Thomson crvostat.— «Cryogenics», 1973,
vol. 13, N 9, p. 513—519.
159. Hunt G. E. A new looE to the Martian atmosphere.— «Proc. Roy. Soc.
London», 1974, vol. A 341, N 1626, p.' 317—330.
160. Hunten D. M. Aeronomy of the lower atmosphere of Mars.— «Rev.
Geophys. Space Phys.», 1974, vol. 12, N 3, p: 529—535.
161. Infrared radiometry experiment on «Mariner-9».— «Science», 1972,
vol. 175, p. 308—309. Auth.: S. C. Chase, Jr., H. Hatzenbeler, H. H. Kief -
fer, E. Miner, G. Munch, G. Neugebauer.
162. Infrared spectroscopy experiment for «Mariner» Mars 1971.-7-«Ica¬
rus», 1970, vol. 12, N 1, p. 48—62. Auth.: R. A. Hanel, B. J. Conrath,
W. A. Hovis, V. Kunde, P. D. Lowman, C. Prabhakara, B. Schlachman.
163. Infrared thermal mapping experiment: the «Viking» Mars orbiter.—
«Icarus», 1972, vol. 16, N 1, p. 47—56. Auth.: H. H. Kieffer, G. Neuge¬
bauer, G. Munch, S. C. Chase, Jr., E. Miner.
164. Ingersoll A. P., Leovy С. B. The atmospheres of Mars and Venus.—
«Ann. Rev. Astron. Astrophys.», 1971 ,vol. 9, p. 147—178.
165. Ingersoll A. P. Polarisation measurements of Mars and Mercury:
Rayleigh scattering in the Martian atmosphere.— «Astrophys. J.», 1971,
vol. 163, N 1, P. 1, p. 121—129.
166. Ingersoll A. P. Mars: the case against permanent C02 frost caps.—
«J. Geophys. Res.», 1974, vol. 79, N 24, p. 3403—3410.
276

167. Ingersoll A. P., Orton G. S. Lateral inhomogeneities in the Venus
atmosphere: analysis of thermal infrared maps.— «Icarus», 1974, vol. 21,
N 2, p. 121—128.
168. Investigations of the Martian environment by infrared spectro¬
scopy on «Mariner-9».— «Icarus», 1972, vol. 17, N 2, p. 423—441.
Auth.:	R.	A.	Hanel,	B.	J. Conrath, W. A. Howis, V. G. Kunde,
P. D. Lowman.
169. Johnston D. H., McGetchin T. R., Toksoz M. N. The thermal
state and internal structure of Mars.— «J. Geophys. Res.», 1974, vol. 79,
N 26, p. 3959—3972.
170. Jones K. L. Evidence for an episode of crater obliteration intermediate
in Martian history.— «J. Geophys. Res.», 1974, vol. 79, N 26, p. 3917—3922.
171. Jordan J. F., Lore 11 J. «Mariner-9»: an instrument of dynamical sci¬
ence.— «Icarus», 1975, vol. 25, N 1, p. 146—165.
172. Kerzhanovich V. V., Marov M. Ya., Rozhdestvensky М. K-
Data on dynamics of the subcloud Venus atmosphere from Venera space-
probe measurements.— «Icarus», 1972, vol. 17, N 3, p. 659—674.
173. Kieffer H. Spectral reflectance of C02 — H20 frosts.— «J. Geophys.
Res.», 1970, vol. 75, N 3, p. 501—509.
174. Kieffer H. Interpretation of the Martian polar cap spectra.— «J. Geo¬
phys. Res.», 1970, vol. 75, N 3, p. 510—514.
175. Klein H. P. Automated life-detection experiments for the «Viking» mis¬
sion to Mars.— «Orig. Life», 1974, vol. 5, N 3—4, p. 431—441.
176. Kliore A. J. Radio occultation exploration of Mars.— «Int. Astron.
Union Symp.», 1974, N 65, p. 295—316. Discuss., p. 316.
177. Knud sen W. C. Escape of 4He and fast О atoms from Mars and infe¬
rences on the 4He mixing ratio.— «J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 34,
p. 8049—8054.
178. Krasnopolsky V. A. On the structure of Mars’s atmosphere at 120—
220 km.— «Icarus», 1975, vol. 24, N 1, p. 28—35.
179. Krasnopolsky V. А., К г у s’к о A. A. On the night airglow of Mar¬
tian atmosphere. Preprint D-202. Space Res. Inst. USSR Acad. Sci. Mos¬
cow, 1975. 11 p.
180. Ksanfomaliti L. V., D о 1 1 f u s A. Polarimetry and photometry of
Mars from the «Mars-5» station. Preprint D-208. Space Res. Inst. USSR
Acad. Sci. Moscow, 1975. 10 p.
181. Larson H. P., Fink U. Identification of carbon dioxide frost on the
Martian polar caps.—«Astrophys. J.», 1972, vol. 171, N 1, P. 1, p, 191 — 195.
182. Leighton R. B., Murray В. C. One year’s processing and in¬
terpretation— an overview.— «J. Geophys. Res.», 1971, vol. 76, N 2,
p. 293—296.
183. Leighton R. B. The Richtmyer memorial lecture: a physicist looks at
Mars.— «Amer. J. Phys.», 1972, vol. 40, N 11, p. 1569—1575.
184. Leovy С. B. Mars: theoretical aspects of meteorology.— «Appl. Optics»,
1969, vol. 8, N 7, p. 1279—1286.
185. Leovy С. B., Mintz Y. Numerical simulation of the atmospheric cir¬
culation and climate on Mars.—«J. Atm. Sci.», 1969, vol. 26, N 6,
p. 1167—1190.
186. Leovy С. B. Exchange of water vapor between the atmosphere and
surface of Mars.— «Icarus», 1973, vol. 18, N 1, p. 120—125.
187. Leovy С. B., Zurek R. W., Pollack J. B. Mechanisms for Mars
dust storms —«J. Atm. Sci.», 1973, vol. 30, N 5, p. 749—762.
188. Leovy С. B., Briggs G. A., Smith B. A. Mars atmosphere during
the «Mariner-9» extended mission: television results.—«J. Geophys. Res.»,
1973, vol. 78, N 20, p. 4252—4266.
189. Levin G. V. Detection of metabolically produced labeled gas: the «Vi¬
king» Mars lander.—«Icarus», 1972, vol. 16, N 1, p. 153—166.
190. Levine J. S., Rigler G. R. Argon in the Martian atmosphere.—
«Geophys. Res. Lett.», 1974, vol. 1, N 7, p. 285—287.
277

191. Levine J. S., Keating G. М., Prior E. J. Helium in the Martian
atmosphere:	thermal loss considerations.— «Planet. Space Sci» 1974
vol. 22, N 3, p. 500—504.
192. Levy H., II. Photochemistry of minor constituents in the troposphere —
«Planet. Space Sci.», 1973, vol. 21, N 4, p. 575—592.
193. Lyall I. T. Weather on Mars.— «Weather», 1974, vol. 29, N 1, p. 28—33.
194. Macris C. J., PetropoulosB. C. A new model for the atmosphere
of Mars.— In: Solar Activity and Related Interplanetary and Terrestrial
Phenomena Berlin, 1973, p. 140—147. Discuss, p. 147—149. *
195. Mai in М. C., Salt weathering on Mars.—«J. Geophys. Res.», 1974, vol
79, N 26, p. 3888—3894.
196. M a n t о n M. J. On the motion of a small particle in the atmosphere.—
«Boundary-Layer Meteorol.», 1974, vol. 6, N 3/4, p. 487—504.
197. «Mariner» 1969: preliminary results of the infrared radiometer expe¬
riment.— «Science», 1969, vol. 166, p. 98—99. Auth.: G. Neugebauer, G.
Munch. S. C. Chase. Jr., H. Hatzenbeler, E. Miner, D. Schofield.
198. «Mariner» — Mars 1969: atmospheric results.— «J. Geophys. Res.», 1971,
vol. 76, N 2, p. 297—312. Auth.: С. B. Leovy, B. A. Smith. A. T. Young,
R. B. Leighton.
199. «Mariner-9» image processing and products.— «Icarus», 1973, vol.
18, N 1, p. 75—101. Auth.: E. C. Levinthal, W. B. Green, J. A. Cutts, E. D.
Jahelka, R. A. Johansen, M. J. Sander, J. B. Seidman, A. T. Young, L. A.
Soderblom.
200. «Mariner» — Mars 1971: project final report, vol. 2. Preliminary Science
results.— Techn. Rep. 32—1550. Jet Propulsion Lab., Calif. Inst. Techn., Pa¬
sadena, Calif., 1 Febr. 1972. 66 p.
201. «Mariner-9» Michelson interferometer.—«Appl. Optics», 1972, vol. 11,
N 11, p. 2625—2635. Auth.: R. Hanel, B. Schlachman, E. Breihan, R. Bywa¬
ters, S. Chapman, M. Rhodes, D. Rogers, D. Vanous.
202. «Mariner-9» observations of the surface of Mars in the north polar
region.— «J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 20, p. 4197—4210. Auth.:
L. A. Soderblom, М. C. Malin, J. A. Cutts, В. C. Murray.
203. «Mariner-9» S-band occultation experiment: initial results on the at¬
mosphere and topography of Mars.— «Science», 1972, vol. 175, p. 313. Auth.:
A.	J. Kliore, D. L. Cain, G. Fjeldbo, B. L. Seidel.
204. «Mariner-9» television results: progress report on the studies of the
atmosphere — «Icarus», 1972, vol. 17, N 2, p. 373—393. Auth.: С. B. Leovy,
G.	A. Briggs, B. A. Smith, E. N. Shipley, J. B. Pollack, R. L. Wildley, A, T.
Young.
205. «Mariner-9» ultraviolet spectrometer experiment: photometry and to¬
pography of Mars.— «Icarus», 1972, vol. 17, N 2, p. 443—456. Auth.: C. W.
Hord, C. A. Barth, A. I. Stewart, A. L. Lane.
206. «Mariner-9» ultraviolet spectrometer experiment: Mars airglow spec¬
troscopy and variations in Lyman alpha.— «Icarus», 1972, vol. 17, N 2, p.
457—468. Auth.: C. A. Barth, A. I. Stewart, C. W. Hord, A. L. Lane.
207. «Mariner-9» ultraviolet spectrometer experiment: structure of Mars’s
upper atmosphere.— «Icarus», 1972, vol. 17, N 2, p. 469—474. Auth.: A. I.
Stewart, C. A. Barth, C. W. Hord, A. L. Lane.
208. «Mariner-9» ultraviolet spectrometer experiment: afternoon termina¬
tor observations of Mars.— «J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 20, p. 4279
—4290. Auth.: J. M. Ajello, C. W. Hord, C. A. Barth, A. I. Stewart, A. L.
Lane.
209. «Mariner-9» ultraviolet spectrometer experiment: Mars atomic oxy¬
gen 1304 A emission.— «J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 22, p. 4547—
4559. Auth.: D. J. Strickland, A. I. Stewart, C. A. Barth, C. W. Hord, A. L.
Lane.
210. «Mariner-9» ultraviolet spectrometer experiment: observations of ozo¬
ne on Mars.— «Icarus», 1973, vol. 18, N 1, p. 102—108. Auth.: A. L. Lane,
C.	A. Barth, C. W. Hord, A. I. Stewart.
278

211. «Mariner-9» ultraviolet spectrometer experiment:	seasonal varia¬
tion of ozone on Mars.—«Science», 1973, vol. 179, p. 795—796. Auth.:
C.	A. Barth, C. W. Hord, A. I. Stewart, A. L. Lane, M. L. Dick, G. P.
Anderson.
212. Mars: «Mariner-9» spectroscopic evidence for H20 ice clouds.—«Scien¬
ce», 1973, vol. 182, p. 381-—383. Auth.: R. J. Curran, B. J. Conrath, R. A.
Hanel, V. G. Kunde, J. C. Pearl.
212a. Mars climatology from «Viking-1», after 20 sols.—Preprint. Jet Propul¬
sion Lab., Univ. of California, Pasadena, California, Oct. 1976, ,14 p. Auth.:
S.	L. Hess, R. M. Henry, С. B. Leovy, J. A. Ryan, J. E. Tillman, Т. E.
Chamberlain, H. L. Cole, R. G. Dutton, G. C. Greene, W. E. Simon, J. L.
Mitchell.
213. Martian albedo features and topography.— «Mercury», 1973, vol. 2, N 6,
p. 10—11.
214. Martian physical properties experiments: the «Viking» Mars lander.—
«Icarus», 1972, vol. 16, N 1, p. 217—222. Auth.: R. W. Shorthill, R. E. Hut¬
ton, H. J. Moore, R. F. Scott.
215. Martian planetwide crater distributions:	implications for geological
history and surface processes.— «Icarus», 1974, vol. 22, N 3, p. 239—263.
Auth.: L. A. Soderblom, C. D. Condit, R. A. West, В. M. Herman, T. J.
Kreidler.
216. Martian topography from the «Mariner-6 and 7» infrared spectra.—
«Astron. J.», 1970, vol. 75, p. 833—894. Auth.: К. C. Herr, D. Horn, J. M.
McAfee, G. C. Pimental.
217. Martian topography and surface properties as seen by radar: the 1971
opposition.— «Icarus», 1973, vol. 18, N 1, p. 8—21. Auth.: G. S. Downs,
R. M. Goldstein, R. R. Green, G. A. Morris, P. E. Reichley.
218. Martin L. J., McKinney W. M. North polar hood of Mars in 1969
(May 18 — July 25). 1. Blue light.— «Icarus», 1974, vol. 23, N 3, p. 380—
387
219. Martin L. J. The major Martian dust storms of 1971 and 1973.— «Ica¬
rus», 1974, vol. 23. N 1, p. 108—115.
220. Martin L. J. North polar hood observations during Martian dust
storms.— «Icarus», 1975, vol. 26, N 3, p. 341—352.
221. Mass spectrometric analysis of organic compounds, water and volatile
constituents in the atmosphere and surface of Mars: the «Viking» Mars
lander.— «Icarus», 1972, vol. 16, N 1, p. Ill—138. Auth.: D. M. Anderson,
K. Biemann, L. E. Orgel, J. Ого, T. Owen, G. P. Shulman, P. Toulmin,
H.	C. UreV.
222. Masursky H. An overview of geological results from «Mariner-9».—
«J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 20, p. 4009—4030.
223. Masursky H. Martian channels — a classification.— «Meteoritics», 1974,
vol. 9, N 4, p. 379—381.
224. McConnell J. C. The atmosphere of Mars.— In: Phys. Chem. Upper
Atm. Symp. Dordrecht—Boston, 1973, p. 309—334.
225. McElrov М. B. The upper atmosphere of Mars.— «Astrophys. J.»,
1967, vol. 150, N 3, P. 1, p. 1125—1138.
226. Me Elroy М. B. Mars: an evolving atmosphere.— «Science», 1972, vol.
175, p. 443—445.
227. McElroy М. B., Donahue Т. M. Stability of the Martian atmo¬
sphere.— «Science», 1972, vol. 177, p. 986—988.
228. Mead J. M. The contribution of atmospheric aerosols to the Martian
opposition effects —«Icarus», 1970, vol. 13, N 1, p. 82—95.
229. Meek Ch. C., J о h n e s R. G. Studies of the behaviour of heavy
particles in a turbulent fluid flow.— «J. Atm. Sci.», 1973, vol. 30, N 2, p.
239—244.
230. Meteorology experiments:	the «Viking» Mars lander.— «Icarus»,
1972, vol. 16, N 1, p. 196—204. Auth.: S. L. Hess, R. M. Henry, J. Kuett-
ner, С. B. Leovy, J. A. Ryan.
279

231. Milton D. J. Water and processes of degradation in the Martian land¬
scape.—«J. Geophys. Res.»^ 1973, vol. 78, N 20, p. 4037—4048.
232. Moos H. W. An upper limit on H2 ultraviolet emission from the Mar¬
tian exosphere.—«J. Geophys. Res.», 1974, vol. 79, N 19, p. 2887—2889.
233. Mori у am a S h. The dynamical effects of real Mars orography upon
the large-scale air flow and some meteorological phenomena of Mars.—
«J. Meteorol. Soc. Jap.», 1973, vol. 51, N 2, p. 73—85.
234. Moroz V. I., Ksanfomaliti L. V. Preliminary results of the astro-
physical observations of Mars from AIS «Mars-З». Preprint. URSI/IAU/
COSPAR Symp. Planet. Atm. a. Surf. Madrid, 10—13 May 1972, p. 9.
235. Moroz V. I., К s a n f о r m a 1 i t i L. V. Preliminary results of astro-
physical observations of Mars from «Mars-З».— «Icarus», 1972, vol. 17,
N 3, p. 408—422.
236. Moroz V. I., N a d z h i p A. E. Water vapor in the Martian atmosphere.
Preprint D-212. Space Res. Inst. USSR Acad Sci. Moscow, 1975. 9 p.
237. Murray В. C., Malin М. C. Polar volatiles on Mars-theory versus
observation.— «Science», 1973, vol. 182, p. 437—443.
238. Mutch T. A., Patterson W. R. Examining the Martian surface with
the «Viking» lander camera.— In: Proc. Amer. Soc. Photogramm. 39th
Ann. Meeting. Washington, D. C., 1973. Falls Church, Va. 1973, p. 641—658.
239. Mutch T. A., Brown U. Geology of Mars.— In: AAS Division for
Planetary Sciences. 6 Meeting. Abstr. Papers. Columbia, Maryland, 17—21
Febr., 1975, 3 p.
240. Niehoff J. C., FriedlanderA. L. Pioneer Mars 1979 mission op¬
tions.— AIAA^ Paper, 1974, N 783. 12 p.
241. Noll R. B., McElroy М. B. Engineering models of the Mars at¬
mosphere.— AIAA Paper, 1975, N 197. 10 p.
242. Ohring G., Tang W., De Santo G. Theoretical estimates of the
average surface temperature on Mars.— «J. Atm. Sci.», 1962, vol. 19, N 6,.
p. 444—449.
243. Ohring G. Theoretical estimates 0f the average surface and atmosphe¬
ric temperatures on Mars.— «Mem. E. Sci. Liege», ser. 5, 1962, t. 7, p. 425—
447.
244. Ohring, Mariano J. Seasonal and latitudinal variations of the ave¬
rage surface temperature and vertical temperature profile on Mars.— «J.
Atm. Sci.», 1968, vol. 25, N 5, p. 917—928.
245. Olhoeft G. R., Strangway D. W. Electrical properties of the sur¬
face layers of Mars.— «Geophys. Res. Lett.», 1974, vol. 1, N 3, p. 141—143.
246. О p i к E. J. Atmosphere and surface properties of Mars and Venus.—
In: Progress in the astronautical sciences. S. F. Singer (ed.) Amsterdam,
1968. 416 p.
247. О p i к E. J. Mars — the intermediate between Earth and Moon.—
«Irish Astron. J.», 1973, vol. 11, N 3, p. 85—99.
248. Owen Т., Sagan C. Minor constituents in planetary atmospheres: ult¬
raviolet spectroscopy from the orbiting astronomical observatory.— «Ica¬
rus», 1972, vol. 16, N 4, p. 557—568.
249. Owen T. Martian climate: an empirical test of possible gross varia¬
tions.— «Science», 1974, vol. 183, p. 763—764.
250. Owen Т., Scattergood Т., Woodman J. J. On the abundance of
N02 in the Martian atmosphere.— «Icarus», 1975, vol. 24, N 2, p. 193—197.
251. Oyama V. I. The gas exchange experiment for life detection: the «Vi¬
king» Mars lander.— «Icarus», 1972, vol. 16, N 1, p. 167—184.
252. PAET, an entry probe experiment in the Earth’s atmosphere.— «Icarus»,
1973, vol. 18, N 4, p. 525—563. Auth.: A. Seiff, D. E. Reese, S. C. Sommer,
D.	B. Kirk, E. E. Whiting, H. B. Niemann.
253. Pallman A. J., Dannevik W. P. Transient variation of Martian
ground — atmosphere thermal boundary layer structure.— In: Amer. Meteo¬
rol. Soc. Conf. on Atmospheric Radiation. Abstr. Papers. Fort Collins, Colo¬
rado, 7—8 Aug. 1972, p. 288—291.
280

254. Pa 11m an A. J., Frisella S. P. Numerical simulation of radiative-
convective heat transfer in the Martian atmosphere polar cap utilizing «Ma¬
riner-9» IRIS data.— In: Amer. Meteorol. Soc. Conf. on Atmospheric Ra¬
diation. Abstr. Papers. Fort Collins, Colorado, 7—8 Aug. 1972, p. 292—
295.
255. Pang K-, Fiord Ch. W. «Mariner-7» ultraviolet spectrometer experi¬
ment: photometric function and roughness of Mars’s polar caps surfaces —
«Icarus», 1971, vol. 15, N 3, p. 443—453.
256. Pang K. «Mariner-7» ultraviolet spectrometer experiment: topographic
slopes of Mars’s polar region.— «Icarus», 1972, vol. 16, N 3, p. 535—542.
257. Pang K-, Hord Ch. W. 1971 Mars’s dust storm. Preprint. Lab. Atm.
- a. Space Phys. Boulder, Colorado, 1972. 18 p.
258. Pang K-, Fiord Ch. W. «Mariner-9» ultraviolet spectrometer experi¬
ment: 1971 Mars’s dust storm.— «Icarus», 1973, vol. 18, N 3, s. 481—488.
259. Pang K-, Ajello J. Ultraviolet refractive index of Martian dust.—
In: AAS Division for Planetary Sciences. 6th Ann. Meeting. Abstr. Pa¬
pers, Columbia, Maryland, 17—21 Febr. 1975. 4 p.
260. P a г к e s D. A. Stability of C02 in the Martian atmosphere and under ra¬
diolysis.— «Nature», 1973, vol. 241, p. 110—111.
261. P а г к i n s о n T. D., Hunten D. M. Spectroscopy and aeronomy of
02 on Mars.— «J. Atm. Sci.», 1972, vol. 29, N 7, p. 1380—1390.
262. Peale S. J. Water and the Martian 117-cloud.— «Icarus», 1973, vol. 18,
N 3, p. 497—501.
263. Peale S. J., Schubert G., LingenfeltorR. E. Origin of Mar¬
tian channels: clathrates and water.— «Science», 1975, vol. 187, p. 273—274.
264. Peris T. A. Carbon suboxide on Mars: evidence against formation.—
«Icarus», 1973, vol. 20, N 4, p. 511—512.
265. P h о t о 1 у s i s of CO — NH3 mixtures and the Martian atmosphere —
«Nature», 1974, vol. 249, p. 437—439. Auth.: J. P. Ferris, E. A. Williams,
D.	E. Nicodem, J. S. Hubbard, G. E. Voecks.	e
266. Photometric data from some photographs of Mars obtained with the
automatic interplanetary station «Mars-З».— «Int. Astron. Union Symp.»,
1974, N 65, p. 287—292. Auth.: V. V. Boltinova, О. I. Bugaenko, K. Koval,
М. K. Narajeva, A. S. Selivanov.
267. Pieri D. Distribution of small channels on the Martian surface.—«Ica¬
rus», 1976, vol. 23, N 1, p. 25—50.
268. Pimental G. C., Forney P. B., FI e г г К. С. Evidence about hydrate
and solid water in the Martian surface from the 1969 «Mariner» infrared
spectrometer.— «J. Geophys. Res.», 1974, vol. 79, N 11, p. 1623—1634.
269. P i r r a g 1 i a J. A., Conrath B. J. Martian tidal pressure and wind
fields obtained from the «Mariner-9» infrared spectroscopy experiment.—
«J. Atm. Sci.», 1974, vol. 31, N 2, p. 318—329.
270. P i г г a g 1 i a J. A. Martian atmospheric lee waves.— In: AAS Division, for
Planetary Sciences. 6th Ann. Meeting Abstr. Papers. Columbia, Maryland,
17—21 Febr., 1975. 6 p.
271. Pirraglia J. A. Polar symmetric flow of a viscous compressible at¬
mosphere: an application to Mars.— «J. Atm. Sci.», 1975, vol. 32, N 1, p.
60—72.
272. Pollack J. B., Haberle R. М., Leovy С. B. Theoretical analysis of
the polar cap winds on the planet Mars.—In: AAS Division for Planetary
Sciences. 6th Ann. Meeting. Abstr. Papers. Columbia, Maryland, 17—21
Febr. 1975. 6 p.
273. Prabhakara C., Hogan J. S., Jr. Ozone and carbon dioxide hea¬
ting in the Martian atmosphere.—«J. Atm. Sci.», 1965, vol. 22 N 2, n 97—
106.
274. Preliminary report on infrared radiometric measurements from «Ma-
riner-9» spacecraft.—«J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 20, p. 4291—4312.
Auth.: H. H. Kieffer, S. C. Chase, Jr., E. Miner, G. Munch, G. Neugebauer.
275. Preliminary results of measurements of UV-emission scattered in the
Martian upper atmosphere.— «Icarus», 1972, vol. 17, N 2, p. 475—483. Auth.:
18 3955
281

N. N. Dementyeva, V. G. Kurt, A. S. Smirnov, L. G. Titarchuk, S. D. Chu-
vahin.
275a. Preliminary meteorological results on Mars from the «Viking-1»
lander. Preprint. Jet Propulsion Lab., Univ. of California, Pasadena, Cali¬
fornia, Aug. 1976. 10 p. Auth.: S. L. Hess, R. M. Henry, С. B. Leovy,
J. A. Ryan, J. E. Tilliman, L. E. Chamberlain, H. L. Cole, R. G. Dutten,
G. C. Greene, W. E. Simon, J. L. Mitchell.
276. Hord C. W., Simmons К. E., McLaughlin L. K. Pressure-altitude
measurements on Mars. Preprint Lab. Atm. a. Space Phys. Boulder, Co¬
lorado, 1973. 51 p.
277. Pritchard E. В., Ha rrison E. F., Moore J. W. Options for Mars
exploration.— «Astron. a. Aeron.», 1974, vol.	12, N 2, p. 46—56.
278. R a s s b a с h М. E., W о 1 f R.	A., Daniel	R. E., Jr. Convection	in	a Mar¬
tian magnetosphere.— «J. Geophys. Res.», 1974, vol. 79, N 7, p. 1125—1127.
279. Results from the infrared	spectroscopy	experiment on «Mariner-9».—
«Int. Astron. Union Symp.»,	1974, N 65,	p. 293—294. Auth.:	J.	Pearl,
B.	Conrath, R. Curran, R. Hanel, V. Kunde, J. Pirraglia.
280. Roble R. G., Dickinson R. E. Is there enough solar extreme ultra¬
violet radiation to maintain the global mean thermosphere temperature? —
«J. Geophys. Res.», 1973, vol.. 78, N 1, p. 249—257.
281. Sagan C. Sandsorms and eolian erosion on Mars.— «J. Geophys. Res.»,
1973, vol. 78, N 20, p. 4155—4162.
282. Sagan C. Liquid carbon dioxide and the Martian	polar	laminas.— «J.
Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 20, p. 4250—4251.
283. Sagan C., Toon О. B., Gierasch P. J. Climatic change on Mars.—
«Science», 1973, vol. 181, p. 1045—1049.
284. Sagan C., Pollack J. B. Differential transmission of sunlight on
Mars: biological implications.— «Icarus», 1974, vol. 21, N 4.
285. Sagan C., Bagno Id R. A. Fluid transport on Earth and eolian trans¬
port on Mars.— «Icarus», 1975, vol. 26, N 2, p. 209—218.
286. S-band radio occultation measurements of the atmosphere and topogra¬
phy of Mars with «Mariner-9» extended mission coverage of polar and
intermediate latitudes.— «J. Geophys. Res.», 1973, vol.	78,	N	20, p.	4331 —
4351. Auth.: A. J. Kliore, G. Fjeldbo, B. L. Seidel,	M.	J.	Sykes,	P. M.
Woiceshyn.
287. Schultz P. H., Ingersol P. E. Martian lineaments from «Mariner-6
and 7» images.— «J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 35, p. 8415—8428.
288. Schumm S. A. Structure origin of large Martian channels.— «Icarus»,
1974, vol. 22, N 3, p. 371—384.
289. Sethi D. S., Smith A. L. Recombination rates of О and CO on solid
CO2. Implications for the composition of the Martian atmosphere.—
«Planet. Space Sci.», 1975, vol. 23, N 4, p. 661—670.
290. S harm a A., Singh V. B. Determination of the temperature of the
Martian atmosphere.— «J. Quant. Spectrosc. Rad. Transfer.», 1975, vol. 15,
N 7/8, p. 561—570.
291. Sharp R. P. Mars: throughed terrain.— «J. Geophys. Res», 1973, vol. 78,
N 20, p. 4063—4072.
292. Sharp R. P. Mars: fretted and chaotic terrains.— «J. Geophys. Res.»,
1973, vol. 78, N 20, p. 4073—4083.
293. Sharp R. P. Mars: south polar pits and etched terrain.— «J. Geophys.
Res.», 1973, vol. 78, N 20, p. 4222—4230.
294. Sharp R. P. Ice on Mars.— «J. Glaciol.», 1974, vol. 13, N 68, p. 173—185.
295. Sharp R. P., Mai in М. C. Channels on Mars.— «Bull. Geol. Soc.
Amer.», 1975, vol. 86, N 5,. p. 593—608.
296. Shimizu M. Atmospheric mixing in the upper atmospheres of Mars
and Venus.— «J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 28, p. 6780—6783.
297. S i e v e r R. Comparison of Earth and Mars as differentiated planets.—
«Icarus», 1974, vol. 22, N 3, p. 312—324.
298. Silverman M. P., Munoz E. F. Water soluble cations and the flu¬
vial history of Mars.— «Icarus», 1975, vol. 24, N 3, p. 383—388.
282

299. S 1 i p h е г E. С. A photographic history of Mars.— Lowell Observ.
Flagstaff, Arizona (Library of Congress, Catalog N 62—21127), 1962.
168 p.
300. Smith S. A., Smith B. A. Diurnal and seasonal behaviour of discrete
white clouds on Mars.— «Icarus», 1972, vol. 16, N 3, p. 509—521.
301. Soderblom L. A., Kreidler T. J., Masursky H. Latitudinal dis¬
tribution of a debris mantle on the Martian surface.— «J. Geophys. Res.»,
1973, vol. 78, N 20, p. 4117—4122.
-302. Stewart A. I. «Mariner-6 and 7» ultraviolet spectrometer experiment:
implications of СОг+, CO and О airglow.— «J. Geophys. Res.», 1972,
vol. 77, N 1, p. 54—68.
303. Stewart A. I., Barth C. A., Hord C. W. «Mariner-9» ultraviolet
spectrometer experiment: structure of Mars’s upper atmosphere. Preprint
Lab. Atm. a. Space Phys. Boulder, Colorado, 1972. 25 p.
304. Strickland D. J., Thomas G. E., Sparks P. R. «Mariner-6 and
7» ultraviolet spectrometer experiment analysis of the OI 1304- and 1356-
emission.— «J. Geophys. Res.», 1972, vol. 77, N 22, p. 4052—4068.
305. The atmosphere of Mars from «Mariner-9» radio occultation mea¬
surements.— «Icarus», 1972, vol. 17, N 2, p. 484—516. Auth.: A. J. Kliore,
D. L. Cain, G. Fjeldbo, B. L. Seidel, M. J. Sykes, S. I. Rasool.
306. The composition of the Martian atmosphere minor constituents.—
«Icarus», 1972, vol. 16, N 3, p. 543—556. Auth.: D. Horn, J. M. McAfee,
A. M. Winer, К. C. Herr, G. C. Pimentel.
307. The Martian atmosphere: «Mariner-9» television experiments progress
report.—«Icarus», 1972, vol. 17, N 2, p. 373—393. Auth.: С. B. Leovy,
G. A. Briggs, A. T. Young, B. A. Smith, J. B. Pollack, E. N. Shipley,
R. L. Wildey.
308. The measurements of the Mars atmosphere composition from the
«Mars-б» descender.	Preprint	D-207. Space Res. Inst. USSR Acad. Sci.
Moscow, 1975. 10 p.	Auth.:	V.	G. Istomin,	К. V. Grechnev, L. N. Ozerov,
V. A. Pavlenko, М. E. Slutzky.
309. The surface of Mars. 1 .Cratered terrains.— «J. Geophys. Res.», 1971,
vol. 76, N 2, p. 313—330. Auth.: В. C. Murray, L. A. Soderblom, R. P.
Sharp, J. A. Cutts.
310. The surface of	Mars.	2.	Uncratered	terrains.— «J. Geophys. Res.»,
1971, vol. 76, N 2, p. 331—342. Auth.: R. P. Sharp, L. A. Soderblom, В: C.
Murray, J. A. Cutts.
311. The surface of	Mars.	3.	Light and	dark markings.—«J. Geophys.
Res.», 1971, vol. 76, N 2, p. 343—356. Auth.: J. A. Cutts, L. A. Soderblom,
R. P. Sharp, B. A. Smith, В. C. Murray.
312. The surface of Mars. 4. South polar cap.—«J. Geophys. Res.», 1971,
vol. 76, N 2, p. 357—368. Auth.: R. A. Sharp, В. C. Murray, R. B. Leigh¬
ton, L. A. Soderblom, J. A. Cutts.
313. Thomas G. E. Neutral composition of the upper atmosphere of Mars
as determined from the «Mariner» UV-spectrometer experiment.— «J. Atm.
Sci.», 1971, vol. 28, N 5, p. 859—868.
314. Thorpe Т. E. Verification of performance of the «Mariner-9» television
cameras.— «Appl. Optics», 1973, vol. 12, N 8, p. 1775—1784.
315. Variable features on Mars. 2. «Mariner-9» global results.— «J. Geo¬
phys. Res.», 1973, vol. 78, N 20, p. 4163—4196. Auth.: C. Sagan, J. Vever-
ka, P. Fox, R. Dublisch, R. French, P. Gierasch, L. Quam, J. Lederberg,
E. Levinthal, R. Tucker, B. Eross, J. B. Pollack.
316. Variable features on Mars. 4. Pavonis Mons.— «Icarus», 1974, vol. 22,
N 1, p. 24—47. Auth.: C. Sagan, J. Veverka, R. Steinbacher, L. Quam,
R. Tucker, B. Eross.
317. Vaucouleurs G. de. Geometric and photometric parameters of terres¬
trial planets.— «Icarus», 1964, vol. 3, N 2, p. 187—194.
318. Vaucouleurs G. de, Roth J., Mulholland C. Preliminary albedo
map of the south polar region.— «J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 20,
p. 4436—4439.
283

319. V e v е г к a J., Liang Т. An unusual landslide feature on Mars.— «Ica¬
rus», 1975, vol. 24, N 1, p. 47—50.
320. V с v e г к a J. Mars: evidence for crater streaks produced by wind ero¬
sion.— «Icarus», 1975, vol. 25, N 4, p. 495—601.
321. Veverka J., Sagan C., Greeley R. Variable features on «Mars-4».
An unusual crater streak in Mesogaea.— «Icarus», 1976, vol. 27, N 2,
p. 241—254.
322. «Viking»-75 project.— In.: Mars engineering model. NASA, 1972.
200 p.
323. Ward W. R. Climatic variations on Mars. 1. Astronomical theory of
insolation.— «J. Geophys. Res.», 1974, vol. 79, N 24, p. 3375—3587.
324. W a r d W. R., M u г г а у В. С., M a 1 i n М. C. Climate variations on
Mars. 2. Evolution of carbon dioxide atmosphere and polar caps.— «J.
Geophys. Res.», 1974, vol. 79, N 24, p. 3387—3395.
325. Watts R. N., Jr. Plans for Mars landings.— «Sky a. Telesc.», 1973,
vol. 46, N 3, p. 159, 163.
326. Weihaupt S. G. Possible origin and probable discharges of meapdring
channels on the planet Mars.— «J. Geophys. Res.», 1974, vol. 79, N 14,
p. 2073—2076.
327. Wells R. A. Mars: are observed white clouds composed of H20?.—
«Nature», 1972, vol. 238, p. 324—326.
328. Whitehead A. B. The. elevation of Olympus Mons from limb photo¬
graphy.— «Icarus», 1974, vol. 22, N 2, p. 189—196.
329. Whitten R. S., Sims J. S. The photolytic stability of the Martian
atmosphere.— «Plartet. ’ Space Sci.», 1973, vol. 21, N 8, p. 1333—1338.
330. Whitten R. C., Colin L. The ionospheres of Mars and Venus.—
«Rev. Geophys. a. Space Phys.», 1974, vol. 12, N 2, p. 155—192.
331. Wildey R. L. Martian lee waves revisited.— «Nature», 1974, vol. 249,
p. 132—133.
332. W i 1 h e 1 m s D. E. Comparison of Martian and lunar maltiringed circular
basins.— «J. Geophys. Res.», 1973, vol. 78, N 20, p. 4084—4095.
333. W i n d tunnel studies of Martian aeolian processes.— «Proc. Roy. Soc.
London», 1974, vol. A 341, N 1626, p. 331—360. Auth.: R. Greeley, J. D.
IVersen, J. B. Pollack, N. Udovich, B. White.
334. W о i с e s h у n P. M. Global seasonal atmospheric fluctuations on Mars.—
«Icarus», 1974, vol. 22, N 3, p. 325—344.
335. Young A. T. High-resolution photometry of a thin planetary atmo¬
sphere.— «Icarus», 1969, vol. 11, N 1, p. 1—23.
336. Y о u n g L. D. G. Interpretation of high-resolution spectra of «Mars-З».
C02 abundance and surface pressure derived from the curve of growth.—
«Icarus», 1969, vol. 11, N 4, p. 386—389.
337. Young A. T. G. Interpretation of high resolution spectra of «Mars-З».
Calculations of CO abundance and rotational temperature.— «J. Quant.
Spectrosc. Rad. Transfer», 1971, vol. 11, N 4, .p. 385—390.
338. Young R. E., Schubert G. Temperature inside Mars: is the core liquid
or solid? — «Geophys. Res. Lett.», 1974, vol. 1, N 4, p. 157—160.

Предметный указатель
Автоматическая межпланетная
станция (АМС), аппаратура:
«Венера-4» 11
«Венера-8» 13, 25, 29, 75
«Венера-9» 125, 126, 127
«Венера-10» 124, 125, 126, 127
«Викинг-1» 226
«Маринер-6, -7» 140, 148, 149, 162—
164, 173, 229
«Маринер-9» 94, 151, 164, 173, 185,
199, 229
«Маринер-10» 65, 66, 94, 135
«Марс-5» 152, 159, 232
«Марс-6» 158, 184
«Пионер» 138
Адвекция 104, 119
Адсорбция водяного пара 159
— углекислого газа 228
Азот 11 —14, 25, 64, 136, 163, 205, 243
Активность солнечная 147, 155, 183,
234, 238
Аккреция 140, 145
Альбедо 40, 45, 53, 54, 59, 70, 71, 74,
75, 77—80, 108, 111, 115, 122, 140,
142 143, 145, 148—150, 155, 156,
165, 166, 188, 195, 206, 222, 230,
231, 236, 249 см. также Отража¬
тельная способность
— однократного рассеяния 44, 45, 50,
59, 77, 78, 81, 126, 127, 151, 185,
190, 191, 193—195, 222
— сферическое 32, 36, 59
Аммиак 17, 34, 53, 55
АМС, измерения:
«Венера-4» 11 —15 20, 22, 29 30, 49,
71, 89, 101, 102, 115, 129
«Венера-5» 12—15, 19, 20, 22, 49,
52, 72, 89, 101 — 103
«Венера-6» 13—15, 20, 22, 49, 72,
89, 101 — 103
«Венера-7» 20—22, 29, 30, 89, 101 —
103
«Венера-8» 15, 17, 19, 20, 22, 24, 25,
29, 49, 50, 75—82, 89, 101—103,
106, 114, 115, 122, 123, 137
«Венера-9» 5, 83, 104, 123—128
«Венера-10» 5, 83, 104, 123—128
«Викинг-1» 226—228, 246—248
«Маринер-4» 139, 140, 238
«Маринер-5» 20, 22, 24, 25, 40, 49,
50, 66, 71, 79, 99, 100, 107, 115, 121,
128,	129,	131
«Маринер-6, 7» 129, 139, 140, 143,
148, 151, 152, 156, 162, 165, 173,
198, 200, 217, 229, 232, 235—240,
244.	245
«Маринер-9» 6, 94, 139, 141, 143,.
145,	146,	151,	152,	154,	155,	158,
159,, 162, 164—166, 170—174, 177,.
179,	180,	182,	185,	188,	190,	193,
195,	197,	200,	201,	203,	211,	213,
217, 219—222, 225, 229, 230, 232—
235, 237—239, 244
«Маринер-10» 5, 30, 31, 32, 44, 65.
79, 83, 93—100, 107, 118, 129, 130,
131, 135—137
«Марс-2»	139,	152,	165,	166,	221,
235, 246
«Марс-3»	139,	150,	152,	158,	159,
165,	166,	191,	192,	221,	235,	236,
246
«Марс-5» 6, 139, 149, 152, 159, 232,
244
«Марс-6»	139,	141,	158,	164,	183,.
184
«Пионер» 138
Анизотропность рассеяния см. Рас¬
сеяние анизотропное
Аргон 156, 158, 184
Аэрозоль 34, 36, 55, 78, 99, 108, 109,
126, 149,	155,	167—171,	185,	194,
196, 206, 243 см. также Модель,
аэрозоля, Слой аэрозольный
Аэрозольный слой см. Слой аэрозоль¬
ный
Баланс тепловой:
уравнение 72, 206
условия 118, 143, 145, 221 см. так¬
же Модель теплового баланса
Бром 32, 33
Буря:
глобальная 5,	155,	182, 185, 188—
190, 194, 197,	200, 201,	213,	215,
221, 224, 226
пылевая 4, 5,	139, 143,	146,	147,
151, 155, 159—161, 164, 171, 178—
181, 185—196,	199,	200,	204,	213,
215, 216, 218, 230
— теория 221—226 См. также Мо¬
дель диссипации бури
Верхняя атмосфера 128—135, 194,
229—246 см. также Слой верхний
атмосферы, Модель атмосферы
 ветер 84, 88, 91, 119, 235,	243
 динамика 98, 106, 243, 245
 температура 114, 171, 175,	209,
234 235
 циркуляция 84, 90, 91, 98,	107
—. — химический состав 10, 55,	129,
130, 148, 155,	229—233,	238,	240,
242, 243
285-

Верхняя граница облаков:
ветер 24
давление 21, 24, 35, 77, 89, 115 см
также Давление у 'верхней грани¬
цы облаков
температура 21, 24, 35, 69, 77, 86,
90
химический состав 81
Ветер
зональный 24,	88, 89, 91, 96,	105,
106, 119, 121,	122,	189,	191,	202,
208—210, 215
компоненты 88, 89,	96,	101,	103,
106, 110, 113,	115,	118,	121,	208,
214, 215, 225
меридиональный 88, 114, 188, 208—
210, 215
поле см. Поле ветра
природа 215
сдвиг 204
скорость см. Поле скорости, Гра¬
диент
солнечный 241, 242, 246, 248
Вода 10, 52, 53, 55, 64—66, 74, 75,
142,	146,	147, 156,	157,	159,	160,
165, 196, 200, 202, 241
Водород 10, 18, 32, 130, 136, 236,
238, 241, 244
Водородная корона см. Корона водо¬
родная
Водяной пар 4, 5, 9—14, 16—19, 24,
33, 34, 50, 52—55, 64, 66, 67, 71,
72, 74, 108, 109, 115, 130, 136, 142,
145,	146,	156—162,	167,	168,	174,
175,	193,	197, 198,	200,	204—206,
233, 236, 237, 241, 243—245 см. так¬
же Концентрация
Время релаксации:
динамической 104
радиационной 90, 104
Вращение атмосферы	5, 24, 83,	84,
89, 92, 98
— планеты 31, 83, 87—89, 92, 93,
97, 101, 106, 114, 118, 119, 121, 179
Выхолаживание 114, 131, 132, 146,
171, 182, 200, 210, 217, 221, 227
-Гадлея циркуляция см. Циркуляция
Газ инертный 12, 136, 158
Гало 51, 52
Геология Венеры 124
— Марса 140, 141 — 148
Гираша — Гуди модель см. Модель
Гираша — Гуди
Глобальная циркуляция см. Цирку¬
ляция
Градиент:
давления 92, 93, 115, 184, 212, 218,
224
плотности 183
скорости ветра 29, 103, 224
температуры 21, 24, 71, 105, 106,
109,	112,	115,	121,	122,	125,	169,
170,	171,	175,	179,	182,	184,	209
211, 213, 215, 217, 219, 223—225
Грунт 6, 20, 25, 53, 102, 103, 123, 124,
137,	139,	140,	142,	146,	147, 152—
157,	160,	166,	205,	219,	221,	222,
241,	249,	250	см.	также Модель
грунта, Химический состав
Гуди — Робинсона модель см. Мо¬
дель циркуляции двухмерной
Давление 11, 12, 14, 16, 22, 23, 25—
29, 35, 40, 52, 60, 67, 71, 73, 80, 99,
104,	109	125,	127,	133,	135,	139,
143, 145 150—152, 154, 181, 182,
192,	206,	219,	226,	227	см. также
Градиент, Поле давления
распределение (ход) 29, 172, 181,
215,	219,	227,	228
у верхней границы облаков 22, 50,
54, 77, 79
— нижней 50
— поверхности 7,	10,	12, 13, 21,
24, 29, 34, 71, 72, 74, 112, 113, 115,
143, 147—149, 151, 154, 158, 167,
171,	172,	174,	181 — 184,	196,	206,
210, 213—215, 232
эффективное 40
Дегазация 9, 10, 19, 157, 198, 200
Десорбция 75
Динамика:
атмосфера 4, 19, 31, 33, 55, 104,
128, 129, 132, 161, 174, см. также
Верхняя атмосфера
неоднородностей 95, 97
облачности 96, 97, 128, 137, 189,
201, 205
поверхности см. Эволюция
полярных шапок 142, 143, 205
Диск Венеры 13, 16, 17, 41, 42, 44,
45, 56, 57, 64, 65, 85—87, 94, 98—
100, 130
— Марса	140,	144,	151,	156.	188,
190, 192, 194, 198, 222, 232, 234—
236, 239, 248
— Солнца 41, 52
Диссипация 10, 95, 111, 122, 128, 130,
165,	178—181,	213,	234,	236,	241,
242, 244
Диссоциация 18, 19, 32, 39, 55, 128,
133,	148,	184,	236,	238,	239,	241,
243
Диффузия 91, 115, 118, 119, 122, 123,
130,	135,	136,	138,	146,	157,	168,
246 см. также Модель обмена диф¬
фузионного
Дневная сторона см. Сторона днев¬
ная
Допплеровское смещение см. Смеще¬
ние допплеровское
.286

Дымка 24, 55, 56, 79, 82, 98, 126,
136,	165,	190,	205,	223,	230, см.
также Модель дымки, Слой дымки
Зона «холодной ловушки» 148
.— экваториальная 141, 146, 154
Зональная циркуляция см. Циркуля¬
ция
Излучающий слой см. Слой излучаю¬
щий
Излvчeниe тепловое 40, 45, 62, 64—
70, 74, 104, 108, 112, 127, 156, 158,
159,	164,	167,	169,	170,	172—174,
206,	221	см. также	Модель пере¬
носа излучения
Измерения:
допплеровские 84, 101, 102, 125
«Конвэр-990» 17, 156
микроволновые 13, 65, 66
наземные 12—14, 16,- 21, 22, 31, 33,
34, 50, 56, 64, 79, 86, 129, 140, 156,
157,	159,	160,	163, 240
ОАО 15, 16, 163
ОАО-А2 229, 231
ОАО-2 155, 156
ОГО-5 235
оптические 33, 138
поляриметрические см, поляриза¬
ционные
поляризационные 33, 38, 44—46, 53,
57, 58, 60, 65, 68, 69, 79, 127, 152,
190
спектроскопические 4,	14—17, 19,
20, 22, 32—35, 51—53, 55, 65, 72,
74, 91. 142, 143, 156—158, 160, 163,
198, 199, 236, 240
радарные 13
радиоастрономические 4, 12, 13, 15,
19, 83, 138
радиозатменным методом см. Изме¬
рения радиорефракционные
радиолокационные 12, 19, 21, 66,
140, 157, 165
радиометрические 18, 20, 24, 143
радиополяризационные 25
радиорефракционные 12, 19, 20, 22,
25, 40, 66, 99, 107v 129, 130, 136,
139, 140, 149, 151, 154, 181 — 183,
185, 217, 235, 238, 248
фотометрические 51, 125—127, 167,
190, 192
Изотермический слой см. Слой изо¬
термический
Индикатриса рассеяния 34, 37—39,
45, 59, 150, 167, 191, 195, 196
 Ми 37, 38
Инсоляция атмосферы 75, 106, 108,
109, 121, 143, 146, 147, 160, 178, 224
Интенсивность излучения 87, 125, 148,
149, 167, 169—171, 234—236
— рассеяния 195 см. также Коэф¬
фициент рассеяния
Ионопауза 131, 241
Ионосфера 24, 25, 130, 131, 135, 136.
163, 183, 218, 238, 240—242, 246
см также Модель ионосферы
Карта геологическая 141
— радиолокационная 19
— распределения давления 152, 182'
— рельефа см. Карта топографи¬
ческая
— тепловая 86, 87, 248
— топографическая 141, 152
Кислород 10—12, 14, 18, 19, 25, 62,.
128, 147, 161 — 163, 233, 236—241 см.
также Концентрация кислорода,.
Свечение
Коагуляция капель 69, 196
Компоненты малые (химические) 137,.
148, 158, 162, 163, 174, 229, 231,
238, 240, 241, 249
Конвекция см. Слой конвекции
Конденсат 8, 9, 34, 39, 49, 51, 65,.
95, 188, 189, 193, 194, 202, 223
Конденсация 6, 9, 34, 146, 182, 196,.
200, 206, 210, 228
Конрата модель см. Модель прогре¬
вания атмосферы
Контраст температуры 121, 227
— «ультрафиолетовый» 32, 33, 47,.
49, 69, 70, 79, 98, 137
— яркости 30—32, 70, 79, 94, 127,.
189
Концентрация:
азота 25, 163
атомов 236
водорода (Н) 128, 130, 242
водяного пара 64, 126, 233, 245
газов 134
ионов 53, 241
капель 46, 48, 64, 67, 127
кислорода (Ог) 63, 129, 161, 237—
239, 241—244
малых компонентов 163
озона 232, 237
окиси углерода 243, 244
пыли 103, 175, 194
серной кислоты 6, 44, 48, 55, 64,.
69
серосодержащих газов 55
соляной кислоты 44, 53
частиц 35, 38, 56, 67, 79, 82, 99,.
100, 126, 149, 191, 240, 243
электронов 24, 131, 183, 240—242
углекислого газа 25, 136, 157, 163,.
241, 242
Кориолиса силы см. Силы Кориолиса
Корона водородная 25, 236
Кратер 19, 140, 141 145—147, 152,.
201
Крупномасштабная циркуляция см..
Циркуляция
287"

Коэффициент вязкости 212, 213
— поглощения 218, 220, 236
— преломления 69
— рассеяния 77, 126, 167, 193
— турбулентного перемешивания
63, 98, 99, 106, 110, 111, 115, 121 —
123, 129, 130, 136, 181, 218, 244, 245
Лед 6, 17, 51—55, 143—146, 160, 165,
188, 189, 192—194, 196—200, 202—
204, 210, 223, 225, 233
Магнитное поле планеты 240, 246
Магнитосфера 246
Масса атмосферы 4, 9, 112, 115, 196,
208
Мезопауза 19, 132
Мезосфера 18, 106, 131 —133, 136 см.
также Температура мезосферы
Мелкомасштабная циркуляция см.
Циркуляция
Минца — Аракавы модель см. Модель
двухуровенная
.Модель:
аккумуляции 8
аэрозоля 196
баланса теплового 225
Гираша — Гуди см. Модель равно¬
весия
«грязной соляной кислоты» 53, 68
Гуди — Робинсона см. Модель цир¬
куляции двухмерной
двухуровенная 205
диссипации бури 181
дымки двухслойной 100
ионосферы 129, 240
Конрата см. Модель атмосферы,
облачности 58
обмена диффузионного 160
переноса излучения 109
поглощения 64—^66
поля температуры 213
— яркости 196
профилей вертикальных 20, 63, 236,
240
равновесия 109, 143, 160, 161
слоя аммонийная 17
— отражающего 16, 18, 35, 40, 56
— пограничного одномерная 218
— рассеивающего 18, 40
содержания кислорода 162
состава химического 244
стратосферы 67
термосферы 133, 135
формирования спектральных линий
17, 35
— контрастов 33
циркуляции упрощенная 212
— двухмерной 107, 114, 121, 201
— трехмерной 107, 119, 122
Модель атмосферы 9—30, 39, 183—
185, 233
 верхней 24, 25, 171
  восьмислойной 115
 двухслойной 56, 77, 111, 201
  десятислойной 78
  неоднородной 36, 49
 однородная 26—28, 34, 56,
60, 77
  оптическая 193
— — отражающая 35
 параметров структурных
19—30
 ■ парниковая 114
  «полусерой» 122
  прогревание 181 .
 рассеивающей 34, 35, 49, 185,
190
 состава (химического) 13—
19, 61, 64, 158, 184, 186, 187, 239,
250 •
  Стрикленда 129
  трехслойной 77—79
 чистоуглекислая '22, 217, 219,
232
Модель облаков:
двухслойная 37, 44—48/51
сернокислотных 64, 68
смешанных 47
однородных 38, 44, 45, 67
пылевых 50
«ультрафиолетовых» 32
фотохимическая 62
Момент количества движения 122
Надоблачный слой см. Слой надоб¬
лачный
Нагревание радиационное 80, 92, 93,
115, 132, 133
Неоднородность атмосферы:
вертикальная 34, 37, 38, 68, 76 см.
также Эффект неоднородности
горизонтальная 68, 86, 87, 115
нечеткая 83
скорость вращения 83—85, 89, 91
«ультрафиолетовая» 24, 30, 31, 33,
83, 88, 97
— У-образная 30, 31
— У-образная 31, 83—85, 95, 97
— Ч'-образная 31, 83
Непрозрачность атмосферы см. Про¬
зрачность атмосферы
Нижняя атмосфера 193, 248 см. так ~
же Слой нижней атмосферы, Тем¬
пература
Нижняя граница облаков:
ветер 106
давление 35
температура 35
Ночная сторона см. Сторона ночная
.288

Облака 30—70, 196—205
— аэрозольные 167 см. также Хи¬
мический состав облаков
— «белые» 31, 189, 197—199
— видимые 54, 55, 68, 197
— водные 41, 50, 53, 65, 69, 197—
200, 204, 213, 225 см. также-Хими¬
ческий состав облаков ,
— верхняя граница 14, 21, 24, 31,
36, 40, 41, 43, 49, 50, 54, 69, 70, 81,
86, 89, 90, 99, 102, 119, 130, 241
см. также Верхняя граница обла¬
ков
— «голубые» 146, 197, 198
— движение 89
— двухслойные 36, 39, 48
— дискретные (ДБО) 198
— диффузные 188, 198, 202, 204,
205
— «желтые» 53, 197, 221
— из конденсата 34, 39, 49—51,
95, 189, 202 см. также Химический
состав облаков
— ледяные 39, 41, 49, 198—200,
204, 205, 225, 233 см. также Хими¬
ческий состав облаков
— микроструктура 30, 31, 40—56,
59, 61, 68, 80, 95, 100, 137, 167, 200
— многослойные 39
— монодисперсные 35, 69, 137
— нижняя граница 35, 49, 50, 81,
90, 130, 137 см. также Нижняя
граница облаков
— однослойные 35, 36
— оптическая толщина 40, 44—46,
50—52, 56, 64. 73, 77—81, 99, 127,
189, 191, 192, 200, 202, 203 см. так¬
же Профиль вертикальный
— орографические волны 200—202,
204
— перистые 49, 50
— плотность 81
— природа 30, 51, 70, 137, 197,
198
— пылевые 34, 51, 167, 190, 192,
197, 202, 213, 218, 223, 224 см. так¬
же Химический состав облаков,
грунта
— свойства 30—34 см. также От¬
ражательная способность
— сернокислотные 33, 43, 46, 48, 62,
64, 69 см. также Химический состав
облаков	^
— слоистые 49, 50
— смешанные 48 см. также Модель
облаков
— состав см. Химический состав
облаков
— структура 30, 34—40, 98, 189
— трехслойная 17
— углекислотные 204, 213 см. так¬
же Химический состав облаков
— «ультрафиолетовые» 32, 33, 47,
63, 84, 93
— V-образные см. Неоднородность
атмосферы
— W-образные 200
Область экваториальная см. Зона
Облачность 75, 84, 85, 95, 96, 98, 107,
115, 139, 164, 188, 192, 200—202,.
204 см. тако/се Модель облачности,
Слой верхней облачности, Слой
нижней облачности, Слой облачный
основной, Структура тонкая облач¬
ности, Экстинкция облачного покро¬
ва
Обратная циркуляция см. Циркуля¬
ция
Общая ципкуляция см. Циркуляция
Озон 6, 18, 137, 148, 149, 155, 156,
158,	162,	175,	185,	229—233, 237,
244
Окись	углерода	162,	163, 167, 236,
237, 244
Оптическая толщина атмосферы 12,
13, 70, 72, 82, 108, 121, 122, 149—
151,	161,	167,	171,	185, 189—191,
193,	194,	200,	218,	222 см. также
Прозрачность атмосферы, Пропус¬
кание атмосферы
Освещенность 75—78, 81, 106, 107,
123,	124,	126,	137
Отражательная способность облаков
41—56-
   планеты 32, 41, 102, 151, 230,.
233
— — поверхности 13, 148—151
    слоев инея 142, 143
Палеоклимат Марса 6, 141 —148
Парниковый эффект 6, 9, 10, 65, 70—
82, 107, 119, 121, 125, 137, 218
Перенос зональный см. Ветер
— излучения см. Теория переноса
излучения
Перемешивание турбулентное см..
Турбулентность
Период вращения атмосферы 83—86,
91
 планеты 85, 89
Планетоцентрическое расстояние см.
Расстояние планетоцентрическое
Плотность 4, 5, 20, 26—28, 81, 119,
124,	149,	154,	157, 182,	191,	196,
228,	234,	239	см. также	Профиль
вертикальный
Поглощение 32,	53, 73, 74, 78,	156,
161,	174,	175,	195, 196,	205,	217,
229, 232, 233
— аэрозольное 53, 77, 108, 168, 169
— молекулярное 169
я — полное 64, 66
289’

— «эффективное» 64, 66
Подземная точка см. Точка подзем¬
ная
Подсолнечная точка см. Точка под¬
солнечная
Показатель преломления 35, 38, 44,
52—62, 64, 69, 107, 195, 196 см так¬
же
Коэффициент преломления
Покров облачный см. Облачность
Поле ветра 5, 24, 92, 95, 96, 102, 107,
110, 113—115, 119, 123, 132, 137,
174, 208, 210, 211, 213—218, 225—
228 см. также Профиль вертикаль¬
ный, меридиональный
— давления 112, 115, 181, 183, 211,
213, 215, 217 см. также Профиль
вертикальный, меридиональный
— излучения 86
— скорости ветра 24, 29, 30, 49,
88, 89, 91, 93, 97, 101 — 103, 105,
112—114, 125, 133, 147, 161, 183,
188, 191, 201, 204, 208, 212, 215,
218, 223, 227, 228
— температуры 70, 90, 112, 113,
115,	133,	135,	137,	154,	178,	218,
219 см. также Модель поля темпе¬
ратуры
— яркости 98, 100, 192 см. также
Модель поля яркости
Полюс 16, 30, 31, 87, 88, 92, 93, 106,
110,	ИЗ,	119,	121,	143,	148,	160,
165,	166,	183,	188,	191,	209,	210,
213, 217
Поляризация 13, 31, 33, 56—70, 152,
197
Полярная шапка 6,	40,	142—146,
148,	151,	156,	159,	165,	166,	174,
175, 178, 179, 188—192, 197, 202,
205, 209—211, 219, 225, 226, 228—
231, 233
Прозрачность атмосферы 13, 72, 151,
164,	165,	175,	189,	190,	192—194,
230
Пропускание атмосферы 66
«Противосияние» Марса 195, 196
Противостояние Марса 142, 157, 221
Профиль вертикальный:
баланса радиационного 106,	108,
137
ветра 97, 114, 115, 204, 212
давления 13, 21, 29, 97, 101, 128,
168, 184, 187
интенсивности свечения 234
концентрации 56, 63, 127, 129', 130,
235, 237, 239, 243 .
оптической толщины облаков 67
освещенности 77, 78
плотности 125, 128, 131, 184, 186
поглощения радиации 33, 72, 79,
82, 107
скорости ветра 97, 102, 103, 201
204
состава 132
температуры 13, 21, 24, 29, 36, 52
66, 67, 93, 97, 99, 101, 108, 109, 11 б’
116, 121, 128, 132, 136, 167-169’
171, 172, 174, 175, 178, 184, 2оГ
217, 220—222, 239, 240
яркости 97, 99, 194, 232
Профиль меридиональный:
ветра 209—211, 225
давления 210, 213
температуры 209, 211, 213
Процесс тектонический 145
— фотохимический 242—245 см.
также Рекомбинация, Фотодиссо¬
циация, Фотоионизация, Фотолиз
Пыль 34, 49, 51, 53, 95, 122, 123, 142,
151,	154,	156,	161,	163—167,	171,
175,	178,	179,	181,	182,	185,	188,
190,	192—196,	199,	215,	217,	218,
220, 222—225, 230 см. также Обла¬
ка пылевые, Слой пылевой
Равновесие	динамическое	112,	132
см. также Модель равновесия
— конвективное 21, 82, 108, 109
— лучистое 105, 108, 109, 121, 122
Радиация отраженная 45, 57, 58, 115,
142,	151,	152,	155,	156,	165,	173,
191, 194, 230, 231
— поглощенная 9, 10, 33, 70, 71,
75, 78, 80, 104,	108, 109,	112,	119,
123,	126,	135,	168,	175,	179,	182,
188, 199, 201, 217—219, 221, 223—
225, 229, 234 см. также Профиль
вертикальный
— рассеяннная	37,	142,	149,	191,
235, 240
— солнечная 78, 80, 82, 90, 93, 104,
108,	109,	112,	114,	115,	119,	125,
126,	128,	131,	133,	135,	148,	150,
155,	156,	161,	183,	184,	188,	191,
201, 206, 217—219,	223,	225,	234,
236, 239, 240, 243
— ультрафиолетовая 6, 18, 21, 32,
63, 74, 77, 79,	135,	151,	152,	155,
191, 193, 195
Радиус планетоцентрический см. Рас¬
стояние планетоцентрическое
— экваториальный 24
— эффективный 38, 44, 59, 60, 195
Рассеяние анизотропное 50, 51, 79
— аэрозольное 35, 56, 77, 168, 195,
232
— изотропное 38, 45, 50, 79, 108
— многократное 34, 57, 61, 62, 77,
108, 150
— молекулярное 56, 77, 148, 149
— «назад» 38
— на частицах 56
— неизотропное 34, 37
290

— однократное 38
— резонансное 238, 239
— релеевское 31, 47, 56, 59, 60, 64,
99, 127, 151, 155, 194, 229
Расстояние планетоцентрическое 21,
22, 24, 25 27, 67, 84, 99, 135
Режим тепловой 19, 82, 105, 125, 131,
139, 181, 217—221 см. также Урав¬
нение притока тепла
Рекомбинация 148, 163, 242—245
Релаксация 104, 109, 120, 121, 245
см. также Время релаксации
Рельеф Венеры 19, 24
— Марса 140—142, 145, 146, 148,
152, 153, 188, 189, 192, 198, 201 —
203, 228, 232
Ртуть 53—55
Сверхрефракция радиоволн 12
Свечение:
верхних слоев атмосферы 129, 163,
234, 236, 237, 244
кислорода 129, 130, 244
«ультрафиолетовое» 25, 164
Сера 47—49, 55, 62, 63
Серная кислота 6, 10, 43, 46—48, 55,
60—64, 66—69, 100, 108, 127
Сила Кориолиса 5, 105, 114, 121, 211,
212, 214
Симметричная циркуляция см. Цир¬
куляция
Слой:
аэрозольный 4, 6, 36, 61, 99, 100,
169, 193, 232, 243
верхний атмосферы 4, 19, 44, 51,
54, 72, 74, 75, 77, 78, 83, 85, 89,
91—93, 106, 114, 119, 131 201, 229,
245
— облачности 46, 52, 68, 127
«вторичный» 37
дымки 35, 41, 48, 54, 55, 82, 99,
185—197, 223, 248
излучающий 87
изотермический 171
инея 142, 143
конвекции 39, 70, 82, 91, 95, 96, 98,
107, 111,	127,	138,	188,	189,	200,
201, 204, 218, 221, 223, 227, 246
надоблачный 18, 30, 37, 39, 100
нижний атмосферы 4, 5, 11, 12, 21,
24, 32, 44, 49, 77,	89,	103,	105,
108—111,	114,	119,	121,	122,	137,
160, 171,	201,	219,	221,	224,	232,
236, 241, 243
— облачности 45, 51, 52, 68, 75,
126, 201
облачный основной 32, 35, 36, 41,
82, 126, 188
оптическая толщина 70, 194, 233
отражающий 16, 35, 39, 54, 229
перемешивания 161
подоблачный 72, 100
полубесконечный 45—47, 56
пылевой 40, 157, 165, 166, 181, 190,.
192,	194,	221
рассеивающий 37, 39, 127, 193, 194,.
233
с разными режимами циркуляции
105
формирования линий поглощения:
40, 52
углекислоты 145, 219
FA 129, 135, 238
Скорость:
ветра см. Поле скорости ветра
вращения неоднородностей см. Не¬
однородность атмосферы
стоксова см. Стоксова скорость
Смещение допплеровское 29, 87, 88,.
91, 161, 182
Соляная кислота 44, 50, 53—55, 60
Состав химический см. Химический
состав
Составляющая количества движения
116, 117
Стоксова скорость 49
Сторона дневная 12, 24, 25, 52, 103,
113, 114, 125, 127, 131, 133—135,
239
— ночная 12, 24, 25, 29, 52, 101,
103, 110, 113, 114, 119, 125, 131,
134, 135, 239
— освещенная см. Сторона днев¬
ная
Стратосфера 67, 69, 71, 90, 93, 95,
99, 106, 131, 132, 136, 183, 184, 233
Структура атмосферы вертикальная
33
 тонкая 18, 52, 71, 174
— тонкая облачности 34—40, 44,
46
Сублимация 165, 179, 192, 204, 209,
211, 219, 225
Суточное изменение см. Распределе¬
ние
Температура 8, 12, 16, 18, 19, 21—23,
25-29, 49, 52, 66, 69, 87, 90, 92,
99, 100, 104, 106, 107, 109, 112—
114,	125,	127,	143,	145—147,	179,
182,	190,	204,	210,	217—219,	226,
227, 233,
— атмосферы нижней 21, 77, 209,
248
— вращательная 40, 70
— мезосферы 135
— поверхности 4, 9, 21, 24, 25, 49,
65, 70—72, 74, 75,	106, 107,	112,
121,	122,	137,	146,	164—184,	206,
209, 210, 218, 219, 221, 227
— поле см. Поле температуры
291

— радиояркостная 12, 25, 64, 87,
127, 143, 164, 248
— распределение (ход) 13, 21, 24,
29, 132, 139, 154, 157, 160, 164, 166,
171, 175, 179, 181, 182, 203, 204,
209, 211, 214, 215, 217—219, 221,
227, 228, 241 см. также Профиль
вертикальный температуры
— термосферы 135, 240
— v поверхности 12, 13, 29, 34, 72,
115^174
— экзосферы 18, 25, 234, 236, 238,
239, 241
— эффективная1 40, 71, 122
— яркостная см. Температура ра¬
диояркостная
Теория теплового режима \см. Режим
тепловой
— переноса излучения 33, 34, 70,
72, 90, 246
Тепловой баланс см. Баланс тепловой
— режим см. Режим тепловой
Теплообмен конвективный 72,	206,
219, 221
— лучистый 121, 206, 219—221
— турбулентный 72
Теэминатор 25, 29. 87, 88, 91, 102,
113, 116, 119, 127, 133, 135, 151,
160, 182, 192—194, 198, 239
Термосфера 18, 132—136, 238, 239
см. также Температура- термосферы
Тонкая структура см. . Структура
атмосферы тонкая
Топография Венеры 19, 106
— Марса 140—157, 160, 174, 183,
204, 211, 212, 223, 225, 227, 228
Точка подземная 29, 88, 101—103
— подсолнечная 87, 90—92, 94, 95,
100, 113—118, 132, 133, 135, 178,
179, 206, 207, 210, 213, 225, 238
— противосолнечная 87,	91,	92,
110, 113—119, 133, 135
Трехмерная циркуляция см. Цирку¬
ляция
Тропопауза 18, 67, 71, 93, 183, 184
Тропосфеоа 4, 51, 71, 95, 103, 106,
136, 184, 215, 216, 218
Турбопауза 25, 27, 106, 136, 218
Турбулентность 82, 90, 96, 101, 102,
106,	107, 114,	118,	123,	125,	218,
234, 245,	246	см.	также Теплооб¬
мен
— вертикальная 98, 239
— изотропная 101
— мелкомасштабная 79, 91
Углекислый	газ	(СОг)	5, 7, 9, 11—14,
16, 17, 19, 22, 25,	33, 41, 51, 52,
64—66, 72, 74. 75,	108,	109,	115,
128, 136,	142,	143,	145, 146, 148—
150,	155—158,	161 — 163,	165,	168,
174,	175, 179,	182,	184,	188,	193,
204—207, 209, 210, 213, 219, 225
228, 233, 236, 237, 239, 240—244
Углерод 243
«Ультрафиолетовая» неоднородность
см. Неоднородность атмосферы
Уравнение теплового баланса см.
Баланс тепловой
— притока тепла 90, 111, 115, 205
Флуоресценция 55
Фотодиссоциация 19, 42, 49, 74, 134,
237, 238, 243
Фотоионизация 132
Фотолиз 10, 32, 136, 148, 161, 162,
243, 244
Химический состав:
атмосферы 4, 11, 13, 14, 147, 148,
157—164, 173, 184, 223, 243 см. так¬
же Адвекция, Адсорбция, Азот,
Аммиак, Аргон, Аэрозоль, Бром,
Вода, Водород, Водяной пар, Газ
инертный, Дегазация, Десорбция,
Диссипация, Диссоциация, Инсоля¬
ция, Кислород, Компоненты ма¬
лые, Конденсация, Конденсат, Лед,
Озон, Окись углерода, Соляная
кислота, Процесс фотохимический,
Пыль, Рекомбинация, Ртуть, Сера,
Серная кислота, Сублимация, Угле¬
кислый газ, Углерод, Хлор
— нижней 5, 242
грунта 124, 155, 163, 174, 218, 220
инея 142
ионосферы 240
облаков 30, 39, 40—56, 60, 68, 137,
197, 202
поверхности см. Химический состав
грунта, полярных шапок 142, 243
Хлор 137
Циркуляция атмосферы 5, 7, 11, 70,
82—128, 204, 210, 228
— «волновая» 211
— Гадлея 5, 91, 106, 119—122, 212,
213
— глобальная	100,	112,	119,	134,
210
— данные АМС 93—104, 123—128
— наземные 83—88
— двухмерная 106, 114
— зональная 88, 93, 95, 98, 114
— крупномасштабная 5,	82,	119,
121,	133,	136
— мелкомасштабная 96, 122
— меридиональная 93, 209, 225
— общая 3, 5,	82,	86, 93, 97,	100,
104, 107, 109,	111,	120,	121,	134,
137, 139, 201, 204—228
— обратная 88, 95, 96, 119
— планетарная см. Циркуляция
глобальная
— симметричная 88, 95, ИЗ
— теория 88—93
292

— трехмерная 107—109
— циклоническая 204
— четырехсуточная 83—104, 116,
118, 122
— численное моделирование 93,
104—123, 205—217
— экваториальная 225
Эволюция:
атмосферы 8—10, 17—19, 74, 75,
128, 137, 146, 242, 250
водяного пара 18
жизни 195
коры 9
облачного покрова 191, 202
парникового эффекта 74
планеты 141
поверхности 140, 141, 145, 146
состава атмосферы 233, 243
Экватор 16, 25, 30, 31, 40, 83, 85, 87,
88, 91—97, 99, 106, 113, 118, 119,
121, 175, 179, 181, 183, 194, 200,
204, 219
Экзосфера 18, 25, 130, 234, 241, 242
см также Температура экзосферы
Экстинкция облачного покпова 67,
195
Эффект «антипарниковый» 190
— неоднородности атмосферы 39
— «обратный фазовый» 37, 38
— обращения ветра 215
— «отражающего слоя» 35
Яркость Венеры 33, 36, 45—47, 51,
54, 68
— Марса 156, 189—191, 194, 195
  , распределение (ход) 190,
193, 196, 200
— облаков 45, 94, 95, 190, 198
— поверхности 152, 200
— фона Марса 235

ОГЛАВЛЕНИЕ
Введение .	3
Глава 1. Венера .	8
§ 1. Состав и структурные параметры (модели атмо¬
сферы) 	.	.	10
§ 2. Облака	  .	30
§ 3.	Парниковый эффект	 70
§ 4.	Атмосферная циркуляция	 82
§ 5.	Верхняя атмосфера	 128
§ 6.	Заключение	135
Глава 2. Марс	 139
§ 1.	Топография планеты	 140
§ 2.	Состав и структурные	параметры атмосферы ...	157
§ 3.	Атмосферная пыль и	облака	187
§ 4.	Общая циркуляция атмосферы	205
§ 5.	Верхняя атмосфера	229
§ 6.	Заключение	 246
Указатель литературы	255
Предметный указатель	285

ИБ № 434
Кондратьев Кирилл Яковлевич
МЕТЕОРОЛОГИЯ ПЛАНЕТ
Редактор Т. В. Мызникова
Переплет художника Б. Н. Осенчакова
Техн. редактор А. В. Борщева
Корректоры Э. А. Горелик, JJ. А. Соловьева
М-25073. Сдано в набор 21/1X 197G г.
Подписано к печати 1/VII 1977 г.
Формат бумаги 60X90V16.
Бумага типографская № 3+мелован.
Печ. л. 18,5 + 1 п. л. вкл. Уч.-изд. л. 21,04. Бум. л. 9,75.
Тираж 1525 экз. Заказ 3955. Цена 2 р. 41 к.
Издательство ЛГУ нм. А. А. Жданова.
199164. Ленинград, Университетская наб. 7/9.
Типография им. Анохина
Управления по делам издательств, полиграфии
и книжной торговли Совета Министров
Карельской АССР.
Петрозаводск, ул. «Правды», 4.