В других окнах прозрачности работают измерительные приборы - тепловизоры, преобразующие невидимое ИК-излучение в видимое с помощью электроннолучевых трубок, фиксируя тепловые аномалии. На ИК-изображениях светлыми тонами фиксируются участки с низкими температурами, темными - с относительно более высокими. Яркость тона прямо пропорциональна интенсивности тепловой аномалии. ИК-съемку можно проводить в ночное время. На ИК-снимках, полученных с ИСЗ, четко вырисовывается береговая линия, гидрографическая сеть, ледовая обстановка, тепловые неоднородности водной среды, вулканическая деятельность и т. п. ИК-снимки используются для составления тепловых карт Земли. Линейно-полосовые тепловые аномалии, выявляемые при ИК-съемке, интерпретируются как зоны разломов, а площадные и концентрические - как тектонические или орографические структуры. Например, наложенные впадины Средней Азии, выполненные рыхлыми кайнозойскими отложениями, на ИК-снимках дешифрируются как площадные аномалии повышенной интенсивности. Особенно ценна информация, полученная в районах активной вулканической деятельности. В настоящее время накоплен опыт использования ИК-съемки для изучения дна шельфа. Этим методом по разнице температурных аномалий поверхности воды получены данные о строении рельефа дна. При этом использован принцип, согласно которому при одинаковом облучении поверхности воды на более глубоких участках водных масс энергии на нагревание расходуется больше, чем на более мелких. В результате температура поверхности воды над более глубокими участками будет ниже, чем над мелкими. Этот принцип позволяет на ИК-изображениях выделять положительные и отрицательные формы рельефа, подводные долины, банки, гряды и т. п. ИК-съемка в настоящее время применяется для решения специальных задач, особенно при экологических исследованиях, поисках подземных вод и в инженерной геологии.

Спектрометрическая съемка

Спектрометрическая (СМ) съемка проводится с целью измерения отражательной способности горных пород. Знание значений коэффициента спектральной яркости горных пород расширяет возможности реологического дешифрирования, придает ему большую достоверность. Горные породы имеют различную отражательную способность, поэтому отличаются величиной коэффициента спектральной яркости. СМ-съемка делится на три вида:
1.                микроволновая (0,3 см-1,0 м), являющаяся универсальной, Лак. как исключает влияние атмосферы;
2.                ИК или тепловая (0,30-1000 мкм), выявляющая температур-иые неоднородности по энергетической яркости изучаемых объектов;
3.                спектрометрия видимого и близкого ИК-спектра излучения ;(0,30-1,40 мкм), фиксирующая спектральное распределение отражательного радиационного излучения.
Геологические объекты отражаются на КС с разной степенью контраста, зависящего от их спектральных особенностей. Работа по составлению банка данных о спектральных характеристиках горных пород чрезвычайно трудоемка. Для того чтобы ее выполнить, необходимо произвести спектрометрические измерения горных пород, а также иных ландшафтных объектов, на разных расстояниях, в различные времена года, на участках с различной степенью обнаженности. Эти данные, однако, являются совершенно необходимыми для систем автоматического поиска и распознавания объектов, в том числе и экологического содержания. В настоящее время увеличение пограничных контрастов достигается использованием многозональных снимков, полученных в относительно узких зонах спектра.

Лидарные съемки

Лидарная съемка является активной и основана на непрерывном получении отклика от отражающей поверхности, подсвечиваемой лазерным монохроматическим излучением с фиксированной длиной волны. Частота излучателя настраивается на резонансные частоты поглощения сканируемого компонента (например приповерхностного метана), так что в случае его заметных концентраций соотношение откликов в точках концентрирования и в вне их будут резко повышенными. Фактически - лидарная спектрометрия это геохимическая съемка приповерхностных слоев атмосферы, ориентированная на обнаружение микроэлементов или их соединений, концентрирующихся над современно активными геоэкологическими объектами. Устройства лидарной съемки оборудуются на низковысотных носителях. [1-9]
Газовый состав атмосферы
Предпринятые ранее измерения общего содержания водяного пара в марсианской атмосфере обнаружили, что водяной пар появляется в середине лета соответствующего полушария и его содержание становится максимальным примерно через два месяца, достигая 50 мкм при характерных горизонтальных масштабах порядка 10³ км (наибольшее влагосодержание атмосферы наблюдается в умеренных широтах). Рассматриваемые наблюдения охватывают южное (сухое) полушарие и северные широты до 20° при наличии нескольких изолированных серий измерений в полосе 40—50° с. ш. Прибор, предназначенный для определения общего влагосодержания (датчик водяного пара на Марсе — ДВПМ), представляет собой спектрометр с дифракционной решеткой, функционирующей в 7200 см^-1 (1,4 мкм) полосе поглощения водяного пара при спектральном разрешении 1,2 см^-1, что позволяет обеспечить измерения влагосодержаний меньше 1 мкм атм. ДВПМ обычно работает как пятиканальный радиометр, три канала которого расположены вблизи центра полосы (7223, 13; 7232, 20; 7242,74 см^-1), а два — в окнах прозрачности. Приемниками излучения для всех каналов служат радиационно охлаждаемые сернисто-свинцовые фотосопротивления. Иногда осуществлялось сканирование по частоте с целью измерений спектрального распределения излучения в диапазоне 7215—7251 см^-1. Поле зрения ДВПМ составляет 2x16 мрад, что соответствует «пятну» на местности 3X24 км при высоте периапсиса 1500 км. За счет ступенчатого сканирования на 15 шагов вдоль короткой стороны поля зрения достигается охват площади около 20X45 км (в периапсисе) за период сканирования 4,48 с.
Наличие данных пятиканальных измерений позволяет определить не только общее влагосодержание, но также температуру и атмосферное давление вблизи уровня «центра тяжести» слоя водяного пара. Данные наблюдений свидетельствуют об очень малом влагосодержаний (0—30 мкм) марсианской атмосферы в южном полушарии и постепенном увеличении влагосодержания при перемещении в северное полушарие. Максимальные значения достигали 20—30 мкм, причем наибольшее значение (30 мкм) зарегистрировано в районе Elysium Amazonis при измерениях перед выводом АМС на орбиту вокруг Марса. Большой интерес представляют наблюдения дневного хода влагосодержания, отражающие особенности фазовых превращений воды в течение суточного цикла. Условия наблюдений позволили осуществить слежение за вариациями влагосодержания с рассвета до полудня в трех точках: 10,83° с. ш., 15,69° ю. ш. и 17,77° ю. ш. Для первой из этих точек обнаружена регулярная воспроизводимость дневного хода с максимумом влагосодержания в местный полдень. Наблюдаются различия в дневном ходе для разных точек планеты. Водяной пар располагается близко к поверхности планеты и, по-видимому, находится в насыщающем равновесии по отношению к приповерхностной дымке или туману в течение большей части дня. По меньшей мере 80% водяного пара должно переходить в твердую фазу в период между полуднем и последующими утренними сумерками.
Общее содержание водяного пара оказалось максимальным в полосе 70—80° с. ш., а его абсолютные значения выше когда-либо наблюдавшихся ранее. Широтный профиль общего содержания водяного пара на 180° з. д. характеризуется возрастанием от нулевых значений в южном полушарии до 70—80 мкм в полосе 70—80° с. ш. и несколько убывает (до 55 мкм) вблизи Северного полюса (точность отдельных измерений составляет 10—15%, а средних значений ±4%). Аналогичные результаты дало построение меридиональных профилей для других долгот.
Столь значительное влагосодержание атмосферы предполагает наличие у поверхности планеты таких высоких температур (>204 К), которые не допускают сохранение полярной шапки из твердой углекислоты (в этом случае температура должна быть равна 150 К). Отсюда вытекает, что доминирующим компонентом летней остаточной северной полярной шапки является лед. Грубая оценка толщины периферийной части ледового покрова полярной шапки приводит к значениям порядка 1—2 км. Толщина льда в центральной (сплошной) части полярной шапки должна быть такой же или большей.
Поскольку содержание водяного пара в атмосфере Марса очень мало, весьма вероятно, что мощным резервуаром водяного льда является планетарный реголит. Важной целью дальнейших исследований должно стать выяснение вопроса о том, является ли этот полярный резервуар в настоящее время суммарным источником или стоком атмосферного водяного пара на протяжении промежутков времени больше марсианского года.
В работе [86] рассмотрены результаты измерений состава и структурных параметров марсианской атмосферы, осуществленных при входе СА «Викинг-1» в атмосферу планеты 20 июля 1976 г. Состав атмосферы на высотах более 100 км измерялся при помощи масс-спектрометра для нейтральных газовых компонентов в диапазоне масс 1—50. Для измерений параметров ионосферы служил анализатор с замедляющим потенциалом (АЗП), позволяющий измерять температуру, состав и концентрацию ионов, а также энергетический спектр электронов (главной целью было в данном случае изучение взаимодействия солнечного ветра с верхней атмосферой). Датчики давления, температуры и ускорения предназначались для измерений на высотах ниже 100 км. Эта аппаратура вместе с гироскопом и радарным альтиметром орбитального отсека дала возможность получить вертикальные профили плотности, давления, температуры и ветра в широком диапазоне высот.
Анализ данных масс-спектрометра для высоты 135 км выявляет наличие отчетливых пиков при массах 40 и 20, свидетельствующих о наличии аргона. Оценка его отношения смеси (относительно СО₂) дала значение около 0,015 по объему, которое сильно расходится с данными АМС «Марс-6», приведшими к отношению смеси 0,35±0,10 [5, 12]. По-видимому, отношение смеси ⁴⁰Ar в нижних слоях марсианской атмосферы не может быть столь высоким и не превышает 0,01—0,02.
Хотя следует, естественно, отдать предпочтение данным прямых измерений, необходимо упомянуть, что, на основе анализа имеющихся данных спектроскопических и радиорефракционных измерений, результаты прямых измерений на СА «Марс-6» не противоречат этим данным. Если исходить из радиорефракционных данных, наличие 25% аргона вызывает возрастание давления у поверхности на 0,5 мбар. Присутствие значительного количества аргона в марсианской атмосфере является одним из аргументов в пользу гипотезы о возможности существенно иного климата в геологическом прошлом Марса при атмосферном давлении 0,1 — 1 атм, более высокой температуре и наличии водных бассейнов.
Полученный по данным СА «Викинг-1» пик при массе 28 отображает вклад СО₂⁺, образующегося в результате ионизации СО₂ и СО, в дополнение к N₂⁺ который является продуктом ионизации N₂. Отношение смеси молекулярного азота (относительно СО₂) составляет около 0,06. Предварительная экстраполяция этих данных на более низкие высоты приводит к отношениям смеси порядка 0,02—0,03. На больших высотах отношение смеси молекулярного азота возрастает, вследствие влияния диффузионного разделения.
Оценка отношения смеси О₂ по пику массы 32 дает значение около 0,003 на высоте 135 км. Пик при массе 16 указывает на присутствие измеримых количеств атомарного кислорода. Соотношения концентраций изотопов ¹⁸О/¹⁶О и ¹³С/¹²С близки к их земным значениям. Анализ вертикальных профилей концентрации СО₂, Аr, N₂ и О₂ в слое 140—190 км приводит к оценке средней температуры 180±20 К. Заметное проявление диффузионного разделения газов на высотах более 140 км свидетельствует о том, что существенное влияние перемешивания в атмосфере ограничивается этим уровнем.
Данные АЗП для высоты 130 км указывают на то, что главным компонентом марсианской ионосферы является О₂⁺ (этот важный результат является новым), а концентрация СО₂⁺ оказывается примерно в 9 раз меньшей. Ионная температура составляет около 160 К, что согласуется с результатами масс-спектрометрических измерений. Полученные данные свидетельствуют о ведущем значении для ионосферы реакции: СО₂⁺+O → + О₂⁺.
Измерения в нижних слоях атмосферы привели к давлению у поверхности планеты в точке посадки СА, равному 7,3 мбар (точка посадки на 2,9 км выше среднего уровня марсианской поверхности, которому соответствует давление 6,1 мбар) и температуре 241К при вертикальном градиенте температуры в приповерхностном слое, составляющем 3,7 К/км. Плотность воздуха, оцененная по скорости парашютирования, равна 0,0136 кг/м³ на высоте 2,7 км, что указывает на преимущественно углекислотный состав атмосферы. В слое 25—90 км температура варьирует в пределах 120—165К при наличии пиков на высотах 30 и 64 км, а выше 140 км плавно переходит в зону температур, полученную по данным масс-спектрометра.
Осуществленный в работах предварительный анализ изотопного состава марсианской атмосферы по данным измерений при помощи масс-спектрометра для нейтральных частиц на высотах 100—200 км во время спуска СА «Викинга-1» привел к выводу, что в атмосфере преобладает СО₂ при наличии следов N₂, Ar, О₂, СО и О. Относительное содержание изотопов кислорода и углерода оказалось примерно таким же, как в земной атмосфере.
Рассматриваемый анализ привел к значениям ¹⁸0/¹⁶0 = 0,0020 + 0,0001 или 0,0021 + 0,0002. Так как для земной атмосферы соответствующее среднее значение составляет 0,00204, то марсианская атмосфера не может быть в сколько-нибудь существенной степени обогащена ¹⁸О по сравнению с земной атмосферой (вероятнее всего, что подобное обогащение не превосходит 3%). Аналогичная ситуация имеет место в отношении ¹³С. Однако отношение концентраций ¹⁵N/¹⁴N = 0,0064 ± 0,001 тогда как в условиях земной атмосферы это отношение равно 0,00368.
Отсюда вытекает, что марсианская атмосфера обогащена изотопом ¹⁵N по сравнению с земной примерно на 75%. По-видимому, это обогащение обусловлено повышенной диссипацией атомов ¹⁴N из верхней атмосферы Марса. Оценка коэффициента диффузии с учетом такого предположения дала значение 10⁸ см²/с, согласующееся с полученными ранее результатами. Следует считать вероятным, что содержание молекулярного азота в марсианской атмосфере в геологическом прошлом было значительно более высоким, обеспечивая парциальное давление не менее 2 мбар.
Аналогичный анализ, относящийся к изотопам кислорода, привел к выводу о необходимости существования очень мощного источника кислорода. Обогащение изотопом ¹⁸О, составляющее менее 3%, требует обмена углекислым газом или водяным паром между подповерхностным резервуаром и атмосферой, который предполагает содержание этих газовых компонентов, эквивалентное давлению не менее 2 бар.
При помощи масс-спектрометра, установленного на СА «Викинг-1» и предназначавшегося (в сочетании с газовым хроматографом) прежде всего для определения состава органических компонентов почвы, Оуэн и Биманн [90] выполнили анализ химического состава атмосферы. В течение четвертых и пятых суток после посадки сделано шесть серий измерений через интервалы времени около 6 часов. Первые четыре серии выполнены после удаления СО и СО₂ (СО₂⁺ как продукт этих компонентов затрудняет анализ на молекулярный азот), а остальные две серии — с непосредственными пробами воздуха. В табл. 7 представлены осредненные по пяти сериям результаты измерений (третья серия оказалась неудачной).
Таблица
Предварительные данные о составе атмосферы у поверхности Марса
Отсюда видно, что измеренное содержание азота согласуется с полученной ранее оценкой и данными измерений во время спуска СА. Концентрация аргона значительно превышает обнаруженную по данным АМС «Марс-6», не согласуется с результатами измерений во время спуска. Содержание ³⁶Аr оказалось примерно в 10 раз меньшим, чем в земных условиях. Окись углерода не была обнаружена, ввиду ее малой концентрации, находящейся за пределом чувствительности масс-спектрометра. По данным для пиков масс при 44, 45 и 46 обнаружены концентрации ¹³С и ¹⁸О, оказавшиеся близкими к земным значениям.
Установленный на спускаемом аппарате АМС «Викинг-1» рентгеновский флуоресцентный спектрометр, который был предназначен для элементного анализа марсианского грунта, использовался также с целью измерений содержания некоторых газовых компонентов атмосферы[14]. Особое внимание привлекала задача определения концентрации аргона. Измерения привели к выводу, что парциальное давление аргона не превосходит 0,15 мбар (доверительный уровень составляет 95%). Если учесть, что атмосферное давление в точке посадки составляло 7,7 мбар, это приводит к относительной объемной концентрации аргона, составляющей 2%, что хорошо согласуется с данными масс-спектрометрических измерений на СА. По-видимому, аргон имеет преимущественно радиогенное происхождение, являясь продуктом распада 40К. В связи с этим важное значение имеет определение содержания калия в марсианском грунте.
В течение августа 1976 г. при помощи масс-спектрометра, установленного на СА «Викинг-1», продолжались измерения относительного содержания изотопов аргона, углерода, кислорода и азота, а также предприняты поиски других малых компонентов, особенно благородных газов. Производились анализы как непосредственно взятых, так и обогащенных (путем удаления СО и СО₂) проб атмосферы, что позволяло повысить относительную концентрацию малых компонентов в 8,5 раза.

Таблица
Изотопные отношения в марсианской и земной атмосферах
В табл. 8 представлены результаты измерений изотопных отношений в сопоставлении с данными для земной атмосферы, свидетельствующие о более высокой концентрации ¹⁵N в марсианской атмосфере по сравнению с земной (эти результаты могут быть, однако, недостаточно точны, ввиду возможного влияния десорбции ¹³СО в приборе). Недостаточно надежны и данные по аргону, которые следует рассматривать лишь как обнаружившие изотопное отношение, близкое к земному. Попытка обнаружения метана, неона, криптона и ксенона не дала положительного результата.
Измерения на СА «Викинг-2» с обогащением образцов воздуха в 10 раз позволили определить содержание криптона и ксенона, выявив, что криптон присутствует в бульших количествах, чем ксенон. Относительное содержание различных изотопов криптона близко соответствует земным значениям, но отношение концентрации ксенона-129 и ксенона-132 оказалось более высоким, чем в земной атмосфере.
Полученные результаты позволяют считать мало вероятным, что Марс мог иметь в прошлом массивную первоначальную атмосферу, которая была затем постепенно «сдута» солнечным ветром, так как в противном случае отношение концентраций ³⁶Аr и криптона должно быть гораздо меньшим, чем в земной атмосфере, поскольку «сдувание» аргона более эффективно, чем криптона. Обнаруженная в атмосфере Марса низкая концентрация аргона свидетельствует об одной из следующих возможностей: 1) на Марсе в период его формирования имело место пониженное содержание летучих компонентов (это, однако, мало вероятно, ввиду близости планеты к Солнцу); 2) значительная часть первоначальной атмосферы планеты подвергалась «сдуванию» солнечным ветром, в процессе которого происходило изменение состава атмосферы; 3) на Марсе не было такой интенсивной дегазации твердой оболочки планеты, как на Земле. Последняя возможность является наиболее вероятной.
Важное значение имеет факт преобладания криптона над ксеноном в марсианской атмосфере (аналогичная ситуация наблюдается в земной атмосфере), тогда как обратное справедливо для состава протопланетной газовой компоненты обычных или карбонатных хондритов. В связи с этим можно предположить, что на Марсе происходил подобный земному процесс преимущественной адсорбции ксенона, выделившегося при дегазации осадочными породами. Возможно, что подобный процесс имел место на Марсе в периоды флювиальной эрозии. Альтернативное (или дополнительное) предположение состоит в том, что ксенон был поглощен реголитом.
Низкая концентрация аргона свидетельствует о необходимости внести поправки в оценки концентрации других летучих компонентов, основанные на предположении о высоком содержании аргона. Однако малое по сравнению с земным отношение концентрации изотопов аргона указывает, по-видимому, на большую сложность процессов дегазации на Марсе, чем это предполагается по аналогии с Землей.
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 компонентов могла быть захвачена слоями вечной мерзлоты (Н₂О), полярными шапками (Н₂О, СО₂), химически связана в грунте (нитраты, окислы, карбонаты) или диссипировала. Если принять 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» СО₂ и Н₂О допускает, однако, возможность циклических или эпизодических вариаций климата, которые могли обусловить появление флювиальных структур рельефа.[1, 14-17]
Структурные параметры
Измерения на участке входа СА в марсианскую атмосферу позволили получить сведения о вертикальных профилях структурных параметров. Вход СА «Викинг-2» (САВ-2) в атмосферу Марса произошел 3 сентября 1976 г. около 15 ч 49 м по тихоокеанскому дневному времени, что соответствует местному утру. Структура марсианской атмосферы утром на высотах до 100 км, определенная по данным акселерометрических (на высотах более 25 км) и прямых (парашютный спуск) измерений во время входа СА в атмосферу, характеризуется наличием почти изотермического слоя 1,5—4 км вблизи поверхности планеты с вертикальным градиентом температуры не более 1,3 К/км на высотах, превосходящих 2,5 км. Вертикальный градиент температуры в слое 5—19 км ниже адиабатического и равен 1,8 К/км, а в вышележащей толще атмосферы наблюдается волнообразный ход температуры.
Различие по сравнению с данными САВ-1, согласно которым вертикальный градиент температуры составляет 3,7 К/км, обусловлено влиянием суточного хода (данные САВ-1 относятся к послеполуденному времени). Атмосферное давление у поверхности оказалось примерно на 10% выше (7,75 мбар) зарегистрированного в тот же момент времени в точке посадки СА «Викинг-1» (6,98 мбар). Это определяется тем фактом, что САВ-2 совершил посадку в точке, находящейся на уровне, который на 2,7 км ниже отсчетного уровня марсианского эллипсоида (уровня 6,1 мбар поверхности) и примерно на 0,96—1,20 км ниже уровня САВ-1. Плотность воздуха у поверхности равна 0,0180 кг/м³. Полученный вертикальный профиль температуры на высотах до 100 км согласуется (по крайней мере, качественно) с данными, найденными ранее на основе использования модели тепловых приливов.
Для изменения температуры с высотой характерен волнообразный характер при амплитуде волны, возрастающей примерно до 25 К на высоте 90 км. Вертикальные длины волн (расстояния между экстремумами) варьируют в пределах 17—23 км (теоретические расчеты приводят к значениям, равным 22—24 км). По-видимому, подобные волны являются следствием слоистой структуры вертикальных осцилляции и связаны с нагреванием и охлаждением, обусловленными сжатием и расширением (требуемый коэффициент сжатия на высотах меньше 80 км должен варьировать в пределах 0,80—1,26). Последние определяются влиянием суточного хода температуры поверхности планеты.
Как это необходимо для распространения гравитационных волн, атмосфера устойчива к конвекции, за исключением, возможно, некоторых участков планеты. В обеих точках посадки СА температура атмосферы везде существенно выше уровня конденсации углекислого газа, что исключает возможность формирования дымки из сухого льда летом в северном полушарии по крайней мере до 50° с. ш. Следует, таким образом, считать, что наблюдаемый на этих широтах приповерхностный туман состоит из конденсата водяного пара.
По данным масс-спектрометрических измерений плотности углекислого газа во время снижения СА «Викинг-1, -2» (САВ-1 и САВ-2) рассчитаны вертикальные профили температуры на высотах 120—200 км. Расчеты сделаны на основе барометрической формулы с применением итерационной схемы, предусматривающей послойное определение температуры, начиная с уровня верхней границы, где атмосфера первоначально предполагается изотермической в пределах интервала высот, охватываемого первыми двумя точками измерений. Вертикальные профили температуры восстановлены независимо по ионным пикам, соответствующим массовым числам 44, 22 и 12, что позволяет оценить точность определения температуры.
В обоих случаях (САВ-1 и САВ-2) вертикальные профили температуры имеют волнообразную структуру на высотах более 30 км (для сравнения использованы данные, относящиеся к высотам 0—100 км), причем амплитуда волны возрастает с высотой в слое 50—120 км. В нескольких интервалах высот вертикальный градиент температуры близок к адиабатическому. В случае данных САВ-1 волновая структура профиля температуры может быть обусловлена влиянием суточного прилива. Амплитуда волны меньше в районе снижения САВ-2, что, вероятно, связано с более высокой широтой этого района.
Полученные значения температуры термосферы Марса значительно ниже (<200 К), чем найденные ранее по данным измерений УФ свечения атмосферы с АМС «Маринер-6, -7, -9». Это можно объяснить как влиянием расстояния до Солнца (измерения на CAB сделаны в период, когда Марс был близок к апогею при расстоянии около 1,64 а. е., тогда как АМС «Маринер» функционировали при положении планеты, близком к перигелию при расстоянии около 1,43 а. е.), так и различиями потока энергии, переносимого приливами из нижней атмосферы в верхнюю.
Данные САВ-2 обнаруживают неожиданное возрастание температуры выше 170 км, достоверность которого требует тщательной проверки. Сравнение вычисленных по барометрической формуле вертикальных профилей концентрации аргона и азота с измеренными позволило оценить коэффициент турбулентного перемешивания на различных высотах, варьирующий от 2,1—5,0Х 10⁷ см²/с на уровне 100 км до 1,2—4,2— 10⁹ см²/с на высоте 170 км. Модельные расчеты вертикальных профилей концентрации СО, NO и О₂ обнаружили хорошее согласие с результатами измерений.
Построена модель марсианской ионосферы, соответствующая данным САВ-2. Анализ рассматриваемых данных привел к выводу, что отношения смеси азота, аргона и кислорода в основной толще атмосферы равны 2,4 · 10^-2; 1,5 · 10^-2 и 1,6 · 10^-3, соответственно. Верхняя атмосфера обогащена окисью углерода и азота по сравнению с нижней, где отношения смеси этих компонент составляют около 8·10^-4 и 10^-8—10^-9.
2. АППАРАТУРА ДЛЯ АЭРОКОСМИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Научная аппаратура модуля 77КСИ "Природа" "Алиса"

Научная аппаратура (НА) "Алиса" является лидаром (лазерным локатором атмосферных образований), установленным в модуле "Природа" и предназначенным для геофизических исследований из космоса:
·                     определения верхней границы облачного слоя;
·                     измерения вертикального распределения атмосферного аэрозоля;
·                     возможного измерения аэрозолей спорадического происхождения.
НА работает в комплексе с радиометром "Исток" и наземными станциями.
НА расположена в ПГО-3 модуля "Природа" и работает через иллюминатор №2. НА состоит из собственно лидара и системы охлаждения СВТ.
Технические характеристики:
ДК-33
Прибор ДК-33 предназначен для измерения быстропеременных и стационарных полей яркости в спектральном диапазоне от 120 до 1100 нм и исследования их влияния на служебную и научную оптическую аппаратуру. В УФ-диапазоне такие измерения проводятся впервые.
Блеск отдельных частиц определяется по приведенной к полю зрения эквивалентной яркости фона. Целевым назначением прибора ДК-33 является фотометрический контроль состояния окружающей среды в зоне служебной и научной оптической аппаратуры и полезного груза на всех этапах НИ изделия.
Прибор четырехканальный; характеристики применяемых каналов приведены в таблице:
Прибор состоит из двух блоков:
·                     приемного устройства (устанавливается снаружи);
·                     блока электроники (внутри ГО).
Технические характеристики:
"Икар-Дельта"
Радиометрический комплекс "Икар-Дельта" предназначен для измерения амплитудного и пространственного распределения собственного радиотеплового излучения земной поверхности в микроволновом диапазоне с целью определения следующих характеристик атмосферы, океана и суши:
·                     положения и изменчивости основных фронтальных зон Северной Атлантики: зоны течения системы Гольфстрим, Северо-Атлантического течения, струйных течений тропической зоны Атлантического океана;
·                     положения, интенсивности и направления перемещений крупномасштабных температурных аномалий, локализованных в верхних слоях океана;
·                     параметров снежного и ледового покрова;
·                     водозапасов облаков и интегральных параметров атмосферы;
·                     границ зон осадков;
·                     приводной скорости ветра;
·                     распределения температуры воздуха.
Состав комплекса.
·                     радиометр "Дельта-2П" 1шт.
·                     радиометр "Икар-ИП" 1 шт.
·                     радиометр поляризационный РП-225 3 шт.
·                     сканирующая двухполяризационная радиометрическая система Р-400 1 шт.
·                     радиометр РП-600 6 шт.
Технические характеристики:
"Индикатор"
Аппаратура "Индикатор" предназначена для контроля параметров собственной внешней атмосферы ОС. Аппаратура применяется для измерения плотности (общего давления) СВА, потока заряженных частиц и интенсивности набегающего потока.