• ISSN 2096-8957
  • CN 10-1702/P

火星沙尘暴及其与大气波动的相互作用

吴兆朋 李静 李陶 崔峻

引用本文:
Citation:

火星沙尘暴及其与大气波动的相互作用

The dust storm and its interaction with atmospheric waves on Mars

    Corresponding author: Wu Zhaopeng, wuzhp9@mail.sysu.edu.cn ;Li Tao, litao@ustc.edu.cn ;
  • CLC number: P691

  • 摘要: 火星上的气候跟地球有着重要的相似之处,两者的比较研究对于我们更好地了解地球大气历史和未来的演化具有重要意义. 火星地表和大气中的沙尘及沙循环是火星气候系统中极为重要的一环,而沙尘暴是火星沙循环中最重要的动力学过程. 基于已有的火星沙尘暴和大气波动的研究结果,我们对火星沙尘暴的发生时间和空间尺度以及季节演化进行了归纳;并对火星大气潮汐和行星波的研究进行了总结,分析其对沙尘暴的响应特征,以及大气波动的动力学效应对沙尘暴传播和沙尘空间分布的调制作用;最后,结合其耦合作用对两者未来的发展进行了展望.
  • 图 1  火星大气分层,廓线由Viking 1(黑线)、Viking 2(绿线)、Pathfinder(红线)等测量的温度数据组成(修改自Haberle, 2000

    Figure 1.  Mars atmosphere thermal structure, defining the "Troposphere", "Mesosphere" and "Thermosphere". The temperature profiles shown are inferred from observations by orbiters or landed spacecrafts, black: Viking 1; green: Viking 2; red: Pathfinder (modified from Haberle, 2000)

    图 2  火星不同尺度沙尘活动:(a)平静大气下的火星;(b)全球沙尘暴下的火星;(c)Mars Orbiter Camera 观测的沙尘暴锋面;(d)Mars Color Imager观测的沙尘暴照片;(e)High Resolution Imaging Science Experiment观测的尘卷风(修改自Spiga and Lewis, 2010

    Figure 2.  Martian dust cycles in different spatial scales: (a) Martian surface under clear atmospheric condition; (b) the Martian global dust storm; (c) the dust front observed by MOC; (d) the dust storm image observed with Mars Color Imager; (e) the dust devil image observed by HiRISE (modified from Spiga and Lewis, 2010)

    图 3  火星季节划分Ls=0°~360°. 虚线给出了火星的远日点(Ls=71°)和近日点(Ls=251°)位置(修改自http://www-mars.lmd.jussieu.fr/mars/time/solar_longitude.html)

    Figure 3.  Martian Seasons and Solar Longitude (modified from http://www-mars.lmd.jussieu.fr/mars/time/solar_longitude.html)

    图 4  多火星年(Martian Year, MY)沙尘暴事件分布演化图(修改自Battalio and Wang, 2021

    Figure 4.  Distribution of dust storm instances for each Martian year (modified from Battalio and Wang, 2021)

    图 4  (续)

    Figure 4.  Continued.

    图 5  火星气候探测仪(Mars Climate Sounder, MCS)观测的第31火星年整个沙尘暴季节的50 Pa(约25 km)处纬向平均温度结构:(a)白天温度,(b)晚上温度(修改自Kass et al., 2016

    Figure 5.  Zonal mean temperature structure in MY 31 at 50 Pa (~25 km) based on MCS retrieved temperature profiles (modified from Kass et al., 2016)

    图 6  MCS观测的第31火星年整个沙尘暴季节50 Pa(约25 km)处的白天纬向平均沙尘不透明度结构(修改自Kass et al., 2016

    Figure 6.  Zonal mean daytime dust opacity in MY 31 at 50 Pa (~25 km) based on MCS observations (modified from Kass et al., 2016)

    图 7  TES观测的第25火星年全球沙尘暴时期的大气15 μm纬向平均的亮温结构:(a)昼夜平均;(b)昼夜之差(近似周日潮汐振幅的2倍)(修改自Guzewich et al., 2014

    Figure 7.  (a) Zonally averaged TES T15 T-average temperatures and (b) T-difference temperatures during MY25 (modified from Guzewich et al., 2014)

    图 8  火星沙尘暴季节北纬58°N、高度34 km处、周期在8~60火星天的温度扰动随经度和太阳经度Ls的变化图,黑线标出了西向传播的行星波,此时对应区域沙尘暴发生时期(修改自Wang, 2017

    Figure 8.  Ls versus (east) longitude distribution of temperature perturbation (K) associated with 8<P≤60 Martian days planetary waves at about 58°N and z = 34 km for (top) MYs 26 and (bottom) 32. Black lines indicate westward traveling waves (modified from Wang, 2017)

    图 9  MGS MOC观测到的向南传播的沙尘暴锋面,其结果引发了MGS任务初期观测到的大型沙尘暴(修改自Wang et al., 2003

    Figure 9.  MGS MOC images of southward moving storms. They lead to the largest dust storm of MGS mapping year 1 (Ls 220~226) (modified from Wang et al., 2003)

    图 10  沙尘暴峰值期间日变化的全球二维水平风场及主导的沙尘分布(修改自Wu et al., 2020

    Figure 10.  The diurnal variation of global two-dimensional horizontal wind field and dominant dust distribution during the peak of dust storm (modified from Wu et al., 2020)

  • [1] 陈泽宇, 吕达仁.2009. 面向大气热力潮汐结构分析的 Hough 函数计算[J]. 地球物理学报, 52(6): 1444-1450. doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2009.06.004

    Chen Z Y, Lv D R.2009. Hough function calculation for thermodynamic analysis of atmospheric tidal structure[J]. Chinese Journal of Geophysics, 52(6): 1444-1450(in Chinese). doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2009.06.004
    [2]

    Banfield D, Conrath B, Pearl J C, et al. 2000.Thermal tides and stationary waves on Mars as revealed by Mars Global Surveyor thermal emission spectrometer[J]. Journal of Geophysical Research, 105(E4): 9521, doi:10.1029/1999je001161.
    [3]

    Battalio M, Wang H. 2019. The Aonia–Solis–Valles dust storm track in the southern hemisphere of Mars[J]. Icarus, 321: 367–378. http://dx.doi.org/10.1016/j.icarus.2018. doi: 10.1016/j.icarus.2018
    [4]

    Battalio M, Wang H. 2021. The Mars Dust Activity Database (MDAD): A comprehensive statistical study of dust storm sequences[J]. Icarus, 354: 114059, doi:https://doi.org/10.1016/j.icarus.2020.114059.
    [5]

    Cantor B A, James P B, Caplinger M, Wolff M J. 2001. Martian dust storms: 1999 Mars Orbiter Camera observations[J]. Journal of Geophysical Research, 106: 23,653 – 23,687, doi:10.1002/2000JE001310.
    [6]

    Cantor B A. 2007. MOC observations of the 2001 Mars planet-encircling dust storm[J]. Icarus, 186: 60-96. doi: 10.1016/j.icarus.2006.08.019
    [7]

    Forbes J M.1995. Tidal and Planetary Waves[M]//Killeen T L. The Upper Mesosphere and Lower Thermosphere: A Review of Experiment and Theory. Washington D C: Geophysical Monograph Series, 67-87.
    [8]

    Forbes J M, Hagan M E, Bougher S W, Hollingsworth J L. 2001. Kelvin wave propagation in the upper atmospheres of Mars and Earth[J]. Advances in Space Research, 27(11): 1791-1800, doi:http://dx.doi.org/10.1016/S0273-1177(01)00286-1.
    [9]

    Forbes J M, Bridger A F C, Bougher S W, et al. 2002. Nonmigrating tides in the thermosphere of Mars[J]. Journal of Geophysical Research, 107(E11): 5113, doi:10.1029/2001je001582.
    [10]

    Forbes J M, Zhang X, Talaat E R, Ward W. 2003. Nonmigrating diurnal tides in the thermosphere[J]. Journal of Geophysical Research, 108(A1): 1033, doi:10.1029/2002JA009262.
    [11]

    Forget F, Montabone L. 2017. Atmospheric dust on Mars: A review[C)//South Carolina: 47th International Conference on Environmental Systems.
    [12]

    Gierasch P J, Goody R M. 1972. The effect of dust on the temperature of the Martian atmosphere[J]. Journal of the Atmospheric Sciences, 29(2): 400-402. doi: 10.1175/1520-0469(1972)029<0400:TEODOT>2.0.CO;2
    [13]

    Guzewich S D, Talaat E R, Toigo A D, et al. 2013. High-altitude dust layers on Mars: Observations with the thermal emission spectrometer[J]. Journal of Geophysical Research: Planets, 118(6): 1177-1194, doi:10.1002/jgre.20076.
    [14]

    Guzewich S D, Wilson R J, McConnochie T H, et al. 2014. Thermal tides during the 2001 Martian global-scale dust storm[J]. Journal of Geophysical Research: Planets, 119(3): 506-519, doi:10.1002/2013je004502.
    [15]

    Guzewich S D, Toigo A D, Waugh D W. 2016. The effect of dust on the Martian polar vortices[J]. Icarus, 278: 100-118. doi: 10.1016/j.icarus.2016.06.009
    [16]

    Haberle R M, Joshi M M, Murphy J R, et al. 1999. General circulation model simulations of the Mars Pathfnder atmospheric structure investigation/meteorology data[J]. Journal of Geophysical Research, 104: 8957–8974. doi: 10.1029/1998JE900040
    [17]

    Haberle R M.2000. Mars: Atmosphere[M]//Shirley J H, Fairbridge R W. Encyclopedia of Planetary Sciences, 432-440.
    [18]

    Haberle R M, Clancy R, Forget F, et al. 2017. The Atmosphere and Climate of Mars (Cambridge Planetary Science)[M]. Cambridge: Cambridge University Press. doi:10.1017/9781139060172
    [19]

    Heavens N G, Richardson M I, Kleinböhl A, et al. 2011a. Vertical distribution of dust in the Martian atmosphere during northern spring and summer: High altitude tropical dust maximum at northern summer solstice[J]. Journal of Geophysical Research, 116: E01007, doi:10.1029/2010JE003692
    [20]

    Heavens N G, McCleese D J, Richardson M I, et al. 2011b. Structure and dynamics of the Martian lower and middle atmosphere as observed by the Mars Climate Sounder: 2. Implications of the thermal structure and aerosol distributions for the mean meridional circulation[J]. Journal of Geophysical Research, 116: E01010, doi:10.1029/2010JE003713.
    [21]

    Heavens N G, Johnson M S, Abdou W A, et al. 2014. Seasonal and diurnal variability of detached dust layers in the tropical Martian atmosphere[J]. Journal of Geophysical Research: Planets, 119(8): 1748-1774. doi: 10.1002/2014JE004619
    [22]

    Heavens N G, Kleinböhl A, Chaffin M S, et al. 2018.Hydrogen escape from Mars enhanced by deep convection in dust storms[J]. Nature Astronomy, 2: 126. doi: 10.1038/s41550-017-0353-4
    [23]

    Heavens N G, Kass D M, Shirley J H, et al. 2019. An observational overview of dusty deep convection in Martian dust storms,[J].Journal of the Atmospheric Sciences, 76(11): 3299-3326, doi:10.1175/Jas-D-19-0042.1.
    [24]

    Heavens N G, Kass D M, Kleinböhl A, Schofield J T. 2020. A multiannual record of gravity wave activity in Mars’s lower atmosphere from on-planet observations by the Mars Climate Sounder[J]. Icarus, 341: 113630, doi:https://doi.org/10.1016/j.icarus.2020.113630.
    [25]

    Hinson D P, Wilson R J. 2004. Temperature inversions, thermal tides, and water ice clouds in the Martian tropics[J]. Journal of Geophysical Research: Planets, 109(E1): E01002, doi:ArtnE01002 10.1029/2003je002129.
    [26]

    Kass D M, Kleinböhl A, McCleese D J, et al. 2016. Interannual similarity in the Martian atmosphere during the dust storm season[J]. Geophysical Research Letters, 43: 6111–6118, doi:10.1002/2016GL068978.
    [27]

    Kleinböhl A, Wilson R J, Kass D, et al. 2013. The semidiurnal tide in the middle atmosphere of Mars[J]. Geophysical Research Letters, 40(10): 1952-1959, doi:10.1002/grl.50497.
    [28]

    Kuroda T, Medvedev A S, Yiğit E. 2020. Gravity wave activity in the atmosphere of Mars during the 2018 global dust storm: Simulations with a high‐resolution model[J]. Journal of Geophysical Research: Planets, 125: e2020JE006556. https://doi.org/10.1029/2020JE006556 doi: 10.1029/2020JE006556
    [29]

    Lee C, Lawson W G, Richardson M I, et al. 2009. Thermal tides in the Martian middle atmosphere as seen by the Mars Climate Sounder[J]. Journal of Geophysical Research, 114(E3): E03005, doi:10.1029/2008je003285.
    [30]

    Li J, Wu Z, Li T, et al. 2020. The diurnal transport of atmospheric water vapor during major dust storms on Mars based on the Mars Climate Database, version 5.3[J]. Earth and Planetary Physics, 4(6): 550-564, doi:https://doi.org/10.26464/epp2020062.
    [31]

    Lindzen R S, Chapman S. 1969. Atmospheric tides[J]. Space Science Reviews, 10(1): 3-188.
    [32]

    Liu G, England S L, Lillis R J, et al. 2018. Thermospheric expansion associated with dust increase in the lower atmosphere on Mars observed by MAVEN/NGIMS[J]. Geophysical Research Letters, 45(7): 2901-2910. doi: 10.1002/2018GL077525
    [33]

    Martin L J, Zurek R W. 1993. An analysis of the history of dust activity on Mars[J]. Journal of Geophysical Research, 98 (E2) :3221–3246. doi: 10.1029/92JE02937
    [34]

    McCleese D J, Heavens N G, Schofield J T, Abdou W A.2010. Structure and dynamics of the Martian lower and middle atmosphere as observed by the Mars Climate Sounder: Seasonal variations in zonal mean temperature, dust, and water ice aerosols[J]. Journal of Geophysical Research, 115: E12016.doi:10.1029/2010je003677 (2010).
    [35]

    Medvedev A S, Yigit E, Kuroda T, Hartogh P. 2013. General circulation modeling of the Martian upper atmosphere during global dust storms[J]. Journal of Geophysical Research: Planets, 118(10): 2234-2246, https://doi.org/10.1002/2013JE004429. doi: 10.1002/2013JE004429
    [36]

    Montabone L, Forget F, Millour E, et al. 2015. Eight-year climatology of dust optical depth on Mars[J]. Icarus, 251: 65-95. doi: 10.1016/j.icarus.2014.12.034
    [37]

    Moudden Y, Forbes J M. 2008a. Effects of vertically propagating thermal tides on the mean structure and dynamics of Mars' lower thermosphere[J], Geophysical Research Letters, 35: L23805, doi:10.1029/2008gl036086.
    [38]

    Moudden Y, Forbes J M. 2008b. Topographic connections with density waves in Mars' aerobraking regime[J]. Journal of Geophysical Research 113: E11009, doi:10.1029/2008je003107.
    [39]

    Moudden Y, Forbes J M. 2014. Insight into the seasonal asymmetry of nonmigrating tides on Mars[J]. Geophysical Research Letters, 41(7): 2631-2636, doi:10.1002/2014gl059535.
    [40]

    Pirraglia J A, Conrath B J. 1974. Martian tidal pressure and wind fields obtained from Mariner-9 infrared spectroscopy experiment[J]. Journal of the Atmospheric Sciences, 31(2): 318-329, doi:10.1175/1520-0469(1974)031<0318:Mtpawf>2.0.Co;2.
    [41]

    Qin J F, Zou H, Ye Y G, et al. 2019. Effects of local dust storms on the upper atmosphere of Mars: Observations and simulations[J]. Journal of Geophysical Research: Planets,124:602-616. doi: 10.1029/2018JE005864
    [42]

    Smith M D.2008. Spacecraft observations of the Martian atmosphere[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 36: 191-219, doi:10.1146/annurev.earth.36.031207.124335 (2008).
    [43]

    Spiga A, Lewis S R.2010. Martian mesoscale and microscale wind variability of relevance for dust lifting[J]. Mars the International Journal of Mars Science & Exploration, 5: 146–158. doi: 10.1555/mars.2010.0006
    [44]

    Wang H, Richardson M I, Wilson R J, et al. 2003, Cyclones, tides, and the origin of a cross-equatorial dust storm on Mars[J]. Geophysical Research Letters, 30(9):1488. doi: 10.1029/2002GL016828
    [45]

    Wang H, Zurek R W, Richardson M I. 2005. Relationship between frontal dust storms and transient eddy activity in the northern hemisphere of Mars as observed by Mars Global Surveyor[J]. Journal of Geophysical Research: Planets, 110: E07005.
    [46]

    Wang H, Richardson M I. 2015. The origin, evolution, and trajectory of large dust storms on Mars during Mars years 24–30 (1999–2011)[J]. Icarus, 251: 112-127. doi: 10.1016/j.icarus.2013.10.033
    [47]

    Wang H. 2017. Major dust storms and westward traveling waves on Mars[J]. Geophysical Research Letters, 44(8), 3493-3501. doi: 10.1002/2017GL072894
    [48]

    Wilson R J, Hamilton K.1996. Comprehensive model simulation of thermal tides in the Martian atmosphere[J]. Journal of the Atmospheric Sciences, 53(9): 1290-1326. doi: 10.1175/1520-0469(1996)053<1290:CMSOTT>2.0.CO;2
    [49]

    Wilson R J. 2000. Evidence for diurnal period Kelvin waves in the Martian atmosphere from Mars Global Surveyor TES data[J]. Geophysical Research Letters, 27(23): 3889-3892, doi:10.1029/2000gl012028.
    [50]

    Wilson R J, Richardson M I. 2000. The Martian atmosphere during the Viking mission, I: Infrared measurements of atmospheric temperatures revisited[J]. Icarus, 145(2): 555-579, doi:https://doi.org/10.1006/icar.2000.6378.
    [51]

    Wu Z, Li T, Dou X. 2015. Seasonal variation of Martian middle atmosphere tides observed by the Mars Climate Sounder[J]. Journal of Geophysical Research: Planets, 120(12): 2206-2223, doi:10.1002/2015JE004922.
    [52]

    Wu Z, Li T, Dou X. 2017. What causes seasonal variation of migrating diurnal tide observed by the Mars Climate Sounder?[J]. Journal of Geophysical Research: Planets, 122(6): 1227-1242, doi:10.1002/2017JE005277.
    [53]

    Wu Z, Li T, Zhang X, et al. 2020. Dust tides and rapid meridional motions in the Martian atmosphere during major dust storms[J]. Nature Communications, 11(1): 614, doi:10.1038/s41467-020-14510-x.
    [54]

    Xiao J, Chow K C, Chan K L. 2019. Dynamical processes of dust lifting in the northern mid-latitude region of Mars during the dust storm season[J]. Icarus, 317: 94-103. doi: 10.1016/j.icarus.2018.07.020
    [55]

    Xu J, Smith A K, Jiang G, Yuan W. 2010. Seasonal variation of the Hough modes of the diurnal component of ozone heating evaluated from Aura Microwave Limb Sounder observations[J]. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 115(D10): D10110. doi:10.1029/2009JD013179.
    [56]

    Yiğit E, Medvedev A S, Benna M, Jakosky B M. 2021. Dust storm-enhanced gravity wave activity in the Martian thermosphere observed by MAVEN and implication for atmospheric escape[J]. Geophysical Research Letters, 48(5): e2020GL092095, doi:https://doi.org/10.1029/2020GL092095.
    [57]

    Zurek R W. 1976. Diurnal Tide in the Martian atmosphere[J]. Journal of the Atmospheric Sciences, 33(2): 321-337, doi:10.1175/1520-0469(1976)033<0321:DTITMA>2.0.CO;2.
    [58]

    Zurek R W, Leovy C B. 1981. Thermal tides in the dusty martian atmosphere: a verification of theory[J]. Science, 213(4506): 437-439, doi:10.1126/science.213.4506.437.
    [59]

    Zurek R W. 1986. Atmospheric tidal forcing of the zonal-mean rirculation: The Martian dusty atmosphere[J]. Journal of the Atmospheric Sciences, 43(7): 652-670, doi:10.1175/1520-0469(1986)043<0652:ATFOTZ>2.0.CO;2.
    [60]

    Zhou Y H, Salstein D A, Xu X Q, Liao X H. 2013. Global dust storm signal in the meteorological excitation of Mars' rotation[J]. Journal of Geophysical Research: Planets, 118(5): 952-962. doi: 10.1002/jgre.20087
  • [1] 孙伟家王一博魏勇赵亮 . 火星地震学与内部结构研究. 地球与行星物理论评, doi: 10.16738/j.dqyxx.2021-016
    [2] 曹雨田牛丹丹崔峻吴晓姝 . 金星与火星电离层研究现状概述. 地球与行星物理论评, doi: 10.16738/j.dqyxx.2021-024
    [3] 刘洋吴兴刘正豪邹永廖 . 火星的地质演化和宜居环境研究进展. 地球与行星物理论评, doi: 10.16738/j.dqyxx.2021-0025
  • 加载中
图(11)
计量
  • 文章访问数:  31
  • HTML全文浏览量:  23
  • PDF下载量:  2
  • 被引次数: 0
出版历程
  • 收稿日期:  2021-04-10
  • 网络出版日期:  2021-05-11

火星沙尘暴及其与大气波动的相互作用

摘要: 火星上的气候跟地球有着重要的相似之处,两者的比较研究对于我们更好地了解地球大气历史和未来的演化具有重要意义. 火星地表和大气中的沙尘及沙循环是火星气候系统中极为重要的一环,而沙尘暴是火星沙循环中最重要的动力学过程. 基于已有的火星沙尘暴和大气波动的研究结果,我们对火星沙尘暴的发生时间和空间尺度以及季节演化进行了归纳;并对火星大气潮汐和行星波的研究进行了总结,分析其对沙尘暴的响应特征,以及大气波动的动力学效应对沙尘暴传播和沙尘空间分布的调制作用;最后,结合其耦合作用对两者未来的发展进行了展望.

English Abstract

    • 火星一直以来都是行星科学的研究热点,首要目的自然是探索宇宙中的生命,而对于火星大气及气候的研究也随着火星探测器的增加而越来越多. 火星上的气候跟地球有着重要的相似之处,两者的比较研究对于我们更好地了解地球大气历史和未来的演化有重要意义;而气候变化也直接关系到火星上水的存在,所以研究火星大气对于火星生命的探索有重要作用.

      火星大气非常稀薄,地表气压仅相当于地球海平面气压的~1%. 类比地球大气分层,火星大气也可以分为低层大气(对流层)、中层大气(中间层)、高层大气(热层、电离层)和逃逸层,图1给出了每层的大致高度. 对流层离地表最近,CO2为主的大气可以大量吸收地表的长波辐射,温度随高度降低. 中间层高度大约60~120 km,基本没有垂直温度变化,但在大气波动的作用下可以使大气温度廓线产生一系列扰动. 热层大气位于约120 km以上,在这一层中部分大气分子、原子在光化学作用等过程下产生电离,形成电离层,温度也开始随高度增加. 此外,220 km以上的大气逃逸过程逐渐增强,因而被称为逃逸层. 由于缺少浓厚的臭氧层,火星大气从对流层直接过渡到了中间层和热层(Haberle et al., 1999, 2000, 2017),这使得火星低层大气与中高层大气之间的相互作用更为直接和显著. 同时,火星是一个沙漠星球,从微尺度的尘卷风到大尺度甚至全球尺度的沙尘暴等沙尘活动发生频繁,低层大气中常年存在着密度约2 500 kg/m3、半径约1.5~2 μm的沙尘微粒,少数沙尘微粒甚至可以达到80 km的大气高度,沙尘颗粒对太阳短波辐射的吸收所带来的热力学效应可以显著改变大气中的密度、温度、风场和地表压强(Gierasch and Goody, 1972; Zhou et al., 2013; Forget and Montabone, 2017);除了对大气的直接加热之外,沙尘还可以通过改变大气环流对加热源区以外的中高层大气结构以及极涡产生影响( Heavens et al., 2011a, 2011b; Guzewich et al., 2016); 此外,沙尘加热导致的大气膨胀以及大气环流的绝热加热或冷却还可以影响到火星低热层和电离层高度的大气密度及温度(Medvedev et al., 2013; Liu et al., 2018; Qin et al., 2019); 所以沙循环对整个火星气候系统和大气变化有关键作用.

      图  1  火星大气分层,廓线由Viking 1(黑线)、Viking 2(绿线)、Pathfinder(红线)等测量的温度数据组成(修改自Haberle, 2000

      Figure 1.  Mars atmosphere thermal structure, defining the "Troposphere", "Mesosphere" and "Thermosphere". The temperature profiles shown are inferred from observations by orbiters or landed spacecrafts, black: Viking 1; green: Viking 2; red: Pathfinder (modified from Haberle, 2000)

      大气波动是沙尘对大气环流作用的一种重要形式,沙尘对火星大气的日间加热以及由此产生的不稳定条件能够为大气波动提供强有力的激发源,沙尘空间分布尺度的跨度之大也可以促使包括重力波、行星波、潮汐波等不同尺度的波动被激发. 其中,大气潮汐波(下面简称大气潮汐)普遍存在于快速自转的行星大气中,如地球、火星、金星等. 大气潮汐受太阳热力激发,在纬向以及垂直方向上传播,其振荡周期是太阳日的子谐波周期,主要的纬向波数有1、2、3等,根据潮汐波相速度与太阳直射点运动速度的关系,可分为迁移潮汐和非迁移潮汐(Forbes, 1995). 大气潮汐可以调制背景风场,影响重力波的上传,对低、中、高层大气之间的耦合具有重要作用,从而影响整个大气环流. 在地球上潮汐的激发主要来自于平流层臭氧和对流层水气对太阳辐射的吸收(Forbes, 1995; Xu et al., 2010),而火星上的潮汐主要来自于大气中普遍存在的沙尘以及水冰云的热吸收和热辐射(Forbes, 1995; Wu et al., 2015, 2017). 所以,火星大气潮汐是沙尘影响大气内部热力学过程中的重要一环,研究潮汐和其对沙尘活动的响应有助于进一步了解火星大气环流及气候变化.

      本文基于已有的火星探测任务,对火星沙尘暴和大气波动的相关研究进行了归纳总结. 第1节对目前用于观测火星沙尘暴的探测仪器和方式进行了介绍,并总结了火星沙尘暴的分类及时空演化特征;第2节对火星大气波动的研究进展进行了总结,并讨论了其与火星沙尘暴的相互作用关系;第3节对文章进行了总结和讨论.

    • 较大规模的扬尘活动及其产生的光深较厚的沙尘浮云被称为沙尘暴事件,火星的在轨和着陆航天器的观测数据是研究火星大气沙尘暴特征和季节变化的重要工具. 目前,地基的大型望远镜、火星空间的轨道飞行器、火星表面的着陆器和火星车的观测结果可以全面地描述沙尘分布的年际、季节和日变化(Wang et al., 2005; Cantor, 2007; Smith, 2008; Heavens et al., 2011b; Wang and Richardson, 2015). 其中,可用的卫星观测结果包括“水手9号”(Mariner 9)、“维京”号(Viking)、火星探路者号(Mars Pathfinder)、火星全球测量器(Mars Global Surveyor, MGS)、“凤凰”号(Phoenix)、火星奥德赛号(Mars Odyssey)、火星快车(Mars Express, MEX)、火星探索漫游者(Mars Exploration Rovers)、火星侦察轨道飞行器(Mars Reconnaissance Orbiter,MRO)、火星轨道飞行器(Mars Orbiter Mission, MOM)等,这些探测器积累了至少长达十个火星年的数据,已用于许多有关沙尘暴的最新研究. 这些探测器上面往往搭载了多个用于探测火星沙尘的设备,按照对大气沙尘的观测波段可以分为红外光谱观测仪器和可见光成像观测仪器(Smith, 2008). 红外光谱遥感探测的优点是可以获取沙尘的垂直分布信息,并且可以同步反演大气温度、密度等动力学信息,可以用于综合研究沙尘暴与大气动力学过程之间的相互作用关系. 但由于遥感探测的特点,在接近火星地表时由于大气状态不稳定(对流较强),并且沙尘含量急剧增加,其无法探测接近地面的沙尘含量以及大气其它参量,如温度、密度等数据,而这部分高度是沙尘暴最主要的活动区域,其中的沙尘含量占整个高度沙尘含量的绝大部分,所以需要其它的观测方式确定. 而可见光的直接成像方式虽然无法获取垂直方向的沙尘信息,但是其对近地表大量沙尘含量的辐射信息最为敏感,可以直观地分辨沙尘暴的轮廓,用来研究沙尘暴的起源演化以及发展过程等.

    • 火星上的沙尘活动/沙尘暴空间规模跨度很大(见图2),尽管地表沙尘源区的扬沙范围可能较小,但整体悬浮的沙尘云可达几百平方公里到几百万平方公里不等(Cantor, 2007). 传统意义上,沙尘暴可按规模大小分为局地沙尘暴(local dust storms,长轴<2 000 km),区域沙尘暴(regional dust storms,长轴> 2 000 km)和全球性沙尘暴(global dust storms,尺度覆盖全球)(Martin and Zurek, 1993). 然而,Cantor等(2001)使用卫星成像观测研究了沙尘暴面积范围及其持续时间之间的关系,他们指出,从地面观测中有时看不到某些被归类为区域尺度的沙尘暴事件. 因此,他们将局地沙尘暴重新定义为覆盖范围面积小于1.6×106 km2的沙尘暴事件,而将区域尺度沙尘暴定义为覆盖范围面积大于1.6×106 km2的沙尘暴事件.

      图  2  火星不同尺度沙尘活动:(a)平静大气下的火星;(b)全球沙尘暴下的火星;(c)Mars Orbiter Camera 观测的沙尘暴锋面;(d)Mars Color Imager观测的沙尘暴照片;(e)High Resolution Imaging Science Experiment观测的尘卷风(修改自Spiga and Lewis, 2010

      Figure 2.  Martian dust cycles in different spatial scales: (a) Martian surface under clear atmospheric condition; (b) the Martian global dust storm; (c) the dust front observed by MOC; (d) the dust storm image observed with Mars Color Imager; (e) the dust devil image observed by HiRISE (modified from Spiga and Lewis, 2010)

      除了尺度上的变化,不同规模的沙尘暴发生时间和频率也相差甚远. 为了便于进一步讨论,本文首先对火星季节进行简单介绍. 火星的自转轴倾角是25°左右,与地球非常相似,但火星的轨道离心率为0.093,远日点距离1.666 个天文单位(AU),近日点距离1.3814 AU,是一个明显的椭圆轨道,所以火星大气也存在着相比地球更剧烈的季节变化. 如图3所示,火星的季节由太阳经度Solar Longitude(Ls),也就是火星与太阳之间的连线相对于春分点的夹角来表示,Ls=0°对应北半球春分,接着是夏至Ls=90°,秋分Ls=180°和冬至Ls=270°. 春夏秋冬分别为Ls=0°~90°、90°~180°、180°~270°、270°~360°. 火星的偏心率较大,所以每个月对应的火星天差异也很大,北半球春夏季节明显比秋冬季节长. 图3中还标出了火星的远近日点位置,与之相对应,北半球春夏为远日点季节,秋冬为近日点季节. 火星大气中的季节变化相对于地球更加明显,在靠近太阳的半年中吸收的太阳辐射更多,大气活动更加剧烈,沙尘暴频繁并源源不断地向大气中输送沙尘,所以大气中的沙尘含量一直维持在较高水平(Kass et al., 2016). 沙尘暴期间沙尘含量在时间和三维空间上骤变,而沙尘暴季节中的非沙尘暴时期沙尘含量的变化则比较平缓.

      图  3  火星季节划分Ls=0°~360°. 虚线给出了火星的远日点(Ls=71°)和近日点(Ls=251°)位置(修改自http://www-mars.lmd.jussieu.fr/mars/time/solar_longitude.html)

      Figure 3.  Martian Seasons and Solar Longitude (modified from http://www-mars.lmd.jussieu.fr/mars/time/solar_longitude.html)

      绝大多数沙尘暴都发生在大气边界层内部,这些沙尘暴规模较小,但更为频繁,被称为局地沙尘暴,这类沙尘暴不易被红外遥感探测区分出来,但是可见光成像却可以较好地分辨它们(图2d),可以看出可见光成像足以区分高对比度边缘的沙尘暴事件,这有助于确定其发生区域和规模. 局地沙尘暴只能维持不到一个火星天,这表明它们可能由较粗的颗粒组成,无法到达更高的高度.

      Battalio和Wang(2021)使用火星沙尘活动数据库(MDAD)对可见光成像观测的沙尘暴活动进行了统计分析. MDAD使用火星每日全球地图(MDGM)从第 24至32火星年的数据进行编译构造,构造过程中使用了MDGM数据库的MGS的火星轨道相机MOC以及MRO的火星彩色成像仪(MARCI)8个火星年的数据,每个MDGM由最多约13个轨道成像拼接成的全球沙尘地图. 图4给出了MDAD多个火星年的沙尘暴活动统计,每个面板都是一个火星年,共包含了第24至第32火星年8个火星年的统计结果. 绿色阴影中的彩色轮廓是纬向平均的沙尘光学厚度归一化到610 Pa高度后的结果(Montabone et al., 2015). 水平虚线界定了MGS MOC覆盖的数据范围,第24和32火星年中的垂直虚线表示MDAD数据的开始和结束时间,阴影线表示丢失数据的时间段,圆圈表示各个沙尘暴实例,沙尘暴的范围大小用圆圈的大小表示,每个圆圈的垂直线表示沙尘暴事件的纬度覆盖范围(由小至大分别代表106,5 × 106 以及107 km2). 不同的沙尘暴事件可以合并为一个新事件,相反,单个沙尘暴事件可以在以后的演化中拆分为多个小沙尘暴,这些有组织的沙尘暴事件统称为一个沙尘暴序列. 沙尘暴序列以蓝色(局地沙尘暴)或金色(区域或全球沙尘暴)表示,所有其它沙尘暴事件均以黑色显示.

      图  4  多火星年(Martian Year, MY)沙尘暴事件分布演化图(修改自Battalio and Wang, 2021

      Figure 4.  Distribution of dust storm instances for each Martian year (modified from Battalio and Wang, 2021)

      图  4  (续)

      Figure 4.  Continued.

      图4可知,每年的沙尘暴事件的总体时间演化模式是相似的. 沙尘暴活动通常分布在极地冰盖的边缘,在两个半球的秋季和冬季活动最频繁. 总体而言,非序列沙尘暴事件(用黑色圆圈表示)没有表现出很大的年际变化,不同季节和纬度的覆盖范围、时间和事件数量变化不大. 对沙尘暴序列来说(图4中以蓝色和金色显示),在秋季和冬季北半球最为普遍,还有一些分布在极涡的外围,被限制在中纬度和高纬度,但是也有部分沙尘暴序列可以跨过赤道传播. 这种从北半球向南半球传播的序列在Ls = 180°~240°和Ls = 300°~350°之间比较明显. 但是,也可以发现由南半球向北半球传播的沙尘暴轨迹,例如Ls = 20°~60°和Ls = 120°~180°的Aonia-Solis-Valles Marineris沙尘暴传播走廊(Battalio and Wang, 2019). 这些沙尘暴活动通常是成群发生的,可以持续数十个Ls,研究认为这种成群发生的沙尘暴可能是沙尘活动受大气斜压不稳定波动调制的结果.

    • 沙尘是火星大气气象和气候学的主要驱动因素之一,在火星低层大气的大部分地区(冬季极地涡旋除外)常年存在着一定量的背景沙尘. 沙尘的含量随季节变化,北半球春季和夏季沙尘含量相对较低,而在北半球秋季和冬季沙尘含量显著增加. 这主要是由于北半球冬季时火星近日点日照的显著增强而引起的,通常将这两个季节称为沙尘暴季节(Kass et al., 2016). 大气中的沙尘处于从地表扬起与从大气沉降到地表的动态平衡中,在适当的情况下沙尘可以对大气热力学过程产生正反馈效应,被吹起到空中的沙尘对大气的加热可以促使大气动力学过程的增强,从而使得更多地表沙尘被大气扬起. 大多数大型沙尘暴都发生在春夏季节的南半球,在最极端的情况下会导致覆盖整个星球的全球沙尘暴的爆发(Martin and Zurek, 1993). 区域尺度沙尘暴和全球沙尘暴是典型的大型沙尘暴,其发生时期沙尘高度可达到对流层顶部甚至中间层,对大气热力学结构和动力学过程产生重要的影响.

      图5以第31火星年(MY)为例给出了火星气候探测仪(Mars Climate Sounder, MCS)观测的没有全球沙尘暴时的典型火星年的纬向平均温度结构. 在白天的观测中,有三个主要的由沙尘驱动的温度增强事件(图5a). 这三个都是区域沙尘暴,在每次沙尘暴的最强期,整个纬圈的温度增强都很明显. 这三个事件按季节顺序用A、B和C进行标记,在每个无全球沙尘暴的火星年中,它们在相似的季节和区域出现.

      图  5  火星气候探测仪(Mars Climate Sounder, MCS)观测的第31火星年整个沙尘暴季节的50 Pa(约25 km)处纬向平均温度结构:(a)白天温度,(b)晚上温度(修改自Kass et al., 2016

      Figure 5.  Zonal mean temperature structure in MY 31 at 50 Pa (~25 km) based on MCS retrieved temperature profiles (modified from Kass et al., 2016)

      沙尘暴期间,悬浮的沙尘颗粒吸收太阳辐射造成的直接加热以及相应动力学效应引起的绝热加热都会引起大气温度升高. 对于这两种作用,由于直接加热在晚上随太阳辐射停止,而动力学加热往往在日间和夜间都显著存在,所以图5b中的夜间温度响应特征是区分两者的重要依据. 在A和C沙尘暴期间,南半球中纬度地区的夜间温度远低于白天温度(Ls=215°时分别对应215 K和320 K),这反映了直接太阳辐射加热的作用. 在此作用下,南极极昼区域白天和晚上的温度则都会升高. 另一方面,A和C沙尘暴具有北半球温度响应特征. 通常以北纬50°为中心,该区域白天和晚上的温度增强情况相似,表明这是一个动力学效应,也就是Hadley环流下沉区域的绝热加热过程(McCleese et al., 2010; Heavens et al., 2011b),这是由大气潮汐的增强(Zurek, 1986; Guzewich et al., 2014)以及沙尘在南半球的直接加热共同驱动导致的. 值得注意的是,这种北半球的动力学响应会对北半球高纬极涡有所压缩.

      图6显示了在50 Pa处第31火星年白天的沙尘不透明度(反映沙尘含量). 在该高度的热带地区,地表沙尘源源不断地被吹向高空,所以低纬地区的沙尘含量在整个沙尘暴季节都保持在较高水平. 而在每次大型沙尘暴发生期间,南半球明显升温地区的沙尘含量也明显增加,这体现了沙尘暴期间白天沙尘的直接加热作用. 另一方面,A和C沙尘暴的北半球温度响应区域的沙尘含量仅有少部分增加,证实了其动力学作用主导的特征.

      图  6  MCS观测的第31火星年整个沙尘暴季节50 Pa(约25 km)处的白天纬向平均沙尘不透明度结构(修改自Kass et al., 2016

      Figure 6.  Zonal mean daytime dust opacity in MY 31 at 50 Pa (~25 km) based on MCS observations (modified from Kass et al., 2016)

    • 区域沙尘暴能够显著地改变沙尘暴区域之上的大气温度结构,而小尺度沙尘暴一般处于大气边界层内且无法显著改变上层大气温度,基于这一点Kass等(2016)使用50 Pa(约25 km)高度的温度做纬向平均后识别大型沙尘暴. 沙尘暴产生初期伴随温度急速上升,以此作为沙尘暴开始的时刻,而后期温度下降较慢,以恢复初始温度作为沙尘暴结束的标志,对于发生范围也以此高度的温度变化作为主要标准.

    • A型沙尘暴通常是席卷整个南半球的区域尺度事件,一般于南半球春季中期左右开始,最高温度通常发生在南半球中纬度地区. 该类型沙尘暴可以通过沙尘直接加热或动力学过程加热包括北半球在内的大多数地区,但是北半球冬季极地地区不受影响,而南半球极地仅受到部分影响. 此外,热带地区的变暖明显低于中纬度,很少超过200 K.

      A型沙尘暴的持续时间适中,一般到南半球夏至结束. 沙尘暴产生的沙尘可以到达50 Pa高度的大气,在沙尘暴强风驱动的地表扬尘和输运过程停止后,上部沙尘才渐渐沉降. 通常,A型沙尘暴的结束时间定义比较模糊,衰减的尾声阶段经常与B型沙尘暴的开始阶段合并. 但即使在它们合并的年份中,两者之间也存在局部最低温度,从而可以用来定义开始时间和结束时间.

    • B型沙尘暴发生在南极地区,开始阶段通常在南极附近的纬向平均温度中表现出来. 该事件很可能是一次或多次大型季节性冰盖边缘沙尘暴的结合产物(Cantor et al., 2001; Cantor, 2007). 每场沙尘暴都会将一定量的沙尘吹向极地边界层上方,直到有足够的沙尘能影响纬向平均大气温度. 某些情况下,在B型沙尘暴中可以看到两个或三个“脉冲”,它们可能代表各个冰盖边缘沙尘暴.

      B型沙尘暴总是开始于明显受到干扰的大气环境中. 在大多数情况下,其开始于近日点之后(Ls=251°),持续时间通常是三类沙尘暴中最长的. B型沙尘暴在南半球夏至左右达到峰值,峰值温度与A型沙尘暴非常接近,通常略高. 但与A型沙尘暴不同,B型沙尘暴的影响限制在南半球中高纬度地区. 而且B型沙尘暴一般不会引发北半球的动力学加热效应. 然而,由于A型沙尘暴的影响,北半球此时仍会存在明显的变暖现象,并在整个B型沙尘暴期间持续衰减.

    • C型沙尘暴与A型沙尘暴非常相似,通常是环绕南半球的区域尺度事件,每年在B型沙尘暴结束后开始. 但是,其发生时间也是最不稳定的. C型沙尘暴的平均峰值温度比其他沙尘暴低7K. 在北半球,大多数C型沙尘暴都会产生动力学加热效应,但大部分情况下都非常弱.

      C型沙尘暴持续时间很短,Ls在4°~12°不等. C型沙尘暴一般会迅速达到峰值. 其发生迅速且持续时间短可能是由火星远离近日点的过程中所接收的太阳辐射降低所致.

    • 随着观测数据的不断增加,火星大气潮汐和行星波已经有了许多研究进展. Pirraglia和Conrath(1974)利用大气动力学模型并结合“水手9号”上红外干涉仪观测的温度数据, 研究了火星地表气压和风场中的热力潮汐. Zurek(1976)扩展了经典大气潮汐理论,将全球尺度的地形变化对大气的动力学作用加入到潮汐方程中,计算了低沙尘含量和沙尘暴两种大气情况下周日潮汐的响应,这一理论也成功地解释了1977年Viking号探测器观测到的两次火星全球沙尘暴中地表气压剧烈的日变化现象(Zurek and Leovy, 1981). Banfield等(2000)使用火星全球探测器MGS上热发射光谱仪(Thermal Emission Spectrometer, TES)观测到的大气温度数据, 首次对火星全球的大气波动进行了研究,他们利用MGS探测器绕星轨道缓慢变化所带来的较高的空间和时间分辨率,提取了南半球大气中的热力潮汐和准定常行星波. 结合火星大气环流模式的模拟结果,Wilson(2000)从TES观测数据中识别出纬向波数为1和2的开尔文波. 此外,非迁移潮汐(包括开尔文波)在火星热层大气中的传播也可以利用火星大气数值模拟来研究(Forbes et al., 2001, 2002, 2003; Moudden and Forbes, 2008a, 2008b). Lee等(2009)利用搭载于火星侦察轨道探测器MRO上的MCS所观测的大气温度数据研究了中层大气中的周日潮汐. 2010年,MCS探测仪采用了一种新的cross-track观测模式,可以获得更多的时间分辨率以区分高阶波动,Kleinböhl等(2013)利用这一新的观测数据在非沙尘暴季节的赤道和高纬地区的火星中层大气中发现了强烈的半日迁移潮汐,而Wu等(2015)也利用这种新的观测数据研究了火星80 km以下大气潮汐和行星波的纬向和季节变化特征,并发现了三种新的非迁移潮汐.

    • 行星边界层上方的沙尘仅占柱含量的一小部分,但对大气动力学过程和全球环流有更直接的影响(Heavens et al., 2011a; Kass et al., 2016). 之前的研究发现热带低纬度地区的沙尘分离层表现出明显的昼夜变化,发现很多因素如对流、地形上升气流、水冰凝结的清除作用、潮汐过程等都可产生影响,由于缺乏地方时覆盖,无法真正确定该过程背后的主导机制(Guzewich et al., 2013; Heavens et al., 2014). 但是,极端天气事件(例如大型沙尘暴)是天然的控制变量实验,可以增强其中某些过程同时削弱其他过程的作用,从而将主导因素隔离出来以减少研究的复杂度. 沙尘暴对大气潮汐及行星波激发作用也有一定的研究基础,比如,有研究发现南半球的周日潮汐波在大型沙尘暴期间可以显著增强(见图7Wilson and Richardson, 2000; Guzewich et al., 2014),周日潮汐会引起强烈日夜变化的热力学和动力学过程(Wilson and Hamilton, 1996; Hinson and Wilson, 2004; Lee et al., 2009; Wu et al., 2015),大气中水冰云的垂直分布受到周日迁移潮汐的调制,所以也呈现出波动状态(Hinson and Wilson, 2004; Lee et al., 2009; McCleese et al., 2010),Wu等(2017)由潮汐理论中的Hough分解(Lindzen and Chapman, 1969; 陈泽宇和吕达仁, 2009)的视角出发分析了低纬地区周日迁移潮汐的半年振荡成因,并指出了沙尘作为激发源的重要性. 而Moudden和Forbes(2014)在大气环流模型中加入了北半球低纬沙尘含量分布中存在的3波结构,引起了潮汐中关于赤道不对称波模的增强,从而成功地模拟了波数为2向东传播的周日非迁移潮汐异常的分布范围,之后Xiao等(2019)也指出了火星地形是这种沙尘的3波结构形成的主要原因. 此外,Wang(2017)在大型沙尘暴期间北半球高纬地区的中层大气中发现了周期在30天以上向西传播的行星波(见图8).

      图  7  TES观测的第25火星年全球沙尘暴时期的大气15 μm纬向平均的亮温结构:(a)昼夜平均;(b)昼夜之差(近似周日潮汐振幅的2倍)(修改自Guzewich et al., 2014

      Figure 7.  (a) Zonally averaged TES T15 T-average temperatures and (b) T-difference temperatures during MY25 (modified from Guzewich et al., 2014)

      图  8  火星沙尘暴季节北纬58°N、高度34 km处、周期在8~60火星天的温度扰动随经度和太阳经度Ls的变化图,黑线标出了西向传播的行星波,此时对应区域沙尘暴发生时期(修改自Wang, 2017

      Figure 8.  Ls versus (east) longitude distribution of temperature perturbation (K) associated with 8<P≤60 Martian days planetary waves at about 58°N and z = 34 km for (top) MYs 26 and (bottom) 32. Black lines indicate westward traveling waves (modified from Wang, 2017)

    • 包含沙尘暴在内的沙循环是火星大气波动最重要的激发源之一,而大气波动作为大气中重要的动力学过程反过来对沙尘暴也有着至关重要的影响. 研究表明大型沙尘暴虽然有些起源于南半球坡度较大的地形附近,但另一些则是由北半球起源(Cantor et al., 2001). 图9显示了两个由北半球向南移动的沙尘暴锋面,这些沙尘暴锋面传播到南半球后引发了Ls=220°~226°期间的大型沙尘暴. 这些沙尘暴锋面由强烈的近地面风吹起的沙尘形成,锋面前沿以20~28 m/s的速度向东传播,研究表明沙尘锋面与低压气旋有关(Cantor et al., 2001),其传播速度与周期为6个火星天、纬向波数为1或周期为2个火星天、纬向波数为3的行星波传播速度一致. Wang等(2003)利用Geophysical Fluid Dynamics Laboratory(GFDL)火星大气环流模型对这些受到行星波控制的沙尘暴锋面进行了研究,发现它们只在一天中的特定时间窗口才能向南传播跨过赤道. 这些窗口是由行星波与大气潮汐的相位关系决定的,当潮汐风处在向南的相位时,也就是与沙尘锋面的移动同相位时,沙尘暴更容易向南传播,反之当潮汐风向北时则与向南的行星波风场相互抵消,从而抑制了沙尘锋面的进一步南移. 所以,北半球沙尘锋面的传播受到了近地面大气行星波与潮汐波的共同调制.

      图  9  MGS MOC观测到的向南传播的沙尘暴锋面,其结果引发了MGS任务初期观测到的大型沙尘暴(修改自Wang et al., 2003

      Figure 9.  MGS MOC images of southward moving storms. They lead to the largest dust storm of MGS mapping year 1 (Ls 220~226) (modified from Wang et al., 2003)

      除了影响火星低层大气沙尘暴的发展以及传播之外,最近的研究表明沙尘暴期间的大气潮汐对于对流层上层的沙尘分布也有重要的调制作用. Wu等(2020)利用MCS对火星大气温度和沙尘的观测数据,发现火星南半球高纬对流层上部的沙尘普遍存在着强烈的周日变化,进一步的研究表明这种现象来自于南半球沙尘大范围的周日经向运动. 利用大气潮汐理论模型,该研究发现火星南半球沙尘暴期间大气潮汐的动力学效应可以显著影响沙尘的时空分布,而正是周日潮汐的经向风主导了沙尘潮汐现象(见图10). 除此之外,潮汐风还可以将夏季火星极区冰盖附近丰富的水汽快速输送至中低纬(Li et al., 2020; Wu et al., 2020),这些水汽可以在中低纬地区日间深对流(Heavens et al., 2019)的作用下被抬升至中高层大气,在太阳紫外辐射的作用下产生大量的氢,从而增加了火星大气氢元素的逃逸(Heavens et al., 2018). 所以,火星稀薄的大气以及沙尘暴期间强烈的大气热力变化可以显著增强大气潮汐的强度,这使得潮汐风在火星大气水平运动中占据主导作用,进一步加快了行星大气中—高纬之间的物质交换过程.

      图  10  沙尘暴峰值期间日变化的全球二维水平风场及主导的沙尘分布(修改自Wu et al., 2020

      Figure 10.  The diurnal variation of global two-dimensional horizontal wind field and dominant dust distribution during the peak of dust storm (modified from Wu et al., 2020)

    • 作为沙漠星球,火星地表和大气中的沙尘及沙循环是火星气候系统中极为重要的一环,其重要程度类似于地球海洋及水循环,而沙尘暴是火星沙循环中最重要的动力学过程,对火星大气波动及沙尘暴的研究不仅有重要的科学意义,也可以对深空探测设备比如卫星的在轨运行及登陆器的安全着陆和地面任务提供重要的环境参数预报. 本文基于已有的火星沙尘暴和大气波动研究结果,对火星沙尘暴特征及其时空演化,以及与大气波动之间的耦合关系进行了总结归纳,结论如下:

      (1)火星的沙循环是影响火星大气和气候最重要的因素之一,火星上沙尘活动频发,尺度跨度大,从几百米量级的地表尘卷风到几十公里的局地沙尘暴、几百到几千公里的区域尺度沙尘暴以及席卷全球的全球沙尘暴,深刻影响着火星大气环境.

      (2)沙尘的含量随季节变化,北半球春季和夏季沙尘含量相对较低,而在北半球秋季和冬季沙尘含量显著增加. 这主要是由于北半球冬季时火星近日点日照的显著增强而引起的,通常将这两个季节称为沙尘暴季节.

      (3)沙尘暴按规模可以分为局地沙尘暴、区域沙尘暴和全球沙尘暴,后两者统称为大型沙尘暴(可以覆盖整个纬圈或全球),主要分布在沙尘暴季节. 局地沙尘暴大多分布在大气边界层内部,对边界层之上的大气影响很小,而大型沙尘暴则可以通过热力学和动力学效应显著影响整个火星大气.

      (4)大气波动是火星沙循环作用于大气环流及气候变化的重要媒介,沙尘是大气波动的主要激发源,沙尘暴期间的大气潮汐和行星波会有不同程度的增强及改变.

      (5)大气潮汐和行星波等大气波动反过来可以调制沙尘暴的传播和演化过程,比如北半球的沙尘锋面向南传播的过程受到了近地面潮汐风和行星波风场的共同调制作用;而大型沙尘暴期间对流层上部的沙尘经向分布则由大气周日潮汐主导.

      火星中低层大气重力波的观测受限于观测仪器分辨率,目前研究相对不足,少有的观测和模拟研究表明沙尘主要通过影响近地表对流和斜压稳定程度对重力波的激发进行调制(Kuroda et al., 2020),而沙尘暴期间30 km以下的重力波活动强度通常会减少几个量级(Heavens et al., 2020; Kuroda et al., 2020),但与此相反,2018年全球沙尘暴期间火星中高层大气的重力波活动却增强了20%以上(Yiğit et al., 2021). 这种沙尘暴期间低层与高层大气重力波活动的反差需要未来进一步的研究.

      对于火星沙尘暴的研究虽然很多,但是仍存在很多未知的问题,比如:非沙尘暴季节时火星大气背景沙尘含量的维持机制以及偶发的高层大气沙尘云的形成机制是什么?大气中的沙循环、水循环和CO2循环之间的相互作用是怎样的?沙尘暴的源头、激发和消散过程中主导的因素有哪些?全球沙尘暴的年际变化规律不明,其背后的影响机制是什么?此外,目前国际上对于火星大气潮汐和行星波尤其是潮汐与沙尘关系的理解仍然不透彻,大型沙尘暴期间潮汐各类波模所占比重以及空间分布仍不清楚,不同类型的沙尘暴所激发的潮汐种类以及强度也有待研究,这些沙尘暴期间激发的大气潮汐能否以及如何影响高层大气也值得考察. 这些不足一方面受制于卫星数据的观测手段,比如对火星中低层大气的观测大多采用太阳同步轨道卫星,其最大的问题是地方时覆盖率的不足(Kleinböhl et al., 2013; Wu et al., 2015);另一方面火星大气模式研究尚不成熟,对于一些新观测到的非迁移潮汐还不能很好地模拟,其中的一些理论机制也有待进一步挖掘(Wu et al., 2015). 对上述问题的探究可以帮助我们更好地认识大气潮汐和行星波作为沙循环影响火星大气内部热力学过程的“媒介作用”,对于了解沙尘调制火星大气及气候演化过程具有重要意义,对火星大气的研究也有助于我们更好地了解地球气候的发展和变化. 国内对于火星中性大气和沙尘暴的研究很少,而我国深空探测尤其是火星探测计划(如“天问一号”)的开展和深入,对包括行星大气环境在内的行星科学研究提出了新的要求和挑战,也将推动火星沙尘暴和大气动力学的研究进入一个快速发展的阶段.

参考文献 (60)

目录

    /

    返回文章
    返回