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金星昼面雲上における
CO混合比半球分布の
地上分光観測
岩上研究室 M2 山路崇
金星大気の構造
21
高度 (km)
1015
100
-3
数密度 (10 cm )
1017
1019
1021
上層
光化学活発
80
中層
60
雲層
40
20
0
下層
高温・高圧
200
400
600
温度 (K)
大気の重要な化学サイクル
 CO2サイクル
 Sulfurサイクル
金星大気モデルVIRA
[Seiff et al. (1985)]
CO2サイクル
CO2+hν→CO+O
2O→O2
CO+O→CO2 遅い
混合比
CO2：96.5%
[von Zahn et al. (1983)]
CO：高度～67kmで～45ppm [Connes et al. (1968)]
O2：雲上で上限～0.3ppm
[Trauger & Lunine (1983)]
現在のシナリオ：触媒反応によるCO2の効率的生成
候補触媒
ClOx（Cl、ClCO、ClCO3等）
HOx（H、OH、HO2）
NOx（N、NO2、HNO3等）
反応例
Cl+CO+M→ClCO+M
ClCO+O2+M→ClCO3+M
ClCO3+O→CO2+Cl+O2
（正味）CO+O→CO2
[Yung & DeMore (1982)]
Sulfurサイクル
硫酸雲の生成に関係
CO2+hν→CO+O
SO2+O→SO3
SO3+H2O→H2SO4
80
高度 (km)
正味：CO2+SO2+H2O→CO+H2SO4
60
生成・凝結
凝結
40
雲層
蒸発
よどみ領域
分解
正味：H2SO4+CO→SO2+H2O+CO2
20
0
赤道
H2SO4→SO3+H2O
SO3+CO→SO2+CO2
極
[Imamura & Hashimoto (1998)]
各サイクルの未解決問題
 CO2サイクル…光化学モデルによる大気組成の再現が不完全
（特にO2が合わない）
 Sulfurサイクル…各ステップの詳細が理解されていない
例）モデルによりH2SO4のコラム生成率が異なる
Krasnopolsky & Pollack (1994、モデル1) ：
2.2 (1012cm-2s-1)
Sander et al. (2002)：
0.4-0.5 (1012cm-2s-1)
着目： COは両サイクルの化学と密接に関係
解決へのアプローチ：各場所におけるCO分布の支配要因を調べ
る→COを含む化学の理解
昼
夜
65-70km
高
度
[Irwin et al. (2008)]
(km)
これまでの
CO観測
VIRTIS-M 4.7μm
CO混合比 (ppm)
光化学支配
0
SPICAV SOIR
20
40
60
80
100
[Vandaele et al. (2008)]
IRTF CSHELL 2.3μm
64-71km [Krasnopolsky (2008)]
100
102
104
CO混合比 (ppm)
CO
混
合
比
極で増加
(ppm)
上層からのCO
供給を示唆
ほぼ一様
雲
層
→水平拡散支配
 昼面雲上半球分布（初）→経度
分布も得られる
2.3μm
 複数時期→時期による変動を
調べる
[Tsang et al.
(2009)]
30
混
合
比
20
(ppm)
VIRTIS-M
上層からのCO供給を
40
示唆
～36km
-50
緯度（°）
50
CO
本観測の特徴
観測
スリット（30″×0.5″）
機器：
赤道
IRTF3m望遠鏡
CSHELL分光器（λ/δλ~40,000）
期間：
07年5月26日-6月1日
07年11月10-13日
09年6月12-15日
波長域： 2.3μm→~10cm-1範囲をカバー
観測箇所…金星昼面
スキャン
手法…分光撮像
スペクトル画像
→2空間方向+波長方向の情報
解析の流れ
1. 観測スペクトルの波長較正
2. CO2、CO等価幅半球分布の作成
3. CO2等価幅より雲高偏差の決定
4. 決めた雲高偏差条件を用い、CO等価幅よりCO混合比の決定
1. 観測スペクトルの波長較正
地球吸収補正後
補正前
地球吸収計算
2500
2000 CO2 R12
R14
R16
R20
使用吸収線
R18
R18
R14
4426
4428
4430
R16
4432
4434
500
400
CO R19
R20
R21
200
4320
4322
CO2 R12、CO R19
選定理由
 回転量子数小さい→大
気の温度変化で線強度
が変化しにくい
 近くに地球吸収少ない
300
100
分子パラメタ HITRAN2004
[Rothman et al. (2005)]
地球大気モデル MSIS-E90
カ 1500
ウ
ン 1000
ト 600
数
地球吸収計算に用いたデータ
4324
波数 (cm-1)
4326
4328
2. 等価幅半球分布
各日でCO2とCOの等価幅半球分布のペアを作る
07年11月10日
CO2 R12
CO R19
位
置
合
わ
せ
cm-1
cm-1
計算スペクトルの作成
平行平面大気の放射輸送コードを用い、
多重散乱計算を行う
計算結果例
（RSTAR [Nakajima & Tanaka (1986,1988)]）
計算入力値
 計算波数分の2km厚50層の光学厚み（line-by-line
法, HITRAN2004, VIRA）
 雲のパラメータ（粒径高度分布、雲の高さなど）
 計算地点における太陽・地球天頂角、地球方位角
太陽方向
地球方位角
地球方向
計算地点
CO2 R12等価幅 (cm-1)
雲高が全球一様な場合、赤
道で等価幅が大きくなる
3. 雲高偏差の決定
観測と計算のCO2 R12等価幅が一致するよう雲高偏差を調整
上げる
→等価幅小
下げる
雲層
→等価幅大
地表
高度 (km)
Pollack et al., 1993 改訂雲モデル
80
モード1
モード2
モード2'
モード3
60
40 -2
10
10-1 100
光学厚み (km-1)
仮定：雲の鉛直方向の総光学厚みは全球一様
理由
1. 雲の鉛直構造の空間変化の観測データが不足
2. 反射高度（~64km）は雲の密度小さく、変化も小
雲高偏差の先行研究との比較
~40°あたりまで一定
~50°あたりまで一定
高緯度で下がる
高緯度で下がる
07年6月1日
0
雲
頂
高
(km)
雲高偏差 (km)
N
N
-10
50
-50 0
緯度 (°)
km
傾向同じ→ＯＫ
緯度 (°)
VIRTIS-M 1.6μm
[Ignatieiv et al. (2009)]
4. CO混合比の決定
決めた雲高偏差の条件で、放射輸送計算によりCO吸収スペクトル
を求める
観測と計算のCO等価幅が一致するようCO混合比を調整
モデルCO混合比高度分布
高度 (km)
100
[Pollack et al. (1993)]
80 C
O
60 等
40 価
幅
20 小
0
0
C
O
等
価
幅
大
10 20 30 40 50
CO混合比 (ppm)
結果：ＣＯ混合比半球分布
07年6月1日
ppm
09年6月12、15日
A
C
半球平均 (ppm)
（|φ|≦60°）
Ａ：37±13
Ｂ：64±18
Ｃ：53±11
着目点
07年11月10、11、12、13日
 時期ごとの絶対
値の差
B
 経度分布
 緯度分布
絶対値1：CO混合比の測定精度
カウント数
●単独点
2600
2Sa
等価幅測定のランダム誤差をSr=Sa/A (%)とおくと
SrCO2=～6%、SrCO=～5%
2400
A
CO2とCO二本使うため、混合比のランダム誤差は
2200
CO2 R12
2000
観測スペクトル
4426
4427
-1
波数 (cm )
=～7%
●半球平均
半球全体を足し合わせたスペクトルを使うと
SrCO2=～2.2%、SrCO=～1.5%
Srtotal=～2.7%…半球平均値の誤差
→各時期CO混合比の半球平均値
は測定精度としては有意な差
絶対値2：違う高度を見てる？
各波数における2km厚50層の光学厚み
の値を用いCO2 R12線の透過率を計算。
等価幅が観測と計算で一致するよう反射
高度を決める
上げる
→等価幅小 45°
45°
下げる
反射面
→等価幅大
地表
45°…太陽・地球天頂角の代表値
各日の反射高度は最大でも~1km差
→ほとんど同じ
代表高度…64-(64+1H)=64-69km
日付(UT)
CO2 R12
等価幅
半球平均(cm-1)
反射高度
(km)
2007/6/1
0.0237
±0.0030
63.9
11/10
0.0214
± 0.0024
65.0
11/11
0.0206
± 0.0014
64.7
11/12
0.0225
± 0.0025
64.8
11/13
0.0228
± 0.0027
64.5
2009/6/12
0.0235
± 0.0015
63.9
6/15
0.0258
± 0.0020
63.9
絶対値3：大気の温度変化の影響
 hc  1 1 
T0
S  S 0   exp E"   
T
 T0 T 
k
(cm)
-27
吸収線強度S (cm)
[10
VIRA z=64km
5
]
例）モデルより実際の温度が低い
CO R12
4 2
観測SR19が小さくなる
→CO積分量が同じでも等価幅が小さく出る
CO R19
3 (×10-5)
2
230
250
温度T (K)
S0@T0、h：プランク定数、c：光速、k：ボ
ルツマン定数、E”：下の準位のエネル
ギー
(cm)
→CO混合比が実際より小さく判定
270
実際の温度がモデルと異なる→測定CO混合比は真の値から
ずれる
絶対値4：半球平均した温度のばらつき
半球平均 (ppm)
（|φ|≦60°）
07年6月1日：37
07年11月：64
09年6月：53
誤差～2.7%
補正倍率
2
1.5
Pioneer Venus OROで得た温度のばらつき
（期間：1978/12-1981/10）
1
0.5
-30
-10
10
30
大気温度差（実際-モデル） (K)
=測定混合比(ppm)×補正倍率
(km)
真の混合比(ppm)
高
度
低中緯度では高度64-69kmで
ΔTRMS=～3K →温度変化少ない
絶対値の差は有意
ΔTRMS (K)
[Seiff et al. (1985)]
絶対値5：他の観測結果との比較
観測範囲
CO混合比
半球（緯度）平均
(ppm)
日付
[Connes et al. (1968)]
昼面64-69km
45±10
1966/6
VIRTIS-M [Irwin et al. (2008)]
夜面65-70km
40±?
2006/5/19、6/26
IRTF CSHELL[本研究]
昼面64-69km
37±1
2007/6/1
〃[Krasnopolsky (2008)]
〃
70±?
2007/10/17
〃[本研究]
〃
64±2
2007/11/10-13
〃[〃]
〃
53±1
2009/6/12、15
+一ヶ月
 過去の観測でも時期により有意なCO混合比の絶対値差あり
 一ヶ月程のタイムスケールではCO混合比は大きく変化しない
 初めて、同一手法でCO混合比の時期ごとの有意な絶対値差
を検出
経度分布1
CO
混
合
比
07年6月1日
09年6月12、15日
150
150
150
100
100
100
50
50
50
(ppm)
0
0
40
0
80
-80
-40
0
0
-80
-40
07年11月10、11、12、13日
150
150
150
150
100
100
100
100
50
50
50
50
0
-80
0
-40
0
0
-80
-40
0
0
-80
-40
0
0
-80
-40
0
経度（°）
経度方向にはほぼ一様→予想通り
SZA、EZA≦80°、|φ|≦60°の点を使用。
経度10°ごとに平均化。地球直下点で
λ=0°。誤差棒は標準偏差
経度分布2：代表高度でのCOのバランス
ni
i
 Pi 
 Li
t
z
i：分子種、n：数密度(cm-3)、P：生成率(cm-3s-1)、L：損失
率(cm-3s-1) 、φ:フラックス(cm-2s-1) 、z：高度(km)
Yung & DeMore (1982) １次元光化学モデル計算結果（cos(SZA)=2/3、モデルA）
CO2+hν
100
高
度
CO
→CO+O
CO+OH
100
（CO生成）
(km)
→CO2+H
80
80
（CO損失）
代表高度
60
109
1011
1013
フラックス (cm-2s-1)
60
104
106
反応速度 (cm-3s-1)
各dfCO/dtはどれも絶対値小さく、拮抗
要素
dnCO/dt
(106cm-3s-1)
dfCO/dt
(ppm/day)
生成
+1.2
+0.05
→夜明けから正午（移動時間～1日）
で変化が見えないのは妥当
損失
-3.2
-0.13
流入
+5.0
+0.20
流出
-3.0
-0.12
緯度分布1
SZA、EZA≦80°の点のみ使用。緯度
10°ごとに平均化。誤差棒は標準偏差
09年6月12、15日
CO
07年6月1日
混
合
比
150
150
150
100
100
100
50
50
50
(ppm)
0
-50
0
50
-50
50
0
-50
50
07年11月10、11、12、13日
150
150
150
150
100
100
100
100
50
50
50
50
0
-50
50
0
-50
50
0
緯度（°）
|φ|≦60°…ほぼ一様
|φ|＞60°…高緯度で増加する日あり
-50
50
0
-50
50
-1
等価吸収幅 (cm )
緯度分布2：高緯度でCO混合比増加？
0.06
0.04
CO R19
CO2 R12
0.02
成長
曲線
0
0
1 2 3 4 5
-20
-2
NCO(×10 -25cm -2)
NCO2(×10 cm )
放射輸送計算による結果
高緯度での大き
な増加なし
50
0
-50
0
50
緯度（°）
CO混合比 (ppm)
6
NCO/NCO2 (×10 )
100
等価吸収幅→見かけのコラ
ム密度
T=247K, P=0.115bar
(VIRA 高度64km)
2007/11/12 成長曲線による結果
150
VIRAの高度64kmでの気温、
気圧の値を用い、成長曲線
を作成
150
100
50
0
-50
0
50
緯度（°）
輸送計算の
高緯度の結
果怪しい…
結論
1. 時期ごとのCO混合比半球平均値の差（07年6月1日：
37ppm、11月： 64ppm、09年6月：53ppm）…有意
2. 経度方向…ほぼ一様（予想通り）
3. 緯度方向…|φ|≦60°でほぼ一様→水平拡散支配
修論までにやること
放射輸送計算の見直し（雲モデル再改訂？）
07年5月の残りのデータの解析（あと4日分）
放射強度 (W/m2/str/μm)
CO2 R12
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0
(x,y)=(0.00,0.90)
(λ,φ)=(0.00,64.16)
ASTNOVR12CL43WR2I15.OUT
ASTNOVR12CL43WR2I13.OUT
ASTNOVR12CL43WR2I11.OUT
ASTNOVR12CL43WR2I9.OUT
ASTNOVR12CL43WR2I7.OUT
4426.2
4426.4
4426.6
-1
波数 (cm )
4426.8
CO R19
放射強度 (W/m2/str/μm)
6
5
4
3
ASTNOV1.R19CL43WR3I9.OUT (-45,0)
AFSTNOV1.R19CL43WR3I9.OUT (-45,0)
4321
-1
積分1cm
4322 積分0.6cm-14323
-1
波数 (cm )
放射強度 (W/m2/str/μm)
2.2
CO2 R12
2
ASTNOVR12CL43WR3I9.OUT
(-0.15,0.90)
1.8
1.6
1.4
4425
積分0.6cm-1 積分1cm-1
4426
4427
-1
波数 (cm )
4428
緯度分布3：緯度方向の温度変化
中緯度で低緯度に比べ~50K低い
~64km
温度分布 Pioneer Venus ORO [Seiff et al. (1985)]
緯度分布3：緯度方向の温度変化
90
80
70
64km
60
大気温度子午面分布 Venera15 赤外
分光
中緯度で低緯度に
比べ~50K低い
緯度分布3：緯度方向の温度変化
大気温度子午面分布（Venera15号、赤外分光） [Zasova et al. (2006)]
観測範囲
中緯度で低緯度に比べ~20K低い
Winick & Stewart (1980、観測)：
0.2-1 (1012cm-2s-1)
27May
R12
R19
29May
30May
31May
01Jun
07年11月10日
CO2 R12
(cm-1)
CO R19
(cm-1)
11月11日
11月12日
11月13日
09年6月12日
CO2 R12
(cm-1)
CO R19
(cm-1)
6月15日
0.06
0.06
07年11月10日
cm-
等
価
吸
収
幅
（
11月11日
0.04
0.04
0.02
0.02
0
-50
0
CO2 R12
CO R19
50
0.06
0
-50
0
CO2 R12
CO R19
50
0.06
11月12日
11月13日
0.04
0.04
0.02
0.02
1
）
0
-50
0
CO2 R12
CO R19
50
0
-50
緯度（°）
0
CO2 R12
CO R19
50
cm-
等
価
吸
収
幅
（
1
0.06
0.06
09年6月12日
6月15日
0.04
0.04
0.02
0.02
0
-50
0
CO2 R12
CO R19
50
0
-50
）
緯度（°）
0
CO2 R12
CO R19
50
観測範囲
CO混合比
半球（緯度）平均
(ppm)
日付
[Connes et al. (1968)]
昼面64-69km
45±10
1966/6
VIRTIS-M [Irwin et al. (2008)]
夜面65-70km
40±10
2006/5/19、6/26
IRTF CSHELL[本研究]
昼面64-69km
37±13
2007/6/1
〃[Krasnopolsky (2008)]
〃
70±10
2007/10/17
〃[本研究]
〃
64±18
2007/11/10-13
〃[〃]
〃
53±11
2009/6/12、15

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