Titan-Oberflächentemperaturen während der Cassini-Mission

Unsere gemessenen Oberflächentemperaturen sind in Abbildung 1 dargestellt. Aus den sieben Breitengradkarten sind einige saisonale Merkmale sofort zu erkennen. Erstens lagen die Spitzentemperaturen in der Nähe des Äquators immer bei 93-94 K und sanken je nach Jahreszeit zu den Polen hin um 1-4 K. Zweitens bewegten sich im Laufe der Mission die wärmsten Breitengrade von der südlichen zur nördlichen Hemisphäre. Drittens erwärmte sich der polare Norden um etwa 2 K und der polare Süden um etwa 2 K. Diese Merkmale setzen Trends fort, die wir in unseren früheren Teildatensätzen gesehen haben. Unsere Messung bei 10 S in 2004-06 (Ls = 313 °) vergleicht sich gut mit der HASI-Messung an der Oberfläche, 93,65 ± 0,25 K (Fulchignoni et al. 2005). Unsere Messungen stimmen auch mit oberflächennahen Temperaturen überein, die von Schinder et al. (2012) von Cassini Radio occultations.

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Unser jetzt finalisierter Datensatz ermöglicht uns einen umfassenderen Vergleich mit Modellen. Abbildung 1 zeigt Vorhersagen aus einer aktuellen GCM-Studie, die den methanhydrologischen Kreislauf umfasst und die Auswirkungen der Geographie untersucht, sowohl einheitlich als auch uneinheitlich (Tokano 2019). Die ungleichmäßige Geographie umfasst beobachtete globale Variationen in Topographie, Albedo, Emissionsgrad und thermischer Trägheit. In der Abbildung ist auch das Ergebnis eines früheren GCM (Tokano 2005) dargestellt, bei dem kondensiertes Methan auf der Oberfläche nicht berücksichtigt wurde (mit „trocken“ gekennzeichnet). In früheren Berichten (Jennings et al. 2011, 2016) haben wir die CIRS-Oberflächentemperaturen mit der früheren Trockenfallstudie verglichen. Unter Verwendung von Daten bis 2012 (Ls = 313 ° -26 °) fanden wir heraus, dass die Beobachtungen ungefähr mit dem Trockenmodell übereinstimmten, wenn die thermische Trägheit der Oberfläche im Süden niedrig und im Norden hoch angenommen wurde (Abbildung 1 zeigt das trockene Szenario mit geringer thermischer Trägheit). Ab 2013 wichen die Temperaturen im Norden jedoch in der Ls = 49 ° -Periode signifikant vom Trockenmodell ab und unterschritten den vorhergesagten Frühjahrsanstieg um etwa 1 K. Obwohl zu erwarten ist, dass die Exzentrizität der Saturnbahn in der gegenwärtigen Epoche zu kühleren nördlichen Sommern führen wird (Tokano 2019), kann dies nicht die Ursache für die beobachtete Verzögerung sein, da die Exzentrizität der Umlaufbahn in das Trockenmodell einbezogen wurde (Tokano 2005). In unserer vorherigen Arbeit (Jennings et al. 2016) wir schlugen vor, dass die kühler als erwarteten Temperaturen auf die Verdunstungskühlung nasser Oberflächen zurückzuführen sind, sowohl Meere als auch Land, in nördlichen Breiten während der Frühjahrserwärmung (Lora et al. 2015; Köhler et al. 2016; Tokano & Lorenz 2016). In: Le Gall et al. (2016) kamen aus 2,2-cm-Cassini-Radiometerstudien zu einem ähnlichen Ergebnis. Die Abbildung zeigt, dass bei Einbeziehung der Methanoberflächenhydrologie in das GCM (Tokano 2019) das beobachtete Gesamtverhalten der Oberflächentemperaturen berücksichtigt und insbesondere die niedrigen Temperaturen im nördlichen Frühling erklärt werden. Tokano (2019) berichtete über diese Übereinstimmung mit seinen Modellergebnissen unter Verwendung von CIRS-Daten bis 2014. Wie in Abbildung 1 zu sehen ist, stimmten die Modellvorhersagen während der letzten beiden Perioden Ls = 73 ° und 90 ° weiterhin mit den kühleren Messungen im Norden überein.

Insgesamt lassen sich die CIRS-Messungen sowohl im uniformen als auch im ungleichmäßigen Fall besser beschreiben als im trockenen Fall. Dies impliziert, dass die Methanoberflächenhydrologie eine entscheidende Rolle bei der Steuerung der saisonalen Oberflächentemperaturen spielt. Die Unterschiede zwischen den beiden geografischen Fällen, die hauptsächlich durch die Topographie bedingt sind, sind im feuchteren Norden am ausgeprägtesten (Tokano 2019). Bis zum frühen nördlichen Frühling (Ls = 26 °) liegen die uneinheitlichen Vorhersagen im Norden deutlich unter den einheitlichen Vorhersagen. Im mittleren nördlichen Frühjahr (Ls = 49 °) beginnen die Messungen oberhalb von 40 N in Richtung des ungleichmäßigen Falls abzuweichen. Dann im späten nördlichen Frühling (Ls = 73 °) bis zur Sonnenwende (Ls = 90 °) wird der Unterschied zwischen den gleichmäßigen und ungleichmäßigen Fällen geringer. In diesen beiden letzten Perioden entsprachen die Messungen zwischen dem Äquator und 40 N eher dem ungleichmäßigen Fall, während die Daten in den höheren polaren Breiten näher am einheitlichen Fall liegen. Der Rückgang der beobachteten Temperaturen bei 0-40 N nach 2015 könnte durch Niederschlagsereignisse verursacht worden sein, wie sie von Turtle et al. (2011). Solche Ereignisse könnten durch die scharfen Abwärtsspitzen bei 30 N in den uneinheitlichen Modellfällen für Ls = 26 °, 49 ° und 73 ° angezeigt werden. Die Verdunstungskühlung nach Niederschlagsereignissen könnte die Oberflächentemperaturen in den mittleren Breiten im späten Frühjahr gedrückt haben. Das Tokano (2019) GCM prognostiziert, dass die Höchsttemperaturen im Norden in der gegenwärtigen Epoche nie so warm sind wie im Süden. Der Süden ist im Gegensatz zum Norden die meiste Zeit des Jahres trocken (Lora & Mitchell 2015; Lora & Ádámkovics 2017; Birch et al. 2018; Tokano 2019). Daher gibt es keinen großen Unterschied zwischen den Modellen im Süden und die Messungen unterscheiden nicht zwischen ihnen. Eine Ausnahme tritt in den beiden frühesten Perioden (Ls = 313 ° und 335 °) auf, wo am Südpol die Trockenprognose signifikant höher ist als in den beiden anderen Fällen und auch über den Daten. Ein Temperaturabfall am Pol könnte ein Hinweis auf permanente Oberflächennässe sein. Es wird erwartet, dass der Südpol die Feuchtigkeit persistenter speichert als der Rest der südlichen Hemisphäre (Tokano 2019).

In den südlichen Breitengraden kam es 2015-16 zu einer anomalen Erwärmung (Ls = 73 °). Die Temperaturen bei 50–90S lagen deutlich über allen drei Modellvorhersagen. Anscheinend geschah diese Erwärmung nicht während der vorherigen 2013-14 (Ls = 49 °) oder nach 2017 (Ls = 90 °) Perioden (Coustenis et al. 2019). Wir sind nicht sicher, was eine solche vorübergehende Erwärmung im polaren Süden im Spätherbst verursachen würde, aber ein möglicher Mechanismus ist die Freisetzung latenter Wärme als Folge der Ethankondensation in der Nähe der Oberfläche. Dieser Vorgang ist in den Modellen nicht enthalten. Es ist natürlich anzunehmen, dass der Effekt mit der dynamischen atmosphärischen Struktur zusammenhängt, die sich im mittleren bis späten Herbst am Südpol entwickelte (Achterberg et al. 2014; Köhler et al. 2015; West et al. 2016; Coustenis et al. 2019). Zu dieser Zeit bildete sich am Südpol der absteigende Ast der globalen meridionalen Zirkulation. Starker, kalter Auftrieb zwang Spurengase, sich in der kalten Stratosphäre anzusammeln und zu kondensieren (Bampasidis et al. 2012; Teanby et al. 2012, 2017; Coustenis et al. 2013, 2016, 2018; Vinatier et al. 2015, 2018; Sylvestre et al. 2018). Insbesondere feste Ethan-Partikel stiegen in die wärmere Troposphäre ab und verdampften erneut, wodurch sich am Pol Fülle aufbaute. Als die Tiefenkühlung im Spätherbst begann, kondensierte Ethan oberflächennah wieder (Rannou et al. 2006), vielleicht als Nebel oder Nebel. Die Freisetzung von latenter Wärme erwärmt vorübergehend die Oberfläche. Schließlich wurde dieser Effekt durch die Winterkühlung überwunden. Wir können nicht sicher sein, dass die oberflächennahe Ethankondensation ausreichen würde, um die beobachtete Erwärmung zu verursachen. Im Vergleich zu Methan, das im Modell von Tokano (2019) enthalten ist, ist die Ethankondensationsrate 1000-mal geringer (Rannou et al. 2006; Anderson et al. 2014). Andererseits könnte die Methankondensation auch eine Rolle bei der Freisetzung latenter Wärme gespielt haben. Die Methankondensation in der Nähe des Südpols wurde möglicherweise nicht vollständig für die Zeit des starken Polarwirbels im Spätherbst modelliert. Eine alternative Erklärung für die scheinbare Erwärmung im äußersten Süden ist, dass die Opazität der wärmeren Stratosphäre während 2015-16 zugenommen haben könnte, was zu einem Fehler in der atmosphärischen Korrektur führte. Zwischen 2013 und 2017 sank die Temperatur mit 0,5–5 mbar in hohen südlichen Breiten auf ein Tief und erholte sich dann (Coustenis et al. 2019). Jede verstärkte Kondensation während dieser Zeit hätte die Opazität kurzzeitig erhöht und dazu geführt, dass die warme Stratosphäre über die im atmosphärischen Korrekturmodell enthaltene zusätzliche Strahlung hinausging.

Wie in unseren vorherigen Berichten haben wir versucht, die Verteilung und saisonale Entwicklung der Oberflächentemperaturen von Titan zu charakterisieren, indem wir eine analytische Beschreibung der Messungen erstellt haben. Wir präsentieren dies als eine Formel, die die Breitenabhängigkeit der Oberflächentemperaturen als Funktion der Zeit zusammenfasst:

Hier ist T (L, Y) die Oberflächenhelligkeitstemperatur, L ist der Breitengrad und Y ist die Zeit in Jahren gemessen von Titan Equinox (2009 August 11 → 2009.61). Dieses analytische Modell ist nur über den Bereich der Daten gültig, d. h. für L = -90 bis +90 und Y = -4,9 bis 8,1 (Oktober 2004 bis September 2017). Die Formel wurde abgeleitet, indem zuerst die Beobachtungen in jeder der sieben Perioden in Abbildung 1 an einen separaten Kosinus angepasst wurden. Die Anpassung erfolgte durch Anpassen der Amplitude, Phase und Breite jedes Kosinus, um die Standardabweichung zu minimieren. Diese Parameter entsprechen jeweils der Spitzentemperatur, der Verschiebung des Peaks vom Äquator und dem Abfall zu den Polen. Bei der Untersuchung der sieben Kurven stellten wir fest, dass sich alle drei Parameter während der Jahreszeiten systematisch verändert hatten. Wir haben eine lineare Anpassung (a + bY) an die sieben Werte jedes Parameters durchgeführt und die resultierenden sechs Koeffizienten verwendet, um Formel (1) zu erstellen. Wir fanden heraus, dass dieser analytische Ausdruck eine gute Darstellung der Oberflächentemperaturen ist, die von CIRS während der Cassini-Mission gemessen wurden. Seine Standardabweichung vom gesamten Datensatz beträgt 0,4 K. Die schlechteste Anpassung war für 2010-12 (Ls = 26 °) mit einer Standardabweichung von 0,7 K. Wir stellen fest, dass dies die Zeit war, etwa zwei Jahre nach der Tagundnachtgleiche, als weltweit dramatische Veränderungen in der Atmosphäre auftraten (siehe zum Beispiel Teanby et al. 2012).

Formel (1) fasst die saisonalen Trends der Oberflächentemperaturen zusammen. Die Nordwärtsverschiebung der Spitzentemperatur, die wir zuvor berichtet haben (Jennings et al. 2011, 2016) setzte sich durch den späten nördlichen Frühling bis zur Sonnenwende fort. Der Breitengrad der maximalen Temperatur (Zentrum der Nord–Süd-Symmetrie) verfolgte den subsolaren Punkt von 13 S im Jahr 2005 bis 24 N im Jahr 2017 genau. Wir finden einen Phasenversatz ungleich Null, der einer kleinen saisonalen Verzögerung bei Tagundnachtgleiche entspricht, etwa 0, 12 Monate. Abbildung 1 zeigt, dass eine kleine Verzögerung mit dem nicht einheitlichen GCM-Fall übereinstimmt, obwohl nicht so klar ist, dass es im einheitlichen Fall eine Verzögerung gibt (siehe auch Tokano 2019, Abbildung 3). Unsere saisonale Verzögerung stimmt mit der von Janssen et al. (2016) und steht auch im Einklang mit den Beobachtungen von Voyager 1 IRIS in der Nähe der vorherigen Tagundnachtgleiche im November 1980 (Flasar et al. 1981; Courtin & Kim 2002). Eine kleine Verzögerung steht im Einklang mit der geringen thermischen Trägheit, die die Oberfläche für tägliche Variationen benötigt (Cottini et al. 2012). Unsere äquatoriale Temperatur von 93,5 ± 0,4 K am Äquinoktium (Ls = 0 °) stimmt mit der Voyager-Irismessung von 93 ± 1 K (Courtin & Kim 2002) überein. Von früh bis spät in der Mission sank die maximale Amplitude des Cosinus um etwa 1 K von 93,9 auf 92,8 K. Die zeitabhängige Breite in Formel (1) bedeutet eine „Abflachung“ der Temperaturverteilung, wenn sich der Peak nach Norden bewegt, d. h. ein allmählicheres Abfallen in Richtung der Pole. Eine Untersuchung der Messungen und der angepassten Kosinus legt nahe, dass, obwohl die Spitzentemperatur abnahm, Der Durchschnitt der Nord- und Südpoltemperaturen in jeder Periode blieb während aller sieben Perioden ungefähr gleich.

Unsere Formel kann verwendet werden, um die Änderung der Oberflächentemperatur auf einem bestimmten Breitengrad während der Zwei-Jahreszeiten-Mission zu untersuchen. Am Landeplatz Huygens, 10 S, lag die Temperatur zwischen 2005 und 2017 beispielsweise zwischen 93, 9 und 92, 5 K. Da die Spitzentemperatur mit der Verschiebung nach Norden abnahm, war die halbjährliche Temperaturschwankung stark vom Breitengrad abhängig. Die Temperaturvariation war am größten bei 40 S (93,6–91,7 K), wo die Oberfläche relativ trocken war, und am kleinsten bei 40 N (92,6–92,7 K), wo die Oberflächentemperaturen durch den feuchteren Norden moderiert wurden (Lora et al. 2015; Tokano 2019). Änderungen der Oberflächenkondensation müssen in mittleren nördlichen Breiten viel geringer sein als in mittleren südlichen Breiten. Bei 40 S zwischen Winter und Sommer wären die Dampfdrücke für Methan um den Faktor 1, 26 und für Ethan um den Faktor 1, 61 gestiegen, während sie bei 40 N nur um den Faktor 1, 01 und 1, 03 variiert hätten. Jede Migration von flüchtigen Stoffen nach Norden, während der Süden wärmer ist, wird später im Jahreszyklus nicht vollständig rückgängig gemacht, da die nördlichen Temperaturen nie so warm werden wie im Süden. Die Temperaturbereiche an den Polen waren praktisch identisch: 91,9–89,8 K bei 80 S und 89,9–91,9 K bei 80 N. Beide Pole erreichten an ihren kältesten die Tripelpunkte für Methan (90,7 K) und Ethan (90,3 K). Die Pole können zeitweise sowohl flüssige als auch feste Phasen beherbergen. Insgesamt deuten unsere Ergebnisse darauf hin, dass die nördliche Hemisphäre eine kühlere, gutartigere Oberflächenumgebung aufweist, die mit dem Aufbau kondensierter flüchtiger Stoffe übereinstimmt. Wir stellen fest, dass Coustenis et al. (2019) haben berichtet, dass 2017 im Süden in Polnähe die Temperaturen in der Stratosphäre bei Drücken von mehr als 0,5 mbar niedrig blieben. Gleichzeitig waren die Gashäufigkeiten in der südlichen Stratosphäre gegenüber 2014-2015 deutlich zurückgegangen. Der Spätherbst könnte eine Periode verstärkter Kondensation in der Atmosphäre und Ablagerung auf der Oberfläche gewesen sein.

Unsere globalen Oberflächentemperaturen unterstützen das Bild einer nord-Süd-hemisphärischen Asymmetrie auf Titan, mit einem allgemein kühleren Norden in der gegenwärtigen Epoche. Unsere Übereinstimmung mit Modellvorhersagen, die den Einfluss der Methanhydrologie einbeziehen (Tokano 2019), stützt die Schlussfolgerung, dass flüssiges Methan sowohl an Land als auch in Meeren auf Titans nördlichen Oberflächen häufiger vorkommt als im Süden und die Oberflächentemperaturen im Norden mildert. Im Gegensatz zum Norden ist der größte Teil der südlichen Hemisphäre das ganze Jahr über nicht nass. Dadurch kann der Süden wärmer als der Norden sein und größere Temperaturschwankungen aufweisen. Die Pole hingegen teilen nicht die halbkugelförmige Asymmetrie. Die minimalen und maximalen Temperaturen am Nord- und Südpol sind ziemlich ähnlich. Dies bedeutet, dass die beiden Pole beide feucht sind. Wie Tokano (2019) zeigt, reicht die Exzentrizität der Umlaufbahn allein nicht aus, um eine starke Ansammlung von Methan am Nordpol auf Kosten des Südpols zu verursachen, und die Topographie könnte eine wichtige Rolle bei der Nord–Süd-Asymmetrie auf Titan spielen.