カッシーニミッション中のタイタン表面温度

測定された表面温度を図1に示します。 7つの緯度地図から、いくつかの季節的特徴をすぐに認識することができます。 まず、赤道付近のピーク温度は常に93-94Kであり、季節に応じて極に向かって1-4K減少した。 第二に、ミッションの過程で、最も暖かい緯度は南半球から北半球に移動しました。 これらの特徴は、以前の部分的なデータセットで見た傾向を続けています。 2004-06年の10秒での我々の測定（Ls=313°）は、表面でのHASI測定、93.65±0.25Kとよく比較される（Fulchignoni et al. 2005). この測定値はＳｃｈｉｎｄｅｒらによって報告された表面近傍温度と一致した。 （2012年）-カッシーニ-ラジオ-オカルトより。

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今完成したデータセットは、モデルとのより包括的な比較を実行することを可能にします。 図1は、メタンの水文循環を含む最近のGCM研究からの予測を示し、均一と不均一の両方の地理学の影響を調べた（Tokano2019）。 不均一な地理学は、地形、アルベド、放射率、および熱慣性の観測されたグローバルな変化を組み込んでいます。 また、図に示されているのは、表面上の凝縮メタン（「乾燥」と表示されている）を考慮していない以前のGCM（Tokano2005）の結果である。 過去の報告では（Jennings et al. 2011、2016）我々は、以前のドライケーススタディとCIRSの表面温度を比較しました。 2012年までのデータ（Ls=313°-26°）を用いて、表面熱慣性が南で低く、北で高いと仮定された場合、観測は乾燥モデルとほぼ一致することがわかりました（図1は乾燥、低熱慣性のシナリオを示しています）。 しかし、2013年以降、Ls=49°の期間では、北の気温は乾燥モデルから大きく逸脱し、予測された春の増加を約1K下回る。土星の軌道離心率は現在の時代にはより涼しい北の夏を引き起こすと予想されるが（Tokano2019）、軌道離心率が乾燥モデルに含まれていたため、観測された遅れの原因とはならない（Tokano2005）。 私たちの前の論文では（Jennings et al. 2016）私たちは、予想よりも涼しい温度は、春の温暖化の間の北緯度での湿った表面、海と土地の両方の蒸発冷却によるものであることを示唆した（Lora et al. ２ ０ １ ５；Ｊｅｎｎｉｎｇｓ ｅ ｔ ａ ｌ． 2016年、トカノ&Lorenz2016）。 Le Gall et al. (2016)は、2.2cmカッシーニ放射計の研究から同様の結論に達した。 この図は、メタン表面水文学がGCMに含まれている場合（Tokano2019）、観測された表面温度の全体的な挙動が説明され、特に北部の春の気温の低下が説明されてい Tokano(2019)は、2014年までのCIRSデータを用いたモデル結果とこの合意を報告した。 図1に示すように、最後の2つの期間、Ls=73°と90°の間、モデルの予測は北部のより涼しい測定値と一致し続けました。

全体として、cirsの測定値は、ドライの場合よりも均一な場合と不均一な場合の両方でよりよく記述されています。 これは、メタン表面水文学が季節的な表面温度を駆動する上で重要な役割を果たしていることを意味する。 主に地形によって駆動される2つの地理的ケースの違いは、より湿った北部で最も顕著である（Tokano2019）。 北の春の早い時期（Ls=26°）までに、北の不均一な予測は均一な予測をはるかに下回っています。 北中部の春（Ls=49°）では、40N以上の測定値は不均一な場合に向かって逸脱し始めます。 その後、北の春の終わり（Ls=73°）から至点（Ls=90°）まで、均一な場合と不均一な場合の差は小さくなります。 これら二つの最終期間では、赤道と40Nの間の測定値は不均一な場合により密接に適合したが、より高い極緯度ではデータは均一な場合に近い。 2015年以降に観測された0-40Nでの気温の低下は、Turtleらによって見られるような降雨イベントによって引き起こされた可能性があります。 (2011). このような事象は、Ls=26°、49°および73°の不均一なモデルケースでは、30Nでの急激な下向きのスパイクによって示される可能性があります。 降雨後の蒸発冷却は、春の後半に中緯度の表面温度を低下させた可能性があります。 Tokano(2019)GCMは、現在の時代には、北部の最高気温は南部ほど暖かくはないと予測しています。 南部は、北部とは対照的に、年間のほとんどが乾燥している傾向があります（Lora&Mitchell2015;Lora&Ádámkovics2017;Birch et al. 2018年、Tokano2019年）。 したがって、南部のモデル間には大きな違いはなく、測定値はそれらの間で区別されません。 例外は、最も早い2つの期間（Ls=313°と335°）で発生し、南極では乾燥予測が他の2つのケースよりも大幅に高く、データよりも上になります。 極での温度の低下は、そこでの永久的な表面の濡れの証拠かもしれません。 南極は、南半球の残りの部分よりも水分をより永続的に保持すると予想されている（Tokano2019）。

2015-16年に南緯で異常な温暖化が発生しました(Ls=73°)。 50–90Sでの温度は、モデル予測のすべての三つの上に有意にありました。 明らかに、この温暖化は、以前の2013-14（Ls=49°）または2017（Ls=90°）の期間には起こらなかった（Coustenis et al. 2019). 晩秋に極南でこのような一時的な温暖化を引き起こす原因はわかりませんが、可能なメカニズムの1つは、表面近くのエタン凝縮の結果として潜 このプロセスはモデルには含まれていません。 この効果は、秋の半ばから晩秋に南極で発達した動的な大気構造に関連していたと仮定するのは当然である（Achterberg et al. ２ ０ １ ４；Ｊｅｎｎｉｎｇｓ ｅ ｔ ａ ｌ． ２ ０ １ ５；Ｗｅｓｔ ｅ ｔ ａ ｌ． 2016; Coustenis et al. 2019). その時、地球の子午線循環の下降枝が南極で形成されていました。 強力で冷たい下降流は、微量ガスを冷たい成層圏に蓄積し、凝縮させることを余儀なくされた（Bampasidis et al. ２ ０ １ ２；Ｔｅａｎｂｙ ｅ ｔ ａ ｌ． ら，２ ０ １ ２，２ ０ １ ７；Ｃｏｕｓｔｅｎｉｓら，２ ０ １ ２，２ ０ １ ７． 2013年、2016年、2018年、Vinatier et al. 2015,2018;Sylvestre et al. 2018). 特に、エタンの固体粒子は、より暖かい対流圏に降下し、再び蒸発し、極で豊富に蓄積した。 晩秋に深い冷却が始まると、エタンは表面近くで再凝縮した（Rannou et al. 2006年）、おそらく霧または霧として。 潜熱の放出は一時的に表面を温めた。 最終的にこの効果は冬の冷却によって克服されました。 表面近くのエタン凝縮が観測された加熱を引き起こすのに十分であることは確信できません。 Tokano(2019)のモデルに含まれるメタンと比較して、エタン凝縮の速度は1000倍小さい（Rannou et al. ２ ０ ０ ６；Ａｎｄｅｒｓｏｎ ｅ ｔ ａ ｌ． 2014). 一方，メタン凝縮は潜熱の放出にも役割を果たしている可能性がある。 南極付近のメタン凝縮は晩秋の強い極渦の時には完全にモデル化されていない可能性がある。 はるか南での見かけの温暖化の代替的な説明は、より暖かい成層圏の不透明度が2015-16の間に増加し、大気補正に誤りを生じた可能性があるということである。 2013年から2017年の間に、高南緯での0.5〜5mbarの温度は低に浸漬し、その後回復した（Coustenis et al. 2019). その時間の間に強化された凝縮は、不透明度を一時的に上昇させ、暖かい成層圏を大気補正モデルのそれを超えて余分な輝きに寄与させるでしょう。

以前の報告と同様に、測定値の分析的記述を作成することにより、タイタンの表面温度の分布と季節進化を特徴付けることを試みました。 我々は、時間の関数として表面温度の緯度依存性を要約した式としてこれを提示します:

ここで、T(L,Y)は表面輝度温度、Lは緯度、Yはタイタン春分点(2009August11→2009.61)から測定された年単位の時間である。 この分析モデルは、データの範囲、すなわち、L=-90〜+90およびY=-4.9〜8.1（2004年10月〜2017年9月）でのみ有効です。 この式は、最初に、図1の7つの期間のそれぞれの観測値を別の余弦に当てはめることによって導出されました。 各余弦の振幅、位相、および幅を調整して、標準偏差を最小化することによって、近似を行った。 これらのパラメータは、それぞれ、ピーク温度、赤道からのピークのシフト、および極へのドロップオフに対応する。 7つの曲線を調べることから、3つのパラメータはすべて季節の間に体系的に変化していたことがわかりました。 各パラメータの7つの値に線形近似（a+bY）を実行し、結果として得られた6つの係数を使用して式（1）を作成しました。 この解析式はＣａｓｓｉｎｉミッションでＣＩＲＳによって測定された表面温度の良好な表現であることを見いだした。 データセット全体からの標準偏差は0.4Kです。 最悪の適合は2010年12月（Ls=26°）であり、標準偏差は0.7Kであった。 2012).

式(1)は、表面温度の季節的傾向をまとめたものです。 我々が以前に報告したピーク温度の北向きシフト（Jennings et al. 2011年、2016年）は、北の春の終わりから至点まで続いた。 最高気温の緯度（南北対称性の中心）は、13の2005年から24の2017年までのサブソーラール点を密接に追跡しました。 我々は、約0.1タイタンヶ月、春分点で小さな季節遅れに対応する非ゼロ位相オフセットを見つけます。 図1は、小さな遅れが不均一なGCMの場合と一致していることを示していますが、均一な場合に遅れがあることは明らかではありません（Tokano2019、図3も参照）。 我々の季節的遅れはJanssenらによって報告されたものと一致している。 (2016)また、1980年11月の前回の春分点付近のボイジャー1号の虹彩の観測にも沿っている(Flasar et al. 1981;Courtin&Kim2002)。 小さな遅れは、日中変動のために表面に必要とされる低い熱慣性と一致する（Cottini et al. 2012). 春分点における赤道温度93.5±0.4K(Ls=0°)は、ボイジャーアイリス測定93±1K(Courtin&Kim2002)と一致しています。 ミッションの初期から後期にかけて、余弦の最大振幅は約1K、93.9Kから92.8Kまで低下した。 式(1)の時間依存幅は、ピークが北に移動するにつれて、すなわち極に向かってより緩やかな落下するにつれて、温度分布の”平坦化”を意味する。 測定値と適合余弦を調べたところ，ピーク温度は低下したが，各期間の北極と南極の平均温度は七つの期間すべてにわたってほぼ同じままであったことが示唆された。

私たちの式を使って、2シーズンのミッションで特定の緯度での表面温度の変化を調べることができます。 たとえば、10秒のホイヘンス着陸地点では、2005年から2017年の間に93.9から92.5Kの温度がありました。 ピーク温度は北にシフトするにつれて減少したため，半年間の温度変化は緯度に強く依存した。 温度変化は、表面が比較的乾燥していた40秒（93.6–91.7K）で最大であり、表面温度が湿った北によって緩和された40N（92.6–92.7K）で最小であった（Lora et al. 2015年、Tokano2019）。 表面凝縮の変化は、中南部の緯度よりも中北部の方がはるかに少ない必要があります。 冬と夏の間の40秒では、蒸気圧はメタンの場合は1.26倍、エタンの場合は1.61倍に増加し、40Nでは1.01と1.03の要因だけ変化していたであろう。 北部の気温が南部ほど暖かくなることはないため、南部が暖かい間の揮発性物質の北への移動は、毎年のサイクルの後半で完全に元に戻すことは 極の温度範囲は実質的に同一であり、91.9–89.8Kは80秒で、89.9–91.9Kは80Nであった。 極は時には液体相と固相の両方を抱くことがあります。 全体的に我々の結果は、北半球が凝縮揮発性物質の蓄積と一致して、より涼しく、より良性の表面環境を提示することを示している。 我々は、Coustenis et al. (2019)は、2017では、極の近くの南では、0.5mbarを超える圧力で成層圏の温度が低いままであることを報告しています。 同時に、南部の成層圏ガスの存在量は、2014-2015年のものから著しく減少していた。 晩秋は、大気中の凝縮と表面上の堆積の強化された期間であった可能性があります。

私たちの地球の表面温度は、タイタンの南北半球の非対称性の絵を支持しています。 メタン水文学の影響を含むモデル予測との合意（Tokano2019）は、液体メタンが陸上および海上で、タイタンの北部表面では南部よりも一般的であり、北部の表面温度を緩和するという結論を強力に支持しています。 北半球とは異なり、南半球のほとんどは一年中濡れていません。 これにより、南は北よりも暖かくなり、より広い温度変動を示すことができます。 一方、極は半球の非対称性を共有しません。 北極と南極の最低気温と最高気温は非常に似ています。 これは、2つの極が両方とも湿っていることを意味します。 Tokano(2019)で示されているように、軌道離心率だけでは南極を犠牲にして北極でメタンの強い蓄積を引き起こすには不十分であり、地形はタイタンの南北非対称性において重要な役割を果たす可能性がある。