La atmósfera de Marte es la capa de gases que lo rodea . Está compuesta principalmente de dióxido de carbono (95%), nitrógeno molecular (2,85%) y argón (2%). [3] También contiene trazas de vapor de agua , oxígeno , monóxido de carbono , hidrógeno y gases nobles . [3] [5] [2] La atmósfera de Marte es mucho más delgada y fría que la de la Tierra, con una densidad máxima de 20 g/m 3 (aproximadamente el 2% del valor de la Tierra) con una temperatura generalmente por debajo de cero hasta -60 Celsius. La presión superficial promedio es de aproximadamente 610 pascales (0,088 psi), que es el 0,6% del valor de la Tierra. [2]
La delgada atmósfera marciana impide la existencia de agua líquida en la superficie de Marte, pero muchos estudios sugieren que la atmósfera marciana era mucho más espesa en el pasado. [4] La mayor densidad durante la primavera y el otoño se reduce en un 25% durante el invierno, cuando el dióxido de carbono se congela parcialmente en los casquetes polares. [6] La densidad atmosférica más alta en Marte es igual a la densidad encontrada a 35 km (22 mi) sobre la superficie de la Tierra y es de ≈0,020 kg/m 3 . [7] La atmósfera de Marte ha estado perdiendo masa hacia el espacio desde que el núcleo del planeta se desaceleró, y la fuga de gases todavía continúa hoy. [4] [8] [9]
La atmósfera de Marte es más fría que la de la Tierra debido a la mayor distancia del Sol, recibe menos energía solar y tiene una temperatura efectiva más baja , que es de aproximadamente 210 K (−63 °C; −82 °F). [2] La temperatura media de emisión superficial de Marte es de solo 215 K (−58 °C; −73 °F), que es comparable a la de la Antártida interior. [2] [4] Aunque la atmósfera de Marte se compone principalmente de dióxido de carbono, el efecto invernadero en la atmósfera marciana es mucho más débil que en la Tierra: 5 °C (9,0 °F) en Marte, frente a 33 °C (59 °F) en la Tierra debido a la densidad mucho menor del dióxido de carbono, lo que lleva a un menor calentamiento de invernadero. [2] [4] El rango diario de temperatura en la atmósfera inferior presenta una amplia variación debido a la baja inercia térmica; Puede variar desde -75 °C (-103 °F) hasta cerca de 0 °C (32 °F) cerca de la superficie en algunas regiones. [2] [4] [10] La temperatura de la parte superior de la atmósfera marciana también es significativamente más baja que la de la Tierra debido a la ausencia de ozono estratosférico y al efecto de enfriamiento radiativo del dióxido de carbono a altitudes mayores. [4]
Los remolinos de polvo y las tormentas de polvo son frecuentes en Marte, que a veces son observables por telescopios desde la Tierra, [11] y en 2018 incluso a simple vista como un cambio en el color y el brillo del planeta. [12] Las tormentas de polvo que rodean al planeta (tormentas de polvo globales) ocurren en promedio cada 5,5 años terrestres (cada 3 años marcianos) en Marte [4] [11] y pueden amenazar el funcionamiento de los exploradores de Marte . [13] Sin embargo, el mecanismo responsable del desarrollo de grandes tormentas de polvo aún no se comprende bien. [14] [15] Se ha sugerido que está vagamente relacionado con la influencia gravitacional de ambas lunas , algo similar a la creación de mareas en la Tierra.
La atmósfera marciana es una atmósfera oxidada . Las reacciones fotoquímicas en la atmósfera tienden a oxidar las especies orgánicas y convertirlas en dióxido de carbono o monóxido de carbono. [4] Aunque la sonda de metano más sensible del recientemente lanzado ExoMars Trace Gas Orbiter no logró encontrar metano en la atmósfera de todo Marte, [16] [17] [18] varias misiones anteriores y telescopios terrestres detectaron niveles inesperados de metano en la atmósfera marciana, que incluso pueden ser una biofirma de vida en Marte . [19] [20] [21] Sin embargo, la interpretación de las mediciones aún es muy controvertida y carece de un consenso científico. [21] [22]
Evolución atmosférica
Se cree que la masa y la composición de la atmósfera marciana han cambiado a lo largo de la vida del planeta. Se necesita una atmósfera más espesa, más cálida y más húmeda para explicar varias características aparentes de la historia anterior de Marte, como la existencia de masas de agua líquida. Las observaciones de la atmósfera superior marciana, las mediciones de la composición isotópica y los análisis de los meteoritos marcianos proporcionan evidencia de los cambios a largo plazo de la atmósfera y limitaciones para la importancia relativa de los diferentes procesos.
La atmósfera en la historia temprana
En general, los gases que se encuentran en el Marte moderno están empobrecidos en isótopos estables más ligeros, lo que indica que la atmósfera marciana ha cambiado debido a algunos procesos de selección de masa a lo largo de su historia. Los científicos a menudo se basan en estas mediciones de la composición isotópica para reconstruir las condiciones de la atmósfera marciana en el pasado. [32] [33] [34]
Si bien Marte y la Tierra tienen proporciones similares de 12 C/ 13 C y 16 O/ 18 O , el 14 N está mucho más agotado en la atmósfera marciana. Se cree que los procesos de escape fotoquímico son responsables del fraccionamiento isotópico y han causado una pérdida significativa de nitrógeno en escalas de tiempo geológicas. [4] Las estimaciones sugieren que la presión parcial inicial de N 2 puede haber sido de hasta 30 hPa. [35] [36]
El escape hidrodinámico en la historia temprana de Marte puede explicar el fraccionamiento isotópico del argón y el xenón. En el Marte moderno, la atmósfera no está filtrando estos dos gases nobles al espacio exterior debido a su mayor masa. Sin embargo, la mayor abundancia de hidrógeno en la atmósfera marciana y los altos flujos de rayos ultravioleta extremos del joven Sol, en conjunto, podrían haber impulsado un flujo hidrodinámico y arrastrado estos gases pesados. [37] [38] [4] El escape hidrodinámico también contribuyó a la pérdida de carbono, y los modelos sugieren que es posible perder 1.000 hPa (1 bar) de CO2 por escape hidrodinámico en uno a diez millones de años bajo rayos ultravioleta solares extremos mucho más fuertes en Marte. [39] Mientras tanto, observaciones más recientes realizadas por el orbitador MAVEN sugirieron que el escape por chisporroteo es muy importante para el escape de gases pesados en el lado nocturno de Marte y podría haber contribuido a la pérdida del 65% de argón en la historia de Marte. [40] [41] [33]
La atmósfera marciana es particularmente propensa a la erosión por impacto debido a la baja velocidad de escape de Marte. Un modelo informático temprano sugirió que Marte podría haber perdido el 99% de su atmósfera inicial al final del período de bombardeo pesado tardío basado en un flujo de bombardeo hipotético estimado a partir de la densidad de cráteres lunares. [42] En términos de abundancia relativa de carbono, la relación C / 84 Kr en Marte es solo el 10% de la de la Tierra y Venus. Suponiendo que los tres planetas rocosos tienen el mismo inventario volátil inicial, entonces esta baja relación C / 84 Kr implica que la masa de CO 2 en la atmósfera marciana primitiva debería haber sido diez veces mayor que el valor actual. [43] El enorme enriquecimiento de 40 Ar radiogénico sobre 36 Ar primordial también es consistente con la teoría de la erosión por impacto. [4]
Una de las formas de estimar la cantidad de agua perdida por el escape de hidrógeno en la atmósfera superior es examinar el enriquecimiento de deuterio sobre hidrógeno. Los estudios basados en isótopos estiman que se ha perdido en el espacio una capa equivalente global de agua de entre 12 y más de 30 m por el escape de hidrógeno en la historia de Marte. [44] Se observa que el enfoque basado en el escape atmosférico solo proporciona el límite inferior para el inventario de agua inicial estimado. [4]
Para explicar la coexistencia de agua líquida y un débil Sol joven durante la historia temprana de Marte, debe haber ocurrido un efecto invernadero mucho más fuerte en la atmósfera marciana para calentar la superficie por encima del punto de congelación del agua. Carl Sagan fue el primero en proponer que una atmósfera de 1 bar de H 2 puede producir suficiente calentamiento para Marte. [45] El hidrógeno puede producirse por la vigorosa desgasificación de un manto marciano primitivo altamente reducido y la presencia de CO 2 y vapor de agua puede reducir la abundancia requerida de H 2 para generar tal efecto invernadero. [46] Sin embargo, el modelado fotoquímico mostró que mantener una atmósfera con este alto nivel de H 2 es difícil. [47] El SO 2 también ha sido uno de los gases de efecto invernadero efectivos propuestos en la historia temprana de Marte. [48] [49] [50] Sin embargo, otros estudios sugirieron que la alta solubilidad del SO 2 , la formación eficiente de aerosol de H 2 SO 4 y la deposición superficial prohíben la acumulación a largo plazo de SO 2 en la atmósfera marciana y, por lo tanto, reducen el posible efecto de calentamiento del SO 2 . [4]
Escape atmosférico en el Marte moderno
A pesar de la menor gravedad, el escape de Jeans no es eficiente en la atmósfera marciana moderna debido a la temperatura relativamente baja en la exobase (≈200 K a 200 km de altitud). Solo puede explicar el escape de hidrógeno de Marte. Se necesitan otros procesos no térmicos para explicar el escape observado de oxígeno, carbono y nitrógeno.
Escape de hidrógeno
El hidrógeno molecular (H 2 ) se produce a partir de la disociación de H 2 O u otros compuestos que contienen hidrógeno en la atmósfera inferior y se difunde a la exosfera. El H 2 exosférico luego se descompone en átomos de hidrógeno, y los átomos que tienen suficiente energía térmica pueden escapar de la gravitación de Marte (escape de Jeans). El escape de hidrógeno atómico es evidente a partir de los espectrómetros UV en diferentes orbitadores. [51] [52] Si bien la mayoría de los estudios sugirieron que el escape de hidrógeno está cerca de estar limitado por la difusión en Marte, [53] [54] estudios más recientes sugieren que la tasa de escape está modulada por tormentas de polvo y tiene una gran estacionalidad. [55] [56] [57] El flujo de escape estimado de hidrógeno varía de 10 7 cm −2 s −1 a 10 9 cm −2 s −1 . [56]
Escape de carbono
La fotoquímica del CO 2 y del CO en la ionosfera puede producir iones CO 2+ y CO + , respectivamente:
CO2 + hν ⟶ CO+2+ y −
CO + hν ⟶ CO + + e −
Un ion y un electrón pueden recombinarse y producir productos neutros desde el punto de vista electrónico. Los productos ganan energía cinética adicional debido a la atracción de Coulomb entre iones y electrones. Este proceso se denomina recombinación disociativa . La recombinación disociativa puede producir átomos de carbono que viajan más rápido que la velocidad de escape de Marte, y los que se mueven hacia arriba pueden escapar de la atmósfera marciana:
CO ++ e − ⟶C+O
CO+2+ e − ⟶ C + O 2
La fotólisis ultravioleta del monóxido de carbono es otro mecanismo crucial para el escape de carbono en Marte: [58]
CO + hν ( λ < 116 nm) ⟶ C + O .
Otros mecanismos potencialmente importantes incluyen el escape por pulverización catódica del CO2 y la colisión del carbono con átomos rápidos de oxígeno. [4] El flujo de escape total estimado es de aproximadamente 0,6 × 10 7 cm −2 s −1 a 2,2 × 10 7 cm −2 s −1 y depende en gran medida de la actividad solar. [59] [4]
Escape de nitrógeno
Al igual que el carbono, la recombinación disociativa de N 2 + es importante para el escape de nitrógeno en Marte. [60] [61] Además, otros mecanismos de escape fotoquímico también juegan un papel importante: [60] [62]
N 2 + hν ⟶ N + + N + e −
N 2 + e − ⟶ N + + N + 2e −
La tasa de escape de nitrógeno es muy sensible a la masa del átomo y a la actividad solar. La tasa de escape total estimada de 14 N es 4,8 × 10 5 cm −2 s −1 . [60]
Escape de oxígeno
La recombinación disociativa de CO 2 + y O 2 + (producida también a partir de la reacción de CO 2 + ) puede generar átomos de oxígeno que viajan lo suficientemente rápido para escapar:
CO+2+ e − ⟶ CO + O
CO+2+ O ⟶ O+2+ CO
Oh+2+ e − ⟶ O + O
Sin embargo, las observaciones mostraron que no hay suficientes átomos de oxígeno rápido en la exosfera marciana como lo predice el mecanismo de recombinación disociativa. [63] [41] Las estimaciones del modelo de la tasa de escape de oxígeno sugirieron que puede ser más de 10 veces menor que la tasa de escape de hidrógeno. [59] [64] Se han sugerido la recolección de iones y la pulverización catódica como mecanismos alternativos para el escape de oxígeno, pero este modelo sugiere que son menos importantes que la recombinación disociativa en la actualidad. [65]
La interacción del viento solar y el campo magnético interplanetario con la ionosfera conductora marciana induce corrientes electrodinámicas, que han sido cartografiadas y estudiadas en detalle mediante MAVEN. [67] Estas corrientes pueden impulsar a las especies ionosféricas a grandes altitudes, donde el viento solar puede barrerlas del planeta, lo que da lugar a erupciones de iones a escala global. Sin embargo, no son suficientes para explicar las pérdidas atmosféricas e ionosféricas de Marte a lo largo de su vida. [68]
Composición química actual
Dióxido de carbono
El CO 2 es el componente principal de la atmósfera marciana. Tiene una relación molar media de volumen del 94,9 %. [3] En las regiones polares invernales, la temperatura de la superficie puede ser inferior al punto de congelación del CO 2. El gas CO 2 en la atmósfera puede condensarse en la superficie para formar hielo seco sólido de 1 a 2 m de espesor . [4] En verano, la capa de hielo seco polar puede sufrir sublimación y liberar el CO 2 de nuevo a la atmósfera. Como resultado, se puede observar una variabilidad anual significativa en la presión atmosférica (≈25 %) y la composición atmosférica en Marte. [ 69] El proceso de condensación se puede aproximar mediante la relación de Clausius-Clapeyron para el CO 2. [70] [4]
También existe la posibilidad de que la adsorción de CO2 dentro y fuera del regolito contribuya a la variabilidad atmosférica anual. Aunque la sublimación y la deposición de hielo de CO2 en los casquetes polares es la fuerza impulsora detrás de los ciclos estacionales, otros procesos como las tormentas de polvo, las mareas atmosféricas y los remolinos transitorios también juegan un papel. [71] [72] [73] [74] [75] Comprender cada uno de estos procesos menores y cómo contribuyen al ciclo atmosférico general brindará una imagen más clara de cómo funciona la atmósfera marciana en su conjunto. Se ha sugerido que el regolito en Marte tiene una gran área de superficie interna, lo que implica que podría tener una capacidad relativamente alta para el almacenamiento de gas adsorbido. [76] Dado que la adsorción funciona a través de la adhesión de una película de moléculas sobre una superficie, la cantidad de área de superficie para cualquier volumen dado de material es el principal contribuyente a cuánta adsorción puede ocurrir. Un bloque sólido de material, por ejemplo, no tendría área de superficie interna, pero un material poroso, como una esponja, tendría una gran área de superficie interna. Dada la naturaleza suelta y de grano fino del regolito marciano, existe la posibilidad de niveles significativos de adsorción de CO 2 en él desde la atmósfera. [77] La adsorción de la atmósfera en el regolito se ha propuesto anteriormente como una explicación de los ciclos observados en las proporciones de mezcla de metano y agua . [76] [77] [78] [79] Se necesita más investigación para ayudar a determinar si se está produciendo la adsorción de CO 2 y, de ser así, el alcance de su impacto en el ciclo atmosférico general.
Comparación de la abundancia de dióxido de carbono, nitrógeno y argón en las atmósferas de la Tierra, Venus y Marte
A pesar de la alta concentración de CO2 en la atmósfera marciana, el efecto invernadero es relativamente débil en Marte (unos 5 °C) debido a la baja concentración de vapor de agua y la baja presión atmosférica. Si bien el vapor de agua en la atmósfera terrestre tiene la mayor contribución al efecto invernadero en la Tierra moderna, está presente solo en una concentración muy baja en la atmósfera marciana. Además, bajo baja presión atmosférica, los gases de efecto invernadero no pueden absorber la radiación infrarroja de manera efectiva porque el efecto de expansión de la presión es débil. [80] [81]
En presencia de radiación ultravioleta solar ( hν , fotones con longitud de onda inferior a 225 nm), el CO 2 en la atmósfera marciana puede fotolizarse mediante la siguiente reacción:
CO 2 + hν ( λ < 225 nm) ⟶ CO + O .
Si no hay producción química de CO 2 , todo el CO 2 de la atmósfera marciana actual se eliminaría por fotólisis en unos 3.500 años. [4] Los radicales hidroxilo (OH) producidos a partir de la fotólisis del vapor de agua, junto con las otras especies de hidrógeno extrañas (por ejemplo, H, HO 2 ), pueden convertir el monóxido de carbono (CO) nuevamente en CO 2 . El ciclo de reacción se puede describir como: [82] [83]
CO2 + H2O ⟶ CO2 + H
H + O 2 + M ⟶ HO 2 + M
HO2 +O⟶OH + O2
Neto: CO + O ⟶ CO 2
La mezcla también juega un papel en la regeneración del CO 2 al llevar el O, el CO y el O 2 de la atmósfera superior hacia abajo. [4] El equilibrio entre la fotólisis y la producción redox mantiene estable la concentración promedio de CO 2 en la atmósfera marciana moderna.
Las nubes de hielo de CO 2 pueden formarse en las regiones polares invernales y a altitudes muy elevadas (>50 km) en las regiones tropicales, donde la temperatura del aire es inferior al punto de congelación del CO 2 . [2] [84] [85]
Nitrógeno
El N 2 es el segundo gas más abundante en la atmósfera marciana. Tiene una relación de volumen media del 2,6%. [3] Varias mediciones mostraron que la atmósfera marciana está enriquecida en 15 N . [86] [35] El enriquecimiento de isótopos pesados de nitrógeno es posiblemente causado por procesos de escape selectivos de masa. [87]
El argón es el tercer gas más abundante en la atmósfera marciana. Tiene una relación de volumen media del 1,9 %. [3] En términos de isótopos estables, Marte está enriquecido en 38 Ar en relación con 36 Ar, lo que puede atribuirse al escape hidrodinámico.
Uno de los isótopos del argón , el 40 Ar, se produce a partir de la desintegración radiactiva del 40 K. Por el contrario, el 36 Ar es primordial: estaba presente en la atmósfera después de la formación de Marte. Las observaciones indican que Marte está enriquecido en 40 Ar en relación con el 36 Ar, lo que no se puede atribuir a procesos de pérdida selectiva de masa. [29] Una posible explicación para el enriquecimiento es que una cantidad significativa de atmósfera primordial, incluido el 36 Ar, se perdió por erosión por impacto en la historia temprana de Marte, mientras que el 40 Ar se emitió a la atmósfera después del impacto. [29] [4]
La proporción media estimada de oxígeno molecular (O 2 ) en la atmósfera marciana es del 0,174 %. [3] Es uno de los productos de la fotólisis del CO 2 , el vapor de agua y el ozono (O 3 ). Puede reaccionar con el oxígeno atómico (O) para volver a formar ozono (O 3 ). En 2010, el Observatorio Espacial Herschel detectó oxígeno molecular en la atmósfera marciana. [90]
El oxígeno atómico se produce por fotólisis del CO2 en la atmósfera superior y puede escapar de la atmósfera a través de la recombinación disociativa o la captación de iones. A principios de 2016, el Observatorio Estratosférico de Astronomía Infrarroja (SOFIA) detectó oxígeno atómico en la atmósfera de Marte, algo que no se había encontrado desde las misiones Viking y Mariner en la década de 1970. [91]
En 2019, los científicos de la NASA que trabajan en la misión del rover Curiosity, que han estado tomando mediciones del gas, descubrieron que la cantidad de oxígeno en la atmósfera marciana aumentó un 30% en primavera y verano. [92]
De manera similar al ozono estratosférico en la atmósfera de la Tierra, el ozono presente en la atmósfera marciana puede ser destruido por ciclos catalíticos que involucran especies extrañas de hidrógeno:
H+ O3⟶OH + O2
O + OH ⟶ H + O 2
Neto: O + O 3 ⟶ 2O 2
Como el agua es una fuente importante de estas especies de hidrógeno extraño, se observa una mayor abundancia de ozono en las regiones con un menor contenido de vapor de agua. [93] Las mediciones mostraron que la columna total de ozono puede alcanzar 2-30 μm-atm alrededor de los polos en invierno y primavera, donde el aire es frío y tiene una baja relación de saturación de agua. [94] Las reacciones reales entre el ozono y las especies de hidrógeno extraño pueden complicarse aún más por las reacciones heterogéneas que tienen lugar en las nubes de hielo de agua. [95]
Se cree que la distribución vertical y la estacionalidad del ozono en la atmósfera marciana se debe a las complejas interacciones entre la química y el transporte de aire rico en oxígeno desde las latitudes iluminadas por el sol hasta los polos. [96] [97] El espectrómetro UV/IR de Mars Express (SPICAM) ha demostrado la presencia de dos capas de ozono distintas en latitudes bajas y medias. Estas comprenden una capa persistente cercana a la superficie por debajo de una altitud de 30 km (19 mi), una capa separada que solo está presente en primavera y verano del norte con una altitud que varía de 30 a 60 km, y otra capa separada que existe a 40-60 km por encima del polo sur en invierno, sin contraparte por encima del polo norte de Marte. [98] Esta tercera capa de ozono muestra una disminución abrupta en la elevación entre 75 y 50 grados sur. SPICAM detectó un aumento gradual en la concentración de ozono a 50 km (31 mi) hasta mediados del invierno, después de lo cual disminuyó lentamente a concentraciones muy bajas, sin que se detectara ninguna capa por encima de los 35 km (22 mi). [96]
Vapor de agua
Nubes captadas por el rover Curiosity de la NASA
El vapor de agua es un gas traza en la atmósfera marciana y tiene una enorme variabilidad espacial, diurna y estacional. [99] [100] Las mediciones realizadas por el orbitador Viking a finales de la década de 1970 sugirieron que la masa total global de vapor de agua es equivalente a aproximadamente 1 a 2 km3 de hielo. [101] Las mediciones más recientes realizadas por el orbitador Mars Express mostraron que la abundancia promedio anual global de vapor de agua en la columna es de aproximadamente 10-20 micrones precipitables (pr. μm). [102] [103] La abundancia máxima de vapor de agua (50-70 pr. μm) se encuentra en las regiones polares del norte a principios del verano debido a la sublimación del hielo de agua en el casquete polar. [102]
A diferencia de la atmósfera terrestre, en la atmósfera marciana no pueden existir nubes de agua líquida debido a la baja presión atmosférica. Las cámaras del rover Opportunity y del módulo de aterrizaje Phoenix han observado nubes de agua helada similares a cirros . [104] [105] Las mediciones realizadas por el módulo de aterrizaje Phoenix mostraron que las nubes de agua helada pueden formarse en la parte superior de la capa límite planetaria durante la noche y precipitarse de nuevo a la superficie en forma de cristales de hielo en la región polar norte. [100] [106]
Hielo de agua precipitada que cubre la llanura marciana Utopia Planitia , el hielo de agua precipitado al adherirse al hielo seco (observado por el módulo de aterrizaje Viking 2 )
Metano
Como especie volcánica y biógena, el metano es de interés para los geólogos y astrobiólogos . [21] Sin embargo, el metano es químicamente inestable en una atmósfera oxidante con radiación UV. La vida útil del metano en la atmósfera marciana es de unos 400 años. [107] La detección de metano en una atmósfera planetaria puede indicar la presencia de actividades geológicas recientes u organismos vivos. [21] [108] [109] [107] Desde 2004, se han reportado trazas de metano (rango de 60 ppb a bajo el límite de detección (< 0,05 ppb)) en varias misiones y estudios observacionales. [110] [111] [ 112] [113] [114] [115] [116] [117] [118] [16] La fuente de metano en Marte y la explicación de la enorme discrepancia en las concentraciones de metano observadas todavía son objeto de un activo debate. [22] [21] [107]
Consulte también la sección “Detección de metano” para obtener más detalles.
Dióxido de azufre
El dióxido de azufre (SO2 ) en la atmósfera sería un indicador de la actividad volcánica actual. Se ha vuelto especialmente interesante debido a la controversia de larga data sobre el metano en Marte. Si los volcanes han estado activos en la historia marciana reciente, se esperaría encontrar SO2 junto con metano en la atmósfera marciana actual. [119] [120] No se ha detectado SO2 en la atmósfera, con un límite superior de sensibilidad establecido en 0,2 ppb. [ 121] [122] Sin embargo, un equipo dirigido por científicos del Centro de Vuelo Espacial Goddard de la NASA informó la detección de SO2 en muestras de suelo de Rocknest analizadas por el rover Curiosity en marzo de 2013. [123]
Otros gases traza
El monóxido de carbono (CO) se produce por la fotólisis del CO 2 y reacciona rápidamente con los oxidantes de la atmósfera marciana para volver a formar CO 2 . La proporción media estimada de volumen de CO en la atmósfera marciana es del 0,0747 %. [3]
Los gases nobles , distintos del helio y el argón, están presentes en niveles traza (neón a 2,5 ppmv, criptón a 0,3 ppmv y xenón a 0,08 ppmv [5] ) en la atmósfera marciana. La concentración de helio, neón, criptón y xenón en la atmósfera marciana ha sido medida por diferentes misiones. [124] [125] [126] [31] Las proporciones isotópicas de los gases nobles revelan información sobre las actividades geológicas tempranas en Marte y la evolución de su atmósfera. [124] [31] [127]
El hidrógeno molecular (H 2 ) se produce por la reacción entre especies de hidrógeno impares en la atmósfera media. Puede llegar a la atmósfera superior por mezcla o difusión, descomponerse en hidrógeno atómico (H) por la radiación solar y escapar de la atmósfera marciana. [128] El modelado fotoquímico estimó que la proporción de mezcla de H 2 en la atmósfera inferior es de aproximadamente 15 ± 5 ppmv. [128]
Estructura vertical
Estructura vertical de la atmósfera de Marte sobre la que se muestran los perfiles de temperatura obtenidos por las sondas de entrada de los módulos de aterrizaje de Marte. Fuente de datos: Sistema de datos planetarios de la NASA
La estructura de temperatura vertical de la atmósfera marciana difiere de la atmósfera terrestre en muchos aspectos. La información sobre la estructura vertical se suele inferir mediante el uso de observaciones de sondeos infrarrojos térmicos , ocultación por radio , aerofrenado y perfiles de entrada de los módulos de aterrizaje. [129] [130] La atmósfera de Marte se puede clasificar en tres capas según el perfil de temperatura promedio:
Troposfera (≈0–40 km): La capa donde tienen lugar la mayoría de los fenómenos meteorológicos (por ejemplo, convección y tormentas de polvo). Su dinámica está fuertemente determinada por el calentamiento diurno de la superficie y la cantidad de polvo en suspensión. Marte tiene una altura de escala mayor de 11,1 km que la Tierra (8,5 km) debido a su gravedad más débil. [5] La tasa de disminución adiabática seca teórica de Marte es de 4,3 °C km −1 , [131] pero la tasa de disminución promedio medida es de aproximadamente 2,5 °C km −1 porque las partículas de polvo suspendidas absorben la radiación solar y calientan el aire. [2] La capa límite planetaria puede extenderse hasta más de 10 km de espesor durante el día. [2] [132] El rango de temperatura diurna cercana a la superficie es enorme (60 °C [131] ) debido a la baja inercia térmica. En condiciones polvorientas, las partículas de polvo suspendidas pueden reducir el rango de temperatura diurna de la superficie a solo 5 °C. [133] La temperatura por encima de los 15 km está controlada por procesos radiativos en lugar de convección. [2] Marte es también una rara excepción a la regla de la "tropopausa de 0,1 bar" que se encuentra en las otras atmósferas de nuestro sistema solar. [134]
Mesosfera (≈40–100 km): La capa que tiene la temperatura más baja. El CO 2 en la mesosfera actúa como un agente de enfriamiento al irradiar eficientemente calor al espacio. Las observaciones de ocultación estelar muestran que la mesopausia de Marte se ubica a unos 100 km (alrededor de un nivel de 0,01 a 0,001 Pa) y tiene una temperatura de 100–120 K. [135] La temperatura a veces puede ser más baja que el punto de congelación del CO 2 , y se han reportado detecciones de nubes de hielo de CO 2 en la mesosfera marciana. [84] [85]
Termosfera (≈100–230 km): La capa está controlada principalmente por el calentamiento extremo por rayos ultravioleta . La temperatura de la termosfera marciana aumenta con la altitud y varía según la estación. La temperatura diurna de la termosfera superior varía de 175 K (en el afelio) a 240 K (en el perihelio) y puede alcanzar hasta 390 K, [136] [137] pero sigue siendo significativamente más baja que la temperatura de la termosfera terrestre . La mayor concentración de CO 2 en la termosfera marciana puede explicar parte de la discrepancia debido a los efectos de enfriamiento del CO 2 a gran altitud. Se cree que los procesos de calentamiento auroral no son importantes en la termosfera marciana debido a la ausencia de un campo magnético fuerte en Marte, pero el orbitador MAVEN ha detectado varios eventos de aurora. [138] [139]
Marte no tiene una estratosfera persistente debido a la falta de especies que absorban ondas cortas en su atmósfera media (por ejemplo, ozono estratosférico en la atmósfera de la Tierra y neblina orgánica en la atmósfera de Júpiter ) para crear una inversión de temperatura. [140] Sin embargo, se ha observado una capa de ozono estacional y una fuerte inversión de temperatura en la atmósfera media sobre el polo sur marciano. [97] [141] La altitud de la turbopausa de Marte varía mucho de 60 a 140 km, y la variabilidad es impulsada por la densidad de CO 2 en la termosfera inferior. [142] Marte también tiene una ionosfera complicada que interactúa con las partículas del viento solar, la radiación ultravioleta extrema y los rayos X del Sol, y el campo magnético de su corteza. [143] [144] La exosfera de Marte comienza a unos 230 km y se fusiona gradualmente con el espacio interplanetario. [2]
El viento solar acelera los iones de la atmósfera superior de Marte hacia el espacio (vídeo (01:13); 5 de noviembre de 2015)
Polvo atmosférico y otras características dinámicas
Polvo atmosférico
Con vientos suficientemente fuertes (> 30 ms −1 ), las partículas de polvo pueden movilizarse y elevarse desde la superficie hasta la atmósfera. [2] [4] Algunas de las partículas de polvo pueden quedar suspendidas en la atmósfera y viajar por circulación antes de caer de nuevo al suelo. [14] Las partículas de polvo pueden atenuar la radiación solar e interactuar con la radiación infrarroja, lo que puede provocar un efecto radiativo significativo en Marte. Las mediciones del orbitador sugieren que la profundidad óptica del polvo promediada globalmente tiene un nivel de fondo de 0,15 y alcanza su punto máximo en la temporada del perihelio (primavera y verano australes). [145] La abundancia local de polvo varía mucho según las estaciones y los años. [145] [146] Durante los eventos globales de polvo, los activos de la superficie de Marte pueden observar una profundidad óptica superior a 4. [147] [148] Las mediciones de superficie también mostraron que el radio efectivo de las partículas de polvo varía de 0,6 μm a 2 μm y tiene una estacionalidad considerable. [148] [149] [150]
El polvo tiene una distribución vertical desigual en Marte. Además de la capa límite planetaria, los datos de sondeo mostraron que hay otros picos de proporción de mezcla de polvo a mayor altitud (por ejemplo, entre 15 y 30 km por encima de la superficie). [151] [152] [14]
Variaciones estacionales del oxígeno y el metano en el cráter Gale
Tormentas de polvo
Diferencia entre las nubes de polvo y agua: la nube naranja en el centro de la imagen es una gran nube de polvo, las otras nubes polares blancas son nubes de agua.Detalle de una tormenta de polvo marciana, vista desde la órbitaUn frente de tormenta de polvo de 700 kilómetros de longitud (marcado con la flecha roja) visto desde la órbita desde distintos ángulos. El círculo rojo del terreno marciano es solo para orientación.Marte sin tormenta de polvo en junio de 2001 (a la izquierda) y con una tormenta de polvo global en julio de 2001 (a la derecha), como lo vio la sonda Mars Global Surveyor
Las tormentas de polvo locales y regionales no son raras en Marte. [14] [2] Las tormentas locales tienen un tamaño de aproximadamente 10 3 km 2 y ocurren alrededor de 2000 eventos por año marciano, mientras que las tormentas regionales de 10 6 km 2 se observan con frecuencia en primavera y verano australes. [2] Cerca del casquete polar, las tormentas de polvo a veces pueden ser generadas por actividades frontales y ciclones extratropicales. [153] [14]
Las tormentas de polvo globales (área > 10 6 km 2 ) ocurren en promedio una vez cada 3 años marcianos. [4] Las observaciones mostraron que las tormentas de polvo más grandes suelen ser el resultado de la fusión de tormentas de polvo más pequeñas, [11] [15] pero el mecanismo de crecimiento de la tormenta y el papel de las retroalimentaciones atmosféricas aún no se comprenden bien. [15] [14] Aunque se piensa que el polvo marciano puede ser arrastrado a la atmósfera por procesos similares a los de la Tierra (por ejemplo, saltación ), los mecanismos reales aún deben verificarse, y las fuerzas electrostáticas o magnéticas también pueden influir en la modulación de la emisión de polvo. [14] Los investigadores informaron que la mayor fuente individual de polvo en Marte proviene de la Formación Medusae Fossae . [154]
El 1 de junio de 2018, los científicos de la NASA detectaron señales de una tormenta de polvo (ver imagen ) en Marte que provocó el final de la misión del rover Opportunity, que funcionaba con energía solar , ya que el polvo bloqueaba la luz solar (ver imagen ) necesaria para funcionar. Para el 12 de junio, la tormenta era la más extensa registrada en la superficie del planeta y abarcaba un área aproximadamente del tamaño de América del Norte y Rusia juntas (aproximadamente una cuarta parte del planeta). Para el 13 de junio, el rover Opportunity comenzó a experimentar serios problemas de comunicación debido a la tormenta de polvo. [155] [156] [157] [158] [159]
Los remolinos de polvo son comunes en Marte. [160] [14] Al igual que sus contrapartes en la Tierra, los remolinos de polvo se forman cuando los vórtices convectivos impulsados por un fuerte calentamiento de la superficie se cargan con partículas de polvo. [161] [162] Los remolinos de polvo en Marte suelen tener un diámetro de decenas de metros y una altura de varios kilómetros, que son mucho más altos que los observados en la Tierra. [2] [162] El estudio de las trayectorias de los remolinos de polvo mostró que la mayoría de los remolinos de polvo marcianos ocurren alrededor de 60°N y 60°S en primavera y verano. [160] Levantan alrededor de 2,3 × 10 11 kg de polvo de la superficie terrestre a la atmósfera anualmente, lo que es comparable a la contribución de las tormentas de polvo locales y regionales. [160]
Modificación de la superficie por el viento
En Marte, el viento cercano a la superficie no solo emite polvo, sino que también modifica la geomorfología del planeta en escalas de tiempo largas. Aunque se pensaba que la atmósfera de Marte es demasiado delgada para movilizar las formaciones arenosas, las observaciones realizadas por HiRSE mostraron que la migración de dunas no es rara en Marte. [163] [164] [165] La tasa media global de migración de dunas (de 2 a 120 m de altura) es de unos 0,5 metros por año. [165] Los modelos de circulación atmosférica sugirieron que los ciclos repetidos de erosión eólica y deposición de polvo pueden conducir, posiblemente, a un transporte neto de materiales del suelo desde las tierras bajas a las tierras altas en escalas de tiempo geológicas. [4]
Movimiento de formaciones arenosas en el campo de dunas de Nili Patera en Marte detectado por la sonda HiRISE. Crédito de la fotografía: NASA/JPL Caltech/U. Arizona/JHU-APL
Mareas termales
El calentamiento solar en el lado diurno y el enfriamiento radiativo en el lado nocturno de un planeta pueden inducir una diferencia de presión. [166] Las mareas térmicas, que son la circulación del viento y las olas impulsadas por un campo de presión que varía diariamente, pueden explicar gran parte de la variabilidad de la atmósfera marciana. [167] En comparación con la atmósfera de la Tierra, las mareas térmicas tienen una mayor influencia en la atmósfera marciana debido al mayor contraste de temperatura diurna. [168] La presión superficial medida por los exploradores de Marte mostró señales claras de mareas térmicas, aunque la variación también depende de la forma de la superficie del planeta y la cantidad de polvo suspendido en la atmósfera. [169] Las ondas atmosféricas también pueden viajar verticalmente y afectar la temperatura y el contenido de hielo de agua en la atmósfera media de Marte. [167]
Nubes orográficas
Nubes de hielo de agua formadas en las inmediaciones del volcán Arsia Mons . La imagen fue tomada el 21 de septiembre de 2018, pero ya se habían observado fenómenos de formación de nubes similares en el mismo lugar. Crédito de la fotografía: ESA/DLR/FU Berlin
En la Tierra, las cadenas montañosas a veces obligan a una masa de aire a elevarse y enfriarse. Como resultado, el vapor de agua se satura y se forman nubes durante el proceso de elevación. [170] En Marte, los orbitadores han observado una formación estacionalmente recurrente de enormes nubes de hielo de agua alrededor del lado de sotavento de los volcanes de 20 km de altura Arsia Mons , que probablemente esté causada por el mismo mecanismo. [171] [172]
Entorno acústico
Sonidos de Marte ( Perseverance ) (vídeo; 1:29; 1 de abril de 2022)
En abril de 2022, los científicos informaron, por primera vez, de estudios de ondas sonoras en Marte. Estos estudios se basaron en mediciones realizadas con instrumentos del rover Perseverance . Los científicos descubrieron que la velocidad del sonido es más lenta en la delgada atmósfera marciana que en la Tierra. La velocidad del sonido en Marte, dentro del ancho de banda audible entre 20 Hz y 20 kHz, varía según el tono , aparentemente debido a la baja presión y la turbulencia térmica del aire de la superficie marciana; y, como resultado de estas condiciones, el sonido es mucho más silencioso y la música en vivo sería más variable que en la Tierra. [173] [174] [175]
Fenómenos inexplicables
Detección de metano
El metano (CH 4 ) es químicamente inestable en la atmósfera oxidante actual de Marte. Se descompondría rápidamente debido a la radiación ultravioleta del Sol y a las reacciones químicas con otros gases. Por lo tanto, una presencia persistente de metano en la atmósfera puede implicar la existencia de una fuente para reponer el gas continuamente.
El Orbitador de Gases Traza de la ESA-Roscomos , que ha realizado las mediciones más sensibles de metano en la atmósfera de Marte con más de 100 sondeos globales , no ha encontrado metano hasta un límite de detección de 0,05 partes por mil millones (ppb). [16] [17] [18] Sin embargo, ha habido otros informes de detección de metano por telescopios terrestres y el rover Curiosity. Las primeras cantidades de metano, a nivel de varias ppb, fueron reportadas en la atmósfera de Marte por un equipo del Centro de Vuelo Espacial Goddard de la NASA en 2003. [176] [177] Se midieron grandes diferencias en las abundancias entre las observaciones tomadas en 2003 y 2006, lo que sugirió que el metano estaba concentrado localmente y probablemente era estacional. [178]
En 2014, la NASA informó que el rover Curiosity detectó un aumento de diez veces ('pico') en el metano en la atmósfera que lo rodea a fines de 2013 y principios de 2014. Cuatro mediciones tomadas durante dos meses en este período promediaron 7,2 ppb, lo que implica que Marte está produciendo o liberando metano episódicamente de una fuente desconocida. [116] Antes y después de eso, las lecturas promediaron alrededor de una décima parte de ese nivel. [179] [180] [116] El 7 de junio de 2018, la NASA anunció una variación estacional cíclica en el nivel de fondo de metano atmosférico. [181] [20] [182]
Curiosity detectó una variación estacional cíclica en el metano atmosférico.
Los principales candidatos para el origen del metano de Marte incluyen procesos no biológicos como las reacciones agua -roca, la radiólisis del agua y la formación de pirita , todos los cuales producen H2 que luego podría generar metano y otros hidrocarburos a través de la síntesis de Fischer-Tropsch con CO y CO2 . [ 183] También se ha demostrado que el metano podría producirse mediante un proceso que involucra agua, dióxido de carbono y el mineral olivino , que se sabe que es común en Marte. [184] Los microorganismos vivos , como los metanógenos , son otra fuente posible, pero no se ha encontrado evidencia de la presencia de tales organismos en Marte. [185] [186] [111] Hay algunas sospechas sobre la detección de metano, lo que sugiere que puede ser causado por la contaminación terrestre no documentada de los rovers o una mala interpretación de los datos brutos de medición. [22] [187]
Eventos de rayos
En 2009, un estudio de observación basado en la Tierra informó la detección de eventos de descarga eléctrica a gran escala en Marte y propuso que están relacionados con la descarga de rayos en las tormentas de polvo marcianas. [188] Sin embargo, estudios de observación posteriores mostraron que el resultado no es reproducible utilizando el receptor de radar en Mars Express y el Allen Telescope Array basado en la Tierra . [189] [190] [191] Un estudio de laboratorio mostró que la presión del aire en Marte no es favorable para cargar los granos de polvo y, por lo tanto, es difícil generar rayos en la atmósfera marciana. [192] [191]
Chorro superrotativo sobre el ecuador
La superrotación se refiere al fenómeno en el que la masa atmosférica tiene una velocidad angular mayor que la superficie del planeta en el ecuador, lo que en principio no puede ser impulsado por circulaciones axisimétricas no viscosas. [193] [194] Los datos asimilados y la simulación del modelo de circulación general (GCM) sugieren que se pueden encontrar chorros superrotativos en la atmósfera marciana durante las tormentas de polvo globales, pero son mucho más débiles que los observados en planetas de rotación lenta como Venus y Titán. [153] Los experimentos de GCM mostraron que las mareas térmicas pueden desempeñar un papel en la inducción del chorro superrotativo. [195] Sin embargo, el modelado de la superrotación sigue siendo un tema desafiante para los científicos planetarios. [194]
Historia de las observaciones atmosféricas
En 1784, el astrónomo británico nacido en Alemania William Herschel publicó un artículo sobre sus observaciones de la atmósfera marciana en Philosophical Transactions y notó el movimiento ocasional de una región más brillante en Marte, que atribuyó a nubes y vapores. [168] [196] En 1809, el astrónomo francés Honoré Flaugergues escribió sobre su observación de "nubes amarillas" en Marte, que probablemente sean eventos de tormentas de polvo. [168] En 1864, William Rutter Dawes observó que "el tinte rojizo del planeta no surge de ninguna peculiaridad de su atmósfera; parece estar completamente probado por el hecho de que el enrojecimiento es siempre más profundo cerca del centro, donde la atmósfera es más delgada". [197] Las observaciones espectroscópicas en las décadas de 1860 y 1870 [198] llevaron a muchos a pensar que la atmósfera de Marte es similar a la de la Tierra. Sin embargo, en 1894, el análisis espectral y otras observaciones cualitativas de William Wallace Campbell sugirieron que Marte se parece a la Luna , que no tiene una atmósfera apreciable, en muchos aspectos. [198] En 1926, las observaciones fotográficas de William Hammond Wright en el Observatorio Lick permitieron a Donald Howard Menzel descubrir evidencia cuantitativa de la atmósfera de Marte. [199] [200]
Con una mejor comprensión de las propiedades ópticas de los gases atmosféricos y el avance en la tecnología de los espectrómetros , los científicos comenzaron a medir la composición de la atmósfera marciana a mediados del siglo XX. Lewis David Kaplan y su equipo detectaron las señales de vapor de agua y dióxido de carbono en el espectrograma de Marte en 1964, [201] así como monóxido de carbono en 1969. [202] En 1965, las mediciones realizadas durante el sobrevuelo del Mariner 4 confirmaron que la atmósfera marciana está constituida principalmente de dióxido de carbono, y la presión superficial es de unos 400 a 700 Pa. [203] Después de que se conoció la composición de la atmósfera marciana, comenzaron las investigaciones astrobiológicas en la Tierra para determinar la viabilidad de la vida en Marte . Para este propósito se desarrollaron contenedores que simulaban las condiciones ambientales en Marte, llamados " jarras de Marte ". [204]
En 1976, dos módulos de aterrizaje del programa Viking proporcionaron las primeras mediciones in situ de la composición de la atmósfera marciana. Otro objetivo de la misión incluía investigaciones en busca de evidencia de vida pasada o presente en Marte (ver Experimentos biológicos del módulo de aterrizaje Viking ). [205] Desde entonces, se han enviado muchos orbitadores y módulos de aterrizaje a Marte para medir diferentes propiedades de la atmósfera marciana, como la concentración de gases traza y las proporciones isotópicas. Además, las observaciones telescópicas y el análisis de meteoritos marcianos proporcionan fuentes independientes de información para verificar los hallazgos. Las imágenes y mediciones realizadas por estas naves espaciales mejoran en gran medida nuestra comprensión de los procesos atmosféricos fuera de la Tierra. El rover Curiosity y el módulo de aterrizaje InSight todavía están operando en la superficie de Marte para llevar a cabo experimentos e informar sobre el clima local diario. [206] [207] El rover Perseverance y el helicóptero Ingenuity , que formaron el programa Mars 2020 , aterrizaron en febrero de 2021. El rover Rosalind Franklin está programado para lanzarse en 2028.
Potencial de uso por humanos
La atmósfera de Marte es un recurso de composición conocida disponible en cualquier lugar de aterrizaje en Marte. Se ha propuesto que la exploración humana de Marte podría utilizar dióxido de carbono (CO 2 ) de la atmósfera marciana para producir metano (CH 4 ) y usarlo como combustible para cohetes para la misión de regreso. Los estudios de misión que proponen usar la atmósfera de esta manera incluyen la propuesta Mars Direct de Robert Zubrin y el estudio de la Misión de Referencia de Diseño de la NASA . Dos vías químicas principales para el uso del dióxido de carbono son la reacción de Sabatier , que convierte el dióxido de carbono atmosférico junto con hidrógeno adicional (H 2 ) para producir metano (CH 4 ) y oxígeno (O 2 ), y la electrólisis , que utiliza un electrolito de óxido sólido de zirconio para dividir el dióxido de carbono en oxígeno (O 2 ) y monóxido de carbono (CO). [208]
En 2021, el rover Perseverance de la NASA logró producir oxígeno en Marte. El proceso es complejo y lleva mucho tiempo producir una pequeña cantidad de oxígeno. [209]
Galería de imágenes
Cielo marciano con nubes al atardecer, visto por InSight
Capa de hielo polar con la profundidad de la atmósfera, así como una gran nube orográfica visible en el horizonte sobre el Monte Olimpo.
Atmósfera marciana con cubierta de nubes sobre Solis Planum
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Enlaces externos
Medios relacionados con Atmósfera de Marte en Wikimedia Commons
Programa de exploración de Marte de la NASA
Clima de Marte: Perseverancia*Curiosidad*InSight
Resumen del tiempo semanal en Marte elaborado por los sistemas de Malin Space Science
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