Gravedad de Marte

Fuerza gravitacional ejercida por el planeta Marte.

Gravedad de la Tierra vs Marte vs Luna en elevación

La gravedad de Marte es un fenómeno natural, debido a la ley de la gravedad , o gravitación, por la cual todas las cosas con masa que hay alrededor del planeta Marte son atraídas hacia él. Es más débil que la gravedad de la Tierra debido a la masa más pequeña del planeta. La aceleración gravitacional promedio en Marte es 3,72076 ms ⁻² (aproximadamente el 38% de la gravedad de la Tierra ) y varía. ^[1]

En general, la isostasia controlada por la topografía impulsa las anomalías de la gravedad del aire libre en longitudes de onda cortas . ^[2] Al mismo tiempo, el flujo convectivo y la fuerza finita del manto conducen a anomalías de gravedad en el aire libre a escala planetaria de longitud de onda larga en todo el planeta. ^{[3] [4]} La variación en el espesor de la corteza, las actividades magmáticas y volcánicas, el levantamiento de Moho inducido por el impacto , la variación estacional de los casquetes polares, la variación de la masa atmosférica y la variación de la porosidad de la corteza también podrían correlacionarse con las variaciones laterales. ^{[5] [6] [7] [8] [9]}

A lo largo de los años se han producido modelos compuestos por un número creciente pero limitado de armónicos esféricos . Los mapas producidos han incluido anomalías de gravedad en el aire libre , anomalías de gravedad de Bouguer y espesor de la corteza terrestre. En algunas zonas de Marte existe una correlación entre las anomalías de la gravedad y la topografía. Dada la topografía conocida, se puede inferir un campo gravitatorio de mayor resolución. La deformación de las mareas de Marte por el Sol o Fobos se puede medir por su gravedad. Esto revela cuán rígido es el interior y muestra que el núcleo es parcialmente líquido. Por lo tanto, el estudio de la gravedad superficial de Marte puede proporcionar información sobre diferentes características y proporcionar información beneficiosa para futuros aterrizajes en Marte .

Medición

Armónico esférico giratorio, con para la vertical y para la horizontal. Para el C ₂₀ y C ₃₀ marcianos , varían con el tiempo debido a la variación estacional de la masa de los casquetes polares a través del ciclo anual de sublimación-condensación del dióxido de carbono. ${\displaystyle \ell =0{\text{ to }}4}$ ${\displaystyle m=0{\text{ to }}4}$

Para comprender la gravedad de Marte, a menudo se miden la intensidad de su campo gravitacional g y su potencial gravitacional U. Simplemente, si se supone que Marte es un cuerpo estático perfectamente esférico de radio R _M , siempre que solo haya un satélite girando alrededor de Marte en una órbita circular y dicha interacción gravitatoria sea la única fuerza que actúa en el sistema, la ecuación sería

${\displaystyle {\frac {GMm}{r^{2}}}=mr\omega ^{2},}$

donde G es la constante universal de gravitación (comúnmente tomada como G = 6,674 × 10 ⁻¹¹ m ³ kg ⁻¹ s ⁻² ), ^[10] M es la masa de Marte (valor más actualizado: 6,41693 × 10 ²³ kg), ^[11] m es la masa del satélite, r es la distancia entre Marte y el satélite, y es la velocidad angular del satélite, que también equivale a ( T es el período orbital del satélite). ${\displaystyle \omega }$ ${\displaystyle {\frac {2\pi }{T}}}$

Por tanto, donde R _M es el radio de Marte. Con una medición adecuada, r , T y R _M son parámetros que se pueden obtener desde la Tierra. ${\displaystyle g={\frac {GM}{R_{M}^{2}}}={\frac {r^{3}\omega ^{2}}{R_{M}^{2}}}={\frac {4r^{3}\pi ^{2}}{T^{2}R_{M}^{2}}}}$

Sin embargo, como Marte es un cuerpo planetario genérico, no esférico e influenciado por procesos geológicos complejos, más exactamente, el potencial gravitacional se describe con funciones armónicas esféricas , siguiendo la convención en geodesia; ver modelo geopotencial .

${\displaystyle U(r,\lambda ,\psi )=-{\frac {GM}{r}}\left(1+\sum _{\ell =2}^{\ell =L}\left({\frac {R}{r}}\right)^{\ell }\left(C_{\ell 0}P_{\ell }^{0}(\sin \psi )+\sum _{m=1}^{+\ell }(C_{\ell m}\cos m\lambda +S_{\ell m}\sin m\lambda )P_{\ell }^{m}(\sin \psi )\right)\right),}$^[12]

donde están las coordenadas esféricas del punto de prueba. ^[12] es longitud y es latitud. y son coeficientes armónicos adimensionales de grado y orden . ^[12] es el polinomio de grado de Legendre con y es el polinomio de Legendre asociado con . Se utilizan para describir soluciones de la ecuación de Laplace . ^[12] es el radio medio del planeta. ^[12] El coeficiente a veces se escribe como . ${\displaystyle r,\psi ,\lambda }$ ${\displaystyle \lambda }$ ${\displaystyle \psi }$ ${\displaystyle C_{\ell m}}$ ${\displaystyle S_{\ell m}}$ ${\displaystyle l}$ ${\displaystyle m}$ ${\displaystyle P_{\ell }^{m}}$ ${\displaystyle l}$ ${\displaystyle m=0}$ ${\displaystyle m>0}$ ${\displaystyle R}$ ${\displaystyle C_{\ell 0}}$ ${\displaystyle J_{n}}$

1. Cuanto menor sea el grado y el orden , mayor será la longitud de onda de la anomalía que representa. A su vez, la anomalía de la gravedad de longitud de onda larga está influenciada por estructuras geofísicas globales. ${\displaystyle \ell }$ ${\displaystyle m}$
2. Cuanto mayor sea el grado y el orden , más corta será la longitud de onda de la anomalía que representa. Para grados superiores a 50, se ha demostrado que esas variaciones tienen una alta correlación con la topografía. ^[13] La interpretación geofísica de las características de la superficie podría ayudar aún más a obtener una imagen más completa del campo gravitatorio marciano, aunque se podrían producir resultados engañosos. ^[13] ${\displaystyle \ell }$ ${\displaystyle m}$

La técnica más antigua para determinar la gravedad de Marte es mediante la observación desde la Tierra. Más tarde, con la llegada de las naves espaciales no tripuladas, se desarrollaron modelos de gravedad posteriores a partir de datos de seguimiento por radio.

Los científicos midieron la perturbación de diferentes naves espaciales mediante Doppler y métodos de seguimiento de alcance para desarrollar diferentes modelos de gravedad desde la primera llegada de la sonda espacial no tripulada Mariner 9 en 1971. (Crédito: Estudio de visualización científica de la NASA)

Observación desde la Tierra

Antes de la llegada de las naves espaciales Mariner 9 y Viking a Marte, sólo se disponía de una estimación de la constante gravitacional de Marte GM, es decir, la constante universal de gravitación multiplicada por la masa de Marte, para deducir las propiedades del campo gravitatorio marciano. ^[14] La GM podría obtenerse mediante observaciones de los movimientos de los satélites naturales de Marte ( Fobos y Deimos ) y sobrevuelos de naves espaciales en Marte ( Mariner 4 y Mariner 6 ). ^[14]

Las observaciones a largo plazo desde la Tierra de los movimientos de Fobos y Deimos proporcionan parámetros físicos que incluyen el semieje mayor , la excentricidad , el ángulo de inclinación con respecto al plano laplaciano, etc., ^[15] que permiten calcular la relación entre la masa solar y la masa de Marte. , momento de inercia y coeficiente del potencial gravitacional de Marte, y dan estimaciones iniciales del campo gravitatorio de Marte. ^[15]

Inferido de datos de seguimiento de radio

Doppler de tres vías, con transmisor y receptor de señal separados

El seguimiento preciso de las naves espaciales es de suma importancia para un modelado exacto de la gravedad, ya que los modelos de gravedad se desarrollan a partir de la observación de pequeñas perturbaciones de las naves espaciales, es decir, pequeñas variaciones en la velocidad y la altitud. El seguimiento se realiza básicamente mediante las antenas de la Deep Space Network (DSN), aplicándose seguimiento Doppler unidireccional, bidireccional y tridireccional y de alcance. ^[16] El seguimiento unidireccional significa que los datos se transmiten de una manera al DSN desde la nave espacial, mientras que el seguimiento bidireccional y tridireccional implican la transmisión de señales desde la Tierra a la nave espacial (enlace ascendente) y luego se transponen coherentemente de regreso a la Tierra. (enlace descendente). ^[16] La diferencia entre el seguimiento bidireccional y triple es que el primero tiene el mismo transmisor y receptor de señal en la Tierra, mientras que el segundo tiene el transmisor y el receptor en diferentes lugares de la Tierra. ^[16] El uso de estos tres tipos de datos de seguimiento mejora la cobertura y la calidad de los datos, ya que uno podría llenar el vacío de datos de otro. ^[dieciséis]

El seguimiento Doppler es una técnica común en el seguimiento de naves espaciales, que utiliza el método de velocidad radial, que implica la detección de cambios Doppler. ^[13] A medida que la nave espacial se aleja de nosotros a lo largo de la línea de visión, habría un desplazamiento de la señal al rojo, mientras que a la inversa, habría un desplazamiento de la señal al azul. Esta técnica también se ha aplicado para observar el movimiento de exoplanetas. ^[17] Mientras que para el seguimiento de alcance, se realiza mediante la medición del tiempo de propagación de ida y vuelta de la señal. ^[13] La combinación de desplazamiento Doppler y observación del alcance promueve una mayor precisión de seguimiento de la nave espacial.

Los datos de seguimiento luego se convertirían para desarrollar modelos de gravedad global utilizando la ecuación armónica esférica que se muestra arriba. Sin embargo, es necesario eliminar aún más los efectos debidos a la marea sólida , diversos efectos relativistas debidos al Sol, Júpiter y Saturno, fuerzas no conservativas (por ejemplo, desaturaciones del momento angular (AMD), resistencia atmosférica y presión de radiación solar ). , ^[13] de lo contrario se producen errores considerables.

Historia

El último modelo de gravedad para Marte es el Goddard Mars Model 3 (GMM-3), producido en 2016, con solución de armónicos esféricos de hasta grado y orden 120. ^[13] Este modelo se desarrolló a partir de 16 años de datos de seguimiento por radio de Mars Global. Surveyor (MGS), Mars Odyssey y Mars Reconnaissance Orbiter (MRO), así como el modelo topográfico MOLA y proporciona una resolución global de 115 km. ^[13] Junto con este modelo se produjeron un mapa de anomalías de gravedad en el aire libre, un mapa de anomalías de gravedad de Bouguer y un mapa de espesor de la corteza terrestre. ^[13] En comparación con el MRO110C y otros modelos anteriores, la mejora importante en la estimación del campo gravitatorio proviene de un modelado más cuidadoso de las fuerzas no conservadoras aplicadas a la nave espacial. ^[13]

Las técnicas de seguimiento de la nave espacial y la interpretación geofísica de las características de la superficie pueden afectar la resolución de la fuerza del campo de gravedad. La mejor técnica favorece las soluciones armónicas esféricas en grados y órdenes superiores. El análisis independiente de los datos de seguimiento del Mariner 9 y Viking Orbiter arrojó una solución armónica esférica de grado y orden 6. ^[18] Una combinación adicional de los dos conjuntos de datos, junto con la correlación de anomalías con características volcánicas (anomalía positiva) y depresión impresa profunda. (anomalía negativa) asistida por datos de imagen permite producir un grado y orden de 18 soluciones armónicas esféricas. ^[19] El uso adicional del método de restricción espacial a priori, que había tenido en cuenta la topografía al resolver la restricción de la ley de potencia de Kaula, había favorecido el modelo de solución armónica esférica de hasta grado 50 en resolución global (Goddard Mars Model-1, o GMM -1) ^[20] luego los modelos posteriores con mayor integridad y grado y ordene hasta 120 para el último GMM-3. ^[13]

Mapa de gravedad en aire libre de Marte producido junto con la solución de gravedad GMM-3 ^[13] (Rojo: gravedad alta; Azul: gravedad baja) (Crédito: Estudio de visualización científica de la NASA)

Por lo tanto, hoy en día los modelos de gravedad no se producen directamente mediante la transferencia de los datos de gravedad medidos a ningún sistema de información espacial porque existe dificultad para producir modelos con una resolución suficientemente alta. Los datos topográficos obtenidos del instrumento MOLA a bordo del Mars Global Surveyor se convierten así en una herramienta útil para producir un modelo de gravedad a escala corta más detallado, utilizando la correlación gravedad-topografía en longitud de onda corta. ^[13] Sin embargo, no todas las regiones de Marte muestran tal correlación, en particular las tierras bajas del norte y los polos. ^[13] Se podrían producir fácilmente resultados engañosos, lo que podría conducir a una interpretación geofísica errónea. ^[13]

Las modificaciones posteriores del modelo de gravedad incluyen tener en cuenta otras fuerzas no conservativas que actúan sobre las naves espaciales, incluida la resistencia atmosférica , la presión de la radiación solar , la presión de la radiación solar reflejada de Marte , la emisión térmica de Marte y el empuje de las naves espaciales que despinta o desatura las ruedas de momento angular. ^[14] Además, también deberían corregirse la precesión marciana y la atracción de terceros cuerpos debida al Sol , la Luna y los planetas, que podrían afectar a la órbita de la nave espacial, así como los efectos relavistas en las mediciones. ^[7] Estos factores podrían conducir a una compensación del verdadero campo de gravedad. Por tanto, se requiere un modelado preciso para eliminar el desplazamiento. Este trabajo todavía está en curso.

Campo de gravedad estático

Muchos investigadores han delineado la correlación entre las anomalías de la gravedad del aire libre de longitud de onda corta (que varían localmente) y la topografía. Para las regiones con mayor correlación, las anomalías de la gravedad en el aire libre podrían ampliarse a un mayor grado mediante la interpretación geofísica de las características de la superficie, ^[13] de modo que el mapa de gravedad pueda ofrecer una mayor resolución. Se ha descubierto que las tierras altas del sur tienen una alta correlación gravedad/topografía, pero no para las tierras bajas del norte. ^[13] Por lo tanto, la resolución del modelo de anomalía de gravedad en el aire libre suele tener una resolución más alta para el hemisferio sur, de hasta más de 100 km. ^[13]

Las anomalías de la gravedad en el aire libre son relativamente más fáciles de medir que las anomalías de Bouguer siempre que se disponga de datos topográficos porque no es necesario eliminar el efecto gravitacional debido al efecto del excedente o déficit de masa del terreno después de que la gravedad se reduce al mar. nivel. Sin embargo, para interpretar la estructura de la corteza, es necesaria una mayor eliminación de dicho efecto gravitacional, de modo que la gravedad reducida sea sólo el resultado del núcleo, el manto y la corteza debajo del punto de referencia. ^[5] El producto después de la eliminación son las anomalías de Bouguer. Sin embargo, la densidad del material en la formación del terreno sería la limitación más importante en el cálculo, que puede variar lateralmente en el planeta y se ve afectada por la porosidad y la geoquímica de la roca. ^{[5] [9]} Se podría obtener información relevante a partir de meteoritos marcianos y análisis in situ.

Anomalías de gravedad locales

La variación del límite corteza-manto, la intrusión, el vulcanismo y la topografía pueden afectar la órbita de las naves espaciales, debido a la mayor densidad del manto y material volcánico y la menor densidad de la corteza. (No en escala) +ve: Anomalía positiva; -ve: anomalía negativa

Dado que las anomalías de gravedad de Bouguer tienen fuertes vínculos con la profundidad del límite corteza-manto, una con anomalías de Bouguer positivas puede significar que tiene una corteza más delgada compuesta de material de menor densidad y está influenciada más fuertemente por el manto más denso, y viceversa. Sin embargo, también podría deberse a la diferencia en la densidad de la carga volcánica en erupción y la carga sedimentaria, así como a la intrusión subsuperficial y la remoción de material. ^{[5] [6] [25]} Muchas de estas anomalías están asociadas con características geológicas o topográficas. ^[5] Pocas excepciones incluyen la anomalía 63°E, 71°N, ^[5] que puede representar una extensa estructura enterrada de hasta más de 600 km, anterior a la superficie enterrada de principios de Noé. ^[5]

Anomalías topográficas

Se ha demostrado una fuerte correlación entre la topografía y las anomalías de la gravedad en el aire libre de longitud de onda corta tanto en el estudio del campo gravitatorio de la Tierra como de la Luna, ^[2] y puede explicarse por la amplia aparición de isostasia. ^{[2] [26]} Se espera una alta correlación para grados superiores a 50 (anomalía de longitud de onda corta) en Marte. ^[13] Y podría ser tan alto como 0,9 para grados entre 70 y 85. ^[13] Dicha correlación podría explicarse por la compensación de flexión de las cargas topográficas. ^{[2] [26]} Se observa que las regiones más antiguas de Marte están compensadas isostáticamente mientras que las regiones más jóvenes generalmente solo lo están parcialmente. ^[13]

Anomalías de construcciones volcánicas.

Mapa de gravedad de Mars Bouguer, producido junto con la solución de gravedad GMM-3 en 2016 ^[13] (Rojo: gravedad alta; Azul: gravedad baja) (Crédito: Estudio de visualización científica de la NASA)

Diferentes construcciones volcánicas podrían comportarse de manera diferente en términos de anomalías de gravedad. Los volcanes Olympus Mons y Tharsis Montes producen las anomalías de gravedad positiva en aire libre más pequeñas del sistema solar. ^[5] Alba Patera , también una elevación volcánica, al norte de los Montes Tharsis , sin embargo, produce una anomalía de Bouguer negativa, aunque su extensión es similar a la del Monte Olimpo. ^[5] Y para Elysium Mons , se encuentra que su centro tiene un ligero aumento en las anomalías de Bouguer en un contexto general amplio de anomalía negativa en el ascenso de Elysium. ^[5]

El conocimiento de las anomalías de los volcanes, junto con la densidad del material volcánico, sería útil para determinar la composición litosférica y la evolución de la corteza terrestre de diferentes edificios volcánicos. ^[27] Se ha sugerido que la lava extruida podría variar desde andesita (baja densidad) hasta basáltica (alta densidad) y la composición podría cambiar durante la construcción del escudo volcánico, lo que contribuye a la anomalía. ^[27] Otro escenario es que es posible que material de alta densidad se introduzca debajo del volcán. ^{[27] [6]} Tal configuración ya se ha observado sobre el famoso Syrtis major, del que se ha inferido que tiene una cámara de magma extinta con 3300 kg m ³ debajo del volcán, evidente a partir de la anomalía positiva de Bouguer. ^[6]

Anomalías por depresiones.

Diferentes depresiones también se comportan de manera diferente en la anomalía de Bouguer. Las cuencas de impacto gigantes como Argyre , Isidis , Hellas y Utopia también exhiben anomalías positivas de Bouguer muy fuertes en forma circular. ^[5] Estas cuencas han sido debatidas por el origen de sus cráteres de impacto. Si es así, las anomalías positivas pueden deberse al levantamiento de Moho, al adelgazamiento de la corteza y a eventos de modificación por cargas superficiales sedimentarias y volcánicas después del impacto. ^{[5] [25]}

Pero al mismo tiempo también hay algunas cuencas grandes que no están asociadas con una anomalía de Bouguer tan positiva, por ejemplo, Daedalia , el norte de Tharsis y Elysium , que se cree que están sustentadas por la llanura de las tierras bajas del norte . ^[5]

Además, ciertas porciones de Coprates , Eos Chasma y Kasei Valles también tienen anomalías de Bouguer positivas, ^[5] aunque son depresiones topográficas. Esto puede sugerir que estas depresiones están sustentadas por un cuerpo de intrusión denso y poco profundo. ^[5]

Anomalías de gravedad global

Las anomalías de la gravedad global, también denominadas anomalías de la gravedad de longitud de onda larga, son los armónicos de bajo grado del campo de gravedad, ^[4] que no pueden atribuirse a la isostasia local, sino más bien a la fuerza finita del manto y a las diferencias de densidad en la corriente de convección. ^{[13] [3] [4]} Para Marte, el componente más grande de la anomalía de Bouguer es el armónico de grado uno, que representa el déficit de masa en el hemisferio sur y el exceso en el hemisferio norte. ^[5] El segundo componente más grande corresponde al aplanamiento del planeta y al abultamiento de Tharsis . ^[5]

Los primeros estudios del geoide en las décadas de 1950 y 1960 se centraron en los armónicos de bajo grado del campo de gravedad de la Tierra para comprender su estructura interior. ^[4] Se ha sugerido que tales anomalías de longitud de onda larga en la Tierra podrían deberse a fuentes ubicadas en el manto profundo y no en la corteza, por ejemplo, causadas por las diferencias de densidad al impulsar la corriente de convección , ^{[4] [28 ]} que ha ido evolucionando con el tiempo. La correlación entre ciertas anomalías topográficas y anomalías gravitacionales de longitud de onda larga, por ejemplo, la cordillera del Atlántico medio y la cordillera Carlsberg , que tienen una topografía alta y una gravedad alta en el fondo del océano, se convirtió así en el argumento a favor de la idea de las corrientes de convección en la Tierra en el década de 1970, ^{[29] [30]} , aunque tales correlaciones son débiles en el panorama global.

Otra posible explicación para las anomalías a escala global es la resistencia finita del manto (en contraste con la tensión cero), lo que hace que la gravedad se desvíe del equilibrio hidrostático . ^[3] Para esta teoría, debido a la fuerza finita, es posible que el flujo no exista en la mayor parte de la región que está subestresada. ^[3] Y las variaciones de densidad del manto profundo podrían ser el resultado de inhomogeneidades químicas asociadas con las separaciones de continentes, ^[3] y las cicatrices dejadas en la Tierra después de la desaparición de la Luna. ^[3] Estos son los casos sugeridos para funcionar cuando se permite que ocurra un flujo lento bajo ciertas circunstancias. ^[3] Sin embargo, se ha argumentado que la teoría puede no ser físicamente factible. ^[4]

Campo de gravedad variable en el tiempo

En Marte se produce un ciclo de sublimación-condensación que da como resultado el intercambio de dióxido de carbono entre la criosfera y la atmósfera. A su vez, hay un intercambio de masa entre las dos esferas, lo que da lugar a una variación estacional de la gravedad. (Cortesía NASA/JPL-Caltech)

Cambio estacional del campo gravitatorio en los polos.

El ciclo de sublimación y condensación del dióxido de carbono en Marte entre la atmósfera y la criósfera (capa de hielo polar) opera estacionalmente. ^[8] Este ciclo contribuye como casi la única variable que explica los cambios en el campo gravitatorio en Marte. ^[8] El potencial gravitacional medido de Marte desde los orbitadores podría generalizarse como la siguiente ecuación,

${\displaystyle V({\text{Mars}})=V({\text{solid planet}})+V({\text{seasonal caps}}+{\text{atmosphere}})}$^[8]

A su vez, cuando haya más masa en los casquetes estacionales debido a la mayor condensación de dióxido de carbono de la atmósfera, la masa de la atmósfera bajaría. Tienen relación inversa entre sí. Y el cambio de masa tiene un efecto directo sobre el potencial gravitacional medido.

El intercambio de masa estacional entre el casquete polar norte y el casquete polar sur exhibe una variación de la gravedad de longitud de onda larga con el tiempo. ^{[8] [13]} Largos años de observación continua han encontrado que la determinación del coeficiente de gravedad normalizado zonal par C _{l=2, m=0} y el coeficiente de gravedad normalizado zonal impar C _{l=3, m=0} son cruciales para describiendo la gravedad variable en el tiempo debido a dicho intercambio de masa, ^{[24] [8] [31] [32]} donde es el grado mientras que es el orden. Más comúnmente, se representan en forma de C _lm en artículos de investigación. ${\displaystyle l}$ ${\displaystyle m}$

Si consideramos los dos polos como dos masas puntuales distintas, entonces sus masas se definen como,

${\displaystyle M_{NP}={\frac {C_{20}+C_{30}}{2}}\,M_{\text{Mars}}}$^[32]

${\displaystyle M_{SP}={\frac {C_{20}-C_{30}}{2}}\,M_{\text{Mars}}}$^[32]

Los datos han indicado que la variación de masa máxima del casquete polar sur es de aproximadamente 8,4 × 10 ¹⁵ kg, ^[13] que ocurre cerca del equinoccio de otoño , ^[13] mientras que la del polo norte es de aproximadamente 6,2 × 10 ¹⁵ kg, ^{[13 ]} que ocurre entre el solsticio de invierno y el equinoccio de primavera . ^[13]

A largo plazo, se ha descubierto que la masa de hielo almacenada en el Polo Norte aumentaría en (1,4 ± 0,5) × 10 ¹¹ kg, ^[8] mientras que en el Polo Sur disminuiría en (0,8 ± 0,6) × 10 ¹¹ kg. ^[8] Además, la atmósfera también habría disminuido en términos de masa de dióxido de carbono en (0,6 ± 0,6) × 10 ¹¹ kg a largo plazo. ^[8] Debido a la existencia de incertidumbres, no está claro si la migración de material del Polo Sur al Polo Norte está en curso, aunque no se puede descartar tal posibilidad. ^[8]

Marea

Las dos principales fuerzas de marea que actúan en Marte son la marea solar y la marea de Fobos. ^[13] El número de amor k ₂ es una importante constante proporcional adimensional que relaciona el campo de marea que actúa sobre el cuerpo con el momento multipolar resultante de la distribución de masa del cuerpo. Por lo general, k ₂ puede indicar una deformación cuadrupolar. ^[13] Encontrar k ₂ es útil para comprender la estructura interior de Marte. ^{[13] El k} ₂ más actualizado obtenido por el equipo de Genova es 0,1697 ± 0,0009. ^[13] Como si k ₂ fuera menor que 0,10, se indicaría un núcleo sólido, esto indica que al menos el núcleo externo es líquido en Marte, ^[31] y el radio del núcleo previsto es 1520-1840 km. ^[31]

Sin embargo, los datos actuales de seguimiento por radio de MGS, ODY y MRO no permiten detectar el efecto del desfase en las mareas porque es demasiado débil y necesita mediciones más precisas de la perturbación de las naves espaciales en el futuro. ^[13]

Implicaciones geofísicas

Espesor de la corteza terrestre

Histograma de porcentaje de área frente al espesor de la corteza de Marte: 32 km y 58 km son los dos picos principales del histograma.

Comparación de topografía , anomalía de gravedad en aire libre y mapa de densidad de la corteza terrestre – Rojo: gravedad alta; Azul: gravedad baja

Actualmente no se dispone de ninguna medición directa del espesor de la corteza terrestre de Marte. Las implicaciones geoquímicas de los meteoritos SNC y el meteorito ortopiroxenita ALH84001 sugirieron que el espesor medio de la corteza de Marte es de 100 a 250 km. ^[33] El análisis de relajación viscosa sugirió que el espesor máximo es de 50 a 100 km. Dicho espesor es fundamental para mantener las variaciones de la corteza hemisférica y prevenir el flujo del canal. ^[34] Los estudios combinados sobre geofísica y geoquímica sugirieron que el espesor medio de la corteza terrestre podría reducirse a 50 ± 12 km. ^[35]

La medición del campo gravitatorio mediante diferentes orbitadores permite producir un modelo de potencial de Bouguer global de mayor resolución. ^[5] Una vez eliminadas las anomalías locales de densidad superficial y el efecto del aplanamiento del núcleo, ^[5] se produce el potencial de Bouguer residual, como lo indica la siguiente ecuación:

${\displaystyle U_{RB}=U_{B}-U_{\text{core}}-U_{\text{local}}}$^[5]

El potencial residual de Bouguer lo aporta el manto. ^[5] La ondulación del límite corteza-manto, o la superficie de Moho , con la masa de terreno corregida, debería haber dado como resultado una anomalía residual variable. ^[5] A su vez, si se observa un límite ondulado, debería haber cambios en el espesor de la corteza.

El estudio global de los datos de la anomalía residual de Bouguer indica que el espesor de la corteza de Marte varía de 5,8 km a 102 km. ^[5] Se identifican dos picos principales a 32 km y 58 km a partir de un histograma de áreas iguales del espesor de la corteza. ^[5] Estos dos picos están vinculados a la dicotomía de la corteza terrestre de Marte. ^[5] Casi toda la corteza con un espesor superior a 60 km proviene de las tierras altas del sur, con un espesor generalmente uniforme. ^[5] Y las tierras bajas del norte en general tienen una corteza más delgada. Se ha descubierto que el espesor de la corteza terrestre de la región de Arabia Terra y del hemisferio norte depende de la latitud. ^[5] Cuanto más hacia el sur, hacia el Sinaí Planum y la Lunae Planum , más espesa es la corteza. ^[5]

Entre todas las regiones, Thaumasia y Claritis contienen la porción más gruesa de corteza de Marte que representa el histograma > 70 km. ^[5] Se observa que las cuencas de Hellas y Argyre tienen una corteza de menos de 30 km, ^[5] que son el área excepcionalmente delgada del hemisferio sur. ^{[5] También se observa que} Isidis y Utopia tienen un adelgazamiento significativo de la corteza, ^[5] y se cree que el centro de las cuencas de Isidis tiene la corteza más delgada de Marte. ^[5]

Redistribución de la corteza por impacto y relajación viscosa.

Después del impacto inicial, el alto flujo de calor y el alto contenido de agua habrían favorecido la relajación viscosa. La corteza se vuelve más dúctil. La topografía de la cuenca de los cráteres está, por tanto, sometida a una mayor tensión debido a la autogravitación, que impulsa aún más el flujo de la corteza y la decadencia del relieve. Sin embargo, es posible que este análisis no funcione para cráteres de impacto gigantes como las cuencas de Hellas , Utopia , Argyre e Isidis . ^[25]

Se cree que se produjo un adelgazamiento de la corteza debajo de casi todos los principales cráteres de impacto. ^[5] Las posibles causas son la excavación de la corteza terrestre, la modificación mediante el emplazamiento de material volcánico y el flujo de la corteza terrestre que tiene lugar en la débil litosfera. ^[5] Con la corteza previa al impacto excavada, la restauración gravitacional tendría lugar a través del levantamiento del manto central, de modo que el déficit de masa de la cavidad podría compensarse con la masa del material más denso levantado. ^[5]

Las gigantescas cuencas de impacto Utopia, Hellas, Argyre e Isidis son algunos de los ejemplos más destacados. ^[5] Utopía , una cuenca de impacto ubicada en las tierras bajas del norte, está llena de material sedimentario ligero y depositado por agua y tiene una corteza ligeramente espesa en el centro. ^[5] Esto se debe potencialmente al gran proceso de repavimentación en las tierras bajas del norte. ^[5] Mientras que las cuencas de Hellas , Argyre e Isidis tienen un gran relieve elevado de Moho y exhiben anillos de corteza engrosada difusa más allá del borde de la corteza. ^[5]

Pero, por el contrario, casi todas las cuencas marcianas con un diámetro de 275 km < D < 1000 km están asociadas con una superficie de baja amplitud y un relieve Moho de baja amplitud. ^[25] Incluso se descubre que muchos tienen una anomalía negativa de la gravedad del aire libre , aunque la evidencia ha demostrado que todos deberían haber experimentado una gravedad alta (anomalía positiva de la gravedad del aire libre). ^[25] Se ha sugerido que estos no son causados ​​solo por la erosión y el entierro, ya que la adición de material a la cuenca de hecho aumentaría la fuerza de la gravedad en lugar de disminuirla. ^[25] Por lo tanto, debería haberse producido una relajación viscosa. ^[25] El alto flujo de calor y el alto contenido de agua en la corteza marciana temprana favorecieron la relajación viscosa. ^[25] Estos dos factores han hecho que la corteza sea más dúctil. La topografía de la cuenca de los cráteres estaría sometida a una mayor tensión debido a la autogravitación. Tal estrés impulsaría el flujo de la corteza terrestre y, por lo tanto, la disminución del relieve. Las cuencas de impacto gigantes son las excepciones que no han experimentado una relajación viscosa, ya que el adelgazamiento de la corteza terrestre la ha hecho demasiado delgada para sostener el flujo cortical subsólido. ^{[5] [25]}

Baja densidad aparente de la corteza

El modelo de densidad de la corteza más reciente, RM1, desarrollado en 2017, da una densidad aparente de la corteza de 2582 ± 209 kg m ⁻³ para Marte, ^[9] , lo que representa un valor promedio global. ^[9] Debería existir una variación lateral de la densidad de la corteza terrestre. ^[9] Por ejemplo, sobre los complejos volcánicos, se espera que la densidad local sea tan alta como 3231 ± 95 kg m ^-3 , ^[9] lo que coincide con los datos de meteoritos y estimaciones anteriores. Además, la densidad del hemisferio norte es en general mayor que la del hemisferio sur, ^[9] lo que puede implicar que este último sea más poroso que el primero.

Para lograr el valor aparente, la porosidad podría desempeñar un papel importante. Si se elige que la densidad del grano mineral sea 3100 kg m ^-3 , ^[9] una porosidad del 10% al 23% podría dar una caída de 200 kg m ^-3 en la densidad aparente. ^[9] Si los espacios porosos se llenan con agua o hielo, también se espera una disminución de la densidad aparente. ^[9] Una caída adicional en la densidad aparente podría explicarse por el aumento de la densidad con la profundidad, ^[9] con la capa superficial más porosa que el Marte más profundo, y el aumento de la densidad con la profundidad también tiene variación geográfica. ^[9]

Ingeniería y aplicaciones científicas.

Areoide

La areoide es un geoide planetario que representa la figura equipotencial gravitacional y rotacional de Marte, análoga al concepto de geoide (" nivel del mar ") en la Tierra. ^{[5] [36] [37]} Esto se ha establecido como el marco de referencia para desarrollar los registros de datos cuadriculados del experimento de la misión MOLA (MEGDR), ^{[5] [36]} que es un modelo de topografía global. El modelo topográfico es importante para mapear las características geomorfológicas y comprender diferentes tipos de procesos en Marte.

Para derivar la areoide se requieren dos partes de trabajo. En primer lugar, como los datos de gravedad son esenciales para identificar la posición del centro de masa del planeta, ^[36] que se ve afectado en gran medida por la distribución de la masa del interior, los datos de seguimiento por radio de las naves espaciales son necesarios. ^[36] Esto fue hecho en gran medida por el Mars Global Surveyor (MGS). ^{[5] [36]} Luego, el instrumento MOLA 2 a bordo del MGS, que opera en una órbita de elevación de 400 km, podría medir el alcance (distancia) entre la nave espacial y la superficie terrestre contando el tiempo de vuelo de ida y vuelta del pulso del instrumento. ^[36] La combinación de estos dos trabajos permite construir tanto la areoide como los MEGDR. Con base en lo anterior, la areoide ha tomado el radio como radio medio del planeta en el ecuador como 3396 km. ^{[5] [36]}

El modelo de topografía MEDGR se desarrolló mediante la medición de alcance (distancia) realizada por el instrumento MOLA 2 y datos de seguimiento de radio del Mars Global Surveyor (MGS). ^[36] El punto más alto se encuentra en Olympus Mons, mientras que el punto más profundo se encuentra dentro de la cuenca Hellas. ^[36] (Marrón-Rojo: Topografía alta; Verde-Azul: Topografía baja) (Crédito: NASA/JPL-Caltech)

Aterrizaje en superficie

Hay una gran distancia entre Marte y la Tierra, por lo que el comando inmediato a un módulo de aterrizaje es casi imposible. Un aterrizaje depende en gran medida de su sistema autónomo. Para evitar fallos, en los proyectos de aterrizaje es esencial una comprensión precisa del campo gravitatorio de Marte, de modo que se puedan minimizar los factores compensatorios y las incertidumbres de los efectos gravitacionales, permitiendo un avance sin problemas del aterrizaje. ^{[38] [39]} El primer objeto creado por el hombre que aterrizó en Marte, el módulo de aterrizaje Mars 2 , se estrelló por una razón desconocida. Dado que el entorno de la superficie de Marte es complejo y está compuesto de patrones morfológicos que varían lateralmente, para evitar el peligro de las rocas, el progreso del aterrizaje debería verse favorecido por el empleo de LIDAR en el sitio para determinar la posición exacta de aterrizaje y otras medidas de protección. ^{[38] [39]}

Ver también

• Geología de Marte
• Catástrofe del carbonato de Marte

Referencias

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