La presencia de agua en los planetas terrestres del Sistema Solar ( Mercurio , Venus , la Tierra , Marte y la Luna , estrechamente relacionada con la Tierra ) varía con cada cuerpo planetario, y los orígenes exactos no están claros. Además, se sabe que el planeta enano terrestre Ceres tiene hielo de agua en su superficie.
Debido a su proximidad al Sol y a la falta de agua visible en su superficie, se pensaba que Mercurio era un planeta no volátil . Los datos recuperados de la misión Mariner 10 encontraron evidencia de hidrógeno (H), helio (He) y oxígeno (O) en la exosfera de Mercurio. [1] También se han encontrado volátiles cerca de las regiones polares. [2] MESSENGER , sin embargo, envió datos de múltiples instrumentos a bordo que llevaron a los científicos a la conclusión de que Mercurio era rico en volátiles. [3] [4] [5] Mercurio es rico en potasio (K), lo que se ha sugerido como indicador del agotamiento de volátiles en el cuerpo planetario. Esto lleva a suponer que Mercurio podría haber acumulado agua en su superficie, en relación con la de la Tierra, si su proximidad no hubiera sido tan cercana a la del Sol. [6]
La atmósfera venusina actual tiene sólo ~200 mg/kg de H 2 O(g) en su atmósfera y el régimen de presión y temperatura hace que el agua en su superficie sea inestable. Sin embargo, suponiendo que el H 2 O de Venus temprano tuviera una proporción entre deuterio (hidrógeno pesado, 2H) e hidrógeno (1H) similar al agua oceánica media estándar de Viena ( VSMOW ) de la Tierra de 1,6 × 10 −4 , [7] el actual D/ La proporción de H en la atmósfera de Venus de 1,9×10 −2 , a casi ×120 de la de la Tierra, puede indicar que Venus tenía un inventario de H 2 O mucho mayor. [8] Si bien la gran disparidad entre las proporciones D/H terrestres y venusinas dificulta cualquier estimación del balance de agua geológicamente antiguo de Venus, [9] su masa puede haber sido al menos el 0,3% de la hidrosfera de la Tierra. [8] Las estimaciones basadas en los niveles de deuterio de Venus sugieren que el planeta ha perdido desde 4 metros (13 pies) de agua superficial hasta "el valor de un océano de la Tierra". [10]
La hidrosfera de la Tierra contiene ~1,46×10 21 kg (3,22×10 21 lb) de H 2 O y las rocas sedimentarias contienen ~0,21×10 21 kg (4,6×10 20 lb), para un inventario de la corteza total de ~1,67×10 21 kg (3,68×10 21 lb) de H 2 O. El inventario del manto está mal restringido en el rango de 0,5×10 21 –4×10 21 kg (1,1×10 21 –8,8×10 21 lb). Por lo tanto, el inventario total de H 2 O en la Tierra se puede estimar de manera conservadora como 0,04% de la masa de la Tierra (~2,3 × 10 21 kg (5,1 × 10 21 lb)).
Observaciones recientes realizadas por varias naves espaciales confirmaron cantidades significativas de agua lunar . El espectrómetro de masas de iones secundarios (SIMS) midió H 2 O así como otros posibles volátiles en burbujas de vidrio volcánico lunar . En estos vidrios volcánicos, se encontraron entre 4 y 46 ppm en peso (peso) de H 2 O y luego se modeló que tenían entre 260 y 745 ppm en peso antes de las erupciones volcánicas lunares. [11] SIMS también encontró agua lunar en las muestras de rocas que los astronautas del Apolo devolvieron a la Tierra. Estas muestras de rocas fueron analizadas de tres maneras diferentes y todas llegaron a la misma conclusión de que la Luna contiene agua. [12] [13] [14] [15]
Hay tres conjuntos de datos principales sobre la abundancia de agua en la superficie lunar: muestras de tierras altas, muestras de KREEP y muestras de vidrio piroclástico . Al principio, las muestras de las tierras altas para el océano de magma lunar se estimaron en 1320-5000 ppm en peso de H 2 O. [16] La muestra urKREEP estima un peso de 130-240 ppm de H 2 O, que es similar a los hallazgos en las muestras actuales de Highland (antes del modelado). [17] Se utilizaron perlas de muestra de vidrio piroclástico para estimar el contenido de agua en la fuente del manto y en la Luna de silicato a granel. La fuente del manto se estimó en 110 ppm en peso de H 2 O y la Luna de silicato a granel contenía entre 100 y 300 ppm en peso de H 2 O. [18] [17]
Mars Odyssey GRS ha observado globalmente una cantidad significativa de hidrógeno en la superficie . [19] Las fracciones de masa de agua estimadas estequiométricamente indican que, cuando están libres de dióxido de carbono , la superficie cercana a los polos consiste casi en su totalidad de agua cubierta por una fina capa de material fino. [19] Esto se ve reforzado por las observaciones de MARSIS , con un estimado de 1,6 × 10 6 km 3 (3,8 × 10 5 cu mi) de agua en la región polar sur con agua equivalente a una capa global (WEG) de 11 metros (36 pies). profundo. [20] Observaciones adicionales en ambos polos sugieren que el WEG total es de 30 m (98 pies), mientras que las observaciones de Mars Odyssey NS ubican el límite inferior a ~14 cm (5,5 pulgadas) de profundidad. [21] La evidencia geomórfica favorece cantidades significativamente mayores de agua superficial a lo largo de la historia geológica, con WEG a una profundidad de hasta 500 m (1600 pies). [21] La actual reserva atmosférica de agua, aunque importante como conducto, tiene un volumen insignificante y el WEG no supera los 10 μm (0,00039 pulgadas). [21] Dado que la presión superficial típica de la atmósfera actual (~6 hPa (0,087 psi) [22] ) es menor que el punto triple del H 2 O, el agua líquida es inestable en la superficie a menos que esté presente en volúmenes suficientemente grandes . Además, la temperatura global promedio es de ~220 K (-53 °C; -64 °F), incluso por debajo del punto de congelación eutéctica de la mayoría de las salmueras. [22] A modo de comparación, las temperaturas superficiales diurnas más altas en los dos sitios MER han sido ~290 K (17 °C; 62 °F). [23]
La relación isotópica D/H es una limitación principal sobre la fuente de H 2 O de los planetas terrestres. La comparación de las relaciones D/H planetarias con las de las condritas carbonosas y los cometas permite una determinación provisional de la fuente de H 2 O. Las mejores restricciones para el H 2 O acumulado se determinan a partir de H 2 O no atmosférico , ya que la relación D/H La relación del componente atmosférico puede estar sujeta a una rápida alteración por la pérdida preferencial de H [22] a menos que esté en equilibrio isotópico con el H 2 O de la superficie. La relación VSMOW D/H de la Tierra de 1,6 × 10 −4 [7] y el modelado de Los impactos sugieren que la contribución del cometa al agua de la corteza terrestre fue inferior al 10%. Sin embargo, gran parte del agua podría derivar de embriones planetarios del tamaño de Mercurio que se formaron en el cinturón de asteroides más allá de 2,5 UA. [24] La relación D/H original de Marte, estimada mediante la desconvolución de los componentes D/H atmosférico y magmático en meteoritos marcianos (por ejemplo, QUE 94201), es ×(1,9+/-0,25) el valor VSMOW. [24] La D/H más alta y el modelado de impacto (significativamente diferente de la Tierra debido a la masa más pequeña de Marte) favorecen un modelo en el que Marte acumuló un total del 6% al 27% de la masa de la hidrosfera terrestre actual, correspondiente respectivamente a una D original. /H entre ×1,6 y ×1,2 el valor SMOW. [24] La primera mejora es consistente con contribuciones de asteroides y cometas aproximadamente iguales, mientras que la segunda indicaría contribuciones principalmente de asteroides. [24] El WEG correspondiente sería de 0,6 a 2,7 km (0,37 a 1,68 millas), consistente con una eficiencia de desgasificación del 50% para producir ~500 m (1600 pies) de WEG de agua superficial. [24] La comparación de la relación D/H atmosférica actual de ×5,5 SMOW con la relación SMOW primordial de ×1,6 sugiere que ~50 m (160 pies) se han perdido en el espacio debido a la eliminación del viento solar . [24]
El suministro de agua de cometas y asteroides a la Tierra y Marte en proceso de acreción tiene importantes salvedades, aunque se ve favorecido por las proporciones isotópicas D/H. [9] Las cuestiones clave incluyen: [9]
Una alternativa al suministro de H2O de cometas y asteroides sería la acumulación mediante fisisorción durante la formación de los planetas terrestres en la nebulosa solar . Esto sería consistente con la estimación termodinámica de alrededor de dos masas terrestres de vapor de agua dentro de 3 UA del disco de acreción solar, lo que excedería en un factor de 40 la masa de agua necesaria para acretar el equivalente a 50 hidrosferas terrestres (la estimación más extrema del contenido total de H 2 O de la Tierra) por planeta terrestre. [9] Aunque gran parte del H 2 O(g) nebular puede perderse debido al entorno de alta temperatura del disco de acreción, es posible que la fisisorción de H 2 O en los granos en acreción retenga casi tres hidrosferas terrestres de H 2 O a temperaturas de 500 K (227 °C; 440 °F). [9] Este modelo de adsorción evitaría efectivamente el problema de disparidad de la relación isotópica 187 Os/ 188 Os del H 2 O de origen distal. Sin embargo, la mejor estimación actual de la relación D/H nebular estimada espectroscópicamente con el CH 4 atmosférico de Joviano y Saturno es sólo 2,1 × 10 −5 , un factor 8 menor que la relación VSMOW de la Tierra. [9] No está claro cómo podría existir tal diferencia, si la fisisorción fuera de hecho la forma dominante de acumulación de H 2 O para la Tierra en particular y los planetas terrestres en general.