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Gravedad de Marte

Gravedad de la Tierra , Marte y la Luna a diferentes altitudes La gravedad de Marte es un fenómeno natural, debido a la ley de la gravedad , o gravitación, por la cual todos los...

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Gravedad de la Tierra , Marte y la Luna a diferentes altitudes

La gravedad de Marte es un fenómeno natural, debido a la ley de la gravedad , o gravitación, por la cual todos los objetos con masa alrededor del planeta Marte son atraídos hacia él. Es más débil que la gravedad de la Tierra debido a la menor masa del planeta. La aceleración gravitatoria promedio en Marte es de 3,721 m/s² ( aproximadamente el 38 % de la gravedad de la Tierra ), con una variación global de aproximadamente 0,059 m/ s² . [ 1 ]

En general, la isostasia controlada por la topografía impulsa las anomalías de gravedad de aire libre de longitud de onda corta . [ 2 ] Al mismo tiempo, el flujo convectivo y la resistencia finita del manto conducen a anomalías de gravedad de aire libre de 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 impactos , 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 que consisten en un número creciente pero limitado de armónicos esféricos . Los mapas producidos han incluido la anomalía de gravedad en aire libre , la anomalía de gravedad de Bouguer y el espesor de la corteza. En algunas áreas de Marte existe una correlación entre las anomalías de gravedad y la topografía. Conociendo la topografía, se puede inferir un campo de gravedad de mayor resolución. La deformación de Marte por las mareas causada por el Sol o Fobos se puede medir mediante su gravedad. Esto revela la rigidez del 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 ser útil para futuros aterrizajes en Marte .

Medición

Armónico esférico giratorio, conℓ=0 a 4{\displaystyle \ell =0{\text{ a }}4}para la vertical, ymetro=0 a 4{\displaystyle m=0{\text{ a }}4}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.

Para comprender la gravedad de Marte, a menudo se miden la intensidad de su campo gravitatorio g y su potencial gravitatorio U. En pocas palabras, si se supone que Marte es un cuerpo estático perfectamente esférico de radio RM , 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:

GRAMOMETROmetror2=metrorω2,{\displaystyle {\frac {GMm}{r^{2}}}=mr\omega ^{2},}

donde G es la constante de gravitación universal (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, yω{\displaystyle \omega }es la velocidad angular del satélite, que también es equivalente a2πT{\displaystyle {\frac {2\pi }{T}}}( T es el período orbital del satélite).

Por lo tanto,gramo=GRAMOMETRORMETRO2=r3ω2RMETRO2=4r3π2T2RMETRO2{\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}}}}donde R M es el radio de Marte. Con una medición adecuada, r , T y R M son parámetros obtenibles desde la Tierra.

Sin embargo, dado que Marte es un cuerpo planetario genérico, no esférico y está influenciado por procesos geológicos complejos, más precisamente, el potencial gravitatorio se describe con funciones armónicas esféricas , siguiendo la convención en geodesia; véase Modelo de geopotencial .

U(r,λ,ψ)=−GRAMOMETROr(1+∑ℓ=2ℓ=L(Rr)ℓ(doℓ0PAGℓ0(pecado⁡ψ)+∑metro=1+ℓ(doℓmetroporque⁡metroλ+Sℓmetropecado⁡metroλ)PAGℓmetro(pecado⁡ψ))),{\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 ]

dónder,ψ,λ{\displaystyle r,\psi,\lambda}son coordenadas esféricas del punto de prueba. [ 12 ]λ{\displaystyle \lambda }es longitud yψ{\displaystyle \psi }es latitud.doℓmetro{\displaystyle C_{\ell m}}ySℓmetro{\displaystyle S_{\ell m}}son coeficientes armónicos adimensionales de gradol{\displaystyle l}y ordenmetro{\displaystyle m}. [ 12 ]PAGℓmetro{\displaystyle P_{\ell }^{m}}es el polinomio de Legendre de gradol{\displaystyle l} conmetro=0{\displaystyle m=0} y es el polinomio de Legendre asociado conmetro>0{\displaystyle m>0}. Estas se utilizan para describir soluciones de la ecuación de Laplace . [ 12 ]R{\displaystyle R}es el radio medio del planeta. [ 12 ] El coeficientedoℓ0{\displaystyle C_{\ell 0}}a veces se escribe comoJnorte{\displaystyle J_{n}}.

  1. Cuanto menor sea el gradoℓ{\displaystyle \ell }y ordenmetro{\displaystyle m}, cuanto mayor sea la longitud de onda de la anomalía que representa. A su vez, la anomalía gravitatoria de longitud de onda larga está influenciada por las estructuras geofísicas globales.
  2. Cuanto mayor sea el gradoℓ{\displaystyle \ell }y ordenmetro{\displaystyle m}, la longitud de onda más corta 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 a obtener una imagen más completa del campo gravitatorio marciano, aunque podría producir resultados engañosos. [ 13 ]

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

Desde la llegada de la sonda espacial no tripulada Mariner 9 en 1971, los científicos han medido las perturbaciones sufridas por diferentes naves espaciales mediante métodos Doppler y de seguimiento de distancia para desarrollar distintos modelos de gravedad. (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, solo se disponía de una estimación de la constante gravitacional marciana GM, es decir, la constante de gravitación universal multiplicada por la masa de Marte, para deducir las propiedades del campo gravitatorio marciano. [ 14 ] GM se podía obtener mediante observaciones de los movimientos de los satélites naturales de Marte ( Fobos y Deimos ) y sobrevuelos de Marte realizados por naves espaciales ( Mariner 4 y Mariner 6 ). [ 14 ]

Las observaciones terrestres a largo plazo 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, el momento de inercia y el coeficiente del potencial gravitatorio de Marte, y dan estimaciones iniciales del campo gravitatorio de Marte. [ 15 ]

Inferido a partir de datos de seguimiento por radio

Doppler tridireccional, con transmisor y receptor de señal separados.

El seguimiento preciso de las naves espaciales es de suma importancia para la modelización precisa 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 Red del Espacio Profundo (DSN), con seguimiento Doppler y de alcance unidireccional, bidireccional y tridireccional. [ 16 ] El seguimiento unidireccional significa que los datos se transmiten en una sola dirección a la DSN desde la nave espacial, mientras que el bidireccional y el tridireccional implican la transmisión de señales desde la Tierra a la nave espacial (enlace ascendente) y, posteriormente, su transpondeción coherente de vuelta a la Tierra (enlace descendente). [ 16 ] La diferencia entre el seguimiento bidireccional y el tridireccional 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 ubicaciones 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 puede completar la brecha de datos del otro. [ 16 ]

El seguimiento Doppler es una técnica común para rastrear naves espaciales, que utiliza el método de velocidad radial, el cual implica la detección de desplazamientos Doppler. [ 13 ] A medida que la nave espacial se aleja de nosotros en la línea de visión, se produce un desplazamiento al rojo de la señal, mientras que en sentido contrario, se produce un desplazamiento al azul. Esta técnica también se ha aplicado para la observación del movimiento de exoplanetas. [ 17 ] En cuanto al seguimiento de distancia, se realiza mediante la medición del tiempo de propagación de ida y vuelta de la señal. [ 13 ] La combinación del desplazamiento Doppler y la observación de distancia promueve una mayor precisión en el seguimiento de la nave espacial.

Los datos de seguimiento se convertirían entonces para desarrollar modelos de gravedad globales utilizando la ecuación de armónicos esféricos mostrada anteriormente. Sin embargo, es necesario eliminar aún más los efectos debidos al efecto de la marea sólida , varios efectos relativistas debidos al Sol, Júpiter y Saturno, fuerzas no conservativas (por ejemplo, desaturaciones de momento angular (AMD), arrastre atmosférico y presión de radiación solar ), [ 13 ] de lo contrario, se producen errores considerables.

Historia

El modelo de gravedad más reciente para Marte es el Goddard Mars Model 3 (GMM-3), producido en 2016, con solución de armónicos esféricos hasta grado y orden 120. [ 13 ] Este modelo se desarrolla 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 del modelo topográfico MOLA y proporciona una resolución global de 115  km. [ 13 ] Junto con este modelo se produjeron un mapa separado de anomalías de gravedad en aire libre, un mapa de anomalías de gravedad de Bouguer y un mapa de espesor de la corteza. [ 13 ] En comparación con MRO110C y otros modelos anteriores, la mejora principal en la estimación del campo gravitatorio proviene de un modelado más cuidadoso de las fuerzas no conservativas 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 intensidad del campo gravitatorio. La mejor técnica favorece las soluciones de armónicos esféricos de grados y órdenes superiores. El análisis independiente de los datos de seguimiento de Mariner 9 y Viking Orbiter produjo una solución de armónicos esféricos de grado y orden 6., [ 18 ] La 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 imágenes permite producir una solución de armónicos esféricos de grado y orden 18. [ 19 ] El uso adicional del método de restricción a priori espacial, que había tomado en cuenta la topografía al resolver la restricción de la ley de potencia de Kaula, había favorecido el modelo de solución de armónicos esféricos de hasta grado 50 en resolución global ( Goddard Mars Model-1 , o GMM-1) [ 20 ] que los modelos subsiguientes con mayor completitud y grado y orden 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, los modelos de gravedad actuales no se producen directamente mediante la transferencia de los datos de gravedad medidos a ningún sistema de información espacial, debido a la dificultad de producir un modelo 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 pequeña escala más detallado, utilizando la correlación gravedad-topografía en longitudes de onda cortas. [ 13 ] Sin embargo, no todas las regiones de Marte muestran dicha correlación, en particular las tierras bajas del norte y los polos. [ 13 ] Esto podría generar 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 la nave espacial, incluyendo el arrastre atmosférico , la presión de la radiación solar , la presión de la radiación solar reflejada por Marte , la emisión térmica de Marte y el empuje de la nave espacial que desgira o desatura las ruedas de momento angular . [ 14 ] Además, la precesión marciana y la atracción de un tercer cuerpo debido al Sol , la Luna y los planetas, que podrían afectar la órbita de la nave espacial, así como los efectos relativistas en las mediciones también deben corregirse. [ 7 ] Estos factores podrían llevar a un desplazamiento del campo gravitatorio real. Por lo tanto, se requiere un modelado preciso para eliminar el desplazamiento. Este trabajo aún está en curso.

Campo gravitatorio estático

Numerosos investigadores han destacado la correlación entre las anomalías de gravedad de aire libre de longitud de onda corta (variables localmente) y la topografía. En regiones con mayor correlación, las anomalías de gravedad de aire libre podrían ampliarse a un grado mayor mediante la interpretación geofísica de las características de la superficie, [ 13 ] de modo que el mapa de gravedad podría ofrecer una mayor resolución. Se ha observado que las tierras altas del sur presentan una alta correlación gravedad/topografía, a diferencia de las tierras bajas del norte. [ 13 ] Por lo tanto, la resolución del modelo de anomalía de gravedad de aire libre suele ser mayor en el hemisferio sur, llegando a superar los 100  km. [ 13 ]

Las anomalías de gravedad de 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 superávit o déficit de masa del terreno después de que la gravedad se reduzca al nivel del mar. Sin embargo, para interpretar la estructura cortical, es necesaria una eliminación adicional de dicho efecto gravitacional para que la gravedad reducida sea solo el resultado del núcleo, el manto y la corteza por debajo del nivel de referencia. [ 5 ] El producto después de la eliminación son las anomalías de Bouguer. Sin embargo, la densidad del material que forma el terreno sería la restricción 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 de meteoritos marcianos y análisis in situ.

anomalías gravitatorias locales

La variación del límite corteza-manto, las intrusiones, el vulcanismo y la topografía pueden afectar la órbita de las naves espaciales, debido a la mayor densidad del manto y del material volcánico y a la menor densidad de la corteza. (Sin 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 anomalía de Bouguer positiva puede significar que tiene una corteza más delgada compuesta de material de menor densidad y está más fuertemente influenciada por el manto más denso, y viceversa. Sin embargo, también podría deberse a la diferencia en la densidad de la carga volcánica erupcionada y la carga sedimentaria, así como a la intrusión y remoción de material en el subsuelo. [ 5 ] [ 6 ] [ 25 ] Muchas de estas anomalías están asociadas con características geológicas o topográficas. [ 5 ] Una excepción es la anomalía de 63°E, 71°N, [ 5 ] que puede representar una extensa estructura enterrada de más de 600  km, anterior a la superficie enterrada del Noachiano temprano. [ 5 ]

anomalías topográficas

Se ha demostrado una fuerte correlación entre la topografía y las anomalías de gravedad de 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 ocurrencia 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 alta como 0,9 para grados entre 70 y 85. [ 13 ] Dicha correlación podría explicarse por la compensación flexural 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 están parcialmente compensadas. [ 13 ]

Anomalías derivadas de construcciones volcánicas

Mapa de gravedad de Bouguer de Marte, 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 estructuras volcánicas podrían comportarse de manera distinta en términos de anomalías gravitatorias. Los volcanes Olympus Mons y Tharsis Montes producen las anomalías gravitatorias positivas de aire libre más pequeñas del sistema solar. [ 5 ] Alba Patera , también una elevación volcánica al norte de Tharsis Montes , produce, sin embargo, una anomalía de Bouguer negativa, aunque su extensión es similar a la de Olympus Mons. [ 5 ] Y en el caso de Elysium Mons , se ha observado que su centro presenta un ligero aumento en las anomalías de Bouguer dentro de un contexto general de anomalía negativa amplia en la elevación de Elysium. [ 5 ]

El conocimiento de la anomalía de los volcanes, junto con la densidad del material volcánico, sería útil para determinar la composición litosférica y la evolución cortical de diferentes edificios volcánicos. [ 27 ] Se ha sugerido que la lava extruida podría variar desde andesita (baja densidad) hasta basáltica (alta densidad) y que la composición podría cambiar durante la formación del escudo volcánico, lo que contribuye a la anomalía. [ 27 ] Otro escenario es que es posible que material de alta densidad se haya intruido debajo del volcán. [ 27 ] [ 6 ] Este escenario ya se ha observado sobre el famoso Syrtis Major, del que se ha inferido que tiene una cámara magmática extinta con 3300  kg m 3 debajo del volcán, evidente por la anomalía de Bouguer positiva. [ 6 ]

Anomalías derivadas de las depresiones

Las distintas 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 de Bouguer positivas muy fuertes de manera circular. [ 5 ] Se ha debatido sobre el origen de estas cuencas como cráteres de impacto. Si lo son, las anomalías positivas pueden deberse al levantamiento de la discontinuidad de Moho, al adelgazamiento cortical y a eventos de modificación por cargas superficiales sedimentarias y volcánicas después del impacto. [ 5 ] [ 25 ]

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

Además, se han encontrado anomalías de Bouguer positivas en ciertas porciones de Coprates , Eos Chasma y Kasei Valles , [ 5 ] aunque se trata de depresiones topográficas. Esto podría sugerir que estas depresiones están sustentadas por un cuerpo de intrusión denso y poco profundo. [ 5 ]

Anomalías gravitatorias globales

Las anomalías gravitatorias globales, también denominadas anomalías gravitatorias de longitud de onda larga, son los armónicos de bajo grado del campo gravitatorio, [ 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 achatamiento 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 gravitatorio terrestre para comprender su estructura interna. [ 4 ] Se ha sugerido que tales anomalías de longitud de onda larga en la Tierra podrían ser aportadas por fuentes ubicadas en el manto profundo y no en la corteza, por ejemplo, causadas por las diferencias de densidad que impulsan la corriente de convección , [ 4 ] [ 28 ] que ha estado evolucionando con el tiempo. La correlación entre ciertas anomalías topográficas y anomalías gravitatorias de longitud de onda larga, por ejemplo, la Dorsal Mesoatlántica y la Dorsal de Carlsberg , que son topográficamente altas y gravitatoriamente altas en el fondo oceánico, se convirtió así en el argumento para la idea de la corriente de convección en la Tierra en la 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 ausencia de tensión), lo que provoca que la gravedad se desvíe del equilibrio hidrostático . [ 3 ] Según esta teoría, debido a la resistencia finita, el flujo podría no existir en la mayor parte de la región que está sometida a tensión. [ 3 ] Y las variaciones de densidad del manto profundo podrían ser el resultado de inhomogeneidades químicas asociadas con la separación de continentes, [ 3 ] y cicatrices dejadas en la Tierra tras el desprendimiento de la Luna. [ 3 ] Estos son los casos sugeridos para funcionar cuando se permite un flujo lento bajo ciertas circunstancias. [ 3 ] Sin embargo, se ha argumentado que la teoría podría no ser físicamente factible. [ 4 ]

Campo gravitatorio variable en el tiempo

En Marte se produce un ciclo de sublimación-condensación que da lugar a un intercambio de dióxido de carbono entre la criosfera y la atmósfera. A su vez, se produce un intercambio de masa entre ambas esferas, lo que genera variaciones estacionales en la gravedad. (Cortesía de NASA/JPL-Caltech)

Cambio estacional del campo gravitatorio en los polos

El ciclo de sublimación - condensación del dióxido de carbono en Marte entre la atmósfera y la criosfera (casquete 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 gravitatorio medido de Marte por los orbitadores podría generalizarse como la siguiente ecuación:

V(Marte)=V(planeta sólido)+V(gorras de temporada+atmósfera){\displaystyle V({\text{Marte}})=V({\text{planeta sólido}})+V({\text{cascos estacionales}}+{\text{atmósfera}})}[ 8 ]

A su vez, cuando aumenta la masa en los casquetes polares estacionales debido a una mayor condensación de dióxido de carbono de la atmósfera, la masa atmosférica disminuye. Existe una relación inversa entre ambos procesos. El cambio de masa tiene un efecto directo sobre el potencial gravitatorio medido.

El intercambio de masa estacional entre el casquete polar norte y el casquete polar sur exhibe una variación de 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 zonal normalizado par C l=2, m=0 , y el coeficiente de gravedad zonal normalizado impar C l=3, m=0 son cruciales para delinear la gravedad variable en el tiempo debido a dicho intercambio de masa, [ 24 ] [ 8 ] [ 31 ] [ 32 ] dondel{\displaystyle l}es el grado mientrasmetro{\displaystyle m}es el orden. Más comúnmente, se representan en forma de C lm en artículos de investigación.

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

METROnortePAG=do20+do302METROMarte{\displaystyle M_{NP}={\frac {C_{20}+C_{30}}{2}}\,M_{\text{Marte}}}[ 32 ]
METROSPAG=do20−do302METROMarte{\displaystyle M_{SP}={\frac {C_{20}-C_{30}}{2}}\,M_{\text{Marte}}}[ 32 ]

Los datos han indicado que la variación máxima de masa del casquete polar sur es de aproximadamente 8,4 × 10¹⁵ kg , [ 13 ] que ocurre cerca del equinoccio de otoño , [ 13 ] mientras que para el casquete polar norte es de aproximadamente 6,2 × 10¹⁵ kg, [ 13 ] que ocurre entre el solsticio de invierno y el equinoccio de primavera . [ 13 ]

A largo plazo, se ha observado que la masa de hielo almacenada en el Polo Norte aumentaría en (1,4 ± 0,5) × 10¹¹ kg, [ 8 ] mientras que en el Polo Sur disminuiría en (0,8  ± 0,6) × 10¹¹ kg . [ 8 ] Además, la atmósfera también disminuiría en términos de masa de dióxido de carbono en (0,6 ± 0,6) × 10¹¹ 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 continúa, aunque no se puede descartar dicha 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 Love 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. Normalmente, k 2 puede indicar deformación cuadrupolar. [ 13 ] Encontrar k 2 es útil para comprender la estructura interna en 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 dice que al menos el núcleo externo es líquido en Marte, [ 31 ] y el radio del núcleo predicho 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 se necesita una medición más precisa de la perturbación de la nave espacial en el futuro. [ 13 ]

Implicaciones geofísicas

Espesor de la corteza

Histograma del 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 la topografía , la anomalía de gravedad al aire libre y el mapa de densidad cortical: Rojo: gravedad alta; Azul: gravedad baja

Actualmente no se dispone de mediciones directas del espesor de la corteza en Marte. Las implicaciones geoquímicas de los meteoritos SNC y del meteorito ortopiroxenita ALH84001 sugieren que el espesor medio de la corteza de Marte es de 100 a 250  km. [ 33 ] El análisis de relajación viscosa sugiere que el espesor máximo es de 50 a 100  km. Dicho espesor es fundamental para mantener las variaciones hemisféricas de la corteza y prevenir el flujo de canales. [ 34 ] Estudios combinados de geofísica y geoquímica sugieren que el espesor medio de la corteza podría ser de hasta 50 ± 12  km. [ 35 ]

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

URB=UB−Ucentro−Ulocal{\displaystyle U_{RB}=U_{B}-U_{\text{core}}-U_{\text{local}}}[ 5 ]

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

Un estudio global de datos de anomalías residuales 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 igual área del espesor de la corteza. [ 5 ] Estos dos picos están vinculados a la dicotomía cortical de Marte. [ 5 ] Casi toda la corteza más gruesa de 60  km proviene de las tierras altas del sur, con un espesor generalmente uniforme. [ 5 ] Y las tierras bajas del norte generalmente tienen una corteza más delgada. Se ha encontrado que el espesor de la corteza de la región de Arabia Terra y del hemisferio norte depende de la latitud. [ 5 ] Cuanto más al sur hacia Sinai Planum y Lunae Planum , más gruesa es la corteza. [ 5 ]

Entre todas las regiones, Thaumasia y Claritis contienen la porción más gruesa de corteza en Marte que explica el histograma > 70  km. [ 5 ] Se observa que las cuencas de Hellas y Argyre tienen una corteza más delgada que 30  km, [ 5 ] que es la zona excepcionalmente delgada en el hemisferio sur. [ 5 ] También se observa que Isidis y Utopia tienen un adelgazamiento cortical significativo, [ 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

Tras el impacto inicial, el elevado 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 se ve, por lo tanto, sometida a una mayor tensión debido a la autogravitación, lo que impulsa aún más el flujo cortical y la erosión del relieve. Sin embargo, este análisis podría no ser válido para cráteres de impacto gigantes como las cuencas de Hellas , Utopia , Argyre e Isidis . [ 25 ]

Se cree que el adelgazamiento de la corteza tuvo lugar debajo de casi todos los cráteres de impacto principales. [ 5 ] La excavación de la corteza, la modificación por emplazamiento de material volcánico y el flujo cortical que tiene lugar en la litosfera débil son las posibles causas. [ 5 ] Con la corteza preimpactante excavada, la restauración gravitacional tendría lugar a través del levantamiento del manto central, de modo que el déficit de masa de la cavidad podría ser compensado por la masa del material más denso elevado. [ 5 ]

Las gigantescas cuencas de impacto Utopia, Hellas, Argyre e Isidis son algunos de los ejemplos más destacados. [ 5 ] Utopia , 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 engrosada en el centro. [ 5 ] Esto se debe potencialmente a un gran proceso de renovación de la superficie 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 difusa engrosada más allá del borde cortical. [ 5 ]

Pero por el contrario, casi todas las cuencas marcianas con un diámetro de 275  km < D < 1000  km están asociadas con un relieve superficial y de Moho de baja amplitud. [ 25 ] Muchas incluso presentan anomalías negativas de gravedad en aire libre , aunque la evidencia ha demostrado que todas ellas deberían haber experimentado un aumento de gravedad (anomalía positiva de gravedad en aire libre). [ 25 ] Se ha sugerido que estas no fueron causadas únicamente por la erosión y el enterramiento, ya que la adición de material a la cuenca aumentaría la fuerza de la gravedad en lugar de disminuirla. [ 25 ] Por lo tanto , debería haber ocurrido 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 sujeta a una mayor tensión debido a la autogravitación. Dicha tensión impulsaría el flujo cortical y, por lo tanto, la pérdida del relieve. Las cuencas de impacto gigantes son las excepciones que no han experimentado relajación viscosa, ya que el adelgazamiento de la corteza la ha hecho demasiado delgada para sostener un flujo cortical subsolidus. [ 5 ] [ 25 ]

Baja densidad cortical global

El modelo de densidad cortical más reciente, RM1, desarrollado en 2017, da una densidad cortical global de 2582 ± 209  kg m −3 para Marte, [ 9 ] que representa un valor promedio global. [ 9 ] Debería existir una variación lateral de la densidad cortical. [ 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 previas. Además, la densidad del hemisferio norte es generalmente mayor que la del hemisferio sur, [ 9 ] lo que puede implicar que este último es más poroso que el primero.

Para alcanzar el valor volumétrico, la porosidad podría desempeñar un papel importante. Si se elige una densidad de grano mineral de 3100  kg m⁻³ , [ 9 ] una porosidad del 10% al 23% podría producir una disminución de 200  kg m⁻³ en la densidad volumétrica. [ 9 ] Si los espacios porosos están llenos de agua o hielo, también se espera una disminución de la densidad volumétrica. [ 9 ] Una disminución adicional en la densidad volumétrica podría explicarse por el aumento de la densidad con la profundidad, [ 9 ] siendo la capa superficial más porosa que las capas más profundas de Marte, y el aumento de la densidad con la profundidad también presenta variación geográfica. [ 9 ]

Aplicaciones científicas y de ingeniería

Areoides

El 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 ] Este se ha establecido como el marco de referencia para el desarrollo de los Registros de Datos Cuadriculados del Experimento de la Misión MOLA (MEGDR), [ 5 ] [ 36 ] que es un modelo topográfico global. El modelo topográfico es importante para mapear las características geomorfológicas y comprender diferentes tipos de procesos en Marte.

Para derivar el areoide, se requieren dos partes de trabajo. Primero, dado que los datos de gravedad son esenciales para identificar la posición del centro de masa del planeta, [ 36 ] que se ve afectada en gran medida por la distribución de la masa del interior, se necesitan datos de seguimiento por radio de la nave espacial. [ 36 ] Esto fue realizado 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, pudo medir el alcance (distancia) entre la nave espacial y la superficie terrestre mediante el conteo del tiempo de vuelo de ida y vuelta del pulso del instrumento. [ 36 ] La combinación de estos dos trabajos permite construir el areoide, así como los MEGDR. Con base en lo anterior, el areoide ha tomado el radio como el radio medio del planeta en el ecuador como 3396  km. [ 5 ] [ 36 ]

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

Aterrizaje en superficie

Existe una gran distancia entre Marte y la Tierra, por lo que el control inmediato de un módulo de aterrizaje es prácticamente imposible. El aterrizaje depende en gran medida de su sistema autónomo. Para evitar fallos, es fundamental comprender con precisión el campo gravitatorio de Marte para los proyectos de aterrizaje, de modo que se puedan minimizar los factores compensatorios y las incertidumbres de los efectos gravitatorios, permitiendo así un aterrizaje sin contratiempos. [ 38 ] [ 39 ] El primer objeto fabricado por el hombre que aterrizó en Marte, el módulo de aterrizaje Mars 2 , se estrelló por una razón desconocida. Dado que el entorno superficial de Marte es complejo, compuesto por patrones morfológicos que varían lateralmente, para evitar riesgos de impacto con rocas, el aterrizaje debería contar con la ayuda de LIDAR in situ para determinar la posición exacta de aterrizaje y otras medidas de protección. [ 38 ] [ 39 ]

Véase también

Referencias

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