Gravedad de Marte

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 alrededor del planeta Marte son llevadas 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 de la Tierra ) y varía. [1] En general, la isostasia controlada por topografía impulsa las anomalías de gravedad en aire libre de longitud de onda corta . [2] Al mismo tiempo, el flujo convectivoy la fuerza finita del manto conduce 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 que consisten en 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 grosor de la corteza. En algunas áreas de Marte existe una correlación entre las anomalías gravitatorias y la topografía. Dada la topografía conocida, se puede inferir un campo de gravedad 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 tanto, el estudio de la gravedad de la superficie de Marte puede proporcionar información sobre diferentes características y proporcionar información beneficiosa para futuros proyectos de aterrizaje.

Armónico esférico giratorio, con = 0 a 4 para la vertical, y = 0 a 4 para la horizontal. Para los marcianos C 20 y C 30 , 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 del campo gravitacional gy el 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 gravitacional sea la única fuerza que actúa en el sistema, la ecuación sería,

,

donde G es la constante universal de gravitación (comúnmente tomada como G = 6.674 x 10 −11 m 3 kg −1 s −2 ), [10] M es la masa de Marte (valor más actualizado: 6.41693 x 10 23 kg), [11] m es la masa del satélite, r es la distancia entre Marte y el satélite, yes la velocidad angular del satélite, que también es equivalente a (T es el período en órbita del satélite).

Por lo tanto, , donde R M es el radio de Marte. Con la medición adecuada, r, T y R M son parámetros que se pueden obtener de la Tierra.

Sin embargo, como Marte es un cuerpo planetario genérico, no esférico y está influenciado por procesos geológicos complejos, con mayor precisión, el potencial gravitacional se describe con funciones armónicas esféricas , siguiendo la convención en geodesia, ver Modelo_geopotencial .

, [12]

dónde son coordenadas esféricas del punto de prueba. [12] es la longitud y es latitud. y son coeficientes armónicos adimensionales de grado y el orden . [12] es el polinomio de Legendre de grado con y es el polinomio de Legendre asociado con . Estos 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 .

  1. Cuanto menor sea el grado y el orden , la longitud de onda más larga de anomalía que representa. A su vez, la anomalía de la gravedad de longitud de onda larga está influenciada por las estructuras geofísicas globales.
  2. Cuanto mayor sea el grado y el orden , la longitud de onda más corta de 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 podrían producirse resultados engañosos. [13]

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.

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Los científicos midieron la perturbación de diferentes naves espaciales a través de Doppler y métodos de seguimiento de rango 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 terrestre

Antes de la llegada de la nave espacial Mariner 9 y Viking orbiter a Marte, solo se disponía de una estimación de la constante gravitacional GM de Marte, 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 las naves espaciales de Marte ( 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 eje semi-mayor , la excentricidad , el ángulo de inclinación 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 a partir de datos de seguimiento de radio

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

El seguimiento preciso de las naves espaciales es de primordial importancia para el 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), con Doppler unidireccional, bidireccional y tridireccional y seguimiento de alcance aplicado. [16] El seguimiento unidireccional significa que los datos se transmiten de una manera al DSN desde la nave espacial, mientras que las de dos y tres vías implican la transmisión de señales de la Tierra a la nave espacial (enlace ascendente) y, a partir de entonces, se transponden coherentemente a la Tierra. (enlace descendente). [16] La diferencia entre el seguimiento bidireccional y 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 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 la nave espacial, utilizando 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 corrimiento al rojo de la señal, mientras que en el caso contrario, habría un corrimiento al azul de la señal. Esta técnica también se ha aplicado para la observación del movimiento de exoplanetas. [17] Mientras que para el seguimiento de rango, se realiza mediante la medición del tiempo de propagación de ida y vuelta de la señal. [13] La combinación de desplazamiento Doppler y observación de rango promueve una mayor precisión de seguimiento de la nave espacial.

Los datos de seguimiento se convertirían luego para desarrollar modelos de gravedad global utilizando la ecuación armónica esférica que se muestra arriba. Sin embargo, se deben eliminar aún más los efectos debidos al efecto de la marea sólida , varios efectos relativistas debidos al Sol, Júpiter y Saturno, fuerzas no conservadoras (por ejemplo, desaturación del momento angular (AMD), arrastre atmosférico y presión de la radiación solar ). , [13] de lo contrario, se producirán errores considerables.

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

Soluciones de gravedad Autores Año Grado (m) y orden (l) de la solución armónica esférica

[Resolución de superficie (km)]

Fuente de datos
- JP Gapcynski, RH Tolson y WH Michael Jr 1977 6 [18]Datos de seguimiento de las naves espaciales Mariner 9, Viking 1 y 2 [18]
Geoide martien [19]G Balmino, B Moynot y N Vales mil novecientos ochenta y dos 18 [19]

[¬600 km]

Datos de seguimiento de las naves espaciales Mariner 9, Viking 1 y 2 [19]
GMM-1 [20]DE Smith, FJ Lerch, RS Nerem, MT Zuber, GB Patel, SK Fricke y FG Lemoine 1993 50 [20]

[200–300 km]

Datos de seguimiento de las naves espaciales Mariner 9, Viking 1 y 2 [20]
Mars50c [21]AS Konopliv, WL Sjogren 1995 50 [21]Datos de seguimiento de las naves espaciales Mariner 9, Viking 1 y 2 [21]
GMM-2B [14]FG Lemoine, DE Smith, DD Rowlands, MT Zuber, GA Neumann, DS Chinn y DE Pavlis 2001 80 [14]Seguimiento de datos de Mars Global Surveyor (MGS) y datos topográficos derivados de MOLA [14]
GGM1041C [22]FG Lemoine 2001 90 [22]Seguimiento de datos de Mars Global Surveyor (MGS) y Mars Odyssey, y datos topográficos derivados de MOLA [22]
MGS95J [23]AS Konopliv, CF Yoder, EM Standish, DN Yuan, WL Sjogren 2006 95 [23]

[~ 112 km]

Seguimiento de datos de Mars Global Surveyor (MGS) y Mars Odyssey, y datos topográficos derivados de MOLA [23]
MGGM08A [7]JC Marty, G Balmino, J Duron, P Rosenblatt, S Le Maistre, A Rivoldini, V Dehant, T. Van Hoolst 2009 95 [7]

[~ 112 km]

Seguimiento de datos de Mars Global Surveyor (MGS) y Mars Odyssey, y datos topográficos derivados de MOLA [7]
MRO110B2 [24]AS Konopliv, SW Asmar, WM Folkner, Ö Karatekin, DC Nunes, SE Smrekar, CF Yoder, MT Zuber 2011 110 [24]Seguimiento de datos de Mars Global Surveyor (MGS), Mars Odyssey y Mars Reconnaissance Orbiter (MRO), y datos topográficos derivados de MOLA [24]
MGM2011 [1]C Hirt, SJ Claessens, M Kuhn, WE Featherstone 2012 [3 km (ecuador) - 125 km] [1]Solución de gravedad MRO110B2 y datos topográficos derivados de MOLA [1]
GMM-3 [13]A Genova, S Goossens, FG Lemoine, E Mazarico, GA Neumann, DE Smith, MT Zuber 2016 120 [13]

[115 km]

Mars Global Surveyor (MGS), Mars Odyssey y Mars Reconnaissance Orbiter (MRO) [13]
  • MGS (SPO-1, SPO-2, GCO, MAP) [13]
  • ODY (ODYT, ODYM) [13]
  • MRO (MROT, MROM) [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 gravitatorio. La mejor técnica favorece las soluciones armónicas esféricas en grados y órdenes superiores. El análisis independiente de los datos de seguimiento de Mariner 9 y Viking Orbiter arrojó una solución armónica esférica de grado y orden de 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 una solución armónica esférica de grado y orden de 18. [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 subsiguientes con mayor grado de completitud y grado y orden de hasta 120 para el último GMM-3. [13]

Mapa de gravedad al 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 hoy en día no se producen directamente mediante la transferencia de los datos de gravedad medidos a ningún sistema de información espacial porque es difícil 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 gravitatorio a corta escala 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 llevar a una interpretación geofísica incorrecta. [13]

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

Muchos investigadores han descrito la correlación entre las anomalías de la gravedad en el aire libre de longitud de onda corta (que varían localmente) y la topografía. Para las regiones con una correlación más alta, las anomalías de la gravedad en el aire libre podrían expandirse a un grado mayor mediante la interpretación geofísica de las características de la superficie, [13] para que el mapa de gravedad pudiera ofrecer una resolución más alta. Se ha encontrado 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 aire libre generalmente tiene una resolución más alta para el hemisferio sur, tan alta como más de 100 km. [13]

Las anomalías de 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 solo sea el resultado del núcleo, el manto y la corteza por 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 construcción del 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 a partir de meteoritos marcianos y análisis in situ.

Anomalías de la gravedad local

La variación del límite entre la corteza y el manto, la intrusión, el vulcanismo y la topografía pueden afectar la órbita de las naves espaciales, debido a la mayor densidad del manto y el 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 un fuerte vínculo con la profundidad del límite entre la corteza y el manto, una con anomalías de Bouguer positivas 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 contribuir la diferencia en la densidad de la carga volcánica erupcionada y la carga sedimentaria, así como la intrusión subterránea 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 estructura enterrada extensa 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 para el estudio del campo gravitatorio de la Tierra como de la Luna, [2] y puede explicarse por la amplia incidencia 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] Tal correlación podría explicarse por la compensación de flexión de cargas topográficas. [2] [26] Se observa que las regiones más antiguas de Marte están compensadas isostáticamente cuando las regiones más jóvenes suelen estar compensadas solo 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 gravitacionales. Los pequeños volcanes Olympus Mons y Tharsis Montes producen las anomalías positivas más pequeñas de gravedad en el aire libre en el sistema solar. [5] Alba Patera , también una elevación volcánica, al norte de Tharsis Montes , sin embargo, produce anomalía de Bouguer negativa, aunque su extensión es similar a la de Olympus Mons. [5] Y para el Elysium Mons , se encuentra que su centro tiene un ligero aumento en las anomalías de Bouguer en un contexto general de anomalías negativas en el ascenso del 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 de la corteza de diferentes edificios volcánicos. [27] Se ha sugerido que la lava extruida podría variar de andesita (baja densidad) a 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 inmiscuya debajo del volcán. [27] [6] Tal escenario ya se ha observado sobre el famoso Syrtis major, que se ha inferido que tiene una cámara de magma extinta con 3300 kg m 3 debajo del volcán, evidente por la anomalía positiva de Bouguer. [6]

Anomalías por depresiones

Las diferentes depresiones también se comportan de manera diferente en la anomalía de Bouguer. Las cuencas de impacto gigantes como las cuencas de Argyre , Isidis , Hellas y Utopia también exhiben anomalías de Bouguer positivas muy fuertes de manera circular. [5] Estas cuencas han sido debatidas por su origen en cráteres de impacto. Si lo son, las anomalías positivas pueden deberse al levantamiento de Moho, adelgazamiento de la corteza y 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 una anomalía positiva de Bouguer, por ejemplo, Daedalia , Tharsis del norte y Elysium , que se cree que están subyacentes en 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 subyacentes a un cuerpo de intrusión denso y poco profundo. [5]

Anomalías de la gravedad global

Las anomalías de gravedad global, también denominadas anomalías de gravedad de longitud de onda larga, son los armónicos de bajo grado del campo gravitatorio, [4] que no se pueden atribuir a la isostasia local, sino a la fuerza finita del manto y 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 han centrado en los armónicos de bajo grado del campo gravitatorio de la Tierra para comprender su estructura interior. [4] Se ha sugerido que tales anomalías de longitud de onda larga en la Tierra podrían ser contribuidas por las fuentes ubicadas en el manto profundo y no en la corteza, por ejemplo, causadas por las diferencias de densidad en la conducción de la corriente de convección , [4] [28 ] que ha ido evolucionando con el tiempo. La correlación entre ciertas anomalías de la topografía y anomalías de la gravedad de longitud de onda larga, por ejemplo, la cordillera del Atlántico medio y la cordillera de Carlsberg , que son de topografía alta y gravedad alta en el fondo del océano, se convirtió así en el argumento para la idea de corriente de convección en la Tierra en el 1970, [29] [30] aunque tales correlaciones son débiles en el panorama mundial.

Otra posible explicación de las anomalías a escala global es la resistencia finita del manto (en contraste con el estrés cero), lo que hace que la gravedad se desvíe del equilibrio hidrostático . [3] Para esta teoría, debido a la fuerza finita, el flujo puede no existir para la mayor parte de la región que está subestimada. [3] Y las variaciones de densidad del manto profundo podrían ser el resultado de inhomogeneidades químicas asociadas con separaciones de continentes, [3] y cicatrices dejadas en la Tierra después de la ruptura de la Luna. [3] Estos son los casos sugeridos para trabajar 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]

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

Cambio estacional del campo de gravedad en los polos.

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

[8]

A su vez, cuando hay más masa en los casquetes estacionales debido a la mayor condensación de dióxido de carbono de la atmósfera, la masa de la atmósfera descendería. Tienen una 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 gravedad de longitud de onda larga con el tiempo. [8] [13] Los 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 delineando la gravedad variable en el tiempo debido a dicho intercambio de masa, [24] [8] [31] [32] donde es el grado mientras es el orden. Más comúnmente, se representan en forma de película en los artículos de investigación.

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

[32]

[32]

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

Hablando a largo plazo, se ha encontrado que la masa de hielo almacenada en el Polo Norte aumentaría en (1.4 ± 0.5) x 10 11 kg, [8] mientras que en el Polo Sur disminuiría en (0.8 ± 0.6) x 10 11 kg. [8] Además, la atmósfera habría disminuido en términos de la masa de dióxido de carbono en (0,6 ± 0,6) x 10 11 kg a largo plazo también. [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 tal posibilidad no puede descartarse. [8]

Las dos fuerzas de marea principales que actúan sobre Marte son la marea solar y la marea de Fobos. [13] El número de amor k 2 es una importante constante adimensional proporcional que relaciona el campo de marea que actúa sobre el cuerpo con el momento multipolar resultante de la distribución de masa del cuerpo. Generalmente, 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 predicho es de 1520-1840 km. [31]

Sin embargo, los datos de seguimiento de radio actuales de MGS, ODY y MRO no permiten que se detecte el efecto del desfase en las mareas porque es demasiado débil y necesita una medición más precisa de la perturbación de las naves espaciales en el futuro. [13]

Espesor de la corteza

Actualmente no se dispone de una medición directa del espesor de la corteza en Marte. Implicaciones geoquímicas de meteoritos SNC y orthopyroxenite meteorito ALH84001 sugirieron que espesor de la corteza media de Marte es de 100-250 km. [33] El análisis de relajación viscosa sugirió que el espesor máximo es de 50 a 100 km. Dicho grosor es fundamental para mantener las variaciones de la corteza hemisférica y evitar el flujo del canal. [34] Los estudios combinados de geofísica y geoquímica sugirieron que el espesor medio de la corteza podría ser de 50 ± 12 km. [35]

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

[5]

Histograma del área porcentual contra el espesor de la corteza de Marte: 32 km y 58 km son los dos picos principales del histograma.

El potencial residual de Bouguer es aportado por el manto. [5] La ondulación del límite entre la corteza y el manto, o la superficie de Moho , con la masa de 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 grosor de la corteza.

El estudio global de los datos de anomalías residuales de Bouguer indica que el espesor de la corteza de Marte varía de 5,8 km a 102 km. [5] Dos picos principales a 32 km y 58 km se identifican a partir de un histograma de áreas iguales del espesor de la corteza. [5] Estos dos picos están relacionados con la dicotomía cortical de Marte. [5] Casi toda la corteza de más de 60 km es aportada por 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 encuentra que el espesor de la corteza de la región de Arabia Terra y el hemisferio norte depende de la latitud. [5] Cuanto más al sur hacia el Sinai Planum y Lunae Planum , más espesa está la corteza. [5]

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

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

Después del impacto inicial, un alto flujo de calor y un alto contenido de agua habrían favorecido que tuviera lugar una relajación viscosa . La corteza se vuelve más dúctil. Por lo tanto, la topografía de la cuenca de los cráteres está sujeta a una mayor tensión debido a la autogravitación, que impulsa aún más el flujo de la corteza y la descomposición del relieve. Sin embargo, este análisis puede no funcionar para cráteres de impacto gigantes como las cuencas Hellas , Utopia , Argyre e Isidis . [25]

Se cree que el adelgazamiento de la corteza se ha producido debajo de casi todos los cráteres de impacto principales. [5] La excavación de la corteza, la modificación a través del emplazamiento de material volcánico y el flujo de la corteza que tiene lugar en la litosfera débil son las posibles causas. [5] Con la corteza anterior al impacto excavada, la restauración gravitacional se llevaría a cabo mediante la elevación del manto central, de modo que el déficit de masa de la cavidad podría compensarse con la masa del material más denso elevado. [5]

Las cuencas de impacto gigantes 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 en agua y tiene una corteza ligeramente engrosada en el centro. [5] Esto se debe potencialmente al gran proceso de repavimentación en las tierras bajas del norte. [5] Mientras que para las cuencas Hellas , Argyre e Isidis , tienen un gran relieve elevado 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 de Moho de baja amplitud. [25] Incluso se ha encontrado que muchos tienen anomalías negativas 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 ​​únicamente 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 haber tenido lugar 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 un mayor estrés debido a la autogravitación. Tal estrés impulsaría el flujo de la corteza y, por lo tanto, la descomposición del relieve. Las cuencas de impacto gigantes son las excepciones que no han experimentado una relajación viscosa, ya que el adelgazamiento de la corteza ha hecho que la corteza sea demasiado delgada para sostener el flujo de la corteza subsólida. [5] [25]

Densidad de la corteza a granel baja

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

Para lograr el valor a granel, la porosidad podría jugar un papel importante. Si se elige que la densidad del grano mineral sea de 3100 kg m −3 , [9] 10% a 23% de porosidad podría dar una caída de 200 kg m −3 en la densidad aparente. [9] Si los espacios porosos están llenos de agua o hielo, también se espera una disminución de la densidad aparente. [9] Una caída adicional en la densidad aparente podría explicarse aumentando 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]

Areoide

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

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 el desarrollo de 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 los diferentes tipos de procesos en Marte.

Para derivar la areoide, se requieren dos partes de trabajos. Primero, 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 de radio de las naves espaciales son necesarios. [36] Esto fue realizado en gran parte 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 rango (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 el radio medio del planeta en el ecuador como 3396 km. [5] [36]

Aterrizaje en superficie

Como hay una gran distancia entre Marte y la Tierra, el comando inmediato al módulo de aterrizaje es casi imposible y el aterrizaje depende en gran medida de su sistema autónomo. Se ha reconocido que para evitar fallas, la comprensión precisa del campo gravitatorio de Marte es esencial para los proyectos de aterrizaje, de modo que los factores de compensación y las incertidumbres de los efectos gravitacionales puedan minimizarse, permitiendo un progreso de aterrizaje sin problemas. [38] [39] El primer objeto hecho 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, compuesto de patrones morfológicos que varían lateralmente, para evitar el peligro de rocas, el progreso del aterrizaje debe ser asistido aún más por el empleo de LIDAR en el sitio para determinar la posición exacta del aterrizaje y otras medidas de protección. [38] [39]

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