Las atmósferas de Venus y Marte E-Book

Jorge Lassig

• Herausgeber: Editorial Autores de Argentina
• Kategorie: Wissenschaft und neue Technologien
• Sprache: Spanisch

Seitenzahl: 163

Veröffentlichungsjahr: 2024

Beschreibung

Al presente en el planeta Marte orbitan unos siete satélites de cuatro países distintos y de la Agencia Espacial Europea. También Venus ha despertado últimamente interés en volver a estudiarlo más detalladamente, donde se proyectan unas cinco misiones de varios países para los próximos años. Por lo que el conocimiento de la naturaleza de las atmósferas en planetas similares al nuestro, se está ampliando, y el objetivo del presente libro es comunicarlo en una forma intermedia entre técnico y divulgativo.

Leseprobe

Jorge Lassig

Las atmósferas de Venus y Marte

Lassig, Jorge Las atmósferas de Venus y Marte / Jorge Lassig. - 1a ed - Ciudad Autónoma de Buenos Aires : Autores de Argentina, 2024.

Libro digital, EPUB

Archivo Digital: descarga y online

ISBN 978-987-87-4993-8

1. Astronomía. I. Título. CDD 523.4

EDITORIAL AUTORES DE [email protected]

Índice

Capítulo 1 - ESTRUCTURA Y FORMACIÓN DE ATMÓSFERAS EN PLANETAS ROCOSOS

Capítulo 2 - DINÁMICA ATMOSFÉRICA EN LOS PLANETAS TERRESTRES

Capítulo 3 - LA ATMÓSFERA DE VENUS

Capítulo 4 - LA ATMÓSFERA DE MARTE

No hay Espinas sin Rosas

Firmado por tres estrellas

Esta frase puede aplicarse a un individuo, a una sociedad, e incluso a la naturaleza, “sobre cada lágrima nace una sonrisa, y en cada ocaso un amanecer”.

Los planetas nacen fruto de impactos, procesos casi apocalípticos, y luego si se produce una atmósfera, en esta puede surgir la vida.

Tres estrellas, fue la firma de Chiara Lubich en su juventud, la fundadora del Movimiento de los Focolares.

Tres estrellas para nuestra sociedad en estos días, es el recuerdo de algo maravilloso.

Prólogo del Autor

La ciencia meteorológica para el planeta Tierra, tal como la conocemos hoy en día, se desarrolló durante el siglo pasado.

Para lograr un pronóstico meteorológico se necesitan: observaciones, instrumentos de medición de las variables físicas intervinientes, principios físicos y termodinámicos del comportamiento de la atmósfera, que llevan a expresiones matemáticas posibles de calcular; sin embargo todos estos pasos se dieron a lo largo de siglos.

Siempre fue obsesión del ser humano observar el cielo, pero quien primero registró esto fue Aristóteles alrededor del año 340 a. C. a través de un libro titulado “Meteorológica”, donde presentaba observaciones y especulaciones sobre el origen de los fenómenos atmosféricos y celestes.

Los instrumentos fueron desarrollándose a partir del siglo XVII donde primero Galileo Galilei construyó un termómetro, luego Evangelista Torricelli inventó el barómetro, y más tarde Robert Hooke inventa el anemómetro. El higrómetro (medidor de humedad) lo inventa Horace Bénédict de Saussure un siglo después.

Los primeros pasos de la comprensión de la circulación atmosférica global la dio George Hadley en el siglo XVIII, indicando cómo la rotación terrestre influye en la cinemática de los flujos de aire.

En el siglo XIX Gaspard-Gustave de Coriolis, y William Ferrel completaron los conceptos que llevarían al conocimiento de la circulación general de la atmósfera.

A principios del siglo XX se comienza a modelar matemáticamente la dinámica atmosférica, con Lewis Fry Richardson, Vilhelm Bjerknes, Carl-Gustaf Rossby, entre otros. Pero los complejos cálculos matemáticos podrán resolverse con la aparición de la computadora a partir de la última mitad del siglo XX. Por último los satélites meteorológicos completan el escaneo tridimensional de la atmósfera.

Con la capacidad de colocar satélites en órbita terrestre, y aumentando la potencia de los cohetes se envían naves a explorar otros planetas dentro de nuestro sistema solar. Así las Veneras visitan Venus y las Mariner exploran Marte obteniendo las primeras imágenes con detalles de sus atmósferas.

Al presente en el planeta Marte orbitan unos siete satélites de cuatro países distintos y de la Agencia Espacial Europea.

También Venus ha despertado últimamente interés en volver a estudiarlo más detalladamente, donde se proyectan unas cinco misiones de varios países para los próximos años.

Por lo que el conocimiento de la naturaleza de las atmósferas en planetas similares al nuestro, se está ampliando, y el objetivo del presente libro, es comunicarlo en una forma intermedia entre técnico y divulgativo.

Capítulo 1

ESTRUCTURA Y FORMACIÓN DE ATMÓSFERAS EN PLANETAS ROCOSOS

ESTRUCTURA Y FORMACIÓN DE ATMÓSFERAS PLANETARIAS

1.1.- INTRODUCCIÓN

En nuestro sistema solar tenemos dos tipos de planetas, los denominados rocosos o terrestres, y los llamados gaseosos. Las diferencias entre ambos tipos son el tamaño entre la parte gaseosa y la parte sólida del planeta. Esta ha sido la teoría clásica desde la visión y conocimiento de solamente nuestro sistema estelar.

Los denominados planetas gaseosos son Júpiter, Saturno, Neptuno y Urano. Mientras que los denominados planetas terrestres son Mercurio, Venus, Tierra, Marte y la mayoría de los satélites y planetoides de los cinturones de asteroides y de Kuiper. Estos planetas rocosos pueden tener o no atmósfera.

La formación de los planetas terrestres puede obedecer a dos modelos de crecimiento por acreción: el del crecimiento oligárquico “tipo Wetherill” o por guijarros (“Pebble”) que se desplazan desde el sistema solar exterior hacia el sol a través del disco protoplanetario (constituido por gas y planetesimales) debido al arrastre del gas en movimiento hacia el Sol. La figura 1.1 muestra ambos esquemas.

Figura 1.1. Esquema de los dos posibles modelos de formación de los planetas terrestres en nuestro sistema solar (extraído de Burkhardt et al., 2021).

En el modelo de crecimiento oligárquico los planetas terrestres se acumularon predominantemente a partir de embriones del sistema solar interior con materiales no carbonosos (NC) y con un pequeño porcentaje de masa proveniente de los cuerpos del sistema solar exterior que son materiales carbonosos (CC). En el modelo de acreción por guijarros la mayor parte fue aportada por material desde el exterior por lo que debería haber una cantidad importante de material carbonoso (Johansen et al., 2021).

Sin embargo, a medida que se encuentran nuevos planetas extrasolares la clasificación convencional puede cambiar, este es el caso del estudio de Luque y Pallé (2022), que estudiaron las masas y los radios de todos los pequeños planetas conocidos en tránsito alrededor de las enanas rojas (M dwarfs) e identificaron tres poblaciones de planetas: rocosos, ricos en agua y ricos en gas. Sus resultados son inconsistentes con la distribución de radio bimodal previamente conocido que surge de la pérdida atmosférica de una envoltura de hidrógeno/helio. Este resultado difiere de la mayoría de los estudios previos de planetas pequeños que han sugerido solo tipos rocosos y gaseosos (Fulton y Petigura, 2018; Oweny Wu, 2017).

En cambio, Luque y Pallé (2022) proponen que hay una brecha de densidad que separa los exoplanetas rocosos de los ricos en agua. Los modelos de formación que incluyen la migración orbital pueden explicar las observaciones: los planetas rocosos se forman dentro de la línea de nieve, mientras que los mundos ricos en agua se forman fuera y luego migran hacia el interior.

Cuál fue el mecanismo que formó a Venus, la Tierra y Marte, aún está en discusión. Pero una vez formados estos planetas pudieron retener una atmósfera.

La atmósfera de un planeta es el fruto de múltiples procesos astronómicos (como la colisión de cuerpos menores), geológicos (como la acción del vulcanismo) y si hay vida también biológicos.

Una vez creada la atmósfera los gases presentes en ella actuarán según sus propiedades físicas y químicas y estarán expuestos a movimientos derivados de los parámetros orbitales, la rotación del planeta, la cantidad de energía que recibe de su estrella, etc. generando una dinámica atmosférica particular en cada mundo.

Veamos en esta parte cómo es la estructura atmosférica básica en los planetas rocosos y los mecanismos de formación y pérdida de sus gases.

1.2.- ESTRUCTURA ATMOSFÉRICA

La estructura genérica de las atmósferas planetarias se representa en la figura 1.2, a la capa superior denominada la Exósfera, le sigue la termósfera o ionósfera, la estratósfera y por último y en contacto con el suelo la Tropósfera.

Según los gases existentes en el planeta esa estructura puede variar.

Figura 1.2. Típica estructura atmosférica con presencia de estratósfera para los planetas con importante presencia de oxígeno que pueden producir ozono.

La primera capa que recibe la radiación proveniente del espacio es la Exósfera, ésta se calienta por efecto de la radiación ultravioleta (UV) proveniente del Sol y de los rayos X que pasan casi sin atenuación a la siguiente capa que es la Termósfera o Ionósfera, donde los rayos X son atenuados porque ionizan a los escasos gases presentes.

Si hay gases que absorben los rayos UV (como el ozono), entonces en ese planeta existe la Estratósfera (ejemplo, la Tierra) pero si no los hay, en tal caso el planeta no tiene Estratósfera como en Venus y recibe radiación de todo el espectro solar.

Por último, en la Tropósfera la presencia de gases de efecto invernadero atrapa la energía infrarroja (IR) calentando la misma y produciendo movimientos convectivos.

1.2.1.- Estructura Atmosférica de la Tierra

En el caso de la Tierra, a la estructura antes mencionada se le agregan otras subcapas como la Mesósfera y la Magnetósfera. Por lo que, la estructura vertical de nuestra atmósfera consta de seis capas: Tropósfera, Estratósfera, Mesósfera, Termósfera-Ionósfera, Exósfera y la Magnetósfera.

Figura 1.3. Estructura de la atmósfera Terrestre.

El 97% de la masa gaseosa se halla en la capa más cercana al suelo (la Tropósfera) y es en ella donde se producen los principales fenómenos meteorológicos. La Figura 1.3 muestra la estructura de las distintas capas de la atmósfera.

1.2.1.1.- Tropósfera:

Esta capa contiene aire y tiene una extensión entre 8 y 15 km de altura según la latitud y la estación del año. La temperatura disminuye con la altura a una tasa próxima a los -6 °C por kilómetro. El límite superior se denomina Tropopausa y se la identifica pues allí la temperatura se mantiene constante con la altura. En los primeros 5.000 metros de altura la atmósfera contiene el 50 % de su masa.

1.2.1.2.- Estratósfera:

Se extiende desde 15 hasta 50 km de altura, se caracteriza por contener una subcapa con una alta concentración de ozono que filtra los rayos UV, motivo por el cual, dicha subcapa se calienta con la altura llegando a temperaturas similares a las de la superficie terrestre a aproximadamente 40 km de altura. La máxima concentración de ozono está comprendida entre los 20 y 25 km. El límite superior de la Estratósfera se denomina Estratopausa y al igual que la Tropopausa se la identifica por una isotermía atmosférica. Aquí la presión alcanza alrededor de 1 hPa.

1.2.1.3.- Mesósfera:

Comienza a 50 km y nuevamente la temperatura decrece con la altura hasta 80 km de altura, la presión en esta capa va desde 1 hasta 0,01 hPa, a pesar de ser muy extensa sólo contiene el 1 % de la masa total de la atmósfera terrestre. A veces, se observan nubes nocturnas luminosas que se deben a la acumulación de polvo cósmico impalpable. El límite superior de esta capa se denomina Mesopausa.

1.2.1.4.- Termósfera o Ionósfera:

Por arriba de 80 km de altura nuevamente la temperatura aumenta con la altura debido a la presencia de partículas electrizadas. Hay tres subcapas ionizadas, dos de ellas juegan un rol importante en la propagación de las ondas electromagnéticas de onda corta: la denominada capa E (aproximadamente a 120 km) y la capa F (desde 200 a 240 km). Esta capa tiene muy poca densidad, pasa de 1,84 x 10-5 kg/m3 a 80 km a menos de 2,8 x 10-12 kg/m3 a 400 km. Al estar constituida por partículas ionizadas que continuamente están asociándose y disociándose es muy sensible a las variaciones solares, hay ciclos de densidad de partículas ionizadas de 27 días, estacionales, anuales y con las manchas solares.

1.2.1.5.- Exósfera

Es la atmósfera remanente que se ubica arriba de 500 km de altura. Se caracteriza por permanecer casi constante la temperatura aunque hay modelos que le asignan una variación tanto con la altura como a lo largo del año.

1.2.1.6.- Magnetósfera

La magnetósfera de la Tierra es una capa formada por la interacción del magnetismo de la tierra y el viento solar. Se extiende por encima de la ionósfera, más allá de los 500 km de altura. Esta capa protege a la Tierra de la llegada de radiación, especialmente del viento solar, y también de una parte de los rayos cósmicos, desviando las partículas cargadas hacia los polos magnéticos a través de mecanismos de reconexión electromagnética, lo que causa las auroras. La forma y magnitud de la magnetósfera terrestre están definidas por la intensidad del viento solar, y la intensidad del campo magnético, por tanto, tiene mucha variabilidad. Debido a la presión del viento solar, la magnetósfera es comprimida, su límite se denomina magnetopausa, y en la dirección del sol está aproximadamente a unos cien mil kilómetros de la superficie terrestre. En la dirección contraria al sol, se expande, hasta cerca de un millón de kilómetros.

Las estructuras atmosféricas de Venus y Marte se describen en sus respectivos capítulos.

1.3.- FORMACIÓN DE LAS ATMÓSFERAS

Las atmósferas exhiben una enorme diversidad de compuestos y densidades, algunas son muy densas como las de los planetas gigantes que se mezclan gradualmente en envolturas fluidas que contienen la mayor parte de la masa del planeta. Otras son extremadamente tenues (casi vacío) como la de Mercurio y algunas lunas de nuestro sistema solar. La composición de las atmósferas planetarias varía desde envolturas de hidrógeno/helio de tipo solar en los planetas gigantes, hasta atmósferas dominadas por nitrógeno y/o dióxido de carbono para los planetas terrestres, y con un conjunto de componentes menores de gases como argón, metano, dióxido de azufre, oxígeno, etc.

Figura 1.4. Mecanismos de formación de atmósferas en los planetas rocosos.

Las atmósferas más densas se formaron a partir de eventos (figura 1.4) como:

- Bombardeo: de micro meteoritos, partículas de viento solar o de fotones de alta energía que expulsan átomos de la superficie de la roca;

- Desgasificación: liberación de gas atrapado en el interior de las rocas, por vulcanismo;

- Evaporación/sublimación: los líquidos de la superficie o el hielo se convierten en gas cuando se calientan.

Como ejemplo del aporte que hace el vulcanismo, a fines del siglo pasado, científicos del Instituto Tecnológico de Energías Renovables de las islas Canarias en Tenerife midieron la emisión de CO2 y CH4 del volcán Teide (Hernández Pérez y Pérez, 1997), dando para el dióxido de carbono unas 138.000 y para el metano otras 590 toneladas anuales, siendo este un pequeño volcán comparado con los 1.356 volcanes que tuvieron erupciones desde el Holoceno en nuestro planeta (Programa Global de Vulcanismo, 2013).

Las atmósferas que son tenues se producen continuamente, por ejemplo, por la actividad volcánica como en Io y Encélado, por la sublimación de hielos como en Marte, Io, Plutón y Tritón, y por el bombardeo como en Mercurio, la Luna y muchos de los satélites helados.

En la tabla 1.I se indican los gases presentes en las atmósferas de los cuerpos telúricos y en la tabla 1.II los de los planetas gaseosos.

Tabla 1.I: Todos los números son proporciones de volumen de mezcla;ppb, parte por mil millones; ppm, parte por millón.

Tabla 1.II: Todos los números son proporciones de mezcla en volumen (es decir, fracciones molares).

1.3.1.- Efectos de los gases presentes en las atmósferas

Los gases presentes en una determinada atmósfera producirán efectos que absorberán alguna de las longitudes de onda que emite la luz de la estrella que rige en ese sistema planetario.

En el caso del Sol, teniendo en cuenta una temperatura de emisión de unos 6.000 K, lo que llega a la capa superior de la atmósfera terrestre se indica en la figura 1.5 con una curva continua gris y en colores la radiación neta que llega a la superficie terrestre.

Se puede observar que la presencia de ozono (O3) absorbe la radiación UV, mientras que la presencia de vapor de agua absorbe mucha radiación Infrarroja.

El CO2 es un gas de efecto invernadero debido a que bloquea la emisión de radiación Infrarroja reteniendo así esa energía dentro de la atmósfera.

Figura 1.5. Distribución espectral de la radiación solar y la absorción por parte de la atmósfera terrestre.

En la figura 1.6 se muestran espectros infrarrojos térmicos de la Tierra, Venus y Marte entre 5 y 100 μm. Cada espectro indica una amplia banda de absorción de CO2 en aproximadamente los 15 μm.

El ancho del perfil de absorción es similar para los tres planetas a pesar de las grandes diferencias de presión. Estas bandas pueden ser utilizadas para investigar diferentes profundidades en las atmósferas.

Cuando no hay otros absorbentes presentes las superficies de la Tierra y Marte se sondean en las partes planas del espectro de emisión infrarroja térmica. En el caso de Venus se examina la capa de nubes por la banda de absorción pues las partes planas del espectro impiden ver la superficie.

Por el contrario, las capas superiores se observan más cerca del centro de la banda de absorción. Debido a que en esa parte el perfil está en absorción y como la temperatura disminuye con la altitud en los tres planetas, lo que se puede observar en ese rango es sólo la atmósfera a mayores altitudes.

Figura 1.6. Espectros de emisión infrarroja térmica de Venus, la Tierra y Marte. El espectro de Venus fue registrado por Venera 15, el espectro de la Tierra por Nimbus 4 y el de Marte por Mariner 9. (Adaptado de Hanel et al., 1992).

Examinando el espectro de la Tierra, éste tiene un pequeño pico de emisión en el centro del perfil de absorción de CO2, indicativo de que algo de CO2 hay en la estratósfera de la Tierra, donde a diferencia de la tropósfera, la temperatura aumenta con la altitud.

Otras características destacadas del espectro terrestre es el ozono a 9,6 μm, donde se observa un pico de emisión en el centro del perfil de ozono (aumento de temperatura), indicando presencia de ozono en la estratósfera.

Numerosas líneas de agua son visibles en el espectro, haciendo que la atmósfera de la Tierra sea casi opaca en algunas regiones espectrales. Líneas de agua, también son visibles en los espectros de Marte y Venus.

En la figura 1.7 se ejemplifica cómo las líneas de emisión y absorción en las atmósferas de los planetas dependen del perfil de temperatura local, los espectros tomados en diferentes lugares de un planeta pueden parecer muy diferentes incluso si las concentraciones de los gases absorbentes son similares. Por ejemplo, la banda de absorción de CO2 en Marte se ve en emisión por encima en los polos marcianos lo que indica que la temperatura atmosférica debe ser más alta que en la superficie, porque los polos están cubiertos por hielo de CO2, estas observaciones concuerdan. En latitudes medias de Marte la temperatura de la atmósfera es muy cercana a la del suelo, entonces el CO2 absorbe y es opaco a la superficie.

Otros gases juegan roles similares o específicos como veremos más adelante.

Figura 1.7. Espectro de infrarrojo térmico de los polos y en latitudes medias sobre Marte. Curvas de emisión de cuerpo negro para varias temperaturas se exhiben para su comparación. Observe que el CO2 emite en los polos y absorbe en latitudes medias.

1.3.2.- Formación de oxígeno en una atmósfera

Se parte de la presencia de agua en dicha atmósfera la cual llegó a través de colisiones con cometas o por gases desde volcanes activos.

Si las moléculas de agua son alcanzadas por radiación UV (con longitudes de ondas mayores a 240 nm) entonces el agua se descompone en oxhidrilo más hidrógeno libre:

H2O + UV entonces OH + H

Dos oxhidrilos se combinan para dar un átomo de oxígeno más agua:

OH + OH entonces O + H2O

Dos átomos de oxígeno libres en presencia de un catalizador formarán una molécula de oxígeno:

O + O + catalizador darán O2 + catalizador

También un oxhidrilo en presencia de un átomo libre de oxígeno producirá una molécula de oxígeno más hidrógeno libre:

OH + O entonces O2 + H

Como el hidrógeno, al ser más liviano, es el gas más propenso a escapar del planeta, entonces no vuelve a combinarse para crear agua y así el oxígeno es retenido en la atmósfera.

Procesos similares se dan para la formación de otros gases en las distintas atmósferas planetarias.

1.3.3.- Ciclo inorgánico del Carbono

El CO2 es un gas de efecto invernadero y es necesario para mantener las atmósferas planetarias dentro de rangos de temperatura que permita al agua estar en forma líquida. Pero la cantidad de este dióxido debe ser la adecuada, ni mucho, pues dispararía el efecto invernadero hacia un cambio climático de elevadas temperaturas, ni poco, pues de acuerdo a la posición orbital del planeta, tal vez no le alcanzaría a calentar su atmósfera y esta se perdería por el escape de Jeans.

En nuestro planeta hay un ciclo inorgánico del carbono que propuso Urrey (1952) a través de la siguiente reacción química:

CaSiO3 + CO2  CaCO3 + SiO2

Donde la reacción de izquierda hacia la derecha indica la meteorización del CO2 y si la reacción se da de derecha hacia la izquierda indica cómo el CO2 regresa a la atmósfera a través del vulcanismo.