Atmosféra Marsu - Atmosphere of Mars

Atmosféra Marsu
Mars
Obrázek Marsu s viditelnou písečnou bouří pořízený Hubbleovým vesmírným teleskopem dne 28. října 2005
Obecná informace
Průměrný povrchový tlak 610 Pa (0,088 psi; 4,6 mmHg; 0,0060 atm)
Hmotnost 2,5 10 16 kg
Složení
Oxid uhličitý 95%
Dusík 2,8%
Argon 2%
Kyslík 0,174%
Kysličník uhelnatý 0,0747%
Vodní pára 0,03% (variabilní)
Hlavní složky atmosféry Marsu
Molekulární dusík

Atmosféra Marsu je vrstva plynů kolem Marsu . Je složen především z oxidu uhličitého (95%), molekulárního dusíku (2,8%) a argonu (2%). Obsahuje také stopové množství vodní páry , kyslíku , oxidu uhelnatého , vodíku a vzácných plynů . Atmosféra Marsu je mnohem tenčí než atmosféra Země . Průměrný povrchový tlak je jen asi 610 pascalů (0,088 psi), což je méně než 1% hodnoty Země. V současné době tenká atmosféra Marsu zakazuje existenci kapalné vody na povrchu Marsu, ale mnoho studií naznačuje, že atmosféra Marsu byla v minulosti mnohem hustší. Vyšší hustota na jaře a na podzim se sníží o 25% v zimě, kdy oxid uhličitý částečně zmrzne na čepicích pólů. Nejvyšší hustota atmosféry na Marsu se rovná hustotě nalezené 35 km (22 mi) nad zemským povrchem a je ~ 0,020 kg/m 3 . Atmosféra Marsu od vzniku planety ztrácí na objemu hmoty a únik plynů pokračuje dodnes.

Atmosféra Marsu je chladnější než atmosféra Země. Vzhledem k větší vzdálenosti od Slunce dostává Mars méně sluneční energie a má nižší efektivní teplotu , což je asi 210 K (-63 ° C; -82 ° F). Průměrná povrchová emisní teplota Marsu je pouhých 215 K (-58 ° C; -73 ° F), což je srovnatelné s vnitrozemskou Antarktidou. Slabší skleníkový efekt v atmosféře Marsu (5 ° C (9,0 ° F), oproti 33 ° C (59 ° F) na Zemi) lze vysvětlit nízkým výskytem jiných skleníkových plynů . Denní rozsah teplot v nižších vrstvách atmosféry je obrovský kvůli nízké tepelné setrvačnosti; v některých oblastech se může pohybovat od -75 ° C (-103 ° F) do téměř 0 ° C (32 ° F) poblíž povrchu. Teplota horní části marťanské atmosféry je také podstatně nižší než teplota Země, a to z důvodu nepřítomnosti stratosférického ozonu a radiačního chladicího účinku oxidu uhličitého ve vyšších nadmořských výškách.

Na Marsu převládají prachoví ďáblové a prachové bouře , které jsou někdy pozorovatelné teleskopy ze Země, a v roce 2018 dokonce pouhým okem jako změna barvy a jasu planety. Planety obíhající prachové bouře (globální prachové bouře) se na Marsu vyskytují v průměru každých 5,5 pozemských let (každé 3 marťanské roky) a mohou ohrozit provoz roverů na Marsu . Mechanismus zodpovědný za vývoj velkých prachových bouří však stále není dobře pochopen. Bylo navrženo, aby to volně souviselo s gravitačním vlivem obou měsíců, poněkud podobné tvorbě přílivu a odlivu na Zemi.

Marťanská atmosféra je oxidační atmosféra . Fotochemické reakce v atmosféře mají tendenci oxidovat organické látky a přeměňovat je na oxid uhličitý nebo oxid uhelnatý. Přestože nejcitlivější metanová sonda na nedávno vypuštěném ExoMars Trace Gas Orbiter nenašla metan v atmosféře na celém Marsu, několik předchozích misí a pozemní dalekohled detekovaly neočekávané hladiny metanu v atmosféře Marsu, což může být dokonce biosignature pro život na Marsu . Interpretace měření je však stále velmi kontroverzní a postrádá vědecký konsenzus.

Historie atmosférických pozorování

V roce 1784 publikoval britský astronom William Herschel německého původu článek o svých pozorováních marťanské atmosféry ve filozofických transakcích a zaznamenal občasný pohyb jasnější oblasti na Marsu, který přičítal oblakům a parám. V roce 1809 napsal francouzský astronom Honoré Flaugergues o svém pozorování „žlutých mraků“ na Marsu, což jsou pravděpodobně události prachových bouří. V roce 1864 William Rutter Dawes poznamenal, že „rudý odstín planety nevyplývá z žádné zvláštnosti její atmosféry; zdá se, že je to plně prokázáno skutečností, že zrudnutí je vždy nejhlubší poblíž středu, kde je atmosféra nejtenčí. " Spektroskopická pozorování v 60. a 70. letech 19. století vedla mnohé k názoru, že atmosféra Marsu je podobná té na Zemi. V roce 1894 však spektrální analýza a další kvalitativní pozorování Williama Wallace Campbella naznačovaly, že Mars se v mnoha ohledech podobá Měsíci , který nemá žádnou znatelnou atmosféru. V roce 1926 umožnila fotografická pozorování Williama Hammonda Wrighta na Lickově observatoři Donaldu Howardu Menzelovi objevit kvantitativní důkazy o atmosféře Marsu.

Díky lepšímu porozumění optickým vlastnostem atmosférických plynů a pokroku ve spektrometrické technologii začali vědci měřit složení atmosféry Marsu v polovině 20. století. Lewis David Kaplan a jeho tým detekovali signály vodní páry a oxidu uhličitého ve spektrogramu Marsu v roce 1964, stejně jako oxidu uhelnatého v roce 1969. V roce 1965 měření provedená během průletu Mariner 4 potvrdila, že atmosféra Marsu je tvořena převážně kysličník uhličitý a povrchový tlak je asi 400 až 700 Pa. Poté, co bylo známo složení atmosféry Marsu, začal na Zemi astrobiologický výzkum s cílem zjistit životaschopnost života na Marsu . K tomuto účelu byly vyvinuty kontejnery, které simulovaly podmínky prostředí na Marsu, nazývané „ marsovské nádoby “.

V roce 1976 poskytli dva přistávači vikingského programu vůbec první in-situ měření složení atmosféry Marsu. Dalším cílem mise bylo vyšetřování důkazů o minulém nebo současném životě na Marsu (viz biologické experimenty Vikingského přistávacího modulu ). Od té doby bylo na Mars vysláno mnoho orbiterů a landerů, aby změřily různé vlastnosti atmosféry Marsu, jako je koncentrace stopových plynů a izotopové poměry. Kromě toho teleskopická pozorování a analýza marťanských meteoritů poskytují nezávislé zdroje informací k ověření nálezů. Snímky a měření provedené těmito kosmickými loděmi výrazně zlepšují naše chápání atmosférických procesů mimo Zemi. Rover Curiosity a lander InSight stále pracují na povrchu Marsu, aby prováděly experimenty a hlásily místní denní počasí. Rover Perseverance a helikoptéra Ingenuity , které tvořily program Mars 2020 , přistály v únoru 2021. Rover Rosalind Franklin má podle plánu startovat v roce 2022.

Aktuální chemické složení

Oxid uhličitý

CO 2 je hlavní složkou marťanské atmosféry a atmosféry. Má průměrný objemový poměr 94,9%. V zimních polárních oblastech může být povrchová teplota nižší než bod mrazu CO 2. Plyn CO 2 v atmosféře může na povrchu kondenzovat za vzniku 1–2 m silného pevného suchého ledu . V létě může polární čepička suchého ledu podstoupit sublimaci a uvolnit CO 2 zpět do atmosféry. V důsledku toho lze na Marsu pozorovat významnou roční variabilitu atmosférického tlaku (≈25%) a atmosférického složení. Proces kondenzace lze aproximovat vztahem Clausius -Clapeyron pro CO 2 .

Porovnání množství oxidu uhličitého, dusíku a argonu v atmosférách Země, Venuše a Mars

Navzdory vysoké koncentraci CO 2 v atmosféře Marsu je skleníkový efekt na Marsu relativně slabý (asi 5 ° C) kvůli nízké koncentraci vodní páry a nízkému atmosférickému tlaku. Zatímco vodní pára v zemské atmosféře má největší podíl na skleníkovém efektu na moderní Zemi, v atmosféře Marsu je přítomna jen ve velmi nízké koncentraci. Kromě toho za nízkého atmosférického tlaku nemohou skleníkové plyny účinně absorbovat infračervené záření, protože účinek rozšíření tlaku je slabý.

V přítomnosti slunečního UV záření ( , fotony s vlnovou délkou kratší než 225 nm) lze CO 2 v atmosféře Marsu fotolyzovat pomocí následující reakce:

CO
2
+ ( λ <225 nm) ⟶  CO + O

Pokud nedojde k chemické produkci CO 2 , veškerý CO 2 v současné atmosféře Marsu by byl odstraněn fotolýzou za přibližně 3 500 let. Tyto hydroxylové radikály (OH), vyráběné z fotolýzy vodní páry, spolu s ostatními druhy zvláštní vodíku (např H, HO 2 ), lze převést oxid uhelnatý (CO) zpět na CO 2 . Reakční cyklus lze popsat jako:

CO + OH ⟶ CO
2
+ H

H + O
2
+ M ⟶ HO
2
+ M

HO
2
+ O ⟶ OH + O
2

Čistá: CO + O ⟶ CO
2

Míchání také hraje roli při regeneraci CO 2 tím, že přivádí O, CO a O 2 v horních vrstvách atmosféry dolů. Rovnováha mezi fotolýzou a produkcí redoxů udržuje průměrnou koncentraci CO 2 v moderní marťanské atmosféře stabilní.

Ledová mračna CO 2 se mohou tvořit v zimních polárních oblastech a ve velmi vysoké nadmořské výšce (> 50 km) v tropických oblastech, kde je teplota vzduchu nižší než bod mrazu CO 2 .

Dusík

N 2 je druhým nejhojnějším plynem v atmosféře Marsu. Má průměrný objemový poměr 2,6%. Různá měření ukázala, že se v atmosféře Marsu je obohacen 15 N . Obohacení těžkého izotopu dusíku je pravděpodobně způsobeno masově selektivními únikovými procesy.

Argon

Argon je třetím nejhojnějším plynem v marťanské atmosféře. Má průměrný objemový poměr 1,9%. Pokud jde o stabilní izotopy, Mars je obohacen o 38 Ar ve srovnání s 36 Ar, což lze přičíst hydrodynamickému úniku.

Jeden z izotopů Argonu , 40 Ar, je vyroben z radioaktivního rozpadu 40 K. Naproti tomu 36 Ar je prvotní: Byl přítomen v atmosféře po vzniku Marsu. Pozorování naznačují, že Mars je obohacen o 40 Ar ve srovnání s 36 Ar, což nelze připsat masově selektivním ztrátovým procesům. Možným vysvětlením obohacení je to, že v rané historii Marsu bylo nárazovou erozí ztraceno značné množství prvotní atmosféry, včetně 36 Ar, zatímco po dopadu bylo do atmosféry emitováno 40 Ar.

Sezónní variace kyslíku v kráteru Gale

Kyslík a ozón

Odhadovaný průměrný objemový poměr molekulárního kyslíku (O 2 ) v atmosféře Marsu je 0,174%. Je to jeden z produktů fotolýzy CO 2 , vodní páry a ozonu (O 3 ). Může reagovat s atomovým kyslíkem (O) za vzniku ozónu (O 3 ). V roce 2010 vesmírná observatoř Herschel detekovala molekulární kyslík v atmosféře Marsu.

Atomový kyslík se vyrábí fotolýzou CO 2 v horních vrstvách atmosféry a může uniknout z atmosféry pomocí disociativní rekombinace nebo iontového sběru. Na začátku roku 2016 Stratosférická observatoř pro infračervenou astronomii (SOFIA) detekovala atomový kyslík v atmosféře Marsu, který nebyl nalezen od mise Viking a Mariner v 70. letech minulého století.

V roce 2019 vědci NASA pracující na misi roveru Curiosity, kteří prováděli měření plynu, zjistili, že množství kyslíku v atmosféře Marsu vzrostlo o 30% na jaře a v létě.

Podobně jako stratosférický ozon v zemské atmosféře může být ozon přítomný v atmosféře Marsu zničen katalytickými cykly zahrnujícími zvláštní druhy vodíku:

H + O
3
 ⟶ OH + O
2

O + OH ⟶ H + O
2

Síť: O + O
3
 O 2O
2

Vzhledem k tomu, že voda je důležitým zdrojem těchto zvláštních druhů vodíku, je v oblastech s nižším obsahem vodní páry obvykle pozorován vyšší výskyt ozónu. Měření ukázala, že celkový sloupec ozonu může dosáhnout 2–30 μm-atm kolem pólů v zimě a na jaře, kde je vzduch studený a má nízký poměr nasycení vodou. Skutečné reakce mezi ozonem a zvláštními druhy vodíku mohou být dále komplikovány heterogenními reakcemi, které probíhají v oblacích vodní led.

Předpokládá se, že vertikální distribuce a sezónnost ozónu v marťanské atmosféře je dána komplexními interakcemi mezi chemií a transportem vzduchu bohatého na kyslík ze sluncem osvětlených zeměpisných šířek do pólů. UV/IR spektrometr na Mars Express (SPICAM) ukázal přítomnost dvou odlišných ozonových vrstev v nízkých až středních zeměpisných šířkách. Patří mezi ně perzistentní vrstva blízko povrchu pod výškou 30 km, samostatná vrstva, která je přítomna pouze na severním jaře a v létě s nadmořskou výškou od 30 do 60 km, a další samostatná vrstva, která existuje 40–60 km nad v zimě jižní pól, bez protějšku nad severním pólem Marsu. Tato třetí ozonová vrstva vykazuje prudký pokles nadmořské výšky mezi 75 a 50 stupni na jih. SPICAM detekoval postupný nárůst koncentrace ozonu na 50 km až do zimy, poté pomalu klesal na velmi nízké koncentrace, přičemž nad 35 km nebyla detekována žádná vrstva.

Vodní pára

Vodní pára je stopový plyn v atmosféře Marsu a má obrovskou prostorovou, denní a sezónní variabilitu. Měření provedená Vikingovým orbiterem na konci 70. let naznačovala, že celá globální celková hmotnost vodní páry odpovídá přibližně 1 až 2 km 3 ledu. Novější měření pomocí sondy Mars Express orbiter ukázala, že celosvětová roční průměrnost sloupce vodní páry je asi 10–20 srážitelných mikronů (pr. Μm). Maximální množství vodní páry (50–70 pr. Μm) se v severních polárních oblastech nachází počátkem léta v důsledku sublimace vodního ledu v polárním čepici.

Na rozdíl od zemské atmosféry nemohou mraky kapalné vody existovat v atmosféře Marsu; je to kvůli nízkému atmosférickému tlaku. Cirrus -jako voda-led mraky byly pozorovány pomocí kamer na Opportunity rover a Phoenix Lander. Měření provedená přistávačem Phoenix ukázala, že v noci se v horní části planetární hraniční vrstvy mohou tvořit mračna vodní ledu a srážet se zpět na povrch jako krystaly ledu v severní polární oblasti.

Prach

Za dostatečně silného větru (> 30 ms −1 ) lze mobilizovat prachové částice a zvedat je z povrchu do atmosféry. Některé částice prachu lze suspendovat v atmosféře a pohybovat se cirkulací, než spadnou zpět na zem. Částice prachu mohou tlumit sluneční záření a interagovat s infračerveným zářením, což může vést k významnému radiačnímu účinku na Marsu. Orbiterova měření naznačují, že globálně zprůměrovaná optická hloubka prachu má úroveň pozadí 0,15 a vrcholí v periheliové sezóně (jižní jaro a léto). Místní množství prachu se velmi liší podle ročních období a let. Během globálních prachových událostí mohou povrchová aktiva Marsu pozorovat optickou hloubku, která je přes 4. Povrchová měření také ukázala efektivní poloměr prachových částic v rozmezí od 0,6 μm do 2 μm a má značnou sezónnost.

Prach má na Marsu nerovnoměrné vertikální rozložení. Kromě planetární hraniční vrstvy znějící data ukázala, že ve vyšší nadmořské výšce (např. 15–30 km nad povrchem) existují i ​​další vrcholy poměru míchání prachu.

Sezónní výkyvy kyslíku a metanu v kráteru Gale

Metan

Jako sopečný a biogenní druh je metan předmětem zájmu geologů a astrobiologů . Metan je však v oxidační atmosféře s UV zářením chemicky nestabilní. Životnost metanu v atmosféře Marsu je asi 400 let. Detekce metanu v planetární atmosféře může naznačovat přítomnost nedávných geologických aktivit nebo živých organismů. Od roku 2004 bylo v různých misích a observačních studiích hlášeno stopové množství metanu (v rozmezí od 60 ppb do limitu detekce (<0,05 ppb)). O zdroji metanu na Marsu a vysvětlení obrovské nesrovnalosti v pozorovaných koncentracích metanu se stále vedou aktivní debaty.

Další podrobnosti viz také část „detekce metanu v atmosféře“.

Oxid siřičitý

Oxid siřičitý (SO 2 ) v atmosféře by byl indikátorem současné sopečné činnosti. Stal se obzvláště zajímavým díky dlouhodobé kontroverzi metanu na Marsu. Pokud byly v nedávné historii Marsu aktivní sopky, dalo by se očekávat, že v současné atmosféře Marsu najdou SO 2 spolu s metanem. V atmosféře nebyl detekován žádný SO 2 s horní hranicí citlivosti nastavenou na 0,2 ppb. Tým vedený vědci z NASA Goddard Space Flight Center však ohlásil detekci SO 2 ve vzorcích půdy Rocknest analyzovaných roverem Curiosity v březnu 2013.

Jiné stopové plyny

Oxid uhelnatý (CO) je produkován fotolýzou CO 2 a rychle reaguje s oxidanty v atmosféře Marsu re-formě CO 2 . Odhadovaný průměrný objemový poměr CO v atmosféře Marsu je 0,0747%.

Vzácné plyny , jiné než helium a argon, jsou v atmosféře Marsu přítomny ve stopových množstvích (≈10 - 0,01 ppmv). Koncentrace helia, neonu, kryptonu a xenonu v atmosféře Marsu byla měřena různými misemi. Izotopické poměry vzácných plynů odhalují informace o raných geologických aktivitách na Marsu a vývoji jeho atmosféry.

Molekulární vodík (H 2 ) vzniká reakcí mezi zvláštními druhy vodíku ve střední atmosféře. Může být dodán do horních vrstev atmosféry mícháním nebo difúzí, rozkládán na atomový vodík (H) slunečním zářením a unikat z atmosféry Marsu. Fotochemické modelování odhadovalo, že směšovací poměr H 2 v nižších vrstvách atmosféry je asi 15 ± 5 ppmv.

Svislá struktura

Svislá struktura atmosféry Marsu překrývající se s teplotními profily získanými ze vstupních sond přistávacích modulů Marsu. Zdroj dat: NASA Planetary Data System

Svislá teplotní struktura atmosféry Marsu se od atmosféry Země v mnoha ohledech liší. Informace o svislé struktuře se obvykle odvozují pomocí pozorování z termálních infračervených sond , rádiového zákrytu , aerobraku , vstupních profilů landerů. Atmosféru Marsu lze podle průměrného teplotního profilu rozdělit do tří vrstev:

  • Troposféra (≈0–40 km): Vrstva, kde se odehrává většina povětrnostních jevů (např. Konvekce a prachové bouře). Jeho dynamika je silně ovlivněna denním vyhříváním povrchu a množstvím rozptýleného prachu. Mars má díky své slabší gravitaci vyšší výšku měřítka 11,1 km než Země (8,5 km). Teoretická suchá adiabatická lapsie Marsu je 4,3 ° C km −1 , ale naměřená průměrná rychlost lapování je asi 2,5 ° C km −1, protože suspendované prachové částice absorbují sluneční záření a ohřívají vzduch. Planetární mezní vrstvy může rozšířit na více než 10 km silný během dne. Denní teplotní rozsah blízkého povrchu je obrovský (60 ° C) díky nízké tepelné setrvačnosti. V prašných podmínkách mohou suspendované částice prachu snížit denní teplotní rozsah povrchu pouze na 5 ° C. Teplota nad 15 km je místo konvekce řízena radiačními procesy. Mars je také vzácnou výjimkou z pravidla „0,1 bar tropopauzy“, které se nachází v jiných atmosférách sluneční soustavy.
  • Mezosféra (≈40–100 km): Vrstva, která má nejnižší teplotu. CO 2 v mezosféře působí jako chladicí činidlo tím, že účinně vyzařuje teplo do prostoru. Hvězdná zákrytová pozorování ukazují, že mezopauza Marsu se nachází přibližně na 100 km (kolem hladiny 0,01 až 0,001 Pa) a má teplotu 100-120 K. Teplota může být někdy nižší než bod mrazu CO 2 a detekce CO Byly hlášeny 2 ledové mraky v mezosféře Marsu.
  • Termosféra (≈100–230 km): Vrstva je ovládána hlavně extrémním UV ohřevem. Teplota marťanské termosféry se zvyšuje s nadmořskou výškou a mění se podle sezóny. Denní teplota horní termosféry se pohybuje od 175 K (na aféliu) do 240 K (na perihéliu) a může dosáhnout až 390 K, ale stále je výrazně nižší než teplota termosféry Země . Vyšší koncentrace CO 2 v marťanské termosféře může vysvětlit část nesrovnalostí kvůli chladícím účinkům CO 2 ve vysoké nadmořské výšce. Má se za to, že aurorální ohřívací procesy nejsou v marťanské termosféře důležité kvůli absenci silného magnetického pole na Marsu, ale oběžná dráha MAVEN detekovala několik událostí polární záře.

Mars nemá trvalou stratosféru kvůli nedostatku druhů absorbujících krátkovlnné vlny ve své střední atmosféře (např. Stratosférický ozon v zemské atmosféře a organický opar v atmosféře Jupitera ) pro vytváření teplotní inverze. Nad marťanským jižním pólem však byla pozorována sezónní ozonová vrstva a silná teplotní inverze ve střední atmosféře. Výška turbopauzy Marsu se velmi liší od 60 do 140 km a variabilita je dána hustotou CO 2 ve spodní termosféře. Mars má také komplikovanou ionosféru, která interaguje s částicemi slunečního větru, extrémním UV zářením a rentgenovými paprsky ze Slunce a magnetickým polem jeho kůry. Exosféra Marsu začíná na zhruba 230 kilometrů a postupně splývá s meziplanetárním prostorem.

Sluneční vítr urychluje ionty z Marsu horních vrstvách atmosféry do vesmíru
(video (1:13), 05.11.2015)

Prach a další dynamické funkce

Prašní ďáblové

Prašní ďáblové jsou na Marsu běžní. Podobně jako jejich protějšky na Zemi se prachoví ďáblové tvoří, když jsou konvekční víry poháněné silným povrchovým ohřevem naplněny prachovými částicemi. Prachoví ďáblové na Marsu mají obvykle průměr desítek metrů a výšku několik kilometrů, což je mnohem více než na Zemi. Studie stop prachových ďáblů ukázala, že většina marťanských prachových ďáblů se vyskytuje kolem 60 ° severní šířky a 60 ° jižní šířky na jaře a v létě. Ročně zvednou asi 2,3 × 10 11 kg prachu z povrchu země do atmosféry, což je srovnatelné s příspěvkem místních a regionálních prachových bouří.

Písečné bouře

Místní a regionální prachové bouře nejsou na Marsu ojedinělé. Místní bouře mají velikost asi 10 3 km 2 a výskyt asi 2 000 událostí za rok na Marsu, zatímco regionální bouře o velikosti 10 6 km 2 jsou často pozorovány na jaře a v létě. V blízkosti polární čepice mohou být někdy způsobeny frontálními aktivitami a extratropickými cyklóny prachové bouře.

Globální prachové bouře (plocha> 10 6 km 2 ) se vyskytují v průměru jednou za 3 válečné roky. Pozorování ukázala, že větší prachové bouře jsou obvykle výsledkem sloučení menších prachových bouří, ale mechanismus růstu bouře a role atmosférických zpětných vazeb stále nejsou dobře známy. Ačkoli se má za to, že marťanský prach může být unášen do atmosféry procesy podobnými zemským (např. Solení ), skutečné mechanismy teprve musí být ověřeny a při modulaci emise prachu mohou hrát také elektrostatické nebo magnetické síly. Vědci uvedli, že největší jednotlivý zdroj prachu na Marsu pochází z formace Medusae Fossae .

Dne 1. června 2018, NASA vědci zjištěny známky ze se prachová bouře (viz obrázek ), na Marsu, který vyústil v konci solárních Příležitost roveru poslání, protože se prach zablokoval před slunečním zářením (viz obrázek ), potřebnou k provozu. Do 12. června byla bouře nejrozsáhlejší zaznamenanou na povrchu planety a zasáhla oblast o velikosti Severní Ameriky a Ruska dohromady (asi čtvrtina planety). Do 13. června začal rover Opportunity mít kvůli komunikační bouři vážné komunikační problémy.

Marsová prachová bouře - optická hloubka tau - květen až září 2018
( Mars Climate Sounder ; Mars Reconnaissance Orbiter )
(1:38; animace; 30. října 2018; popis souboru )

Tepelné přílivy a odlivy

Solární ohřev na denní straně a radiační chlazení na noční straně planety může vyvolat tlakový rozdíl. Tepelné přílivy, což jsou cirkulace větru a vlny poháněné takovým denně se měnícím tlakovým polem, mohou vysvětlit mnoho proměnlivosti atmosféry Marsu. Ve srovnání se zemskou atmosférou mají tepelné přílivy větší vliv na atmosféru Marsu kvůli silnějšímu dennímu teplotnímu kontrastu. Povrchový tlak měřený rovery na Marsu vykazoval jasné signály tepelných přílivů, i když variace závisí také na tvaru povrchu planety a množství suspendovaného prachu v atmosféře. Atmosférické vlny mohou také cestovat vertikálně a ovlivňovat teplotu a obsah vodního ledu ve střední atmosféře Marsu.

Orografické mraky

V blízkosti sopky Arsia Mons se vytvořila mračna vodního ledu . Snímek byl pořízen 21. září 2018, ale podobné události tvorby mraků byly na stejném místě pozorovány již dříve. Fotografický kredit: ESA/DLR/FU Berlín

Na Zemi horská pásma někdy nutí vzduchovou hmotu stoupat a ochlazovat se. V důsledku toho se vodní pára nasytí a během procesu zvedání se vytvoří mraky. Na Marsu oběžné dráhy pozorovaly sezónně se opakující tvorbu obrovských mraků vodního ledu kolem 20 km vysokých sopek Arsia Mons po větru , což je pravděpodobně způsobeno stejným mechanismem.

Modifikace povrchu větrem

Vítr na povrchu Marsu na Marsu nejenže emituje prach, ale také ve velkém časovém měřítku mění geomorfologii Marsu. Ačkoli se mělo za to, že atmosféra Marsu je příliš tenká na mobilizaci písečných útvarů, pozorování provedená HiRSE ukázala, že migrace dun není na Marsu vzácná. Globální průměrná míra migrace dun (2 - 120 m vysokých) je asi 0,5 metru za rok. Atmosférický cirkulační model naznačoval, že opakované cykly větrné eroze a ukládání prachu mohou případně vést k čistému transportu půdních materiálů z nížin do vrchoviny v geologickém časovém měřítku.

Pohyb písečných prvků v poli dun Nili Patera na Marsu detekován HiRISE. Fotografický kredit: NASA/JPL Caltech/U. Arizona/JHU-APL

Atmosférický vývoj

Předpokládá se, že hmotnost a složení atmosféry Marsu se v průběhu života planety změnily. K vysvětlení několika zjevných rysů dřívější historie Marsu, jako je existence kapalných vodních útvarů, je zapotřebí silnější, teplejší a vlhčí atmosféra. Pozorování marťanské horní atmosféry, měření izotopového složení a analýzy marťanských meteoritů poskytují důkaz o dlouhodobých změnách atmosféry a omezení relativní důležitosti různých procesů.

Atmosféra v rané historii

Izotopický poměr různých druhů v atmosféře Marsu a Země
Izotopový poměr Mars Země Mars / Země
D / H (v H 2 O) 9,3 ± 1,7 ‰ 1,56 ‰ ~ 6
12 C / 13 C 85,1 ± 0,3 89,9 0,95
14 N / 15 N. 173 ± 9 272 0,64
16 O / 18 O 476 ± 4,0 499 0,95
36 Ar / 38 Ar 4,2 ± 0,1 5,305 ± 0,008 0,79
40 Ar / 36 Ar 1900 ± 300 298,56 ± 0,31 ~ 6
C / 84 Kr (4,4–6) × 10 6 4 × 10 7 ~ 0,1
129 Xe / 132 Xe 2,5221 ± 0,0063 0,97 ~ 2,5

Obecně platí, že plyny nalezené na moderním Marsu jsou vyčerpány v lehčích stabilních izotopech, což naznačuje, že atmosféra Marsu se během své historie změnila některými hromadně vybranými procesy. Vědci často využívají tato měření složení izotopů k rekonstrukci podmínek atmosféry Marsu v minulosti.

Zatímco Mars a Země mají podobné poměry 12 C / 13 C a 16 O / 18 O , 14 N je v atmosféře Marsu mnohem více vyčerpáno. Předpokládá se, že fotochemické únikové procesy jsou zodpovědné za izotopickou frakcionaci a způsobily významnou ztrátu dusíku v geologickém časovém měřítku. Odhady uvádějí, že počáteční parciální tlak N 2 může být až 30 hPa.

Hydrodynamický útěk v rané historii Marsu může vysvětlovat izotopickou frakcionaci argonu a xenonu. Na moderním Marsu atmosféra tyto dva vzácné plyny díky jejich těžší hmotnosti nepropouští do vesmíru. Vyšší množství vodíku v marťanské atmosféře a vysoké toky extrémního ultrafialového záření z mladého Slunce však společně mohly vyvolat hydrodynamický odtok a odtáhnout tyto těžké plyny. Ke ztrátě uhlíku přispěl také hydrodynamický únik a modely naznačují, že je možné ztratit 1 000 hPa (1 bar) CO 2 hydrodynamickým únikem za jeden až deset milionů let za mnohem silnějšího extrémního slunečního extrémního UV záření na Marsu. Mezitím novější pozorování provedená orbiterem MAVEN naznačila, že únik naprašováním je velmi důležitý pro únik těžkých plynů na noční stranu Marsu a mohl přispět k 65% ztrátě argonu v historii Marsu.

Marťanská atmosféra je obzvláště náchylná k nárazové erozi kvůli nízké únikové rychlosti Marsu. Časný počítačový model naznačoval, že Mars mohl ztratit 99% své původní atmosféry do konce pozdního období těžkého bombardování na základě hypotetického toku bombardování odhadovaného z hustoty měsíčního kráteru. Pokud jde o relativní množství uhlíku, poměr C / 84 Kr na Marsu je pouze 10% poměru na Zemi a Venuši. Za předpokladu, že tři skalnaté planety mají stejný počáteční těkavý inventář, pak tento nízký poměr C / 84 Kr znamená, že hmotnost CO 2 v atmosféře raného Marsu měla být desetkrát vyšší než současná hodnota. Obrovské obohacení radiogenních 40 Ar nad prvotních 36 Ar je také v souladu s teorií eroze nárazu.

Jedním ze způsobů, jak odhadnout množství vody ztracené únikem vodíku v horních vrstvách atmosféry, je zkoumat obohacení deuteria vodíkem. Studie založené na izotopech odhadují, že v prostoru Marsu uniklo do vesmíru únikem vodíku 12 až 30 m globální ekvivalentní vrstvy vody. Je třeba poznamenat, že přístup založený na atmosférickém úniku poskytuje pouze dolní mez odhadovaného včasného inventáře vody.

Abychom vysvětlili soužití kapalné vody a slabého mladého Slunce během rané historie Marsu, musel v atmosféře Marsu dojít k mnohem silnějšímu skleníkovému efektu, aby se povrch zahřál nad bod mrazu vody. Carl Sagan nejprve navrhl, že atmosféra 1 bar H 2 může vytvořit dostatečné oteplení pro Mars. Vodík může být produkován za intenzivního odplyněním z vysoce sníženého časném Marsu pláštěm a za přítomnosti CO 2 a vodní páry může snížit požadovanou hojnost H 2 pro generování takového skleníkový efekt. Fotochemické modelování nicméně ukázalo, že udržování atmosféry s touto vysokou hladinou H 2 je obtížné. SO 2 byl také jedním z navrhovaných účinných skleníkových plynů v rané historii Marsu. Nicméně, navrhl další studie, že vysoká rozpustnost SO 2 , efektivní tvorba H 2 SO 4 aerosol a povrchové ukládání zakázat dlouhodobého hromadění SO 2 v atmosféře Marsu, a tím snižují potenciální oteplování účinek SO 2 .

Atmosférický útěk na moderním Marsu

Navzdory nižší gravitaci není útěk v moderní marťanské atmosféře účinný kvůli relativně nízké teplotě na exobázi (≈ 200 K ve výšce 200 km). Může to vysvětlit pouze únik vodíku z Marsu. K vysvětlení pozorovaného úniku kyslíku, uhlíku a dusíku jsou zapotřebí další netermální procesy.

Únik vodíku

Molekulární vodík (H 2 ), je vyroben z disociace H 2 O nebo jiné sloučeniny, obsahující vodík v nižších vrstvách atmosféry a difunduje do exosféra. Exosférický H 2 se pak rozkládá na atomy vodíku a atomy, které mají dostatečnou tepelnou energii, mohou uniknout z gravitace Marsu (útěk Jean). Únik atomového vodíku je evidentní z UV spektrometrů na různých orbiterech. Zatímco většina studií naznačovala, že únik vodíku je na Marsu téměř omezen na difúzi, novější studie naznačují, že rychlost úniku je modulována prachovými bouřemi a má velkou sezónnost. Odhadovaný únikový tok vodíku se pohybuje od 10 7 cm −2 s −1 do 10 9 cm −2 s −1 .

Únik uhlíku

Fotochemie CO 2 a CO v ionosféře může produkovat ionty CO 2 + a CO + :

CO
2
+  ⟶  CO+
2
+ e-

CO +  ⟶  CO+
+ e-

Ion a elektron mohou rekombinovat a produkovat elektronicky neutrální produkty. Produkty získávají extra kinetickou energii díky Coulombově přitažlivosti mezi ionty a elektrony. Tento proces se nazývá disociativní rekombinace . Disociativní rekombinace může produkovat atomy uhlíku, které cestují rychleji než úniková rychlost Marsu, a ti, kteří se pohybují vzhůru, pak mohou uniknout atmosféře Marsu:

CO+
+ e-
 ⟶ C + O

CO+
2
+ e-
 ⟶ C + O
2

UV fotolýza oxidu uhelnatého je dalším klíčovým mechanismem úniku uhlíku na Marsu:

CO + ( λ <116 nm) ⟶  C + O

Mezi další potenciálně důležité mechanismy patří únik CO 2 rozprašováním a srážka uhlíku s rychlými atomy kyslíku. Odhadovaný celkový únikový tok je asi 0,6 × 10 7 cm −2 s −1 až 2,2 × 10 7 cm −2 s −1 a silně závisí na sluneční aktivitě.

Únik dusíku

Stejně jako uhlík je disociativní rekombinace N 2 + důležitá pro únik dusíku na Marsu. Kromě toho hraje důležitou roli také další fotochemický únikový mechanismus:

N.
2
+  ⟶  N.+
+ N + e-

N.
2
+ e-
 ⟶ N.+
+ N + 2e-

Rychlost úniku dusíku je velmi citlivá na hmotnost atomu a sluneční aktivitu. Celková odhadovaná úniková rychlost 14 N je 4,8 × 10 5 cm −2 s −1 .

Únik kyslíku

Disociativní rekombinace CO 2 + a O 2 + (produkovaná také reakcí CO 2 + ) může generovat atomy kyslíku, které cestují dostatečně rychle na to, aby unikly:

CO+
2
+ e-
 ⟶ CO + O

CO+
2
+ O ⟶ O+
2
+ CO

Ó+
2
+ e-
 ⟶ O + O

Pozorování však ukázala, že na marťanské exosféře není dostatek rychlých atomů kyslíku, jak předpovídal mechanismus disociativní rekombinace. Modelové odhady rychlosti úniku kyslíku naznačují, že může být více než 10krát nižší než rychlost úniku vodíku. Jako alternativní mechanismy úniku kyslíku byly navrženy iontové sběrače a naprašování, ale tento model naznačuje, že jsou v současné době méně důležité než disociativní rekombinace.

Úniková atmosféra Marsu - uhlík , kyslík , vodík - měřeno UV spektrografem MAVEN ).

Nevysvětlitelné jevy

Detekce metanu

Metan (CH 4 ) je v současné oxidační atmosféře Marsu chemicky nestabilní. Rychle by se rozpadl v důsledku ultrafialového záření ze Slunce a chemických reakcí s jinými plyny. Trvalá přítomnost metanu v atmosféře proto může znamenat existenci zdroje pro neustálé doplňování plynu.

ESA Roscomos Trace Gas Orbiter , který učinil nejvíce citlivá měření metanu v Marsu prostředí s více než 100 globální sondování , nenalezla žádné metanu na detekčním limitem 0,05 dílů na miliardu (ppb). Existují však i další zprávy o detekci metanu pozemními teleskopy a roverem Curiosity. Stopová množství metanu na úrovni několika ppb byly poprvé hlášeny v atmosféře Marsu týmem v NASA Goddard Space Flight Center v roce 2003. Mezi pozorováními provedenými v letech 2003 a 2006 byly naměřeny velké rozdíly v množství. metan byl lokálně koncentrovaný a pravděpodobně sezónní.

V roce 2014 NASA oznámila, že vozítko Curiosity detekovalo desetinásobný nárůst („špice“) metanu v atmosféře kolem něj na konci roku 2013 a na začátku roku 2014. Čtyři měření provedená během dvou měsíců v tomto období dosahovala v průměru 7,2 ppb, což znamená, že Mars je epizodicky produkující nebo uvolňující metan z neznámého zdroje. Před a po tom byly hodnoty v průměru kolem jedné desetiny této úrovně. Dne 7. června 2018 NASA oznámila cyklické sezónní kolísání úrovně pozadí atmosférického metanu.

Zvědavost zaznamenala cyklické sezónní kolísání atmosférického metanu.

Mezi hlavní kandidáty na původ metanu na Marsu patří nebiologické procesy, jako jsou reakce typu voda -rock, radiolýza vody a tvorba pyritu , z nichž všechny produkují H 2, který by pak mohl generovat metan a další uhlovodíky syntézou Fischer -Tropsch s CO a CO 2 . Bylo také ukázáno, že metan lze vyrábět procesem zahrnujícím vodu, oxid uhličitý a minerál olivín , o kterém je známo, že je na Marsu běžný. Živé mikroorganismy , jako jsou methanogeny , jsou dalším možným zdrojem, ale na Marsu nebyl nalezen žádný důkaz o přítomnosti těchto organismů. Existují určitá podezření ohledně detekce metanu, což naznačuje, že místo toho může být způsobeno nezdokumentovanou pozemskou kontaminací z roverů nebo chybnou interpretací nezpracovaných dat měření.

Bleskové akce

V roce 2009 pozorovací studie na Zemi informovala o detekci rozsáhlých událostí elektrického výboje na Marsu a navrhla, aby se týkaly výboje blesku v marťanských prachových bouřích. Pozdější pozorovací studie však ukázaly, že výsledek není reprodukovatelný pomocí radarového přijímače na systému Mars Express a Allen Telescope Array na Zemi . Laboratorní studie ukázala, že tlak vzduchu na Marsu není pro nabíjení zrn prachu příznivý, a proto je obtížné generovat blesky v atmosféře Marsu.

Super rotující paprsek nad rovníkem

Superotáčení se týká jevu, že atmosférická hmota má vyšší úhlovou rychlost než povrch planety na rovníku, což v zásadě nemůže být poháněno nevidomým osově symetrickým oběhem. Asimilovaná data a simulace obecného cirkulačního modelu (GCM) naznačují, že super-rotující paprsek lze nalézt v atmosféře Marsu během globálních prachových bouří, ale je mnohem slabší než ty, které byly pozorovány na pomalu rotujících planetách jako Venuše a Titan. Experimenty GCM ukázaly, že tepelné přílivy mohou hrát roli při indukci superotáčivého paprsku. Modelování superotáčení však stále zůstává pro planetární vědce náročným tématem.

Potenciál pro použití u lidí

Atmosféra Marsu je zdrojem známého složení dostupného na jakémkoli místě přistání na Marsu. Bylo navrženo, že lidský průzkum Marsu by mohl využít oxid uhličitý (CO 2 ) z atmosféry Marsu k výrobě metanu (CH 4 ) a použít jej jako raketové palivo pro návratovou misi. Studie misí, které navrhují využití atmosféry tímto způsobem, zahrnují návrh Roberta Zubrina na Mars Direct a studii Reference Design Mission NASA . Dvě hlavní chemické cesty pro použití oxidu uhličitého jsou Sabatierova reakce , přeměna atmosférického oxidu uhličitého spolu s dalším vodíkem (H 2 ) za vzniku metanu (CH 4 ) a kyslíku (O 2 ) a elektrolýza za použití pevného oxidu zirkoničitého elektrolyt rozdělí oxid uhličitý na kyslík (O 2 ) a oxid uhelnatý (CO).

Galerie Obrázků

Prachový ďábel na Marsu - prohlíženo vozítkem Curiosity - (9. srpna 2020)
Marťanský západ slunce od roveru Spirit v kráteru Gusev (květen 2005).
Marťanský západ slunce od Pathfindera v Ares Vallis (červenec 1997).

Interaktivní mapa Marsu

Acheron Fossae Acidalia Planitia Alba Mons Amazonis Planitia Aonia Planitia Arabia Terra Arcadia Planitia Argentea Planum Argyre Planitia Chryse Planitia Claritas Fossae Cydonia Mensae Daedalia Planum Elysium Mons Elysium Planitia Gale crater Hadriaca Patera Hellas Montes Hellas Planitia Hesperia Planum Holden crater Icaria Planum Isidis Planitia Jezero crater Lomonosov crater Lucus Planum Lycus Sulci Lyot crater Lunae Planum Malea Planum Maraldi crater Mareotis Fossae Mareotis Tempe Margaritifer Terra Mie crater Milankovič crater Nepenthes Mensae Nereidum Montes Nilosyrtis Mensae Noachis Terra Olympica Fossae Olympus Mons Planum Australe Promethei Terra Protonilus Mensae Sirenum Sisyphi Planum Solis Planum Syria Planum Tantalus Fossae Tempe Terra Terra Cimmeria Terra Sabaea Terra Sirenum Tharsis Montes Tractus Catena Tyrrhen Terra Ulysses Patera Uranius Patera Utopia Planitia Valles Marineris Vastitas Borealis Xanthe TerraMapa Marsu
Výše uvedený obrázek obsahuje odkazy, na které lze kliknoutInteraktivní mapa obraz o globální topografie Marsu . Po najetí myší na obrázek se zobrazí názvy více než 60 významných geografických prvků a kliknutím na ně odkazujete. Zbarvení základní mapy ukazuje relativní nadmořskou výšku na základě údajů z laserového výškoměru Mars Orbiter na Mars Global Surveyor NASA . Bílé a hnědé označují nejvyšší nadmořské výšky (+12 až +8 km ); následuje růžová a červená (+8 až +3 km ); žlutá je0 km ; greeny a blues jsou nižší nadmořské výšky (až do−8 km ). Osy jsou zeměpisná šířka a délka ; Polární oblasti jsou zaznamenány.
(Viz také: Mapa Mars Rovers a mapa Mars Memorial ) ( zobrazitdiskutovat )


Viz také

Reference

Další čtení

externí odkazy