O atmosferze i pogodzie marsjańskiej

Opracowanie: dr Grzegorz Duniec, dr Marcin Kolonko, IMGW-PIB CMM

 

Pomimo podobieństwa Marsa do Ziemi pod kątem długości doby gwiazdowej i doby słonecznej, podobnego kąta nachylenia osi planety do płaszczyzny ekliptyki, który warunkuje podobny przebieg pór roku, to mimo wszystko atmosfera, pogoda i klimat obu planet są odmienne. Czytelnik postów zamieszczanych na stronie Centrum Modelowania Meteorologicznego o pogodzie na Marsie w pewnej chwili zada sobie pytania: Dlaczego na Marsie atmosfery praktycznie nie ma, a na Ziemi jest? Dlaczego na planecie panują odmienne warunki klimatyczne oraz inna pogoda?

Mars jest najlepiej – oprócz Ziemi – poznaną planetą w Układzie Słonecznym. Wysłano w jego kierunku dziesiątki sond, w nieodległej przyszłości rozważa się załogową ekspedycję na Marsa. Im lepiej go poznajemy, tym więcej tajemnic skrywa, w czym – można by rzec – jest głęboko „ludzki” (zwłaszcza jak na boga wojny, Aresa). Nie ma na nim raczej – upatrywanej kiedyś – cywilizacji pozaziemskiej ani kanałów Schiaparellego ale prymitywne formy życia – zwłaszcza w przeszłości – nie są wykluczone. Po życie inteligentne ludzkość będzie prawdopodobnie musiała sięgnąć znacznie dalej.

Mars charakteryzuje się rzadką atmosferą złożoną w dużej mierze z dwutlenku węgla i odrobiny tlenu. Ciśnienie atmosferyczne przy powierzchni planety waha się od 6 hPa do 8-10 hPa. Czemu akurat cząsteczka CO2 dominuje? Kiedyś Mars miał globalny ocean – wiemy to z badań aerologicznych, obecności śladów przepływów marsjańskich rzek sprzed wielu milionów lat – czemu go nie utrzymał do dziś?

Mechanizm sukcesywnego „odzierania” Marsa z części atmosfery przez wiatr słoneczny. Plume znaczy pióropusz, windsock – wiatrowskaz, bow shock – fala uderzeniowa. Źródło: NASA / Greg Shirah, napisy – S&T.

Ucieczka atmosfery

Aby zrozumieć, jak działa mechanizm utrzymania atmosfery, musimy odwołać się do mechanizmów powodujących odparowanie atmosfery. Na obecny stan atmosfery poszczególnych planet typu ziemskiego wpłynęło wiele czynników. W długich skalach czasu atmosfera nie jest niezmienna [1]. W dłuższej perspektywie czasowej następować może zjawisko odparowania atmosfery, czyli ucieczki jej składników w przestrzeń kosmiczną [1]. Istnieje kilka czynników powodujących odparowywanie atmosfery. Pierwszym czynnikiem wywołującym powolne zmiany atmosfery jest ucieczka Jeansa, czyli tzw. ucieczka termiczna składników mieszaniny gazowej stanowiącej powłokę gazową planety. Aby cząstki gazu zalegającego w górnej części atmosfery mogły z niej uciec muszą osiągnąć prędkość równą co najmniej prędkości ucieczki. Prędkość ucieczki z danego ciała niebieskiego w przestrzeń kosmiczną (przynajmniej tę międzyplanetarną), jest to najmniejsza prędkość jaką musi posiadać ciało, aby mogło opuścić pole grawitacyjne planety. Jako że Mars jest kilkukrotnie lżejszy od Ziemi – ta prędkość ucieczki jest niższa. Wszystko, co lekkie, porusza się szybciej i łatwiej ucieka niż to, co ciężkie. Dwutlenek węgla to cząstka stosunkowo masywna – dwa atomy tlenu i jeden węgla. Cięższa niż atom tlenu, niż woda, nie mówiąc o wodorze czy helu – dominujących składnikach wczesnego Kosmosu. Jeśli nawet profil prędkości cząsteczek pierwotnej atmosfery nie preferował wysokich prędkości to wystarczyło, by te lżejsze uciekły niemal od razu a te cięższe (jak choćby tlen, O) z upływem milionów lat. Wystarczyło, aby tzw. ogon rozkładu Maxwellowskiego prędkości tych cząsteczek dla danego przedziału temperatur „wystawał” ponad wartość prędkości ucieczki z Marsa. Wtedy mamy do czynienia z procesem wolnym (choćby dlatego, że Mars jest chłodniejszy niż Ziemia) ale nieubłaganie skutecznym – gdyż kształt rozkładu się nie zmienia, tylko cząsteczek jest coraz mniej (trochę jak w dziurawym garnku). Prędkość ucieczki może być osiągana w wyniku zderzenia cząstek gazu między sobą. Czas po jakim znaczną część danego gazu ulotni się z atmosfery zależy od temperatury podstawy egzosfery, która jest podstawowym parametrem decydującym o tempie utraty znacznej ilości gazu z atmosfery [1]. W wypadku atmosfery Marsa, który jest mniejszy od Ziemi, tracił on ze swojej atmosfery termicznie bardzo szybko pierwiastki lekkie, natomiast z powodzeniem może utrzymywać CO2. Dla CO2 czas ucieczki Jeansa wynosi 1080 lat, a więc znacząco przekraczający wiek Wszechświat. Czas ucieczki wodoru cząsteczkowego, jak wynika z obliczeń, wynosi zaledwie 1000 lat. Innym mechanizmem osiągania przez cząsteczki atmosfery prędkości ucieczki są reakcje chemiczne zachodzące między cząsteczkami. Ten mechanizm był odpowiedzialny za ucieczkę tlenu i azotu z atmosfery Marsa [1]. Kolejnym mechanizmem, w wyniku którego pewne cząstki uciekły z atmosfery jest jonizacja gazu na dużej wysokości w atmosferze. Zjonizowane cząstki gazu mogą poruszać się w polu magnetycznym magnetosfery planety, które następnie są porywane przez docierający do planety wiatr słoneczny. Mars nie posiada wyraźnej magnetosfery. To spowodowało, że jego powierzchnia nie jest osłonięta żadnymi „marsjańskimi pasami Van Allena” a wiatr słoneczny odziera go z atmosfery jeszcze intensywniej. Oglądając rysunki i symulacje, można sobie wyobrazić, jak silnie wiatr omiata powierzchnię Marsa.

Mars vs Earth in solar wind Porównanie magnetosfer Marsa (z lewej) i Ziemi (z prawej). Źródło: NASA/GSFC.

how sputtering works

Mechanizmem utraty atmosfery przez owiewający Marsa wiatr słoneczny jest tzw. „skwierczenie” (sputtering): ultrafioletowe światło ze Słońca wybija z cząstek atmosfery Marsa elektron, powstały w ten sposób jon wiatr słoneczny wywiewa na większe odległości od planety, w górne warstwy atmosfery. Wiatr słoneczny jest namagnesowany, zatem uniesione przezeń jony mogą wirować i zderzać się z kolejnymi cząsteczkami atmosfery, i wybijać je ponad nią – podobnie jak kula bilardowa po uderzeniu rozprasza inne bile. Źródło: Sky &Telescope.

solar storm hits Mars

Jedno z groźnych (tak dla atmosfery Marsa, jak i Ziemi) zjawisk kosmicznej pogody – wyrzut koronalny (CME – Coronal Mass Ejection) w stronę planety. Na Ziemi powoduje zakłócenia w funkcjonowaniu nawigacji GPS, radiowej transmisji danych czy paneli satelitów wokółziemskich. Na Marsie na przestrzeni setek milionów lat prawdopodobnie przyczynił się do utraty większości atmosfery. Ziemia jest większa i osłonięta pasami Van Allena, także najbardziej narażone są jedynie słabo zaludnione rejony biegunów magnetycznych. Źródło: NASA.

Wysłane do Marsa liczne sondy (jak choćby okołomarsjańska MAVEN, która osiągnęła orbitę docelową w 2014 roku) pozwolą rozstrzygnąć, jaką rolę w ucieczce atmosfery odegrały księżyce Marsa: Phobos i Deimos, jaki jest dokładny skład chemiczny (nie znaleziono tam np. metanu, znanego z atmosfery księżyca Saturna, Tytana, do którego przed kilkunastoma laty poleciał próbnik Huyghens sondy Cassini), czy istnieją wyrzuty cząstek naładowanych do atmosfery Marsa, jak dokładnie wiatr słoneczny „odziera” Marsa z resztek atmosfery i wiele innych pytań.

Atmosfera Marsa

Atmosfera Marsa zbudowana jest przede wszystkich z CO2, który stanowi aż 95,32%. Oprócz dwutlenku węgla w atmosferze marsjańskiej występują azot, argon, tlen, tlenek węgla, woda, neon, krypton, xenon, ozon, tlenek azotu, formaldehyd, metan [2].

Skład chemiczny atmosfery Marsa. Źródło: Robert M. Haberle, R. Todd Clancy, François Forget, Michael D. Smith, Richard W. Zurek, The Atmosphere and Climate of Mars (Cambridge Planetary Science Book 18) 1st Edition, Cambridge University Press, 2017.

Pionowa struktura Marsa została określona w oparciu o kryteria aerologiczne, podobnie jak w wypadku atmosfery ziemskiej [3]. W atmosferze Marsa możemy wyodrębnić trzy warstwy. Dolną atmosferę, rozciągającą się od powierzchni planety do poziomu izobarycznego 2 hPa, czyli wysokości 50 km. W tej warstwie atmosfery obserwuje się spadek temperatury. Powyżej, aż do wysokości 100 km, rozciąga się tzw. środkowa warstwa atmosfery. Obserwowane zmiany temperatury w tej warstwie atmosfery spowodowane są pływami i falami atmosferycznymi. Powyżej 100 km rozciąga się górna warstwa atmosfery, zwana także termosferą. Temperatura w tej warstwie atmosfery rośnie, a to za sprawą pochłaniania promieniowania UV. W atmosferze marsjańskiej nie występuje warstwa ozonowa lub warstwa innego rodzaju absorbentu. Marsjańska homopouza znajduje się na wysokości 125 km. W atmosferze marsjańskiej nie występują stratosfera [2].

Struktura atmosfery marsjańskiej. Źródło: Robert M. Haberle, R. Todd Clancy, François Forget, Michael D. Smith, Richard W. Zurek, The Atmosphere and Climate of Mars (Cambridge Planetary Science Book 18) 1st Edition, Cambridge University Press, 2017.

Pionowy profil ciśnienia, temperatury oraz gęstości powietrza zależy od tego czy atmosfera jest czysta, czy też występują w niej pyły oraz tego czy występuje dzień lub noc polarna.

Pionowy profil pól meteorologiczny dla „czystej” atmosfery. Źródło: Robert M. Haberle, R. Todd Clancy, François Forget, Michael D. Smith, Richard W. Zurek, The Atmosphere and Climate of Mars (Cambridge Planetary Science Book 18) 1st Edition, Cambridge University Press, 2017.

Pionowy profil pól meteorologiczny dla „zapylonej” atmosfery. Źródło: Robert M. Haberle, R. Todd Clancy, François Forget, Michael D. Smith, Richard W. Zurek, The Atmosphere and Climate of Mars (Cambridge Planetary Science Book 18) 1st Edition, Cambridge University Press, 2017.

Pionowy profil pól meteorologiczny podczas nocy polarnej. Źródło: Robert M. Haberle, R. Todd Clancy, François Forget, Michael D. Smith, Richard W. Zurek, The Atmosphere and Climate of Mars (Cambridge Planetary Science Book 18) 1st Edition, Cambridge University Press, 2017.

W dolnej warstwie atmosfery, w jej najniższej części przylegającej do podłoża, rozpościera się warstwa graniczna atmosfery. Jej grubość waha się od 1 do 10 km. W ciągu dnia w warstwie tej zachodzi intensywna konwekcja z unoszącymi się prądami konwekcyjnymi i wirami do wysokości 5-10 km lub więcej. W nocy konwekcja jest hamowana. Wychłodzenie radiacyjne powierzchni powoduje powstanie stabilnej warstwy. Grubość warstwy granicznej zredukowana zostaje do cienkiej warstwy wymuszonej przez turbulencję wywołaną mechanicznie w dolnej części warstwy granicznej. Warstwa graniczna jest dość istotna, ponieważ jest strefą przejściową między podłożem a swobodną atmosferą i pośredniczy w krótko- oraz długoterminowej wymianie pędu, ciepła, wody, pyłu oraz związków chemicznych tj. argonu oraz metanu. Zmiany dobowe struktury warstwy granicznej atmosfery są bardziej dynamiczne, ekstremalne. W ciągu dnia jest to warstwa konwekcyjna, w której utrzymywane są superadiabatyczne gradienty temperatury. W nocy jest to warstwa stabilna [2].

Krótkie spojrzenie na pogodę na Marsie

Przebieg dobowy pól meteorologicznych takich jak temperatury, ciśnienia oraz wiatru wykazuje cykliczne podobieństwo. Temperatura powietrza marsjańskiego osiąga minimum około godziny 06 czasu lokalnego. Następnie po wschodzie Słońca temperatura rośnie i osiąga maksimum między godziną 14 a 16 czasu lokalnego [4].

Dobowy przebieg pola temperatury oraz pionowego gradientu temperatury na Marsie. Pomiary wykonano na trzech różnych wysokościach. Źródło: Peter L. Read, Stephen R. Lewis, The Martian Climate Revisited: Atmosphere and Environment of a Desert Planet, Springer Praxis Books, 2004.

Od tej chwili aż do godzin porannych występuje spadek temperatury powietrza. Amplituda zmian temperatury może osiągać wartość około 70 K [4]. W ciągu dnia pionowy gradient temperatury, w warstwie przypowierzchniowej, w okolicach górowania Słońca, osiąga wartość maksymalną wynoszącą około 5-10 K/m. Powierzchnia gruntu jest ogrzewana przez promieniowanie słoneczne. Około godziny 06 i 18 czasu lokalnego gradient temperatury osiąga wartość zerową [4].

Dobowe zmiany w pionowym profilu temperatury powietrza w warstwie 2km. Źródło: Robert M. Haberle, R. Todd Clancy, François Forget, Michael D. Smith, Richard W. Zurek, The Atmosphere and Climate of Mars (Cambridge Planetary Science Book 18) 1st Edition, Cambridge University Press, 2017.

W godzinach popołudniowych zaczyna tworzyć się warstwa inwersyjna. Przy pewnej wysokości Słońca nad horyzontem marsjańskim bilans radiacyjny podłoża osiąga wartość zerową. W wypadku Ziemi bilans radiacyjny powierzchni zeruje się, gdy Słońce jest na wysokości 10°-15° nad horyzontem przy bezchmurnej atmosferze [5]. Gdy na podłożu występuje pokrywa śnieżna wówczas bilans radiacyjny podłoża zeruje się, gdy wysokość Słońca wynosi 20°-25° nad horyzontem [5]. Wysokość Słońca nad horyzontem przy której zeruje się bilans radiacyjny podłoża zależy od albedo powierzchni. Przy ujemnym bilansie radiacyjnym następuje radiacyjne wychłodzenie podłoża i ochładzanie warstw powietrza przylegającego do podłoża. Obserwuje się wywczas inwersję temperatury. Na Marsie w wyniku wypromieniowania podczerwonego, przy powierzchni gruntu tworzą się silne inwersje. Wraz z upływem czasu proces postępuje i już w godzinach nocnych i porannych grubość warstwy inwersyjnej wzrasta powyżej 2 km. Po wschodzie Słońca, ujemny bilans podłoża maleje i przy pewnej wysokości Słońca bilans radiacyjny podłoża ponownie zeruje się. Od tej chwili podłoże zaczyna się ogrzewać i inwersja jest niszczona. W godzinach południowych obserwuje się spadek temperatury powietrza wraz z wysokością.

Ciśnienie atmosferyczne na Marsie również wykazuje dobowe zmiany. Przebieg dobowy pola ciśnienia jest następujący. Około godziny 8 czasu lokalnego ciśnienia osiąga maksimum. Od tej chwili, aż do godziny 18 czasu lokalnego, obserwuje się spadek ciśnienia i osiągnięte zostaje minimum. Po czym ponownie następuje wzrost ciśnienia. Amplituda zmian ciśnienia osiąga wartość rzędu 40 Pa [4].

Dobowy przebieg pola ciśnienia na Marsie. Źródło: Peter L. Read, Stephen R. Lewis, The Martian Climate Revisited: Atmosphere and Environment of a Desert Planet, Springer Praxis Books, 2004.

Oprócz zmian dobowych ciśnienia atmosferycznego obserwuje się także zmiany roczne. Przyczyną są czapy polarne, które w przebiegu rocznym podlegają zmianom. W cyklu rocznym czapy polarne sublimują (naprzemiennie), a następuje ponownie się odtwarzają. Podczas sublimacji CO2 z czapy polarnej następuje wzrost ciśnienia atmosferycznego. Podczas skraplania CO2 i ponownego tworzenia się czapy polarnej ciśnienie maleje, o około 30% [2]. Na przebieg ciśnienia także wpływają burze pyłowe, która jak wskazują obserwacje, mają zasięg globalny [6]. Z obserwacji wynika, że burze piaskowe w sposób znaczący wpływają na amplitudę zmian ciśnienia. Pojawienie się burz pyłowych powoduje skok ciśnienia atmosferycznego, co jest zobrazowane skokiem wartości ciśnienia około Ls=279°. W przebiegu rocznym obserwuje się dwa maksima ciśnienia oraz dwa minima. Maksima przypadają na Ls=50° oraz 260°. Minimum natomiast przypada na okres, kiedy Ls =150° i 350° [2].

Źródło: Robert M. Haberle, R. Todd Clancy, François Forget, Michael D. Smith, Richard W. Zurek, The Atmosphere and Climate of Mars (Cambridge Planetary Science Book 18) 1st Edition, Cambridge University Press, 2017.

Również obserwuje się pewien wzorzec zmian kierunku wiatru w przebiegu dobowym, przy czym idealny wzorzec zmian może być nieco rozmyty ze względu występujące krótkotrwałe wzrosty prędkości wiatru, czyli tzw. porywy wiatru oraz zmienność kierunku. Z analizy pola wiatru wynika, że średni wektor prędkości wiatru zatacza „koło” w ciągu marsjańskiej doby [4].

Dobowy przebieg pola wiatru na Marsie. Źródło: Peter L. Read, Stephen R. Lewis, The Martian Climate Revisited: Atmosphere and Environment of a Desert Planet, Springer Praxis Books, 2004.

Chmury na Marsie

Występujące na Marsie niskie temperatury oraz niskie ciśnienie powodują powstawanie lodu wodnego. Chmury na Marsie powstają w wyniku lokalnej lub globalnej cyrkulacji, w zależności od stanu nasycenia, pomimo niskiej zawartości pary wodnej. Marsjańskie chmury są odzwierciedleniem sezonowych zmian zachodzących w atmosferze oraz zmian związanych w sezonowymi zmianami czap polarnych [2]. Na Marsie nie występuje aż takie bogactwo chmur jak na Ziemi. Jednak można wyodrębnić chmury pod kątem budowy [2,4]:

  1. pierzaste typu Cirrus lub Cirrostratus [1];
  2. konwekcyjne typu Cumulus;

Wyróżnić można także różne wzory (odmiany) chmur pod kątem morfologicznym:

  1. dyskretne formy chmur generowane przez Lee-wave;
  2. falowe – ziemska odmiana undulatus;
  3. pióropusze;
  4. smugi, pasma;
  5. tzw. uliczki chmur;
  6. spiralne.

Dyskretne chmury typu Lee-wave, są to chmury, który powstają w wyniku powstania fali, której źródłem jest specyficzne ukształtowanie topograficzne tj. wulkany Tharsis, krawędzie kraterów, polarne koryta spiralne [2].

Smugi chmur (perihelion cloud trails) zbudowane są z kryształków lodu wodnego. Ustawiają się w kierunku przeważającej cyrkulacji strefowej, na wysokości 40-60 km. Horyzontalny zasięg chmur sięga powyżej 400 km [2]. Związane są one z prądami wstępującymi podczas maksymalnego grzania powierzchni.

Źródło: A. P. Khain, M. Pinsky, Physical Processes in Clouds and Cloud Modeling, Cambridge University Press, 2018.

Chmury typu falowego, przypominające wizualnie ziemską odmianę undulatus [7]. Chmury te powstają głównie na obrzeżu czap polarnych[2]. Powstawać mogą w wyniku wymuszenia topograficznego. Obserwowane są także przy braku takich wymuszeń. Przyczyny ich występowania upatruje się wówczas w niestabilności dynamicznej lub w falach grawitacyjnych [2].

Uliczki chmur (rzędy chmur), przypominają z wyglądu ziemskie chmury konwekcyjne typu Cumulus w postaci bąbelków [4]. Chmury konwekcyjne mogą także występować w pobliżu czap polarnych, podczas nocy polarnej i przyczynić się osadzania CO2 na czapach.

Pióropusze to wydłużone chmury złożone z cząstek pyłu.

Spiralne wzory chmur to twory, które są obserwowane wczesnym latem, na półkuli północnej, podczas parowania CO2 z czap polarnych. Rozmiary spiralnych wzorów osiągały wartość 200-500 km. Ramiona spiral nawijane są z kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara. Rozwój tych chmur jest możliwy tylko w szczególnych warunkach. Musi wystąpić niestabilność napędzana promieniowaniem i dodatkowo wiatry występujące w środkowej atmosferze muszą być słabe[3].

Dodatkowo wyróżnia się chmury bezpostaciowe [2]:

  1. chmury zmętnienia;
  2. mgła.

Marsjańskie chmury. Źródło: Robert M. Haberle, R. Todd Clancy, François Forget, Michael D. Smith, Richard W. Zurek, The Atmosphere and Climate of Mars (Cambridge Planetary Science Book 18) 1st Edition, Cambridge University Press, 2017.

Chmury Cumulus nad Arcadia Planitia. Źródło: https://www.planetary.org/space-images/cumulus-clouds-over-arcadia-planitia-mars.

Źródło: Peter L. Read, Stephen R. Lewis, The Martian Climate Revisited: Atmosphere and Environment of a Desert Planet, Springer Praxis Books, 2004.

Jak wskazują pomiary chmury złożone są wyłącznie z kryształków lodu wodnego lub CO2. Pełną analizę przedstawiono w tabeli. Chmury powstają na znacznie wyższych wysokościach w porównaniu z ziemskimi chmurami. Jak wskazują pomiary, wysokość, na której tworzą się chmury zależy od szerokości areograficznej. Na niższych szerokościach areograficznych 10°S-30°N chmury powstają na wysokości od 10 do 40 km. Chmury zbudowane są głównie z kryształków lodu wodnego. Na szerokościach areograficznych 40-70° (N, S) chmury powstają na wysokości 0-50 km. Chmury także zbudowane są z kryształków lodu wodnego. W regionie polarnym chmury zbudowane są głównie z CO2. W tabeli 5.1 przedstawiono w wyniku jakich procesów powstają chmury [2].

Źródło: Robert M. Haberle, R. Todd Clancy, François Forget, Michael D. Smith, Richard W. Zurek, The Atmosphere and Climate of Mars (Cambridge Planetary Science Book 18) 1st Edition, Cambridge University Press, 2017.

Eksperymenty wykazały także, że na wyższych szerokościach areograficznych, w okresie letnim, sporadycznie mogą występować chmury wewnątrz warstwy granicznej Marsa, czyli poniżej 10 km. Około północy, w najniższej kilometrowej warstwie atmosfery, mogą się tworzyć lodowe mgły. Około godziny 1-2 w nocy, czasu lokalnego, w pobliżu wierzchołka warstwy granicznej, znajdującego się na wysokości 3-5 km, tworzyć się może warstwa chmur. Wraz z upływem czasu gęstość optyczna chmur wzrasta osiągając wartość maksymalną około godziny 6 nad ranem czasu lokalnego. Tworzące się chmury na wysokości 3-5 km powstają w temperaturze -65 st. C i przypominają głównie ziemskie chmury Cirrus. Tutaj dużą rolę odgrywa cykl wody pary wodnej. Turbulencyjne mieszanie występujące w ciągu dnia rozprowadza parę wodną w całej warstwie granicznej. Wymuszenie radiacyjne powoduje powstawanie w nocy na szczycie warstwy granicznej chmur, a w dolnej warstwie atmosfery mgły. Cząstki lodowe w powstałych chmurach wzrastają do takich rozmiarów, że możliwe jest ich wypadanie z chmury i zainicjowanie opadu atmosferycznego w godzinach porannych [2].

Źródło: Robert M. Haberle, R. Todd Clancy, François Forget, Michael D. Smith, Richard W. Zurek, The Atmosphere and Climate of Mars (Cambridge Planetary Science Book 18) 1st Edition, Cambridge University Press, 2017.

Sublimacja opadających kryształów lodu skutkuje odpowiednim rozkładem pary wodnej, który umożliwi, po wschodzie Słońca rozpoczęcie kolejnego cyklu obiegu pary wodnej. Po wschodzie Słońca, wraz z inicjacją konwekcji i turbulencyjnego mieszania, następuje przywrócenie pionowego profilu pary wodnej w warstwie granicznej. Ponieważ w przebiegu rocznym wysokość warstwy granicznej nie jest stała, ze względu na zmieniające się warunki insolacyjne. Kiedy do regionu zaczyna docierać coraz mniej promieniowania słonecznego, grubość warstwy granicznej zmniejsza, a uwięziona w niej para wodna zaczyna zajmować coraz to mniejszy obszar, znajdując się coraz bliżej powierzchni gruntu. W rezultacie końcowym zostanie ona wykorzystana do tworzenia sezonowych czap polarnych wraz z CO2 na biegunie planety. Ponadto obieg pary wodnej na wyższych poziomach inicjuje powstanie warstwy chmur, które mogą stać się źródłem opadów cząstek lodowych w okresie jesienno-zimowym [2].

Zasadnicze procesy mikrofizyczne zachodzące w chmurach marsjańskich są analogiczne do procesów mikrofizycznych zachodzących w ziemskich chmurach, a mianowicie [2]:

  1. nukleacja heterogeniczna;
  2. kondensacja/sublimacja;
  3. grawitacyjne opadanie (sedymentacja);
  4. akrecja (koagulacja).

Na Marsie gęstość cząstek jest niewielka, co skutkuje tym, że proces zderzania się między cząsteczkami jest utrudniony i dlatego akrecja nie odgrywa istotnej roli podczas tworzenie się chmur marsjańskich. Ponadto akrecja jest ograniczona w wyniku małej dyspersji rozmiarów wodnych cząstek lodowych [2].

Źródło: Robert M. Haberle, R. Todd Clancy, François Forget, Michael D. Smith, Richard W. Zurek, The Atmosphere and Climate of Mars (Cambridge Planetary Science Book 18) 1st Edition, Cambridge University Press, 2017.

Jak wskazują modele klimatyczne obecność chmur złożonych z CO2 mogło mieć wpływ na kształtowanie wczesnego klimatu marsjańskiego. Ponieważ chmury nie wykazują na Marsie ciągłego pokrycia nieba, oraz ze względu na ograniczone właściwości optyczne, wynika, że ich obecność mogła się przyczynić do wzrostu temperatury powierzchni o jedyne 15 K [2].

Mgła oraz szron na Marsie

W wyniku radiacyjnego wychłodzenia podłoża i obniżenia się temperatury marsjańskiego powietrza przylegającego do gruntu, następuje tworzenie się mgły, która prawdopodobnie zbudowana jest kryształków wodnego lodu [4].

Źródło: Robert M. Haberle, R. Todd Clancy, François Forget, Michael D. Smith, Richard W. Zurek, The Atmosphere and Climate of Mars (Cambridge Planetary Science Book 18) 1st Edition, Cambridge University Press, 2017.

Kamera sondy kosmicznej Viking 1 uchwyciła na powierzchni gruntu marsjańskiego zalegającą cienką, białą o strukturze granulatu substancję. Okazało się, że był to szron. Temperatura przy powierzchni gruntu jednak nie była wystarczająco niska, która umożliwiłaby osadzanie czystego lodu CO2. Przypuszcza się, że szron marsjański jest zbudowany głównie z kryształków lodu wodnego. W pobliżu czap polarnych występować może mieszanina kryształków wodnych oraz CO2. Podczas zachodzących zmian sezonowych, którym towarzyszy wzrost temperatury, następuje sublimacja lodu CO2 i zostaje jedynie czysty szron lodowy. Taki szron był obserwowany na Marsie w ciągu kilku marsjańskich miesięcy wiosennych [4].

Czapy polarne na Marsie

Mars posiada dwie czapy polarne. Czapa polarna północna w okresie zimy ma temperaturę około 123 K. Latem, kiedy w rejon bieguna północnego dotrze promieniowanie, temperatura wzrasta do około 205-210K [6]. Jak wskazują badania czapy polarne zbudowane są z lodu wodnego, który pokryty jest lodem dwutlenku węgla. Czapa polarna południowa prawdopodobnie jest trójczęściowa. Jądro czapy tworzy mieszanina lodu wodnego i CO2 w składzie procentowym 85% CO2 i 15 % H2O. Grubość jądra wynosi 3-4km. Zbocza czapy polarne zbudowane są z lodu wodnego. Zbocza otoczone są wielokilometrową zmarzliną, która zbudowana jest z lodu H2O oraz regolitu [6]. Według innych analiz wynikałoby, że cienka warstwa CO2, która pokrywa czapę, ma grubość około 8 metrów. Pod warstwą lodu CO2 zalega warstwa lodu wodnego. W przebiegu sezonowym rozmiary czapy polarnej południowej ulegają zmianie. Czapa polarna nie jest tworem idealnie symetrycznym. W okresie zimowym, rozmiary czapy polarnej są największe i jest wydłużona względem bieguna w kierunku 165° długości aerograficznej. Latem czapa polarna wykazuje asymetrię 3-4° względem bieguna w kierunku 45° długości aerograficznej [6]. Przyczyny asymetrii należy upatrywać w strumieniach atmosferycznych przepływów, tzw. efekt olbrzymiego basenu Hellas. Te strumienie wpływają na proces sublimacji lodu CO2 [6]. Czapa północna swym zasięgiem sięga 70° szerokości aerograficznej północnej. Czapa polarna południowa sięga swym zasięgiem aż do 60° szerokości aerograficznej południowej podczas zimy marsjańskiej panującej na tej półkuli. Czapa polarna północna zalega praktycznie przez cały rok, inaczej niż na półkuli południowej. Czapa polarna południowa, podczas lata, znika praktycznie w całości. Przyczyną jest to, że czapa polarna południowa złożona jest głównie z CO2, który pod wpływem promieniowania słonecznego sublimuje. Część stała czap polarnych to warstwa lodu wodnego, który tworzy warstwę setek metrów. Podczas okresu zimowego, kiedy temperatura powietrza osiąga niskie wartości i przekroczy temperaturę szronu dla CO2 rozpoczyna się proces resublimacji dwutlenku węgla. Może odbywać się dwoma sposobami. Tworzenie lodu CO2 może odbywać się bezpośrednio na powierzchni gruntu lub może dochodzić do powstawania kryształków lodu CO2 w chmurach, z których występować będą opady lodu CO2. Jak wiadomo, zwartość CO2 w atmosferze jest duża zatem ubytek tego gazu wpływa na ciśnienia atmosferyczne. Podczas resublimacji CO2 wydziela się ciepło utajone. Tempo wzrostu masy lodu CO2 w wyniku resublimacji można wyznaczyć z prostego równania [4]:

gdzie: L=597 kJ/kg – ciepło utajone resublimacji lodu, σ – stała Stefana-Boltzmanna, ε – emisyjność lodu, Tc – temperatura lodu, MCO2– masa lodu. W ciągu okresu zimowego, na obu półkulach, około 1/3 masy atmosfery ulega depozycji na powierzchni planety. Kiedy na danej półkuli rozpoczyna się wiosna w rejon czap polarnych dociera promieniowanie słoneczne. Następuje powolny wzrost temperatury, co skutkuje tym, że rozpoczyna się proces sublimacji CO2 i uzupełnienie atmosfery w dwutlenek węgla. Na planecie występuje swoista cyrkulacja. Jeśli nad jedną czapą polarną rozpoczyna się proces sublimacji CO2 i uzupełnianie tego gazu w atmosferze, na przeciwnej półkuli, na której rozpoczęła się jesień i kiedy do bieguna przestaje docierać promieniowanie słoneczne, następuje powolny proces ochładzania i w końcu resublimacji CO2 i jego ubytku z atmosfery. Między tymi dwiema czapami polarnymi transferowane jest około 1/3 masy atmosferycznego dwutlenku węgla. Proces wymiany masy skutkuje wpływem na zaburzenia w cyrkulacji atmosfery. Można oszacować prędkość wiatru związanego z przepływem północ-południe. Zakładając, kolisty kształt czap polarny można obliczyć tempo wzrosty masy całkowitej czapy polarnej. Skondensowany CO2 i jego ubytek w atmosferze jest uzupełniany napływem z półkuli przeciwnej, który odbywa się z prędkością [4].

Model kondensacji CO2. Źródło: Peter L. Read, Stephen R. Lewis, The Martian Climate Revisited: Atmosphere and Environment of a Desert Planet, Springer Praxis Books, 2004.

Zatem [4]:

Jeżeli założymy, że gęstość powietrza marsjańskiego zmienia się wykładniczo , że spełniona jest w przybliżeniu równowaga hydrostatyczna oraz wykorzystując z poprzedniego równania opisującego tempo resublimacji CO2, po wykonaniu niezbędnych obliczeń otrzymuje się następujące wyrażenie na prędkość przepływu południkowego [4]:

Powyższą wartość otrzymano zakładając emisyjność równą 1, temperaturę równą 140 K, H=10 km, promień czapy R=1500-3000 km, gęstość powietrza na poziomie gruntu 0,022 kg/m3. Porównując te wartości z prędkością przepływu napędzanego termicznie, to nie pozostają one bez znaczenia. Prędkości te są nieco mniejsze niż maksymalne wartości prędkości przepływu w komórce cyrkulacyjnej Hadleya. Przepływy odbywające się w kierunku równika lub bieguna również mogą powodować zakłócenia w przepływie strefowym [4].

Lód marsjański z bliska. Źródło: SA/DLR/FU Berlin; NASA MGS MOLA Science Team.

Bilans radiacyjny na Marsie

Na poniższej rycinie przedstawiono schematycznie procesy radiacyjne zachodzące w atmosferze [2].

Źródło: Robert M. Haberle, R. Todd Clancy, François Forget, Michael D. Smith, Richard W. Zurek, The Atmosphere and Climate of Mars (Cambridge Planetary Science Book 18) 1st Edition, Cambridge University Press, 2017.

Klimat termiczny Marsa

Aby wyznaczyć temperaturę emisyjną planety wystarczy skorzystać z warunku równowagi, a mianowicie ilość energii jaką planeta otrzymuje musi być równa ilości energii jaką traci. Źródłem energii jest Słońce. Uśredniony w cyklu rocznym strumień energii docierający do 1 m2 powierzchni prostopadłej planety w jednostce czasu ze Słońca stanowi stała słoneczna, która w wypadku Marsa jest niższa od stałej słonecznej Ziemi. Energia docierająca do planety nie jest całkowicie pochłaniana. Część energii zostaje odbita w przestrzeń kosmiczną. Planeta pochłaniając energię ogrzewa się. Następnie emituje promieniowanie długofalowe. Załóżmy, że planeta jest jednorodna i emituje promieniowanie z całej powierzchni.

Źródło: G. W. Petty, A First Course in Atmospheric Radiation, Second Edition, Sundog Publishing Madison, Wisconsin, 2006.

Z warunku równowagi otrzymamy temperaturę, którą nazywamy temperaturą emisyjną. Temperatura emisyjne nie stanowi rzeczywistej mierzonej temperaturze na powierzchni planety. Temperatura nie jest jednakowa na powierzchni planety. Temperatura emisyjna to uśredniona temperatura równą temperaturze ciała doskonale czarnego, przy której ciało doskonale szare emitowałoby tyle samo energii co planeta [8,9,10]

Stała słoneczna na Marsie wynosi 593 W/m2, albedo planety wynosi około 0,22, σ – to stała Stefana-Boltzmana, zatem temperatura efektywna planety wynosi 212 K [8]. Kiedy porównany wartość temperatury efektywnej ze średnią temperatura powierzchni Marsa to okazuje się, że jest ona jedynie o 6K wyższa i wynosi 218 K. Ta różnica wynika stąd, że planeta posiada atmosferę. Niemniej jednak jej wpływ nie jest aż tak duży, jak to jest w wypadku Ziemi, gdzie różnica między średnią temperaturą rzeczywistą, a efektywną wynosi aż 33K. Średnia temperatura powierzchni Marsa wynosi -63°C [13]. W dzień temperatura powietrza może osiągać nawet -15°C [11], a na równiku, gdzie promienie padają niemal prostopadle, temperatura może osiągać wartość 20°C [13]. W nocy temperatura powietrza może obniżać się do -140°C [13]. Na klimat Marsa wpływa także duży mimośród orbity planety. Różnica temperatury w punkcie podsłonecznym między położeniem planety w peryhelium i aphelium dochodzi nawet do 30K.

Rzeczywisty rozkład temperatury na powierzchni planety będzie zależał od turbulencyjnej wymiany ciepła oraz od radiacyjnych procesów ogrzewających lub ochładzających masę powietrza na poszczególnych poziomach a także od bilansu cieplnego danego regionu planety [12]. Pionowy profil temperatury przebiega następująco:

Źródło: Robert M. Haberle, R. Todd Clancy, François Forget, Michael D. Smith, Richard W. Zurek, The Atmosphere and Climate of Mars (Cambridge Planetary Science Book 18) 1st Edition, Cambridge University Press, 2017.

Okres burz piaskowych powoduje, że średnia temperatura maksymalna jest wyższa. Obecność pyłu modyfikuje profil temperatury. Z elementarnych rozważań można wyznaczyć temperaturę powierzchni planety oraz temperaturę atmosfery [10]:

Źródło: G. W. Petty, A First Course in Atmospheric Radiation, Second Edition, Sundog Publishing Madison, Wisconsin, 2006.

Temperatura powierzchni:

Wyrażenie na temperaturę atmosfery jest bardziej złożone:

gdzie: S – stała słoneczna, σ- stała Stefana-Boltzmanna, A-albedo, alw/sw– współczynnik absorbcji promieniowania długofalowego/krótkofalowego [10]. Z powyższych równań wynika, że obecność substancji w atmosferze wpływa na temperaturę powierzchni planety oraz na temperaturę atmosfery, a więc następuje modyfikacja pionowego profilu temperatury.

Obraz zawierający tekst, mapa, zrzut ekranu, diagram Opis wygenerowany automatycznie

Średnia temperatura powierzchni oraz temperatura atmosfery. Źródło: Robert M. Haberle, R. Todd Clancy, François Forget, Michael D. Smith, Richard W. Zurek, The Atmosphere and Climate of Mars (Cambridge Planetary Science Book 18) 1st Edition, Cambridge University Press, 2017.

Burze na Marsie

W okresie letnim na półkuli południowej, występują dość wysokie temperatury [6]. Powierzchnia planety nie jest jednorodna co prowadzi do powstanie lokalnych gradientów temperatury [11]. Powstające prądy wstępujące, wraz z pyłem, tworzą chmury pyłowe osiągające średnicę rzędu 100 km. Zawieszony pył w atmosferze marsjańskiej pochłaniając promieniowanie ogrzewa się. Chmura w zaledwie kilka godzin może rozrosnąć do znacznych rozmiarów, rzędu kilku tysięcy km. W zależności od warunków termicznych burze mogą posiadać różny zasięg. Mogą to być burze lokalnie, regionalne a nawet mieć zasięg globalny. Prędkość wiatru w burzy pyłowej może osiągać nawet 100 m/s [11].

Literatura

  1. P. Artymowicz, Astrofizyka układów planetarnych, PWN, Warszawa, 1995.
  2. Robert M. Haberle, R. Todd Clancy, François Forget, Michael D. Smith, Richard W. Zurek, The Atmosphere and Climate of Mars (Cambridge Planetary Science Book 18) 1st Edition, Cambridge University Press, 2017.
  3. Z. Kaczorowska, Pogoda i klimat, WSiP, Warszawa 1986.
  4. Peter L. Read, Stephen R. Lewis, The Martian Climate Revisited: Atmosphere and Environment of a Desert Planet, Springer Praxis Books, 2004.
  5. A. Madany, Fizyka atmosfery-wybrane zagadnienia, Oficyna Wydawnicza Politechniki Warszawskie, 1996.
  6. H. Hurnik, Planeta Mars, Wydawca: Robert Szaj, Fundacja Nicolaus Copernicus, Truszczyny, 2018.
  7. A. P. Khain, M. Pinsky, Physical Processes in Clouds and Cloud Modeling, Cambridge University Press, 2018.
  8. M. Popkiewicz, A. Kardaś, Sz. Malinowski, Nauka o klimacie, Wydanie II, Wydawnictwo Sonia Draga Sp. z o.o., Warszawa 2019.
  9. R. M. Goody, J. C. G. Walker, O atmosferach, PWN, 1978.
  10. G. W. Petty, A First Course in Atmospheric Radiation, Second Edition, Sundog Publishing Madison, Wisconsin, 2006.
  11. Hannau Karttunen, Pekka Kroger, Heikki OJa, Markku Poutanwen, Karl Johan Donner, Astronomia ogólna, PWN, 2020.
  12. A. S. Zwieriew, Meteorologia synoptyczna, Wydawnictwo Łączności i Komunikacji, 1965.
  13. J. M. Kreiner, Ziemia i Wszechświat – astronomia nie tylko dla geografów, Wydawnictwo Naukowe Uniwersytetu Pedagogicznego, Kraków, 2009.

  1. Źródło: Peter L. Read, Stephen R. Lewis, The Martian Climate Revisited: Atmosphere and Environment of a Desert Planet, Springer Praxis Books, 2004, strona 237. ↑

  2. https://solarviews.com/eng/marscld.htm ↑

  3. P. Gierasch, P. Thomas, R. French, J. Veverka, Spiral clouds on Mars: A new atmospheric phenomenon, Geophysical Research Letters, Vol. 6, Issue 5, pp. 405-408, May 1979, https://doi.org/10.1029/GL006i005p00405. ↑

Udostępnij