El monte Olimpo ( en latín , Olympus Mons , oʊ - / ) es un gran volcán en escudo situado en Marte . Tiene una altura de más de 21,9 km (13,6 mi; 72 000 ft) según las mediciones del altímetro láser Mars Orbiter ( MOLA ) , [5] aproximadamente 2,5 veces la elevación del monte Everest sobre el nivel del mar . Es el volcán más alto de Marte, su montaña planetaria más alta y está aproximadamente empatado con Rheasilvia en Vesta como la montaña más alta descubierta actualmente en el sistema solar. Está asociado con la región volcánica de Tharsis Montes . [6] [7] [8] Su última erupción fue hace 25 millones de años. [9]
El Monte Olimpo es el más joven de los grandes volcanes de Marte, habiéndose formado durante el Período Hespériano marciano y sus erupciones continuaron hasta bien entrado el Período Amazónico . Los astrónomos lo conocen desde finales del siglo XIX como la formación de albedo Nix Olympica (del latín "nieve olímpica"), y se sospechaba de su naturaleza montañosa mucho antes de que las sondas espaciales confirmaran que se trataba de una montaña. [10]
La Unión Astronómica Internacional ha asignado nombres provisionales a dos cráteres de impacto en el Monte Olimpo : el cráter Karzok, de 15,6 kilómetros (9,7 millas) de diámetro, y el cráter Pangboche, de 10,4 kilómetros (6,5 millas) de diámetro . [11] Son dos de varias áreas de origen sospechosas de shergottitas , la clase más abundante de meteoritos marcianos . [12]
Como volcán escudo , el Monte Olimpo se asemeja a la forma de los grandes volcanes que forman las islas hawaianas . El edificio tiene unos 600 km (370 mi) de ancho. [13] Debido a que la montaña es tan grande, con una estructura compleja en sus bordes, es difícil asignarle una altura. El Monte Olimpo se encuentra a 21 km (13 mi) por encima del datum global de Marte [ especificar ] , y su relieve local, desde el pie de los acantilados que forman su margen noroeste hasta su pico, es de más de 21 km (13 mi) [5] (un poco más del doble de la altura de Mauna Kea medida desde su base en el fondo del océano). El cambio de elevación total desde las llanuras de Amazonis Planitia , a más de 1000 km (620 mi) al noroeste, hasta la cumbre se acerca a los 26 km (16 mi). [3] La cumbre de la montaña tiene seis calderas anidadas (cráteres colapsados) que forman una depresión irregular de 60 km (37 mi) × 80 km (50 mi) de ancho [14] y hasta 3,2 km (2,0 mi) de profundidad. [15] El borde exterior del volcán consiste en un escarpe o acantilado, de hasta 8 km (5,0 mi) de altura (aunque oscurecido por flujos de lava en algunos lugares), una característica única entre los volcanes escudo de Marte, que puede haber sido creada por enormes deslizamientos de tierra en los flancos . [16] El Monte Olimpo cubre un área de aproximadamente 300.000 km 2 (120.000 millas cuadradas), [17] que es aproximadamente el tamaño de Italia o Filipinas , y está sostenido por una litosfera de 70 km (43 mi) de espesor. El tamaño extraordinario del Monte Olimpo probablemente se debe a que Marte carece de placas tectónicas móviles . A diferencia de lo que ocurre en la Tierra, la corteza de Marte permanece fija sobre un punto caliente estacionario , y un volcán puede seguir descargando lava hasta alcanzar una altura enorme. [18]
Al ser un volcán en escudo, el Monte Olimpo tiene un perfil de pendiente muy suave. La pendiente media en los flancos del volcán es de tan solo el 5 %. [15] Las pendientes son más pronunciadas cerca de la parte media de los flancos y se vuelven menos pronunciadas hacia la base, lo que da a los flancos un perfil cóncavo hacia arriba. Sus flancos son menos profundos y se extienden más lejos de la cumbre en dirección noroeste que en dirección sureste. La forma y el perfil del volcán se han comparado con una "carpa de circo" sostenida por un solo poste desplazado del centro. [19]
Debido al tamaño y a las pendientes poco profundas del Monte Olimpo, un observador que se encontrara en la superficie marciana no podría ver el perfil completo del volcán, ni siquiera desde una gran distancia. La curvatura del planeta y del propio volcán dificultarían esa visión sinóptica. [20] De manera similar, un observador que se encontrara cerca de la cima no sería consciente de que se encuentra en una montaña muy alta, ya que la pendiente del volcán se extendería mucho más allá del horizonte, a tan solo 3 kilómetros de distancia. [21]
La presión atmosférica típica en la cima del Monte Olimpo es de 72 pascales , aproximadamente el 12% de la presión superficial marciana promedio de 600 pascales. [22] [23] Ambas son extremadamente bajas para los estándares terrestres; en comparación, la presión atmosférica en la cumbre del Monte Everest es de 32.000 pascales, o aproximadamente el 32% de la presión a nivel del mar de la Tierra. [24] Aun así, las nubes orográficas de gran altitud frecuentemente se desplazan sobre la cumbre del Monte Olimpo, y aún hay polvo marciano en el aire. [25] Aunque la presión atmosférica superficial marciana promedio es menos del uno por ciento de la de la Tierra, la gravedad mucho menor de Marte aumenta la altura de escala de la atmósfera ; en otras palabras, la atmósfera de Marte es expansiva y no cae en densidad con la altura tan bruscamente como la de la Tierra.
La composición del Monte Olimpo es de aproximadamente un 44% de silicatos , un 17,5% de óxidos de hierro (que dan al planeta su coloración roja), un 7% de aluminio , un 6% de magnesio , un 6% de calcio y proporciones particularmente altas de dióxido de azufre con un 7%. Estos resultados indican que la superficie está compuesta en gran parte por basaltos y otras rocas máficas , que habrían estallado como flujos de lava de baja viscosidad y, por lo tanto, provocaron los bajos gradientes en la superficie del planeta.
El Monte Olimpo es el resultado de miles de flujos de lava basáltica altamente fluidos que brotaron de respiraderos volcánicos durante un largo período de tiempo (las islas hawaianas ejemplifican volcanes escudo similares en una escala más pequeña; véase Mauna Kea ). Al igual que los volcanes de basalto en la Tierra, los volcanes basálticos marcianos son capaces de hacer erupción enormes cantidades de ceniza . Debido a la gravedad reducida de Marte en comparación con la Tierra, hay menores fuerzas de flotación sobre el magma que sale de la corteza. Además, se cree que las cámaras de magma son mucho más grandes y profundas que las que se encuentran en la Tierra. Los flancos del Monte Olimpo están formados por innumerables flujos y canales de lava. Muchos de los flujos tienen diques a lo largo de sus márgenes (en la imagen). Los márgenes exteriores más fríos del flujo se solidifican, dejando un canal central de lava fundida que fluye. Los tubos de lava parcialmente colapsados son visibles como cadenas de cráteres de pozo, y también son comunes los abanicos de lava anchos formados por lava que emerge de tubos intactos del subsuelo. [26] En algunos lugares a lo largo de la base del volcán, se pueden ver flujos de lava solidificada derramándose hacia las llanuras circundantes, formando amplias plataformas y enterrando el escarpe basal. Los recuentos de cráteres a partir de imágenes de alta resolución tomadas por la sonda Mars Express en 2004 indican que los flujos de lava en el flanco noroeste del Monte Olimpo tienen entre 115 millones de años (Mya) y solo 2 Mya. [27] Estas edades son muy recientes en términos geológicos, lo que sugiere que la montaña aún puede estar volcánicamente activa, aunque de manera muy tranquila y episódica. [28]
El complejo de calderas en la cima del volcán está formado por al menos seis calderas superpuestas y segmentos de caldera (en la imagen). [29] Las calderas se forman por el colapso del techo después del agotamiento y la retirada de la cámara de magma subterránea después de una erupción. Por lo tanto, cada caldera representa un pulso separado de actividad volcánica en la montaña. [30] El segmento de caldera más grande y más antiguo parece haberse formado como un único y gran lago de lava. [31] Utilizando relaciones geométricas de las dimensiones de la caldera a partir de modelos de laboratorio, los científicos han estimado que la cámara de magma asociada con la caldera más grande en Olympus Mons se encuentra a una profundidad de unos 32 km (105.000 pies) por debajo del suelo de la caldera. [32] Las distribuciones de frecuencia de tamaño de cráter en los suelos de las calderas indican que las calderas tienen una edad que varía de 350 a unos 150 millones de años. Probablemente todas se formaron con una diferencia de 100 millones de años entre sí. [33] [34] Es posible que las cámaras de magma dentro del Monte Olimpo recibieran magma nuevo del manto después de que se formaran los pisos de la caldera, lo que llevó a la inflación de cada cámara y la elevación de partes de la cumbre del volcán. [35]
El Monte Olimpo es asimétrico desde el punto de vista estructural y topográfico . El flanco noroeste, más largo y menos profundo, muestra características extensionales, como grandes derrumbes y fallas normales . En contraste, el lado sureste del volcán, más empinado, tiene características que indican compresión, incluidas terrazas escalonadas en la región del flanco medio del volcán (interpretadas como fallas de empuje [36] ) y una serie de crestas arrugadas ubicadas en el escarpe basal. [37] La razón por la que los lados opuestos de la montaña deberían mostrar diferentes estilos de deformación puede radicar en cómo los grandes volcanes en escudo crecen lateralmente y en cómo las variaciones dentro del sustrato volcánico han afectado la forma final de la montaña.
Los grandes volcanes escudo crecen no sólo añadiendo material a sus flancos en forma de lava en erupción, sino también extendiéndose lateralmente en sus bases. A medida que un volcán crece en tamaño, el campo de tensión debajo del volcán cambia de compresivo a extensional. Se puede desarrollar una grieta subterránea en la base del volcán, haciendo que la corteza subyacente se separe. [38] Si el volcán reposa sobre sedimentos que contienen capas mecánicamente débiles (por ejemplo, lechos de arcilla saturada de agua), se pueden desarrollar zonas de desprendimiento ( décollements ) en las capas débiles. Las tensiones extensionales en las zonas de desprendimiento pueden producir deslizamientos de tierra gigantes y fallas normales en los flancos del volcán, lo que lleva a la formación de un escarpe basal. [39] Más allá del volcán, estas zonas de desprendimiento pueden expresarse como una sucesión de fallas de empuje superpuestas impulsadas por la gravedad. Este mecanismo se ha citado durante mucho tiempo como una explicación de los depósitos de aureola del Monte Olimpo (que se analizan a continuación). [40]
El Monte Olimpo se encuentra en el borde del abultamiento de Tharsis , una antigua y vasta meseta volcánica probablemente formada a fines del Período Noéico . Durante el Hespériense , cuando el Monte Olimpo comenzó a formarse, el volcán estaba ubicado en una pendiente poco profunda que descendía desde lo alto de Tharsis hacia las cuencas de las tierras bajas del norte. Con el tiempo, estas cuencas recibieron grandes volúmenes de sedimentos erosionados de Tharsis y las tierras altas del sur. Los sedimentos probablemente contenían abundantes filosilicatos (arcillas) de la era Noéica formados durante un período temprano en Marte cuando el agua superficial era abundante, [41] y eran más gruesos en el noroeste donde la profundidad de la cuenca era mayor. A medida que el volcán crecía a través de la expansión lateral, las zonas de desprendimiento de baja fricción se desarrollaron preferentemente en las capas de sedimentos más gruesas al noroeste, creando el escarpe basal y lóbulos extendidos de material de aureola ( Lycus Sulci ). La expansión también ocurrió hacia el sureste; Sin embargo, la dirección de la formación de Tharsis fue más limitada, ya que presentaba una zona de mayor fricción en la base del volcán. La fricción era mayor en esa dirección porque los sedimentos eran más delgados y probablemente consistían en material de grano más grueso resistente al deslizamiento. Las rocas del basamento de Tharsis, competentes y resistentes, actuaron como una fuente adicional de fricción. Esta inhibición de la expansión basal hacia el sudeste en el Monte Olimpo podría explicar la asimetría estructural y topográfica de la montaña. Se ha demostrado que los modelos numéricos de dinámica de partículas que involucran diferencias laterales en la fricción a lo largo de la base del Monte Olimpo reproducen bastante bien la forma y la asimetría actuales del volcán. [39]
Se ha especulado que el desprendimiento a lo largo de las capas débiles fue ayudado por la presencia de agua a alta presión en los espacios porosos del sedimento, lo que tendría implicaciones astrobiológicas interesantes. Si todavía existen zonas saturadas de agua en los sedimentos bajo el volcán, es probable que se hayan mantenido calientes gracias a un alto gradiente geotérmico y al calor residual de la cámara de magma del volcán. Los posibles manantiales o filtraciones alrededor del volcán ofrecerían muchas posibilidades para detectar vida microbiana. [42]
El monte Olimpo y algunos otros volcanes de la región de Tharsis se encuentran a una altura suficiente para superar las frecuentes tormentas de polvo marcianas registradas por observadores telescópicos ya en el siglo XIX. El astrónomo Patrick Moore señaló que Schiaparelli (1835-1910) "había descubierto que su Nodus Gordis y su Nieve Olímpica [Nix Olympica] eran casi las únicas formaciones que se podían ver" durante las tormentas de polvo, y "supuso correctamente que debían ser altos". [43]
La sonda Mariner 9 llegó a la órbita de Marte en 1971 durante una tormenta de polvo global. Los primeros objetos que se hicieron visibles cuando el polvo comenzó a asentarse, las cimas de los volcanes de Tharsis, demostraron que la altitud de estas formaciones excedía con creces la de cualquier montaña encontrada en la Tierra, como esperaban los astrónomos. Las observaciones del planeta desde la Mariner 9 confirmaron que Nix Olympica era un volcán. Finalmente, los astrónomos adoptaron el nombre de Olympus Mons para la formación de albedo conocida como Nix Olympica.
El monte Olimpo se encuentra entre el borde noroeste de la región de Tharsis y el borde oriental de Amazonis Planitia . Se encuentra a unos 1200 km (750 mi) de los otros tres grandes volcanes escudo marcianos, denominados colectivamente montes Tharsis ( monte Arsia , monte Pavonis y monte Ascraeus ). Los montes Tharsis son ligeramente más pequeños que el monte Olimpo.
Una amplia depresión o foso anular de unos 2 km de profundidad rodea la base del Monte Olimpo y se cree que se debe al inmenso peso del volcán que presiona sobre la corteza marciana. La profundidad de esta depresión es mayor en el lado noroeste de la montaña que en el lado sureste.
El monte Olimpo está parcialmente rodeado por una región de terreno acanalado o corrugado distintivo conocida como la aureola del monte Olimpo. La aureola consta de varios lóbulos grandes. Al noroeste del volcán, la aureola se extiende una distancia de hasta 750 km (470 mi) y se conoce como Lycus Sulci ( 24°36′N 219°00′E / 24.600, -219.000 ). Al este del monte Olimpo, la aureola está parcialmente cubierta por flujos de lava, pero donde está expuesta recibe diferentes nombres ( Gigas Sulci , por ejemplo). El origen de la aureola sigue siendo objeto de debate, pero es probable que se formara por enormes deslizamientos de tierra [16] o por láminas de empuje impulsadas por la gravedad que se desprendieron de los bordes del escudo del Monte Olimpo. [44]
Mapa interactivo de la topografía global de Marte . Pase el cursor Tu ratónsobre la imagen para ver los nombres de más de 60 características geográficas destacadas y haga clic para acceder a ellas. Los colores del mapa base indican elevaciones relativas , según los datos del altímetro láser Mars Orbiter en el Mars Global Surveyor de la NASA . Los blancos y marrones indican las elevaciones más altas (+12 a +8 km ); seguido de rosas y rojas (+8 a +3 km ); el amarillo es0 km ; los verdes y azules son elevaciones más bajas (hasta−8 km ). Los ejes son latitud y longitud ; se indican las regiones polares .
