Olympus Mons ( / ə ˌ l ɪ m p ə s ˈ m ɒ n z , oʊ ˌ -/ ; [4] latín para Monte Olimpo ) es un gran volcán en escudo en Marte . Tiene más de 21,9 km (13,6 millas o 72.000 pies) de altura según lo medido por el altímetro láser Mars Orbiter (MOLA) [5] : aproximadamente dos veces y media más alto que el 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 a la región volcánica de Tharsis Montes . [6] [7] [8] Su última erupción fue hace 25 millones de años. [9]
Olympus Mons es el más joven de los grandes volcanes de Marte, ya que se formó durante el período hespérico de Marte y las erupciones continuaron hasta bien entrado el Amazonas . Los astrónomos lo conocen desde finales del siglo XIX como la característica de albedo Nix Olympica (en latín, "nieve olímpica"), y se sospechaba de su naturaleza montañosa mucho antes de que las sondas espaciales confirmaran que era una montaña. [10]
La Unión Astronómica Internacional ha asignado nombres provisionales a dos cráteres de impacto en Olympus Mons : 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 en escudo , Olympus Mons se asemeja a la forma de los grandes volcanes que forman las islas hawaianas . El edificio tiene unos 600 km (370 millas) de ancho. [13] Debido a que la montaña es tan grande, con una estructura compleja en sus bordes, es difícil asignarle una altura. Olympus Mons se encuentra a 21 km (13 millas) por encima del dato 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 millas) [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 , más de 1.000 km (620 millas) al noroeste, hasta la cumbre se acerca a los 26 km (16 millas). [3] La cima de la montaña tiene seis calderas anidadas (cráteres colapsados) que forman una depresión irregular de 60 km (37 millas) × 80 km (50 millas) de ancho [14] y hasta 3,2 km (2,0 millas) de profundidad. [15] El borde exterior del volcán consiste en una escarpa o acantilado de hasta 8 km (5,0 millas) de altura (aunque oscurecido por flujos de lava en algunos lugares), una característica única entre los volcanes en escudo de Marte, que puede haber sido creado por enormes deslizamientos de tierra en los flancos . [16] Olympus Mons cubre un área de aproximadamente 300.000 km 2 (120.000 millas cuadradas), [17] que es aproximadamente del tamaño de Italia o Filipinas , y está sostenido por una litosfera de 70 km (43 millas) de espesor . El extraordinario tamaño de Olympus Mons probablemente se debe a que Marte carece de placas tectónicas móviles . A diferencia de 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, Olympus Mons tiene un perfil de pendiente muy suave. La pendiente media en las laderas del volcán es sólo del 5%. [15] Las pendientes son más pronunciadas cerca de la parte media de los flancos y se vuelven menos profundas hacia la base, dando a los flancos un perfil cóncavo hacia arriba. Sus flancos son menos profundos y se extienden más desde la cumbre en dirección noroeste que hacia el sureste. La forma y el perfil del volcán se han comparado con una "carpa de circo" sostenida por un solo poste descentrado. [19]
Debido al tamaño y las pendientes poco profundas del Olympus Mons, un observador situado en la superficie marciana no podría ver todo el perfil del volcán, ni siquiera desde una gran distancia. La curvatura del planeta y del propio volcán oscurecerían esa visión sinóptica. [20] De manera similar, un observador cerca de la cumbre no se daría cuenta de que se encuentra en una montaña muy alta, ya que la pendiente del volcán se extendería mucho más allá del horizonte, a 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 promedio en la superficie marciana de 600 pascales. [22] [23] Ambos son extremadamente bajos para los estándares terrestres; en comparación, la presión atmosférica en la cima 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 Olympus, y el polvo marciano en el aire todavía está presente. [25] Aunque la presión atmosférica promedio en la superficie marciana 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 su densidad no disminuye con la altura tan bruscamente como la de la Tierra.
La composición de Olympus Mons es aproximadamente 44% silicatos , 17,5% óxidos de hierro (que dan al planeta su color rojo), 7% aluminio , 6% magnesio , 6% calcio y proporciones particularmente altas de dióxido de azufre con un 7%. Estos resultados apuntan a que la superficie está compuesta en gran parte por basaltos y otras rocas máficas , que habrían entrado en erupción como flujos de lava de baja viscosidad y, por lo tanto, habrían provocado bajos gradientes en la superficie del planeta.
Olympus Mons es un lugar poco probable para el aterrizaje de sondas espaciales automatizadas en un futuro próximo. Las grandes elevaciones impiden los aterrizajes asistidos por paracaídas porque la atmósfera no es lo suficientemente densa como para frenar la nave espacial. Además, Olympus Mons se encuentra en una de las regiones más polvorientas de Marte. Un manto de polvo fino oscurece el lecho de roca subyacente, lo que posiblemente dificulta la obtención de muestras de roca y probablemente representa un obstáculo importante para los exploradores. [ ¿investigacion original? ]
Olympus Mons es el resultado de muchos miles de flujos de lava basáltica altamente fluida que brotaron de respiraderos volcánicos durante un largo período de tiempo (las islas hawaianas son un ejemplo de volcanes en escudo similares en una escala más pequeña; ver Mauna Kea ). Al igual que los volcanes de basalto de 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 de la Tierra, existen menores fuerzas de flotación sobre el magma que emerge 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 coladas y canales de lava. Muchos de los flujos tienen diques a lo largo de sus márgenes (en la foto). 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, y también son comunes los amplios abanicos de lava formados por lava que emerge de tubos subterráneos intactos. [26] En lugares a lo largo de la base del volcán, se pueden ver flujos de lava solidificada derramándose hacia las llanuras circundantes, formando amplias faldas y enterrando la escarpa basal. Los recuentos de cráteres a partir de imágenes de alta resolución tomadas por el orbitador Mars Express en 2004 indican que los flujos de lava en el flanco noroeste del Olympus Mons tienen edades comprendidas entre 115 millones de años (Mya) y sólo 2 Mya. [27] Estas edades son muy recientes en términos geológicos, lo que sugiere que la montaña todavía puede estar volcánicamente activa, aunque de una manera muy inactiva y episódica. [28]
El complejo de calderas en la cima del volcán está formado por al menos seis calderas y segmentos de caldera superpuestos (en la foto). [29] Las calderas se forman por el colapso del techo después del agotamiento y retirada de la cámara de magma del subsuelo después de una erupción. Por tanto, cada caldera representa un pulso separado de actividad volcánica en la montaña. [30] El segmento de caldera más grande y 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 aproximadamente 32 km (105.000 pies) debajo del piso de la caldera. [32] Las distribuciones de frecuencia de tamaño de los cráteres en los pisos de las calderas indican que las calderas tienen edades comprendidas entre 350 millones de años y aproximadamente 150 millones de años. Probablemente todos se formaron con 100 millones de años de diferencia entre sí. [33] [34]
Olympus Mons es asimétrico tanto estructural como topográficamente . El flanco noroeste, más largo y poco profundo, muestra características de extensión, como grandes depresiones y fallas normales . En contraste, el lado sureste más empinado del volcán tiene características que indican compresión, incluidas terrazas escalonadas en la región del flanco medio del volcán (interpretadas como fallas de cabalgamiento [35] ) y una serie de crestas arrugadas ubicadas en la escarpa basal. [36] La razón por la que los lados opuestos de la montaña deberían mostrar diferentes estilos de deformación puede deberse a 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 en 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. Puede desarrollarse una grieta subterránea en la base del volcán, lo que provocará que la corteza subyacente se separe. [37] Si el volcán descansa sobre sedimentos que contienen capas mecánicamente débiles (por ejemplo, lechos de arcilla saturada de agua), pueden desarrollarse 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. [38] Más lejos 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 aureolas de Olympus Mons (que se analizan más adelante). [39]
Olympus Mons se encuentra en el borde del saliente de Tharsis , una antigua y vasta meseta volcánica probablemente formada al final del período de Noé . Durante el Hesperian , cuando Olympus Mons comenzó a formarse, el volcán estaba ubicado en una ladera 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 edad de Noé formados durante un período temprano en Marte cuando el agua superficial era abundante, [40] y eran más gruesos en el noroeste, donde la profundidad de la cuenca era mayor. A medida que el volcán creció mediante expansión lateral, zonas de desprendimiento de baja fricción se desarrollaron preferentemente en las capas de sedimentos más gruesas hacia el noroeste, creando la escarpa basal y los lóbulos generalizados de material de aureola ( Lycus Sulci ). También se extendió hacia el sureste; sin embargo, estuvo más limitado en esa dirección por el ascenso de Tharsis, que presentó una zona de mayor fricción en la base del volcán. La fricción fue mayor en esa dirección porque los sedimentos eran más delgados y probablemente consistían en material de grano más grueso resistente al deslizamiento. Las competentes y rugosas rocas del basamento de Tharsis actuaron como una fuente adicional de fricción. Esta inhibición de la expansión basal hacia el sureste en Olympus Mons podría explicar la asimetría estructural y topográfica de la montaña. Se ha demostrado que los modelos numéricos de dinámica de partículas que implican diferencias laterales en la fricción a lo largo de la base de Olympus Mons reproducen bastante bien la forma y asimetría actuales del volcán. [38]
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 debajo del volcán, probablemente se habrían 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. [41]
Olympus Mons y algunos otros volcanes en la región de Tharsis se encuentran lo suficientemente altos como 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 Olympic Snow [Nix Olympica] eran casi las únicas características que se podían ver" durante las tormentas de polvo, y "adivinó correctamente que debían ser altas". . [42]
La nave espacial 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 Tharsis, demostraron que la altitud de estos accidentes excedía con creces la de cualquier montaña encontrada en la Tierra, como esperaban los astrónomos. Las observaciones del planeta desde Mariner 9 confirmaron que Nix Olympica era un volcán. Finalmente, los astrónomos adoptaron el nombre Olympus Mons para la característica de albedo conocida como Nix Olympica.
Olympus Mons está situado entre el borde noroeste de la región de Tharsis y el borde oriental de Amazonis Planitia . Se encuentra a unos 1.200 km (750 millas) de los otros tres grandes volcanes en escudo marcianos, llamados colectivamente Tharsis Montes ( Arsia Mons , Pavonis Mons y Ascraeus Mons ). Los Tharsis Montes son ligeramente más pequeños que Olympus Mons.
Una amplia depresión anular o foso de unos 2 km (1,2 millas) de profundidad rodea la base de Olympus Mons y se cree que se debe al inmenso peso del volcán que presiona la corteza marciana. La profundidad de esta depresión es mayor en el lado noroeste de la montaña que en el lado sureste.
Olympus Mons está parcialmente rodeado por una región de terreno distintivo ranurado o ondulado conocido como la aureola de Olympus Mons. La aureola consta de varios lóbulos grandes. Al noroeste del volcán, la aureola se extiende una distancia de hasta 750 km (470 millas) y se conoce como Lycus Sulci ( 24°36′N 219°00′E / 24.600°N 219.000°E / 24.600; 219.000 ). Al este del Monte Olimpo, la aureola está parcialmente cubierta por flujos de lava, pero cuando queda expuesta recibe nombres diferentes ( Gigas Sulci , por ejemplo). El origen de la aureola sigue siendo debatido, pero probablemente se formó por enormes deslizamientos de tierra [16] o láminas de empuje impulsadas por la gravedad que se desprendieron de los bordes del escudo del Monte Olimpo. [43]
Mapa de imágenes 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 vincularlas. El color del mapa base indica elevaciones relativas , basadas en datos del altímetro láser Mars Orbiter del Mars Global Surveyor de la NASA . Los blancos y marrones indican las elevaciones más altas (+12 a +8 kilómetros ); seguido de rosas y rojos (+8 a +3 kilómetros ); el amarillo es0 kilómetros ; Los verdes y los azules son elevaciones más bajas (hasta−8 kilómetros ). Los ejes son latitud y longitud ; Se observan las regiones polares .
