Hispanopedia Wiki
Articulo de referencia

Ascraeus Mons

Coordenadas : 11°55′N 255°55′E / 11.92°N 255.92°E / 11.92; 255.92 Gazetteer of Planetary Nomenclature. https://planetarynames.wr.usgs.gov/Feature/417 "},"peak":{"wt":"*{{cvt|15|...

Hispanopedia WikiContenido en espanolLectura gratuita
Coordenadas : 11°55′N 255°55′E / 11.92°N 255.92°E / 11.92; 255.92

Ascraeus Mons / ə ˈ s k r iː ə s ˈ m ɒ n z / es un gran volcán en escudo ubicado en la región de Tharsis del planeta Marte . Es el más septentrional y el más alto de los tres volcanes en escudo conocidos colectivamente como los Montes de Tharsis .

Descubrimiento

La ubicación del volcán se corresponde con el fenómeno albedo clásico de Ascraeus Lacus.

El Ascraeus Mons fue descubierto por la sonda Mariner 9 en 1971. El volcán se denominó originalmente Mancha Norte [ 2 ] porque era el más septentrional de los cuatro únicos puntos visibles en la superficie debido a una tormenta de polvo global que envolvía el planeta. Al disiparse el polvo, se reveló que los puntos eran volcanes extremadamente altos cuyas cumbres se proyectaban por encima de la atmósfera inferior, cargada de polvo. [ 3 ]

Nombre

El Ascraeus Lacus había sido nombrado en honor a Ascra, el lugar de nacimiento rural de Hesíodo ; en griego, la palabra "ascraeus" es una metonimia poética de "rural". [ 4 ] El nombre del volcán pasó a ser oficialmente Ascraeus Mons en 1973. [ 1 ]

Descripción general

Mapa del cuadrángulo de Tharsis .
Topografía coloreada de MOLA del Ascraeus Mons y sus alrededores. Nótese la amplitud de los conos de lava en los bordes suroeste y noreste del volcán. Asimismo, observe que las llanuras de lava circundantes al noroeste tienen una elevación mucho menor que las llanuras al sureste.

El volcán se ubica en la parte sureste-central del cuadrángulo de Tharsis, a 11,8°N, 255,5°E, en el hemisferio occidental de Marte. Un grupo de tres volcanes más pequeños (el grupo Ceraunius-Uranius ) se encuentra a unos 700  km al noreste, y Pavonis Mons (el volcán central de Tharsis Montes) se ubica a 500  km al suroeste. El cráter Poynting, de 70 km de diámetro, se encuentra a 300  km al oeste-suroeste.

Ascraeus Mons tiene aproximadamente 480  km de diámetro [ 1 ] y es la segunda montaña más alta de Marte, con una elevación de cumbre de 18,1  km. El volcán tiene un perfil muy bajo con una pendiente promedio de flanco de 7°. [ 5 ] Las pendientes son más pronunciadas en la parte central de los flancos, aplanándose hacia la base y cerca de la cima, donde se ubican una amplia meseta y un complejo de caldera (cráter de colapso). [ 6 ]

Las chimeneas volcánicas, ubicadas en los bordes noreste y suroeste del volcán, son la fuente de amplias llanuras de lava, o abanicos, que entierran porciones cercanas del volcán y se extienden más de 100  km hacia las llanuras circundantes. [ 7 ] La orientación suroeste-noreste de las llanuras coincide con la orientación de los Montes Tharsis, lo que sugiere que una fisura o grieta importante en la corteza marciana es responsable de la orientación tanto de las llanuras como de la cadena de Montes Tharsis. La presencia de las llanuras de lava causa cierta discrepancia en las dimensiones reales del volcán, ya que la definición de dónde termina el volcán puede ser bastante arbitraria. Si las llanuras se incluyen como parte del edificio, entonces Ascraeus Mons tiene dimensiones más cercanas a 375 × 870  km. [ 5 ] [ 8 ]

Al igual que la mayor parte de la región de Tharsis, Ascraeus Mons tiene un alto albedo (reflectividad) y una baja inercia térmica , lo que indica que el volcán y las áreas circundantes están cubiertas con grandes cantidades de polvo fino. (Véase la superficie marciana ). El polvo forma un manto sobre la superficie que oculta o atenúa gran parte de la topografía y geología a pequeña escala de la región. [ 9 ] Tharsis es probablemente polvorienta debido a sus grandes elevaciones. La densidad atmosférica es demasiado baja para movilizar y eliminar el polvo una vez que se deposita. [ 10 ] La presión atmosférica en la cima de Ascraeus Mons tiene un promedio de 100 pascales (1,0 mbar); [ 11 ] esto es solo el 17% de la presión superficial promedio de 600 pascales.

Ascraeus Mons está rodeado de llanuras de flujo de lava que datan del Amazonas medio a tardío . [ 12 ] La elevación de las llanuras promedia unos 3  km sobre el nivel de referencia (nivel del mar marciano), lo que le da al volcán un relieve vertical promedio de 15  km. [ 13 ] Sin embargo, la elevación de las llanuras varía considerablemente. Las llanuras al noroeste del volcán tienen menos de 2  km de elevación. Las llanuras más altas (>3  km) se encuentran al sureste del volcán.

Las llanuras de lava al noroeste de Ascraeus Mons son notables por tener dos pozos de colapso oscuros fotografiados por la cámara HiRISE del Orbitador de Reconocimiento de Marte (MRO) en noviembre de 2010 (en la galería de abajo). Los pozos se asemejan a los fotografiados alrededor de Arsia Mons por la nave espacial Mars Odyssey . Los dos pozos miden aproximadamente 180 y 310  m de ancho, [ 14 ] y el pozo más grande tiene aproximadamente 180 metros de profundidad. [ 15 ] Las paredes orientales de los pozos consisten en salientes empinados y sobresalientes. El fondo de ambos pozos contiene sedimentos y grandes rocas. [ 14 ] Se cree que estos cráteres de pozo sin borde se forman por el colapso de material superficial en un vacío subsuperficial creado por un dique o un tubo de lava . Son análogos a los cráteres de pozo volcánicos en la Tierra, como el cráter Garganta del Diablo en la zona de rift este superior del volcán Kilauea, Hawái. [ 16 ] [ 17 ] En algunos casos, pueden marcar tragaluces/entradas a cuevas de lava subterráneas . [ 18 ]

Geología

Ascraeus Mons se formó por miles de flujos de lava basáltica fluida . Excepto por su gran tamaño, se asemeja a los volcanes en escudo terrestres como los que forman las islas hawaianas . Los flancos de Ascraeus Mons están cubiertos de flujos de lava estrechos y lobulados [ 19 ] y canales de lava. Muchos de los flujos de lava tienen diques a lo largo de sus márgenes. Los diques son crestas paralelas formadas en los bordes de los flujos de lava. Los márgenes exteriores más fríos del flujo se solidifican, dejando una depresión central de lava fundida y fluida. Los tubos de lava parcialmente colapsados ​​son visibles como cadenas de cráteres.

Al examinar las morfologías de las estructuras de flujo de lava en Ascraeus Mons, los geólogos pueden calcular las propiedades reológicas de la lava y estimar la velocidad a la que se vertió durante la erupción (tasa de efusión). Los resultados muestran que la lava era altamente fluida (baja viscosidad ) con baja resistencia a la fluencia , similar a las lavas basálticas hawaianas e islandesas . Las tasas de efusión promedio son de aproximadamente 185 m³  / s. Estas tasas son comparables a las observadas en Hawái e Islandia. [ 20 ] [ 21 ] Los estudios de radar terrestre muestran que Ascraeus Mons tiene una mayor intensidad de eco de radar que otras estructuras volcánicas del planeta. Esto podría indicar que los flujos de lava en los flancos de Ascraeus Mons consisten en flujos rugosos de tipo ʻAʻā , [ 22 ] una conclusión respaldada por el análisis fotogeológico de las morfologías de los flujos de lava . [ 23 ]

Las terrazas de flanco en las laderas del Ascraeus Mons le dan a los flancos noroeste (izquierda) y sureste (derecha) del volcán una apariencia ondulada. Nótese la presencia de numerosas depresiones y canales en el flanco suroeste del volcán (abajo). La exageración vertical es de 3x. La imagen es un mosaico diurno de THEMIS IR superpuesto a la topografía de MOLA .

Los flancos del Ascraeus Mons tienen una apariencia ondulada causada por numerosas estructuras bajas y redondeadas, similares a terrazas , dispuestas concéntricamente alrededor de la cima del volcán. Las terrazas están separadas entre 30 y 50  km, [ 24 ] tienen longitudes de hasta 100  km, anchos radiales de 30  km y alturas de aproximadamente 3  km. Las terrazas individuales no son continuas alrededor del volcán, sino que consisten en segmentos arqueados que se superponen entre sí, formando un patrón imbricado . [ 25 ] Se interpretan como la expresión superficial de fallas de cabalgamiento que se formaron debido a la compresión a lo largo de los flancos del volcán. Las terrazas de flanco también son comunes en el Olympus Mons y en los otros volcanes en escudo de Tharsis. El origen de las tensiones compresivas aún es objeto de debate. Las terrazas de flanco pueden deberse a la falla compresiva del volcán, a la flexión de la litosfera subyacente debido al peso masivo del volcán, a ciclos de inflación y deflación de la cámara magmática o a deslizamientos gravitacionales superficiales . [ 26 ]

Mosaico diurno de THEMIS IR de un depósito en forma de abanico en el borde occidental de Ascraeus Mons. Se cree que estos depósitos son morrenas glaciares formadas por glaciares de montaña.

Las fisuras, o chimeneas laterales, en los bordes suroeste y noreste del volcán son el origen de los mantos de lava que se extienden por las llanuras circundantes. Las fisuras parecen haberse formado por la fusión de numerosas depresiones estrechas, similares a riachuelos . [ 27 ] En algunos lugares, las depresiones forman canales sinuosos con islas y otras características que sugieren erosión por un fluido. Si los canales se formaron predominantemente por agua o lava sigue siendo objeto de debate, [ 28 ] aunque un estudio exhaustivo de entornos análogos (por ejemplo, Hawái, la Luna, otras partes de Marte) y características morfológicas realizado por múltiples investigadores ha llevado a la conclusión de que un origen volcánico es lo más probable. [ 29 ]

El complejo de calderas consta de una caldera central rodeada por cuatro calderas coalescentes. La caldera central mide aproximadamente 24  km de ancho y 3,4  km de profundidad, y es la más joven de las estructuras de colapso. [ 30 ] El conteo de cráteres indica que la caldera central tiene unos 100  millones de años (Myr). Las calderas circundantes tienen edades de aproximadamente 200, 400 y 800 Myr, o incluso más antiguas. [ 31 ] Una pequeña depresión, parcialmente conservada, al sureste de la caldera principal, podría tener hasta 3800 millones de años (Gyr). Si las fechas son válidas, entonces Ascraeus Mons podría haber estado activo durante la mayor parte de la historia de Marte. [ 32 ]

Una zona de peculiares depósitos en forma de abanico (FSD) se encuentra en el flanco occidental del volcán. El FSD consiste en una zona de terreno nudoso delimitada por una zona semicircular de crestas concéntricas. Depósitos similares también se encuentran en los bordes noroccidentales de los otros dos montes Tharsis, Pavonis Mons y Arsia Mons, así como en Olympus Mons. El FSD en Ascraeus Mons es el más pequeño de los de los montes Tharsis, cubriendo un área de 14 000 km²  y extendiéndose hacia afuera desde la base del volcán por unos 100 km. El origen de estos depósitos ha sido objeto de debate durante décadas. Sin embargo, evidencia geológica reciente sugiere que los FSD son depósitos dejados por glaciares , que cubrieron partes de los volcanes durante un período reciente de alta oblicuidad . [ 33 ] Durante períodos de alta oblicuidad (inclinación axial), las regiones polares reciben mayores niveles de luz solar. Más agua de los polos entra en la atmósfera y se condensa en forma de hielo o nieve en las regiones ecuatoriales más frías. Marte cambia su oblicuidad de aproximadamente 15° a 35° en ciclos de 120 000 años. [ 34 ] 

Cueva Valentine en el Monumento Nacional Lava Beds , California. Esta muestra la clásica forma tubular; los surcos en la pared indican antiguos niveles de flujo. Es posible que los pozos cerca de las regiones volcánicas de Marte sean entradas a cuevas como esta.

Véase también

Referencias

  1. 1 2 3 Nomenclatura planetaria. https://planetarynames.wr.usgs.gov/Feature/417
  2. ↑ Carr, Michael H. (1973). "Vulcanismo en Marte". Journal of Geophysical Research . 78 (20): 4049– 4062. Bibcode : 1973JGR....78.4049C . doi : 10.1029/JB078i020p04049 .
  3. ↑ Snyder, CW; Moroz, VI (1992). "Exploración espacial" . En Kieffer, HH; Jakosky, BM; Snyder, CW; Matthews, MS (eds.). Marte . Tucson: University of Arizona Press. pág. 90 Fig. 4. ISBN  978-0-8165-1257-7.
  4. ↑ Blunck, J. 1982. Marte y sus satélites. Exposition Press. Smithtown, NY
  5. 1 2 Plescia, JB (2004). "Propiedades morfométricas de los volcanes marcianos" . Journal of Geophysical Research . 109 (E3): E03003. Bibcode : 2004JGRE..109.3003P . doi : 10.1029/2002JE002031 .Tabla 1.
  6. ↑ Cattermole, PJ (2001). Marte: El misterio se desvela . Oxford, Reino Unido: Oxford University Press. pág . 79. ISBN  978-0-19-521726-1.
  7. ↑ Carr, Michael H. (2006). La superficie de Marte . Cambridge University Press. pág. 49. ISBN  978-0-521-87201-0.
  8. ↑ Garry, WB; Zimbleman, JR (2007). "Mapeo geológico del volcán Ascraeus Mons, Marte a escala 1:1M" (PDF) . Lunar and Planetary Science . XXXVIII (1338). pág. 1363, Resumen n.° 1363. Bibcode : 2007LPI....38.1363G .
  9. ↑ Zimbleman, JR (1985). "Propiedades superficiales de Ascraeus Mons: depósitos de polvo en un volcán Tharsis" (PDF) . Lunar and Planetary Science . XVI : 934–935 , Resumen #1477. Bibcode : 1985LPI....16..934Z .
  10. ↑ Hartmann, WK Guía del viajero a Marte: Los misteriosos paisajes del planeta rojo; Workman: Nueva York, pág. 59.
  11. ↑ Dressing, CD; Andros, JL; Kashdan, HE; ​​Zimbelman, JR; Hennig, LA (2006). "Cordilleras eólicas transversales observadas en extremos de presión dentro de la atmósfera marciana" (PDF) . Lunar and Planetary Science . XXXVII . p. 1740, Resumen #1740. Bibcode : 2006LPI....37.1740D .
  12. ↑ Scott, DH; Tanaka, KL (1986). Mapa geológico de la región ecuatorial occidental de Marte; USGS: Flagstaff, AZ, 1-1802-A.
  13. ↑ Murray, JB; Byrne, PK; van Wyk de Vries, B.; Troll, VR (2008). "Estructuras tectónicas en Ascraeus Mons". Unión Geofísica Americana, Reunión de Otoño de 2008. 43. pág. 1382, Resumen #P43A-1382. Bibcode : 2008AGUFM.P43A1382M .
  14. 1 2 Gulick, V. (2010). Sitio web HiRISE. Pozos oscuros sin borde en la región de Tharsis (ESP_019997_1975). Universidad de Arizona. http://hirise.lpl.arizona.edu/ESP_019997_1975 .
  15. ↑ Ellison, DJ (2010). Sitio web de vuelos espaciales no tripulados. http://www.unmannedspaceflight.com/index.php?showtopic=5537&st=195
  16. ^ Dundas, C. (2009). Sitio web HiRISE. Pozo de Colapso en Tractus Fossae (ESP_011386_2065). Universidad de Arizona. http://hirise.lpl.arizona.edu/ESP_011386_2065 .
  17. ↑ USGS. (2007). Sitio web del Observatorio de Volcanes de Hawái. Primer descenso a la Garganta del Diablo. https://hvo.wr.usgs.gov/gallery/kilauea/erz/devilsthroat.html .
  18. ↑ National Geographic Daily News. Imágenes: Se revelan con gran detalle enormes cráteres en Marte. 21 de diciembre de 2010..
  19. ↑ Mouginis-Mark, PJ; Wilson, L.; Zuber, MT (1992). "La vulcanología física de Marte" . En Kieffer, HH; Jakosky, BM; Snyder, CW; Matthews, MS (eds.). Marte . Tucson: University of Arizona Press. pág . 426. ISBN  978-0-8165-1257-7.
  20. ↑ Hiesinger, H.; Reiss, D.; Dude, S.; Ohm, C.; Neukum, G.; Head, JW (2008). "Arsia, Pavonis y Ascraeus Mons, Marte: Propiedades reológicas de flujos de lava jóvenes" (PDF) . Lunar and Planetary Science . XXIV (1391). pág. 1277, Resumen n.° 1277. Bibcode : 2008LPI....39.1277H .
  21. ↑ Cattermole, PJ (2001). Marte: El misterio se desvela . Oxford, Reino Unido: Oxford University Press. pág . 80. ISBN  978-0-19-521726-1.
  22. ↑ Thompson, TW; Moore, HJ (1989). "Un modelo para ecos de radar despolarizados de Marte". Proc. Lunar Planet. Sci. Conf . 19 : 402– 422. Bibcode : 1989LPSC...19..409T .Citado en Mouginis-Mark et al. (1992), pág. 433, Tabla 1.
  23. ↑ Hiesinger, H.; Head, JW; Neukum, G.; Equipo de co-investigadores de HRSC (2005). "Propiedades reológicas de flujos de lava de etapa tardía en Ascraeus Mons: Nueva evidencia de HRSC" (PDF) . Lunar and Planetary Science . XXXVI . pág. 1727, Resumen n.° 1727. Bibcode : 2005LPI....36.1727H .
  24. ↑ Zimbleman, JR; Johnston, A.; Lovett, C.; Jenson, D. (1996). "Mapa geológico del volcán Ascraeus Mons, Marte". Lunar and Planetary Science . XXVII : 1497. Bibcode : 1996LPI....27.1497Z .
  25. ↑ Byrne, Paul K.; van Wyk de Vries, Benjamin; Murray, John B.; Troll, Valentin R. (30 de abril de 2009). "La geometría de las terrazas de flanco volcánico en Marte" . Earth and Planetary Science Letters . 281 (1): 1– 13. Bibcode : 2009E & PSL.281....1B . doi : 10.1016/j.epsl.2009.01.043 . ISSN 0012-821X . 
  26. ↑ Byrne, PK; Murray, JB; Van Wyk De Vries, B.; Troll, VR (2007). "Arquitectura de terrazas de flanco de volcanes en escudo marcianos" (PDF) . Lunar and Planetary Science . XXXVIII (1338). p. 2380, Resumen #2380. Bibcode : 2007LPI....38.2380B .
  27. ↑ Carr, Michael H. (2006). La superficie de Marte . Cambridge University Press. págs. 49–50 . ISBN  978-0-521-87201-0.
  28. ↑ Para un ejemplo de argumento volcánico, véase Bleacher, JB; De Wet, AP; Garry, WB; Zimbelman, JR; Trumble, ME (2010). "Volcánico o fluvial: comparación de un Ascraeus Mons, Mars, canal trenzado y sinuoso con características del flujo de Mauna Loa de 1859 y flujos de Mare Imbrium" (PDF) . Lunar and Planetary Science . 41 (1533). pág. 1612, Resumen n.º 1612. Bibcode : 2010LPI....41.1612B .Para un ejemplo de argumento fluvial, véase Murray, JB; van Wyk de Vries, B.; Marquez, A.; Williams, DA; Byrne, P.; Muller, J.-P.; Kim, J.-R. (2010). "Erupciones de agua en etapa tardía del volcán Ascraeus Mons, Marte: Implicaciones para su estructura e historia". Earth and Planetary Science Letters . 249 ( 3– 4): 479– 491. Bibcode : 2010E & PSL.294..479M . doi : 10.1016/j.epsl.2009.06.020 .
  29. ↑ Por ejemplo, véase Collins, A.; DeWet, A.; Bleacher, J.; Schierl, Z.; Schwans, B.; Signorella, J.; Judge, S. (2012). "Una comparación y análisis basado en analogías de canales sinuosos en los delantales de rift de los volcanes Ascraeus Mons y Pavonis Mons, Marte" (PDF) . 43.ª Conferencia de Ciencias Lunares y Planetarias (1659). Resumen n.º 1686. Bibcode : 2012LPI....43.1686C .
  30. ↑ Mouginis-Mark, PJ; Harris, AJL; Rowland, SK (2007). Terrestrial Analogs to the Calderas of the Tharsis Volcanoes on Mars en The Gelogoy of Mars: Evidence from Earth-based Analogs, M. Chapman, Ed.; Cambridge University Press: Cambridge, Reino Unido, pp. 80–81.
  31. ↑ Neukum, G; Jaumann, R; Hoffmann, H; Hauber, E; Head, JW; Basilevsky, AT; Ivanov, BA; Werner, SC; et al. (2004). "Actividad volcánica y glacial reciente y episódica en Marte revelada por la cámara estéreo de alta resolución" ( PDF) . Nature . 432 (7020): 971– 9. Bibcode : 2004Natur.432..971N . doi : 10.1038/nature03231 . PMID 15616551. S2CID 308864. Archivado del original (PDF) el 19 de julio de 2011. Recuperado el 12 de enero de 2011 .   
  32. ↑ Carr, Michael H. (2006). La superficie de Marte . Cambridge University Press. pág. 49. ISBN  978-0-521-87201-0.
  33. ↑ Kadish, S; Head, J; Parsons, R; Marchant, D (2008). "El depósito en forma de abanico de Ascraeus Mons: interacciones volcán-hielo y las implicaciones climáticas de las glaciaciones de montaña tropicales de base fría" (PDF) . Icarus . 197 (1): 84–109 . Bibcode : 2008Icar..197...84K . doi : 10.1016/j.icarus.2008.03.019 . Archivado del original (PDF) el 19 de julio de 2011. Recuperado el 12 de enero de 2011 .
  34. ↑ Laskar, Jacques; Levrard, Benjamin; Mustard, John F. (2002). "Orbital Forcing of the Martian Polar Layered Deposits" ( PDF) . Nature . 419 (6905): 375–7 . Bibcode : 2002Natur.419..375L . doi : 10.1038/nature01066 . PMID 12353029. S2CID 4380705 .