Palabras clave: Marte; Fobos; Deimos; Tharsis; Pavonis Mons; fisión rotacional; anillo circumplanetario; radio de corrotación; evolución mareal; MMX

Marco metodológico

Cada número corresponde al Marte joven en el momento de las dos liberaciones, salvo que la fila diga «hoy». El Marte joven se trata como homogéneo, como lo sería un planeta no diferenciado y rico en volátiles.

Tabla 1. El entorno de trabajo. El sombreado marca los dos momentos de liberación.

AEl enigma planetario

A.1Dos lunas a ambos lados de una línea

Fobos y Deimos son pequeñas, oscuras y ligeras. Fobos mide unos 22 km de diámetro medio, Deimos unos 12. Sus densidades globales —1,853–1,887 kg m$^{-3}$ para Fobos y 1,471 kg m$^{-3}$ para Deimos— significan que entre un tercio y la mitad de cada cuerpo es espacio vacío (Pätzold et al. 2025; NASA/JPL Solar System Dynamics). Ambas giran alrededor de Marte casi exactamente sobre su ecuador, en órbitas casi circulares. Fobos, a 9,375 km del centro de Marte, da una vuelta en 7.65 horas, tres veces en cada día marciano; Deimos, a 23,463 km, tarda 30.3 horas.

Entre ambas pasa el radio de corrotación, hoy de 20,428 km: la distancia a la que un cuerpo en órbita libre mantiene el ritmo de la rotación del propio planeta (la distancia a la que un cuerpo que gira con el planeta ya se mueve a velocidad orbital). La marea actúa en sentidos opuestos a ambos lados de esta línea. Dentro de ella, una luna adelanta a la rotación del planeta; el abultamiento mareal queda tras ella y la frena, y Fobos desciende en espiral. Fuera de ella, una luna se rezaga respecto a la rotación; el abultamiento mareal se adelanta y tira de ella hacia delante, y Deimos se aleja lentamente. Cualquier explicación del origen de las lunas debe, por tanto, situar a Fobos dentro de la línea y a Deimos fuera de ella.

A.2 Dos caras distintas

Las superficies de las dos lunas son completamente diferentes. Deimos es lisa y redondeada: sus cráteres son someros y desgastados, y no tiene estrías. Fobos es áspera: extensos sistemas de largas estrías paralelas la recorren, y cadenas de hoyos corren junto a ellas. En su extremo romo, hacia el lado delantero de su órbita, se abre la depresión Stickney, de 9 km de diámetro (Thomas et al. 1979; Basilevsky et al. 2014). Una explicación del origen de las lunas debería decir por qué dos cuerpos del mismo planeta presentan superficies tan distintas.

A.3El balance de agua de Marte

La superficie de Marte registra ríos y lagos en su pasado. Su atmósfera actual está enriquecida en hidrógeno pesado (deuterio) unas seis a siete veces respecto a los océanos de la Tierra: la señal de una larga pérdida de agua hacia el espacio; el planeta temprano contenía al menos el equivalente de una capa global de 137 m de profundidad (Villanueva et al. 2015).

Por otra parte, el sismómetro del módulo InSight halló que la corteza media bajo él, entre 11.5 y 20 km de profundidad, se explica mejor con material cuyos poros están llenos de agua líquida: suficiente, si lo mismo vale para todo el planeta, para una capa global de 1–2 km de profundidad (Wright, Manga & Panning 2024). Marte perdió gran parte de su agua y conservó gran parte. Una explicación de las lunas que implique agua debería decir adónde fue cada parte.

A.4 Teorías convencionales y sus límites

En la literatura se discuten hoy tres orígenes posibles de las lunas.

La captura de dos pequeños asteroides concuerda con el color oscuro y el espectro de las lunas, pero no con sus órbitas: un cuerpo capturado llega en una órbita inclinada y excéntrica, y no se ha mostrado ningún mecanismo que convierta dos órbitas así en círculos ecuatoriales.

Un impacto gigante de un cuerpo externo sobre Marte levanta un disco de escombros a partir del cual se acrecionan las lunas. Tal disco se asienta en el plano del ecuador y explica bien las órbitas, y esta es la explicación principal hoy (Rosenblatt et al. 2016; Hyodo et al. 2017; Canup & Salmon 2018).

Los ciclos anillo–luna también comienzan con el impacto de un cuerpo externo: sus escombros forman un anillo alrededor de Marte, y una luna se reúne en el borde exterior del anillo. La luna, dentro de la línea de corrotación, es arrastrada hacia abajo por la marea hasta que se rompe en el límite de Roche y se convierte de nuevo en un anillo, del que se forma una luna menor; el ciclo puede haberse repetido de tres a siete veces, cada luna unas cinco veces menor que la anterior. Fobos es la última de estas lunas, y Deimos una superviviente del primer disco (Hesselbrock & Minton 2017).

En los tres casos, las distintas caras de las dos lunas se explican por separado de su origen: por las mareas, por eyecciones de Stickney o por impactos posteriores (Hurford et al. 2016; Ramsley & Head 2019).

Los isótopos distinguen las explicaciones:

Captura. Un asteroide capturado lleva la huella isotópica de su propio cuerpo progenitor, no la de Marte.

Un impacto gigante de un cuerpo externo. En las simulaciones de impacto, el disco del que se acrecionan las lunas contiene una gran parte del cuerpo externo —cerca del 30% de su parte exterior y hasta el 65% del total (Hyodo et al. 2017)— y su material se fundió y se vaporizó en parte, lo que desplaza los isótopos de elementos moderadamente volátiles como el zinc y el potasio.

Ciclos anillo–luna. Parten del disco de un impacto externo y heredan su mezcla.

Para las explicaciones aceptadas, una luna con los isótopos de Marte únicamente es una dificultad. La explicación propuesta aquí se compromete con ello: los isótopos de oxígeno, cromo y titanio de ambas lunas son los de Marte, sin componente ajeno y sin desplazamiento por evaporación (N.1). Las muestras de Fobos que MMX devuelva en 2031 lo decidirán.

BEl Marte joven

B.1 El postulado central

Una luna está hecha de su progenitor. En la Tierra, en una etapa temprana, la rotación elevó una figura piriforme desde el ecuador; su punta cruzó la línea de corrotación y se convirtió en la Luna, y el resto de la figura piriforme regresó. Tomamos esto como una regla: todo planeta con una luna elevó en su pasado una estructura en su ecuador que llevó su material hasta la línea de corrotación. El Marte joven también se rige por esta regla, pero lo que elevó fue menor: no una figura piriforme sino una protuberancia ahusada (§C.1). Lo que partió de ella no fue su propia punta, sino dos cuerpos liberados suavemente desde un volcán situado en lo alto de ella.

B.2Propiedades físicas iniciales

El Marte joven era caliente, rico en agua y gas, y aún no diferenciado en capas. Su radio medio se toma como 1.5 veces el actual, 5,084 km, para una densidad media de 1,166 kg m$^{-3}$ —la densidad del material que más tarde desprendió y de sus dos lunas—. Se contrajo después, al perder sus volátiles y enfriarse.

B.3 Velocidad de rotación y momento de inercia

El modelo. El Marte joven giraba con un día de siete a nueve horas: 7.3 horas cuando partió Deimos y 8.3 horas cuando partió Fobos. Su freno fue el material que salió a través de la línea de corrotación (§E.2); esto lo llevó a las 24.6 horas actuales.

Apoyo de los estudios de formación planetaria. Las simulaciones de formación planetaria dan a los planetas terrestres jóvenes rotaciones rápidas: unas pocas grandes colisiones en las últimas etapas del crecimiento fijan la mayor parte de la rotación, y el resultado típico es un día de pocas horas (Kokubo & Genda 2010). Formado solo a partir de cuerpos pequeños, Marte giraría en unas 250 horas, de modo que su rotación fue fijada por colisiones (Miguel & Brunini 2010).

Apoyo de la teoría de los cuerpos en rotación. ¿Con qué rapidez podía girar el Marte joven? Según la teoría clásica de los cuerpos fluidos en rotación (Chandrasekhar 1969), un cuerpo homogéneo de densidad 1,166 kg m$^{-3}$ permanece como esferoide axisimétrico (un esferoide de Maclaurin) solo si su día es más largo que 5.27 horas, y ya por debajo de 5.77 horas prefiere una figura alargada y triaxial (un elipsoide de Jacobi). Un día de siete a nueve horas se sitúa con holgura dentro del intervalo estable.

B.4Achatamiento rotacional

Un cuerpo homogéneo en rotación se achata (un esferoide de Maclaurin), tanto más cuanto más rápido gira. La rotación más lenta mantiene el achatamiento moderado:

Tabla 2. El Marte joven homogéneo a cinco velocidades de rotación; 7.3 y 8.3 horas son los días de las dos liberaciones (Deimos y Fobos). El color se desvanece a medida que disminuyen la rotación y el achatamiento. Una figura alargada es preferida por encima de $\Omega^2/\pi G\rho=0.374$ (un día de 5.8 h); el esferoide se rompe en 0.449 (5.27 h) (Chandrasekhar 1969).

Debido al achatamiento, el ecuador se alza 350–500 km sobre el radio medio, de modo que la protuberancia parte de un terreno elevado.

C La protuberancia ahusada

C.1Mecánica de fluidos en rotación

Un cuerpo fluido que no gira tiende a una esfera; cuando gira, se achata. Maclaurin (1742) mostró que un esferoide achatado es una figura de equilibrio para un fluido homogéneo en rotación, y Jacobi (1834) que más allá de cierta rotación existe otra figura, un elipsoide alargado en el plano del ecuador. Poincaré (1885) halló que figuras piriformes se ramifican de la secuencia de Jacobi, y Darwin (1902) basó en ellas su explicación de una Luna que dejó la Tierra a través de una etapa piriforme. Liapunov (1905), Jeans (1917) y Cartan (1924) mostraron que la figura piriforme no es estable: es una etapa pasajera, no un estado duradero (Chandrasekhar 1969; Iurato 2014). Los cuerpos también conservan una forma que ya no corresponde a su rotación, porque se congeló al endurecerse su corteza: Jápeto gira una vez cada 79 días pero tiene la forma de una rotación de 16 horas (Castillo-Rogez et al. 2007), la Luna lleva un abultamiento fósil (Garrick-Bethell et al. 2006), y Haumea, que gira una vez cada 3.9 horas, está fuertemente alargada por su rotación (Ortiz et al. 2017).

Las simulaciones de formación planetaria dan a los planetas una rotación rápida en sus primeras etapas, un día de pocas horas (§B.3). Sus interiores no eran simétricos: un flujo concentrado en un hemisferio pudo desarrollarse en el manto del Marte joven (Zhong & Zuber 2001), y hasta hoy el centro de masa de Marte no coincide con su centro de figura, sino que está desplazado de él unos 3 km (Zuber et al. 1998). La diferenciación comenzó muy pronto —en Marte el metal se separó del silicato en pocos millones de años (Dauphas & Pourmand 2011)—, pero es un proceso largo y gradual que continúa hoy: el núcleo interno de la Tierra aún crece (Labrosse et al. 2001).

Una protuberancia ahusada y una figura piriforme. Un planeta en rotación puede desarrollar dos estructuras distintas en su ecuador. Llamamos a la que desarrolló Marte una protuberancia planetaria ahusada impulsada por presión —en forma breve, la protuberancia—. Es local: el material de las capas exteriores se eleva hacia afuera, alimentado y sostenido por la presión desde el interior, mientras el interior apenas participa. Una figura piriforme es planetaria: el interior se mueve y las capas exteriores van sobre él. Marte se detuvo antes de una figura piriforme.

Tabla 3. Una protuberancia ahusada y una figura piriforme. El color marca la diferencia de escala y de la rotación que cada una requiere.

Cómo crece la protuberancia.

1. Un Marte joven, blando y de rotación rápida. La rotación empuja el planeta hacia afuera desde su eje, con más fuerza en el ecuador. Un alargamiento de todo el planeta, una figura piriforme, necesitaría un día más corto que 5.8 horas; Marte, a 7–9 horas, estaba por debajo de ese umbral (Tabla 2). La protuberancia no lo necesita.

2. La rotación empuja masa hacia el ecuador. Lejos del ecuador, el empuje hacia afuera de la rotación tiene una componente a lo largo de la superficie, dirigida hacia el ecuador. En un cuerpo blando desplaza material, magma y agua desde los polos y las latitudes medias hacia el ecuador, donde se forma un cinturón grueso: el achatamiento.

3. El lugar con más masa se eleva, se enfría y se construye desde dentro. El cinturón no es uniforme; en un lugar se reúne más material que en cualquier otro. Allí la rotación empuja con más fuerza, y el material se eleva hacia afuera. Una protuberancia se enfría porque sobresale: está lejos del interior caliente y expuesta al espacio. Su material se contrae y se vuelve denso y rígido, de modo que no vuelve a hundirse, y su exceso de masa atrae más material de su entorno. En su punta, donde la carga es mínima, el material del interior se filtra y se extiende sobre la propia protuberancia, enfriándose y añadiendo una capa —como crecen los montes submarinos a partir de lava almohadillada en el fondo oceánico de la Tierra, y como los domos de lava se hinchan desde dentro—. Solo a veces se expulsa material. En un planeta que no gira, una amplia elevación eleva la superficie de nivel sobre ella solo unas tres quintas partes de su propia altura y vuelve a hundirse; la rotación y la presión desde el interior completan el resto. Cuanto mayor es la protuberancia, más sobresale, más se enfría y más atrae. Se alarga y se afina hasta una punta estrecha.

4. La protuberancia se inclina hacia el oeste. El material que llega a ella procede de lugares más cercanos al eje, donde se movía más despacio; conserva su momento angular y se rezaga respecto a la rotación.

El apogeo. La protuberancia se mantiene erguida. Marte se frena a 7.3 y luego a 8.3 horas, y en este tiempo Deimos y Fobos parten desde Pavonis, cerca de su punta (§D, E).

Cómo regresa la protuberancia.

5. La propia protuberancia frena el planeta. Cuando la masa se aleja del eje el planeta se frena, como una bailarina que abre los brazos; el agua y el gas que salen a través de la línea de corrotación se llevan también rotación (§E.2).

6. El planeta se diferencia y se enfría. El material pesado se reúne en el centro, y un cuerpo cuya masa está concentrada en su centro ya no tiende a desarrollar tales estructuras (Jeans 1919). El enfriamiento aumenta la viscosidad.

7. La protuberancia se retrae hacia el interior y deja sus registros. Una vez que la rotación disminuye, la protuberancia se retrae hacia el interior; su material es reabsorbido por el planeta y diferenciado. Mientras Marte es blando, se tiende hacia el oeste, en el sentido en que se inclinaba; a medida que se endurece, el regreso se frena y se detiene a medio camino, y el resto se congela. Los registros son los de este artículo: Tharsis, el cuerpo que se tendió (§C.3–C.6); Noctis Labyrinthus, el cuello que se rompió, y Valles Marineris con su drenaje, el camino por el que el material fluyó de vuelta (§H.2–H.4); el eje largo del ecuador y el geoide elevado; y la figura de Marte, aún desplazada hacia la protuberancia (§C.7).

C.2 Criterios diagnósticos

Los criterios siguientes establecen las marcas que una protuberancia debería dejar después de haber regresado y haberse tendido. Son razonables, no rígidos: una protuberancia que ha regresado y se ha tendido no necesita cumplir cada uno de ellos por completo. Cada uno está ligado a aquello que lo sustenta.

Tabla 4. Diez criterios para una protuberancia desaparecida. Marte se contrasta con ellos en §C.9.

C.3Fisiografía de la protuberancia

En la topografía medida por el altímetro láser MOLA (Smith et al. 2001), desarrollada aquí en armónicos esféricos a partir del modelo de forma MarsTopo719 (Wieczorek 2015), la protuberancia yace a lo largo del ecuador, justo al sur de él. Se extiende desde su base en 294.7$^\circ$E, 12.5$^\circ$S, en Valles Marineris, hasta su punta en 243.9$^\circ$E, 5.4$^\circ$S. Su longitud es de 2,996 km sobre la superficie actual, y de 4,800–4,920 km en el Marte joven expandido (§C.6; Figura 3).

Más allá de la punta, hacia el oeste, se alzan los volcanes de Tharsis. Arsia, justo más allá de la punta, yace en la prolongación del eje de la protuberancia, a 4.1$^\circ$ de él, y su edificio es alargado: por encima de la curva de nivel de 9 km de MOLA mide 730 por 415 km (razón 1.75), con su eje largo orientado al norte-noreste: un cuerpo en la punta, estirado cuando la protuberancia fue aplanada y tendida.

C.4Rezago rotacional e inclinación hacia el oeste

Mientras la protuberancia se elevaba, su punta alargada tenía que ser llevada cada vez más rápido alrededor del centro del planeta; como el momento angular se conserva, se rezagó respecto a la rotación y se inclinó hacia el oeste, como lo hizo la figura piriforme de la Tierra. Había crecido en el ecuador (§C.1), y la presión desde el interior la alimentaba y la sostenía. Cuando las lunas hubieron partido y las bocas estuvieron abiertas, y a medida que la rotación disminuía, el interior se diferenciaba y el planeta se enfriaba, la protuberancia no cayó: se tendió gradualmente, a lo largo de decenas a cientos de millones de años, y el rezago siguió actuando sobre ella todo ese tiempo. Se tendió en el sentido en que se inclinaba: hacia el oeste, contra la rotación.

C.5 Asimetría de las pendientes topográficas

Un cuerpo que se tendió hacia el oeste debería terminar en un frente occidental empinado, frente a una pendiente larga y suave al este. Medido desde la cresta de Tharsis hasta donde el terreno desciende a cero, a lo largo de bandas de latitud (topografía suavizada sobre unos 9$^\circ$):

Tabla 5. Los dos flancos de Tharsis. En rojo: el frente occidental empinado; en azul: la pendiente oriental suave. Al norte de 5$^\circ$N el este desciende abruptamente hacia Chryse y Kasei Valles.

A lo largo del ecuador y al sur de él, el frente occidental es de dos a tres veces más empinado que la pendiente oriental (Figura 4), como se espera de un cuerpo que se tendió hacia el oeste.

C.6La reconstrucción paleotopográfica

La longitud de 2,996 km se mide sobre la protuberancia tendida, desde el punto oriental de su base hasta su punta. Cuando la protuberancia estaba erguida, esta línea no era su altura: va desde el borde de la base hasta una punta que se alza sobre el centro de la base. Es la hipotenusa de un triángulo rectángulo cuyos otros dos lados son la altura $h$ y el semiancho de la base $b$: $$h=\sqrt{L^2-b^2}.$$ Medimos $b$ en la topografía de MOLA, transversalmente al eje de la protuberancia en su base, suavizada como en la Tabla 5. Hacia el norte la elevación desciende a 0 km a 1,280–1,400 km del eje, en el borde de Kasei Valles y Chryse; hacia el sur no se alcanza ningún borde, pues el eje corre a lo largo de Valles Marineris y las tierras altas del sur continúan más allá. Tomando el borde norte como el semiancho de una base redonda, $b=1{,}340$ km hoy; el centro de la base se encuentra cerca de 272$^\circ$E, 10$^\circ$S.

Con las medidas actuales la protuberancia se alzaría $$h=\sqrt{2{,}996^2-1{,}340^2}=2{,}680\ \text{km}.$$

En el Marte joven las medidas eran distintas. Marte era 1.5 veces mayor y, de baja densidad y rotación rápida, achatado en un esferoide (Tabla 2). A lo largo de su ecuador elevado, donde yace la protuberancia, las longitudes escalan con el radio ecuatorial $a$: 1.60 veces las actuales a 8.3 horas, 1.64 veces a 7.3 horas. Transversalmente al ecuador, de norte a sur, el achatamiento las comprime, en proporción a $c^2/a$. Por tanto, la hipotenusa crece más que el semiancho de la base:

Cuando partió Fobos, la protuberancia se alzaba 4,580 km (Figura 5). Cada punto de la protuberancia se transforma del mismo modo: un punto a una distancia $s$ del punto oriental de la base, a lo largo de la protuberancia tendida, se alza $\sqrt{s^2-b^2}$ sobre la base cuando la protuberancia está erguida. En la protuberancia tendida el terreno más alto está en la punta —Pavonis y Arsia— y la base yace baja, en Valles Marineris.

C.7La firma gravitacional

Desarrollamos el campo de gravedad GMM-3 de Marte (Genova et al. 2016) hasta el grado 90.

El eje largo del ecuador. El ecuador de Marte no es redondo. En la parte más amplia del campo, el grado 2, su eje largo apunta a 255$^\circ$E: sobre la protuberancia, entre su punta (243.9$^\circ$E) y el centro de su base (272$^\circ$E), y cerca del eje largo de la forma de Marte en 252$^\circ$E (Pregunta y respuesta 5). Un cuerpo que gira simétricamente alrededor de su eje tiene un ecuador redondo; esta parte del campo, por tanto, no se explica por la rotación presente. Es una forma congelada, como en Jápeto.

El máximo amplio. Conservando solo las partes más amplias del campo, los grados 2 y 3 —la gran estructura, no montañas individuales—, el geoide es máximo en 6.5$^\circ$N, 253.5$^\circ$E, entre Pavonis y Ascraeus, en la punta de la protuberancia (Figura 6).

Olympus excluido. Olympus Mons se alza fuera de la protuberancia, un edificio aislado cuya carga es la suya propia. Excluyéndolo del campo completo (dentro de 8$^\circ$, 10$^\circ$ o 12$^\circ$ de su centro; el resultado es el mismo en los tres casos), el geoide más alto y la gravedad de aire libre más intensa se encuentran ambos en 11.5$^\circ$N, 255.5$^\circ$E, sobre Ascraeus, el más septentrional de los tres Tharsis Montes.

Marte aún conserva la protuberancia. El primer grado del modelo de forma MOLA, tomado respecto al centro de masa, da el desplazamiento del centro de figura respecto al centro de masa. Su componente norte–sur, 3.0 km, es el conocido desplazamiento de los hemisferios (Zuber et al. 1998). Su componente en el plano del ecuador es de 1.37 km, hacia 262.7$^\circ$E —sobre el eje de la protuberancia, entre su punta (243.9$^\circ$E) y el centro de su base (272$^\circ$E)—. La figura de Marte aún se abomba hacia la protuberancia: una protuberancia muy suave, exactamente en la dirección de la protuberancia del modelo. El núcleo no necesita haberse movido para que la protuberancia se mantuviera erguida; si está desplazado, el desplazamiento debería apuntar hacia la protuberancia. Su posición actual no está medida, y es una predicción para una futura red sísmica en Marte (Apéndice B, B16).

De la base a la punta. La gravedad de aire libre aumenta de forma sostenida a lo largo de la protuberancia, desde la base oriental hasta la punta:

Tabla 6. Gravedad de aire libre en la superficie, GMM-3 grados 2–90 sin el término de achatamiento $C_{20}$. El color se intensifica de la base a la punta.

C.8 Geología estructural

Anderson et al. (2001) cartografiaron 24,452 grabens y crestas alrededor de Tharsis y los dividieron en cinco etapas, del Noéico al Amazónico. En cada etapa el centro de las fracturas radiales se encuentra en el terreno alto de Tharsis: los grandes centros tempranos en Claritas y Syria, entre la base y la punta, y la última etapa centrada cerca de Pavonis, en la punta de la protuberancia. La mayor parte de la masa de Tharsis estaba en su lugar al final del Noéico, en los primeros cientos de millones de años de Marte (Phillips et al. 2001), y la actividad tectónica a su alrededor fue máxima al principio y disminuyó con el tiempo (Anderson et al. 2001).

C.9Marte frente a los criterios

Estos son los hallazgos en Marte frente a los diez criterios de la Tabla 4:

Tabla 7. La protuberancia de Marte frente a los diez criterios de la Tabla 4. En verde: cumplido. En naranja: se basa en el modelo.

Nueve de los diez criterios se cumplen por observación; el décimo se basa en el modelo. Tharsis tiene todas las marcas que dejaría una protuberancia que se elevó, se rezagó, se tendió hacia el oeste y drenó de vuelta a lo largo de su eje.

DDinámica volcánica en la cúspide

D.1 Gravedad y aceleración lateral a lo largo de la protuberancia

Erguida de nuevo, la protuberancia lleva cada volcán a una altura $\sqrt{s^2-b^2}$ sobre la base, donde $s$ es su distancia al punto oriental de la base (§C.6). A estas alturas la gravedad disminuye con el cuadrado de la distancia al centro de Marte, mientras que la rotación empuja hacia afuera en proporción a ella. Para cada volcán hay un día en el que la línea de corrotación pasa exactamente por su boca; en cualquier día más corto la boca queda más allá de la línea.

Tabla 8. Los tres Tharsis Montes sobre la protuberancia erguida del Marte joven, con el achatamiento incluido y las longitudes estiradas como en §C.6, cada uno en el día en que la línea pasa por su boca. Las posiciones se miden a lo largo de la protuberancia desde su base y transversalmente a su eje; los porcentajes se refieren a la gravedad en la superficie media. En verde: Pavonis.

D.2La condición de peso neto nulo

En la boca de Pavonis la gravedad es de 0.41–0.44 m s$^{-2}$, cerca de una cuarta parte de su valor en la superficie, y la rotación casi la anula: el peso neto es de $-0.17$ m s$^{-2}$ con un día de 7.3 horas (ligeramente hacia afuera) y nulo a 8.3 horas. Un cuerpo liberado allí no necesita ningún empuje para elevarse. Lleva la velocidad lateral de la propia boca, 2.43 km s$^{-1}$ a 7.3 horas y 2.08 km s$^{-1}$ a 8.3 horas, frente a una velocidad orbital kepleriana allí de 2.05–2.08 km s$^{-1}$: la sola rotación le da su órbita.

D.3Por qué Pavonis

Pavonis se alzaba en lo alto de la protuberancia, cerca de su punta, y bajo él yacía el depósito que disparó: su pozo cimero es el más profundo de las cuatro calderas de Tharsis en relación con su anchura, un único pozo circular de unos 5 km de profundidad, el techo de un depósito que se vació y colapsó (§D.4). Ambas lunas partieron de Pavonis, una tras otra. Mientras la protuberancia estaba erguida, cada boca sobre ella se hallaba sobre el centro de su base, a unos 10$^\circ$S; por tanto, ambas lunas comenzaron en órbitas inclinadas unos 10$^\circ$, y el anillo redondeó las órbitas y redujo la inclinación a 1.09$^\circ$ (Fobos) y unos 1.8$^\circ$ (Deimos) (§F.1).

D.4La geometría de la cámara magmática

El modelo no necesita una cámara magmática profunda ni un largo conducto de alimentación. Bajo la cima de Pavonis yacía un depósito somero, a unos 5 km de profundidad: el pozo cimero de Pavonis, de 47 km de anchura, tiene unos 5 km de profundidad (Crumpler et al. 1996; NASA/JPL PIA25157), y un pozo de esa profundidad es el techo de un depósito que se vació y colapsó.

Antes de que partieran las lunas, la boca sobre el depósito era mucho más estrecha que el pozo actual —aproximadamente tan ancha como el tapón que contenía, unos 20–23 km— y el tapón tuvo que ser empujado a través de ella. El pozo se ensanchó hasta 47 km solo cuando su techo colapsó tras los disparos. En esta boca estrecha Fobos fue estriado y sus bloques rodaron (§K.1, K.3).

D.5 Mecánica de la eyección

El gas que se acumuló bajo el tapón, con una sobrepresión del tipo medido en volcanes de la Tierra, lo empujó hacia afuera a lo largo de su propia longitud. A modo de comparación: antes de las explosiones vulcanianas de Soufrière Hills, Montserrat, en 1997, la capa densa del conducto necesitó unos 30 MPa para romperse, y el material bajo ella se fragmentó tras una descompresión de solo unos pocos MPa (Burgisser et al. 2010). Las explosiones vulcanianas lanzan bloques a hasta unos 400 m s$^{-1}$ (Fagents & Wilson 1993; Clarke et al. 2015). La velocidad que el gas imprime a un tapón empujado a lo largo de su propia longitud es $v\approx\sqrt{2\Delta p/\rho}$:

Tabla 9. Lo que el volcán añade a la órbita de Fobos (densidad del tapón 1,600 kg m$^{-3}$). El color se desvanece a medida que el empuje estira la órbita.

La presión no eleva nada; su único papel es abrir la boca. La órbita procede de la rotación, y cuanto más suave es la liberación, más redonda es la órbita. Por tanto, la explicación tiene un amplio margen, por debajo de las presiones volcánicas ordinarias.

E La secuencia de eyección

El material salió a través de la protuberancia todo el tiempo. Sus volcanes entraron en erupción una y otra vez, y la mayor parte de lo que lanzaban volvió a caer a Marte, o alcanzó el borde interior del anillo y regresó (§H.5). Como eyecciones, las lunas no son sucesos únicos. Lo único en ellas es que quedaron atrapadas en órbita, o cruzaron la línea de corrotación, y permanecieron.

E.1La primera liberación – Deimos

Al principio, mientras Marte aún giraba en 7.3 horas, la boca de Pavonis Mons se hallaba unos 1,090 km más allá de la línea de corrotación, que entonces estaba a 9,080 km del centro de masa.

El primer tapón, algo menor y más ligero que Fobos, fue liberado llevando la velocidad lateral de la boca en rotación, 2.43 km s$^{-1}$ —más de lo que necesita una órbita circular a ese radio—. Con este exceso de velocidad entró en una órbita larga (Figura 8): su punto cercano a 10,170 km, su punto lejano a 23,990 km, excentricidad $e=0.41$, y una inclinación de unos 10$^\circ$ respecto al ecuador del Marte joven. En cada revolución a lo largo de esta órbita cruzaba el anillo ecuatorial, cuyo material se mueve en círculos, a cientos de metros por segundo: el anillo lo retuvo, lo desgastó y con el tiempo redondeó su órbita (§F).

E.2Deceleración rotacional

Entre las dos liberaciones Marte se frenó de 7.3 a unas 8.3 horas, y el frenado continuó hasta que el día se estabilizó en 24.6 horas. El freno no son las lunas, cuya masa es despreciable, sino el material que salió a través de la línea de corrotación: agua, vapor, gas y polvo que alcanzaron la línea se llevaron el momento angular de una órbita allí. El balance:

Tabla 10. Momento angular de un Marte joven homogéneo, en función de la duración de su día, frente al actual ($0.3644MR^2$, 24.62 h). La masa es la cantidad de material que debe cruzar la línea de corrotación para eliminar el exceso de momento angular; cada kilogramo lleva el momento angular de una órbita circular en la línea, de 9,080 km a 20,428 km. El color se desvanece con la carga.

Las lunas no desempeñan papel alguno en este balance: el momento angular orbital de Fobos es cerca de una millonésima de la rotación del Marte joven. En la ventana entre 7.3 y 8.3 horas, un 6–11% de la masa de Marte debe salir de este modo: cerca de la mitad de lo que necesitaría un Marte de cinco horas, y entre una quinta y una tercera parte del agua que contenía un Marte joven rico en agua. La contracción de Marte, de 5,084 a 3,390 km, hace la carga mayor, no menor: si Marte hubiera conservado su momento angular mientras se contraía, habría acelerado su rotación en un factor de 2.5, y el freno tuvo que ser lo bastante fuerte para superar también eso. Un Marte joven del tamaño actual, girando en 8.5 horas, necesitaría perder solo un 2–3% de su masa.

E.3La segunda liberación – Fobos

Cuando Marte se hubo frenado más, a unas 8.3 horas, la línea de corrotación se había desplazado hacia afuera hasta 9,870 km, al nivel de la boca de Pavonis Mons. El segundo tapón, Fobos —mayor y más duro que el primero, $1.02$ veces su tamaño actual—, fue liberado allí llevando la velocidad lateral de la boca de 2.08 km s$^{-1}$, casi exactamente la velocidad de una órbita circular a esa altura:

Tabla 11. Las órbitas de cuerpos liberados desde la boca de Pavonis Mons a medida que Marte se frena, sin empuje adicional. La ventana se cierra a 8.3 horas. En verde: la órbita casi circular en la que fue situado Fobos, justo en la línea.

Fobos entró directamente en una órbita casi circular justo fuera de la línea, en el borde interior del anillo, moviéndose con él casi a su velocidad.

FDinámica del anillo planetario

F.1Formación del anillo y amortiguamiento orbital

El anillo se construyó antes de las liberaciones, alimentado directamente por el propio Marte: vapor y material fino de cada fisura que alcanzaba la línea de corrotación —la altura a la que girar con Marte ya es una órbita— entraron en órbita, se condensaron en granos de hielo y polvo, y se asentaron en un disco ecuatorial desde la línea hacia afuera. Más allá de unos 13,000 km el material se reunió en agregados.

El material del anillo se mueve en círculos, y un cuerpo que vive en él durante largo tiempo toma de él su órbita: circular y ecuatorial. Este es el amortiguamiento por el que los discos de gas y escombros redondean las órbitas de los cuerpos que contienen y las aplanan en el plano ecuatorial. Un anillo alrededor de Marte se ha propuesto antes, por otros motivos: a partir de una resonancia que inclinó a Deimos (Ćuk et al. 2020), y como una etapa de un ciclo de anillos y lunas (Hesselbrock & Minton 2017). Este amortiguamiento es la razón por la que las dos lunas están hoy en órbitas tan casi circulares: Deimos con solo $e=0.0003$.

F.2La interacción dividida

Los destinos muy distintos de las dos lunas proceden de las distintas condiciones en que se encontraron con el anillo. Tres factores actúan en el mismo sentido:

Tabla 12. Dos cuerpos, un anillo: cómo respondió cada luna a él.

En la órbita larga de Deimos, el arrastre del anillo añadía velocidad donde el cuerpo era más lento, en el extremo lejano de su órbita, donde se movía más despacio que el anillo, y así elevó gradualmente el extremo cercano: la órbita se redondeó hacia afuera. Con su solo momento angular, Deimos se redondearía cerca de 14,300 km; el anillo, más rápido que él en el extremo lejano, lo lleva más hacia afuera.

F.3 El límite de velocidad

El anillo se mueve en círculos a la velocidad de una órbita. Puede llevar a un cuerpo más lento hasta que las velocidades se igualen —como hizo con Deimos, en el extremo lejano de su órbita larga—, pero no puede dar a un cuerpo más que su propia velocidad. Fobos partió casi a la velocidad de una órbita en la línea; no había diferencia de velocidad entre él y el material del anillo, y el anillo no tenía nada que darle.

F.4La correa de gas

En su borde más interior, junto a la línea, el anillo es sobre todo gas tenue. El gas sostenido en parte por su propia presión se mueve algo más despacio que una órbita, de modo que Fobos encontró allí un débil viento en contra: el mismo viento en contra que un disco de gas ejerce sobre los cuerpos sólidos que contiene, la base de la teoría del crecimiento de los planetas (Weidenschilling 1977).

La marea empujaba a Fobos hacia afuera con una aceleración de solo unos $10^{-11}$ m s$^{-2}$; para equilibrarla, un viento en contra de unos 100 m s$^{-1}$ necesita una densidad de gas de solo $3$–$8\times10^{-8}$ kg m$^{-3}$, tan tenue como el aire de la Tierra a unos 115 km. Siguió un equilibrio: la marea empujaba, el gas retenía, y Fobos permaneció en el borde interior, justo fuera de la línea. A medida que Marte se frenaba, la línea se desplazaba hacia afuera; el borde interior del anillo se desplazaba con ella y llevaba consigo a Fobos.

F.5 La disipación del anillo

El vapor que frenó a Marte es el vapor que alimentó el borde interior del anillo. El anillo se alimentó mientras el suelo estuvo suelto. El Marte joven —caliente, de rotación rápida y aún no diferenciado— tenía una corteza que aún no estaba compactada, y sus volátiles escapaban libremente a través de ella: todo lo que expulsa volátiles actuaba a la vez, y al principio el anillo era masivo. Con el tiempo el suelo se cerró. A medida que la rotación se frenaba y el interior seguía diferenciándose, el confinamiento se hizo más fuerte; a medida que la corteza se enfriaba y se engrosaba, llegó a ser completo. La desgasificación volcánica en Marte sigue el mismo curso: más eficiente antes de hace unos 4,100 millones de años, en fuerte declive a lo largo del Hespérico, e insignificante después (Grott et al. 2011).

Cuando el confinamiento fue completo, y Marte hubo perdido su agua y se acercaba a su rotación actual, el flujo de vapor cesó y el anillo se secó: su material se dispersó, volvió a caer dentro de la línea como escarcha y polvo, o se evaporó. Fobos se hallaba entonces cerca de 19,000 km, y el día de Marte era de unas 22 horas.

El secado avanzó de fuera hacia dentro: el anillo se alimentaba solo en su base interior, en la línea; sus partes lejanas recibían material solo por dispersión, y más allá de 13,000 km su material se reunió en agregados que ya no se comportaban como un anillo.

F.6Datación de la disipación

La órbita actual de Fobos permite datar el secado hacia atrás. Desde el momento en que el anillo y su banda de gas desaparecieron, Fobos cayó hacia el interior; recorrer su caída hacia atrás con la fricción mareal medida hoy da el tiempo, y el lugar en que se hallaba da el día de Marte entonces:

Tabla 13. Cuándo se secó el anillo, a partir de la órbita actual de Fobos (fricción mareal $k_2/Q=1.816\times10^{-3}$, constante). 19,500 km es el límite superior: más allá, el anillo se habría secado antes de que Marte existiera. Un Marte más blando después del secado haría la caída más rápida y el secado más tardío.

La lectura más probable sitúa el secado del anillo hace 3,500–3,900 millones de años, con un día de unas 22 horas.

GMecánica mareal

Más allá de la línea de corrotación, la marea del Marte joven —caliente, blando y menos viscoso— empuja una luna hacia afuera. El ascenso es más rápido para una luna más pesada y para un Marte mayor:

Tabla 14. Ascensos mareales de las lunas en el Marte joven (radio 5,084 km), según la masa del cuerpo y la fricción mareal de Marte.

Deimos fue llevado hacia afuera mientras aún era pesado, antes de ser desgastado, y Marte aún era grande, y superó los 20,428 km —la posición final de la línea— antes de que la línea llegara allí; el anillo exterior acortó el ascenso. Fobos, el más pesado, habría ascendido deprisa, pero la correa del borde interior del anillo lo retuvo junto a la línea (§F.4), y se desplazó hacia afuera solo tan deprisa como la línea. Cuando el anillo se secó, cerca de 19,000 km y con un día de unas 22 horas, la línea lo sobrepasó. Desde entonces Fobos estuvo dentro de la línea, y la marea lo atrajo de vuelta: lentamente al principio, porque estaba cerca de la línea, donde la marea es débil. Recorrer su caída hacia atrás con la fricción mareal actual lo sitúa a 19,100–19,500 km hace 3,900–4,500 millones de años.

La caída fue lenta al principio y rápida al final:

Tabla 15. La caída de Fobos desde el secado del anillo hasta hoy, con la fricción mareal actual. En los primeros tres mil millones de años cayó solo 3,800 km; en los últimos 400 millones de años, más de 4,000 km.

La correa, por tanto, tuvo que resistir hasta las etapas finales del frenado de Marte. Si el anillo se hubiera secado pronto, mientras Fobos aún estaba cerca de 9,900 km, la línea lo habría sobrepasado allí, y con la fricción mareal actual habría caído a su órbita presente en menos de cien millones de años y se habría fragmentado poco después.

HEl drenaje posterior a la eyección

H.1Relajación y la elevación de Tharsis

Con los dos cuerpos ya partidos y las bocas abiertas, y a medida que la rotación disminuía, el interior se diferenciaba y el planeta se enfriaba, la protuberancia regresó. Se hundió y se tendió lentamente y hacia el oeste, en el sentido en que se había inclinado (§C.4). Su cuerpo es hoy la elevación de Tharsis.

Los volcanes que se alzaban sobre la protuberancia se alzan ahora sobre el suelo, entre ellos Pavonis Mons, con el único pozo profundo del que partieron las dos lunas. Al regresar la protuberancia, el material fluido o viscoso de su interior drenó de vuelta desde la punta hasta la base, a lo largo de su eje y pendiente abajo hacia el este.

H.2El cuello

Entre la punta y el centro de la base, sobre el eje de la protuberancia (a menos de 70 km de él, a 1,750–2,460 km del punto oriental de la base), yace Noctis Labyrinthus: una red de fosas y hoyos que se cruzan entre sí y dejan bloques entre ellos, como una losa rota (Figura 9). Hacia el este las fosas se unen en un único canal amplio: la cabecera de Valles Marineris.

Los bloques se forman cuando la corteza es estirada en varias direcciones a la vez; el estiramiento en una sola dirección da solo grietas paralelas. Los hoyos muestran que el material bajo la superficie se retiró y el terreno sobre él se hundió. En la lectura aceptada, la red es un conjunto de grabens en la cima de la elevación de Tharsis, con colapso tras la retirada del material inferior.

En esta explicación, en el cuello yacía una gran masa, en el centro del descenso de la protuberancia. Al regresar la protuberancia, las placas de su superficie descendieron desde arriba. Donde la pendiente empinada se encontraba con la suave, el cambio de ángulo las dobló y las rompió en bloques. El suelo fluido o viscoso bajo ellas se extendió lateralmente, como se extienden los continentes pero a pequeña escala, y separó consigo las placas rotas; las fosas son los huecos entre ellas. El laberinto es así la cabecera del drenaje: como los afluentes de un río, sus fosas se reúnen en un canal principal que corre hacia el este.

Los surcos alrededor del cuello. Al norte del laberinto, entre el ecuador y unos 3$^\circ$S, y a su sureste cerca de 16$^\circ$S, el terreno está cortado por surcos largos, rectos y paralelos (flechas en la Figura 9). En la lectura aceptada son grabens del sistema de fracturas de Tharsis (§C.8). En esta explicación son el estiramiento del mismo descenso: la superficie que descendió de la protuberancia fue estirada hacia el suelo que se extendía, y donde no se rompió en bloques se abrió en grietas paralelas.

H.3 El conducto axial

Valles Marineris es la ruta por la que el material interior de la protuberancia fluyó hacia el este a medida que la protuberancia se hundía, pendiente abajo. Tres hallazgos lo respaldan.

Corre a lo largo del eje. Durante unos 1,700 km, desde el interior de la base hasta su punto oriental, el fondo del cañón corre 100–360 km al norte del eje de la protuberancia y casi paralelo a él. El cañón no cruza la protuberancia; la sigue. (El punto oriental de la base se situó a su vez en el cañón; que este continúe a lo largo del eje durante 1,700 km no se deriva de esa elección.)

Su fondo desciende hacia el este. Medido en MOLA desarrollado hasta el grado 719 (unos 15 km) y respecto al areoide calculado a partir de GMM-3 —el nivel a lo largo del cual fluye un fluido—:

Tabla 16. El fondo de Valles Marineris, el punto más profundo en cada longitud. El color se intensifica a medida que el fondo desciende hacia el este; los fondos profundos más estrechos que la resolución quedan suavizados.

Un descenso total de unos 10 km de oeste a este, en el sentido del flujo.

Le falta masa. La gravedad de aire libre sobre el cañón es de unos $-500$ mGal (Tabla 6): un canal por el que pasó material y del que salió.

H.4La cuenca y el desborde

El fondo no desciende hasta la salida oriental: desde su punto más profundo se eleva unos 0.8 km antes de la salida oriental. Esto es una cuenca. Harrison & Chapman (2008) la hallaron en las paredes interiores del cañón: escarpes y terrazas a lo largo de unos 1,500 km, todos a una misma cota, $-3{,}560$ m, el nivel de un lago que llenó el centro del cañón. El lago se desbordó en el extremo oriental, en Eos Chasma, hacia el caos y los canales de desagüe; la erosión cerca del punto de desborde corre de este a oeste. Las paredes interiores conservaron el nivel del flujo, y la salida fue hacia el este.

Las cuencas del cañón se abren hacia el ecuador. En su lado norte, Hebes, Ophir, Candor y Juventae Chasmata yacen como depresiones separadas, y desde Juventae el canal de Maja Valles corre hacia el norte (Figura 10). En el extremo oriental, Eos y Capri Chasmata se abren al caos de Aurorae e Hydraotes, y desde allí los canales de desagüe Simud y Tiu corren hacia el norte en dirección al ecuador y hasta Chryse, con Ares Vallis al este de ellos (Figura 11).

Baker & Milton (1974) describieron en estos canales colinas aerodinámicas y surcos longitudinales, como los de las grandes inundaciones de las Channeled Scablands en la Tierra; una colina aerodinámica apunta su cola aguas abajo. A nuestra resolución los fondos de estos canales son casi horizontales ($-4.2$ a $-3.9$ km); su dirección la muestran sus formas, no su pendiente.

H.5 La procedencia del polvo

El anillo no estaba hecho solo de vapor. Además de la enorme cantidad de volátiles que lo construyeron, los volcanes de la protuberancia expulsaron material marciano sólido —materia del propio Marte— que no alcanzó una órbita propia: disparos más débiles que los de las dos lunas, y los escombros de las bocas. Alcanzó la parte interior del anillo, y la mayor parte regresó a Marte. Mientras estuvo en el anillo fue triturado, contra el material del anillo y contra sí mismo, en pequeños fragmentos y polvo fino.

Cuando el anillo se secó, su agua fue disociada por la luz solar y el viento solar, y el hidrógeno ligero escapó al espacio; el isótopo pesado, el deuterio, se quedó, y el agua que quedó en Marte se enriqueció en él. El polvo fino que el anillo había retenido cayó sobre Marte, sobre todo cerca del ecuador, junto con escarcha.

En esta explicación, esa es la fuente del polvo de Marte: un material fino extendido por todo el planeta, de composición muy parecida dondequiera que se ha medido (Berger et al. 2016). La visión aceptada busca su fuente en el suelo, en depósitos erosionados por el viento, el mayor de los cuales es la Formación Medusae Fossae (Ojha et al. 2018). El polvo que pasó su tiempo en el anillo lleva lo que el anillo le dio: una edad superior a 4,000 millones de años, la composición del regolito de Fobos, y granos que llevan helio y neón del viento solar; debería ser más abundante en la amplia banda ecuatorial (predicción N.8). La pérdida del anillo dejó la superficie seca.

H.6Los volátiles residuales

El agua del interior de Marte no tuvo que volver a entrar cuando la protuberancia se hundió: la mayor parte nunca salió. El vapor que alimentó el anillo y el gas bajo la boca, que hizo estallar los tapones, fueron la parte de los volátiles que encontró una salida a través de fisuras y bocas.

El resto quedó sellado bajo la corteza, y allí permanece hoy, en los poros de la corteza media donde lo halló InSight.

La Parte I describió la secuencia de sucesos mecánicos e hidrodinámicos en la historia temprana del sistema. La Parte II expone la evidencia geomorfológica y geofísica que esta secuencia dejó tras de sí, lugar por lugar. Cada sección contrasta la observación con lo que el modelo dice sobre ella, y da los números.

ILa caldera cimera

I.1 La geometría de la caldera

Pavonis Mons se eleva unos 14 km sobre el nivel medio de Marte sobre una base de unos 375 km de anchura. Su caldera cimera es un único pozo circular de 47 km de diámetro y casi 5 km de profundidad. Es un cilindro de paredes empinadas, no un cuenco somero; al noreste se encuentra una depresión secundaria, más amplia y más somera, de unos 90 km de diámetro (USGS/IAU Gazetteer; NASA/JPL). La razón entre profundidad y anchura, de unos 0.10, es la medida de cuánto la cima es un barril.

Una comparación de las cimas de Tharsis pone de relieve lo que es propio de Pavonis:

Tabla 17. La geometría de las cuatro calderas de Tharsis. El verde marca Pavonis: un único pozo, estrecho y profundo frente a los de las demás montañas. Las profundidades marcadas «por medir» pueden leerse en la topografía de MOLA.

I.2 El balance de volumen

El volumen de la caldera de Pavonis, tomada como un cilindro de 47 km de anchura y 4.8–5.0 km de profundidad, es de 8,300–8,700 km$^3$. Las dos lunas contienen hoy unos 5,740 km$^3$ (Fobos) y unos 1,000 km$^3$ (Deimos), en total unos 6,740 km$^3$.

El pozo es, por tanto, de la escala de los dos tapones que salieron de él. No es un molde de los propios cuerpos sino el espacio que colapsó tras los disparos, de modo que no fija su tamaño.

I.3 El colapso de la caldera

Cuando los tapones hubieron salido, el depósito somero bajo la boca perdió lo que sostenía su techo. El techo no puede mantenerse, y cae verticalmente hacia dentro.

Un pozo empinado, profundo y circular es lo que deja un depósito cuando su techo colapsa verticalmente; su profundidad, de unos 5 km, es la profundidad del depósito (§D.4). El modelo espera que una medición de la gravedad bajo la caldera muestre la masa faltante de un depósito que disparó (predicción N.5).

JEl registro de Deimos

J.1 El satélite amortiguado

Deimos es el cuerpo pequeño más liso visto hasta ahora cerca de Marte. Sus depresiones son someras y desgastadas, y no tiene estrías ni largas marcas de arrastre. Medidas en los modelos de forma de Ernst et al. (2023) del mismo modo para ambas lunas, las depresiones de más de 0.7 km de anchura en Deimos tienen una profundidad mediana del 1.9% de su anchura, frente al 5.5% en Fobos; el 84% de ellas son menos profundas que el 6% de su anchura, frente al 56% en Fobos, y solo el 3% son más profundas que el 12%, frente al 13%.

Su órbita es casi un círculo perfecto (excentricidad 0.0003), cercana al plano ecuatorial, y se encuentra más allá del radio de corrotación: la distancia a la que un cuerpo que gira con el planeta ya se mueve a la velocidad de una órbita libre. Una órbita circular y ecuatorial junto con una cara lisa y desgastada son las marcas de un cuerpo que pasó mucho tiempo en un anillo: el anillo lo llevó a una órbita circular y ecuatorial, y sus partículas lo desgastaron.

Deimos da la vuelta más despacio de lo que gira Marte, y así ha sido a lo largo de toda la historia del sistema: a 14,300 km, donde su órbita se volvió redonda, daba la vuelta en 14.4 horas frente a un día marciano de 7.3–8.3, unas 0.5–0.6 veces por día; hoy, a 23,463 km, da la vuelta en 30.3 horas frente a 24.6, 0.8 veces por día. Siempre ha estado más allá de la línea. La línea se desplazó hacia afuera tras él y nunca lo alcanzó: lo inverso de Fobos (§K.8).

J.2El perfil de ablación de masa

El desgaste y el arrastre en el anillo eliminan material. Deimos salió de la boca de Pavonis considerablemente mayor que ahora, pero no mayor que Fobos, y salió liso: como primer tapón de la boca no rozó sus paredes. Cuánto perdió durante su estancia en el anillo depende de su diámetro al partir:

Tabla 18. Deimos al partir y en el anillo: mayor que hoy, no mayor que Fobos. El color se intensifica con la fracción desgastada a medida que crece el diámetro al partir.

J.3La composición rica en volátiles

Deimos es mucho más ligero que Fobos: 1,471 kg m$^{-3}$, frente a 1,853–1,887 kg m$^{-3}$. La diferencia respalda directamente el orden de los sucesos del modelo. El primer tapón (Deimos) procedía de la parte superior de la boca, de la parte más joven de la corteza, la más rica en agua, vapor y gas atrapado. El segundo tapón (Fobos) se formó más tarde y a mayor profundidad en la boca vaciada, a partir de material que ya se había secado y compactado.

El orden de las densidades es el orden de los disparos, y es también el orden en que Marte se secó. Entre las dos liberaciones Marte perdió grandes cantidades de agua y gas a través de la línea de corrotación: esa pérdida es lo que frenó su rotación de 7.3 a 8.3 horas (§E.2). Deimos estaba hecho de un planeta aún lleno de agua; Fobos, una hora de rotación después, de uno parcialmente seco, y por eso es el más denso de los dos.

Las lunas son muestras de la corteza del Marte joven: entre un tercio y la mitad de cada una es espacio vacío, una espuma que se congeló, y sus densidades, 1,471 y unos 1,860 kg m$^{-3}$, son las de las capas superiores de un planeta cuya densidad media era de solo unos 1,170 kg m$^{-3}$ —ligero, poroso y rico en agua—.

KEl registro de Fobos

K.1La evidencia de las estrías

La superficie de Fobos está surcada por extensas y coherentes familias de largas estrías paralelas (Thomas et al. 1979; Murray & Heggie 2014). En el modelo de este artículo son las marcas de las paredes de la boca. Antes de que partieran las lunas, la boca de Pavonis era mucho más estrecha que su pozo actual, aproximadamente tan ancha como el tapón que contenía, y el tapón fue empujado a través de ella a alta presión (§D.4).

El vapor y los fragmentos que abrieron la boca no dejaron lisa su pared: la dejaron acanalada con placas largas, finas y duras que sobresalían de la pared, como las láminas bajo el sombrero de una seta. Un tapón duro y seco empujado a través de una boca acanalada así, y presionado contra un lado de ella por la fuerza de Coriolis (un cuerpo que asciende a través de un planeta en rotación se queda atrás respecto a la velocidad de las paredes y es desviado hacia el oeste), es cortado por las placas a lo largo de toda su longitud, paralelamente a su movimiento.

Un análogo moderno son las espinas sólidas extruidas del cráter del Monte Santa Helena en 2004–2006, que dejaron el conducto estriado en su dirección de movimiento (Cashman et al. 2008). Las estrías de Fobos sobrevivieron porque permaneció solo brevemente en el tenue borde de un anillo menguante y perdió cerca del 1% de sí mismo, una capa de unos 40 m.

K.2La relajación posterior a la eyección

Fobos salió de la boca alargado y blando, caliente y estirado en el sentido de su movimiento, y sus estrías se cortaron rectas a lo largo de ese eje. En el espacio, al enfriarse, se asentó gradualmente hacia una forma más redonda, y las estrías, llevadas en su superficie, se curvaron con él.

Hoy las estrías forman unas pocas familias grandes y coherentes a lo largo de todo el cuerpo, curvadas en lugar de rectas (Figura 16). En el modelo son estrías que eran rectas cuando se cortaron, sobre un cuerpo que cambió su forma después; restituir la forma actual a la alargada debería enderezarlas (predicción N.2).

K.3Los hoyos de rodamiento

Las cadenas de hoyos que corren junto a las estrías, paralelas a ellas, son un segundo registro del mismo paso a través de la boca, hecho con una herramienta distinta. Los bloques atrapados en el estrecho hueco entre el tapón y la pared no rebotaron: fueron retenidos contra la pared y presionados contra la superficie blanda del tapón.

A medida que el tapón pasaba, rodaron a lo largo de él como las bolas de un rodamiento, y cada protuberancia de un bloque imprimió un hoyo en cada vuelta. Este mecanismo explica las propiedades de las cadenas:

• Una cadena es recta y paralela al movimiento.

• Sus hoyos están espaciados de forma regular, con un espaciado fijado por la circunferencia del bloque y el número de sus protuberancias.

• Corre hacia el extremo trasero del cuerpo, que pasó junto a los bloques atrapados en último lugar.

• Estrías y cadenas se hicieron al mismo tiempo y en la misma dirección, de modo que las cadenas siempre corren junto a las estrías y nunca las cruzan.

Cadenas de hoyos y cráteres de impacto. Las cadenas no son cadenas de impactos secundarios. Un cráter de impacto que cae sobre una estría la corta y borra la parte sobre la que cae; tales cráteres existen en Fobos, superpuestos a estrías (Figura 17, centro). Las cadenas hacen lo contrario: mantienen la dirección de las estrías y nunca las cortan. Junto a ellas Fobos lleva verdaderos cráteres de impacto, de tres generaciones: antiguas oquedades someras y redondeadas de la época del anillo; cráteres pequeños y nítidos hechos por material que se movía en el anillo casi al paso de Fobos; y cráteres nítidos y jóvenes hechos después de que el anillo hubiera desaparecido (§L).

K.4El ápice delantero

Stickney, de 9 km de diámetro (centro según la IAU 1$^\circ$S, 49$^\circ$W), se encuentra en el extremo romo de Fobos. En el modelo de forma de Ernst et al. (2023) su centro se halla al 79% del camino desde la punta aguda hasta la roma, y su borde llega a menos de 0.4 km de la punta roma, en la esquina orientada hacia el lado delantero (Figura 19).

En el modelo, el extremo romo del tapón encabezó el ascenso a través de la boca. En la salida de la boca el extremo delantero encontró el material en su camino y lo empujó hacia afuera, y la oquedad dejada por ese encuentro es Stickney. Stickney se formó, por tanto, después de las estrías, cuyos restos se ven en su fondo (§K.5).

Una segunda lectura. Queda abierta una segunda lectura: Stickney como la marca de un cuerpo sólido, que ya se movía en el anillo antes de que partiera Fobos, encontrado por un Fobos aún caliente. Un impactor de 1.5–2 km a una velocidad relativa de unos 1 km s$^{-1}$ basta; tal impacto habría frenado a Fobos en unos 1 m s$^{-1}$. Ambas lecturas sitúan la formación de Stickney en un Fobos caliente y blando, y ambas lo hacen más joven que las estrías.

K.5La deformación dentro del cráter

Las estrías del fondo de Stickney se cortaron en el tapón antes de que se formara la oquedad, y fueron aplastadas en el encuentro. En el modelo de forma de 36 m de Ernst et al. (2023) comparamos el fondo de Stickney, dentro de la mitad de su radio y sin el cráter interior posterior Limtoc, con un anillo a su alrededor, de 1.2 a 2 radios (Figura 18). Se aplicó el mismo filtro a ambos: selecciona fosas largas de 50–350 m de anchura en cualquier dirección y elimina la curvatura del cuenco. Para juzgar si la diferencia es inusual, se repitió la misma comparación en 80 lugares aleatorios de Fobos.

Las mediciones dieron los siguientes valores:

Tabla 19. Estrías en el fondo de Stickney y a su alrededor, medidas con el mismo filtro. El color se intensifica según lo inusual que es Stickney entre 80 lugares aleatorios de Fobos.

Dentro, las estrías conservan la mayor parte de su profundidad pero son más anchas, y las nítidas casi han desaparecido; en nitidez el fondo está por debajo del 89% de los lugares aleatorios. Esta es la forma de una estría aplastada, no de una cortada de nuevo o cubierta. Ningún material suelto fluyó hacia dentro para rellenar el fondo: las estrías en él están aplastadas, no enterradas.

El modelo de forma a esta resolución suaviza las estrías a unos pocos metros de relieve, frente a decenas de metros en las imágenes, de modo que el contraste que da es una cota inferior; datos de mayor resolución deberían mostrarlo con más nitidez (predicción N.2).

K.6 Asimetría de masa y desplazamiento del centro de masa

El centro de masa de Fobos no está en su centro geométrico: está desplazado hacia su extremo romo. Esta distribución se fijó en el depósito, por la rotación rápida del Marte joven, antes de que el tapón saliera de él. En la cima de la protuberancia erguida la rotación superaba a la gravedad: la tracción neta sobre el tapón apuntaba hacia afuera, hasta 0.17 m s$^{-2}$ (Tabla 1, §D.2). Bajo esta tracción invertida el material más denso se reunió en el extremo exterior del tapón, y el tapón partió con ese extremo por delante. El gas que presionaba desde abajo empapó la parte inferior del tapón y la espumó en la salida de la boca, mientras el frente se compactaba contra el material que encontraba en su camino: un frente denso y una parte trasera ligera y espumosa.

Cuando Fobos salió de la boca, su extremo pesado iba por delante, apuntando en sentido opuesto a Marte (Figura 19). Hoy mira hacia Marte. La rotación situó el extremo pesado hacia afuera; la gravedad de Marte lo giró después hacia el planeta, en 180$^\circ$. La marea mantiene el eje largo de Fobos orientado hacia Marte, pero no distingue por sí sola un extremo del otro; cómo se completó el giro se expone como un requisito del modelo (§O). La predicción se mantiene en cualquier caso: el centro de masa de Fobos está desplazado hacia Marte, hacia su extremo romo, en 300–500 m (predicción N.6).

Examinamos si el empuje del anillo, que retuvo a Fobos en la línea de corrotación durante todo el proceso (§F.4), podría haber girado su centro de masa. El empuje actúa sobre el cuerpo en su conjunto, y el centro de masa, desplazado 300–500 m, le da un brazo de palanca; la marea, que mantiene el eje largo orientado hacia Marte, es más fuerte en un factor de veinte millones a cien millones (entre 19,000 y 9,900 km). El empuje podría girar el extremo pesado menos de una millonésima de grado. Por tanto, se desprecia el giro del centro de masa por el anillo.

K.7La reconstrucción de la paleoórbita

Fobos da hoy la vuelta a Marte en 7.65 horas —3.2 veces en cada día marciano— a 2.14 km s$^{-1}$. Su órbita es casi circular (excentricidad 0.015) y está a menos de un grado del plano ecuatorial. Dentro de la línea de corrotación, todo cuerpo da la vuelta más rápido de lo que gira el planeta; la marea que levanta se queda atrás respecto a él y lo frena, y desciende en espiral. Eso es lo que está haciendo Fobos, y lo que ha hecho desde que la línea en movimiento lo sobrepasó, a unos 19,000 km (§F.5, G).

La integración hacia atrás que sigue no depende de cómo alcanzó Fobos esa altura; fija solo dónde se hallaba cuando comenzó su caída:

Tabla 20. Fobos recorrido hacia atrás con la fricción mareal medida hoy para Marte ($k_2/Q=1.816\times10^{-3}$). En todos los casos el punto de partida de la caída se encuentra a pocos por ciento de la línea de corrotación de un Marte ya frenado, y desde entonces ha caído.

K.8La conmensurabilidad 3.2

Cuando comenzó su caída, Fobos y Marte iban casi al mismo paso: a unos 19,100 km Fobos daba una vuelta en 22.3 horas, y Marte giraba una vez en unas 22 horas: cerca de una órbita por día marciano. La razón de 3.2 observada hoy se construyó después, por dos cambios que actuaron juntos en el mismo sentido:

Fobos cayó, y la caída lo hizo más rápido. La velocidad de una luna está fijada por su distancia al centro del planeta: cuanto más cerca, más rápida. La marea frena a Fobos y le quita energía, y desciende; al descender se acelera, de unos 1.50 km s$^{-1}$ a 19,100 km a 2.14 km s$^{-1}$ a 9,375 km. Su periodo se acortó de 22.3 a 7.65 horas: un factor de 2.9.

Marte se frenó. El planeta siguió perdiendo rotación con el agua, el gas y el vapor que salían de él a través de la línea de corrotación, el anillo entre ellos: un anillo fuera de la línea se lleva la rotación que contiene, y cuando desapareció esa rotación no regresó. El día marciano se alargó de unas 22 a 24.6 horas: un factor de 1.1.

Los dos cambios juntos dan la razón actual:

Tabla 21. De una órbita por día a 3.2. Fobos comenzó casi al mismo paso que Marte; su caída y el frenado de Marte produjeron juntos la razón observada hoy. El color muestra la creciente diferencia entre la velocidad de la luna y la rotación del planeta.

LLas firmas del anillo

• Dos órbitas ecuatoriales. Ambas lunas giran alrededor de Marte a menos de dos grados del plano ecuatorial y en órbitas casi circulares. Esta es evidencia dinámica directa de un anillo antiguo: un anillo en el plano ecuatorial atrae a ese plano todo cuerpo que lo cruce y absorbe su exceso de movimiento hasta que su órbita es redonda.

• Una cara que sigue el tiempo y el lugar en el anillo. Las superficies de las dos lunas reflejan dónde estuvieron en el anillo y durante cuánto tiempo. Deimos permaneció mucho tiempo en el corazón del anillo: es liso y redondeado, y está en el círculo más perfecto (excentricidad 0.0003). Fobos solo encontró el tenue borde interior de un anillo menguante: no fue alisado, conservó la cara estriada y áspera que recibió en la boca, y quedó con una pequeña excentricidad (0.015).

• La inclinación de Deimos. El anillo dejó a Deimos en un círculo en el plano ecuatorial; su inclinación actual de unos 1.8$^\circ$ no es original: se añadió más tarde, en el paso por una resonancia con una luna interior masiva. En la literatura aceptada esta inclinación se ha interpretado, de forma independiente, como la huella de un anillo pasado alrededor de Marte (Ćuk et al. 2020). Un trabajo independiente sitúa así ya un anillo alrededor del Marte joven.

• Oquedades desgastadas. Las depresiones de Deimos son tres veces más someras que las de Fobos (§J.1), y ambas lunas llevan una generación antigua de oquedades desgastadas y redondeadas bajo una generación joven de cráteres nítidos. El modelo lo explica por el estado de las lunas cuando fueron golpeadas: una luna golpeada mientras aún está caliente y blanda no se excava en un cuenco de borde nítido sino que se pliega hacia dentro, y el contacto a baja velocidad con cuerpos que se mueven casi a su paso en el anillo deja oquedades amplias y someras. Solo una luna que pasó por un anillo las lleva. Se formaron pronto, a 10,000–24,000 km, de modo que el anillo cercano contenía cuerpos sólidos: piedra y hielo lanzados por los volcanes, que sobreviven holgadamente dentro del límite de 13,000 km para el hielo suelto (un bloque de hielo sólido hasta unos 7,700 km, la piedra hasta unos 5,300 km). El desgaste en el anillo exterior con agregados llegó más tarde, y los cráteres nítidos al final, sobre cuerpos que ya se habían enfriado y endurecido.

• La Luna nunca pasó por un anillo. Ningún anillo duradero pudo formarse alrededor de la Tierra joven: la figura piriforme que construyó la Luna barrió el cinturón ecuatorial en el que se habría formado y reunió su material en la Luna en formación. En Marte, el tiempo que un cuerpo pasó en el anillo fija cuánto perdió de su primera cara: Deimos, mucho tiempo en el corazón del anillo, es liso, redondeado y reducido; Fobos, brevemente en su borde, está estriado y conservó su masa; la Luna conserva un registro de cráteres saturado y toda su masa.

• Edades. Los recuentos de cráteres sitúan la superficie de Fobos en unos 4,300 millones de años en una cronología de órbita marciana, o 3,500 en una cronología del cinturón de asteroides (Schmedemann et al. 2014); las superficies de ambas lunas están cerca de la saturación y tienen una densidad de cráteres similar. El modelo espera que una prueba directa del material muestre que Deimos es el más antiguo de los dos.

M El registro hidrológico

• El agua que salió. Hidrógeno pesado en la atmósfera actual, enriquecido de seis a siete veces respecto a los océanos de la Tierra, y una capa global temprana de agua de al menos 137 m (Villanueva et al. 2015): el registro del anillo ecuatorial y del vapor que cruzó la línea de corrotación y se fue al espacio.

• El agua que se quedó. Una corteza media saturada de agua entre 11.5 y 20 km de profundidad bajo InSight, equivalente a una capa global de 1–2 km de profundidad (Wright, Manga & Panning 2024), encaja con el modelo: es el agua que no encontró camino hacia las bocas ni las fracturas y quedó sellada bajo la corteza. Las lunas, blandas cuando fueron golpeadas en el anillo (§L), muestran que el subsuelo del Marte joven era blando y estaba empapado de agua; la corteza media actual es lo que queda de él, congelada y estable.

• Una sola corteza sellada. La misma corteza impermeable que retuvo el gas a presión hasta que los tapones se movieron y las lunas partieron es la corteza que retiene hoy el agua en el interior de Marte.

Una hipótesis científica debe dar predicciones cuantitativas que puedan ser refutadas. Esta parte reúne las predicciones que se derivan del modelo LEF. Cada predicción indica lo que se espera, su valor cuando puede darse, el instrumento o los datos que lo medirán y cuándo, y lo que la explicación aceptada espera en el mismo lugar, de modo que cada medición separe ambas. Las pruebas serán posibles con los datos de las próximas misiones, la principal de ellas la misión Martian Moons eXploration (MMX) de la Agencia Japonesa de Exploración Aeroespacial (JAXA), que aterrizará en Fobos, sobrevolará Deimos y devolverá muestras a la Tierra.

N La matriz predictiva

Tabla 22. Predicciones, instrumentos y fechas de las pruebas, frente a la explicación aceptada. MMX se lanza en octubre de 2026, aterriza en Fobos en 2027 y devuelve sus muestras en 2031, con varios sobrevuelos de Deimos (JAXA; Kuramoto et al. 2022). La lista completa de mediciones propuestas, misión por misión, figura en el Apéndice B.

O Restricciones del sistema y condiciones de contorno

Los requisitos y condiciones en que se basa el modelo, reunidos en un solo lugar para todo el artículo:

1. El principio de la protuberancia: todo planeta con una luna elevó, al principio de su historia, una estructura en su ecuador desde la cual el material alcanzó la órbita: en Marte una protuberancia ahusada, en la Tierra una figura piriforme. En Marte, la elevación de Tharsis se interpreta como la protuberancia tendida, desde su base en Valles Marineris hasta su punta junto a Pavonis (§C).

2. Un Marte joven rápido y expandido: 1.5 veces el radio actual, caliente y homogéneo (aún no diferenciado en capas), girando en 7.3 horas en la primera liberación (Deimos) y 8.3 horas en la segunda (Fobos) (§B, E).

3. Una protuberancia ahusada crecida en el ecuador de un Marte de rotación rápida, alimentada y sostenida por la presión desde el interior: el núcleo no necesita haberse movido; se mantuvo erguida hasta que partieron las lunas, lo bastante alta para situar la boca de Pavonis 4,450 km sobre el ecuador joven (§C.6, D; la longitud medida hoy, 2,996 km, es la hipotenusa).

4. Un volcán ordinario en Pavonis: un depósito somero a unos 5 km de profundidad, una boca de anchura similar a la del tapón, una sobrepresión de 10–50 MPa o menos; sin cámara profunda, sin conducto largo (§D.4–D.5).

5. La pérdida de cerca del 87% de la rotación a través de la línea de corrotación, llevada por agua y gas: un 6–11% de la masa de Marte, de un Marte joven cuya masa era agua en más del 30%, la mayor parte en los primeros mil millones de años (§E.2).

6. Un anillo desde la línea hacia afuera, construido con vapor y material fino antes de las liberaciones, redondo y en el plano ecuatorial, que redondeó ambas órbitas y aplanó su inclinación desde unos 10$^\circ$ (§F.1).

7. La correa: el borde interior gaseoso del anillo, con una densidad de unos pocos $10^{-8}$ kg m$^{-3}$ o más, que perduró hasta que Marte se frenó a un día de unas 22 horas; su viento en contra equilibró el empuje de la marea sobre Fobos y lo retuvo en la línea que se alejaba hasta que se halló cerca de 19,000 km (§F.4–F.6).

8. Un Marte joven blando: que disipaba energía mareal de 8 a 20 veces más que hoy mientras Deimos ascendía, llevándolo más allá de 20,428 km antes de que la línea llegara allí (§G).

9. El giro de Fobos: su extremo pesado iba por delante, en sentido opuesto a Marte, al salir de la boca, y hoy mira hacia Marte; qué lo giró 180$^\circ$ se deja a un estudio específico (§K.6).

10. El color: los espectros oscuros y de aspecto primitivo de ambas lunas, que les dan el aspecto de asteroides, no son señal de un origen ajeno; deben surgir de material marciano alterado por el agua y el vapor y por una larga exposición en el espacio.

11. Sensibilidad: un estudio específico puede dar números aproximados algo distintos de los de este artículo; la secuencia no depende de sus valores exactos.

Cada número de este artículo es calculado e impreso por el script mars2_numbers.py (Python 3, solo biblioteca estándar), conservado junto con los archivos de este artículo.

Valores de entrada. $GM=42{,}828$ km$^3$ s$^{-2}$; radio actual 3,389.5 km; día 24.6229 h; coeficiente de inercia actual 0.3644. El Marte joven: radio $1.5\times$ el actual, homogéneo ($k=0.4$), con la figura de un esferoide de Maclaurin a cada velocidad de rotación (Chandrasekhar 1969).

La geometría de la protuberancia. La protuberancia, desde su base en 294.70$^\circ$E, 12.46$^\circ$S hasta su punta en 243.86$^\circ$E, 5.40$^\circ$S, se lee en el modelo de forma MOLA MarsTopo719 desarrollado hasta el grado 180 (Smith et al. 2001; Wieczorek 2015). Cada volcán candidato se alza, sobre la protuberancia erguida, a una altura $\sqrt{s^2-b^2}$ sobre el ecuador, donde $s$ es su distancia al punto oriental de la base y $b$ el semiancho de la base (1,340 km hoy, leído en MOLA transversalmente al eje de la protuberancia, borde norte a 0 km). En el Marte joven las longitudes este–oeste escalan con el radio ecuatorial $a$ y las longitudes norte–sur con $c^2/a$ del esferoide de Maclaurin en el día considerado.

Liberación, marea y viento en contra. Un cuerpo es liberado en una boca con la velocidad lateral de la boca y, cuando se indica, un empuje hacia arriba de $\sqrt{2\Delta p/\rho}$ con $\rho=1{,}600$ kg m$^{-3}$; Fobos al liberarse $1.13\times10^{16}$ kg, Deimos $6.8\times10^{15}$ kg. La fricción mareal es $k_2/Q=1.816\times10^{-3}$ hoy y de 8 a 20 veces mayor en el Marte joven (§G), con $da/dt=3(k_2/Q)(m/M)(R/a)^5na$. El viento en contra en el borde del anillo equilibra la marea sobre Fobos, $F=\tfrac12\rho_{\mathrm g}Av^2$ con $v\approx100$ m s$^{-1}$, donde $\rho_{\mathrm g}$ es la densidad del gas y $A$ la sección transversal de la luna. La rotación eliminada a través de la línea se lleva con el momento angular de una órbita circular en la línea que se aleja, de 9,080 a 20,428 km.

La topografía y los modelos de forma de Fobos y Deimos se analizaron con scripts separados conservados junto con el código.

Las predicciones de este artículo pueden contrastarse con mediciones que las misiones actuales y previstas están diseñadas para realizar. Las enumeramos por misión, para que cada equipo vea lo que la explicación pide a sus datos. Cada fila indica qué medir, qué espera la explicación, el resultado que la refutaría y qué espera la explicación aceptada.

Tabla B1. Mediciones propuestas y pruebas de refutación, misión por misión.

Referencias

Anderson, R. C., Dohm, J. M., Golombek, M. P., et al. (2001). Primary centers and secondary concentrations of tectonic activity through time in the western hemisphere of Mars. Journal of Geophysical Research: Planets, 106, 20563–20585.

Baker, V. R., & Milton, D. J. (1974). Erosion by catastrophic floods on Mars and Earth. Icarus, 23, 27–41.

Banerdt, W. B., Golombek, M. P., & Tanaka, K. L. (1992). Stress and tectonics on Mars. In H. H. Kieffer et al. (Eds.), Mars (pp. 249–297). University of Arizona Press.

Basilevsky, A. T., Lorenz, C. A., Shingareva, T. V., Head, J. W., Ramsley, K. R., & Zubarev, A. E. (2014). The surface geology and geomorphology of Phobos. Planetary and Space Science, 102, 95–118.

Berger, J. A., Schmidt, M. E., Gellert, R., et al. (2016). A global Mars dust composition refined by the Alpha-Particle X-ray Spectrometer in Gale Crater. Geophysical Research Letters, 43, 67–75.

Black, B. A., & Mittal, T. (2015). The demise of Phobos and development of a Martian ring system. Nature Geoscience, 8, 913–917.

Burgisser, A., Poussineau, S., Arbaret, L., Druitt, T. H., Giachetti, T., & Bourdier, J.-L. (2010). Pre-explosive conduit conditions of the 1997 Vulcanian explosions at Soufrière Hills Volcano, Montserrat: I. Pressure and vesicularity distributions. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 194, 27–41.

Canup, R., & Salmon, J. (2018). Origin of Phobos and Deimos by the impact of a Vesta-to-Ceres sized body with Mars. Science Advances, 4, eaar6887.

Cartan, É. (1924). Sur la stabilité ordinaire des ellipsoïdes de Jacobi. Proceedings of the International Mathematical Congress, Toronto, 2, 9–17.

Cashman, K. V., Thornber, C. R., & Pallister, J. S. (2008). From dome to dust: shallow crystallization and fragmentation of conduit magma during the 2004–2006 dome extrusion of Mount St. Helens, Washington. In A Volcano Rekindled, U.S. Geological Survey Professional Paper 1750, 387–413.

Castillo-Rogez, J. C., Matson, D. L., Sotin, C., Johnson, T. V., Lunine, J. I., & Thomas, P. C. (2007). Iapetus’ geophysics: rotation rate, shape, and equatorial ridge. Icarus, 190, 179–202.

Chandrasekhar, S. (1969). Ellipsoidal Figures of Equilibrium. Yale University Press.

Cheng, B., Asphaug, E., Ballouz, R.-L., Yu, Y., & Baoyin, H. (2022). Numerical simulations of drainage grooves in response to extensional fracturing: testing the Phobos groove formation model. The Planetary Science Journal, 3, 249.

Clarke, A. B., Esposti Ongaro, T., & Belousov, A. (2015). Vulcanian eruptions. In H. Sigurdsson et al. (Eds.), The Encyclopedia of Volcanoes (2nd ed., pp. 505–518). Academic Press.

Crumpler, L. S., Head, J. W., & Aubele, J. C. (1996). Calderas on Mars: characteristics, structure, and associated flank deformation. Geological Society, London, Special Publications, 110, 307–348.

Ćuk, M., Minton, D. A., Pouplin, J. L. L., & Wishard, C. (2020). Evidence for a past Martian ring from the orbital inclination of Deimos. The Astrophysical Journal Letters, 896, L28.

Darwin, G. H. (1902). On the pear-shaped figure of equilibrium of a rotating mass of liquid. Philosophical Transactions of the Royal Society A, 198, 301–331.

Dauphas, N., & Pourmand, A. (2011). Hf–W–Th evidence for rapid growth of Mars and its status as a planetary embryo. Nature, 473, 489–492.

Ernst, C. M., Daly, R. T., Gaskell, R. W., et al. (2023). High-resolution shape models of Phobos and Deimos from stereophotoclinometry. Earth, Planets and Space, 75, 103.

Fagents, S. A., & Wilson, L. (1993). Explosive volcanic eruptions — VII. The ranges of pyroclasts ejected in transient volcanic explosions. Geophysical Journal International, 113, 359–370.

Garrick-Bethell, I., Wisdom, J., & Zuber, M. T. (2006). Evidence for a past high-eccentricity lunar orbit. Science, 313, 652–655.

Genova, A., Goossens, S., Lemoine, F. G., et al. (2016). Seasonal and static gravity field of Mars from MGS, Mars Odyssey and MRO radio science. Icarus, 272, 228–245.

Grott, M., Morschhauser, A., Breuer, D., & Hauber, E. (2011). Volcanic outgassing of CO$_2$ and H$_2$O on Mars. Earth and Planetary Science Letters, 308, 391–400.

Harrison, K. P., & Chapman, M. G. (2008). Evidence for ponding and catastrophic floods in central Valles Marineris, Mars. Icarus, 198, 351–364.

Hesselbrock, A. J., & Minton, D. A. (2017). An ongoing satellite–ring cycle of Mars and the origins of Phobos and Deimos. Nature Geoscience, 10, 266–269.

Hurford, T. A., Asphaug, E., Spitale, J. N., et al. (2016). Tidal disruption of Phobos as the cause of surface fractures. Journal of Geophysical Research: Planets, 121, 1054–1065.

Hyodo, R., Genda, H., Charnoz, S., & Rosenblatt, P. (2017). On the impact origin of Phobos and Deimos I: thermodynamic and physical aspects. The Astrophysical Journal, 845, 125.

IAU Working Group for Planetary System Nomenclature / USGS Astrogeology Science Center. Gazetteer of Planetary Nomenclature, entry “Pavonis Mons”. https://planetarynames.wr.usgs.gov/.

Iurato, G. (2014). The dawning of the theory of equilibrium figures: a brief historical account from the 17th through the 20th century. arXiv:1409.3858.

Jakosky, B. M., et al. (2018). Loss of the Martian atmosphere to space: present-day loss rates determined from MAVEN observations and integrated loss through time. Icarus, 315, 146–157.

JAXA. Martian Moons eXploration (MMX), mission overview and schedule. https://www.mmx.jaxa.jp/en/.

Jeans, J. H. (1917). On the instability of the pear-shaped figure of equilibrium of a rotating mass of liquid. Philosophical Transactions of the Royal Society A, 217, 1–34.

Jeans, J. H. (1919). Problems of Cosmogony and Stellar Dynamics. Cambridge University Press.

Kokubo, E., & Genda, H. (2010). Formation of terrestrial planets from protoplanets under a realistic accretion condition. The Astrophysical Journal Letters, 714, L21–L25.

Kuramoto, K., Kawakatsu, Y., Fujimoto, M., et al. (2022). Martian Moons Exploration MMX: sample return mission to Phobos elucidating formation processes of habitable planets. Earth, Planets and Space, 74, 12.

Labrosse, S., Poirier, J.-P., & Le Mouël, J.-L. (2001). The age of the inner core. Earth and Planetary Science Letters, 190, 111–123.

Lainey, V., et al. (2021). Mars moon ephemerides after 14 years of Mars Express data. Astronomy & Astrophysics, 650, A64.

Lunine, J. I., Chambers, J., Morbidelli, A., & Leshin, L. A. (2003). The origin of water on Mars. Icarus, 165, 1–8.

Lyapunov, A. M. (1905). Sur un problème de Tchebychef. Mémoires de l’Académie Impériale des Sciences de St.-Pétersbourg, 17(3).

McCord, T. B., & Sotin, C. (2005). Ceres: evolution and current state. Journal of Geophysical Research: Planets, 110, E05009.

Miguel, Y., & Brunini, A. (2010). Planet formation: statistics of spin rates and obliquities of extrasolar planets. Monthly Notices of the Royal Astronomical Society, 406, 1935–1943.

Murray, J. B., & Heggie, D. C. (2014). Character and origin of Phobos’ grooves. Planetary and Space Science, 102, 119–143.

NASA/JPL Solar System Dynamics. Planetary Satellite Physical Parameters. https://ssd.jpl.nasa.gov/sats/phys_par/.

Ojha, L., Lewis, K., Karunatillake, S., & Schmidt, M. (2018). The Medusae Fossae Formation as the single largest source of dust on Mars. Nature Communications, 9, 2867.

Ortiz, J. L., Santos-Sanz, P., Sicardy, B., et al. (2017). The size, shape, density and ring of the dwarf planet Haumea from a stellar occultation. Nature, 550, 219–223.

Park, R. S., Konopliv, A. S., Bills, B. G., et al. (2016). A partially differentiated interior for (1) Ceres deduced from its gravity field and shape. Nature, 537, 515–517.

Pätzold, M., Andert, T. P., Cardesín-Moinelo, A., Cicchetti, A., & Ziese, R. (2025). Investigations of the Moon Phobos by Mars Express and implications towards its origin. Space Science Reviews, 221, 41.

Phillips, R. J., Zuber, M. T., Solomon, S. C., et al. (2001). Ancient geodynamics and global-scale hydrology on Mars. Science, 291, 2587–2591.

Ramsley, K. R., & Head, J. W. (2019). Origin of Phobos grooves: testing the Stickney crater ejecta model. Planetary and Space Science, 165, 137–147.

Rosenblatt, P., Charnoz, S., Dunseath, K. M., et al. (2016). Accretion of Phobos and Deimos in an extended debris disc stirred by transient moons. Nature Geoscience, 9, 581–583.

Schmedemann, N., Michael, G. G., Ivanov, B. A., Murray, J. B., & Neukum, G. (2014). The age of Phobos and its largest crater, Stickney. Planetary and Space Science, 102, 152–163.

Smith, D. E., et al. (2001). Mars Orbiter Laser Altimeter: experiment summary after the first year of global mapping of Mars. Journal of Geophysical Research, 106, 23689–23722.

Thomas, P. (1979). Surface features of Phobos and Deimos. Icarus, 40, 223–243.

Thomas, P., Veverka, J., Bloom, A., & Duxbury, T. (1979). Grooves on Phobos: their distribution, morphology and possible origin. Journal of Geophysical Research, 84, 8457–8477.

Villanueva, G. L., Mumma, M. J., Novak, R. E., et al. (2015). Strong water isotopic anomalies in the martian atmosphere: probing current and ancient reservoirs. Science, 348, 218–221.

Weidenschilling, S. J. (1977). Aerodynamics of solid bodies in the solar nebula. Monthly Notices of the Royal Astronomical Society, 180, 57–70.

Wieczorek, M. A. (2015). Gravity and topography of the terrestrial planets. In Treatise on Geophysics, 2nd ed., vol. 10, Elsevier, 153–193.

Wright, V., Manga, M., & Panning, M. P. (2024). Liquid water in the Martian mid-crust. Proceedings of the National Academy of Sciences, 121, e2409983121.

Zhong, S., & Zuber, M. T. (2001). Degree-1 mantle convection and the crustal dichotomy on Mars. Earth and Planetary Science Letters, 189, 75–84.

Zuber, M. T., Smith, D. E., Phillips, R. J., et al. (1998). Shape of the northern hemisphere of Mars from the Mars Orbiter Laser Altimeter (MOLA). Geophysical Research Letters, 25, 4393–4396.

Declaraciones

Autor: Zohar Duran, investigador independiente, Ramla, Israel. ORCID 0009-0005-3194-9387.

Financiación: Esta investigación no recibió financiación externa.

Conflictos de intereses: El autor declara no tener conflictos de intereses.

Disponibilidad de datos: El script que reproduce cada número del artículo y su salida se proporcionan como material complementario. Los datos públicos utilizados se citan en el texto.

Uso de herramientas de IA: El autor utilizó asistentes de IA (Claude, Anthropic; ChatGPT, OpenAI; el asistente de búsqueda con IA de Google) para escribir y ejecutar el script de cálculo, analizar los modelos de forma, preparar figuras y tablas, y para la corrección lingüística. La explicación y sus conclusiones son del autor. El autor revisó el contenido y asume plena responsabilidad por él.