Cràter d'impacte

Cràter d'impacte

Tipus	Tipus d'objecte astronòmic
Part de	nomenclatura planetària

Un cràter d'impacte o astroblema és cadascuna de les nombroses depressions que deixa l'impacte d'un meteorit en la superfície d'un cos planetari (planeta, planeta nan, asteroide o satèl·lit) de superfície sòlida.

Característiques

Els meteorits que cauen sobre els astres poden tenir dimensions molt diferents compreses entre la d'ínfims grans de pols i la d'asteroides de desenes de quilòmetres. L'energia cinètica d'un meteorit és tan gran que la seva dissipació brusca en el sòl provoca la seva fragmentació violenta, tal com si explotés (vegeu imatge).

Hi ha hagut casos, quan la massa del meteorit ha estat molt gran, en els quals la lava procedent de l'interior irromp en l'excavació i forma un llac que, al solidificar-se, confereix al cràter un fons pla. Per raó de la seva forma, els cràters d'aquest tipus es denominen circs.

L'extraordinària potència d'aquests projectils caiguts del cel queda fàcilment explicada per la seva velocitat (de 50.000 a 150.000 km/h) i per la seva massa. La combinació d'aquests dos paràmetres es tradueix en una energia cinètica colossal: un meteorit de 250 m de diàmetre arribat a 75.000 km/h allibera tanta energia com el major terratrèmol terrestre o erupció volcànica que la història del nostre planeta hagi conegut.

S'ha demostrat experimentalment que la forma dels cràters és idèntica a la que resulta de l'explosió en el sòl d'un projectil o d'una bomba, és a dir la d'una tassa (la veu cràter ve del grec "tassa"). El cràter d'impacte genera una sèrie de modificacions sobre el paisatge produït pel violent succés de col·lisió provocat, donant lloc a roques modificades anomenades bretxes, i a més llança gran quantitat de material fos als voltants de l'àrea.

Profunditat

La profunditat d'un cràter en un planeta sòlid o un satèl·lit natural (Lluna) pot ser mesurada des de la superfície local del cràter, o des de la vora al fons.

Aquest diagrama mostre el perfil típic d'un cràter. La profunditat "A" ha estat amidada des de la superfície a la part baixa del cràter. La profunditat "B" és la mesura des de l'altura mitjana de la vora al fons del cràter.

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Impact craters in the Solar System: Top-left: 500-kilometer large crater Engelier on Saturn's moon Iapetus Top-right: Recently formed impact crater on Mars showing a pristine ray system of ejecta Bottom-left: 50,000-year-old Meteor Crater east of Flagstaff, Arizona, U.S. Bottom-right: The prominent crater Tycho in the southern highlands of the Moon

An impact crater is an approximately circular depression in the surface of a planet, moon, or other solid body in the Solar System or elsewhere, formed by the hypervelocity impact of a smaller body. In contrast to volcanic craters, which result from explosion or internal collapse, impact craters typically have raised rims and floors that are lower in elevation than the surrounding terrain. Although Meteor Crater is perhaps the best-known example of a small impact crater on Earth, impact craters range from small, simple, bowl-shaped depressions to large, complex, multi-ringed impact basins.

Impact craters are the dominant geographic features on many solid Solar System objects including the Moon, Mercury, Callisto, Ganymede and most small moons and asteroids. On other planets and moons that experience more active surface geological processes, such as Earth, Venus, Mars, Europa, Io and Titan, visible impact craters are less common because they become eroded, buried or transformed by tectonics over time. Where such processes have destroyed most of the original crater topography, the terms impact structure or astrobleme are more commonly used. In early literature, before the significance of impact cratering was widely recognised, the terms cryptoexplosion or cryptovolcanic structure were often used to describe what are now recognised as impact-related features on Earth.

The cratering records of very old surfaces, such as Mercury, the Moon, and the southern highlands of Mars, record a period of intense early bombardment in the inner Solar System around 3.9 billion years ago. The rate of crater production on Earth has since been considerably lower, but it is appreciable nonetheless; Earth experiences from one to three impacts large enough to produce a 20 km diameter crater about once every million years on average. This indicates that there should be far more relatively young craters on the planet than have been discovered so far. The cratering rate in the inner solar system fluctuates as a consequence of collisions in the asteroid belt that create a family of fragments that are often sent cascading into the inner solar system. Formed in a collision 160 million years ago, the Baptistina family of asteroids is thought to have caused a large spike in the impact rate, perhaps causing the Chicxulub impact that may have triggered the extinction of the non-avian dinosaurs 66 million years ago. Note that the rate of impact cratering in the outer Solar System could be different from the inner Solar System.

Although Earth's active surface processes quickly destroy the impact record, about 190 terrestrial impact craters have been identified. These range in diameter from a few tens of meters up to about 300 km, and they range in age from recent times (e.g. the Sikhote-Alin craters in Russia whose creation was witnessed in 1947) to more than two billion years, though most are less than 500 million years old because geological processes tend to obliterate older craters. They are also selectively found in the stable interior regions of continents. Few undersea craters have been discovered because of the difficulty of surveying the sea floor, the rapid rate of change of the ocean bottom, and the subduction of the ocean floor into Earth's interior by processes of plate tectonics.

Impact craters are not to be confused with landforms that may appear similar, including calderas, sinkholes, glacial cirques, ring dikes, salt domes, and others.

History

Daniel Barringer (1860–1929) was one of the first to identify an impact crater, Meteor Crater in Arizona; to crater specialists the site is referred to as Barringer Crater in his honor. Initially Barringer's ideas were not widely accepted, and even when the origin of Meteor Crater was finally acknowledged, the wider implications for impact cratering as a significant geological process on Earth were not.

Eugene Shoemaker, pioneer impact crater researcher, here at a crystallographic microscope used to examine meteorites

In the 1920s, the American geologist Walter H. Bucher studied a number of sites now recognized as impact craters in the United States. He concluded they had been created by some great explosive event, but believed that this force was probably volcanic in origin. However, in 1936, the geologists John D. Boon and Claude C. Albritton Jr. revisited Bucher's studies and concluded that the craters that he studied were probably formed by impacts.

The concept of impact cratering remained more or less speculative until the 1960s. At that time a number of researchers, most notably Eugene Shoemaker, (co-discoverer of the comet Shoemaker-Levy 9), conducted detailed studies of a number of craters and recognized clear evidence that they had been created by impacts, specifically identifying the shock-metamorphic effects uniquely associated with impact events, of which the most familiar is shocked quartz.

Armed with the knowledge of shock-metamorphic features, Carlyle S. Beals and colleagues at the Dominion Astrophysical Observatory in Victoria, British Columbia, Canada and Wolf von Engelhardt of the University of Tübingen in Germany began a methodical search for impact craters. By 1970, they had tentatively identified more than 50. Although their work was controversial, the American Apollo Moon landings, which were in progress at the time, provided supportive evidence by recognizing the rate of impact cratering on the Moon. Because the processes of erosion on the Moon are minimal, craters persist almost indefinitely. Since the Earth could be expected to have roughly the same cratering rate as the Moon, it became clear that the Earth had suffered far more impacts than could be seen by counting evident craters.

Crater formation

A laboratory simulation of an impact event and crater formation

Impact cratering involves high velocity collisions between solid objects, typically much greater than the velocity of sound in those objects. Such hyper-velocity impacts produce physical effects such as melting and vaporization that do not occur in familiar sub-sonic collisions. On Earth, ignoring the slowing effects of travel through the atmosphere, the lowest impact velocity with an object from space is equal to the gravitational escape velocity of about 11 km/s. The fastest impacts occur at about 72 km/s in the "worst case" scenario in which an object in a retrograde near-parabolic orbit hits Earth. (Because kinetic energy scales as velocity squared, Earth's gravity only contributes 1 km/s to this figure, not 11 km/s). The median impact velocity on Earth is about 20 km/s.

However, the slowing effects of travel through the atmosphere rapidly decelerate any potential impactor, especially in the lowest 12 kilometres where 90% of the earth’s atmospheric mass lies. Meteorites of up to 7,000 kg lose all their cosmic velocity due to atmospheric drag at a certain altitude (retardation point), and start to accelerate again due to Earth's gravity until the body reaches its terminal velocity of 0.09 to 0.16 km/s. The larger the meteoroid (i.e. asteroids and comets) the more of its initial cosmic velocity it preserves. While an object of 9,000 kg maintains about 6% of its original velocity, one of 900,000 kg already preserves about 70%. Extremely large bodies (about 100,000 tonnes) are not slowed by the atmosphere at all, and impact with their initial cosmic velocity if no prior disintegration occurs.

Impacts at these high speeds produce shock waves in solid materials, and both impactor and the material impacted are rapidly compressed to high density. Following initial compression, the high-density, over-compressed region rapidly depressurizes, exploding violently, to set in train the sequence of events that produces the impact crater. Impact-crater formation is therefore more closely analogous to cratering by high explosives than by mechanical displacement. Indeed, the energy density of some material involved in the formation of impact craters is many times higher than that generated by high explosives. Since craters are caused by explosions, they are nearly always circular – only very low-angle impacts cause significantly elliptical craters.

This describes impacts on solid surfaces. Impacts on porous surfaces, such as that of Hyperion, may produce internal compression without ejecta, punching a hole in the surface without filling in nearby craters. This may explain the 'sponge-like' appearance of that moon.

It is convenient to divide the impact process conceptually into three distinct stages: (1) initial contact and compression, (2) excavation, (3) modification and collapse. In practice, there is overlap between the three processes with, for example, the excavation of the crater continuing in some regions while modification and collapse is already underway in others.

Contact and compression

Nested Craters on Mars, 40.104° N, 125.005° E. These nested craters are probably caused by changes in the strength of the target material. This usually happens when a weaker material overlies a stronger material.

In the absence of atmosphere, the impact process begins when the impactor first touches the target surface. This contact accelerates the target and decelerates the impactor. Because the impactor is moving so rapidly, the rear of the object moves a significant distance during the short-but-finite time taken for the deceleration to propagate across the impactor. As a result, the impactor is compressed, its density rises, and the pressure within it increases dramatically. Peak pressures in large impacts exceed 1 TPa to reach values more usually found deep in the interiors of planets, or generated artificially in nuclear explosions.

In physical terms, a shock wave originates from the point of contact. As this shock wave expands, it decelerates and compresses the impactor, and it accelerates and compresses the target. Stress levels within the shock wave far exceed the strength of solid materials; consequently, both the impactor and the target close to the impact site are irreversibly damaged. Many crystalline minerals can be transformed into higher-density phases by shock waves; for example, the common mineral quartz can be transformed into the higher-pressure forms coesite and stishovite. Many other shock-related changes take place within both impactor and target as the shock wave passes through, and some of these changes can be used as diagnostic tools to determine whether particular geological features were produced by impact cratering.

As the shock wave decays, the shocked region decompresses towards more usual pressures and densities. The damage produced by the shock wave raises the temperature of the material. In all but the smallest impacts this increase in temperature is sufficient to melt the impactor, and in larger impacts to vaporize most of it and to melt large volumes of the target. As well as being heated, the target near the impact is accelerated by the shock wave, and it continues moving away from the impact behind the decaying shock wave.

Excavation

Contact, compression, decompression, and the passage of the shock wave all occur within a few tenths of a second for a large impact. The subsequent excavation of the crater occurs more slowly, and during this stage the flow of material is largely subsonic. During excavation, the crater grows as the accelerated target material moves away from the point of impact. The target's motion is initially downwards and outwards, but it becomes outwards and upwards. The flow initially produces an approximately hemispherical cavity that continues to grow, eventually producing a paraboloid (bowl-shaped) crater in which the centre has been pushed down, a significant volume of material has been ejected, and a topographically elevated crater rim has been pushed up. When this cavity has reached its maximum size, it is called the transient cavity.

Herschel Crater on Saturn's moon Mimas

The depth of the transient cavity is typically a quarter to a third of its diameter. Ejecta thrown out of the crater do not include material excavated from the full depth of the transient cavity; typically the depth of maximum excavation is only about a third of the total depth. As a result, about one third of the volume of the transient crater is formed by the ejection of material, and the remaining two thirds is formed by the displacement of material downwards, outwards and upwards, to form the elevated rim. For impacts into highly porous materials, a significant crater volume may also be formed by the permanent compaction of the pore space. Such compaction craters may be important on many asteroids, comets and small moons.

In large impacts, as well as material displaced and ejected to form the crater, significant volumes of target material may be melted and vaporized together with the original impactor. Some of this impact melt rock may be ejected, but most of it remains within the transient crater, initially forming a layer of impact melt coating the interior of the transient cavity. In contrast, the hot dense vaporized material expands rapidly out of the growing cavity, carrying some solid and molten material within it as it does so. As this hot vapor cloud expands, it rises and cools much like the archetypal mushroom cloud generated by large nuclear explosions. In large impacts, the expanding vapor cloud may rise to many times the scale height of the atmosphere, effectively expanding into free space.

Most material ejected from the crater is deposited within a few crater radii, but a small fraction may travel large distances at high velocity, and in large impacts it may exceed escape velocity and leave the impacted planet or moon entirely. The majority of the fastest material is ejected from close to the center of impact, and the slowest material is ejected close to the rim at low velocities to form an overturned coherent flap of ejecta immediately outside the rim. As ejecta escapes from the growing crater, it forms an expanding curtain in the shape of an inverted cone. The trajectory of individual particles within the curtain is thought to be largely ballistic.

Small volumes of un-melted and relatively un-shocked material may be spalled at very high relative velocities from the surface of the target and from the rear of the impactor. Spalling provides a potential mechanism whereby material may be ejected into inter-planetary space largely undamaged, and whereby small volumes of the impactor may be preserved undamaged even in large impacts. Small volumes of high-speed material may also be generated early in the impact by jetting. This occurs when two surfaces converge rapidly and obliquely at a small angle, and high-temperature highly shocked material is expelled from the convergence zone with velocities that may be several times larger than the impact velocity.

Modification and collapse

Weathering may change the aspect of a crater drastically. This mound on Mars' north pole may be the result of an impact crater that was buried by sediment and subsequently re-exposed by erosion.

In most circumstances, the transient cavity is not stable and collapses under gravity. In small craters, less than about 4 km diameter on Earth, there is some limited collapse of the crater rim coupled with debris sliding down the crater walls and drainage of impact melts into the deeper cavity. The resultant structure is called a simple crater, and it remains bowl-shaped and superficially similar to the transient crater. In simple craters, the original excavation cavity is overlain by a lens of collapse breccia, ejecta and melt rock, and a portion of the central crater floor may sometimes be flat.

Multi-ringed impact basin Valhalla on Jupiter's moon Callisto

Above a certain threshold size, which varies with planetary gravity, the collapse and modification of the transient cavity is much more extensive, and the resulting structure is called a complex crater. The collapse of the transient cavity is driven by gravity, and involves both the uplift of the central region and the inward collapse of the rim. The central uplift is the result of elastic rebound, which is a process in which a material with elastic strength attempts to return to its original geometry; rather the collapse is a process in which a material with little or no strength attempts to return to a state of gravitational equilibrium.

Complex craters have uplifted centers, and they have typically broad flat shallow crater floors, and terraced walls. At the largest sizes, one or more exterior or interior rings may appear, and the structure may be labeled an impact basin rather than an impact crater. Complex-crater morphology on rocky planets appears to follow a regular sequence with increasing size: small complex craters with a central topographic peak are called central peak craters, for example Tycho; intermediate-sized craters, in which the central peak is replaced by a ring of peaks, are called peak-ring craters, for example Schrödinger; and the largest craters contain multiple concentric topographic rings, and are called multi-ringed basins, for example Orientale. On icy (as opposed to rocky) bodies, other morphological forms appear that may have central pits rather than central peaks, and at the largest sizes may contain many concentric rings. Valhalla on Callisto is an example of this type.

Identifying impact craters

Impact structure of craters: simple and complex craters

Wells Creek crater in Tennessee, United States: a close-up of shatter cones developed in fine grained dolomite

Decorah crater: aerial electromagnetic resistivity map (USGS)

Meteor Crater in the U.S. state of Arizona, was the world's first confirmed impact crater.

Shoemaker Crater in Western Australia was renamed in memory of Gene Shoemaker.

Non-explosive volcanic craters can usually be distinguished from impact craters by their irregular shape and the association of volcanic flows and other volcanic materials. Impact craters produce melted rocks as well, but usually in smaller volumes with different characteristics.

The distinctive mark of an impact crater is the presence of rock that has undergone shock-metamorphic effects, such as shatter cones, melted rocks, and crystal deformations. The problem is that these materials tend to be deeply buried, at least for simple craters. They tend to be revealed in the uplifted center of a complex crater, however.

Impacts produce distinctive shock-metamorphic effects that allow impact sites to be distinctively identified. Such shock-metamorphic effects can include:

• A layer of shattered or "brecciated" rock under the floor of the crater. This layer is called a "breccia lens".
• Shatter cones, which are chevron-shaped impressions in rocks. Such cones are formed most easily in fine-grained rocks.
• High-temperature rock types, including laminated and welded blocks of sand, spherulites and tektites, or glassy spatters of molten rock. The impact origin of tektites has been questioned by some researchers; they have observed some volcanic features in tektites not found in impactites. Tektites are also drier (contain less water) than typical impactites. While rocks melted by the impact resemble volcanic rocks, they incorporate unmelted fragments of bedrock, form unusually large and unbroken fields, and have a much more mixed chemical composition than volcanic materials spewed up from within the Earth. They also may have relatively large amounts of trace elements that are associated with meteorites, such as nickel, platinum, iridium, and cobalt. Note: scientific literature has reported that some "shock" features, such as small shatter cones, which are often associated only with impact events, have been found also in terrestrial volcanic ejecta.
• Microscopic pressure deformations of minerals. These include fracture patterns in crystals of quartz and feldspar, and formation of high-pressure materials such as diamond, derived from graphite and other carbon compounds, or stishovite and coesite, varieties of shocked quartz.
• Buried craters, such as the Decorah crater, can be identified through drill coring, aerial electromagnetic resistivity imaging, and airborne gravity gradiometry.

Martian Craters

Because of the many missions studying Mars since the 1960s, we have good coverage of its surface which contains large numbers of craters. Many of the craters on Mars are different than on our moon and other moons since Mars contains ice under the ground, especially in the higher latitudes. Some of the types of craters that have special shapes due to impact into ice-rich ground are pedestal craters, rampart craters, expanded craters, and LARLE craters.

Lists of craters

• List of impact craters on Earth
• List of unconfirmed impact craters on Earth
• List of craters on Mercury
• List of craters on the Moon
• List of craters on Mars
• List of craters on Venus
• List of geological features on Phobos
• List of geological features on Jupiter's smaller moons
• List of craters on Europa
• List of craters on Ganymede
• List of craters on Callisto
• List of geological features on Saturn's smaller moons
• List of geological features on Mimas
• List of geological features on Enceladus
• List of geological features on Tethys
• List of geological features on Dione
• List of geological features on Rhea
• List of geological features on Iapetus
• List of geological features on Puck
• List of geological features on Miranda
• List of geological features on Ariel
• List of craters on Umbriel
• List of geological features on Titania
• List of geological features on Oberon
• List of craters on Triton

Impact craters on Earth

On Earth, the recognition of impact craters is a branch of geology, and is related to planetary geology in the study of other worlds. Out of many proposed craters, relatively few are confirmed. The following twenty are a sample of articles of confirmed and well-documented impact sites.

• Barringer Crater, a.k.a. Meteor Crater (Arizona, United States)
• Chesapeake Bay impact crater (Virginia, United States)
• Chicxulub, Extinction Event Crater (Mexico)
• Clearwater Lakes (Quebec, Canada)
• Gosses Bluff crater (Northern Territory, Australia)
• Haughton impact crater (Nunavut, Canada)
• Kaali crater (Estonia)
• Karakul crater (Tajikistan)
• Lonar crater (India)
• Manicouagan crater (Quebec, Canada)
• Manson crater (Iowa, United States)
• Mistastin crater (Labrador, Canada)
• Nördlinger Ries (Germany)
• Pingualuit crater (Quebec, Canada)
• Popigai crater, (Siberia, Russia)
• Shoemaker crater (Western Australia, Australia)
• Siljan Ring (Sweden)
• Sudbury Basin (Ontario, Canada)
• Vredefort crater (South Africa)
• Wolfe Creek Crater (Western Australia, Australia)

See the Earth Impact Database, a website concerned with 188 (as of 2016) scientifically-confirmed impact craters on Earth.

Some extraterrestrial craters

Unnamed crater in Caloris Basin, photographed by MESSENGER, 2011

• Caloris Basin (Mercury)
• Hellas Basin (Mars)
• Mare Orientale (Moon)
• Petrarch crater (Mercury)
• South Pole – Aitken basin (Moon)
• Herschel crater (Mimas)

Largest named craters in the Solar System

Tirawa crater straddling the terminator on Rhea, lower right.

1. North Polar Basin/Borealis Basin (disputed) – Mars – Diameter: 10,600 km
2. South Pole-Aitken basin – Moon – Diameter: 2,500 km
3. Hellas Basin – Mars – Diameter: 2,100 km
4. Caloris Basin – Mercury – Diameter: 1,550 km
5. Imbrium Basin – Moon – Diameter: 1,100 km
6. Isidis Planitia – Mars – Diameter: 1,100 km
7. Mare Tranquilitatis – Moon – Diameter: 870 km
8. Argyre Planitia – Mars – Diameter: 800 km
9. Rembrandt – Mercury – Diameter: 715 km
10. Serenitatis Basin – Moon – Diameter: 700 km
11. Mare Nubium – Moon – Diameter: 700 km
12. Beethoven – Mercury – Diameter: 625 km
13. Valhalla – Callisto – Diameter: 600 km, with rings to 4,000 km diameter
14. Hertzsprung – Moon – Diameter: 590 km
15. Turgis – Iapetus – Diameter: 580 km
16. Apollo – Moon – Diameter: 540 km
17. Engelier – Iapetus – Diameter: 504 km
18. Mamaldi – Rhea – Diameter: 480 km
19. Huygens – Mars – Diameter: 470 km
20. Schiaparelli – Mars – Diameter: 470 km
21. Rheasilvia – 4 Vesta – Diameter: 460 km
22. Gerin – Iapetus – Diameter: 445 km
23. Odysseus – Tethys – Diameter: 445 km
24. Korolev – Moon – Diameter: 430 km
25. Falsaron – Iapetus – Diameter: 424 km
26. Dostoevskij – Mercury – Diameter: 400 km
27. Menrva – Titan – Diameter: 392 km
28. Tolstoj – Mercury – Diameter: 390 km
29. Goethe – Mercury – Diameter: 380 km
30. Malprimis – Iapetus – Diameter: 377 km
31. Tirawa – Rhea – Diameter: 360 km
32. Orientale Basin – Moon – Diameter: 350 km, with rings to 930 km diameter
33. Evander – Dione – Diameter: 350 km
34. Epigeus – Ganymede – Diameter: 343 km
35. Gertrude – Titania – Diameter: 326 km
36. Telemus – Tethys – Diameter: 320 km
37. Asgard – Callisto – Diameter: 300 km, with rings to 1,400 km diameter
38. Vredefort crater – Earth – Diameter: 300 km
39. Kerwan – Ceres – Diameter: 284 km
40. Powehiwehi – Rhea – Diameter: 271 km

There are approximately twelve more impact craters/basins larger than 300 km on the Moon, five on Mercury, and four on Mars. Large basins, some unnamed but mostly smaller than 300 km, can also be found on Saturn's moons Dione, Rhea and Iapetus.

See also

• Cretaceous–Paleogene extinction event
• Expanded crater
• Impact depth
• Impact event
• Lakes on Mars
• LARLE crater
• Martian craters
• Nemesis (hypothetical star)
• Pedestal crater
• Peter H. Schultz
• Rampart crater
• Ray system
• Secondary crater
• Traces of Catastrophe, book from Lunar and Planetary Institute – comprehensive reference on impact crater science

References

Bibliography

• Baier, Johannes. Die Auswurfprodukte des Ries-Impakts, Deutschland. 162. Verlag, 2007 (Documenta Naturae). ISBN 978-3-86544-162-1. 
• Bond, J. W. «The development of central peaks in lunar craters». The Moon and the Planets, vol. 25, 4, December 1981, pàg. 465–476. Bibcode: 1981M&P....25..465B. DOI: 10.1007/BF00919080.
• Melosh, H. J.. Impact Cratering: A Geologic Process. 11. Oxford University Press, 1989 (Oxford Monographs on Geology and Geophysics). ISBN 978-0-19-510463-9. 
• Randall, Lisa. Dark Matter and the Dinosaurs. New York: Ecco/HarperCollins Publishers, 2015. ISBN 978-0-06-232847-2. 
• (1978) "New Morphometric Data for Fresh Lunar Craters" a 9th Lunar and Planetary Science Conference. 13–17 March 1978. Houston, Texas..  

Further reading

• Mark, Kathleen. Meteorite Craters. Tucson: University of Arizona Press, 1987. ISBN 0-8165-0902-6. 

External links

A Wikimedia Commons hi ha contingut multimèdia relatiu a: Cràter d'impacte

• The Geological Survey of Canada Crater database, 172 impact structures
• Aerial Explorations of Terrestrial Meteorite Craters
• Impact Meteor Crater Viewer Google Maps Page with Locations of Meteor Craters around the world
• Solarviews: Terrestrial Impact Craters
• Lunar and Planetary Institute slidshow: contains pictures
• Vepriai impact crater

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Características

thumb|300px|Secuencia de formación de un cráter de impacto. Los meteoritos que caen sobre los astros pueden tener dimensiones muy diferentes comprendidas entre la de ínfimos granos de polvo y la de asteroides de decenas de kilómetros. La energía cinética de un meteorito es tan grande que su disipación brusca en el suelo provoca su fragmentación violenta, como si explotara (ver imagen).

Ha habido casos, cuando la masa del meteorito ha sido muy grande, en los que la lava procedente del interior irrumpe en la excavación y forma un lago que, al solidificarse, confiere al cráter un fondo llano. En razón de su forma, los cráteres de ese tipo se denominan circos.

La extraordinaria potencia de esos proyectiles caídos del cielo queda fácilmente explicada por su velocidad (de 50 000 a 100 000km/h) y por su masa. La combinación de estos dos parámetros se traduce en una energía cinética colosal: un meteorito de 250 m de diámetro llegado a 75 000 km/h libera tanta energía como el mayor terremoto terrestre o erupción volcánica que la historia de nuestro planeta conozca.

Se ha demostrado experimentalmente que la forma de los cráteres es idéntica a la que resulta de la explosión en el suelo de un proyectil o de una bomba, o sea la de un tazón (la voz cráter viene del griego "vasija"). El cráter de impacto genera una serie de modificaciones sobre el paisaje producido por el violento suceso de colisión provocado, dando lugar a rocas modificadas llamadas brechas, y además arroja gran cantidad de material fundido en las inmediaciones del área.

Efectos de la atmósfera

En los planetas que tienen una envoltura gaseosa los cráteres son menos numerosos. La fricción con la atmósfera frena bruscamente a los meteoritos y éstos sufren un calentamiento muy intenso. Su temperatura llega a millares de grados y puede dar lugar a tres fenómenos diferentes según sean la composición, la masa, la velocidad, la dirección y la forma del meteorito. Se puede producir volatilización a gran altura (cae entonces lentamente al suelo un polvillo meteorítico); desintegración cerca del suelo, debida a la enorme diferencia de temperatura entre el interior y el exterior del meteorito (en cuyo caso los fragmentos mayores proyectados en la dirección del suelo se comportan en el terreno como si fueran otros tantos meteoritos primarios); desgaste considerable durante la travesía de la atmósfera (ablación). En este caso puede llegar al suelo algo así como un bloque homogéneo, que si mide varios metros produce la desintegración explosiva ya señalada. Así, la presencia de atmósfera tiene como consecuencia la reducción del número y las dimensiones de los meteoritos que llegan al suelo.

Además, la atmósfera ejerce otras acciones que con el tiempo borran las huellas dejadas en el suelo por estos impactos. Se trata de la erosión, que puede revestir muchas formas: aguas corrientes, viento, congelación y descongelación del suelo, actividad biológica, etc. Todo ello concurre a colmar las depresiones de los cráteres y a desgastar la muralla de los circos.

Cráteres en cuerpos planetarios del sistema Solar

90px	En Mercurio Cráteres en la superficie de Mercurio. Imagen captada por la misión Mariner 10 El planeta Mercurio carece prácticamente de atmósfera y, por consiguiente, su suelo presenta un aspecto que en nada difiere del de la Luna: la superficie mercuriana está enteramente salpicada de cráteres de impacto.
90px	En Venus Cráter Dickinson en la superficie de Venus. Imagen tomada por la misión Magallanes En Venus existen alrededor de un millar de cráteres de impacto con tamaños que varían entre 1,5 y 280 km. No los hay con un diámetro menor debido a la densidad de la atmósfera, sobreviviendo únicamente aquellos meteoritos que son superiores a un tamaño crítico. Un ejemplo es el cráter Maria Celeste, con 96,6 km de diámetro. La gran actividad volcánica y tectónica que tiene el planeta hace que existan menos cráteres que en Mercurio.
90px	En la Tierra Cráter del Meteorito o Cráter Barringer, en Flagstaff, Arizona Pese a su atmósfera mucho más densa que la de Marte, la Tierra no ha escapado al bombardeo meteorítico. Suponiendo que en promedio pasen 10.000 años entre la caída de 2 meteoritos capaces de excavar un cráter de 750 m de diámetro, desde hace 4.000 millones de años terrestres han debido caer unos 400.000. Y teniendo en cuenta que los mares ocupan las siete décimas partes de la superficie del globo, sólo en los continentes deben existir unos 120.000 astroblemas de más o menos 750 m de diámetro. De ellos han sido inventariados unos centenares presuntamente meteoríticos, entre los cuales cerca de 170 lo son ciertamente o con mucha probabilidad. El más conocido en el Cráter Barringer, en Flagstaff, Arizona. El mayor de todos se encuentra cerca de la ciudad de Astaná, Kazajistán, que mide 350 km de diámetro. Ver: Lista de cráteres en la Tierra
90px	En la Luna Cráter Copernicus en la superficie de la Luna. Imagen tomada por la misión Apolo 17 Acribillado por proyectiles celestes de todos los tamaños, el suelo lunar presenta hoy millones de cráteres cuyo diámetro se halla comprendido entre algunos centímetros a centenares de kilómetros. Como la caída de los meteoritos ha ocurrido desde hace miles de millones de años, muchos cráteres recientes se han formado en la estructura de otros anteriores. Ver: Lista de cráteres de la Luna
90px	En Marte Galle conocido como "Happy Face Crater". Marte tiene una atmósfera tan tenue que ha podido ser franqueada por un número de meteoritos proporcionalmente menor que el de los que han acribillado el suelo lunar, pero mayor que el de los que han caído sobre la Tierra en el mismo tiempo. Por otra parte, por tenue que sea su atmósfera, ella ha ejercido durante millones de años una acción erosiva que ha colmado muchos cráteres menores y desgastado las murallas de los mayores. El suelo marciano conserva actualmente no pocos cráteres, pero no está salpicado enteramente como la Luna o Mercurio.

Cráteres meteoríticos en la Tierra

Ordenados por continentes, en cada enlace siguiente aparece una lista de cráteres meteoríticos inventariados por los científicos:

• En Europa
• En Asia
• En África
• En América
• En Oceanía

Véase también

• Astrogeología
• Cráter del Meteorito Barringer

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Représentation d'artiste d'un impact météoritique d'ampleur planétaire.

Un cratère d'impact est la dépression de forme plus ou moins circulaire issue de la collision d'un objet sur un autre de taille suffisamment grande pour qu'il ne soit pas complètement détruit par l'impact. L'expression est particulièrement utilisée en astronomie pour désigner la dépression résultant d'un impact cosmique, c'est-à-dire de la collision d'objets célestes (un astéroïde ou une comète) percutant la Terre, la Lune ou tout autre corps solide se mouvant dans l'espace et suffisamment gros pour que la puissance de l'impact ne cause pas sa destruction.

Plus particulièrement, on désigne sous le terme astroblème les structures d'impacts terrestres qui sont devenues plus ou moins facilement identifiables à cause de l'œuvre des différents agents d'érosion. Le cratère n'est qu'un des éléments constitutifs de l'astroblème.

Historique

Article de 1905 sur les cratères lunaires.

Les cratères lunaires ont reçu différentes interprétations au cours des siècles : récif corallien, anneaux de glace selon la doctrine de la glace éternelle d'Hans Hörbiger, cyclones, trous creusés par les sélénites selon Johannes Kepler, volcanisme selon l’Astronomie populaire de François Arago ou Camille Flammarion.

Le géologue et homme d'affaires américain Daniel Moreau Barringer se convainc de la preuve de l'existence sur Terre d'un cratère d'impact en 1902, en découvrant dans le Meteor Crater (Arizona) des petits morceaux de fer qu'il attribue à la chute d'une météorite de fer. Mais son hypothèse est peu acceptée par la communauté scientifique qui, à l'instar du géologue Walter Hermann Bucher, privilégie l'hypothèse de l'explosion volcanique, jusqu'aux travaux d'Eugene M. Shoemaker qui met en évidence en 1960 au niveau de Meteor Crater des cristaux de coésite révélateurs d'un fort impactisme.

Munis d'une meilleure connaissance des , Carlyle Smith Beals et ses collègues de l'Observatoire fédéral de Victoria, ainsi que Wolf von Engelhardt de l'Université Eberhard Karl de Tübingen commencent à la fin des années 1960 une recherche systématique des cratères d'impact, ils en identifient plus de 50 en 1970. Bien que leurs recherches soient controversées, le Programme Apollo fournit des preuves à l'appui en révélant le fort taux de cratérisation de la Lune, suggérant ainsi que la Terre a reçu également le Grand bombardement tardif mais que l'érosion a fait disparaître la majorité de ses cratères d'impact.

Les cratères terrestres

Plantilla:Article détaillé Sur Terre les cratères d'impact sont rarement faciles à identifier depuis 1998. Jusqu’aux années 1960, début de « l’ère spatiale », ils étaient, sauf rares exceptions, rapportés à des phénomènes volcaniques. Les progrès apportés par les études spatiales, le développement de l’imagerie géologique, satellitaire ou géophysique, ont permis aux géologues de rectifier peu à peu les anciennes confusions tout en multipliant les nouvelles découvertes.

Toutefois, des conditions propres à la Terre dégradent rapidement les cratères :

• la Terre dispose d’une atmosphère très protectrice, ainsi la plupart des météorites de moins de 10 m de diamètre ne parviennent pas jusqu’au sol. Les météorites plus grosses (jusqu’à 20 m) explosent en vol et leurs fragments sont trop ralentis et n’ont plus assez d’énergie pour laisser de gros cratères ;
• la Terre subit l’érosion par ruissellement d’eau, et par l’effet du vent ;
• la vie, phénomène qui a pris sur Terre une ampleur unique dans le système solaire, accélère considérablement la vitesse de sédimentation dans l’eau, en surface elle génère l’accumulation des couches végétales, ce qui recouvre les cratères ;
• la tectonique est encore active : une grande partie de la surface terrestre est donc constamment renouvelée en remplacement d’une autre qui disparaît ;
• 70 % de la surface de la planète est recouverte d’eau qui atténue les effets de l’impact.

Les impacts qui ont laissé de grands cratères (de plus d’une centaine de kilomètres de diamètre) sont vraisemblablement impliqués dans l’évolution des espèces vivantes. Par exemple, l’impact qui a généré le cratère de Chicxulub a contribué à l’extinction massive entre le Crétacé et le Tertiaire, dont les dinosaures seraient les plus célèbres victimes.

On découvre aussi que divers gisements de richesses métalliques sont liés à de tels impacts comme les gisements d’or et de platine de Sudbury au Canada.

Le plus jeune cratère d'impact terrestre est celui de la météorite de Carancas qui voit le 15 septembre 2007 la formation d'un cratère en direct au Pérou. Jusqu'à une date très récente, le plus vieux connu était celui de Vredefort en Afrique du Sud : daté de 2,023 milliards d'années, c'était le plus grand cratère jamais enregistré sur Terre avec un diamètre d'approximativement 300 kilomètres. En 2012, la découverte du cratère de Maniitsoq datant de 3 milliards d'années en fait le plus ancien avant celui de Vredefort.

Fréquence des impacts terrestres

Le géologue Charles Frankel donne quelques estimations statistiques sur les fréquences d'impact :

• 100 à 200 millions d'années pour les astéroïdes de 10 kilomètres de diamètre, correspondant à la dimension de celui de Chicxulub.
• 25 millions d'années pour un projectile de 5 kilomètres de diamètre dont la force d'impact pourrait détruire la civilisation humaine.
• Un million d'années pour les bolides dont la taille approche le kilomètre.
• 100.000 ans pour les objets mesurant 500 mètres.
• tous les 5.000 pour les astéroïdes de 100 mètres de diamètre.

Les cratères lunaires

Plantilla:Article détaillé La Lune qui possède peu d'eau, une atmosphère négligeable et aucune forme de vie, conserve les cicatrices laissées par tous les impacts qu’elle a reçus depuis que sa tectonique s’est figée. Cela donne une bonne indication sur la quantité d’objets célestes qui ont percuté la Terre.

Vocabulaire associé aux impacts

L’étude des cratères générés par des impacts météoritiques nécessite l’utilisation d’un vocabulaire et de définitions propres à bien décrire leurs caractéristiques géométriques.

En 1998, puis en 2004, des scientifiques ont posé les définitions principales qui décrivent les divers paramètres et formes des cratères d'impact. Ils encouragent fortement les personnes étudiant les impacts à employer la même terminologie. En 2005, une partie de ces auteurs a réalisé un programme de calcul des effets d’un impact apportant quelques retouches à ces définitions et en ajoutant de nouvelles. Ces définitions sont reproduites ici.

Terminologie officielle

Les définitions (en gras) sont apportées dans le texte décrivant les différentes étapes de la formation du cratère. La traduction anglaise est mentionnée en italiques pour aider à la lecture des publications scientifiques souvent écrites dans cette langue.

Définitions des termes

thumb|Cratère simple, en forme de bol, avec des bords surélevés. Cratère complexe plus large avec un pic central, des terrasses et des dépôts. Lorsque la météorite arrive au sol, elle y pénètre rapidement en se vaporisant sous l’énorme énergie de l’impact. Le sol se comporte comme une matière élastique – à sa mesure – et s’enfonce profondément, tout en se vaporisant et en se fracturant. Au bout de quelques secondes, le trou parvient à sa dimension maximale, c'est le cratère transitoire (transient crater).

Ensuite, le sol reprend sa place, c'est le rebond (rebound). Il ne reste à la fin qu’un cratère final (final crater) dont la forme dépend du volume de sous-sol vaporisé et éjecté, de la compression résiduelle dans les roches, de la puissance du rebond, et des glissements de terrains et éboulements des parois et des retombées. Le cratère final mettra quelques semaines ou mois à se stabiliser avant que l’érosion ne l’entame.

C'est l'angle avec lequel la météorite percute le sol qui influe sur la circularité du cratère, et non la forme de la météorite. Plus l'angle est rasant, plus le cratère sera allongé, mais c'est en dessous d'un angle de 45° que l'allongement sera notable.

Aujourd’hui, la plupart des grands cratères ne sont visibles que sous leur forme érodée et l'on ne peut mesurer qu’un cratère apparent (apparent crater) dont la forme est plus ou moins visible selon le degré de l’érosion, des recharges en sédiments ou des mouvements du sous-sol.

Lors du rebond, et quand la taille du cratère est suffisante, le centre se soulève plus que les alentours, un peu comme une goutte d'eau. Il se forme un soulèvement central (central uplift) plus ou moins important qui peut remonter plus haut que le fond du cratère. Il se forme alors un pic central (central peak) plus ou moins prononcé.

• Simulation en laboratoire d'un cratère d'impact
• 
  cratère simple
  (Meteor Crater, USA)
• 
  cratère de transition
  (Mars)
• 
  cratère complexe à pic central
  (Tycho, Lune)
• 
  cratère à anneaux multiples
  (Vredefort, Afr. du Sud)
• 
  bassin
  (Mare Imbrium, Lune)

Les cratères présentant un pic central sont appelés des cratères complexes (complex crater) en opposition aux cratères simples (simple crater) qui n'en possèdent pas. En pratique, sur Terre, les cratères dont le diamètre final fait moins de 3,2 kilomètres sont simples, au-delà, ils sont complexes (ce qui correspond à un diamètre transitoire d’environ 2,6 kilomètres).

La transition entre cratère simple et cratère complexe ne se fait pas brutalement. Entre le cratère simple dont la cavité est en forme de bol et le cratère complexe avec pic central, on trouve le cratère de transition (transition crater) dont la forme ressemble à un bol à fond plat.

Dans les très gros impacts, le pic central peut s’élever au-delà de sa hauteur de stabilité et retomber à nouveau, créant de fait un cratère à anneaux multiples (multi-ring crater) qui est une forme de cratère complexe. Le pic central est remplacé par une structure annulaire centrale plus ou moins prononcée, l'anneau central (peak ring).

Lorsque la météorite est suffisamment grosse pour percer la croûte et provoquer des épanchements magmatiques, on parle de bassin (basin) et non plus de cratère.

Autres termes

L'ensemble des traînées disposées de manière radiale autour du cratère est appelé structure rayonnée. Comme cette structure s'étend au-delà du cratère, elle n'en fait pas partie mais elle est un des éléments constitutifs de l'astroblème. Son existence est éphémère sur Terre à cause de l'érosion qui en efface rapidement les traces. C'est sur la Lune et dans une moindre mesure sur Mars (toujours à cause de l'érosion) que ces structures sont les plus visibles.

Dimensions associées aux cratères d'impact

Afin d'éviter toute confusion dans la terminologie, un groupe d'experts s'est réuni en 2004 et a publié une définition officielle des dimensions principales associées aux cratères d'impact.

• 
  Dimensions associées au cratère transitoire
• 
  Dimensions associées au cratère simple
• 
  Dimensions associées au cratère complexe

Les diamètres

D_tc = diamètre du cratère transitoire

• Le cratère transitoire a une forme intermédiaire entre un hémisphère et un paraboloïde de révolution. Le diamètre est mesuré théoriquement entre l’intersection des bords du trou avec la surface du sol avant l’impact. On fait donc abstraction du soulèvement du terrain autour du cratère.

D_sc = diamètre de transition simple-complexe

• Si le diamètre final D_fr est inférieur à D_sc alors le cratère est simple, sinon il est complexe. La valeur de D_sc varie d'une planète à l'autre et varie aussi en fonction de la nature du terrain cible.

D_tr = diamètre du cratère transitoire crête à crête.

• Ici le diamètre est mesuré sur la crête des lèvres du bord du cratère. Ce n’est pas le diamètre de référence pour mesurer le cratère transitoire (on utilise plutôt D_tc). Cette grandeur est rarement utilisée.

D_fr = diamètre final crête à crête

• Pour un cratère simple, il s’agit du diamètre pris en haut des talus du bord du cratère (après que le cratère s'est stabilisé, mais avant l’action de l’érosion)
• Pour un cratère complexe, il s’agit du diamètre pris entre les bords (rim) les plus éloignés du centre.

D_a = diamètre apparent

• Diamètre du cratère mesuré dans le plan du sol avant l'impact. Il est complexe à mesurer, et souvent très imprécis dans le cas des cratères érodés. On tient compte pour le déterminer de l’extension des effets de l’impact visibles sur le terrain (brèches, cataclases), le sous-sol (failles, cristaux choqués, pseudotachylites, pendage des couches…), ou d’autres méthodes d’investigation (micro-gravimétrie, micro-magnétographie…), et enfin de l'érosion du terrain.

D_cp = diamètre du pic central

• Il est mesuré à l’endroit où le pic déborde de la surface du fond du cratère. Cette grandeur est très aléatoire car il est difficile de savoir avec précision à quel moment se passe cette transition, surtout dans les cratères érodés.

D_cu = diamètre du soulèvement central

• Il est mesuré au niveau où les effets du soulèvement cessent d’être notables. Là aussi, cette dimension est très difficile à mesurer en raison de la grande profondeur de ce niveau (plusieurs kilomètres). C’est toutefois la seule mesure possible lorsque l’érosion a complètement effacé le pic central et ce soulèvement est parfois la seule trace encore visible d’un impact.

Les profondeurs, hauteurs et épaisseurs

Il n'y a pas encore de terminologie bien établie pour décrire ces grandeurs sans équivoque. Il faut donc pour l'instant se contenter des schémas ci-dessus qui illustrent les grandeurs utilisées dans cet article.

Quelques formules pour les impacts terrestres

L'un des critères de base pour déterminer la forme d'un cratère est son diamètre transitoire.

Une fois que l'on connaît les paramètres de l'impacteur et de la cible, diverses théories permettent de calculer le cratère transitoire généré par l'impact. Il serait ambitieux d'en dresser une liste exhaustive. Ces formules sont issues des recommandations du Earth Impact Effects Program.

Données et unités

Dans ces formules, les termes sont définis de la façon suivante :

• $D_{sc}\,$ : diamètre transitoire de transition entre les cratères simples et complexes, sur Terre égal à :
  • 3.200 m lorsqu'on ne connaît pas la nature du terrain cible ;
  • 2.250 m dans un terrain sédimentaire ;
  • 4.750 m dans un terrain cristallin ;
• $\rho _{i}\,$ : masse volumique de l'astéroïde, en kg/m³ (et $m_{i}$ sa masse en kg)
• $\rho _{c}\,$ : masse volumique de la cible, en kg/m³
• $\phi _{i}\,$ : diamètre de la météorite, en m
• $v_{i}\,$ : vitesse de la météorite à l'impact, en m/s
• $g\,$ : accélération de la pesanteur de la cible (égal à Plantilla:Unité sur Terre)
• $\theta \,$ : angle de l'impact, par rapport à l'horizontale. Pour impact vertical, $\theta$ = 90°

Tous les diamètres, profondeurs, épaisseurs et hauteurs sont exprimés en m.

La nature du cratère ne passe pas directement d'un cratère simple à un cratère complexe à pic central. La transition se fait progressivement. De même, lorsque le diamètre final est supérieur à :

• 10.200 m dans un terrain sédimentaire ;
• 12.000 m dans un terrain cristallin ;

alors le cratère prend une morphologie à anneau central.

Taille du cratère transitoire

Diamètre du cratère transitoire

$D_{tc}=1{,}161\cdot \left({\frac {\rho _{i}}{\rho _{c}}}\right)^{\frac {1}{3}}\cdot \phi _{i}^{0{,}78}\cdot v_{i}^{0{,}44}\cdot g^{-0{,}22}\cdot \sin ^{1 \over 3}(\theta )$

Profondeur du cratère transitoire

$d_{tc}=0{,}356\cdot D_{tc}$

Diamètre final du cratère

Si $D_{fr}<D_{sc}\,$, le cratère est un cratère simple :
$D_{fr}=1{,}25\cdot D_{tc}$, d'après Marcus, Melosh et Collins (2004)

Sinon, le cratère est complexe et :
$D_{fr}=1{,}17\cdot D_{tc}^{1{,}13}\cdot D_{sc}^{-0{,}13}$, d'après McKinnon et Schenk (1985)

Hauteur des bords du cratère

$h_{fr}=0{,}07\cdot {\frac {D_{tc}^{4}}{D_{fr}^{3}}}$

Valable pour les cratères simples et complexes.

Épaisseur des brèches

Pour un cratère simple :

$t_{br}=0{,}0896\cdot D_{fr}^{3}\left({\frac {d_{tc}+h_{fr}}{d_{tc}\cdot D_{fr}^{2}}}\right)$

Pour un cratère complexe :

$t_{m}=4\cdot {\frac {V_{m}}{\pi \cdot D_{tc}^{2}}}$, avec

• $V_{m}=8{,}9\cdot 10^{-12}\cdot E\cdot \sin(\theta )$, le volume des brèches (en $m^{3}$),
• $E={\frac {1}{2}}m_{i}\cdot v_{i}^{2}$, l'énergie de l'impact (en J)

Profondeur finale du cratère lunaire

Il s'agit de la distance entre le haut des bords du cratère (ligne de crête) et le haut de la lentille de brèches qui recouvre le fond du cratère.

Pour un cratère simple :

$d_{fr}=d_{tc}+h_{fr}-t_{br}\,$

Pour un cratère complexe :

$d_{fr}=50{,}36\cdot D_{fr}^{0{,}3}\,$

On ne peut pas déduire l'épaisseur de la couche de roches fondues $t_{m}\,$ à partir de la formule précédente pour les cratères complexes

Quelques ordres de grandeur sur les impacteurs

Deux types d'objets célestes peuvent entrer en collision avec notre planète, les astéroïdes et les comètes :

• les astéroïdes sont composés de roches et de métaux et leur masse volumique varie entre 2000 et 8000 $kg.m^{-3}$. Leur vitesse à l'entrée dans l'atmosphère est comprise entre 11 et 21 $km.s^{-1}$.
• les comètes sont essentiellement composées de glace. Leur densité est comprise entre 500 et 1500 $kg.m^{-3}$ et leur vitesse entre 30 et 72 $km.s^{-1}$.

D'autres objets - non observés à ce jour - peuvent potentiellement percuter la Terre. Il s'agit d'objets interstellaires. Leur vitesse est supérieure à 72 $km.s^{-1}$ (sinon ils orbiteraient autour du Soleil). De par leur origine, leur nature et densité sont inconnues.

Voir aussi

Articles connexes

• Cratère volcanique
• Profondeur d'impact
• Liste de cratères d'impact
• Liste de cratères d'impact sur Terre
• Plantilla:Traduction
• Cratère à piédestal

Liens externes

• Les cratères d'impact (Nirgal) : Article extrêmement complet les impacts en général (et de Mars en particulier)
• (anglès) Kord Ernstson glossary : Glossaire des termes relatifs aux impacts
• (anglès) Earth Impact Database : base de données des astroblèmes terrestres
• (anglès) Jarmo Moilanen's list of World's impact craters : une autre base de données qui indique aussi les cratères supposés et ceux qui ont été discrédités
• (anglès) Google Earth & Impact craters Liste des cratères terrestres dans Google Earth
• L'origine des cratères et des mers lunaires sur cosmovisions.com

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