Cràter d'impacte

De Viquipèdia
Salta a: navegació, cerca
Per a altres significats, vegeu «Cràter».
Infotaula de geografia físicaCràter d'impacte
Barringer Crater aerial photo by USGS.jpg
Tipologia accident geogràfic
És part de Nomenclatura planetària

Modifica dades a Wikidata

Un cràter d'impacte és una depressió aproximadament circular a la superfície d'un planeta, satèl·lit o un altre cos sòlid del Sistema Solar (planeta nan, asteroide...), format per l'impacte hiperveloç d'un cos més petit (un meteorit, asteroide o cometa). S'utilitza habitualment l'expressió llatina «crater» per designar amb la terminologia oficial els cràters d'impacte sobre cossos celestes diferents de la Terra, d'acord amb una convenció establerta per la Unió Astronòmica Internacional (UAI).

En contrast amb els cràters volcànics, que resulten d'una explosió o un col·lapse intern,[1] els cràters d'impacte solen tenir vores i sòls més baixos que els terrenys circumdants.[2] Encara que el cràter meteorític potser sigui l'exemple més conegut d'un petit cràter d'impacte a la Terra, els cràters d'impacte van des de depressions petites, simples i en forma de bol fins a conques d'impacte grans i complexes.

Segell soviètic de 1957 dedicat al desè aniversari de la caiguda del meteorit de Sikhote-Alin, que va crear diversos cràters d'impacte (el més gran tenia 26 m de diàmetre i 6 m de profunditat)

Els cràters d'impacte són les característiques geogràfiques dominants en molts objectes sòlids del Sistema Solar que inclouen la Lluna, Mercuri, Cal·listo, Ganimedes i moltes llunes més petites, i els asteroides. En altres planetes i satèl·lits que experimenten processos geològics de superfície més actius, com la Terra, Venus, Mart, Europa, Io i Tità, els cràters d'impacte visibles són menys freqüents, ja que s'erosionen, queden enterrats o són transformats per la tectònica amb el pas del temps. Quan aquests processos han destruït la major part de la topografia original del cràter, els termes «estructura d'impacte» o «astroblema» són utilitzats més habitualment.

En la literatura, abans que la importància dels cràters d'impacte fos àmpliament reconeguda, es van utilitzar sovint els termes «criptoexplosió» o «estructura criptovolcànica» per descriure el que ara es reconeix com a característiques relacionades amb els cràters d'impacte de la Terra.[3]

Els cràters amb una superfície molt antiga, com els de Mercuri, la Lluna i els de les terres altes del sud de Mart, es van formar durant període del gran bombardeig tardà en el Sistema Solar interior, fa uns 3.900 milions d'anys. El nombre de cràters formats a la Terra ha sigut considerablement menor, però és apreciable (d'un a tres impactes prou grans per produir un cràter de 20 km de diàmetre aproximadament cada milió d'anys).[4][5] El nombre de cràters que es formen en el Sistema Solar interior varia com a conseqüència de col·lisions en el cinturó d'asteroides, que creen una família de fragments que sovint viatgen en cascada cap al Sistema Solar interior.[6] Es pensa que la família d'asteroides Baptistina, formada en una col·lisió fa 160 milions d'anys, ha provocat un gran augment en el nombre d'impacte, potser causant l'impacte del Chicxulub que podria haver desencadenat l'extinció del Cretaci-Terciari fa 66 milions d'anys.[6] S'ha de tenir en compte que el nombre de cràters d'impacte en el Sistema Solar exterior pot ser diferent al del Sistema Solar intern.[7]

Encara que els processos actius de la superfície terrestre destrueixen ràpidament els registres dels impactes, s'han identificat prop de 190 cràters d'impacte terrestres.[8] Aquests varien de diàmetre d'unes poques desenes de metres fins a uns 300 km i tenen una antiguitat des de pocs anys (per exemple, la creació dels cràters de Sikhote-Alin a Rússia van ser presenciats el 1947) fins a més de 2.000 milions d'anys, tot i que la majoria tenen menys de 500 milions d'anys d'antiguitat perquè els processos geològics solen destruir els cràters més antics. També es troben de manera selectiva a les regions interiors estables dels continents. S'han descobert pocs cràters submarins a causa de la dificultat d'estudiar el fons del mar, la velocitat de canvi del fons oceànic i la subducció del fons oceànic a l'interior de la Terra mitjançant processos de tectònica de plaques.

Els cràters d'impacte no s'han de confondre amb formacions semblants des de l'aire, com les calderes, cenotes, circs glacials, dics anul·lars, doms salins i altres.

Història del seu estudi[modifica | modifica el codi]

Article de 1905 sobre els cràters lunars

Els cràters lunars han rebut diferents interpretacions al llarg dels segles: esculls de corall, anells de gel segons la doctrina del gel etern (Welteislehre) de Hans Hörbiger, ciclons,[9] forats excavats pels selenites segons Johannes Kepler, volcanisme segons l'Astronomia popular de François Arago o Camille Flammarion.[10]

Eugene Shoemaker (1928-1997), pioner en la investigació dels cràter d'impacte, aquí amb un microscopi cristal·logràfic que s'utilitza per examinar els meteorits

El geòleg i empresari estatunidenc Daniel Moreau Barringer es va convèncer de l'existència de cràters d'impacte a la Terra el 1902, quan va ser el primer en identificar una estructura geològica de cràter d'impacte al descobrir en el Meteor Crater (Arizona) petits fragments de ferro que s'atribueixen a la caiguda d'un meteorit de ferro.[11] Però la seva hipòtesi va ser poc acceptada per la comunitat científica, que, com el geòleg Walter Hermann Bucher, estava a favor de la hipòtesi de l'explosió volcànica.[Nota 1]

L'assumpte va romandre subjecte a l'especulació fins als anys seixanta; al llarg dels anys, molts geòlegs (incloent Eugene M. Shoemaker, co-descobridor del cometa Shoemaker-Levy 9) van realitzar estudis detallats sobre els cràters, trobant proves clares d'haver estat creats per impactes, identificant els efectes del metamorfisme de xoc dels minerals, que només estan associats amb llocs d'un impacte, dels quals el més familiar és la coesita trobada a la superfície del Meteor Crater, que revela un fort impacte.[12]

Amb un millor coneixement del quars d'impacte, Carlyle Smith Beals i els seus col·legues de l'Observatori Federal de Victoria (Canadà), i Wolf von Engelhardt de la Universitat de Tübingen (Alemanya), van començar a finals de la dècada del 1960 una recerca sistemàtica dels cràters d'impacte, i van identificar més de 50 en 1970. Encara que la seva investigació va ser controvertida, el programa Apollo va proporcionar evidències de suport al revelar l'alta taxa de craterització de la Lluna,[13] el que suggereix que la Terra també va rebre el Gran bombardeig tardà, però que l'erosió ha eliminat la majoria dels seus cràters d'impacte.[14]

La formació dels cràters d'impacte[modifica | modifica el codi]

Simulació de laboratori d'un esdeveniment d'impacte i formació del cràter (video)
Seqüència de formació d'un cràter d'impacte

El cràter d'impacte implica col·lisions d'alta velocitat entre objectes sòlids, generalment molt més grans que la velocitat del so en aquests objectes. Aquests impactes d'alta velocitat produeixen efectes físics com la fusió i la vaporització que no ocorren en la família de col·lisions sub-sòniques. A la Terra, ignorant els efectes de desacceleració del recorregut per l'atmosfera, la velocitat d'impacte més baixa d'un objecte que prové de l'espai és igual a la velocitat d'escapament gravitacional (uns 11 km/s). Els impactes més ràpids es produeixen a uns 72 km/s[15] en l'escenari del «pitjor cas», en què un objecte en una òrbita quasi parabòlica retrògrada colpeja a la Terra.[Nota 2] La velocitat mitjana d'impacte a la Terra és d'uns 20 km/s.[16]

No obstant això, els efectes de desacceleració durant el recorregut per l'atmosfera disminueixen ràpidament qualsevol objecte impactant potencial, especialment en els de menys de 12 km, on el 90% de la massa es queda a l'atmosfera terrestre. Els meteorits de fins a 7.000 kg perden tota la seva velocitat còsmica a causa del fregament atmosfèric a certa altitud (punt de retard) i comencen a accelerar de nou a causa de la gravetat de la Terra fins que el cos arriba a la seva velocitat terminal de 0,09 a 0,16 km/s.[15] Com més gran sigui el meteoroide (és a dir asteroides i cometes), més conserva la seva velocitat còsmica inicial. Mentre un objecte de 9.000 kg manté al voltant del 6% de la seva velocitat original, un de 900.000 kg ja conserva al voltant del 70%. Els cossos extremadament grans (unes 100.000 tones) no es veuen desaccelerats per l'atmosfera i tenen un impacte amb la seva velocitat còmica inicial si no es produeix una desintegració prèvia.[15]

Els impactes a aquestes altes velocitats produeixen ones de xoc en materials sòlids, i tant l'impactador com el material impactat es comprimeixen ràpidament a alta densitat. Després de la compressió inicial, la regió d'alta densitat, sobrecomprimida, depressura ràpidament, explotant violentament, per posar en marxa la seqüència d'esdeveniments que produeixen el cràter d'impacte. La formació d'un cràter d'impacte és, per tant, més propera a la del cràter per grans explosius que per desplaçament mecànic. De fet, la densitat d'energia d'algun material implicat en la formació de cràters d'impacte és moltes vegades superior a la que generen els grans explosius. Atès que els cràters són causats per explosions, gairebé sempre són circulars, només els impactes d'angle baix causen cràters significativament el·líptics.[17]

Això descriu els impactes sobre superfícies sòlides. Els impactes sobre superfícies poroses, com la d'Hiperió, poden produir una compressió interna sense ejeccions, creant un forat a la superfície sense formar cràters. Això pot explicar l'aparença d'«esponja» d'aquesta lluna.[18]

És convenient dividir conceptualment el procés d'impacte en tres etapes diferents:

  • contacte i compressió,
  • excavació,
  • modificació i col·lapse.

A la pràctica, hi ha una superposició entre els tres processos, per exemple, amb l'excavació del cràter que continua en algunes regions, mentre que la modificació i el col·lapse ja estan en marxa en altres.

Contacte i compressió[modifica | modifica el codi]

Freqüència de petits asteroides d'aproximadament 1 a 20 metres de diàmetre que afecten l'atmosfera de la Terra

Els cràters són menys nombrosos en els planetes que tenen un embolcall gasós. La fricció amb l'atmosfera frena bruscament als meteorits i aquests pateixen un escalfament molt intens. La seva temperatura arriba a milers de graus i pot donar lloc a tres fenòmens diferents segons siguin la composició, la massa, la velocitat, la direcció i la forma del meteorit. Es pot produir:

  • volatilització a gran altura (cau llavors lentament a terra un polsim meteorític);
  • desintegració prop del sòl, deguda a l'enorme diferència de temperatura entre l'interior i l'exterior del meteorit (en aquest cas els fragments majors projectats en la direcció del sòl es comporten en el terreny com si fossin altres tants meteorits primaris);
  • desgast considerable durant la travessia de l'atmosfera (ablació). En aquest cas pot arribar a terra una mena bloc homogeni, que si mesura diversos metres produeix la desintegració explosiva ja assenyalada.

Així, la presència d'atmosfera té com a conseqüència la reducció del nombre i les dimensions dels meteorits que arriben a terra.

En absència d'atmosfera, el procés d'impacte comença quan l'objecte impactador toca la superfície de l'objectiu. Aquest contacte accelera l'objectiu i disminueix la velocitat de l'impactador. Com que l'impactador es mou molt ràpidament, la part posterior de l'objecte es mou una distància significativa durant un temps breu però finit degut a la desacceleració, per a propagar-se a través de l'impactador. Com a resultat, l'impactador es comprimeix, la seva densitat augmenta, i la pressió dins d'ell augmenta de forma espectacular. Les pressions màximes en grans impactes superen 1 TPa per aconseguir valors més habituals que es troben en l'interior dels planetes, o generats artificialment en explosions nuclears.

En termes físics, s'origina des del punt de contacte una ona de xoc. A mesura que s'expandeix aquesta ona de xoc, disminueix i comprimeix l'impactador i accelera i comprimeix l'objectiu. Els nivells de pressió dins de l'ona de xoc superen amb escreix la força dels materials sòlids; en conseqüència, tant l'impactador com l'objectiu proper al lloc d'impacte es veuen irreversiblement danyats. Molts minerals cristal·lins poden transformar-se en fases de major densitat per les ones de xoc; per exemple, el quars mineral comú pot transformar-se en formes de major pressió formades per coesita i stishovita. Es produeixen molts altres canvis relacionats amb l'impacte tant a l'impactador com a l'objectiu a mesura que passa l'ona de xoc, i alguns d'aquests canvis es poden utilitzar com a eines de diagnòstic per determinar si es van produir característiques geològiques particulars per impacte.[17]

A mesura que l'ona de xoc disminueix, la regió impactada es descomprimeix fins a pressions i densitats més habituals. El dany produït per l'ona de xoc augmenta la temperatura del material. En tots els impactes més petits, però, aquest augment de temperatura és suficient per fondre l'impactador, i en impactes més grans per vaporitzar la major part d'ell i per fondre grans volums de l'objectiu. A més de ser escalfat, l'objectiu prop de l'impacte s'accelera amb l'ona de xoc i continua allunyant-se de l'impacte darrere de l'ona de xoc en decadència.[17]

Excavació[modifica | modifica el codi]

El contacte, la compressió, la descompressió i el pas de l'ona de xoc es produeixen al cap d'unes quantes dècimes de segon després d'un gran impacte. La posterior excavació del cràter es produeix més lentament, i durant aquesta etapa el flux de material és en gran part subsònic. Durant l'excavació, el cràter creix a mesura que el material accelerat de l'objectiu s'allunya del punt d'impacte. El moviment de l'objectiu és inicialment cap avall i cap a fora, però aviat canvia cap a l'exterior i cap a fora. El flux produeix inicialment una cavitat aproximadament hemisfèrica que continua creixent, produint eventualment un cràter paraboloide (en forma de bol) en el qual el centre és empès cap avall i s'expulsa un volum significatiu de material (ejeccions) i topogràficament s'eleva la vora del cràter. Quan aquesta cavitat ha arribat a la seva mida màxima, s'anomena «cavitat transitòria».[17]

La profunditat de la cavitat transitòria és normalment d'un quart a un terç del seu diàmetre. L'ejecció expulsada del cràter no inclou el material excavat des de la profunditat de la cavitat transitòria; normalment la profunditat d'excavació màxima és només d'un terç de la profunditat total. Com a resultat, aproximadament un terç del volum del cràter transitori està format per l'expulsió del material, i els dos terços restants es formen mitjançant el desplaçament del material cap avall, cap a fora i cap amunt, per formar la vora elevada. Per als impactes en materials altament porosos, un volum important del cràter també pot estar format per la compactació permanent de l'espai dels porus. Aquests «cràters de compactació» poden ser importants en molts asteroides, cometes i llunes petites.

En grans impactes, a més dels materials desplaçats i expulsats per formar el cràter, es poden esmorteir volums significatius de material de l'objectiu juntament amb l'impactador original. Alguns d'aquest impactes poden expulsar la roca fosca, però la major part es troba dins del cràter transitori, inicialment formant una capa d'impacte capaç de fondre l'interior de la cavitat transitòria. Hi ha hagut casos, quan la massa de l'impactador ha sigut 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.

Per contra, el material vaporitzat dens i calent s'expandeix ràpidament per la cavitat creixent, portant algun material sòlid i fos en el seu interior tal com ho fa. A mesura que s'expandeix aquest núvol de vapor calent, s'eleva i es refreda formant un núvol molt semblant als «bolets» típics generat per grans explosions nuclears. En grans impactes, el núvol de vapor en expansió es pot elevar a moltes vegades l'alçada de l'atmosfera, expandint-se eficaçment cap a l'espai lliure.

La major part del material expulsat del cràter es diposita dins d'uns pocs radis del cràter, però una petita fracció pot recórrer grans distàncies a alta velocitat i, en grans impactes, pot sobrepassar la velocitat d'escapament i abandonar completament l'objecte impactat. La major part del material més ràpid s'expulsa de prop del centre d'impacte, i el material més lent s'expulsa a prop de la vora a velocitats baixes per formar bolcat coherent de solapa d'ejeccions immediatament fora de la vora. A mesura que les ejeccions escapen del cràter creixent, forma una cortina en expansió en forma de con invertit. La trajectòria de les partícules individuals dins de la cortina es considera bàsicament balística.

Els volums petits de material no fos i relativament poc impactat poden espal·lar-se a velocitats relatives molt altes des de la superfície del blanc i des de la part posterior de l'impactador. L'espal·lació proporciona un mecanisme potencial pel qual el material es pot expulsar a l'espai interplanetari en bona part intacte i, per tant, els petits volums de l'impactador poden conservar-se intactes fins i tot en grans impactes. També es poden generar dolls de petits volums de material d'alta velocitat a principis de l'impacte. Això passa quan dues superfícies convergeixen ràpidament i obliquament en un angle reduït i el material altament sorprès a alta temperatura s'expulsa de la zona de convergència amb velocitats que poden ser diverses vegades més grans que la velocitat d'impacte.

Modificació i col·lapse[modifica | modifica el codi]

Els fenomens meteorològics poden canviar dràsticament l'aspecte d'un cràter. Aquest monticle en el pol nord de Mart és el resultat d'un cràter d'impacte que va ser enterrat pel sediment i posteriorment desenterrat per l'erosió

En la majoria de les circumstàncies, la cavitat transitòria no és estable i s'enfonsa sota la gravetat. En els petits cràters a la Terra de menys de 4 km de diàmetre hi ha algun col.lapse limitat de la vora del cràter acoblat amb escombraries que llisquen cap avall de les parets del cràter i el material fos de l'impacte que es drena cap a la cavitat més profunda. L'estructura resultant es diu «cràter simple», i manté la forma de bol i superficialment és similar al cràter transitori. En els cràters simples, la cavitat original d'excavació es superposa per lents de bretxa col·lapsa, ejeccions i roca fosa, i una part del pis del cràter central pot ser de vegades plana.

Conca d'impacte mult-anul·lar de Valhalla, a Cal·listo (lluna de Júpiter)

Per sobre d'una determinada grandària, que varia amb la gravetat planetària, el col·lapse i la modificació de la cavitat transitòria, els cràters són molt més extens i l'estructura resultant es coneix com a «cràter complex». El col.lapse de la cavitat transitòria és impulsat per la gravetat, i implica tant l'elevació de la regió central com el col·lapse de la vora interior. L'elevació central és el resultat del rebot elàstic, que és un procés en què un material amb força elàstica intenta tornar a la seva geometria original; més aviat, el col·lapse és un procés en el qual un material amb poca o cap força intenta tornar a un estat d'equilibri gravitacional. Els cràters complexos tenen centres elevats, i tenen un sòl típic de planta plana i de parets en forma de terrassa.

Amb mides més grans, pot aparèixer un o més anells exteriors o interiors, i l'estructura es pot anomenar «conca d'impacte» en lloc d'un cràter d'impacte. La morfologia del cràter complex en els planetes rocosos sembla seguir una seqüència regular amb una dimensió creixent: els cràters complexos petits amb un pic topogràfic central es diuen «cràters de pics centrals», per exemple Tycho; els cràters de grandària mitjana en què el pic central és reemplaçat per un anell de cims s'anomenen «cràters de pic anul·lar», per exemple Schrödinger; i els cràters més grans que contenen múltiples anells topogràfics concèntrics es diuen «conques multi-anul·lars», per exemple Orientale.

En els cossos gelats (a diferència dels rocosos), apareixen altres formes morfològiques que poden tenir pous centrals en lloc de pics centrals, i que en tamanys més grans poden contenir molts anells concèntrics. Valhalla, de Cal·listo, és un exemple d'aquest tipus.

Importància econòmica dels cràters d'impacte[modifica | modifica el codi]

Els cràters d'impacte en la Terra han donat lloc a minerals útils. Alguns dels minerals produïts a partir d'efectes relacionats amb l'impacte amb la Terra inclouen minerals de ferro, urani, or, coure i níquel. S'estima que el valor dels materials extrets de les estructures d'impacte és de 5 mil milions de dòlars USA/any només per a Amèrica del Nord.[19]

Un diagrama esquemàtic d'una secció transversal de NE (esquerra) a SW (dreta) a través del cràter d'impacte de Vredefort de 2020 milions d'anys i com va distorsionar les estructures geològiques contemporànies. Es mostra el nivell d'erosió actual. Johannesburg es troba on la conca de Witwatersrand (la capa groga) s'exposa a la línia de superfície actual, just a l'interior de la vora del cràter, a l'esquerra. No és a escala.

L'eventual utilitat dels cràters d'impacte depèn de diversos factors, especialment la naturalesa dels materials que es van veure afectats i quan els materials es van veure afectats:

  • En alguns casos els dipòsits ja estaven al seu lloc i l'impacte els va portar a la superfície. Aquests s'anomenen «dipòsits econòmics progenètics».
  • Altres es van crear durant l'impacte real i la gran energia implicada va causar la fusió. Els minerals útils formats com a resultat d'aquesta energia es classifiquen com a «dipòsits singenètics».
  • El tercer tipus, anomenat «dipòsits epigenètics», es deu a la creació d'una conca de l'impacte.

Molts dels minerals que les nostres vides modernes en depenen estan associats amb impactes en el passat. El dom de Vredefort, situat al centre de la conca de Witwatersrand, és el camp d'or més gran del món que ha subministrat aproximadament el 40% de tot l'or que s'ha extret en tot el món, és una estructura d'impacte.[20][21][22][23] L'asteroide que va impactar la regió tenia entre 10 i 15 km de diàmetre.

La conca de Sudbury va ser causada per un cos impactant d'entre 10 i 15 km de diàmetre.[24][25] Aquesta conca és famosa pels seus dipòsits de níquel, coure i elements del grup del platí. L'impacte va produir el cràter de Carswell a Saskatchewan (Canadà), que conté dipòsits d'urani.[26][27][28]

Els hidrocarburs són comuns en les estructures d'impacte. El 50% de les estructures d'impacte d'Amèrica del Nord contenen camps de petroli i de gas en les conques sedimentàries.[29][30]

Identificació dels cràters d'impacte[modifica | modifica el codi]

Cràter de Wells Creek a Tennessee, Estats Units. Un primer pla dels cons fracturats desenvolupats en dolomita de gra fi
Mapa aeri de resistivitat electromagnètica del cràter Decorah (USGS)

Els cràters volcànics no explosius solen distingir-se dels cràters d'impacte per la seva forma irregular i l'associació de fluxos volcànics i altres materials volcànics. Els cràters d'impacte també produeixen roques foses, però normalment en volums més petits amb característiques diferents.

La marca distintiva d'un cràter d'impacte és la presència de roques que han sofert efectes del metamorfisme de xoc, com ara cons fracturats, roques foses i deformacions de cristalls. El problema és que aquests materials solen estar profundament enterrats, almenys en els cràters simples. Tanmateix, tendeixen a ser revelats en el centre elevat d'un cràter complex.

Els efectes distintius produïts pel metamorfisme de xoc en els impactes permeten identificar els llocs d'impacte de forma diferent. Aquests efectes del metamorfisme de xoc poden incloure:

  • Una capa de roca fracturada o de bretxes sota el terra del cràter. Aquesta capa s'anomena «lent de bretxa».[31]
  • Cons fracturats, que són impressions en roques en forma de con.[32] Aquests cons es formen amb més facilitat en roques de gra fi.
  • Tipus de roques d'alta temperatura, incloent-hi blocs de sorra laminats i soldats, esferulites i tectites, o salpicadures de roca fosa. Les tectites originades per l'impacte han estat qüestionades per alguns investigadors; s'han observat algunes característiques volcàniques en tectites no trobades en impactes. Les tectites també són més seques (contenen menys aigua) que les típiques roques formades per l'impacte. Tot i que les roques foses per l'impacte s'assemblen a les roques volcàniques, incorporen fragments de roca de fons , formen camps grans i ininterromputs, i tenen una composició química molt més mixta que els materials volcànics allunyats de la Terra. També poden tenir quantitats relativament grans d'elements traça associats amb meteorits, com el níquel, el platí, l'iridi i el cobalt. La literatura científica ha informat que algunes característiques de «xoc», com petits cons fracturats que solen associar-se només amb esdeveniments d'impacte, també s'han trobat en les ejeccions volcàniques terrestre.[33]
  • Deformacions de minerals per pressió microscòpica.[34] Aquests inclouen patrons de fractura en cristalls de quars i feldspat, i la formació de materials d'alta pressió com el diamant, derivats del grafit i altres compostos de carboni, o stishovita i coesita, varietats de quars d'impacte.
  • Els cràters enterrats, com el cràter Decorah, es poden identificar a través de la imatge aèria de resistivitat electromagnètica i la gravimetria.[35]

Dimensions associades als cràters d'impacte[modifica | modifica el codi]

Per evitar confusions en la terminologia, un grup d'experts es va reunir el 2004[36] i va publicar una «definició oficial» de les principals dimensions associades als cràters d'impacte.

Els diàmetres[modifica | modifica el codi]

Dtc = 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.

Dsc = diamètre de transition simple-complexe

  • Si le diamètre final Dfr est inférieur à Dsc alors le cratère est simple, sinon il est complexe. La valeur de Dsc varie d'une planète à l'autre et varie aussi en fonction de la nature du terrain cible[37].

Dtr = 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 Dtc). Cette grandeur est rarement utilisée.

Dfr = 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.

Da = 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.

Dcp = 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.

Dcu = 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.

Profunditat, altura i gruix[modifica | modifica el codi]

Encara no hi ha cap terminologia ben establerta per descriure aquestes magnituds sense equivocacions.

Algunes fórmules per als impactes terrestres[modifica | modifica el codi]

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[38].

Dades i unitats[modifica | modifica el codi]

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

  •  : diamètre transitoire de transition entre les cratères simples et complexes, sur Terre égal à[37] :
    • 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 ;
  •  : masse volumique de l'astéroïde, en kg/m3 (et sa masse en kg)
  •  : masse volumique de la cible, en kg/m3
  •  : diamètre de la météorite, en m
  •  : vitesse de la météorite à l'impact, en m/s
  •  : accélération de la pesanteur de la cible (égal à Plantilla:Unité sur Terre)
  •  : angle de l'impact, par rapport à l'horizontale. Pour impact vertical, = 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[37] :

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

alors le cratère prend une morphologie à anneau central.

Diàmetre del cràter transitori[modifica | modifica el codi]

Profunditat del cràter transitori[modifica | modifica el codi]

Diàmetre final del cràter[modifica | modifica el codi]

Si , le cratère est un cratère simple :
, d'après Marcus, Melosh et Collins (2004)

Sinon, le cratère est complexe et :
, d'après McKinnon et Schenk (1985)

Altura de les vores del cràter[modifica | modifica el codi]

Valable pour les cratères simples et complexes.

Gruix de les bretxes[modifica | modifica el codi]

Pour un cratère simple :

Pour un cratère complexe :

, avec

  • , le volume des brèches (en ),
  • , l'énergie de l'impact (en J)

Profunditat final d'un cràter lunar[modifica | modifica el codi]

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 :

Pour un cratère complexe :

On ne peut pas déduire l'épaisseur de la couche de roches fondues à partir de la formule précédente pour les cratères complexes

Vocabulari relacionat amb els cràters d'impactes[modifica | modifica el codi]

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[39], puis en 2004[40], 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[38] apportant quelques retouches à ces définitions et en ajoutant de nouvelles. Ces définitions sont reproduites ici.

Terminologie officielle[modifica | modifica el codi]

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[modifica | modifica el codi]

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.

Cratère simple, en forme de bol, avec des bords surélevés. Cratère complexe plus large avec un pic central, des terrasses et des dépôts.

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[modifica | modifica el codi]

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.


Martian Craters[modifica | modifica el codi]

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.

Impact craters on Earth[modifica | modifica el codi]

Vegeu també: List of 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.

See the Earth Impact Database,[41] a website concerned with 188 (as of 2016) scientifically-confirmed impact craters on Earth.

Largest named craters in the Solar System[modifica | modifica el codi]

Vegeu també: List of largest 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.[42] Large basins, some unnamed but mostly smaller than 300 km, can also be found on Saturn's moons Dione, Rhea and Iapetus.

See also[modifica | modifica el codi]

Bibliography[modifica | modifica el codi]

Further reading[modifica | modifica el codi]

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

External links[modifica | modifica el codi]

--

Cráteres en cuerpos planetarios del sistema Solar[modifica | modifica el codi]

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.[43]
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.

Véase también[modifica | modifica el codi]

-->

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

Les cratères terrestres[modifica | modifica el codi]

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[10]. En 2012, la découverte du cratère de Maniitsoq datant de 3 milliards d'années en fait le plus ancien avant celui de Vredefort[44].

Fréquence des impacts terrestres[modifica | modifica el codi]

Le géologue Charles Frankel donne quelques estimations statistiques sur les fréquences d'impact[45] :

  • 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[modifica | modifica el codi]

Vegeu també: Liste des cratères de la Lune

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.

Quelques ordres de grandeur sur les impacteurs[modifica | modifica el codi]

Deux types d'objets célestes peuvent entrer en collision avec notre planète, les astéroïdes et les comètes[10] :

  • les astéroïdes sont composés de roches et de métaux et leur masse volumique varie entre 2000 et 8000 . Leur vitesse à l'entrée dans l'atmosphère est comprise entre 11 et 21 .
  • les comètes sont essentiellement composées de glace. Leur densité est comprise entre 500 et 1500 et leur vitesse entre 30 et 72 .

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 (sinon ils orbiteraient autour du Soleil). De par leur origine, leur nature et densité sont inconnues.

Articles connexes[modifica | modifica el codi]

Liens externes[modifica | modifica el codi]

-->

Crateri terrestri[modifica | modifica el codi]

Spesso sulla Terra i crateri, dopo un certo periodo di tempo durante il quale il fondo si impermeabilizza per il deposito di argille o altre sostanze impermeabili, si riempiono di acqua e si osserva la formazione di un lago. I crateri con un diametro da vari chilometri in su possono avere uno o anche più picchi centrali causati dal rimbalzo della crosta terrestre dopo l'impatto; crateri di dimensioni ancor più grandi possono presentare rilievi a forma di anelli concentrici al loro interno ed è possibile che, agli impatti più violenti, segua la formazione di corrugazioni collinari agli antipodi del pianeta per focalizzazione delle onde sismiche (fenomeni sinora osservati su Mercurio[46], ma non sulla Terra).

Sulla superficie terrestre antichi crateri possono scomparire lasciando solo tracce della loro esistenza. Anche se si potrebbe pensare che un grosso impatto debba lasciare evidenze assolutamente imponenti, i processi graduali che hanno luogo sulla Terra tendono a nasconderne gli effetti: l'erosione del vento e dell'acqua, il deposito di sabbia portata dal vento e dall'acqua, e in alcuni casi i flussi di lava tendono a nascondere o seppellire i crateri da impatto. Anche la debolezza della crosta può giocare un ruolo, specialmente nei corpi del Sistema solare esterno (come la luna Callisto), spesso coperti da una crosta di ghiaccio: sulla Terra un ruolo importante è giocato dai fondali oceanici, essi sono costantemente riciclati dalla tettonica a zolle che fa sì che in genere i fondali oceanici non abbiano più di 200 milioni di anni e dato che essi costituiscono circa i 2/3 dell'intera superficie terrestre si può capire perché la Terra conservi un numero relativamente basso di crateri di origine meteorica.

Nonostante l'erosione, alcune tracce rimangono, e più di 170 grandi crateri sono stati identificati sulla Terra. Lo studio di questi ha consentito ai geologi di trovare le tracce di altri crateri che sono quasi scomparsi.

Un asteroide cade sulla Terra a una velocità compresa tra 40.000 e 60.000 km/h. Se l'oggetto pesa più di 1.000 tonnellate, l'atmosfera non lo rallenta in modo significativo, ma se è più piccolo può essere rallentato notevolmente dalla frizione con l'aria, perché il rapporto tra area e volume aumenta al diminuire delle dimensioni. In ogni caso, le temperature e le pressioni a cui è sottoposto l'oggetto sono estremamente alte. Meteoriti del tipo delle condriti o condriti carbonacee possono essere distrutte ancora prima di toccare terra, ma gli asteroidi ferrosi sono più resistenti, e possono esplodere violentemente in seguito all'impatto con la superficie della Terra.[47]

Tipologie di crateri[modifica | modifica el codi]

La grandezza del cratere dipende dalla massa del meteorite impattante, dalla sua velocità e dal materiale da cui è composto il terreno. Materiali relativamente "morbidi" portano a crateri più piccoli. A parità di materiale, il volume scavato da un meteorite è proporzionale alla sua energia cinetica.[47]

Si possono distinguere due tipi di strutture da impatto:

  • Crateri semplici
  • Crateri complessi

Crateri semplici[modifica | modifica el codi]

I crateri semplici sono piccole strutture da impatto che tendono a mantenere la forma a scodella del cratere di transizione. Durante la fase di modificazione questi crateri vengono riempiti grossomodo fino a metà da rideposito di materiale espulso dal cratere (fallback) e da debris crollati dalle pareti e dai rim.[48]

Il cratere di Barringer, in Arizona, USA, è un perfetto esempio di cratere "semplice". Si tratta di un cratere piuttosto recente, solo 50.000 anni, e quindi ancora perfettamente conservato, in questo aiutato anche dal fatto di essersi formato in un'area desertica. I crateri semplici sulla Terra, in genere, non superano i quattro chilometri.[47]

Crateri complessi[modifica | modifica el codi]

I crateri complessi sono strutture molto più grandi e sono caratterizzati dal sollevamento della zona centrale, un fondo piuttosto pianeggiante e un estensivo collasso lungo il bordo.[48] L'altura centrale è causata dal "rimbalzo elastico" del terreno in risposta all'impatto. Questa struttura è simile alle strutture create dalla caduta di una goccia d'acqua, come si vede in molti video al rallentatore.[47]

Voci correlate[modifica | modifica el codi]

A Wikimedia Commons hi ha contingut multimèdia relatiu a: Cràter d'impacte Modifica l'enllaç a Wikidata

Notes[modifica | modifica el codi]

  1. A la dècada del 1920, el geòleg estatunidenc Walter Hermann Bucher va estudiar molts cràters dels Estats Units d'Amèrica. Van concloure que havien estat creats per una gran explosió, però els atribuïen a erupcions volcàniques massives. Però, el 1936, els geòlegs John D. Boon i Claude C. Albritton Jr. van redescobrir els estudis de Bucher i van concloure que els cràters probablement eren formats per impactes.
  2. A causa que el valor de l'energia cinètica és la velocitat al quadrat, la gravetat de la Terra només aporta 1 km/s a aquesta xifra, no 11 km/s.

Referències[modifica | modifica el codi]

  1. Basaltic Volcanism Study Project. (1981). Basaltic Volcanism on the Terrestrial Planets; Pergamon Press, Inc.: New York, p. 746. http://articles.adsabs.harvard.edu//full/book/bvtp./1981//0000746.000.html.
  2. Consolmagno, G.J.; Schaefer, M.W. (1994). Worlds Apart: A Textbook in Planetary Sciences; Prentice Hall: Englewood Cliffs, NJ, p.56.
  3. French, B.M. (1998). Traces of Catastrophe: A Handbook of Shock-Metamorphic Effects in Terrestrial Meteorite Impact Structures; Simthsonian Institution: Washington DC, p. 97. http://www.lpi.usra.edu/publications/books/CB-954/CB-954.intro.html.
  4. Carr, M.H. (2006) The surface of Mars; Cambridge University Press: Cambridge, UK, p. 23.
  5. Grieve R.A.; Shoemaker, E.M. (1994). The Record of Past Impacts on Earth in Hazards due to Comets and Asteroids, T. Gehrels, Ed.; University of Arizona Press, Tucson, AZ, pp. 417–464.
  6. 6,0 6,1 Bottke, WF; Vokrouhlický D Nesvorný D. «An asteroid breakup 160 Myr ago as the probable source of the K/T impactor». Nature, 449, 7158, 2007, pàg. 48–53. Bibcode: 2007Natur.449...48B. DOI: 10.1038/nature06070. PMID: 17805288.
  7. Zahnle, K. «Cratering rates in the outer Solar System». Icarus, 163, 2, 2003, pàg. 263. Bibcode: 2003Icar..163..263Z. DOI: 10.1016/s0019-1035(03)00048-4.
  8. Grieve, R.A.F.; Cintala, M.J.; Tagle, R. (2007). Planetary Impacts in Encyclopedia of the Solar System, 2nd ed., L-A. McFadden et al. Eds, p. 826.
  9. Bernard Nomblot, « Promenades sur la Lune : la croissante gibbeuse », émission sur Ciel et Espace Radio, 30 mai 2012
  10. 10,0 10,1 10,2 Sylvain Bouley, planétologue à l'Université d'Orsay, « Planètes sous le feu des astéroïdes, cratères du Système solaire », cycle de conférences Le ciel va-t-il nous tomber sur la tête ?, Universcience, 3 novembre 2012
  11. PPUR presses polytechniques. Et pourtant, elle tourne !, 2004. 
  12. Taylor & Francis. The Natural History of Earth : Debating Long-term Change in the Geosphere, Biosphere, And Ecosphere (en en), 2006. 
  13. Grieve, R.A.F. (1990) Impact Cratering on the Earth. Scientific American, April 1990, p. 66.
  14. Falta indicar la publicació.
  15. 15,0 15,1 15,2 «How fast are meteorites traveling when they reach the ground». American Meteor Society. [Consulta: 1 setembre 2015].
  16. Kenkmann, Thomas; Hörz, Friedrich; Deutsch, Alexander. Large Meteorite Impacts III. Geological Society of America, 2005, p. 34. ISBN 0-8137-2384-1. 
  17. 17,0 17,1 17,2 17,3 Melosh, H.J., 1989, Impact cratering: A geologic process: New York, Oxford University Press, 245 p.
  18. 'Key to Giant Space Sponge Revealed', Space.com, 4 July 2007
  19. Grieve, R., V. Masaitis. 1994. The Economic Potential of Terrestrial Impact Craters. International Geology Review: 36, 105-151.
  20. Daly, R. 1947. The Vredefort ring structure of South Africa. Journal of Geology 55: 125145
  21. Hargraves, R. 1961. Shatter cones in the rocks of the Vredefort Ring. Transactions of the Geological Society of South Africa 64: 147-154
  22. Leroux H., Reimold W., Doukhan ,J. 1994. A TEM investigation of shock metamorphism in quartz from the Vredefort Dome, South Africa. Tectonophysics 230: 223-230
  23. Martini , J. 1978. Coesite and stishovite in the Vredefort Dome, South Africa. Nature 272: 715-717
  24. Grieve, R., Stöffler D, A. Deutsch. 1991. The Sudbury Structure: controversial or misunderstood. Journal of Geophysical Research 96: 22 753-22 764
  25. French, B. 1970. Possible Relations Between Meteorite Impact and Igneous Petrogenesis As Indicated by the Sudbury Structure, Ontario, Canada. Bull. Volcan. 34, 466-517.
  26. Harper, C. 1983. The Geology and Uranium Deposits of the Central Part of the Carswell Structure, Northern Sasketchewan, Canada. Unpublished PhD Thesis, Colorado School of Mines, Golden, CO, USA, 337 pp
  27. Lainé, R., D. Alonso, M. Svab (eds). 1985. The Carswell Structure Uranium Deposits. Geological Association of Canada, Special Paper 29: 230 pp
  28. Grieve, R., V. Masaitis. 1994. The economic potential of terrestrial impact craters. International Geology Review 36: 105-151
  29. http://nitishpriyadarshi.blogspot.com/2009/08/are-impact-craters-useful.html
  30. Grieve, R., V. Masaitis. 1994. The Economic Potential of Terrestrial Impact Craters. International Geology Review: 36, 105-151.
  31. Randall, 2015, p. 157.
  32. Randall, 2015, p. 154–155.
  33. Randall, 2015, p. 156.
  34. Randall, 2015, p. 155.
  35. US Geological Survey. «Iowa Meteorite Crater Confirmed». [Consulta: 7 març 2013].
  36. Turtle, E. P.; Pierazzo, E.; Collins, G. S.; Osinski, G. R.; Melosh, H. J.; Morgan, J. V.; Reimold, W. U.; Spray, J. G. Impact Structures: What Does Crater Diameter Mean?, Lunar and Planetary Science XXXV (2004)
  37. 37,0 37,1 37,2 Pike, R. J., Control of crater morphology by gravity and target type - Mars, earth, moon, Lunar and Planetary Science Conference, 11th, Houston, TX, March 17-21, 1980, Proceedings. Volume 3. (A82-22351 09-91) New York, Pergamon Press, 1980, p. 2159-2189. NASA-supported research.
  38. 38,0 38,1 G. S. Collins, H. J. Melosh, R. A. Marcus: Earth Impact Effects Program: A Web-based computer program for calculating the regional environmental consequences of a meteoroid impact on Earth, Meteoritics & Planetary Science 40, Nr 6, 817–840 (2005)
  39. French B. M. (1998) Traces of Catastrophe: A Handbook of Shock-Metamorphic Effects in Terrestrial Meteorite Impact Structures., LPI Contribution No. 954, Lunar and Planetary Institute, Houston. 120 pp.
  40. E. P. Turtle, E. Pierazzo, G. S. Collins, G. R. Osinski, H. J. Melosh, J. V. Morgan, W. U. Reimold, and J. G. Spray: Impact structures : what does crater diameter mean?, Lunar & Planetary Science XXXV-1772 (2004)
  41. Impact Cratering on Earth
  42. USGS Astrogeology: Gazetteer of Planetary Nomenclature
  43. Pedro Arranz García y Alex Mendiolagoitia Pauly, 2003. Conocer y observar el Sistema Solar. Ed. Agrupación Astronómica de Madrid. ISBN 84-607-8033-3
  44. http://www.futura-sciences.com/fr/news/t/geologie-1/d/record-un-cratere-dimpact-vieux-de-3-milliards-dannees-au-groenland_39734/
  45. Charles Frankel, Dernières nouvelles des planètes, Éditions du Seuil 2009, p.74-75
  46. Per maggiori informazioni, si consulti la voce sulla Caloris Planitia presente sulla superficie di Mercurio.
  47. 47,0 47,1 47,2 47,3 Error de citació: Etiqueta <ref> no vàlida; no s'ha proporcionat text per les refs amb l'etiqueta umich
  48. 48,0 48,1 Plantilla:Cita pubblicazione