Estamos convencidos, de que cada niño o niña, y también algunos adultos han lanzado alguna vez cantos y guijarros contra el barro, y han visto los bonitos cráteres en miniatura – rodeados por un muro y barro eyectado – que se han formado. Quizás más tarde, cuando hayan visto las imágenes del famoso cráter en forma de cuenco de Barringer (en Arizona; ver Fig. 2) puedan haber pensado que tanto unos como otros se han formado por el mismo mecanismo.
Fig. 1. Cráteres originados por el impacto de un canto sobre el barro.
Fig. 2. El cráter meteorítico de Barringer.
Sobre el suelo, el granizo o las gotas de lluvia pueden producir también pequeños cráteres (Fig. 3), cuyo montículo central nos puede intensamente recordar a los cráteres lunares que presentan – como el caso del cráter de impacto de Tycho – una elevación central (Fig. 4). Así, otra vez uno puede pensar en un proceso de formación similar.
Fig. 3. Cráteres originados por la acción de granizo. El diámetro de los cráteres se halla comprendido entre 5-10 mm.
Fig. 4. Cráter lunar meteorítico de Tycho. Su diámetro es de 85 Km.
No obstante: los cráteres meteoríticos no se forman así.
Fig. 5. No son un modelo para la formación de un cráter de impacto.
¿Cual es la diferencia?
Antes de centrarnos sobre esta importante cuestión, aclararemos primero el significado del término cráter de impacto meteorítico o estructura de impacto. Es cierto que los meteoritos que caen como piedras procedentes del cielo a velocidad de caída libre pueden producir cráteres en el terreno similares a los cráteres en barro o producidos por granizo. Pero estos cráteres, no obstante, no son estructuras de impacto.
Las estructuras de impacto se forman cuando un cuerpo espacial, que viaja a una velocidad superior a la del sonido (velocidad de las ondas (sísmicas) elásticas; por lo general una velocidad superior a 5 Km/s), impacta sobre las rocas del objetivo produciendo la expansión de ondas de choque. Estas condiciones se consiguen sólo con proyectiles de gran tamaño (superiores a algunos centenares de toneladas) que no son significativamente frenados por la fricción de la atmosfera y que impactan sobre el objetivo a velocidades cósmicas (10 – 70 Km/s).
El término estructura de impacto se usa a menudo como sinónimo de cráter de impacto, y a veces, las estructuras de impacto se distinguen de los cráteres de impacto por su débil firma morfológica en comparación con la de un verdadero cráter. En ambos casos, las condiciones de un impacto a hipervelocidad y la propagación de ondas de choque son cruciales para la formación de estas extraordinarias estructuras.
Los tres estadios de la formación de un cráter de impacto
En la investigación sobre impactos, ha sido bien aceptada de un modo general la subdivisión del proceso de formación de un cráter en tres estadios:
— El estadio de contacto y compresión (Fig. 6)
— El estadio de excavación (Fig. 7)
— El estadio de modificación (Fig. 8)
A continuación, estos tres estadios serán ilustrados y descritos de un modo simplificado.
Fig. 6. Estadio de contacto y compression dentro del proceso de craterización.
Tras el impacto de un cuerpo planetario, las ondas de choque producidas en el punto de contacto se propagan tanto hacia el interior de las rocas del objetivo como a través del cuerpo impactante (el impactor). Estas ondas se caracterizan por unas presiones y temperaturas iniciales extremas (por encima de algunos megabars en el caso de las presiones y de más de 10000 ºC de temperatura). Las temperaturas vaporizan de un modo más o menos completo al impactor y a un volumen de rocas del objetivo comparable al impactor, de modo que se origina una gigantesca pluma de impacto de vapor en expansión.
A medida que se propaga aproximadamente de un modo hemiesférico a través de las rocas del objetivo, la energía de la onda de choque disminuye y con ello también las presiones y temperaturas. Así, una zona de roca fundida sigue a la zona vaporizada, y cuando la energía de choque va bajando las rocas únicamente estarán intensamente dañadas (fracturadas, brechadas) con una intensidad decreciente. Conducidas por la deformación de la hipervelocidad por impacto, las rocas fundidas y fracturadas serán – durante el segundo estadio – aceleradas por detrás del frente de choque iniciando el flujo de masa de excavación.
Dado que los impactores pueden presentar un tamaño prácticamente arbitrario, la energía (cinética) suministrada a la Tierra y a los procesos geológicos por el impacto puede ser prácticamente ilimitada. Esto claramente difiere de los procesos geológicos “normales” endogenéticos tales como el volcanismo o los ligados a la tectónica, y puede contribuir al hecho de que un impacto sea inconcebible para algunos geólogos dado que esta energía se libera en un intérvalo de tiempo extremadamente corto.
Fig. 7. Estadio de excavación del proceso de craterización.
A diferencia de los cráteres producidos por cantos en el barro, la excavación en la craterización por impacto está ligada intrínsecamente con la propagación de las ondas de choque. Estas ondas se comportan de manera similar a otras, esto es pueden interferir y pueden reflejarse y refractarse. Al expandirse hacia fuera a partir del punto de contacto, las ondas de choque compresivas son reflejadas permanentemente por la superficie libre del objetivo como ondas distensivas de rarefacción de intensidad comparable. Éstas de manera similar a las de choque se propagan hacia abajo. Así mismo, todas las partículas rocosas situadas por detrás del frente de ondas de choque en expansión son capturadas tanto por las ondas compresivas como por las distensivas (de rarefacción). La combinación de ambas produce o da lugar a un vector de aceleración.
Informatizando estos vectores (la dirección y magnitud de los mismos) para cada punto ubicado por debajo de la superficie, aparecerá el campo del flujo de excavación que presenta trayectorias arqueadas (tal y como puede apreciarse en la Fig. 7). Este campo crece con el paso del tiempo, y el flujo de masa de rocas es dirigido hacia arriba, a los lados y hacia abajo. En la parte superior, el campo de flujo permite escapar a las masas de rocas como eyectas a partir de la creciente cavidad de excavación.
Por debajo de una trayectoria que sigue el suelo y las paredes de la cavidad de expansión, el material rocoso no puede escapar y es comprimido hacia abajo y los lados. El estadio de excavación finaliza con la salida del choque y cuando los desplazamientos por la formación de la cavidad de excavación y la compresión hacia abajo y los lados son máximos. La ahora existente estructura en forma de cuenco, rodeada por una pared elevada y por un manto de material eyectado se denomina “el cráter transitorio” y será indicativo de una continuación del proceso de craterización por impacto al llegar al estadio de modificación. Hemos visto que la propagación de las ondas de choque y de rarefacción es esencial en la formación de un cráter de impacto meteorítico. Aparte del distinto papel que juegan las ondas de rarefacción en la formación del flujo del campo de flujo de excavación, son especialmente relevantes desde el punto de vista geológico.
Un pulso de choque compresivo no se refleja únicamente en la superficie libre del objetivo sino también siempre cuando incide sobre el límite de un material con reducida impedancia (= al producto de la densidad y la velocidad del sonido) donde parte de la energía se refleja como un pulso de rarefacción. Los esfuerzos distensivos reflejados son cruciales en l medida que la resistencia a la distensión de las rocas es mucho menor que la resistencia a la compresión.
De este modo en un proceso de impacto la mayor parte del daño se produce en general por las ondas de rarefacción y no por las ondas de choque compresivas. Por este motivo, algunos rasgos estructurales peculiares que pueden desconcertar a los geólogos son el resultado de las intensas fuerzas distensivas que actúan a todas las escalas (ver también el término espalación en la función de BUSQUEDA de nuestra web).
Fig. 8. El estadio de modificación de la craterización por impacto.
El término “cráter transitorio” significa que el proceso de craterización continua después de que el flujo de excavación haya cesado. ¿Qué sucede en el cráter transitorio? Esto depende especialmente del tamaño. En el caso de cráteres transitorios pequeños, las modificaciones son moderadas. En estos, a medida que la presión se relaja, hay un rebote elástico en el suelo del cráter que ahora contiene una capa de rocas brechificadas. La estructura del cráter transitorio está ampliamente preservada, y hablamos de un cráter de impacto simple o en forma de bol (Fig. 9)
En el caso de cráteres transitorios de gran tamaño las modificaciones pueden producirse a una escala dramática. El rebote elástico y el colapso provocan que las trayectorias de excavación puedan ir en una dirección opuesta, de modo que las masas de rocas tienden a moverse hacia arriba y centrípetamente, acompañado todo esto por un fallamiento normal a gran escala, llenando el cráter transitorio. El resultado de estos procesos es la formación de elevaciones centrales y sistemas de anillos, que darán lugar a que se hable de cráteres con elevación central o de pico central, cráteres anulares con pico central y cráteres multi-anulares. Todos ellos conformaran el grupo denominado “cráteres de impacto complejos o estructuras de impacto complejas”.
La transición desde cráteres simples a complejos sucede, en el caso de la tierra, para diámetros finales comprendidos entre los 1,5 a 4 Km (dependiendo de la litología de la srocas del objetivo). En el caso de la Luna el diámetro de transición es mayor (sobre los 15 Km). Este hecho sugiere que el colapso del cráter transitorio en el estadio de modificación está muy controlado por la gravedad (la gravedad de la Luna es aproximadamente 1/6 de la terrestre).
Para cráteres de impacto muy grandes, los estadios de excavación y modificación no son tan discretos como hemos mencionado con anterioridad. Las simulaciones por ordeandor muestran como el proceso de modificación puede empezar antes del final de la excavación dando lugar a movimientos contrarios de rocas a gran escala. En la gran estructura de impacto de Azuara (España) hay evidencias para tal coincidencia de excavación y colapso [clicar aquí].
Fig. 9. Secciones transversales de cráteres de impacto simples y complejos. Las Figs. 10 – 12 ejemplifican las típicas estructuras terrestres.
Después de todos estos procesos, los grandes cráteres de impacto son estructuras morfológicamente planas aunque los rasgos de impacto – deformaciones en las rocas, metamorfismo de choque – pueden extenderse a profundidades considerables. Por lo general se hallan rellenados con rocas de impacto (impactitas) bajo la forma de rocas de fundido de impacto, suevitas y diferentes tipos de brechas.
Fig. 10. Un cráter de impacto simple en forma de bol (Wolfe Creek, Australia; tiene unos 900 m de diámetro).
Fig. 11. Cráter de impacto con elevación central (Estructura de Gow, Canadá; posee 4 Km de diámetro).
Fig. 12. Cráter de impacto tipo anillo pico (Estructura de Clearwater West, Canadá; presenta 32 Km de diámetro). Fuente de las Figs. 10-12: NASA.
Algunas preguntas interesantes pueden permanecer abiertas. ¿Cuán grande, por ejemplo, era el impactor que dio lugar a una estructura de impacto de un determinado tamaño? El tamaño es principalmente un aspecto de la energía relacionado con la masa del proyectil (y de este modo con la densidad) y con la velocidad de impacto, y, de un modo subordinado, con la litología del objetivo. En una primera aproximación podemos aplicar la regla de la proporción de 1 a 10 del diámetro (para una estructura de 20 Km de diámetro esto daría un cuerpo impactor (proyectil) de 2 Km de diámetro como máximo). En este punto, es importante destacar que en el caso de los “impactos” producidos por un canto en el barro o por las gotas de lluvia, los cráteres originados no son mucho más grandes que el proyectil (impactor).
Hasta ahora hemos considerado el impacto de un objeto (proyectil) sólido, como en el caso de un siderito, litosiderito o un meteorito lítico. ¿ Pero qué sucede cuando un cometa o un asteroide de muy baja densidad y poco compacto (como el caso del asteroide Matilde, Fig. 13) golpea a la Tierra? Para las aproximadamente 200 estructuras de impacto terrestres no se ha podido probar de un modo definitivo que el impactor fuera un cometa o una asteroide poco consolidado. Los cálculos mediante ordenador sugieren que los cráteres que fueron originados mediante proyectiles de baja densidad son planos y presentan proporciones más grandes respecto a su diámetro (en comparación con la mencionada de 1 a 10 el diámetro del cráter).
Fig. 13. El asteroide Mathilde de 50 Km de diámetro presenta únicamente una densidad de 1.3 g/cm3 y se le considera como un tipo de montón de escombros. ¿ Qué sucede cuando este tipo de proyectil poco cohesionado impacta? Fuente de la imagen: NASA.
¿Cómo se ve un cráter de impacto que fue producido por un impacto oblicuo? Estadísticamente, las trayectorias de impacto más abundantes forman un ángulo oblicuo de 45º con la superficie del objetivo. No obstante, el cráter de impacto resultante es más o menos circular a menos que el ángulo de incidencia sea muy bajo, de menos de 10º. De este modo, pueden formarse cráteres elongados, y el manto de eyectas puede presentarse desviado de forma considerable respecto de la simetría circular.
Al principio del debate sobre los cráteres de impacto (hace unos aproximadamente 100 años), los astrónomos pensaban que algunos cráteres de la Luna eran volcánicos. Concluyeron esto a partir de la ya mencionada observación de la frecuencia de trayectorias oblicuas prevalente y, a su opinión de que estas trayectorias debían dar lugar a cráteres de morfología elíptica. Siguiendo este razonamiento, la mayoría de cráteres lunares no podían ser meteoríticos (esto es, de impacto). Cabe destacar que en esta época aún era poco conocida la física de la craterización por impacto la cual implica la física de las ondas de choque. Este desconocimiento también afectaba a la vaporización del proyectil como consecuencia de las temperaturas inducidas por el choque, cosa que hubiera ayudado a explicar a los ingenieros de minas el porque no se hallaban restos del proyectil férrico de unos 50 Km de diámetro bajo el suelo del cráter de impacto de Barringer (cráter Meteor, sito en Arizona (USA)).
Lecturas recomendadas
Kathleen Mark: Meteorite Craters. How scientists solved the riddle of these mysterious landforms. 288 pp, The University of Arizona Press, Tucson, 1986.
y para los que tengan conocimientos más avanzados
Melosh, H.J.: Impact cratering. A geologic process. 245 pp, Oxford Univ. Press, Oxford, 1989.