Cráter de impacto

Un cráter de impacto es una depresión en la superficie de un cuerpo astronómico sólido formada por el impacto a hipervelocidad de un objeto más pequeño. A diferencia de los cráteres volcánicos , que son resultado de una explosión o colapso interno, ^[2] los cráteres de impacto suelen tener bordes elevados y pisos que son más bajos en elevación que el terreno circundante. ^[3] Los cráteres de impacto suelen ser circulares, aunque pueden tener forma elíptica o incluso irregular debido a eventos como deslizamientos de tierra. Los cráteres de impacto varían en tamaño desde cráteres microscópicos vistos en rocas lunares traídas por el Programa Apolo ^[4] hasta simples depresiones en forma de cuenco y vastas, complejas y multianillos cuencas de impacto . El Cráter Meteorito es un ejemplo bien conocido de un pequeño cráter de impacto en la Tierra. ^[5]

Los cráteres de impacto son las características geográficas dominantes en muchos objetos sólidos del Sistema Solar, incluyendo la Luna , Mercurio , Calisto , Ganímedes y la mayoría de las lunas pequeñas y asteroides . En otros planetas y lunas que experimentan procesos geológicos superficiales más activos, como la Tierra , Venus , Europa , Ío , Titán y Tritón , los cráteres de impacto visibles son menos comunes porque se erosionan , se entierran o se transforman por procesos tectónicos y volcánicos con el tiempo. Cuando estos procesos han destruido la mayor parte de la topografía original del cráter , los términos estructura de impacto o astroblema se utilizan con más frecuencia. En la literatura temprana, antes de que se reconociera ampliamente la importancia de la formación de cráteres de impacto, los términos criptoexplosión o estructura criptovolcánica se usaban a menudo para describir lo que ahora se reconocen como características relacionadas con el impacto en la Tierra. ^[6]

Los registros de formación de cráteres en superficies muy antiguas, como Mercurio, la Luna y las tierras altas del sur de Marte, registran un período de intenso bombardeo temprano en el Sistema Solar interior hace unos 3.900 millones de años. La tasa de producción de cráteres en la Tierra ha sido considerablemente menor desde entonces, pero no deja de ser apreciable. La Tierra experimenta, en promedio, de uno a tres impactos lo suficientemente grandes como para producir un cráter de 20 kilómetros de diámetro (12 millas) cada millón de años. ^{[7] [8]} Esto indica que debería haber muchos más cráteres relativamente jóvenes en el planeta de los que se han descubierto hasta ahora. La tasa de formación de cráteres en el sistema solar interior fluctúa como consecuencia de las colisiones en el cinturón de asteroides que crean una familia de fragmentos que a menudo se envían en cascada al sistema solar interior. ^{[9] Se cree que la} familia de asteroides Baptistina , formada en una colisión hace 80 millones de años, causó un gran aumento en la tasa de impactos. La tasa de formación de cráteres por impacto en el Sistema Solar exterior podría ser diferente a la del Sistema Solar interior. ^[10]

Aunque los procesos activos de la superficie de la Tierra destruyen rápidamente el registro de impactos, se han identificado alrededor de 190 cráteres de impacto terrestres. ^[11] Estos varían en diámetro desde unas pocas decenas de metros hasta unos 300 km (190 mi), y varían en edad desde tiempos recientes (por ejemplo, los cráteres Sikhote-Alin en Rusia cuya creación fue presenciada en 1947) hasta más de dos mil millones de años, aunque la mayoría tienen menos de 500 millones de años porque los procesos geológicos tienden a borrar los cráteres más antiguos. También se encuentran selectivamente en las regiones interiores estables de los continentes . ^[12] Se han descubierto pocos cráteres submarinos debido a la dificultad de inspeccionar el fondo marino, la rápida tasa de cambio del fondo oceánico y la subducción del fondo oceánico hacia el interior de la Tierra por procesos de tectónica de placas .

Daniel M. Barringer, ingeniero de minas, ya en 1903 estaba convencido de que el cráter que poseía, el Cráter del Meteorito , era de origen cósmico. La mayoría de los geólogos de la época suponían que se había formado como resultado de una erupción de vapor volcánico. ^{[13] : 41–42}

En la década de 1920, el geólogo estadounidense Walter H. Bucher estudió varios sitios que hoy se reconocen como cráteres de impacto en los Estados Unidos. Llegó a la conclusión de que habían sido creados por algún gran evento explosivo, pero creía que esta fuerza probablemente era de origen volcánico . Sin embargo, en 1936, los geólogos John D. Boon y Claude C. Albritton Jr. revisaron los estudios de Bucher y concluyeron que los cráteres que él estudió probablemente se formaron por impactos. ^[14]

Grove Karl Gilbert sugirió en 1893 que los cráteres de la Luna se formaron por grandes impactos de asteroides. Ralph Baldwin en 1949 escribió que los cráteres de la Luna se originaron principalmente por impactos. Alrededor de 1960, Gene Shoemaker revivió la idea. Según David H. Levy , Shoemaker "vio los cráteres de la Luna como sitios de impacto lógicos que se formaron no gradualmente, en eones , sino explosivamente, en segundos". Para su doctorado en la Universidad de Princeton (1960), bajo la guía de Harry Hammond Hess , Shoemaker estudió la dinámica de impacto del cráter de meteorito. Shoemaker observó que el cráter Meteor tenía la misma forma y estructura que dos cráteres de explosión creados a partir de pruebas de bombas atómicas en el Sitio de Pruebas de Nevada , en particular Jangle U en 1951 y Teapot Ess en 1955. En 1960, Edward CT Chao y Shoemaker identificaron coesita (una forma de dióxido de silicio ) en el cráter Meteor, lo que demuestra que el cráter se formó a partir de un impacto que generó temperaturas y presiones extremadamente altas. A este descubrimiento le siguieron la identificación de coesita dentro de la suevita en Nördlinger Ries , lo que demuestra su origen por impacto. ^[13]

Armados con el conocimiento de las características metamórficas de choque, Carlyle S. Beals y sus colegas del Observatorio Astrofísico Dominion en Victoria, Columbia Británica , Canadá y Wolf von Engelhardt de la Universidad de Tübingen en Alemania comenzaron una búsqueda metódica de cráteres de impacto. Para 1970, habían identificado tentativamente más de 50. Aunque su trabajo fue controvertido, los alunizajes estadounidenses del Apolo , que estaban en curso en ese momento, proporcionaron evidencia de apoyo al reconocer la tasa de craterización de impacto en la Luna . ^[15] Debido a que los procesos de erosión en la Luna son mínimos, los cráteres persisten. Dado que se podía esperar que la Tierra tuviera aproximadamente la misma tasa de craterización que la Luna, se hizo evidente que la Tierra había sufrido muchos más impactos de los que se podían ver contando los cráteres evidentes.

Los cráteres de impacto implican colisiones de alta velocidad entre objetos sólidos, normalmente mucho mayores que la velocidad del sonido en esos objetos. Estos impactos a hipervelocidad producen efectos físicos como la fusión y la vaporización que no ocurren en las colisiones subsónicas habituales. En la Tierra, ignorando los efectos de desaceleración del viaje a través de la atmósfera, la velocidad de impacto más baja con un objeto del espacio es igual a la velocidad de escape gravitacional de aproximadamente 11 km/s. Los impactos más rápidos ocurren a aproximadamente 72 km/s ^[16] en el escenario del "peor caso" en el que un objeto en una órbita retrógrada casi parabólica golpea la Tierra. La velocidad de impacto media en la Tierra es de aproximadamente 20 km/s. ^[17]

Sin embargo, los efectos de desaceleración del viaje a través de la atmósfera desaceleran rápidamente cualquier objeto potencial que impacte, especialmente en los 12 kilómetros más bajos, donde se encuentra el 90% de la masa atmosférica de la Tierra. Los meteoritos de hasta 7.000 kg pierden toda su velocidad cósmica debido al arrastre atmosférico a una cierta altitud (punto de desaceleración), y comienzan a acelerarse nuevamente debido a la gravedad de la Tierra hasta que el cuerpo alcanza su velocidad terminal de 0,09 a 0,16 km/s. ^[16] Cuanto más grande es el meteoroide (es decir, asteroides y cometas), más de su velocidad cósmica inicial conserva. Mientras que un objeto de 9.000 kg mantiene aproximadamente el 6% de su velocidad original, uno de 900.000 kg ya conserva aproximadamente el 70%. Los cuerpos extremadamente grandes (alrededor de 100.000 toneladas) no son frenados por la atmósfera en absoluto, e impactan con su velocidad cósmica inicial si no ocurre una desintegración previa. ^[16]

Los impactos a estas altas velocidades producen ondas de choque en los materiales sólidos, y tanto el impactador como el material impactado se comprimen rápidamente hasta alcanzar una alta densidad. Tras la compresión inicial, la región de alta densidad y sobrecomprimida se despresuriza rápidamente y explota violentamente para poner en marcha la secuencia de eventos que produce el cráter de impacto. Por lo tanto, la formación de cráteres de impacto es más análoga a la formación de cráteres por explosivos de alta potencia que por desplazamiento mecánico. De hecho, la densidad de energía de algunos materiales involucrados en la formación de cráteres de impacto es muchas veces mayor que la generada por explosivos de alta potencia. Dado que los cráteres son causados ​​por explosiones , casi siempre son circulares; solo los impactos de ángulos muy bajos causan cráteres significativamente elípticos. ^[18]

Esto describe los impactos sobre superficies sólidas. Los impactos sobre superficies porosas, como el de Hiperión , pueden producir compresión interna sin material eyectado, perforando un agujero en la superficie sin rellenar los cráteres cercanos. Esto puede explicar la apariencia de "esponja" de esa luna. ^[19]

Es conveniente dividir conceptualmente el proceso de impacto en tres etapas distintas: (1) contacto inicial y compresión, (2) excavación, (3) modificación y colapso. En la práctica, existe una superposición entre los tres procesos: por ejemplo, en algunas regiones continúa la excavación del cráter mientras que en otras ya está en marcha la modificación y el colapso.

En ausencia de atmósfera , el proceso de impacto comienza cuando el impactador toca por primera vez la superficie del objetivo. Este contacto acelera el objetivo y desacelera el impactador. Debido a que el impactador se mueve tan rápidamente, la parte trasera del objeto se mueve una distancia significativa durante el tiempo corto pero finito que toma la desaceleración para propagarse a través del impactador. Como resultado, el impactador se comprime, su densidad aumenta y la presión en su interior aumenta drásticamente. Las presiones máximas en grandes impactos superan 1 T Pa para alcanzar valores que se encuentran más habitualmente en las profundidades del interior de los planetas o se generan artificialmente en explosiones nucleares .

En términos físicos, una onda de choque se origina en el punto de contacto. A medida que esta onda de choque se expande, desacelera y comprime el impactador, y acelera y comprime el objetivo. Los niveles de estrés dentro de la onda de choque exceden por lejos la resistencia de los materiales sólidos; en consecuencia, tanto el impactador como el objetivo cercano al sitio de impacto sufren daños irreversibles. Muchos minerales cristalinos pueden transformarse en fases de mayor densidad por ondas de choque; por ejemplo, el mineral común cuarzo puede transformarse en las formas de mayor presión coesita y stishovita . Muchos otros cambios relacionados con el choque tienen lugar tanto dentro del impactador como del objetivo a medida que la onda de choque pasa a través de ellos, y algunos de estos cambios pueden usarse como herramientas de diagnóstico para determinar si características geológicas particulares fueron producidas por cráteres de impacto. ^[18]

A medida que la onda de choque se desintegra, la región afectada se descomprime hacia presiones y densidades más habituales. El daño producido por la onda de choque aumenta la temperatura del material. En todos los impactos, salvo en los más pequeños, este aumento de temperatura es suficiente para fundir el impactador y, en los impactos más grandes, para vaporizar la mayor parte del mismo y fundir grandes volúmenes del objetivo. Además de calentarse, el objetivo cercano al impacto es acelerado por la onda de choque y continúa alejándose del impacto detrás de la onda de choque en desintegración. ^[18]

El contacto, la compresión, la descompresión y el paso de la onda de choque se producen en unas décimas de segundo en el caso de un gran impacto. La excavación posterior del cráter se produce más lentamente y durante esta etapa el flujo de material es en gran medida subsónico. Durante la excavación, el cráter crece a medida que el material objetivo acelerado se aleja del punto de impacto. El movimiento del objetivo es inicialmente hacia abajo y hacia afuera, pero luego se vuelve hacia afuera y hacia arriba. El flujo produce inicialmente una cavidad aproximadamente hemisférica que continúa creciendo, hasta llegar a producir un cráter paraboloide (con forma de cuenco) en el que el centro ha sido empujado hacia abajo, se ha expulsado un volumen significativo de material y se ha empujado hacia arriba un borde del cráter elevado topográficamente. Cuando esta cavidad ha alcanzado su tamaño máximo, se denomina cavidad transitoria. ^[18]

La profundidad de la cavidad transitoria es típicamente de un cuarto a un tercio de su diámetro. Los materiales expulsados ​​del cráter no incluyen material excavado de toda la profundidad de la cavidad transitoria; típicamente la profundidad de excavación máxima es sólo alrededor de un tercio de la profundidad total. Como resultado, alrededor de un tercio del volumen del cráter transitorio se forma por la expulsión de material, y los dos tercios restantes se forman por el desplazamiento de material hacia abajo, hacia afuera y hacia arriba, para formar el borde elevado. Para los impactos en materiales altamente porosos, un volumen significativo de cráter también puede formarse por la compactación permanente del espacio poroso . Tales cráteres de compactación pueden ser importantes en muchos asteroides, cometas y lunas pequeñas.

En los grandes impactos, además del material desplazado y expulsado para formar el cráter, pueden fundirse y vaporizarse volúmenes significativos del material del objetivo junto con el impactador original. Parte de esta roca fundida por el impacto puede ser expulsada, pero la mayor parte permanece dentro del cráter transitorio, formando inicialmente una capa de material fundido por el impacto que recubre el interior de la cavidad transitoria. En contraste, el material vaporizado, denso y caliente se expande rápidamente fuera de la cavidad en crecimiento, arrastrando algo de material sólido y fundido en su interior. A medida que esta nube de vapor caliente se expande, se eleva y se enfría de manera muy similar a la nube en forma de hongo arquetípica generada por grandes explosiones nucleares. En los grandes impactos, la nube de vapor en expansión puede elevarse hasta varias veces la altura de la atmósfera, expandiéndose efectivamente hacia el espacio libre.

La mayor parte del material expulsado del cráter se deposita en unos pocos radios de cráter, pero una pequeña fracción puede viajar grandes distancias a alta velocidad y, en grandes impactos, puede superar la velocidad de escape y abandonar por completo el planeta o la luna impactados. La mayor parte del material más rápido se expulsa desde cerca del centro del impacto, y el material más lento se expulsa cerca del borde a bajas velocidades para formar un colgajo coherente invertido de material expulsado inmediatamente fuera del borde. A medida que el material expulsado escapa del cráter en crecimiento, forma una cortina en expansión con forma de cono invertido. Se cree que la trayectoria de las partículas individuales dentro de la cortina es en gran medida balística.

Pequeños volúmenes de material no fundido y relativamente no sometido a impacto pueden desprenderse a velocidades relativas muy altas desde la superficie del objetivo y desde la parte trasera del impactador. El desprendimiento proporciona un mecanismo potencial por el cual el material puede ser expulsado al espacio interplanetario en gran medida intacto, y por el cual pequeños volúmenes del impactador pueden conservarse intactos incluso en grandes impactos. Pequeños volúmenes de material de alta velocidad también pueden generarse al principio del impacto por chorro. Esto ocurre cuando dos superficies convergen rápidamente y oblicuamente en un ángulo pequeño, y el material altamente sometido a impactos a alta temperatura es expulsado de la zona de convergencia con velocidades que pueden ser varias veces mayores que la velocidad del impacto.

En la mayoría de los casos, la cavidad transitoria no es estable y colapsa por la gravedad. En los cráteres pequeños, de menos de 4 km de diámetro en la Tierra, se produce un colapso limitado del borde del cráter, junto con el deslizamiento de escombros por las paredes del cráter y el drenaje de los derretimientos del impacto hacia la cavidad más profunda. La estructura resultante se denomina cráter simple y conserva la forma de un cuenco y es superficialmente similar al cráter transitorio. En los cráteres simples, la cavidad de excavación original está cubierta por una lente de brecha de colapso , material eyectado y roca fundida, y una parte del suelo del cráter central a veces puede ser plana.

Por encima de un cierto tamaño umbral, que varía con la gravedad planetaria, el colapso y la modificación de la cavidad transitoria es mucho más extenso, y la estructura resultante se llama cráter complejo . El colapso de la cavidad transitoria es impulsado por la gravedad e implica tanto la elevación de la región central como el colapso hacia adentro del borde. La elevación central no es el resultado del rebote elástico, que es un proceso en el que un material con resistencia elástica intenta volver a su geometría original; más bien, el colapso es un proceso en el que un material con poca o ninguna resistencia intenta volver a un estado de equilibrio gravitacional .

Los cráteres complejos tienen centros elevados y, por lo general, tienen pisos de cráteres planos y poco profundos y paredes en terrazas . En los tamaños más grandes, pueden aparecer uno o más anillos exteriores o interiores, y la estructura puede etiquetarse como cuenca de impacto en lugar de cráter de impacto. La morfología de los cráteres complejos en los planetas rocosos parece seguir una secuencia regular con un tamaño creciente: los cráteres complejos pequeños con un pico topográfico central se denominan cráteres de pico central, por ejemplo, Tycho ; los cráteres de tamaño intermedio, en los que el pico central se reemplaza por un anillo de picos, se denominan cráteres de anillo de pico , por ejemplo, Schrödinger ; y los cráteres más grandes contienen múltiples anillos topográficos concéntricos y se denominan cuencas de múltiples anillos , por ejemplo, Orientale . En cuerpos helados (a diferencia de rocosos), aparecen otras formas morfológicas que pueden tener fosas centrales en lugar de picos centrales, y en los tamaños más grandes pueden contener muchos anillos concéntricos. Valhalla en Calisto es un ejemplo de este tipo.

Mucho tiempo después de un impacto, un cráter puede verse modificado aún más por la erosión, los procesos de pérdida de masa , la relajación viscosa o incluso desaparecer por completo. Estos efectos son más evidentes en cuerpos geológica y meteorológicamente activos, como la Tierra, Titán, Tritón e Ío. Sin embargo, se pueden encontrar cráteres muy modificados en cuerpos más primigenios, como Calisto, donde muchos cráteres antiguos se aplanan y forman brillantes cráteres fantasma o palimpsestos . ^[21]

Los cráteres volcánicos no explosivos se pueden distinguir de los cráteres de impacto por su forma irregular y la asociación de flujos volcánicos y otros materiales volcánicos. Los cráteres de impacto también producen rocas fundidas, pero generalmente en volúmenes más pequeños y con características diferentes. ^[6]

La marca distintiva de un cráter de impacto es la presencia de roca que ha sufrido efectos metamórficos de choque, como conos de fractura , rocas fundidas y deformaciones de cristales. El problema es que estos materiales tienden a estar enterrados profundamente, al menos en el caso de los cráteres simples. Sin embargo, tienden a revelarse en el centro elevado de un cráter complejo. ^{[22] [23]}

Los impactos producen efectos metamórficos de choque distintivos que permiten identificar claramente los lugares de impacto. Estos efectos metamórficos de choque pueden incluir:

• Una capa de roca fragmentada o " brechada " debajo del suelo del cráter. Esta capa se denomina "lente de brecha". ^[24]
• Conos astillados , que son impresiones en forma de chevron en las rocas. ^[25] Dichos conos se forman más fácilmente en rocas de grano fino.
• Tipos de rocas de alta temperatura, incluyendo bloques laminados y soldados de arena, esferulitas y tectitas , o salpicaduras vítreas de roca fundida. El origen de impacto de las tectitas ha sido cuestionado por algunos investigadores; han observado algunas características volcánicas en tectitas que no se encuentran en impactitas. Las tectitas también son más secas (contienen menos agua) que las impactitas típicas. Si bien las rocas fundidas por el impacto se parecen a las rocas volcánicas, incorporan fragmentos de lecho rocoso no fundido, forman campos inusualmente grandes e ininterrumpidos y tienen una composición química mucho más mixta que los materiales volcánicos arrojados desde el interior de la Tierra. También pueden tener cantidades relativamente grandes de oligoelementos que están asociados con meteoritos, como níquel, platino, iridio y cobalto. Nota: la literatura científica ha informado que algunas características de "choque", como pequeños conos de fragmentación, que a menudo se asocian solo con eventos de impacto, también se han encontrado en eyecciones volcánicas terrestres. ^[26]
• Deformaciones microscópicas por presión de minerales. ^[27] Estas incluyen patrones de fractura en cristales de cuarzo y feldespato, y la formación de materiales de alta presión como el diamante, derivado del grafito y otros compuestos de carbono, o la stishovita y la coesita , variedades de cuarzo chocado .
• Los cráteres enterrados, como el cráter Decorah , se pueden identificar mediante perforación, imágenes de resistividad electromagnética aérea y gradiometría de gravedad aérea. ^[28]

En la Tierra, los cráteres de impacto han dado lugar a minerales útiles. Algunos de los minerales producidos a partir de los efectos relacionados con el impacto en la Tierra incluyen minerales de hierro , uranio , oro , cobre y níquel . Se estima que el valor de los materiales extraídos de las estructuras de impacto es de cinco mil millones de dólares al año solo para América del Norte. ^[29] La utilidad final de los cráteres de impacto depende de varios factores, especialmente la naturaleza de los materiales que fueron impactados y cuándo fueron afectados. En algunos casos, los depósitos ya estaban en su lugar y el impacto los trajo a la superficie. Estos se denominan "depósitos económicos progenéticos". Otros se crearon durante el impacto real. La gran energía involucrada causó la fusión. Los minerales útiles formados como resultado de esta energía se clasifican como "depósitos singénicos". El tercer tipo, llamado "depósitos epigenéticos", es causado por la creación de una cuenca a partir del impacto. Muchos de los minerales de los que depende nuestra vida moderna están asociados con impactos del pasado. El domo de Vredeford en el centro de la cuenca de Witwatersrand es el campo aurífero más grande del mundo, que ha suministrado alrededor del 40% de todo el oro extraído alguna vez en una estructura de impacto (aunque el oro no provino del bólido). ^{[30] [31] [32] [33]} El asteroide que golpeó la región tenía 9,7 km (6 mi) de ancho. La cuenca de Sudbury fue causada por un cuerpo impactante de más de 9,7 km (6 mi) de diámetro. ^{[34] [35]} Esta cuenca es famosa por sus depósitos de níquel , cobre y elementos del grupo del platino . Un impacto estuvo involucrado en la formación de la estructura de Carswell en Saskatchewan , Canadá; contiene depósitos de uranio . ^{[36] [37] [38]} Los hidrocarburos son comunes alrededor de las estructuras de impacto. El cincuenta por ciento de las estructuras de impacto en América del Norte en cuencas sedimentarias que contienen hidrocarburos contienen campos de petróleo/gas. ^{[39] [29]}

En la Tierra, el reconocimiento de cráteres de impacto es una rama de la geología y está relacionada con la geología planetaria en el estudio de otros mundos. De los muchos cráteres propuestos, relativamente pocos están confirmados. Los siguientes veinte son una muestra de artículos sobre sitios de impacto confirmados y bien documentados.

Consulte la Base de datos de impacto de la Tierra , ^[40] un sitio web que contiene 190 cráteres de impacto confirmados científicamente (hasta julio de 2019 ^[actualizar]) en la Tierra.

• Cuenca de Caloris (Mercurio)
• Cuenca Hellas (Marte)
• Cráter Herschel (Mimas)
• Mare Orientale (Luna)
• Cráter de Petrarca (Mercurio)
• Polo Sur – Cuenca Aitken (Luna)

1. Cuenca del Polo Norte/Cuenca Borealis (en disputa) – Marte – Diámetro: 10.600 km
2. Polo Sur-Cuenca Aitken – Luna – Diámetro: 2.500 km
3. Cuenca Hellas – Marte – Diámetro: 2.100 km
4. Cuenca Caloris – Mercurio – Diámetro: 1.550 km
5. Sputnik Planitia – Plutón – Diámetro: 1.300 km
6. Cuenca Imbrium – Luna – Diámetro: 1.100 km
7. Isidis Planitia – Marte – Diámetro: 1.100 km
8. Mare Tranquilitatis – Luna – Diámetro: 870 km
9. Planitia Argyre – Marte – Diámetro: 800 km
10. Rembrandt – Mercurio – Diámetro: 715 km
11. Cuenca Serenitatis – Luna – Diámetro: 700 km
12. Mare Nubium – Luna – Diámetro: 700 km
13. Beethoven – Mercurio – Diámetro: 625 km
14. Valhalla – Calisto – Diámetro: 600 km, con anillos de hasta 4.000 km de diámetro
15. Hertzsprung – Luna – Diámetro: 590 km
16. Turgis – Jápeto – Diámetro: 580 km
17. Apolo – Luna – Diámetro: 540 km
18. Engelier – Jápeto – Diámetro: 504 km
19. Mamaldi – Rea – Diámetro: 480 km
20. Huygens – Marte – Diámetro: 470 km
21. Schiaparelli – Marte – Diámetro: 470 km
22. Rheasilvia – 4 Vesta – Diámetro: 460 km
23. Gerin – Jápeto – Diámetro: 445 km
24. Odiseo – Tetis – Diámetro: 445 km
25. Korolev – Luna – Diámetro: 430 km
26. Falsaron – Jápeto – Diámetro: 424 km
27. Dostoievski – Mercurio – Diámetro: 400 km
28. Menrva – Titán – Diámetro: 392 km
29. Tolstoj – Mercurio – Diámetro: 390 km
30. Goethe – Mercurio – Diámetro: 380 km
31. Malprimis – Jápeto – Diámetro: 377 km
32. Tirawa – Rhea – Diámetro: 360 km
33. Cuenca Oriental – Luna – Diámetro: 350 km, con anillos de hasta 930 km de diámetro
34. Evander – Dione – Diámetro: 350 km
35. Epigeo – Ganimedes – Diámetro: 343 km
36. Gertrude – Titania – Diámetro: 326 km
37. Telemus – Tetis – Diámetro: 320 km
38. Asgard – Calisto – Diámetro: 300 km, con anillos de hasta 1.400 km de diámetro
39. Estructura de impacto de Vredefort – Tierra – Diámetro: 300 km
40. Burney – Plutón – Diámetro: 296 km

Hay aproximadamente doce cráteres/cuencas de impacto más grandes de 300 km en la Luna, cinco en Mercurio y cuatro en Marte. ^[41] También se pueden encontrar cuencas grandes, algunas sin nombre pero en su mayoría más pequeñas de 300 km, en las lunas de Saturno, Dione, Rea y Jápeto.

• Baier, Johannes (2007). Die Auswurfprodukte des Ries-Impakts, Alemania . Documenta Naturae. vol. 162. Verlag. ISBN 978-3-86544-162-1.
• Bond, JW (diciembre de 1981). "El desarrollo de picos centrales en cráteres lunares". La Luna y los planetas . 25 (4): 465–476. Bibcode :1981M&P....25..465B. doi :10.1007/BF00919080. S2CID  120197487.
• Melosh, HJ (1989). Formación de cráteres por impacto: un proceso geológico . Oxford Monographs on Geology and Geophysics. Vol. 11. Oxford University Press. Bibcode :1989icgp.book.....M. ISBN 978-0-19-510463-9.
• Randall, Lisa (2015). Materia oscura y los dinosaurios . Nueva York: Ecco/HarperCollins Publishers. ISBN 978-0-06-232847-2.
• Wood, Charles A.; Andersson, Leif (1978). Nuevos datos morfométricos de cráteres lunares recientes . Novena Conferencia de Ciencia Lunar y Planetaria. 13-17 de marzo de 1978. Houston, Texas. Código Bibliográfico :1978LPSC....9.3669W.

• Mark, Kathleen (1987). Cráteres de meteoritos . Tucson: University of Arizona Press. Bibcode :1987mecr.book.....M. ISBN 978-0-8165-0902-7.

• Medios relacionados con Cráteres de impacto en Wikimedia Commons
• Base de datos de cráteres del Servicio Geológico de Canadá, 172 estructuras de impacto
• Exploraciones aéreas de cráteres de meteoritos terrestres
• Página de Google Maps del Visor de cráteres de meteoritos de impacto con ubicaciones de cráteres de meteoritos en todo el mundo
• Vistas solares: cráteres de impacto terrestres
• Presentación de diapositivas del Instituto Lunar y Planetario: contiene imágenes
• Programa de Efectos de Impacto sobre la Tierra Estima el tamaño del cráter y otros efectos de un cuerpo específico que choca con la Tierra.