Astronomía

¿Es detectable el meteorito del Ordovícico en el registro de cráteres lunares?

¿Es detectable el meteorito del Ordovícico en el registro de cráteres lunares?

Hace aproximadamente 468 millones de años hubo una gran cantidad de meteoritos L-condrita cayendo a la Tierra. Esto se llama el evento meteorológico del Ordovícico y probablemente fue el resultado de una gran colisión en el cinturón de asteroides.

¿El registro de cráteres lunares también muestra evidencia de este evento?


La respuesta muy, muy breve a su pregunta es: "No que sea detectable por ningún método o información actual que tengamos".

La respuesta más larga tiene que ver con cómo sabemos cuántos años tiene algo en la Luna u otras superficies planetarias. Lo que hacemos somos nosotros usar cráteres mismos hasta la fecha de una superficie: Cuantos más cráteres, más antigua es la superficie porque ha existido más tiempo para acumular esos cráteres. Podemos relacionarlos con una edad absoluta diciendo que la muestra de roca X recolectada por Apollo o Luna o Chang'e tiene Y años (fechada mediante métodos radiométricos) y es de una superficie que tiene Z cráteres. Haga esto mucho y podrá crear una función que relacione el número de cráteres con una edad.

El problema surge al usar esto para fechar cualquier cráter específico para tratar de encontrar una función no uniforme (por ejemplo, un pico de edad): ya ha asumido una función de cronología de cráter que NO tiene ese pico, por lo tanto, utilícelo para encontrar un pico. se convierte en un argumento circular del que es muy difícil salir. Hay algunas propuestas sobre cómo hacer eso, pero se basan en modelos y no en datos reales (por ejemplo, los objetos grandes que forman cráteres grandes mostrarían esos picos, pero los objetos pequeños que forman cráteres pequeños son un reloj constante " "de impactos).

En este momento, la cronología del cráter lunar tiene aproximadamente una docena de puntos, por lo que no tenemos la resolución para decir nada sobre un pico de hace 468 millones de años. Ciertamente es posible (incluso probable) que el registro del cráter lunar muestre que el pico Si tuvimos la resolución de medirlo datando muchos más cráteres a través de métodos otro que las mediciones de cráteres superpuestos, y, de hecho, generalmente se asume que la cronología del cráter lunar realmente debería tener muchos picos pequeños cuando los asteroides se rompen / se forman familias de asteroides, pero nuevamente no tenemos los datos para medir realmente eso … aún.


Cráteres

Michael D. Bjorkman, Keith A. Holsapple, en Ondas de choque en materia condensada 1983, 1984

EL PARÁMETRO DE ACOPLAMIENTO Y LA SIMILITUD DE FUENTE

La eficiencia de la formación de cráteres en la arena y el agua de Ottawa tiene una dependencia funcional de la ley de potencia de la velocidad de impacto a escala durante muchas décadas de velocidad de impacto a escala. 1 Holsapple ha demostrado mediante análisis dimensional que tal escala de ley de potencias resulta si y solo si existe un parámetro de acoplamiento, C, y que CαaU μ cuando el material del proyectil se mantiene fijo. (Donde a es el radio del proyectil, U es la velocidad del proyectil y μ es un parámetro adimensional.) El parámetro de acoplamiento, C, determina la cantidad de energía y momento acoplados al objetivo y vincula las variables que gobiernan los primeros tiempos del proceso de impacto en un parámetro único que determina los fenómenos tardíos.

Los estudios numéricos realizados por Walsh y colaboradores 2 para impactadores esféricos han demostrado que los movimientos en metales modelados por un Tillotson 3 EOS resultantes de impactos con una constante de U 0,58 se acercan asintóticamente entre sí a varios diámetros de fuente del impacto. Rae 4 ha llamado a esto similitud de fuente porque aU 0.58 define impactos que se acercan a la misma solución de fuente puntual para impacto axisimétrico.

Las soluciones de fuente puntual y plana (espesor cero) son ambas auto-similares a grandes presiones. Para Tillotson Al, este flujo auto-similar en el plano se ha encontrado solo para U & gt1000 km / s. Esta solución auto-similar de impacto plano tiene las relaciones de decaimiento de la ley de potencia para los parámetros del frente de choque y la energía cinética de fase positiva, y las relaciones de crecimiento de la ley de potencia para el momento de fase positiva que se muestran en la Tabla 1. (El momento de fase positiva, M, y la energía cinética, E, se calculan solo a partir de ese material con velocidad en la misma dirección que la propagación del frente de choque). Cuando la ecuación de estado es similar a la de un gas ideal a grandes presiones y temperaturas, se puede esperar que el exponente μ sea el mismo que el de un gas con ley γ, como, por ejemplo, el dado por Rae 4 (Figura 1). Rae ha demostrado que a medida que las soluciones de fuente puntual y plana decaen en amplitud, los perfiles de onda se vuelven no auto-similares; sin embargo, los perfiles de onda para diferentes impactos son similares (pero no auto-similares) cuando se comparan con perfiles de igual amplitud y amplitud. escalado usando la longitud

Tabla 1 . Relaciones entre exponentes para impacto de avión. 6

exponentecomo una función de:μ calculado a partir del flujo auto-similar en Tillotson Al
(de parámetro de acoplamiento o ley de potencia auto-similar)Exponente de ley de potencia auto-similar de posición frontal de choque (z entonces ˜ t τ)exponente de la ley de potencias auto-similar del momento de energía (E ˜ M- m)exponente del parámetro de acoplamiento de la velocidad del espesor del proyectil (aU μ)
P˜zentonces B b = 2 (τ-1) / τb = -2 (m + 1) / (2 + m)b = -2 / μb = -1,305 μ = 1,53
p˜t c c = 2τ-2c = -2 (m + 1) / (2m + 3)c = -2 / (1 + μ)c = -0,800 μ = 1,50
u˜zs0d = (τ-1) / τd = - (m + 1) / (2 + m)d = -1 / μd = -0,642 μ = 1,56
u˜t e e = τ-1e = - (m + 1) / (2m + 3)e = -1 / (1 + μ)e = -0,393 μ = 1,54
E˜zentonces F f = (3τ-2) / τf = -m / (2 + m)f = (μ-2) / μf = -0,303 μ = 1,54
E˜t g g = 3τ-2g = -m / (2m + 3)g = (μ-2) / (l + μ)g = -0,191 μ = 1,52
M˜zentonces h h = (2τ-1) / τh = 1 / (2 + m)h = (μ-1) / μh = 0,350 μ = 1,54
M˜t i i = 2τ-1yo = 1 / (2m + 3)i = (μ-1) / (1 + μ)i = 0,220 μ = 1,56
zentonces˜t τ τ = ττ = (2 + m) / (2m + 3)τ = μ / (l + μ)τ = 0,610 μ = 1,56
E˜M −m m = (2-3τ) / (2τ-1)m = mm = (2-μ) / (μ-1)
aU μ μ = τ / (1-τ)μ = (2 + m) / (m + 1)μ = μ

Figura 1 . Dependencia de μ sobre γ para impactos planos de gases ideales. Árbitro. 5: ▄ gases ideales, ○ Tillotson Al, • Tillotson Cu. Este trabajo: ▴ Tillotson Al.

El análisis 4 de Rae & # x27s se aplica únicamente a las soluciones de fuente puntual. Por lo tanto, la similitud de fuente está asegurada solo cuando el flujo inicialmente es auto-similar (como lo fueron la mayoría de los cálculos de Walsh & # x27s 2). A velocidades de impacto menores donde el flujo inicial no es auto-similar, la existencia de similitud de fuente debe establecerse mediante cálculos numéricos.

Los conceptos de parámetro de acoplamiento y similitud de fuente son equivalentes y actualmente estamos intentando demostrar experimentalmente la similitud de fuente en objetivos y determinar si los exponentes de los parámetros de acoplamiento calculados numéricamente son equivalentes a los observados experimentalmente. Otras cuestiones que deben abordarse son el efecto de los materiales objetivo y especialmente la porosidad en μ y si μ depende de otro modo del problema.


Estallidos de rayos gamma (GRB & # 039s) y la extinción masiva del Ordovícico

El 99% de todas las especies generadoras de fósiles marinos en la Tierra que alguna vez existieron se han ido
extinto. Hay períodos en el registro fósil que muestran una extinción masiva
tarifas. Por ejemplo, el límite K-T (ahora el K-Pg) marca la extinción de
dinosaurios en el registro fósil junto con animales marinos, en el Cretácico-
Límite del paleógeno.

La causa de las principales extinciones masivas varía. Y siempre ha habido
debate porque la evidencia geológica puede ser subducida por la tectónica de placas, por
ejemplo. Las cosas cambian a lo largo de 250 millones de años. Entonces, nombrar a un culpable es difícil
incluso cuando hay evidencia geológica. En el caso de K-Pg, el pensamiento actual ha
la pistola humeante como un gran impacto de meteorito, precedido por un largo período de un gran impacto
salida volcánica en las trampas de Deccan. Un doble golpe.

Mi pregunta es sobre el evento de extinción Ordovícico-Silúrico.

425 millones de años, dos importantes
eventos muy juntos, por lo que es otro posible doble golpe:
http://en.wikipedia.org/wiki/Ordovician–Silurian_extinction_event

(Tenga en cuenta el gráfico en la parte superior del artículo. Fuera de tema: oculto hay
a

62 mi ciclo de ME recurrentes.)

La causa principal fue una edad de hielo, pero hay una propuesta extraterrestre
culpable: una explosión de rayos gamma.
http://en.wikipedia.org/wiki/Gamma-ray_burst
http://arxiv.org/abs/astro-ph/0309415

Esto se postula porque la distribución de las extinciones fue en gran parte en
géneros que vivían cerca de la superficie del océano. Y paso rapido
geológicamente. En mi opinión, también es interesante considerarlo. Creo que el mellott
El documento comenzó a considerar los GRB para el culpable.

Los GRB aparentemente ocurren solo por un corto período después de algunos tipos de
estrellas masivas implosionan.

Supongamos que el objeto culpable estaba a 6000ly de la Tierra 425mya. La
el radio de búsqueda habrá aumentado con el tiempo.

¿Qué tipo de objeto sería ahora un candidato viable?

¿Es posible actualmente analizar los resultados de la encuesta Chandra existente para
objetos candidatos?
http://www.nasa.gov/mission_pages/chandra/main/index.html#.Uim9sTaUSwA

¿Es este un camino siquiera remotamente factible a seguir para proporcionar algún tipo de evidencia para la hipótesis de GRB?


Contenido

Shoemaker nació en Los Ángeles, California, hijo de Muriel May (de soltera Scott), maestra y George Estel Shoemaker, quien trabajó en agricultura, negocios, enseñanza y cine. [2] [3] Sus padres eran nativos de Nebraska. Durante la infancia de Gene, se mudaron entre Los Ángeles, Nueva York, Buffalo, Nueva York y Wyoming, mientras George trabajaba en una variedad de trabajos. George odiaba vivir en las grandes ciudades y estaba bastante satisfecho de aceptar un trabajo como director de educación para un campamento del Civilian Conservation Corps (CCC) en Wyoming. Su esposa pronto encontró la vida en una cabaña remota bastante insatisfactoria. Se comprometieron cuando Muriel consiguió un trabajo de maestra en Buffalo. Ella podría enseñar en la Escuela de Práctica de Buffalo del State Teachers College en Buffalo [4] [5] [6] [7] [8] durante el año escolar mientras mantenía a Gene con ella, luego ambos regresarían a Wyoming durante los veranos . La pasión de Gene por estudiar rocas se encendió con los cursos de educación científica ofrecidos por el Museo de Educación de Buffalo. [a] Se inscribió en la Escuela de Práctica en el cuarto grado y comenzó a recolectar muestras de minerales. En un año, también estaba tomando cursos nocturnos de nivel secundario. La familia regresó a Los Ángeles en 1942, donde Gene se inscribió en Fairfax High School a la edad de trece años. Completó la escuela secundaria en tres años. Durante ese tiempo también tocó el violín en la orquesta de la escuela, se destacó en gimnasia y consiguió un trabajo de verano como aprendiz de lapidario. [9]

Shoemaker se inscribió en Caltech en 1944, a la edad de dieciséis años. [b] Sus compañeros de clase eran mayores, más maduros y estaban en una vía rápida para graduarse antes de servir en la Segunda Guerra Mundial. Shoemaker prosperó a un ritmo rápido y obtuvo su licenciatura en 1948, a los diecinueve años. Inmediatamente emprendió el estudio de las rocas metamórficas precámbricas en el norte de Nuevo México, obteniendo su M. Sc. grado de Caltech en 1949. [9]

Mientras Shoemaker asistía a Caltech, su compañero de cuarto era Richard Spellman, un joven de Chico, California. Aunque Shoemaker ya se había inscrito en un programa de doctorado en la Universidad de Princeton, regresó a California para servir como padrino de boda en la boda de Richard en 1950. Conoció a la hermana de Richard, Carolyn, por primera vez en esa ocasión. Carolyn nació en Gallup, Nuevo México, en 1929, pero la familia Spellman se mudó a Chico poco después. Carolyn obtuvo títulos de Chico State College en historia y ciencias políticas. Ella nunca mostró interés en temas científicos mientras crecía, y tomó un curso de geología en la universidad, lo que le pareció aburrido. Sin embargo, la pareja se mantuvo en contacto mientras Shoemaker pasó el año siguiente en Princeton, seguido de unas vacaciones de dos semanas recorriendo la meseta de Colorado. Según los informes, les dijo a otros que escuchar a Shoemaker explicar la geología convertía un tema aburrido en una búsqueda de conocimiento emocionante e interesante. [ cita necesaria ] La pareja se casó el 17 de agosto de 1951. [10]

Los Zapateros tuvieron tres hijos: dos hijas y un hijo. Carolyn vio su trabajo como cuidar la casa y criar a los niños, especialmente después de que se establecieron en Flagstaff en la década de 1960. Ella había intentado enseñar en la escuela antes de casarse, pero el trabajo no le satisfacía. También viajaba a veces con Gene, pero se detuvo después de notar que su ausencia afectaba a los niños. Después de que sus hijos crecieron, Carolyn quería algo significativo para combatir el sentimiento de "nido vacío". Para entonces, Gene sugirió que se dedicara a la astronomía y se uniera a su equipo en busca de asteroides que se acercaran a la Tierra. Una estudiante que trabajaba en el Observatorio Lowell comenzó a enseñarle astronomía. Mostró un gran potencial y lanzó su carrera como astrónoma planetaria a los 51 años. Continúa el trabajo hasta el presente. [10]

El Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS) contrató a Shoemaker en 1950 y mantuvo una asociación con la organización durante el resto de su carrera. [9] Su primera tarea fue buscar depósitos de uranio en Utah y Colorado. Su siguiente misión fue estudiar los procesos volcánicos, ya que otros investigadores ya habían notado que los depósitos de uranio a menudo se ubicaban en los respiraderos de volcanes antiguos. Este estudio lo llevó a explorar los Hopi Buttes del norte de Arizona, que resultó estar cerca del cráter Meteor. [9]

Daniel Barringer, un empresario e ingeniero de minas que había descubierto el cráter Meteor en 1891, había postulado que había sido causado por el impacto de un meteoro. Aproximadamente al mismo tiempo, G. K. Gilbert, el geólogo jefe del USGS, examinó el cráter y anunció que había sido creado por un escape explosivo de vapor volcánico. La mayoría de los científicos aceptó la explicación de Gilbert sobre la causa del cráter, y siguió siendo la sabiduría convencional hasta las investigaciones de Shoemaker medio siglo después. [9]

Por su Ph.D. Licenciado en Princeton (1960), bajo la dirección de Harry Hammond Hess, Shoemaker estudió la dinámica del impacto del cráter del meteorito Barringer. Shoemaker señaló 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 cuarzo impactado (coesita) en Meteor Crater, lo que demuestra que el cráter se formó a partir de un impacto que generó temperaturas y presiones extremadamente altas. Siguieron este descubrimiento con la identificación de coesita dentro de suevita en Nördlinger Ries, lo que demuestra su origen de impacto. [11]: 69, 74–75, 78–79, 81–85, 99–100

Astrogeología y Apolo Editar

En 1960, Shoemaker dirigió un equipo en el centro de USGS en Menlo Park, California, para generar el primer mapa geológico de la Luna usando fotografías tomadas por Francis G. Pease. Shoemaker también ayudó a ser pionero en el campo de la astrogeología al fundar el Programa de Investigación en Astrogeología. Participó de manera destacada en las misiones del Lunar Ranger a la Luna, uniéndose al equipo de imágenes de televisión de Harold Urey y Gerard Kuiper, que se convirtió en una misión preparatoria para el futuro aterrizaje tripulado. Shoemaker fue elegido entonces para ser el investigador principal del experimento de televisión del programa Surveyor, y luego el investigador principal de geología lunar para Apolo 11, Apolo 12 y Apolo 13. [11]: 85-86, 92-97, 101, 119, 136

Shoemaker también participó en el entrenamiento de los astronautas estadounidenses. Él mismo era un posible candidato para un vuelo del Apolo a la Luna y estaba destinado a ser el primer geólogo en caminar sobre la Luna, pero fue descalificado debido a que se le diagnosticó la enfermedad de Addison, un trastorno de la glándula suprarrenal. Shoemaker capacitaría a los astronautas durante los viajes de campo al Meteor Crater y Sunset Crater cerca de Flagstaff. [13] Fue comentarista de televisión de CBS News en las primeras misiones Apollo, especialmente las misiones Apollo 8 y Apollo 11, apareciendo con Walter Cronkite durante la cobertura en vivo de esos vuelos. [14]

Según David H. Levy, justo antes del aterrizaje tripulado en la Luna,

"Con la humanidad a punto de partir hacia este nuevo mundo, los geólogos y astrónomos estaban divididos en cuanto a si la superficie lunar era el resultado de fuerzas volcánicas desde abajo o fuerzas cósmicas desde arriba. En 1949, Ralph Baldwin había articulado que los cráteres de la Luna eran en su mayoría de origen de impacto y Gene Shoemaker revivió la idea nuevamente alrededor de 1960. Vio los cráteres en la Luna como sitios de impacto lógicos que se formaron no gradualmente, en eones, sino de manera explosiva, en segundos ". [11]: 58–59

Fue galardonado con la medalla John Price Wetherill del Instituto Franklin en 1965. Al llegar a Caltech en 1969, comenzó una búsqueda sistemática de asteroides que cruzaban la órbita de la Tierra, lo que resultó en el descubrimiento de varias familias de tales asteroides, incluidos los asteroides Apolo. Shoemaker avanzó la idea de que pueden surgir cambios geológicos repentinos a partir de impactos de asteroides y que los impactos de asteroides son comunes durante períodos de tiempo geológicos. Anteriormente, se pensaba que los astroblemas eran restos de volcanes extintos, incluso en la Luna.

Comet Shoemaker – Levy 9 Editar

En 1993, co-descubrió el cometa Shoemaker – Levy 9 utilizando la cámara Schmidt de 18 pulgadas en el Observatorio Palomar. Este cometa fue único porque brindó la primera oportunidad de observar el impacto planetario de un cometa. Shoemaker-Levy 9 chocó con Júpiter en julio de 1994. El impacto resultante provocó una enorme "cicatriz" en la cara de Júpiter.

Shoemaker pasó gran parte de sus últimos años buscando y encontrando varios cráteres de impacto previamente desapercibidos o no descubiertos en todo el mundo. Murió el 18 de julio de 1997 durante una de esas expediciones en una colisión frontal en la remota Tanami Track, unos cientos de kilómetros al noroeste de Alice Springs, Australia. La esposa de Shoemaker, Carolyn, resultó gravemente herida en el accidente. [15] [16] [17] [5]

El 31 de julio de 1999, la sonda espacial Lunar Prospector llevó algunas de sus cenizas a la Luna en una cápsula diseñada por Carolyn Porco. [18] [19] Celestis, Inc. proporcionó el servicio, a pedido de la NASA, comercialmente, convirtiendo las cenizas de Shoemaker en la primera entrega privada a la superficie lunar. Celestis es la compañía de vuelos espaciales conmemorativos que transportó las cenizas del creador de Star Trek, Gene Roddenberry, [20] [21] [22], así como del actor de Star Trek James Doohan ("Scotty"), el astronauta de Mercury Gordon Cooper [23] y cientos de otras personas de todo el mundo. [24] Shoemaker es la única persona cuyos restos han sido colocados en cualquier cuerpo celeste fuera de la Tierra. [25] La envoltura de latón de la cápsula conmemorativa de Shoemaker está inscrita con imágenes del cometa Hale-Bopp ("el último cometa que los Shoemakers observaron juntos"), [19] el cráter del meteorito Barringer y una cita de Shakespeare Romeo y Julieta leyendo

Y cuando muera
Tómalo y córtalo en pequeñas estrellas
Y hará que la faz del cielo sea tan hermosa
Que todo el mundo estará enamorado de la noche
Y no rindas culto al sol estridente. [18] [26]

El accidente fatal ocurrió cuando Hale-Bopp todavía era visible a simple vista, después de haber pasado el perihelio y haberse trasladado al hemisferio celeste sur.

Shoemaker recibió una gran cantidad de premios por su labor profesional. Según el obituario publicado por el Centro de Ciencias de Astrogeología de USGS, estos incluyeron: [1]

  • Doctorado en Ciencias, Arizona State College, Flagstaff, 1965. del Franklin Institute, co-receptor con E.C.T. Chao, 1965., 1966.
  • Doctorado en Ciencias, Temple University, 1967.
  • Medalla de la NASA al logro científico, 1967.
  • Premio de Honor del Departamento del Interior de los EE. UU. Por Servicio Meritorio, 1973.
  • Miembro de la Academia Nacional de Ciencias de EE. UU., 1980.
  • Premio al Servicio Distinguido del Departamento del Interior de los Estados Unidos, 1980.
  • Medalla Arthur L. Day de la Sociedad Geológica de América, 1982.
  • G K. Premio Gilbert de la Sociedad Geológica de América, 1983., co-receptor con E.C.T. Chao y Richard Dehm, 1983.
  • Doctorado Honoris Causa en Ciencias, Universidad de Arizona, 1984. de la Sociedad Meteorítica, 1984. de la Sociedad Astronómica Estadounidense, División de Ciencias Planetarias, 1984.
  • Medalla Leonard de la Sociedad Meteorítica, 1985.
  • Premio al alumno distinguido del Instituto de Tecnología de California, 1986.
  • Medalla Rittenhouse de la Sociedad Astronómica Rittenhouse, co-receptora con C.S. Shoemaker, 1988., 1992., American Geophysical Union, 1993.
  • Miembro de la Academia Estadounidense de Artes y Ciencias, 1993.
  • Premio AIAA de Ciencias Espaciales, 1996.
  • Medalla de Logros Científicos Excepcionales de la NASA, 1996., American Geophysical Union, 1996.
  • Premio especial, Asociación Estadounidense de Geólogos del Petróleo, 1997.
  • Premio Shoemaker, Sección de Texas del Instituto Americano de Geólogos Profesionales, otorgado póstumamente, 1997.

El 24 de julio de 1997, el representante de California George E. Brown, Jr. presentó un memorial para Shoemaker y Jurgen Rahe en la Cámara de Representantes de los Estados Unidos. Registro del Congreso. El monumento acreditó a Shoemaker por ser el descubridor o co-descubridor de 820 asteroides y cometas durante su carrera. [c] [27]

Una característica topográfica similar a un anillo en Australia Occidental, un astroblema anteriormente llamado "anillo de Teague" fue rebautizado como "Cráter Shoemaker" en honor a Shoemaker. La sonda espacial Near Earth Asteroid Rendezvous pasó a llamarse "NEAR Shoemaker" en su honor. Llegó al asteroide 433 Eros en febrero de 2000 y aterrizó en el asteroide después de un año de estudio orbital. Anteriormente fue honrado con el asteroide 2074 Shoemaker, descubierto y nombrado por su colega, Eleanor F. Helin. [28]

En su álbum de 2020, Humano. : II: Naturaleza., La banda de metal finlandesa Nightwish rinde homenaje a Shoemaker en la canción "Shoemaker". El compositor Tuomas Holopainen dice que se inspiró en su biografía, que conmovió a toda la banda hasta las lágrimas. Hay una parte hablada en la canción donde Johanna Kurkela, la esposa de Holopainen, lee la cita de Romeo y Julieta que estaba inscrita en la cápsula de Shoemaker. El video lírico oficial [29] muestra imágenes de la Tierra y la Luna. La canción recibió elogios generalizados.

El Minor Planet Center atribuye a Shoemaker el co-descubrimiento de 183 planetas menores entre 1977 y 1994. [30]


Meteoritos raros comunes en el período Ordovícico

La mayoría de los meteoritos que caen hoy son condritas ordinarias de tipo H y L, sin embargo, los asteroides del cinturón principal mejor posicionados para lanzar meteoritos son las condritas LL 1,2. Esto sugiere que el flujo actual de meteoritos está dominado por fragmentos de eventos recientes de ruptura de asteroides 3,4 y, por lo tanto, no es representativo en escalas de tiempo más largas (100 Myr). Aquí presentamos la primera reconstrucción de la composición del flujo de meteoritos de fondo a la Tierra en tales escalas de tiempo. De la piedra caliza que se formó aproximadamente un millón de años antes de la ruptura del cuerpo padre de la L-condrita hace 466 Myr, hemos recuperado minerales relictos de micrometeoritos gruesos. Mediante análisis elementales e isotópicos de oxígeno, mostramos que antes de hace 466 Myr, las acondritas de diferentes fuentes de asteroides tenían abundancias similares o mayores que las condritas ordinarias. Las acondritas primitivas, como las lodranitas y las acapulcoitas, junto con las acondritas no agrupadas relacionadas, formaban

15–34% del flujo en comparación con solo

0.45% hoy. Otro grupo de acondritas abundantes puede estar relacionado con un evento de cráteres de 500 km en (4) Vesta que llenó el cinturón principal interno con fragmentos basálticos hace mil millones de años 5. Nuestros datos muestran que el flujo de meteoritos ha variado a lo largo del tiempo geológico a medida que las interrupciones de los asteroides crean nuevas poblaciones de fragmentos que luego se desvanecen lentamente de la evolución dinámica y de colisión. El flujo actual favorece los eventos disruptivos que son más grandes, más jóvenes y / o altamente eficientes en la entrega de material a la Tierra.

La presencia de helio y neón derivados del viento solar implantados en la superficie en espinelas de cromo extraterrestre (SEC) dispersas en sedimentos que se recuperaron de sedimentos similares de varios lechos del Ordovícico más jóvenes de sitios en Suecia, China y Rusia es evidencia de que las SEC eran partes de micrometeoritos 11-13. Debido a que la proporción de abundancia de las condritas de los dos grupos de condrita H y L en los micrometeoritos gruesos recientemente caídos 14,15 es similar a esta proporción en los meteoritos macroscópicos, los micrometeoritos que contienen granos gruesos de cromita pueden usarse como un proxy para los meteoritos 7. La misma consistencia entre la composición de micrometeoritos gruesos y meteoritos se ha documentado en base a material fósil para el período Ordovícico posterior al LCPB 8. Esta relación es útil debido a la abundancia mucho mayor de SEC en comparación con los meteoritos fósiles 6, lo que permite analizar un mayor número de muestras 7.


Historia del impacto de la Tierra a través de la geocronología

A diferencia de la Luna picada de viruela, cuya superficie ha sido moldeada por impactos grandes y pequeños durante más de 4 mil millones de años, el planeta Tierra ha conservado algunas reliquias de ese bombardeo cósmico. La actividad tectónica que recicla la corteza a lo largo de los márgenes de las placas activas, la erosión y el entierro de cráteres de impacto debajo de capas de sedimento y lava han eliminado u ocultado la mayoría de las cicatrices cósmicas de la Tierra. Solo 199 estructuras de impacto (contando campos de pequeños cráteres de impacto producidos durante el mismo evento como uno) y 40 horizontes individuales de eyección de impacto proximal y distal (nuevamente, contando capas con la misma edad en diferentes localidades como una) hasta ahora han sido reconocidas en nuestro planeta (Fig. 1). Esas estructuras y depósitos de impacto abarcan un tiempo de más de

3.400 millones de años (Ga) antes del presente (capas de esférulas de impacto de Archean en Sudáfrica y Australia Occidental) hasta hace aproximadamente 6 años (el estallido de Chelyabinsk en Rusia el 15 de febrero de 2013, que rompió ventanas y cuya masa principal de meteoritos pedregosos produjo un 8- agujero circular de un metro de ancho en el lago congelado Chebarkul (véase el número 133). Aunque las tasas de impacto han disminuido drásticamente desde la primera parte de la historia del sistema solar, vemos que los impactos de meteoritos siguen siendo un proceso geológico en curso y siguen siendo una amenaza constante (Fig. 2).

Fig. 1. Mapa de estructuras de impacto y depósitos en la Tierra y sus edades mejor estimadas (para edades pobremente restringidas, se eligió la edad máxima estratigráfica). Solo se muestran algunas localidades representativas de eyecta (p. Ej., Tailandia para el campo sembrado de tectita de Australasia) porque algunos depósitos de eyecta distal, como la eyección de Chicxulub del Cretácico final (en naranja, trazada en Beloc, Haití) o las esférulas de clinopiroxeno del Eoceno superior ( trazados cerca de Hawái), tienen una distribución global o semiglobal. Crédito: LPI / M. Schmieder.

A pesar del registro terrestre limitado, el estudio de las estructuras de impacto y los depósitos a través del trabajo de campo geológico y la perforación es importante para comprender la evolución de la colisión del sistema solar interior y, en particular, del sistema Tierra-Luna. A diferencia de las misiones de retorno de muestra a la Luna y otros cuerpos planetarios, recolectar materiales de cráteres de impacto en la Tierra como análogos planetarios es conveniente y económico. Se pueden recuperar del campo, procesar y analizar en el laboratorio grandes cantidades y colecciones representativas de material de muestra. Seis preguntas fundamentales son entonces:

  1. ¿Cómo se formó la estructura y / o depósito? ¿Existe evidencia convincente de impacto?
  2. ¿Podemos comprender mejor los procesos dinámicos que crean cráteres de impacto de diferentes tamaños y en diferentes entornos geológicos y sus depósitos de eyección asociados?
  3. ¿Cuál fue el tipo de impactador que produjo el cráter?
  4. ¿Cuándo ocurrió exactamente el impacto?
  5. ¿Cómo se relacionan los eventos de impacto entre sí y con la tasa de impacto en el sistema Tierra-Luna?
  6. ¿Cómo se relacionan los grandes impactos con las crisis, las extinciones masivas y los eventos de diversificación en la biosfera? ¿Pueden los cráteres de impacto de enfriamiento servir como hábitat para la vida microbiana?

Las preguntas (1) y (2) requieren un análisis petrográfico detallado de la roca, incluido el estudio de características metamórficas de choque de diagnóstico de impacto, como conos rotos, granos de cuarzo o circón impactados y la presencia de polimorfos de alta presión. La pregunta (3) puede responderse mediante el análisis geoquímico de las rocas y brechas de fusión de impacto que se formaron bajo condiciones extremas de temperatura y presión durante el evento de impacto. El análisis de elementos traza ha revelado, en muchos casos, la naturaleza del cuerpo impactante, aunque solo se mezclaron trazas del proyectil con la masa fundida, principalmente derivada de la corteza. Asimismo, el trabajo geoquímico es fundamental a la hora de evaluar el potencial económico de una estructura de impacto, como la

Cuenca de impacto de Sudbury de 200 a 250 kilómetros de diámetro en Ontario, Canadá, que es una de las estructuras de impacto más antiguas y más grandes de la Tierra y un depósito de clase mundial para elementos del grupo del níquel, cobre y platino.

Fig. 2. Histograma que muestra las edades de las estructuras de impacto terrestre y los depósitos de eyecta. Capas de eyección que presumiblemente tienen la misma edad y ocurren en más de una localidad [por ejemplo, la

La capa de esférulas Paleoarchean S1 Barberton y Warrawoona de 3470 millones de años (Ma) identificada en Sudáfrica y Australia Occidental, respectivamente] se muestra como un depósito. Las edades son edades promedio (por ejemplo, 2100 ± 400 Ma se muestra como una edad en 2100 Ma. Observe el pico de impacto del Ordovícico distintivo (azul más oscuro). Abreviaturas: V = Vredefort, S = Sudbury. Crédito: LPI / M. Schmieder.

Geocronología de impacto: diferentes métodos, un objetivo

Si bien el enfoque científico para la verificación del origen de un impacto (es decir, la prueba de evidencia de metamorfismo de choque en rocas y minerales) sigue siendo el mismo para todas las estructuras de impacto candidatas, el momento del impacto se puede determinar utilizando uno o más métodos independientes. La determinación de edades estratigráficas, por superposición, se puede aplicar a todas las estructuras de impacto en la Tierra y en otros lugares, donde las edades relativas de las rocas anfitrionas están limitadas hasta cierto punto. Cada estructura de impacto tiene una roca objetivo en la que penetró el cuerpo impactante y, a través de simples relaciones geológicas transversales, las unidades de roca más jóvenes afectadas por el impacto proporcionan una edad máxima (la más antigua posible) para el impacto. A su vez, las rocas no perturbadas más antiguas que llenan el cráter después de su formación limitan la edad de impacto mínima (la más joven posible). A veces, la edad estratigráfica de un impacto solo puede situarse entre varios cientos de millones de años, como en el caso del impacto de Wells Creek de 12 kilómetros de diámetro en Tennessee: el cráter debe ser más joven que el Mississippian (

323 Ma) y más antiguo que el Cretácico tardío (

100 Ma), dejándonos con una edad mejor estimada de

211 ± 111 Ma y un error relativo superior al 100%. Sin embargo, otras edades de impacto estratigráficamente restringidas son notablemente precisas, como la del

Cráter Lockne marino de 14 kilómetros de ancho en rocas del Ordovícico del centro de Suecia. Allí, la edad del impacto está precisamente limitada a 455 Ma más y menos algunos cientos de miles de años, porque tanto la secuencia anterior al impacto más joven como la posterior al impacto más antigua se encuentran en el final de Sandbian. L. dalbyensis zona de microfósiles quitinozoos estudiada con gran detalle. (Volveremos a otros cráteres de impacto producidos durante el Ordovícico más adelante en este artículo). También notamos que los cráteres de impacto de Wells Creek y Lockne tienen poco o ningún derretimiento de impacto reconocido que podría potencialmente usarse como material para análisis radioisotópico.

Un número relativamente grande de estructuras de impacto terrestre han conservado rocas portadoras de fusión de impacto, como la capa de fusión cristalina gruesa y diferenciada en Sudbury (el Complejo Ígneo de Sudbury), la placa de fusión en la estructura de impacto de Manicouagan de 100 kilómetros de diámetro en Quebec, Canada (Fig. 3a), and the glass-rich suevite of the 25-kilometer-diameter Ries crater in Germany (Fig. 3b). The Ries impact also produced green glassy tektites (moldavites Fig. 3c), distal melt ejecta found

200–500 kilometers northeast of the crater. Such impact melt lithologies are suitable for geochronologic analysis using a variety of radioisotopic techiques. One method used to determine impact ages is the uranium-lead (U-Pb) and coupled lead-lead (Pb-Pb) geochronometer pioneered by Alfred Nier in the late 1930s–1950s, soon thereafter applied by George Wetherill, Gerald Wasserburg, Fouad Tera, and others, and now being used with several different technical setups. These include, for example, laser ablation inductively coupled plasma mass spectrometry (LA-ICP-MS), secondary ion mass spectrometry (SIMS) and sensitive high resolution ion microprobe (SHRIMP) analysis, and thermal ionization mass spectrometry after chemically abrading the mineral sample for better results (CA-TIMS).

Each of these techniques has its advantage and disadvantage. While LA-ICP-MS and SIMS/SHRIMP are routinely and rapidly applied to thin-section or grain-mount samples that can preserve the textural context of the sample, producing moderately precise U-Pb and Pb-Pb ages, CA-TIMS completely dissolves the mineral sample but produces much more precise ages with errors commonly in the range of a few thousand to tens of thousands of years. Uranium-lead results are typically visualized in a concordia diagram (Wetherill or Tera-Wasserburg plot) in which minerals from the unmelted target rock tend to yield an older age on or near concordia (the curve along which U-Pb ages from different U-decay series are equal). In contrast, shock-recrystallized and chronometrically reset mineral grains produce either a younger concordia age (Fig. 3d) or, if disturbed by the loss of Pb, a discordant array of dates that then defines a lower intercept with concordia, interpreted as the age of the impact. The U-bearing minerals most commonly used for U-Pb geochronology are either intensely shocked (recrystallized) or melt-grown zircon crystals (Fig. 3e), baddeleyite, monazite, and to a lesser degree titanite and apatite, although recent results for terrestrial impact craters suggest the latter may be a promising target mineral for future studies.

Fig. 3. Impact crater materials suitable for geochronologic analysis and exemplary results. (a)

100-meter-tall cliff of the impact melt sheet at the Manicouagan impact structure, Québec, Canada (Baie Memory Entrance Island). This type of impact melt rock is suitable for whole-rock argon-argon (Ar-Ar) analysis and commonly contains minerals (e.g., zircon) that can be analyzed using the uranium-lead (U-Pb) method. (b) Suevite, a type of impact breccia with dark, elongated flädle of impact glass from the Ries crater, Germany (Katzenstein Castle near Dischingen, Baden-Württemberg). Impact glass is commonly used as sample material for Ar-Ar geochronology. (c) A green, glassy Ries tektite (moldavite) found in Besednice, Czech Republic. (d) Concordia diagram showing U-Pb geochronologic results for zircon in impact melt rock from the Rochechouart impact structure in France. (e) Shocked zircon grain with LA-ICP-MS laser ablation pit created during U-Pb analysis in impact melt rock from the Charlevoix impact structure, Québec, Canada (backscattered electron image using the scanning electron microscope). (f) Argon-argon age spectrum showing a well-defined plateau age for a Ries tektite sample similar to the one shown in (c). Credit: LPI/M. Schmieder.

Shocked zircon crystals in melt rock from the

250- to 300-kilometer-diameter Vredefort impact structure, the largest one on Earth, yielded a U-Pb age of 2023 ± 4 Ma. Zircon grains crystallized from Sudbury’s impact melt sheet produced a U-Pb age of 1850 ± 1 Ma. In a recent study, intensely shock-metamorphosed zircon grains recrystallized into microgranular aggregates yielded a precise age of 77.85 ± 0.78 Ma for the 23-kilometer Lappajärvi impact crater in Finland. This result for Lappajärvi has, as we will see later, implications for the role of impact craters in the origin and evolution of life on the early Earth.

Another technique prominently used in impact geochronology is the 40 Ar- 39 Ar method, an improved variation of the classical K-Ar technique. The Ar-Ar method was pioneered by Heinrich Wänke and Hans König in the late 1950s and Craig Merrihue and Grenville Turner in the 1960s and can today be applied using the total fusion of a sample with a laser or, alternatively, the stepwise heating of a sample using a furnace or laser. The potassium (K)-bearing mineral or rock sample, together with standard minerals, is first irradiated by fast neutrons to produce 39 Ar from 39 Kr as a proxy for potassium in the sample the Ar isotope ratios are then measured in a mass spectrometer and ages calculated. Generally, the step-heating method produces a more comprehensive set of data than the total-fusion method and allows for a more robust statistical assessment of resulting ages. Argon-argon results can be disturbed by the effects of sample alteration or inclusions of older material. Statistically robust Ar-Ar results ideally form a “plateau” in the age spectrum (Fig. 3f), a sequence of individual degassing steps with increasing temperature that all overlap within a narrow error limit and include most of the 39 Ar extracted from the sample. Precise Ar-Ar ages have been obtained for a number of impacts on Earth, such as 66.051 ± 0.031 Ma for glassy microtektites from the 180-kilometer-diameter Chicxulub crater linked to the end-Cretaceous mass extinction. Ries tektites (Fig. 3c) yielded a precise Ar-Ar age of 14.808 ± 0.038 Ma. An increasingly robust intercalibration between the U-Pb and Ar-Ar geochronometers provides confidence that ages obtained using both techniques are not only precise (with a small error) but also accurate (close to the “true” age) and can be directly compared and correlated.

Additional methods exist for the determination of impact crater ages, such as the rubidium-strontium (Rb-Sr) method (for minerals from impact melt rock), the low-temperature uranium-thorium-helium (U-Th)/He geo-/thermochronometer (mainly using zircon and apatite for cooling studies), the carbon-14 ( 14 C) method (for charcoal inside a young impact crater), cosmogenic nuclides and exposure ages, luminescence, and fission track analysis (zircon, apatite, or glass).

Double and Multiple Impacts on Earth?

With an increasing number of precise and accurate ages for terrestrial impacts, we can take a closer look at the potential temporal connection between impact events themselves. Classic examples of two closely spaced impact structures are the

25-kilometer Nördlinger Ries and

3.8-kilometer Steinheim Basin crater pair in Germany and the two Clearwater Lakes in Québec, Canada (Fig. 4). While the age of the Nördlinger Ries is precisely known, the age of the Steinheim Basin is still somewhat enigmatic. However, the two impact craters are thought to be genetically linked because of the similar age of their (oldest) crater lake sediments and their geometric alignment with the Central European tektite strewn field to the northeast. In Canada, the larger,

36-kilometer-diameter West Clearwater Lake impact structure has a ring of islands where impact-melt bearing rocks occur. East Clearwater Lake, 26 kilometers in diameter, has a more subtle appearance and melt-bearing rocks are only known from drillings. For almost 50 years, these two impact structures had been considered as a textbook example of an impact crater doublet created simultaneously by the impact of a binary asteroid in the early Permian some 290 million years ago. However, things later turned out to be more complicated. Repeated Ar-Ar analysis, alongside other lines of geologic evidence, eventually made a convincing case against the double impact scenario. While the larger western crater was indeed produced in the Permian at 286.2 ± 2.6 Ma, the eastern crater is almost 180 million years older and, with an age around 465 Ma, dates back to the Ordovician time period (485–443 Ma).

Fig. 4. The two Clearwater Lakes in Québec, Canada. The western structure, West Clearwater Lake, is

36 kilometers in diameter and has a ring of islands where impact melt-bearing rocks occur. The eastern structure, East Clearwater Lake, is

26 kilometers in diameter and has a more subtle appearance. Both impact structures were considered to represent a 290-million-year-old impact crater doublet until 2015. New Ar-Ar geochronologic results, however, demonstrate that the eastern crater formed during the Middle Ordovician (

465 Ma), a time of intense asteroid bombardment of Earth, whereas the western crater formed in the Early Permian (

286 Ma) and is therefore approximately 180 million years younger. Credit: Landsat Operational Land Imager (OLI)/Thermal Infrared Sensor (TIRS) satellite image taken on June 13, 2013, when the western lake was still partially frozen (GloVis/USGS).

The East Clearwater Lake impact in the Ordovician is, however, not a unique structure of that time. In fact, as more impact structures are discovered and their ages refined, the list of Ordovician impacts steadily grows. Twenty-two of the currently known 199 impact structures on Earth (i.e., more than 10%) have proven or very likely Ordovician ages, creating a distinct spike in the terrestrial impact cratering record (Fig. 2). Recent additions to the list of Ordovician impacts, based on new U-Pb and Ar-Ar geochronologic results, include, for example, the 54-kilometer-diameter Charlevoix impact structure, the 50-kilometer-diameter Carswell impact structure, and the 8-kilometer-diameter La Moinerie impact structure, all located in Canada. Those impact structures — six in the United States, nine in Canada, five in Sweden, and one in Estonia, Ukraine, and Australia, respectively — were produced over a period of several million years. Among the Swedish impact structures, the 14-kilometer-diameter Lockne and 0.7-kilometer-diameter Målingen impact craters may represent a true crater doublet within the framework of multiple impacts. In addition, a number of fossil meteorites found in Ordovician limestone in Sweden and the impact-produced Osmussaar Breccia in Estonia testify to a period of enhanced bombardment of Earth by asteroids at that time. Analysis of the fossil meteorites and impact breccias suggests that most of the Ordovician impacts are linked to the collisional breakup of the L-chondrite parent asteroid in space some 470 million years ago, which then sent large masses of shock-melted stony meteorites into Earth-crossing orbit. However, compared to the largest terrestrial impacts, such as Vredefort, Sudbury, and Chicxulub, the asteroids that created the Ordovician impact structures were rather small.

While the Ordovician can be regarded as a time of intense impact cratering, there is currently no evidence for true multiple impact events resulting in the formation of larger-scale impact crater chains on Earth. Although such a scenario had been proposed for at least five impact structures with overlapping ages (Manicouagan and Lake Saint Martin in Canada, Red Wing Creek in the United States, Rochechouart in France, and Obolon in Ukraine) in the Late Triassic some 214 million years ago, more recent Ar-Ar age determinations on the Lake Saint Martin (227.8 ± 0.9 Ma) and Rochechouart (206.92 ± 0.32 Ma) impacts and refined stratigraphic age constraints for Obolon (<185 Ma) demonstrated that all those craters have very different ages and are therefore unrelated. We conclude that the Late Triassic Earth did not see a multiple impact event similar to the impact of the tidally disrupted Comet Shoemaker-Levy 9 on Jupiter as observed by the Hubble Space Telescope in July 1994 (see Issue 152). While there are true impact crater chains on the Moon and other planetary bodies, no such chain is known to exist on Earth.

The Impact-Biosphere Connection Through High-Resolution Geochronology

With the advent of the “New Catastrophism” in the wake of Luis and Walter Alvarez’ impact-mass extinction hypothesis (1980), according to which the Earth’s Mesozoic life — most prominently the dinosaurs — were wiped out due to the impact of a large asteroid that was also the source of a global iridium anomaly, larger meteorite impacts have been discussed as potential triggers for most, if not all, of the “big five” extinction events in the geologic past. While the end-Ordovician extinction (

443 Ma) was most likely related to climatic effects, some researchers argue that frequent impacts in the Mid-Ordovician (

470–458 Ma) may have, in fact, boosted biodiversification. The Late Devonian Frasnian/Famennian transition, associated with an extinction event, has an age (

372 Ma) that is similar to the age of the ≥52-kilometer-diameter Siljan impact structure in Sweden, Europe’s largest impact structure. However, current Ar-Ar results suggest the Siljan impact occurred at either

380 Ma, and therefore a causal link with the Frasnian/Famennian boundary event seems implausible. Likewise, there is currently no convincing evidence of global-scale impacts at the end-Permian (

252 Ma), the biggest of all life crises on Earth during which more than 95% of marine species and 70% of terrestrial vertebrates went extinct, and the end-Triassic (

40-kilometer-diameter Rochechouart impact structure in France previously had an age that overlapped with the Triassic/Jurassic boundary, new Ar-Ar results suggest the impact occurred some

5 million years before the transition. Instead, the end-Permian and end-Triassic extinction events may have been caused by volcanic activity in large igneous provinces, such as the Emeishan and Siberian Traps in the final stages of the Permian, and the Central Atlantic Magmatic Province at the end of the Triassic, and potentially other compounding environmental factors. Thus far, the only convincing case for impact as the trigger of a mass extinction remains the giant Chicxulub impact on the Yucatán Peninsula in Mexico (see Issue 144), which has been stratigraphically, micropaleontologically, geochemically, and in terms of precise U-Pb and Ar-Ar ages linked with the Cretaceous/Paleogene boundary at

66.05 Ma. At the time of impact, the contemporaneous Deccan trap volcanism in India had already been active.

Finally, it is worth noting that large impacts, capable of causing widespread destruction and mass extinctions, are not only detrimental to the biosphere. As LPI’s scientist David Kring formulated in his “Impact Origin of Life Hypothesis,” cooling impact craters that hosted hydrothermal systems are thought to have served as a habitat for thermophilic and hyperthermophilic microbial life on the early Earth (and possibly Mars). Although large impacts were much more abundant during the Hadean and Archean before ca. 3.7 Ga, impact craters and their hydrothermally altered rocks and minerals accessible today are valuable analog sites for this type of habitat. Two critical factors in hot-fluid systems as biologic habitats are their temperature and lifetime. Numerical modeling suggests that the largest terrestrial impact craters, such as Sudbury and Chicxulub, may have sustained initially hot hydrothermal activity for more than 2 million years, whereas medium-sized impact craters around 20–30 kilometers in diameter were generally thought to cool down more rapidly, perhaps over a few tens of thousands of years. Recent high-precision U-Pb and Ar-Ar results for the 23-kilometer Lappajärvi impact crater in Finland, mentioned earlier, suggest those initial estimates may have been too conservative. An older zircon U-Pb age, recording lead diffusion at

900°C, in combination with significantly younger Ar-Ar results for K-feldspar that record Ar diffusion over several hundreds of thousands of years, indicate that even the comparatively small Lappajärvi crater cooled to

200°C over a period of at least 1.3 million years. This is substantially longer than estimated previously and makes Lappajärvi-sized impact craters, which are much more common over geologic time than Sudbury- or Chicxulub-sized craters, an important type of habitat for thermophilic and hyperthermophilic microbes.

In summary, high-precision geochronology has refined the timeline for a number of impact events on Earth whose ages can be correlated with other impacts and geologic events in Earth history. Based on the latest geochronologic results, synchronous double impacts on Earth seem to be rare and evidence for a large-scale multiple impact event on our planet is currently missing. However, the Ordovician marks a time period of intense bombardment over several millions of years, supported by a growing number of Ordovician U-Pb, Ar-Ar, and stratigraphic impact ages. Only the Chicxulub impact has been firmly linked to a mass extinction event, in part based on high-precision U-Pb and Ar-Ar results. The latter can also be used to determine the lifetime of hydrothermal systems in cooling impact craters, as recently done for the slowly cooled Lappajärvi impact crater in Finland as an analog for impact-crater-hosted habitats for microbial life on the early Earth.

About the Author: Dr. Martin Schmieder is a Postdoctoral Fellow/Visiting Scientist at the Lunar and Planetary Institute in Houston, Texas. He has, over the past decade, worked extensively on the petrology, shock metamorphism, and geochronology of impact crater materials using both the Ar-Ar and U-Pb methods, and has led and co-authored more than 40 peer-reviewed papers in this field of research. He has studied 19 terrestrial impact structures on six continents in the field and is, alongside LPI’s Dr. David Kring, actively involved in the analysis of IODP-ICDP Expedition 364 drill core samples from the large, end-Cretaceous Chicxulub impact crater. While geochronologic results discussed in this article are in part sourced from the literature, several of the impact crater ages presented herein are the product of Schmieder’s geochronologic work. His mission is to constantly improve our knowledge of the terrestrial impact cratering record, to better understand the timing of large impacts through geologic time, their fingerprint in different isotopic systems, and their implications for early life.


Is the Ordovician meteor event detectable in the lunar cratering record? - Astronomía

Occultations of stars by asteroids and by the Moon are exciting dynamical phenomena with each event visible from a restricted region of the Earth. Much about astronomy can be taught by observing them while their time-critical nature teaches discipline. The successful observation of these events is a rewarding experience resulting in new knowledge about the cosmos. The sizes and shapes of asteroids can be determined from observations of asteroidal occultations, and satellites of these objects can be discovered. Similarly, the profile of the polar regions of the Moon can be determined from observation of lunar grazing occultations visible from narrow strips of land a few kilometers wide at the edges of the regions of visibility of lunar occultations. In addition, both types of observation can discover and resolve very close double stars difficult or impossible to resolve by other current means, and even stellar diameters can be measured from observations of some asteroidal occultations. Accurate observations can now be made with small sensitive video cameras attached to small portable telescopes. The same equipment can also be used to monitor the dark side of the crescent Moon to record lunar meteor impacts. All of these observations are coordinated mainly among amateur astronomers by the International Occultation Timing Association (IOTA). This activity is also a good subject for college, university, and some high school astronomy and physics classes that can be coordinated with (and helped by) local amateur astronomers. Since many of the observations are made during expeditions, and sometimes very bright stars are involved, they also provide an opportunity to interact with, and educate, the general public.


Is the Ordovician meteor event detectable in the lunar cratering record? - Astronomía

We review previously published and newly obtained crater size-frequency distributions in the inner solar system. These data indicate that the Moon and the terrestrial planets have been bombarded by two populations of objects. Population 1, dominating at early times, had nearly the same size distribution as the present-day asteroid belt, and produced heavily cratered surfaces with a complex, multi-sloped crater size-frequency distribution. Population 2, dominating since about 3.8-3.7 Gyr, had the same size distribution as near-Earth objects (NEOs) and a much lower impact flux, and produced a crater size distribution characterized by a differential -3 single-slope power law in the crater diameter range 0.02 km to 100 km. Taken together with the results from a large body of work on age-dating of lunar and meteorite samples and theoretical work in solar system dynamics, a plausible interpretation of these data is as follows. The NEO population is the source of Population 2 and it has been in near-steady state over the past ∼ 3.7-3.8 Gyr these objects are derived from the main asteroid belt by size-dependent non-gravitational effects that favor the ejection of smaller asteroids. However, Population 1 was composed of main belt asteroids ejected from their source region in a size-independent manner, possibly by means of gravitational resonance sweeping during orbit migration of giant planets this caused the so-called Late Heavy Bombardment (LHB). The LHB began some time before ∼3.9 Gyr, peaked and declined rapidly over the next ∼ 100 to 300 Myr, and possibly more slowly from about 3.8-3.7 Gyr to ∼2 Gyr. A third crater population (Population S) consisted of secondary impact craters that can dominate the cratering record at small diameters.


The terrestrial cratering record : II. The crater production rate☆

The terrestrial cratering record for the Phanerozoic has a size-frequency distribution of NαD −2.05 for D > 22.6 km and NαD −0.24 for D < 11.3 km. This shallowing of the distribution slope at D > 22.6 km reflects the removal of small terrestrial craters by erosion. The number of large craters on the North American and East European cratons provide estimated terrestrial crater production rates for D > 20 km of 0.36 ± 0.1 and 0.33 ± 0.2 × 10 −14 km −2 year −1 , respectively. These rates are in good agreement with previous estimates and astronomical observations on Apollo bodies. Comparisons with the lunar rate, taking account of the effects of variations in impact velocity, surface gravity, and gravitational cross section, indicate that the lunar and terrestrial rates overlap, if the cratering flux has been constant during the last 3.4 by. If the early (pre 4.0 by) high-flux rate did not decay to a constant value until 3.0 to 2.5 by then the rates differ by a factor of 2 and the Phanerozoic can be interpreted as a period of higher than normal cratering.

Contribution from the Earth Physics Branch No. 747.


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In: Icarus , Vol. 92, No. 2, 08.1991, p. 217-233.

Resultado de la investigación: Contribución a la revista ›Artículo› revisión por pares

T1 - Terrestrial mantle siderophiles and the lunar impact record

N1 - Funding Information: I thank Carl Sagan, David Grinspoon, and Joe Burns for helpful discussions, and Bill McKinnon and Kevin Zahnle for emphasizing to me the importance of diameter scaling in the transient to final crater transition, I am grateful to Duncan Steel for providing me with data files from and reprints of his most recent work. I thank Ann Blythe for informative discussions about terrestrial geochemistry, Gene McDonald, John Cronin, and John Kerridge for their comments on the water abundance of carbonaceous chondrites, Joe Veverka for keeping me abreast of recent Galileo results, and Norm Sleep and Jay Melosh for critical reviews of an earlier version of this manuscript. This work was supported by NASA Grants NGT-50302 and NAGW-1870.

N2 - A simple analytical fit to the lunar cratering record, scaled from final to transient crater diameters, then to impactor masses, implies a total mass ∼1.0 × 1020kg incident on the Moon subsequent to the solidification of the lunar crust ∼4.4 Gyr ago. About half this mass would be retained, and a comparable lunar mass would be eroded. These results are in good agreement with geochemical estimates of the meteoritic component mixed into the lunar crust, which give (0.4-1.5) × 1020 kg. Gravitationally scaling to Earth, and taking account of the statistical probability that the largest impactors incident on Earth were more massive than the largest incident on the Moon, gives an estimate of 1.5 × 1022 kg of material accumulated by Earth subsequent to 4.4 Gyr ago. This result is in excellent accord with geochemical estimates of post-core formation meteoritic input. These estimates, based on abundances of highly siderophile elements in the terrestrial mantle, lie in the range (1-4) × 1022 kg. The significant result is the approximate agreement of the lunar cratering record scaling with both lunar and terrestrial geochemical constraints, numerous uncertainties render exact comparisons pointless. Nevertheless, the close agreement suggests the model developed here may credibly be used to estimate exogenous volatile and prebiotic organic delivery.

AB - A simple analytical fit to the lunar cratering record, scaled from final to transient crater diameters, then to impactor masses, implies a total mass ∼1.0 × 1020kg incident on the Moon subsequent to the solidification of the lunar crust ∼4.4 Gyr ago. About half this mass would be retained, and a comparable lunar mass would be eroded. These results are in good agreement with geochemical estimates of the meteoritic component mixed into the lunar crust, which give (0.4-1.5) × 1020 kg. Gravitationally scaling to Earth, and taking account of the statistical probability that the largest impactors incident on Earth were more massive than the largest incident on the Moon, gives an estimate of 1.5 × 1022 kg of material accumulated by Earth subsequent to 4.4 Gyr ago. This result is in excellent accord with geochemical estimates of post-core formation meteoritic input. These estimates, based on abundances of highly siderophile elements in the terrestrial mantle, lie in the range (1-4) × 1022 kg. The significant result is the approximate agreement of the lunar cratering record scaling with both lunar and terrestrial geochemical constraints, numerous uncertainties render exact comparisons pointless. Nevertheless, the close agreement suggests the model developed here may credibly be used to estimate exogenous volatile and prebiotic organic delivery.


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