Les cratères d'impact

Les cratères d'impact sont des structures d'une importance considérable. L'âge de nombreuses régions de Mars a été déduit de la distribution des cratères d'impact. Ils fournissent également plusieurs indices sur la nature des terrains. L'étude de la dégradation des cratères permet d'obtenir des renseignements sur l'érosion, l'activité éolienne, fluviale ou volcanique. L'impactisme permet également de se pencher sur l'évolution géologique d'une planète. Enfin, lors d'impacts particulièrement violents, des fragments de roches martiennes peuvent être éjectés dans le vide spatial. Après avoir erré pendant des millions d'années dans l'espace interplanétaire, les pierres les plus chanceuses peuvent éventuellement finir leur course en s'écrasant sur la Terre. Ces météorites constituent les seules roches martiennes que nous ayons à notre disposition. On recherche encore à l'heure actuelle les cratères d'impact qui sont à l'origine de ces météorites.

Définition

Les cratères d'impact sont des dépressions généralement circulaires qui résultent de l'impact d'un corps d'origine météoritique ou cométaire avec la surface d'un corps de grande taille (planètes ou satellites). Ils constituent les reliefs les plus abondants à la surface des planètes.

Des débuts difficiles

L'acceptation des cratères d'impact comme structure géologique importante n'est entrée que difficilement dans les esprits, malgré leur omniprésence à la surface de nombreux corps planétaires comme la Lune, Mercure ou Mars. Jusqu'aux années 70, l'impactisme, la discipline chargée d'étudier les cratères d'impact, était encore mal considérée. La plupart des géologues et des paléontologues formés dans les années 50 et 60 n'avaient jamais entendu parlé d'impact météoritique. Pour eux, il s'agissait d'un processus géologique mineur, qui n'avait joué un rôle qu'au moment de la formation du système solaire. C'est uniquement grâce aux premières missions spatiales de la fin des années 60 (en particulier la préparation des vols Apollo sur Terre et la cartographie de la Lune par les sondes Ranger et Surveyor) que les cratères d'impact commencèrent à sortir de l'ombre. Bien entendu, les géologues sensibilisés à l'impactisme apparurent surtout en Amérique et au Canada, et restèrent absents en Europe.

Des cratères sur Terre ?

Si les cratères d'impact avaient été aussi abondant à la surface de notre planète que sur les autres corps du système solaire, il n'en aurait jamais été ainsi. Mais sur notre bonne vieille planète, ils n'avaient pas beaucoup de chance de survivre. Car la Terre connaît encore une intense activité géologique. Le jeu de la tectonique de plaques, la création du plancher océanique au niveau des dorsales puis sa destruction au niveau des zones de subduction, tous ces phénomènes impliquent que les cicatrices d'impact présentes sur le fond des océans courent vers une destruction inéluctable. Effectivement, on peut voir le fond de l'océan comme un tapis roulant. Celui ci prend naissance un niveau des dorsales puis avance petit à petit vers sa destinée, l'enfouissement pur et simple au niveau des zones de subduction. Un cratère d'impact qui se forme sur le fond océanique suit le mouvement du tapis et connaîtra la même destinée que celui ci. A un moment ou un autre, il disparaîtra. On estime que les cratères d'impact vieux de plus de 200 millions d'années ont forcément été détruits. Il reste bien les cratères formés à la surface des continents, mais ces derniers n'ont guère eu plus de chance ! Ils peuvent être effacés par l'érosion qui s'exerce de manière continuelle à la surface de la planète ou par l'orogenèse, à moins qu'ils ne se retrouvent enterrés sous des tonnes de sédiments.

A l'opposé, Mars est une planète dont la vie géologique a été brève et une grande partie des cratères d'impact a été épargnée, même si certains ont été fortement soumis à l'érosion, enfouis sous d'épaisses couches de sédiments et de poussières ou encore noyés sous des flots de lave.

La réhabilitation des cratères d'impact

On sait maintenant l'importance des cratères d'impact, non seulement en géologie pour l'étude des corps planétaires et de la datation de leur surface, mais aussi dans le domaine du vivant. Les impacts de comètes ou d'astéroïdes ont été responsables d'extinctions massives (dont la plus célèbre est celle qui a vu disparaître les dinosaures, il y a 65 millions d'années, à la limite K/T, la frontière qui sépare le Crétacé du Tertiaire).

Les différents types de cratères

Le diamètre d'un cratère dépend de la taille, de la vitesse et de la nature du projectile. On trouve d'abord des cratères simples, en forme de bol, avec des bords surélevés. Puis on passe à des cratères plus larges, présentant une structure plus complexe, avec un pic central, des terrasses et des dépôts. Ces derniers sont également moins profonds.

Si l'on progresse dans la taille du cratère, le pic central est bientôt remplacé par un anneau montagneux qui cède la place à des anneaux multiples si le diamètre augmente encore. Si l'on continue sur cette lancée, on arrive finalement à des cratères d'impact géants, que l'on nomme bassin d'impact. Ces énormes cicatrices se sont formées pendant la période de bombardement intense qui caractérise le début de la formation du système solaire. Sur Mars, les deux bassins d'impact les plus célèbres sont le bassin d'Argyre (600 km) et le bassin d'Hellas (2100 km), qui est sans doute le plus grand bassin d'impact du système solaire. Hellas est entouré par un anneau montagneux qui s'élève jusqu'à 2 km au-dessus des terrains environnants et dont les derniers reliefs s'étendent jusqu'à 4000 km du centre du bassin. Cette impressionnante chaîne montagneuse contribue de façon non négligeable aux hauts reliefs qui jalonnent les terrains de l'hémisphère sud.

Le diamètre de transition entre les cratères simples et complexes dépend principalement de la force de gravité de la planète : plus grosse est la planète, plus forte est la gravité et plus petit est le diamètre de transition vers les cratères complexes. Par exemple, un pic central apparaît dans les cratères martiens dont la taille est supérieure à 10 km. Sur Terre, les pics apparaissent bien plus rapidement, vers 2 à 3 km. Pour des cratères terriens de 15 kilomètres de diamètre, on observe déjà un anneau montagneux.

Des énergies titanesques

La formation d'un cratère d'impact met en jeu des énergies colossales, que l'on ne rencontre nulle part ailleurs. Dans l'impactisme, tout est gigantesque et démesuré. Le domaine des contraintes et des déformations mis en jeu lors d'un impact dépasse complètement ceux que l'on connaît dans la nature ou en laboratoire. Les événements qui se produisent lors d'un impact sont réunis sous le nom de métamorphisme de choc.

Le métamorphisme de choc se traduit par des variations très importantes de température et de pression. Pour un temps de compression de quelques secondes, la température peut atteindre plusieurs milliers de degrés et la pression plusieurs millions de bars. Ainsi, le métamorphisme de choc couvre un domaine totalement différent de celui couvert par le métamorphisme "classique" du géologue (local, régional et dynamo-métamorphisme).

Par ordre d'importance, on observe d'abord une vitrification des roches à l'état solide sans phénomène de fusion, puis une formation de verres liquides par fusion sélective de certains minéraux, une fusion partielle ou complète des roches et finalement une vaporisation totale. On définit des zones de déformation élastique, plastique, mécanique, de fusion partielle puis totale et enfin de vaporisation. Mais il n'y a pas que les pressions et les températures qui sont énormes. La vitesse d'arrivée d'un impacteur se chiffre en kilomètres par seconde. La surface d'une planète peut être profondément modifiée par un impact. En une fraction de seconde, des cuvettes de plusieurs dizaines de kilomètres de diamètre se mettent en place, des montagnes hautes de plusieurs milliers de mètres surgissent vers le ciel.

La formation d'un cratère d'impact

Tout commence par l'arrivée d'une météorite, d'un astéroïde ou d'une comète. Si l'atmosphère de la planète est assez importante et dense, elle peut ralentir le bolide en le freinant. Celui ci s'échauffe alors en perdant de la matière par ablation (vaporisation) et peut même se fragmenter. Les météorites d'une taille supérieure à une dizaine de mètres ne sont pratiquement pas ralenties et arrivent au sol avec des vitesses de l'ordre de plusieurs dizaines de kilomètres par seconde.

Puis le bolide (ou ce qu'il en reste) s'enfonce dans le sol, propageant devant lui une onde de choc d'une puissance considérable, qui va comprimer et fondre les roches en formant une cavité circulaire. La croûte se décomprime ensuite en éjectant des matériaux. L'onde de choc agrandit le cratère en éjectant radialement une énorme quantité de matière (1000 à 2000 fois la masse de l'impacteur). Les débris projetés à haute altitude retomberont en pluie sur le cratère et ses environs pour s'accumuler dans l'ordre inverse de leur sortie. Le cratère s'entourera d'une couverture d'éjecta dont l'épaisseur diminuera avec la distance au point d'impact.

Au moment de l'impact, une partie de la croûte terrestre et de la météorite est vaporisée. Plus la météorite est grosse, plus elle a de chance d'être totalement vaporisée au moment du choc. La vapeur minérale qui en résulte se répandra tout autour du cratère et pourra être entraînée très loin avant de retomber en pluie fine sur le sol.

L'intérieur du cratère transitoire est une cavité rougeoyante dont les parois ruissellent de roches fondues. Il se recouvre d'une enveloppe de brèches, mélange de roches brisées, fondues et cimentées lors du refroidissement. Les parois du cratère vont ensuite se stabiliser et la pente va s'adoucir par effondrement et glissement de terrain. Les débris qui retombent sur le cratère contribuent aussi à diminuer sa profondeur.

Le pic central des cratères plus complexes se forme par rebond élastique. Ces cratères naissent comme les premiers, mais dès la fin du processus d'excavation, le fond du cratère va se soulever. Les roches, initialement comprimées par l'impact, se détendent soudain et le centre du cratère se soulève pour former un pic central. On peut comparer la formation d'un cratère aux déformations que provoque une goutte de lait qui tombe dans un bol. Le liquide se creuse d'abord au centre, puis rebondit pour former un pic, alors qu'une série de rides concentriques s'éloignent du point d'impact, simulant les projections qui retomberont autour du cratère. Pour les cratères de très grand diamètre, le pic central peut à son tour s'effondrer pour donner un anneau central.

Pour les cratères de taille importante, les réajustements de la structure fracturée sont également plus complexes et les pentes prennent un aspect en marche d'escalier. Le cratère sera entouré de remparts périphériques qui plongeront en terrasses concentriques jusqu'au plancher. Le centre des très grandes formations (bassins d'impact) ne présente pratiquement pas de reliefs, l'énergie de l'impact ayant rendu la zone si fluide et liquide qu'aucun relief ne peut subsister.

Cratère d'impact ou cratère volcanique ?

La cavité d'un cratère d'impact rappelle parfois celles des caldeiras volcaniques et la distinction entre cratère d'impact et cratère volcanique est d'autant plus difficile à faire que les roches en présence sont dans les deux cas des roches magmatiques (laves et autres produits pour les volcans, impactites pour les cratères d'impact). Les impactites sont des roches terrestres fondues par la chaleur de l'impact. Il ne faut pas les confondre avec les brèches d'impact qui sont des roches très hétérogènes, un mélange de fragments divers brisés, mélangés puis ressoudés ensembles.

Il existe cependant des différences majeures entre les produits émis par un volcan et un cratère d'impact. Les laves volcaniques proviennent du manteau terrestre et sont émises à des températures relativement basses (1200 °C pour les laves basaltiques). Par contre, les impactites ont pour origine la fusion de la croûte superficielle sous l'énorme quantité d'énergie dégagée au moment de l'impact. Elles se forment donc à des températures considérables.

Plusieurs indices permettent aussi d'identifier l'origine du cratère. Les brèches d'impact sont contaminées par des éléments rares sur Terre qui proviennent de l'impacteur comme l'iridium, le nickel, le platine ou d'autres éléments sidérophiles. Mais ce sont les énormes pressions libérées lors du choc qui constituent la signature indéniable d'un impact météoritique : cristaux de quartz choqués et disloqués sur plusieurs plans, formes de quartz caractéristiques des très hautes pressions (coésite et stishovite) que seul un impact ou une explosion nucléaire peuvent engendrer.

La taille d'un cratère d'impact

Il existe un rapport direct entre le diamètre du cratère et la taille de l'impacteur qui l'a crée. Sur Terre, le diamètre du cratère est 20 fois supérieure à celle du bolide, quelle que soit sa nature. Si l'impacteur a un diamètre supérieur à 100 mètres, il est impossible d'en retrouver des fragments. Car au-delà de cette taille, sa vaporisation est totale. Il n'en reste plus rien, à part des traces d'éléments lourds (comme l'iridium) dans les brèches d'impact.

Les cratères martiens

Les cratères martiens présentent une plus grande variété que les cratères lunaires. Les plus petits, d'un diamètre inférieur à 5 km, ressemblent aux cratères lunaires de même taille (forme en bol, murs surélevés, fond plat).

Les cratères d'impact les plus nombreux possèdent une taille qui varie entre 5 et 50 km. La plupart des cratères d'impact sur Mars sont entourés d'un anneau d'éjectas lobés. Ce type d'éjecta indique que le terrain contenait une quantité importante d'eau ou de glace. Sous la chaleur de l'impact, la glace a fondu et le sous-sol s'est fluidifié. En gros, on pourrait simuler un cratère d'impact avec sa couronne d'éjecta fluidisé en lâchant un caillou dans de la boue (ou un fruit dans une assiette de purée !). Sous le choc, la boue serait projetée radialement et retomberait en pétales autour du cratère. Mais il ne faut pas oublier qu'il existe une différence importante entre un caillou qui arrive sur de la boue et un impacteur qui percute la surface d'une planète à une vitesse supérieure à plusieurs kilomètres par seconde. La répartition des cratères lobés suggère que des réservoirs d'eau ou de glace existent sur l'ensemble de la planète.

Lorsque le diamètre du cratère augmente, on voit apparaître des éjecta radiaux (comme sur les cratères lunaires). Un phénomène qui indique que le cratère a atteint des couches profondes du sous-sol, beaucoup moins riches en glace que les couches superficielles. Le matériel éjecté est donc plus sec. Dans les régions polaires, la glace propre du sous-sol remonte parfois à la surface et donne naissance à des halos brillants tout autour des cratères.

On observe au niveau de certains cratères d'impact des stries claires qui indiquent la direction des vents dominants. Elles se forment par l'accumulation de poussière dans des zones à l'abri du vent. La direction et l'albédo restent en général constants sur des périodes de plusieurs années, même si des changements subtils d'orientation peuvent être notés sur des photographies acquises par les sondes Mariner 9 et Viking à 5 ou 7 ans d'intervalle.

L'intérieur des cratères est souvent encombré de débris divers dont l'origine peut être variée : dépôt éolien, effondrement des bords du cratère, glissement de terrain, dépôt sédimentaire en couches identique aux terrains stratifiés qui entourent les calottes polaires. Lorsque ces dépôts sont dégagés par l'érosion, les cratères peuvent être exhumés. Les bords apparaissent cependant dégradés et le fond du cratère reste en général obstrué. On peut également trouver des champs de dunes dans les cratères des régions polaires, la ou les conditions sont favorables à une accumulation de sable.

L'intérieur de la cuvette d'un cratère, l'aspect de l'anneau circulaire et de la couverture d'éjectas peuvent fournir des indications sur son âge relatif. On trouve dans un premier temps des cratères d'impact frais, qui n'ont subi aucune érosion. Des cratères plus anciens présentent une couverture d'éjecta altérée, celle ci finissant par disparaître complètement, tout comme les formations à l'intérieur du cratère. Enfin, les murs entourant la dépression s'effondrent et l'intérieur du cratère se comble peu à peu. Le cratère finira par être totalement recouvert par des sédiments ou de la poussière, et seule la silhouette de l'anneau externe trahira encore sa présence.

On voit donc que l'environnement planétaire est responsable pour une bonne part de l'apparence des cratères d'impact, des éjecta et de l'intérieur du cratère. Les activités volcaniques, tectoniques, éolienne et fluviale ont modifié l'apparence de la plupart des cratères d'impact martien.

La datation des surfaces planétaires

Le principe de superposition

La première question que l'on peut poser à une surface planétaire est sans aucun doute indiscrète mais néanmoins importante : quel est ton âge ? Sur Terre, nous avons accès directement à la surface et il est même possible de réaliser des forages pour aller chercher des échantillons du sous-sol. Sur Mars, nos possibilités sont évidemment bien plus limitées. On ne peut s'appuyer que sur des observations de la surface martienne.

L'étude de certains affleurements où les couches géologiques s'empilent les unes sur les autres devient alors très intéressante. On appelle stratigraphie la méthode qui permet de dater des couches géologiques en notant les relations qui les unissent. La stratigraphie fait appel au principe de superposition. Si une couche géologique est située sous une autre, on pourra la qualifier de plus ancienne par rapport à la couche supérieure, plus jeune.

Le principe de superposition peut s'appliquer partout. Imaginons que l'on observe une région de Mars abîmée par de nombreux cratères d'impact et un grand nombre de fractures. En regardant attentivement, on remarque que des petits cratères recouvrent une fracture, et que cette même fracture cisaille un autre cratère bien plus grand. On peut alors supposer que les événements sont apparus dans cet ordre : formation du grand cratère d'impact, fracturation du terrain, puis formation des petits cratères.

Âge relatif, âge absolu

Le principe de superposition permet seulement de donner un âge relatif (plus ancien, plus jeune), et non pas absolu, à une surface planétaire. On ne peut pas dire qu'une couche est vieille de 200 millions d'années et qu'une autre n'est âgée que de 15 millions d'années. L'âge absolu, plus précis que l'age relatif, s'obtient grâce à des méthodes de datation qui font appel à la radioactivité (datation au carbone 14 par exemple). Cette technique très puissante permet de fixer un âge en années à n'importe quel matériel, qu'il s'agisse d'un banc en bois, d'un livre ou d'une roche lunaire. Malheureusement, comme nous n'avons pas encore d'échantillons de la surface martienne (à part les météorites martiennes, les SNC, mais certains doutent encore de leur origine), nous ne pouvons pas dater de manière absolue les terrains martiens. Encore une fois,  le seul outil dont nous disposons, ce sont les photographies des terrains prises depuis l'orbite martienne par les sondes spatiales comme Viking ou Mars Global Surveyor.

Les cratères d'impact à la rescousse

Il se trouve que les éléments qui reviennent le plus souvent sur les clichés sont des cratères d'impact. Et ces cratères vont nous servir à dater de manière relative une surface. On peut résumer le principe de datation par les cratères d'impact en une seule phrase : plus il y a de cratères, plus la surface est vieille. Cette règle peut être complétée par une autre observation : plus le diamètre du cratère d'impact est important, plus celui ci est vieux. Mais ces deux règles apparemment simples doivent être appliquées avec précaution. Pour bien les comprendre, il nous faut connaître un minimum de notions sur la formation du système solaire.

La formation des planètes

Les planètes se sont formées par accrétion d'un grand nombre de corps (les planétésimaux), il y a 4,5 milliards d'années. Au début de la formation du système solaire, nous avions donc des centaines et des milliers de caillasses qui traversaient l'espace dans tous les sens et qui occasionnellement rentraient en collision l'une avec l'autre. Impact après impact, les planètes sont progressivement apparues. A chaque nouvel impact, leur masse augmentait (ainsi que leur gravité), ce qui attirait avec encore plus de vigueur d'autres planétésimaux. La surface des jeunes planètes en formation était criblée d'impact et le bombardement météoritique était particulièrement intense. Celui ci a duré 700 millions d'années. Puis il a brusquement diminué, car l'espace s'était progressivement vidé au détriment des planètes.

Les plus gros planétésimaux ont disparu en premier. Au moment de leur impact, ils ont donné naissance à des cratères gigantesques, une cicatrice dont la planète n'était pas près de se débarrasser. Ainsi, plus un cratère d'impact est grand, plus il a de chance d'être vieux. Sur Mars, la taille de certains impacteurs dépasse l'imagination. Les énormes astéroïdes ou comètes qui ont donné naissance aux grands bassins d'impact martiens (Isidis, Hellas et Argyre) étaient si gros et donc si peu nombreux qu'il n'y en avait pas assez pour recouvrir toute la planète. Bien entendu, si des bolides énormes percutaient les planètes au tout début de la formation du système solaire, il en était de même pour les petits. N'allez pas croire que seul les gros bolides rentraient en collision avec les surfaces planétaires, et que c'est seulement après leur disparition que les petits sont intervenus. Cette remarque peut paraître évidente, mais elle est importante.

Après la disparition des gros impacteurs, il ne restait plus que des planétésimaux moyens ou petits. Et puis même les plus petits planétésimaux sont devenus rares et le nombre d'impact est devenu très faible, voire pratiquement nul.

La fréquence des impacts à la surface d'une planète dépend de la taille de l'impacteur.  Un bolide de grande taille à moins de chance de venir s'écrabouiller à la surface d'une planète qu'un corps plus modeste. Une heureuse conséquence de leur rareté, car l'arrivée d'un impacteur de grande taille à la surface de planète provoque un véritable cataclysme. Prenons l'exemple de la Terre. Les impacts de particules minuscules sont très fréquents. Plusieurs tonnes de micrométéorites échouent sur Terre chaque jour. Les corps d'une taille inférieure à 10 mètres n'arrivent que rarement au sol, la probabilité d'un impact étant de une par année. Pour une taille variant entre 10 à 100 mètres, le risque est plus faible (un impact par siècle) mais les dégâts plus importants ("sérieuses" perturbations dans un rayon de plusieurs kilomètres). Quant à la fréquence d'impact d'un corps de 1 km, elle est de 300 000 ans, et de 100 millions d'années pour un corps de 10 km de diamètre, comme celui qui a provoqué l'extinction des dinosaures à la limite Crétacé/Tertiaire il y a 65 millions d'années. Avec des impacteurs de ce gabarit, la catastrophe est planétaire.

Noachien, Hespérien et Amazonien

Si l'on regarde la carte de la répartition des cratères d'une taille égale ou supérieure à 100 km, on découvre que les cratères ne sont pas uniformément distribués à la surface de Mars. Pourtant, on ne peut pas en douter, le bombardement météoritique a été uniforme et toute la surface de Mars a été frappée de manière identique par le flux météoritique.

Certaines zones contiennent un nombre significatif de grands impacts (certains supérieurs à 300 km) et de petits impacts, d'autres zones présentent presque uniquement des petits cratères et certaines plaines de l'hémisphère nord arborent très peu de cratères. On peut donc diviser l'histoire de Mars en trois périodes nommées chacune d'après une région de référence. De la plus vieille à la plus récente, on trouve le Noachien (fort taux de cratérisation, présence de grands et de petits cratères d'impact), l'Hespérien (présence de petits cratères d'impact) et l'Amazonien (très peu de cratères d'impact).

Les terrains d'âge Noachien ont été définis d'après les terrains très vieux grêlés de cratères d'impact de la région de Noachis Terra. Le secteur d'Hesperia Planum constitue la région de référence pour les surfaces hespériennes. Enfin, pour les régions très jeunes datant de l'Amazonien, on a choisi comme localité type les plaines d'Amazonis Planitia, situées à l'ouest du volcan Olympus Mons. On a découpé de manière un peu plus précise chaque période avec les sous-divisions suivantes : inférieur, moyen et supérieur.

Si rien n'avait affecté la surface de Mars après le bombardement météoritique initial, toute la planète ressemblerait aux surfaces d'âge Noachien. Mais ce n'est apparemment pas le cas. On doit donc faire intervenir des processus qui ont rajeunit certaines surfaces en effaçant les cratères d'impact. Ces processus sont vraisemblablement volcaniques. D'immenses quantités de lave ont du se déverser, ensevelissant les cratères d'impact.

Revenons au Noachien. Pendant cette période Mars était couverte de manière uniforme par des grands et des petits cratères d'impact, à cause du bombardement météoritique. A la fin du Noachien, certaines régions ont subi un rajeunissement (volcanisme, etc), d'autres non. Lors de la période hespérienne, les surfaces noachiennes (celles qui n'ont pas subi de rajeunissement) n'accumulaient plus que des petits cratères d'impact, tout en présentant toujours les anciennes cicatrices des grands et des petits impacts du Noachien (vous suivez toujours ?). Par contre, les surfaces hespériennes (celles qui ont subi un rajeunissement à la fin de la période noachienne) collectionnaient seulement des petits cratères d'impact sur une surface vierge. A la fin de la période hespérienne, le cycle recommence. Des régions entières subissent de nouveau un lifting pour donner les terrains d'âge Amazonien, qui ne récolteront plus qu'un nombre très faible de cicatrices d'impacts.

Notons que nous n'avons pas moyen de connaître avec précision ce qui s'est passé. Par exemple, on ne peut pas savoir à quoi ressemblait une surface amazonienne avant la fin de la période hespérienne. Tout ce que l'on sait, c'est qu'elle a subi un rajeunissement après l'Hespérien, sinon on noterait à sa surface de nombreux cratères d'impact et pas seulement quelques-uns. Mais avant ce rajeunissement, nous n'avons aucun moyen de connaître l'aspect de la surface. Peut être avait-elle déjà subi un rajeunissement à la fin du Noachien, et c'était alors une surface hespérienne. D'un autre côté, c'était peut être aussi une surface noachienne, inchangée depuis des milliards d'années, et qui avait finalement décidé de s'offrir un lifting de la fin de l'Hespérien ...

D'après les différentes chronologies proposées par les chercheurs, les périodes ont des âges très différents, comme le montre le tableau ci-dessous. Oui, vous pouvez l'avouer, c'est plutôt confus et imprécis, et nous allons voir pourquoi ...

Ères Age absolu (Hartmann) Age absolu (Neukum et Wise)
Amazonien supérieur 0,25 à 0,00 milliards d'années 0,70 à 0,00 milliards d'années
Amazonien moyen 0,70 à 0,25 milliards d'années 2,50 à 0,70 milliards d'années
Amazonien inférieur 1,80 à 0,70 milliards d'années 3,55 à 2,50 milliards d'années
Hespérien supérieur 3,10 à 1,80 milliards d'années 3,70 à 3,55 milliards d'années
Hespérien inférieur 3,50 à 3,10 milliards d'années 3,80 à 3,70 milliards d'années
Noachien supérieur 3,85 à 3,50 milliards d'années 4,30 à 3,80 milliards d'années
Noachien moyen 3,92 à 3,85 milliards d'années 4,50 à 4,30 milliards d'années
Noachien inférieur 4,60 à 3,92 milliards d'années 4,60 à 4,50 milliards d'années

Les différentes échelles chronologiques

Cette classification de la surface martienne en trois périodes (Noachien, Hespérien, Amazonien) est bien commode, mais elle n'est pas suffisante pour les géologues. Ces derniers sont exigeants et veulent absolument dater les terrains martiens de façon absolue. Le problème, nous l'avons déjà mentionné plus haut, c'est qu'ils ne disposent malheureusement pas d'échantillons rocheux. Ils attendent avec une impatience non dissimulée les morceaux de caillasses que la mission franco-américaine de retour d'échantillons devrait ramener sur Terre au début de la prochaine décennie.

Mais les géologues sont des malins et pour patienter, ils ont mis au point une méthode un peu ambiguë permettant d'estimer l'âge des surfaces grêlées par les cratères d'impact. La technique consiste à transposer à la planète Mars les résultats obtenus avec la Lune. Effectivement, dans le cas de la Lune, on connaît non seulement le taux de cratérisation de la surface, mais aussi son âge grâce aux missions Apollo et aux retours d'échantillons américains et russes. Une méthode astucieuse mais qui ne fonctionne que si la phase de bombardement météoritique qui a eu lieu au début de la formation du système solaire a été la même pour tous les corps planétaires. Et c'est la que les choses se compliquent ...

Il est fort probable que la Lune n'a pas été criblée de la même manière que Mars. La planète rouge se trouve effectivement à proximité de la fameuse ceinture d'astéroïdes, un vaste réservoir de fragments rocheux ou métalliques. Avec un tel voisinage, elle a du collectionner plus d'impacts que la Lune : une surface martienne portera plus de cicatrices qu'une surface lunaire d'âge identique.

Rien ne prouve non plus que les astéroïdes qui se sont crashés sur Mars étaient les mêmes que ceux qui avaient choisi pour cible le sol sélène. Un astéroïde pierreux ou riche en glace ne va pas se comporter de la même manière qu'un bloc ferreux.

Il faut encore tenir compte d'autres facteurs. Au voisinage de Mars, les astéroïdes et comètes devaient circuler moins vite (10 km/s en moyenne) que dans la banlieue terrestre (14 km/s en moyenne). La planète rouge est effectivement plus éloignée du Soleil que la Terre et la deuxième loi de Kepler indique que plus un objet gravite loin du Soleil, moins sa vitesse est élevée. C'est ainsi que Mercure (la planète la plus proche du soleil) boucle une orbite bien plus rapidement que Neptune ou Pluton (les planètes les plus lointaines). Avec une vitesse plus faible sur Mars que sur la Lune, un impacteur de dimensions données va laisser un cratère d'impact plus petit. La courbe qui indique le nombre de cratères en fonction de leur taille n'est donc pas la même entre Mars et la Terre.

Mars possède également une atmosphère qui a joué le rôle de bouclier protecteur contre les impacts météoritiques. L'atmosphère a du vaporiser complètement les corps de petites tailles ou fragmenter les impacteurs plus massifs. La lune ne possède en comparaison aucune atmosphère et sa surface s'est donc retrouvée totalement nue devant la pluie de caillasses. Enfin, contrairement à la lune, la surface martienne est soumise à l'érosion, qui a du effacer, nous l'avons vu précédemment, beaucoup de petits cratères (les plus gros sont difficiles à faire disparaître).

L'exercice qui consiste à utiliser l'échelle lunaire pour donner un âge aux terrains martiens est donc relativement ardu, ce qui explique l'existence de plusieurs échelles totalement incompatibles entre elles. La première échelle fut proposée en 1973 par William Hartmann. Pour lui, la surface de Mars a été exposée à un flux de météorites 25 fois plus important que la surface de la Lune. En effectuant des ajustements pour tenir compte des différences de vitesse, il estime que le taux de cratérisation de Mars est 6,2 fois plus important que celui de notre satellite. Soderblom réplique en 1974 en faisant l'hypothèse qu'aucune différence n'existe entre la fréquence des impacts sur la Lune et sur Mars, car il a noté que la densité des cratères sur les vieilles plaines martiennes et lunaires est similaire. L'échelle de Soderblom est donc bien différente de celle de Hartmann.

En 1978, Hartmann, beau joueur, accepte de revoir ses estimations à la baisse suite aux travaux de Shoemaker et Helin (1977). Ces deux chercheurs ont estimé avec une meilleure précision la population d'astéroïdes circulant dans la banlieue martienne : Mars voit seulement passer deux fois plus de caillasses que la Terre. Entre temps, en 1976, un autre groupe de chercheurs dirigé par Gerhardt Neukum propose une troisième échelle chronologique. Neukum postule d'abord sur un flux identique entre Mars et la Lune, mais il est amené à revoir son modèle à deux reprises, en 1978 puis en 1981. Dans ce nouveau modèle, les impacts martiens sont deux fois plus importants que ceux de la Lune sur les trois derniers milliards d'années de l'histoire du système solaire, mais sont pratiquement identiques avant cette période.

Le tableau ci-dessous indique l'âge absolu du volcan Olympus Mons en fonction des différentes chronologies. Un exemple qui illustre bien la difficulté de déterminer l'âge d'une surface en comptant ses cratères d'impact puis en extrapolant les résultats lunaires. Sur l'échelle de Hartmann, Olympus Mons est extrêmement jeune (100 millions d'années). Chez Neukum, ce volcan géant n'est plus qu'un vieillard de 2,5 milliards d'années. Avec l'échelle de Neukum révisée, il arrive à s'offrir une petite cure de jouvence avec un âge variant entre 300 millions d'années et 2 milliards d'années. Neukum ne se mouille pas trop et avec une fourchette aussi large, difficile de se tromper !

Terrain daté Hartmann (1973) Soderblom (1974) Neukum et Wise (1976) Neukum et Hiller (1981) II Neukum et Hiller (1981) I
Hauts plateaux de l'hémisphère sud 3,0 à 4,0 milliards d'années supérieur à 3,2 milliards d'années 4,4 milliards d'années 3,8 à 4,2 milliards d'années 4,0 à 4,2 milliards d'années
Olympus Mons 100 millions d'années inférieur à 170 millions d'années 2,5 milliards d'années 0,3 à 3,3 milliards d'années 0,3 à 2,0 milliards d'années

La principale incertitude qui entache les différentes échelles chronologiques porte sur l'estimation du taux de cratérisation ainsi que sur ces variations au cours du temps. Si l'étude statistique des astéroïdes croisant dans la banlieue martienne a permis de mettre presque tout le monde d'accord sur un facteur 2 entre Mars et la Terre, les études de Neukum rappellent que le ratio entre Mars et la Lune a pu varier d'une manière non négligeable pendant l'histoire du système solaire.

Les différentes extinctions qui se sont produites tout au long de l'histoire terrestre montrent que le flux d'astéroïdes et de comètes peut varier au cours du temps, avec une recrudescence du nombre d'impacts tous les 30 millions d'années. Des perturbations causées par des étoiles proches lors du déplacement du soleil au sein de la galaxie pourraient par exemple provoquer des averses de comètes. Si des fluctuations similaires ont effectivement eu lieu, les chronologies actuelles pourraient être fortement affectées, entraînant des erreurs importantes dans la datation des reliefs martiens.

Le bombardement météoritique ne s'est peut être arrêté au même moment pour tous les corps du système solaire. Un scénario théorique de formation du système solaire a montré que le bombardement au voisinage de Mars a cessé il y a seulement 1 milliard d'années (à cause d'une perturbation des impacteurs par une résonance complexe), alors que la Terre et la Lune étaient déjà tranquilles depuis 3,8 milliards d'années !

La chronologie absolue des terrains martiens sert de base à de nombreux travaux sur l'évolution géologique et thermique de la planète Mars. Mais celle-ci, nous venons de le voir au travers de nombreux exemples, s'avère au final incertaine. Les âges avancés pour les différentes surfaces martiennes sont donc à manier avec des pincettes. Seul un retour d'échantillons permettra aux géophysiciens de retrouver le sommeil. En attendant ce jour béni ou une chronologie digne de ce nom pourra enfin être établie, le modèle qui semble le plus "fiable" semble être celui de Neukum et Hiller (1981).

Pour en savoir plus :

Go ! Nomenclature martienne : l'atlas des cratères d'impact.
Go ! Les images de cratères d'impact de Mars Global Surveyor :  dunes de sable au fond du bassin d'impact Herschel, zoom sur le cratère Schiaparelli, stries à l'intérieur d'un cratère d'impact, etc.

Cratère d'impact simple

Un beau petit cratère d'impact dans la plaine d'Elysium. Notez la forme en bol caractéristique, les parois surélevées et la couronne d'éjecta, constituée de matériaux projetés au moment de l'impact et qui sont retombés tout autour du cratère (Crédit photo : Malin Space Science Systems/NASA).

Cratère d'impact de grand diametre

Un cratère d'impact d'un diamètre plus important (60 km) à la surface de Mars (Crédit photo : NASA/JPL).

Cratère d'impact avec pic central

Un cratère martien plus complexe que le précédent avec un pic central bien visible (Crédit photo : NASA/JPL).

Le cratère Lowell

Chez les grands cratères d'impact, le pic central laisse la place à un anneau montagneux. Cette photographie couleur prise par la sonde Mars Global Surveyor permet d'admirer le cratère Lowell (201 kilomètres de diamètre) et sa magnifique chaîne de montagnes centrale (Crédit photo : Malin Space Science Systems/NASA).

Carte en 3D du cratère d'Opportunity

En atterrissant le 25 janvier 2004 au fond d'un petit cratère d'impact de la région de Terra Meridiani, le rover américain Opportunity a bénéficié d'un point de vue unique sur ce type de formation. Jusqu'à présent, les orbiteurs circulant autour de Mars ne nous avaient fournis que des visions aériennes. Désormais, nous disposons d'une vue obtenue depuis l'intérieur même d'un cratère d'impact. Le cratère d'Opportunity mesure 22 mètres de diamètre pour 3 mètres de profondeur (Crédit photo : NASA/Ohio State University).

Jeunes crateres d'impact

La sonde Mars Global Surveyor a pris cette magnifique photo de deux jeunes cratères d'impact à la surface de Mars, dans la région de Terra Meridiani. Le plus petit cratère mesure 36 mètres de diamètre et le plus grand 89 mètres de diamètre. Lors de l'impact, le matériau plus sombre qui forme le sous-sol a été éjecté et a recouvert la surface plus claire des terrains environnants. Le fait que les impacts météoritiques soient capables d'amener à la surface les matériaux qui composent le sous-sol en font des alliés précieux pour les géologues. Les cratères peuvent effectivement être considérés comme des charrues naturelles, permettant aux géologues de déterminer la nature et la composition du sous-sol, alors que celui ci est normalement inaccessible aux instruments de mesures. Les dépôts sombres qui apparaissent sur ce cliché sont appelés éjecta. Ici, ils sont disposés radialement par rapport au cratère et ils rappellent l'aspect typique des cratères d'impact lunaires. Ces éjecta radiaux sont bien différents des éjecta lobés que l'on rencontre habituellement chez les cratères d'impact martiens (Crédit photo : Malin Space Science Systems/NASA).

Le bassin d'Argyre

Le bassin d'Argyre (à gauche) mesure 600 km de diamètre. Il a été formé sous l'impact d'un énorme astéroïde (ou d'une comète) de 50 km de diamètre, très tôt dans l'histoire de Mars. En retombant, les débris éjectés par l'impact ont formé une série d'anneaux montagneux tout autour du cratère. Le rempart principal est constitué de deux chaînes de montagne : Nereidum Montes au nord et Charitum Montes au sud. On aperçoit sur cette vue oblique le fond relativement plat du bassin ainsi que les crêtes sinueuses et la nature montagneuse de l'anneau externe. Les crêtes sont peut être des dykes d'origine volcanique ou des eskers d'origine glaciaire. Argyre est le plus jeune des grands bassins d'impact sur Mars (Crédit photo : NASA/JPL).

Le bassin d'Hellas

Carte altimétrique montrant la formidable dépression du bassin d'impact Hellas (en bleu foncé). Hellas est la région la plus basse de Mars, avec un plancher situé à 9 kilomètres en dessous du niveau moyen de la planète (Crédit photo : Nasa/JPL).

Cratère d'impact avec ejectas lobes

Une couronne d'éjectas bien visible entoure chacun des cratères d'impact de cette image. La présence de ces couronnes implique l'existence de réservoirs d'eau ou de glace un peu partout dans le sous-sol de Mars (Crédit photo : NASA/JPL).

La lunette de 1,02 metres de l'observatoire Yerkes

L'idée est communément admise que les cratères d'impact martiens ont été découverts par les premières sondes spatiales (en particulier par la sonde Mariner 4). Pourtant, des astronomes comme Clyde Tombaugh, Ernst Julius Öpik ou Ralph Baldwin avaient prédit l'existence de cratères d'impact sur Mars dans les années 1940 et 1950. Un observateur aguerri, John Mellish, proclama même avoir observé des cicatrices d'impact en novembre 1915, à l'aide de la lunette de 1,02 mètres de diamètre de l'observatoire Yerkes (Chicago). Le diamètre apparent de Mars n'était pourtant que de 7,8" (contre 25" en opposition périhélique). Un collègue de Mellish, l'astronome américain Edward Emerson Barnard, aurait lui aussi réalisé des observations similaires dans les années 1890, depuis l'observatoire de Lick (mont Hamilton, Californie). Les observations furent réalisées en lumière rasante : le soleil étant très bas dans le ciel, les ombres sont alors particulièrement allongées, ce qui permet de distinguer les reliefs les plus ténus. Dans les deux cas, les observations ne furent pas rendues publiques, et elles sont encore aujourd'hui controversées. Même avec les meilleurs instruments, il semble effectivement impossible d'observer les cratères d'impact martiens depuis la Terre (Crédit photo : droits réservés).

Le cratère d'impact Yuty

Le cratère Yuty, 18 kilomètres de diamètre. On distingue parfaitement le pic central, ainsi que l'anneau extérieur montagneux. Mais le cratère est aussi entouré par une superbe couronne d'éjectas fluidisés dont on devine la disposition en pétales. Suivant les cas, la couronne d'éjectas peut être simple ou multiple (Crédit photo : Atlas PDS/Nasa/JPL).

Volcan et cratere d'impact : Ulysses Patera

Ulysses Patera, un volcan du dôme de Tharsis. Bien plus modeste que le célèbre Olympus Mons, il arbore une belle caldeira sommitale, dont la paroi a été poinçonnée par deux impacts météoritiques. On voit ici que la différence entre cratère d'impact et cratère volcanique n'est pas évidente au premier abord. Mais il suffit d'un minimum de connaissances sur les cratères d'impact pour pouvoir départager les deux. Le cratère d'impact au nord montre un pic central caractéristique (Crédit photo : Calvin J. Hamilton).

Transition entre les crateres simples et complexes

Les petits cratères à la surface des corps planétaires présentent des formes simples, alors que les cratères complexes exhibent un pic central, des terrasses et une profondeur moins importante.  Le diamètre à partir duquel la transition se produit dépend principalement de la gravité du corps planétaire en question. Plus la gravité est élevée, plus le diamètre de transition est faible (Crédit photo : droits réservés).

Formation d'un cratère d'impact

Lorsque l'impacteur heurte le sol, une onde de choc se propage devant lui. Le sol est comprimé, puis se détend. Les couches géologiques se redressent et se retournent. L'astéroïde et les roches de surface sont vaporisés (partiellement ou complètement), alors que des débris, des poussières et des gouttelettes de silice et de fer en fusion sont éjectées dans l'atmosphère selon une trajectoire balistique. Les bords du cratère, qui présentaient initialement une forte pente, s'effondrent sur eux-mêmes. Les énergies mises en œuvre sont considérables (Crédit photo : droits réservés).

Principe de l'accrétion

La formation d'une planète commence par l'accrétion d'un grand nombre de corps (astéroïdes ou comètes) que l'on nomme planétésimaux. Impact après impact, les planétésimaux s'agglutinent pour former un corps de taille imposante : une protoplanète. On voit ici Mars en cours de formation, sa surface ravagée par des impacts et portée au rouge. A droite, un bolide se prépare à percuter le sol martien (Crédit photo : droits réservés).

Les ages de la surface martienne

On détermine l'âge relatif d'une surface planétaire en comptant le nombre et la taille des cratères d'impact qui recouvrent cette surface. Les zones en rouge sur cette carte comportent à la fois des cratères de grandes tailles et des cratères de petites tailles. Ces terrains sont très vieux (Noachien). Les zones vertes comportent surtout des petits cratères, elles sont donc plus jeunes (Hespérien). Enfin, les zones les plus jeunes sont bleues. Elles ne comportent que très peu de cratères d'impact (Amazonien). Les processus qui ont rajeuni certains terrains (comme ceux du nord) sont sans doute volcaniques. Contrairement à la Terre ou l'érosion a tout effacé, Mars conserve encore des terrains très vieux dans l'hémisphère sud qui sont d'une importance capitale pour les géologues (Crédit photo : droits réservés).

Chronologie lunaire

Pour relier la chronologie relative (plus vieux, plus jeune) et absolue (chiffrable en millions ou milliards d'années), on peut utiliser les cratères d'impact lunaire. Effectivement, on connaît assez bien la répartition des cratères à la surface de la Lune, tandis que les analyses isotopiques ont permis de dater la surface lunaire de manière absolue. On peut ensuite extrapoler ces résultats à la planète Mars (en supposant que toutes les planètes du système solaire ont subi de manière identique le flux météoritique ou cométaire, hypothèse qui est loin d'être vérifiée). Le graphique ci-dessus montre la variation du taux de cratérisation en fonction de l'âge absolu pour la Lune ainsi que les extrapolations pour Mars. Il existe plusieurs chronologies martiennes suivant les différentes estimations du taux de cratérisation (en jaune Hartmann, en vert Soderblom, en bleu Neukum). On note une période intense de bombardement météoritique au début de la formation du système solaire il y a 4,55 milliards d'années. C'est une période caractérisée par un taux de cratérisation très élevé, du aux multiples impacts du matériel restant après la formation des planètes. Le bombardement se termine 700 millions d'années plus tard et le flux s'abaisse alors considérablement (Crédit photo : droits réservés).

Deux echelles chronologiques

L'histoire géologique de la planète Mars a été découpée en trois ères : le Noachien, l'Hespérien et l'Amazonien. Mais l'âge de ces différentes périodes varie considérablement suivant les différentes chronologies proposées par les chercheurs. Ces différences apparaissent nettement sur le schéma ci-dessus, qui oppose la chronologie de Hartmann (à gauche) à celle de Neukum (à droite). La période hespérienne dure par exemple beaucoup plus longtemps chez Hartmann, alors qu'elle est réduite chez Neukum au profit de la période amazonienne. Seul un retour d'échantillons suivi d'une datation précise en laboratoire permettra de dresser une échelle chronologique unique qui mettra tout le monde d'accord (Crédit photo : © Philippe Labrot).

 

Formation d'un cratere d'impact avec ejectas lobes (1)

Une météorite s'écrase à proximité d'une vallée sur un haut plateau de l'hémisphère sud (avec l'aimable autorisation de Gilles Dawidowicz).

Formation d'un cratere d'impact avec ejectas lobes (2)

Le choc est particulièrement important. Les matériaux du sol et du sous-sol sont fluidisés par la chaleur dégagée au moment de l'impact (avec l'aimable autorisation de Gilles Dawidowicz).

Formation d'un cratere d'impact avec ejectas lobes (3)

Les éjectas fluidisés retombent en pétales et forment des couronnes lobées, dont certaines vont obstruer la vallée (avec l'aimable autorisation de Gilles Dawidowicz).

   

 

Labrot © 1997-2017. Dernière mise à jour : 14 février 2004. Des commentaires, corrections ou remarques ? N'hésitez pas, écrivez moi!

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