Kratery meteorytowe: czy wszystko o nich wiadomo? Kratery po meteorytach na Ziemi Dlaczego kratery po meteorytach na Ziemi są ułożone w grupy?

Upadek ciał kosmicznych na Ziemię

Atmosfera ziemska pełni między innymi także rolę tarczy chroniącej jej powierzchnię przed najeżdżającymi ją małymi ciałami kosmicznymi z dużą prędkością (> 11 km/s). W wyniku hamowania ciała te są podawane z małą prędkością w postaci pyłu kosmicznego lub meteorytów, w zależności od ich początkowych rozmiarów. Jednakże większe ciała mogą przebić się przez atmosferę, nie tracąc przy tym dużej części swojej początkowej energii ruchu. Obliczenia pokazują, że ciało o rozmiarach już 10 – 20 metrów może zderzyć się z powierzchnią stałą Ziemi z prędkością kilku kilometrów na sekundę, co wystarczy do powstania wybuchowego (lub uderzeniowego) krateru meteorytowego. Ciała większe niż 100 metrów praktycznie nie tracą początkowej prędkości wejścia do atmosfery. Prędkość zbliżania się meteoroidów do Ziemi mieści się w przedziale 11 – 76 km/s, a najbardziej prawdopodobna prędkość wynosi około 25 km/s. Dla porównania warto zauważyć, że wartość ta jest znacznie większa od maksymalnych prędkości początkowych współczesnych pocisków artyleryjskich (1–2 km/s) i jest praktycznie nieosiągalna przy dużych masach bijaka w najbardziej wyrafinowanych laboratoryjnych systemach miotających. Podczas zderzenia z gęstymi skałami tworzącymi powierzchnię ziemi następuje natychmiastowe hamowanie uderzającego ciała z niemal całkowitą konwersją jego energii kinetycznej na energię cieplną i energię ruchu materiału docelowego - tj. następuje eksplozja, w wyniku której powstaje krater meteorytowy.

Tworzenie się kraterów meteorytowo-wybuchowych rozpoczyna się w momencie zderzenia szybkiego ciała pozaziemskiego z powierzchnią Ziemi. Krater powstaje w wyniku działania intensywnej fali uderzeniowej, która pojawia się w miejscu uderzenia i promieniuje na zewnątrz przez docelową skałę. Fale uderzeniowe to fale ściskające, które powodują powstawanie dużych naprężeń w ośrodkach stałych. Czoło fali uderzeniowej można sobie wyobrazić jako powierzchnię nieciągłości rozchodzącą się w ośrodku z prędkością naddźwiękową, przed frontem fali uderzeniowej substancja znajduje się w stanie niezakłóconym, a za frontem jest ściśnięta i ma prędkość masową, wektor którego kierunek pokrywa się z kierunkiem propagacji czoła fali uderzeniowej (ryc. 1). Fala rozładowująca może powstać, gdy fala uderzeniowa dotrze do swobodnej powierzchni, a jej czołowa część rozchodzi się z prędkością większą niż prędkość propagacji frontu, tak że po pewnym czasie początkowo prostokątny impuls sprężania nabiera kształtu trójkątnego. Zderzenie ciała z prędkością kilkudziesięciu km/s powoduje powstanie ciśnienia uderzeniowego rzędu kilkuset GPa (1 GPa ≈ 10 000 atm) w obszarze kontaktu z prędkością propagacji fali uderzeniowej większą niż 15 km/s. Rozchodząca się przez skały fala uderzeniowa słabnie, ale mimo to ciśnienie w niej przekracza granicę sprężystości skał (około lub mniej niż 0,5 GPa), które ulegają w niej nieodwracalnym przemianom, które nie zachodzą podczas zwykłych procesów geologicznych. Ze względu na nieadiabatyczny charakter ściskania udarowego i adiabatyczny charakter odciążania, substancja po uwolnieniu ciśnienia uderzeniowego ma określoną prędkość masową, tj. płynie. To właśnie ten prąd wprawia w ruch docelowe masy skalne i jest odpowiedzialny za powstawanie wnęki krateru.

Postępy w dynamice gazów i mechanice szybkich procesów, spowodowane przede wszystkim potrzebami wojskowymi, znajdują odzwierciedlenie w zrozumieniu procesów powstawania kraterów po meteorytach. Dzięki wspólnym wysiłkom geologów i fizyków stworzono modele, które pozwalają dobrze opisać powstawanie krateru, przynajmniej w jego początkowej fazie. Obecnie dla wygody zwyczajowo wyróżnia się trzy etapy powstawania wnęki kraterowej - etap ściskania, etap wydobywania i etap modyfikacji. Granice między nimi są całkowicie dowolne, ale każdy etap charakteryzuje się tym czy innym dominującym momentem.

Pierwszy etap to tzw etap kontaktu Lub etap kompresji, rozpoczyna się w momencie zetknięcia ciała meteoroidu z powierzchnią stałą, w wyniku czego w płaszczyźnie kontaktu meteoroidu (impaktora) z materiałem powierzchniowym (celem) powstaje fala uderzeniowa. (Rys. 2 a, b). Ze względu na duże prędkości zderzenia, w początkowej chwili ściska i podgrzewa substancję. Tak więc, gdy żelazna asteroida spada z prędkością 30 km/s, w strefie kontaktu wytwarza się ciśnienie około 1500 GPa, które jest około 50 razy wyższe niż ciśnienie w centrum Ziemi, a temperatura sprężonego substancja osiąga wiele dziesiątek tysięcy stopni. Po uwolnieniu ciśnienia uderzeniowego podczas rozładunku, energia cieplna zmagazynowana w strefie bliskiego kontaktu pozostaje wystarczająca do całkowitego lub częściowego odparowania (w tym przypadku wraz z stopieniem) substancji uderzającej i części substancji docelowej. To właśnie wyjaśnia brak widocznej materii meteorytowej w wybuchowych kraterach meteorytowych. Jedynie w małych strukturach utworzonych przez meteoryty żelazne poruszające się z małą prędkością, takich jak Krater Meteorowy Arizona w USA czy Krater Hanbury w Australii, na wale i w sąsiedztwie kraterów można znaleźć niestopione fragmenty impaktora. Propagując głęboko w cel, ciśnienie fali uderzeniowej, której przód ma w przybliżeniu kulisty kształt, spada. W związku z tym materialnymi konsekwencjami przejścia tak słabnącej fali uderzeniowej będą koncentryczne strefy topnienia, zmiany skał w stanie stałym i kruszenia. Wszystkie te zmiany, od parowania do prostego kruszenia, nazywane są transformacjami szokowymi lub metamorfizmem uderzeniowym, a powstałe skały są zbiorczo nazywane impaktami. Ze względu na duże prędkości propagacji fali uderzeniowej – wiele kilometrów na sekundę – proces ten trwa od setnych do sekund, w zależności od wielkości uderzającego ciała.

Przechodząc przez skały, fala uderzeniowa powoduje w nich nieodwracalne przemiany, które pozostają po usunięciu ciśnienia i mogą utrzymywać się przez czas nieokreślony. Transformacja skał pod wpływem fali uderzeniowej nazywana jest metamorfizmem uderzeniowym. Jednym z najważniejszych znaków diagnostycznych metamorfizmu uderzeniowego (czyli dowodu oddziaływania fali uderzeniowej) są układy mikroskopijnych płaskich elementów lub płaskich struktur odkształcalnych, które pod mikroskopem przy powiększeniach rzędu 200x wyglądają jak układy płasko-równoległe krystalograficznie zorientowanych zaburzeń ciągłości optycznej minerału. Płaskie struktury deformacyjne są najwyraźniej widoczne w kwarcu (ryc. 3). Pod mikroskopem optycznym płaskie elementy kwarcu są nie do odróżnienia, ale zastosowanie transmisyjnej mikroskopii elektronowej wykazało, że w świeżych próbkach poddanych metamorfozie uderzeniowej składają się one z blisko rozmieszczonych płytek amorficznej krzemionki o grubości od kilkudziesięciu do setek nanometrów. Zmiany wtórne w wyniku niskotemperaturowej obróbki hydrotermicznej impaktitów (co jest generalnie charakterystyczne dla warstw uderzeniowych) prowadzą do krystalizacji lameli krzemionki amorficznej i tworzenia się wtrąceń gazowych wzdłuż uskoków. Powstałe w ten sposób zdobione płaskie struktury odkształceniowe są bardzo charakterystyczne dla kwarcu ze skał uderzeniowych. Kolejną ważną cechą diagnostyczną metamorfizmu uderzeniowego jest powstawanie szkła diaplektycznego (głównie z kwarcu i skaleni) – fazy amorficznej charakteryzującej się pośrednim współczynnikiem załamania światła i gęstością pomiędzy stanem krystalicznym a szkłem stapialnym oraz pozbawionej teksturalnych cech przebywania w stanie ciekłym. Rzadziej występują minerały wysokociśnieniowe powstające podczas kompresji udarowej pod wpływem wysokiego ciśnienia, takie jak np. modyfikacje krzemionki o dużej gęstości, m.in. koezyt i stiszowit, a także diamenty powstałe z grafitu, zawartego zwykle w skałach w różnej ilości. Makroskopowym objawem metamorfizmu uderzeniowego jest obecność w skałach tzw. drgających stożków (ryc. 4). Skała zawierająca je rozpada się na stożki o wielkości od kilku centymetrów do metrów i posiadające charakterystyczną rzeźbę powierzchni z rowkami i rozgałęzieniami. Te cechy diagnostyczne pozwalają na wiarygodną identyfikację skał metamorfizowanych uderzeniowo, a co za tym idzie, kraterów po meteorytach. Obecność bomb lub fragmentów topiącego się szkła w docelowych skałach może również służyć jedynie jako pośrednia oznaka oddziaływania fali uderzeniowej, ale w tym przypadku w skale muszą występować inne oznaki. Inne przejawy metamorfizmu uderzeniowego, takie jak różne odkształcenia plastyczne, brekcje i/lub pękanie skał, nie są krytyczne, ponieważ mogą powstawać w wyniku ruchów tektonicznych.

A)		B)
Ryż. 3. a – ziarno kwarcu (jasnoszare) z trzema układami płaskich elementów zorientowanych w kierunkach zachód-wschód (W-E), WNW - ESE, NW-SE. Szerokość obrazu – 0,7 mm, przezroczysty cienki przekrój, światło spolaryzowane płasko przy włączonym analizatorze, fragment granitu metomorfizowanego uderzeniowo, krater Suvasvesi, Finlandia. b – mikrofotografia Suvite, krater Suvasvesi, Finlandia. Szerokość obrazu – przekrój przezroczysty 1,4 mm, światło spolaryzowane płasko przy włączonym analizatorze. U góry dwa ziarna kwarcu poddane metamorfozie szokowej (jasnoszare) z jednym układem elementów płaskich, po prawej stronie widać włączenie rozłożonego szkła udarowego

Ryż. 4. Stożek wstrząsowy w piaskowcach permu. Krater meteorytu Kara, rzeka. Kara u zbiegu rzeki. Togorey.

Kiedy fala uderzeniowa dociera do wolnej powierzchni, sprasowana substancja rozszerza się i uwalnia ciśnienie. Odciążenie to rozprzestrzenia się w sprasowaną substancję, powodując powstanie tzw. fali odciążającej. Wyładowana substancja rozprzestrzenia się na zewnątrz i na boki od obszaru kontaktu z prędkością resztkową rzędu kilkudziesięciu metrów na sekundę. To właśnie ten prąd powoduje powstawanie lejka krateru. Wraz z pojawieniem się strefy przepływu rozpoczyna się drugi etap powstawania kraterów - etap wykopalisk podczas którego tworzy się wnęka kraterowa. Etap ten charakteryzuje się utworzeniem przejściowej wnęki krateru w wyniku przepływu materiału tarczy i wyrzucenia części materiału tarczy poza wnękę krateru. Etap wydobycia pokrywa się w czasie z pierwszym etapem kontaktu i trwa kilkadziesiąt sekund lub pierwsze minuty. Powstały lejek ma początkowo kształt półkuli, który w miarę rozwoju pola przepływu przechodzi w kształt paraboliczny (rys. 2, c, d)

Po zużyciu energii kinetycznej przekazanej przez impaktor na cel na wyciśnięcie substancji z wnęki i wyrzucenie z niej materiału, rozpoczyna się etap trzeci - etap modyfikacji przejściowa wnęka krateru. Powodem modyfikacji jest niestabilność grawitacyjna odpowiednio głębokiej wnęki przejściowej. Charakteryzuje się ona osuwaniem się materiału ścian wgłębień z utworzeniem soczewki dennej z mieszanych skał metamorfizowanych udarowo, a w dużych kraterach tworzeniem się warstw roztopu uderzeniowego, podobnych do skał subwulkanicznych (ryc. 2). , e, f). W kraterach o średnicy większej niż 3-5 kilometrów obserwuje się również powstawanie wypiętrzenia centralnego, a dla większych kraterów - wypiętrzenia pierścieniowego. Spadek kropli deszczu do kałuży i odwrotne rozpryskiwanie się strumienia wody z powstałej wnęki jest dobrym analogiem tworzenia się wypiętrzenia centralnego lub pierścieniowego, tylko podczas tworzenia krateru proces ten zostaje zatrzymany na różnych etapach . W zasadzie w przekroju kratery wybuchowe po meteorytach wyglądają jak płytkie zagłębienia wypełnione skałami uderzeniowymi – różnymi brekcjami i skałami bardziej specyficznymi, takimi jak suwit (brekcje z dużą zawartością fragmentów i brył ze szkła udarowego) oraz tagamity – skały stopione tworzące się własne ciała geologiczne. Powszechnie nazywane są kratery meteorytowe na Ziemi astroblemy - blizny gwiazdowe.

Płaskorzeźba prawdziwego dna krateru dla małych konstrukcji - mniejszych niż 3 - 5 km - ma prosty kształt wklęsły, zbliżony do parabolicznego, stosunek głębokości krateru do średnicy krateru wynosi około 0,10 - 0,12. W kraterach nieerodowanych krater jest otoczony szybem składającym się z wywróconych skał piwnicznych i materiału sypkiego wyrzuconego z krateru. Krater wypełniony jest brekcjami uderzeniowymi, w których może nastąpić stopienie uderzeniowe w postaci soczewek. Brekcje w postaci plam na nienaruszonych skałach mogą być również zlokalizowane na zewnątrz krateru w odległości około 2 promieni, najwyraźniej reprezentując pozostałości niegdyś prawie ciągłej pokrywy wyrzutów. Ze względu na luźny charakter brekcje łatwo ulegają erozji i wynoszeniu z krateru. Ponieważ krater ma formę płytkiego basenu, łatwo go wypełnić osadami jeziornymi lub eolowymi.W kraterach o średnicy większej niż 3-5 km topografię dna komplikuje centralne lub pierścieniowe wypiętrzenie (ryc. 5). ). Średnica centralnego wzniesienia wynosi około 0,2 średnicy krateru, a wzniesienie skał w stosunku do ich pierwotnej głębokości wynosi 2–3 km, więc centralne wzniesienie przypomina pęcznienie skał piwnicznych. Wypiętrzenie pierścieni najczęściej spotyka się w największych kraterach – o średnicy ponad 80 – 100 km. Wewnątrz pierścieniowego wypiętrzenia znajduje się zagłębienie lub słabo zaznaczone wypiętrzenie centralne. Wewnętrzną strefę skomplikowanych kraterów otacza strefa tarasów powstałych w wyniku osuwania się bloków skalnych z zewnętrznej części krateru przejściowego. Istnieje tendencja do zmniejszania się względnej głębokości krateru wraz ze wzrostem jego średnicy – ​​tj. im większa średnica krateru, tym mniejsza jego głębokość względna – przykładowo dla stosunkowo dobrze zachowanego krateru Popigai o średnicy 100 km całkowita miąższość brekcji, suwitów i tagamitów nie przekracza 2 km, tj. stosunek głębokości krateru do średnicy krateru wynosi około 0,02–0,03, czyli 5 razy mniej niż ten sam stosunek w przypadku prostych kraterów. Gigantyczne baseny wielopierścieniowe obserwuje się na Księżycu, ale nie spotyka się ich na Ziemi, gdzie największy krater nie przekracza średnicy 200-250 km (struktura Vredefort w Afryce). Kratery meteorytowe na Ziemi nazywane są także astroblemami – bliznami po gwiazdach.

Według współczesnej klasyfikacji skały powstałe w wyniku zdarzenia uderzeniowo-wybuchowego proponuje się nazwać impaktitami, tj. Impactites to skały zawierające pewne ślady uderzenia fali uderzeniowej. V.L. Masaitis [Masaitis i in., 1998] proponuje nazwać skałami impaktowymi zawierającymi powyżej 10% szkła udarowego, tj. szkło powstałe w wyniku topienia inicjowanego szokowo – topienie pod wpływem wysokich temperatur resztkowych po odciążeniu ciśnieniowym. D. Stoeffler i wsp. (http://www.bgs.ac.uk/scmr/docs/paper_12/scmr_paper_12_1.pdf) zaproponowali rozróżnienie pomiędzy impakitami (1) skałami ulegającymi metamorfozie uderzeniowej (szokowanej), (2) stopionymi uderzeniami (bogate, ubogie i bezklastowe) oraz (3) brekcje (kataklastyczne lub monomiktowe, litoidalne bez cząstek stopu i suwity zawierające stop). Z kolei wśród impakitów wygodne wydaje się rozróżnienie brekcji autigenicznych i allogenicznych, suwitów i tagamitów, czyli wytopów udarowych (ryc. 5).

Brekcja autigeniczna składa się ze słabo lub nieprzesuniętych bloków pokruszonych skał z podstawy krateru krateru i charakteryzuje się zachowaniem pewnych oryginalnych cech strukturalnych kompleksu skalnego - na przykład kolejności naprzemienności różnych litologii skał w tarczy. Dno krateru tworzy authigeniczna brekcja. Brekcje allogeniczne składają się z materiału, który doświadczył znacznego ruchu i mieszania. Można je podzielić ze względu na skład fragmentów, ich wielkość i spoiwo na brekcje mono- i polimiktyczne oraz gruboklastyczne (mega- i klinppenowe), których wielkość fragmentów sięga pierwszych setek metrów i do 1 – 1,5 km , gruboklastyczne (blokowe, tłuczniowe i drzewne) brekcje i koptoklastyty (brekcje psimmitowo-mulaste). Brekcje psimmitowo-mulaste często służą jako cement do brekcji mega- i gruboziarnistych. Brekcje allogeniczne zawierają czasami szkło udarowe, powstałe w wyniku topnienia skał inicjowanego uderzeniami. Zawartość tego szkła, zgodnie z wymogami nomenklatury, nie powinna przekraczać 15%. Ogólnie rzecz biorąc, brekcje allogeniczne leżą pod suwitami i tagamitami o wyższej temperaturze i mogą się z nimi przeplatać, tworząc soczewki i międzywarstwy, które nie są spójne wzdłuż uderzenia, i zachodzą na nie, tworząc osłonę. Suwitami są także brekcje, ale z zawartością szkła udarowego przekraczającą 15%. To szkło udarowe może występować zarówno w osnowie w postaci drobno rozproszonej, jak i w postaci pojedynczych brył i fragmentów. Suwity dzieli się także na różne typy ze względu na wielkość, skład i stan skupienia fragmentów oraz materiału cementującego. Na podstawie ilościowych stosunków fragmentów skał (litoklastów), minerałów (krystalicznych lub granoklastów) i szkieł (witroklastów), wyróżnia się witro-granoklasty, grano-witroklasty, lito-witroklasty, witroklasty itp. rodzaje apartamentów. Suvity mogą zawierać także bomby i szklane ciała uderzeniowe noszące ślady obróbki aerodynamicznej. Fragmenty skał i minerałów w suwitach często noszą wyraźnie widoczne pod mikroskopem ślady metamorfizmu udarowego - mikrostruktury deformacyjne (mozaicyzm, pasma zgniotu i poślizgu, bliźniaki mechaniczne), układy elementów płaskich, obniżone współczynniki załamania światła, szkło diaplektyczne (faza amorficzna) który rozwija się wzdłuż minerału i nie wykazuje widocznych oznak topnienia), wtrącenia minerałów wysokociśnieniowych, rozkład termiczny i topienie. Tagamity (lub wytopy uderzeniowe) tworzą własne ciała geologiczne w grubości uderzeń i są to skały stopione zawierające lub nie zawierające fragmenty skał i minerałów. Zazwyczaj matryca tagamitów jest krystalizowana w takim czy innym stopniu. Stopień krystalizacji waha się od całkowitej (brak szkła hartowanego) do niedoskonałej (obecność mikrolitów). Brekcje i suwity allogeniczne powstają najprawdopodobniej w wyniku przepływu materiału tworzącego ściany jamy przejściowej na etapie wykopalisk. Strumień ten, pozostający po przejściu fali rozładunkowej, kierowany jest na boki i do góry od dna wnęki przejściowej. Jest oczywiste, że późniejsze zapadanie się ścian jamy przejściowej po ustaniu jej wzrostu również odgrywa rolę w wymieszaniu materiału i utworzeniu warstwy przesuniętych skał uderzeniowych. Brekcje i suvity mogą wnikać w pęknięcia w dnie krateru, tworząc groble. Materiał znajdujący się bliżej powierzchni docelowej zostaje wyrzucony z krateru, tworząc osłonę składającą się z brekcji allogenicznej i ewentualnie suwitów. Stop udarowy powstały w wyniku nagrzewania udarowego można rozproszyć lub zachować w postaci spójnej masy na etapach wydobywania i modyfikacji. W pierwszym przypadku jego fragmenty wchodzą w skład brekcji i suwitów, w drugim wytop tworzy własne bryły geologiczne, które na etapie modyfikacji mogą wnikać w miąższość suwitów i brekcji, a także tworzyć wały w autigenicznej brekcji dna krateru. Należy zauważyć, że w kraterach wydobytych w celach składających się głównie ze skał osadowych ciała tagamitów albo nie występują, albo występują w nieznacznym rozmieszczeniu. Charakterystyczną odmianą skał kraterowych są pseudotachylity – stopione skały szkliste lub skrystalizowane tworzące żyły w brekcji autigenicznej. Grubość żył wynosi centymetry, dziesiątki centymetrów, nie więcej niż kilka metrów. Przyjmuje się, że powstały one w wyniku przetapiania tarciowego wzdłuż granic przesuwających się względem siebie bloków skał docelowych.

Po ostatecznym uformowaniu krateru rozpoczyna się jego ziemskie życie, trwające miliony lat. Polega ona głównie na zniszczeniu obrzeża krateru i grubości impaktitów wypełniających krater, głównie w wyniku ich erozji przez wody powierzchniowe lub morskie i/lub zasypania krateru pod nowo powstałymi osadami, jeżeli powstał on w płytkim morzu wody lub zatonął pod wodą w wyniku natarcia morza na ląd – jego przekroczenie. Ponieważ powierzchnia Ziemi jest niezwykle zmienna w czasie geologicznym, a procesy obróbki jej górnych powłok są bardzo intensywne w porównaniu z innymi stałymi ciałami planetarnymi Układu Słonecznego, naturalnym jest, że tylko część kraterów meteorytowych powstałe w trakcie historii geologicznej Ziemi przetrwały do ​​naszych czasów, a te, które przetrwały – zmodyfikowane, czasem w znacznym stopniu, przez erozję, zakopanie i inne procesy geologiczne. Nic więc dziwnego, że choć istniał tak niezwykły przykład jak krater meteorytowy w Arizonie o średnicy 1,2 km, którego powstanie było wynikiem upadku gigantycznego meteorytu, zaproponowano w 1906 roku, bombardowanie Ziemi meteorytami jako proces geologiczny zaczęto poważnie rozważać dopiero w latach 60. ubiegłego wieku dzięki pracom geologów kanadyjskich i amerykańskich, w szczególności R. Dietza, R. Grieve'a, E. Shoemakera i innych.W Związku Radzieckim geologia Badania kraterów po meteorytach rozpoczęły się od zidentyfikowania struktury Popigai na północy wschodniej Syberii jako astroblemu w 1969 roku przez grupę leningradzkich geologów pod przewodnictwem V.L. Masajowie. Większość odkryć kraterów uderzeniowych na terenie ZSRR (25 sztuk) miała miejsce w latach 70. - 80. ubiegłego wieku. Co roku na całym świecie odkrywane są 1–3 nowe kratery po meteorytach, a łączna liczba powstałych struktur sięga 160. Według przybliżonych szacunków rezerwa nieodkrytych jeszcze struktur sięga 300. Z tego punktu widzenia smutna, ale całkiem logicznym faktem jest to, że w Rosji w ciągu ostatnich 15 lat nie odkryto ani jednego nowego krateru po meteorycie, podczas gdy w sąsiedniej Finlandii w tym samym czasie odkryto 6 nowych kraterów.

Ogólnie rzecz biorąc, duże wydarzenie polegające na tworzeniu kraterów nie jest tak anomalnym i rzadkim zjawiskiem w życiu geologicznym Ziemi. Znając liczbę kraterów w jakiejś części skorupy ziemskiej (na przykład na Tarczy Północnoamerykańskiej), stabilnej przez pewien czas - tj. na którym nie nastąpiła intensywna erozja, zabudowa górska lub inne procesy prowadzące do zaniku kraterów, można obliczyć tempo powstawania kraterów, tj. ile kraterów większych niż dany rozmiar powstaje na jednostkę powierzchni w jednostce czasu. Obliczenia takie wykonano dla szeregu dobrze zbadanych tarcz i platform i okazało się, że powstanie krateru jest zjawiskiem rzadkim jedynie z punktu widzenia istnienia cywilizacji i czasu geologicznego mierzonego w milionach lat, powstawanie krateru jest zjawiskiem zwyczajnym. Zatem asteroidy o średnicy większej niż kilometr, zdolne do tworzenia kraterów o średnicy większej niż 15 kilometrów, spadają na Ziemię średnio około 4 razy w ciągu 1 miliona lat – co jest zjawiskiem dość częstym w tak krótkim czasie dla Ziemi historia geologiczna. Jedynie upadki gigantycznych asteroid zdolnych do utworzenia kraterów o średnicy 200 – 300 kilometrów są naprawdę rzadkimi zdarzeniami. Zatem w ciągu ostatnich 570 milionów lat (tj. poza fanerozoikiem) mogło mieć miejsce tylko około 4 takich wydarzeń. Jednocześnie wiemy, że powstał już jeden krater o średnicy 180 km – jest to krater Chicxulub w Meksyku, którego powstanie zbiega się z Wielkim Wymieraniem Mezozoicznym, które unicestwiło ponad 45 rodzin zwierząt morskich z oblicze Ziemi i słynne dinozaury na lądzie. Matematyczne prawdopodobieństwo drugiego takiego lub większego zdarzenia będzie jednak wynosić około 85%. Dlatego jest całkiem możliwe, że inne masowe wymierania są w jakiś sposób powiązane z katastrofami kosmicznymi. Z drugiej strony prawdopodobieństwo wystąpienia gigantycznego zdarzenia (na przykład powstania 1000-kilometrowego basenu uderzeniowego) w ciągu ostatnich 570 milionów lat jest niewielkie (mniej niż 10%), dlatego też hipotezy dotyczące pochodzenia meteorytu gigantycznej Ziemi pierścienie i inne konstrukcje (na przykład Morze Czarne czy Ochockie) nie mają pod sobą solidnego fundamentu. Zupełnie inny obraz można było jednak zaobserwować na wczesnej Ziemi podczas intensywniejszego bombardowania meteorytami, które w tym okresie utworzyły na Księżycu gigantyczne baseny morskie uderzeniowe.

Na terytorium współczesnej Rosji przez cały okres fanerozoiku (w ciągu ostatnich 570 milionów lat) mogło powstać około 100–200 kraterów o średnicy ponad 10 km. Obecnie odkryto 15 niezawodnych dużych kraterów po meteorytach (ryc. 6) i choć nasz kraj ma dość aktywną historię geologiczną, w wyniku której zniszczeniu uległa większość kraterów po eksplozjach meteorytów, to można się spodziewać, że duża liczba Struktury wciąż czekają na odkrycie.

Lista wiarygodnych i podejrzanych kraterów po eksplozji meteorytów znajdujących się w Rosji.

Notatka. W tabeli wykorzystano dane z pracy oraz z http://www.unb.ca/passc/ImpactDatabase/index.html

Wśród tych konstrukcji wyróżnia się gigant Popigajski krater (ryc. 4) z unikalnymi odsłonięciami uderzeń. Krater Popigai ma formę zaokrąglonego zagłębienia o długości 60–75 km i głębokości dna wynoszącej 200 metrów lub więcej w stosunku do zewnętrznej strony krateru. Basen ten porośnięty jest niskim lasem modrzewiowym, a okolica jest bezdrzewna. Rzeki przepływające przez dorzecze charakteryzują się łukowo-koncentrycznym i promienistym ustawieniem dolin, dziedzicząc główne cechy struktury krateru. Na zdjęciach satelitarnych struktura jest widoczna jako zaokrąglona formacja w kształcie serca o wielkości około 60 km, w której zachodniej części można prześledzić koncentryczne elementy w kształcie łuku, związane z wychodniem tagamitów i skał dna krateru.

Krater powstał w tarczy dwuwarstwowej składającej się z gęstych skał krystalicznych Tarczy Anabarskiej i leżących nad nią skał osadowych, których dawną miąższość w miejscu zdarzenia szacuje się na 800–1200 m [Masaitis i in., 1998]. Skały krystaliczne należą do szeregu Górnego Anabaru i Khapchan (archean – wczesny proterozoik), wyodrębnionego w północnej części tarczy Anabaru o łącznej miąższości 10 – 12 km. Reprezentowane są głównie przez gnejsy i granitognejsy. W serii Upper Anabar dominują naprzemienne plagiognejsy hiperstenowe i dwupiroksenowe oraz łupki krystaliczne. Seria Khapchan obejmuje przeplatane biotyt-granat, biotyt-granat-piroksen, gnejs piroksenowo-granatowy, czasami z sylimanitem i kordierytem, ​​plagiognejsy, skały salitowo-skapolitowe, kalcyfiry i marmury. Gnejsy są często bogate w grafit. We wczesnym proterozoiku doświadczyły one granityzacji na taką czy inną skalę i zostały złożone w fałdy uderzenia północno-zachodniego i podwodnego. Do skał wkraczają małe ciała skał ultramaficznych i mafijnych. W pokrywie wierzchniej znajdują się osady górnego proterozoiku (czerwone i czerwonoszare piaskowce kwarcowe i skaleniowo-kwarcowe, piaskowce kwarcytowe, żwiry i rzadziej zlepieńce dolnego ryfeu i wendiu o łącznej miąższości 500 m), zielonkawe kambryjskie -szare piaskowce, żwiry, zlepieńce, wapienie ilaste, margle i dolomity o miąższości 80 - 230 m, Permskie osady terygeniczne o miąższości 120 - 230 m, Triasowe skały wulkaniczno-osadowe o miąższości 20-30 m, Jura leptochlorynowe piaskowce kwarcowo-skaleniowe i piaski kredowe z przewarstwieniami ilastymi. Osady pokrywy mają obecnie generalnie jednoskośne spadki w kierunku północno-wschodnim, które wahają się od 2-3° na krawędzi tarczy do 30 stóp na północnym wschodzie. Depresję pokrywają różne osady jeziorne, aluwialne, lodowcowe i inne.

Allogeniczne brekcje, suwity i tagamity spoczywają na podłożu z fragmentarycznych skał piwnicznych i wypełniają złożony krater o maksymalnej głębokości 2 km. Autigeniczne brekcje obserwuje się w południowej ramie krateru, a także w postaci półek piwnicznych w zachodnim sektorze krateru, gdzie koliste wzniesienie dna wynurza się na powierzchnię. Brekcje allogeniczne na ogół leżą pod suwitami i tagamitami o wyższej temperaturze, wypełniając zagłębienia w reliefie podłoża prawdziwego lub rzadziej lokalizują się w ciągu uderzeniowym w postaci nieregularnych soczewek. Drobnoklastyczne brekcje (psamitowo-mulaste) pokrywają sekwencję uderzeń, tworząc osłonę w środkowej i północnej części krateru. Wychodnie brekcji allogenicznej, najwyraźniej powstałe w wyniku wyrzutów o niskiej prędkości, występują w postaci odrębnych plam także poza zagłębieniem, zalegając na skałach zbrekcjowanych zewnętrznej strefy krateru, a także na zewnątrz krateru w odległości do 70 km od jego centrum.

Suevity są najbardziej rozpowszechnione wśród impakitów. Zalegają głównie na brekcji allogenicznej oraz na wypiętrzeniu pierścieniowym i stronie południowo-zachodniej bezpośrednio na fundamencie. Całkowita grubość suwitów w centrum krateru może przekraczać 1 km. W górnej części przekroju dominują jesionowe i rzadziej lapilli suvity z przewagą fragmentów skał osadowych oraz w mniejszym stopniu fragmentów szkła udarowego, natomiast w dolnej części przekroju suvity z przewagą fragmentów skał krystalicznych i szkła udarowego. Wśród suwitów wyróżnia się wiele odmian petrograficznych. Tagamity (z rzeki Tagama we wschodniej części krateru) składają się ze szklistej lub mniej lub bardziej skrystalizowanej matrycy z wtrąceniami docelowych fragmentów skał o różnej wielkości. Duże klasty o wielkości powyżej kilku centymetrów i do kilku metrów z reguły nie występują w ilościach przekraczających kilka procent, natomiast zawartość mniejszych fragmentów waha się od 5% do 30%. Stosunek klastów osadowych i krystalicznych waha się wokół 1:9. Istnieją odmiany niskotemperaturowe i wysokotemperaturowe. Główne różnice to wyższy stopień wtórnej przemiany tagamitów niskotemperaturowych i silniejszy rozwój obręczy reakcyjnych wokół fragmentów skał oraz ich większa penetracja w różnicach wysokotemperaturowych. Tagamity tworzą ciała o różnych kształtach - ciała podpoziome, przypominające arkusze, ciała w kształcie soczewki, nieregularne i rozgałęzione, pozbawione korzeni, groble i żyły. Występują najczęściej w lejku zewnętrznym, chociaż w lejku zewnętrznym można je znaleźć izolowane. Tagmity stanowią około 35% objętości suiwitów.

Prawdziwe dno krateru w najgłębszych partiach można prześledzić na głębokości 2 km i charakteryzuje się złożoną budową – w zachodnim sektorze Wyspy wychodzi na powierzchnię pierścieniowe wzniesienie o średnicy 45 km. krater. Możliwe, że występuje także wypiętrzenie centralne o średnicy 10-15 km i amplitudzie wypiętrzenia rzędu kilkuset metrów. Nachylenie kolistego wzniesienia waha się w różnych obszarach od 3° – 5° do 30°, osiągając 45°; wewnętrzna strona okrągłego wzniesienia jest bardziej stroma niż zewnętrzna. Wypiętrzenie pierścienia otoczone jest rowem pierścienia zewnętrznego o średnicy dna 55–60 km i głębokości od 1,2–1,5 km na północnym zachodzie do 1,7–2,0 km na południowym wschodzie. Nachylenie zewnętrznego zbocza wynosi 10 – 20 stopni. Relief rowu pierścieniowego komplikują lokalne rowy promieniowe o szerokości 10–15 km. Poza zagłębieniem znajduje się zewnętrzna strefa pierścieniowa tarasów z losowo występującymi gigantycznymi blokami skał osadowych, przemieszczanymi przez odśrodkowe łukowe pchnięcia, uskoki wsteczne, fałdy, pęknięcia itp.

Suwity i tagamity zawierają diamenty powstałe w wyniku transformacji grafitu w fazie stałej w krystalicznych skałach docelowych. W wyniku wierceń i innych prac geologicznych odkryto duże zasoby tych diamentów przemysłowych. Diamenty Popigai, a także diamenty z innych kraterów, są syngenetyczne w przypadku uderzenia. Zawartość Ni, Co i Cr w tagamitach jest większa niż w skałach docelowych, co może wynikać z domieszki materiału meteorytowego, prawdopodobnie zwykłego chondrytu. Zatem jeśli stężenia tych pierwiastków w gnejsach wynoszą odpowiednio 27, 13 i 80 ng/g, to w tagamitach osiągają one 85, 9 i 110 ng/g przy stosunku Ni/Co wynoszącym około 10. Ir zawarty jest w tagamitach w ilości 0,1 ng/g przy zawartości w gnejsach 0,01 ng/g, a w szkłach udarowych jego stężenie może sięgać 4,7 ng/g. Meteoryt Popigai, który utworzył ten astroblem, mógł osiągnąć średnicę około 8 kilometrów.

Nie mniej niezwykłe jest Karskaja konstrukcja położona w tundrze pomiędzy Pai-Khoi a wybrzeżem Zatoki Baydaratskaya na Morzu Karskim (ryc. 10) i podzielona na pół doliną rzeki Kara w jej dolnym biegu. Morfologicznie struktura ta wyraża się jako 60-kilometrowa depresja o pagórkowatym terenie, pokryta tundrą z bagnami, jeziorami i rzekami. Średni profil wysokościomierza promieniowego poprowadzony ze środka budowli wskazuje na obecność 120-kilometrowego pierścienia graniczącego z zagłębieniem, wyniesionego ponad dno na wysokość 100 - 150 m i posiadającego profil tarasowy. Koryta dużych rzek są na ogół skierowane na północny wschód. Południowa część depresji Kara graniczy z Pai-Khoi. Wiek powstania struktury Kara, określony różnymi metodami datowania bezwzględnego, mieści się w przedziale 75 - 65 milionów lat, co sugeruje, wraz z kraterem Chicxulub, jej związek z Wielkim Wymieraniem Mezozoicznym.

Struktura Kara położona jest w regionie o binarnej budowie geologicznej. Dolny kompleks strukturalny tworzą skały górnego proterozoiku odsłonięte w rdzeniu antyklinorium Pai-Khoi i otwarte studniami w centralnym wypiętrzeniu na głębokości 500 m. W kompleksie dominują łupki i fyllity mikowo-gliniaste, krzemionkowe i aktynolitowe z przekładkami przemienionych ryolitów i ich tufów. Kompleks strukturalny górnego paleozoiku składa się z dwóch etapów strukturalnych - dolnego, reprezentowanego przez osady od ordowiku do karbonu, o miąższości około 3,5 km i górnego, o miąższości ponad 2 km, składającego się z terygenicznych skał osadowych permu. Ordowik Łupki ilasto-krzemowe, mikowo-krzemionkowe, wapienno-gliniaste oraz różne wapienie z domieszką ilastą i krzemionkową, intrudowane przez diabazowe groble, wychodzą na powierzchnię w osiowej części antyklinorium Pai-Khoi i w centralnym wypiętrzeniu budowli. Niepodzielone łupki wapienne i terygeniczne syluru i dolnego dewonu z przekładkami wapieni mają miąższość 370 m. Dewon środkowy i górny tworzą piaskowce kwarcowe i wapienne, łupki, jasperoidy i wapienie o miąższości 700 - 900 m. Reprezentowane są osady karbonu różnymi łupkami i wapieniami o łącznej miąższości 760 m. Te skały osadowe niższego etapu strukturalnego tworzą północną stronę antyklinorium Pai-Khoi, tworząc pas północno-zachodniego uderzenia, do którego rozciąga się południowo-zachodnia część depresji Kara na około 20 km. Duża północno-wschodnia część obniżenia położona jest na polu rozwoju permskich skał osadowych, nieregularnie zachodzących na skały dolnego paleozoiku i składających się z ciemnych piaskowców, mułowców i mułowców z przewarstwieniami wapienia i łupków. Osady młodszej kredy (piaskowce, iły, wapienie, węgle, opoki i syderyty) nie zachowały się i występowały jedynie w postaci inkluzji i bloków w impakitach. Skały paleozoiku są pofałdowane, przy czym dolna warstwa ulega silniejszemu pofałdowaniu i jest intrudowana przez późnodewońskie groble diabazowe. Zagłębienie przykryte jest luźnymi osadami plioceńsko-czwartorzędowymi o miąższości od 10 do 150 m, dlatego wychodnie impaktowe spotykane są głównie w dolinach rzek.

Ryż. 11. Schematyczna mapa geologiczna struktury Kara i jej przekrój geologiczny odpowiadający linii na rycinie. 1 – skały osadowe syluru i ordowiku; 2 – Łupki, wapienie i piaskowce dewonu; 3 – łupki ilaste i krzemionkowe; 4 – piaskowce, mułowce i mułowce permu dolnego; 5 – wały i korpusy płytowe diabazów i gabrodiabaz paleozoicznych; 6 – skały sylurskie wypiętrzenia centralnego (brekcja autigeniczna); 7 – brekcje blokowe, mega- i klippenowe; 8 - blokowe apartamenty; 9 – suvity z aglomeratu lapilli; 10 – brekcja psamitowo-mulista; 11 – uskoki: a) o nieznanym charakterze, b) pchnięcia i uskoki; 12 (tylko dla przekroju) – a) łupki proterozoiczne, b) skały osadowe paleozoiku. Według [Masaitis i in., 1980] z dodatkami.

Prawdziwe dno depresji Kara ma dobrze zaznaczone centralne wzniesienie o średnicy ponad 10 km. Sądząc po danych geofizycznych, skały wypiętrzenia doświadczyły wypiętrzenia o amplitudzie około 1,8 km. Wzgórze otoczone jest rowem pierścieniowym, którego głębokość w południowo-zachodniej części wynosi około 550 m, a w północno-wschodniej części - około 2 km, dzięki czemu lej ma dwustronną (lustrzaną) symetrię względem osi północno-północno-wschodniej strajk. Wewnętrzne zbocza wykopu są strome (20 – 40 o), zewnętrzne zaś łagodniejsze (5 – 20 o). Oczywiście brak symetrii pierścieniowej krateru krateru jest związany z regionalnym wypiętrzeniem Pai Khoi w kenozoiku, zwłaszcza w pliocenie, a zatem z preferencyjnym wypiętrzeniem i denudacją południowo-zachodniej części krateru w porównaniu z północno-wschodnią jeden.

Brecja autigeniczna odsłonięta jest na krawędziach zagłębienia oraz w jego środkowej części, gdzie tworzy zaokrągloną wychodnię o średnicy około 10 km (ryc. 11). Tutaj skały ordowiku są silnie zmiażdżone, zmiażdżone i zawierają stożki uderzeniowe; zarejestrowane obciążenia udarowe wynoszą około 15 GPa. Na obrzeżach zagłębienia brekcja autigeniczna ma miąższość około 50–100 m lub mniejszą i składa się z pokruszonych skał, czasami z drgającymi szyszkami, a także mączki skalnej, czasami ze śladami wypalenia. Brekcje i suwity allogeniczne (ryc. 11) dzielą się na dwa kompleksy - denny i wypełniający. Zespół denny tworzą klippeny (wielkość bloków do 150–200 m) i megabrekcje, w górnej części zazwyczaj zastępowane przez brekcje blokowe i gruboklastyczne suwity. Grubość horyzontu wynosi 0,7 km. Sekwencja ta dość gwałtownie przechodzi w suwity wypełniające lejek mniejszymi fragmentami o średnicy 1-10 cm, na które nałożone są brekcje i suwity psamitowo-mułowe. Całkowita pojemność tego kompleksu napełniania wynosi 0,8 – 1,2 km. Docelowymi fragmentami skał w suwitach są skały paleozoiczne, natomiast na północy struktury są rzadko kredowe, nie odnaleziono żadnych skał piwnicznych górnego proterozoiku. Istnieje tendencja do dziedziczenia składu fragmentów suwitów ze składu celu - suwitów w tym odcinku Depresji Karskiej, gdzie pokrywa się on z dawnym polem rozmieszczenia skał dolnego paleozoiku, wzbogaca się fragmentami osadów Skały syluru, dewonu i karbonu, podczas gdy w suwitach środkowej i północnej części permu karskiego dominują fragmenty, na samej północy w suwitach znajdują się niemal wyłącznie fragmenty skał permskich, zgodne z założonym rozmieszczeniem skał docelowych. Ze względu na skład chemiczny szkła udarowe w suwitach dzieli się ogólnie na dwie grupy: grupę dominującą uformowano ze skał permu i mniejszą grupę ze skał dolnego paleozoiku. W dolnej części ciągu suewitów występują cienkie (10-20 m) arkuszowe, soczewkowate i nieregularne korpusy tagamitów, przepełnione fragmentami i czasami mające niejasne kontakty z suewitami wysokotemperaturowymi. Wychodnie suevitu i brekcji allogenicznej obserwuje się także na wybrzeżu Morza Karskiego, gdzie tworzą pas o szerokości 2–4 km oraz w dolnym biegu rzeki Siadma-Yakha, w odległości około 55 km na północny wschód od centrum krateru, gdzie znajduje się wychodnia suiwitu o widocznej miąższości 2 m, podszyta brekcją allogeniczną. . Suwity najwyżej położone są wzbogacone w Ir, którego zawartość może dochodzić do 0,5 ng/g. Charakterystyczną cechą sekwencji uderzeń Kara jest obecność w niej pionowych i subpionowych wałów klastycznych, wycinających suwit i brekcje. Grubość wałów nie przekracza 10 metrów, przeważnie pierwszych metrów, są one wypełnione materiałem piaszczysto-gliniastym z fragmentami skał osadowych i rzadkimi wtrąceniami szkieł uderzeniowych. W impaktorach krateru Kara znajdują się wyraźnie zarysowane stożki wstrząsowe (ryc. 4), a rzeka Kara wchodząc do basenu krateru Kara przecina warstwy zyuwitu (ryc. 12), tworząc kilkadziesiąt niezwykłych wychodni zyuwitu metrów wysokości.

Wiek powstania struktury Kara, określony różnymi metodami datowania bezwzględnego, mieści się w przedziale 75 - 65 milionów lat, co sugeruje, wraz z kraterem Chicxulub, jej związek z Wielkim Wymieraniem Mezozoicznym. Impaktity struktury Kara zawierają diamenty.

Istnieją dwa punkty widzenia na temat wielkości tej konstrukcji. Według pierwszego składa się z dwóch kraterów – Kara o średnicy 60 km i Ust-Kara o średnicy 25 km, częściowo zakrytych przez morze. Suwity i brekcje odsłonięte na wybrzeżu Morza Karskiego należą do południowo-zachodniej strony krateru Ust-Kara. Istnieje jednak wiele faktów, które sugerują, że krater Kara miał średnicę 110–120 kilometrów, a krater Ust-Kara nie istnieje. Należą do nich przede wszystkim obecność suwitów i brekcji na rzece. Syad'ya-Yakha i brak anomalnych pól grawitacyjnych i magnetycznych w obszarze krateru Ust-Kara, co jest niezwykłe, ponieważ nawet znacznie mniejsze kratery są dobrze wyrażone w polach geofizycznych. Przyjmuje się, że po powstaniu krateru został on wypłukany (erozji), w wyniku czego zachował się jedynie centralny 60-kilometrowy basen, a na brzegu wychodnie impaktitów, przypisywane kraterowi Ust-Kara , to pozostałości warstw uderzeniowych, które niegdyś wypełniały cały krater, który przetrwał erozję. Zyuwity i brekcje autigeniczne wyłaniające się w odległości 55 km od centrum krateru w dolinie rzeki. Syadma-Yakha to także pozostałości krateru.

Impakity Kara zawierają także diamenty, które jednak nie są tak dobre jak diamenty Popigai.

Pucheż-Katunksky krater o średnicy 80 kilometrów i wieku 167 milionów lat znajduje się około 80 km na północ od miasta Niżny Nowogród i nie jest w żaden sposób wyrażony w płaskorzeźbie. Mozaika zdjęć satelitarnych tego obszaru ukazuje okrągłą strukturę o średnicy 140 km, której środek znajduje się w geometrycznym środku krateru. Struktura ta objawia się łukowatym kształtem górnego biegu rzek Łuch na zachodzie oraz Kierżeńca i jego prawego dopływu na wschodzie.

Krater jest wydobyty w dwuwarstwowym tarczy składającej się z amfibolitów archaiku i dolnego proterozoiku, gnejsów i łupków krystalicznych, przykrytych skałami osadowymi o łącznej grubości 2 km. Przekrój osadów w tarczy kraterowej od dołu do góry reprezentują iły, mułowce i piaskowce wendyjskie (900 m), wapienie, margle i piaskowce środkowego i górnego dewonu (800 m), karbońskie skały węglanowe, iły i mułowce węglowe (400 m). m), dolomity permskie, gipsy, anhydryty z przekładkami soli kamiennej, wapienia, mułów, iłów i margli (100-250 m) oraz warstwy barwne dolnego triasu (skały piaszczysto-gliniaste z przekładkami margli i zlepieńców, 60-120 m) .

Płaskorzeźba dna krateru charakteryzuje się centralnym wypiętrzeniem krystalicznych skał piwnicznych o średnicy 8-10 km z amplitudą wypiętrzenia 1,6 – 1,9 km (tzw. półka Worotiłowska). Wypiętrzenie fundamentowe ma kształt kopuły z zagłębieniem pośrodku o głębokości około 500 m. Wypiętrzenie centralne otoczone jest rowem pierścieniowym o głębokości 1,5 – 1,7 km i średnicy 40 km. Od zewnętrznej strony rów sąsiaduje z pierścieniową strefą tarasów o szerokości 20 km i zboczem płaszczyzn osuwających się w kierunku środka krateru. (ryc. 14). Strefa terasowa jest rozcięta płytkimi rynnami promieniowymi i pokryta brekcją allogeniczną, złożoną z bloków i fragmentów różnorodnych piaskowców i iłów, głównie permskich i triasowych, z domieszką skał węglanowych karbonu.

Według danych wiertniczych, alogeniczna brekcja wypełniająca krater krateru ma miąższość 700–800 m i składa się głównie ze skał osadowych wendyjskich, dewońskich, karbońskich i permskich. W obrębie rowu pierścieniowego brekcja allogeniczna przechodzi w brekcję polimiktową o miąższości 150 m, miejscami przykrywaną suwitami o miąższości około 100 m. W pobliżu wypiętrzenia centralnego niewielkie korpusy tagamitów o miąższości nie większej niż 100 m Znaleziono dane z bardzo głębokiego odwiertu wierconego na głębokość 5374 m, które wykazały, że na obszarze w półce Worotiłowskiej na zbrycjowanych krystalicznych skałach piwnicznych (brekcji autigenicznych) przykrywają się polimiktyczne brekcje allogeniczne, suwity i poudarowe osady jury środkowej jeziora wewnątrzkraterowego. Autigeniczna brekcja wypiętrzenia centralnego składa się z kataklastycznych amfibolitów i granitowo-gnejsów, które uległy metamorfozie uderzeniowej pod ciśnieniem 45 GPa na szczycie wypiętrzenia centralnego i 15-20 GPa na głębokości 5 km. W centralnym wypiętrze natrafiono na cienkie ciała stopionego materiału udarowego. Przyjmuje się, że autigeniczne skały brekcji wypiętrzenia centralnego spotykane na głębokości 600 m pierwotnie zalegały na głębokości 5 km, a studnie wiercone w dnie (~5 km) – na głębokości 11 km. Autigeniczne i allogeniczne brekcje, suwity i tagamity ulegały pouderzeniowym przemianom hydrotermalnym w zakresie temperatur 400–70 o C.

Analiza zarodnikowa wykazała włączenie sporoplenu bajockiego do brekcji autigenicznych i allogenicznych oraz jego obecność w horyzoncie podstawnym osadów jeziornych reprezentowanych przez przepłukane skały uderzeniowe. Krater zakopany jest pod warstwą iłów, piasków i piasków jurajskich, kredowych i kenozoicznych, których łączna miąższość może sięgać 300 - 400 m. Naturalne wychodnie brekcji obserwuje się jedynie na brzegach Wołgi, na zachód od konstrukcji .

Kamensky i satelita Gusiewski kratery o wymiarach odpowiednio 25 i 3 km znajdują się na grzbiecie Donieckim w dorzeczu rzeki. Seversky Doniec, 10–15 km na wschód i północny wschód od miasta Kamensk-Shakhtinsky, obwód rostowski. Nie widać ich ani na płaskorzeźbie, ani na zdjęciach satelitarnych (ryc. 15), oczywiście powstały jednocześnie w wyniku upadku głównej asteroidy i jej mniejszego satelity. Datowanie metodą Ar-Ar szkła uderzeniowego dało konstrukcję na 49 milionów lat, choć wcześniej na podstawie danych stratygraficznych zakładano, że kratery powstały w pobliżu granicy mezozoiku i kenozoiku, co odpowiada wymieraniu mezozoiku. Kratery są zakopane pod osadami formacji Głubokińskiej i osadami czwartorzędowymi.

Krater utworzony jest z masy pokruszonych wapieni, piaskowców i łupków środkowo-górnego karbonu z przekładkami węgla o miąższości 3–4 km oraz skał węglanowo-terygenicznych i terygenicznych dolnego permu o miąższości 600 m, nierównomiernie przykrytych terygenicznymi węglanami- skały terygeniczne triasu dolnego (150 m) i kredy górnej (300 m).

Krater Kamensky jest złożony, dno krateru znajduje się w skałach karbonu i ma centralne wzniesienie o średnicy 5–7 km i wysokości około 350–400 m. Odwrotny uskok stratygraficzny skał może sięgać 2–4 km . Centralne wzniesienie otoczone jest rowem pierścieniowym o głębokości 700–800 m.

Autigeniczna brekcja tworząca dno krateru stopniowo przekształca się w allogeniczną brekcję polimiktową, składającą się z fragmentów skał docelowych spojonych tym samym drobno pokruszonym materiałem z wtrąceniami szkła udarowego. Miąższość brekcji allogenicznej wynosi 700 m w obrębie rowu pierścieniowego i 100–200 m powyżej wzniesienia centralnego. Brekcja zawiera soczewki skał podobnych do suivitów, bogatych w rozłożone szkło uderzeniowe.

Krater Gusiewskiego jest prosty, dno reprezentuje okrągły lej o wymiarach 4,5 x 2,5 km i głębokości około 600 m. Lejek jest wydobyty w skałach węglowych i wypełniony brekcją allogeniczną o maksymalnej grubości w środku około 360 m Naturalnych wychodni impaktitów (brekcji allogenicznych) jest niewiele, występują one w dolinach rzek Siewierskiego Dońca i jego dopływów, a także w wąwozach i wąwozach na zachód i północny zachód od wsi Gusiew (ryc. 16).

Godną uwagi cechą obiektu jest obecność na odcinkach tego obszaru tzw. Apartament Głubokinskiego, rozmieszczony na obszarze o wymiarach 40 x 60 km i obejmujący kratery i obszary przyległe. Pokrywa formacji Głubokinskiej ma kształt motyla z kierunkiem osi dwustronnej symetrii z południa na północ. Grubość formacji nad kraterami Kamenskiego i Gusiewskiego sięga 200–300 m, ściskając się w kierunku krawędzi pola dystrybucyjnego. Skały formacji reprezentowane są przez margle i margle piaszczyste, w których znajdują się fragmenty docelowych skał kraterów, często z drżącymi stożkami. Zakłada się, że zdarzenie kamenskie miało miejsce w płytkim basenie morskim, a formacja Głubokińska powstała w wyniku ponownego przemycia brekcji allogenicznej, najprawdopodobniej bezpośrednio po utworzeniu się kraterów.

Paleogeński krater o średnicy 14 km Logancha na Syberii Wschodniej powstał w skałach wulkanicznych dolnego triasu - bazaltowych lawach i tufach. Konstrukcja jest silnie zerodowana, w związku z czym ulegają erozji warstwy uderzeniowe, ale w reliefie wyraża się to w postaci zagłębienia o głębokości około 500 metrów i średnicy 20 km, co jest wyraźnie widoczne na zdjęciach satelitarnych (ryc. 17).

Docelowe skały składają się z pułapkowych warstw triasu dolnego, podzielonych od dołu do góry na kompleksy tufowe i lawowe o miąższości odpowiednio 400 i 1000 m, przy czym kompleks tufowy zawiera przewarstwienia piaskowców i mułowców, a także z węgla górnego permu utwór łożyskowy, złożony z mułowców z łupkami węglowymi i ilastymi, a w dolnej części – amigdaloidalnych porfirów bazaltowych. Płaskorzeźba ukazuje centralne wzniesienie o średnicy ok. 4 km i wznoszące się na wysokość 50–70 m nad dno. Zbudowane jest z kilkusetmetrowych bloków, opad skał w blokach charakteryzuje się różnymi kątami i azymutami, bloki oddzielone są uskokami z subpionowym spadkiem. Wewnątrz krateru wychodnie autigenicznej brekcji występują wszędzie tam, gdzie odsłonięte są skały przedczwartorzędowe. Brekcje allogeniczne zaobserwowano jedynie w górnym biegu rzeki. Loganchi składa się z fragmentów bazaltu o wielkości od kilku cm do 2-3 m, spojonych cementem psamitowym. Wspomina się także o występowaniu skał suivitopodobnych. Prawdopodobnie impaktity krateru uległy zniszczeniu w wyniku intensywnej działalności rzecznej i lodowcowej, która zwiększyła także średnicę zagłębienia w wyniku erozji jego boków.

Krater Elgigytgyn , najmłodszy z dużych kraterów po eksplozji meteorytów (3,5 miliona lat), jest wyraźnie wyrażony w reliefie dzięki podziemnemu szybowi otaczającemu jezioro na głębokości 170 metrów (ryc. 18). W tłumaczeniu z Czukczów Elgygytgyn oznacza „nietopliwe jezioro”, ponieważ w niektóre lata w lecie jest częściowo pokryte lodem. Krater został po raz pierwszy opisany przez członka korespondenta S.V. Obrucheva i zauważył jego uderzające podobieństwo do kraterów księżycowych, nie biorąc jednak pod uwagę jego meteorytowego pochodzenia. Zagłębienie ma regularny zaokrąglony kształt o średnicy 18 km wzdłuż grzbietu szybu, wypełnione jeziorem o średnicy 15 km i głębokości 170 m. Pierścieniowy wał otaczający jezioro wznosi się 200 - 300 m nad jego poziomem. Wał przecięty jest uskokami promieniowymi i koncentrycznymi, które można prześledzić w odległości 15 km od szybu.

Struktura wytworzona jest w skałach wulkanicznych epoki późnej kredy – andezytach, ignimbrytach i skałach zbliżonych do klastycznych oraz ewentualnie w krystalicznych gnejsach piwnicznych. Nie ma pierwotnych wychodni uderzeniowych, ale na tarasach jeziornych i w korycie rzeki wypływającej z jeziora znajdują się ponownie przemyte bomby ze szkła udarowego o aerodynamicznych kształtach i różne skały wylewne przemienione udarowo. Skały udarowe wykazują szeroką gamę efektów metamorfizmu uderzeniowego - szkła diaplektowe, płaskie struktury deformacyjne, koezyt i stiszowit. Stopione szkła udarowe są lekko wzbogacone w pierwiastki syderofilne. Krater został zmodyfikowany przez działalność lodowcową, która najwyraźniej zniszczyła wyrzuty po kraterze.

Kałużski Krater znajdujący się na Platformie Rosyjskiej jest niewidoczny na zdjęciach satelitarnych, gdyż jest zakopany pod 800-metrową warstwą skał osadowych środkowo-późnego dewonu i wczesnego karbonu. Naturalnie nie widać go na zdjęciach satelitarnych.Jego średnica szacowana na podstawie danych geofizycznych i wierceń wynosi około 15 km, a wiek około 380 milionów lat, gdyż najmłodsze skały występujące w impaktitach należą do środkowo-górnego etapu eifelskiego. środkowego dewonu

Docelowe skały to gnejsy i granity archaiku oraz łupki proterozoiczne i krystaliczne granity piwniczne, na które w momencie zdarzenia nałożyły się mułowce i mułowce górnego proterozoiku-wendyjskiego o miąższości około 125 m oraz mułowce, piaskowce i skały ilaste siarczanowo-węglanowe środkowego dewonu o grubości kilkudziesięciu metrów. metrów grubości.

Krater ma wyraźnie zarysowany grzbiet graniczący z zagłębieniem głębokim na setki metrów, w którym przypuszczalnie występuje centralne wypiętrzenie. Wgłębienie wypełnione jest brekcją osadową i allogeniczną z cienkimi soczewkami oraz bryłami suwitów i tagamitów o miąższości od kilkudziesięciu metrów na obrzeżu krateru do 300 m. Pokrywa brekcji rozciąga się poza obrzeże na odległość około 2 promieni krater, gdzie leży na poziomych osadach środkowego paleozoiku. Cechy litologiczne górnych poziomów brekcji wskazują na ich osadzanie się w środowisku wodnym i w konsekwencji powstanie krateru w płytkim morzu epikontynentalnym. Zakłada się, że zdarzenie uderzeniowo-wybuchowe w Kałudze jest odpowiedzialne za powstanie sekwencji brekcji osadowych w Narwie o miąższości 10–15 m, rozmieszczonych na terenie północno-zachodniej Rosji, Białorusi i republik bałtyckich.

Krater Janisjärvi o średnicy 14 kilometrów w zachodniej Karelii, jest wypełnione jeziorem o tej samej nazwie i jest łatwo dostępne do wglądu, ponieważ prowadzą do niego przejezdne drogi, a na brzegu jeziora znajduje się stacja kolejowa. Struktura jest dość dobrze widoczna na zdjęciach satelitarnych (ryc. 19). Krater jest jednym z najstarszych w Rosji, jego wiek szacuje się na 700 milionów lat.

Celem krateru były skały metamorficzne formacji Naatselkä i Pälkjärvi z serii Ładoga dolnego i środkowego proterozoiku, reprezentowane przez łupki kwarcowo-biotytowe i mikrołupki. Łupki mogą zawierać muskowit, staurolit, granat i plagioklaz. Celem mogły być także marmury i wapienie z serii Sortavala, położone poniżej serii Ładoga.

Wychodnie skał macierzystych impaktitów można zobaczyć na małych wyspach na środku jeziora, a także na przylądku Leppäniemi na zachodnim brzegu jeziora. Brekcja allogeniczna występuje na brzegu jeziora na południowy zachód od przylądka Leppäniemi i na wyspie Hopesaari. Suwity i tagamity eksponowane są na wyspach Pieni- i Iso-Selkäsaari, Hopesaari i Cape Leppäniemi (ryc. 16). Pojedyncze głazy tagamitowe można znaleźć na żwirowych plażach południowo-wschodniego wybrzeża.

Wydaje się, że allogeniczne brekcje i suevity są przykryte tagamitami. W suwitach występują fragmenty łupków i mikrołupków wyłącznie z formacji Ładoga, czasem z dobrze wykształconymi stożkami uderzeniowymi, fragmentami szkła, a także fragmentami żył kwarcu szokowego i skaleniowo-kwarcowego. Tagamity są skrystalizowane i składają się z ziaren (0,00 n - 0,n mm) zasadowego plagioklazu otoczonego brzegiem ze skalenia potasowego, kwarcu, kordierytu z niewielkimi ilościami hiperstenu, biotytu, ilmenitu i magnetytu. Osnowa składa się z agregatów skalenia potasowego z kwarcem, które mają strukturę mikrogranofirową. Tagamity znalezione w głazach na południowo-wschodnim brzegu jeziora różnią się od tagamitów z wysp tym, że są bardziej skrystalizowane i gruboziarniste. Skład tagamitów jest identyczny jak łupków, nie obserwuje się wzbogacenia w Ni, Co i Cr. Dane dotyczące wewnętrznej struktury krateru Yanisjärvi są sprzeczne. Z jednej strony zakłada się, że krater ma prostą budowę – nie ma w nim centralnego wzniesienia [Impaktity, 1981], inni badacze zaś sugerują obecność centralnego wzniesienia [V.L. Masaitis i in., 1980]. Możliwa jest obecność diamentów w impaktitach.

W przeciwieństwie do struktury Beenchime-Salaatin, Loganchi i inni, młodsi Karlińskiego krater o średnicy około 10 km, położony w dorzeczu rzeki. Sviyaga, dopływ Wołgi w jej środkowym biegu, nie pojawia się w żaden sposób na zdjęciach satelitarnych (ryc. 21), co może wynikać z jej zakopania pod osadowymi osadami piasków i iłów czwartorzędowych o miąższości około 25 m oraz wypełnienie zagłębienia krateru plioceńskimi iłami wapiennymi wewnątrzkraterowymi z jezior o maksymalnej miąższości 100 m. Z drugiej strony działalność rolnicza na tym obszarze może również przesłaniać wygląd tej struktury na zdjęciach satelitarnych.

Celem krateru były poziomo leżące wapienie i dolomity środkowo-górnego karbonu o miąższości ponad 400 m, dolomity, wapienie, piaskowce i iły gipsowe górnego permu (320 m), piaskowce i iły środkowo-górnej jury (100 m). i gliny kredowe (100 m).

W centrum krateru znajduje się centralne wypiętrzenie, składające się ze zbrekcjowanych skał karbonu z żyłami nieskonsolidowanej drobnoziarnistej brekcji i tworzące na powierzchni występ o wymiarach 600 x 800 m. Brekcja allogeniczna wypełnia rów pierścieniowy, częściowo przykrywa wypiętrzenie centralne , a także rozciąga się poza kraterem. Wśród walk allogenicznych występują odstające i bloki skał węglanowych górnego permu, osiągające wielkość 1 km. Najmłodszymi skałami zaliczanymi do brekcji allogenicznej są opoki mioceńskie, których w przyległym terenie nie ma. Brekcje allogeniczne w centrum krateru przykryte są plioceńskimi iłami węglanowymi, najwyraźniej wewnątrzkraterowymi osadami jeziornymi (ryc. 22).

Krater Ragozinsky o średnicy 9 km znajduje się na wschodnim zboczu środkowego Uralu. W płaskorzeźbie konstrukcję zaznaczono pierścieniowym wzniesieniem sięgającym do 40 m nad dno, co odpowiada krawędzi krateru. W północnej części krateru szyb przecina dolina rzeki Ragozinki. Na zdjęciach uzyskanych przez satelitę Landsat 7 przy odrobinie wyobraźni można dostrzec okrągłą konstrukcję o średnicy około 10 km, oznaczoną w południowej i południowo-wschodniej części fioletowymi kwiatami, a w południowo-zachodnim sektorze doliną potoku . Środek tej struktury jest nieco przesunięty w kierunku południowo-południowo-zachodnim w stosunku do punktu (zaznaczonego na niebiesko na ryc. 23) odpowiadającego współrzędnym środka krateru według danych literaturowych.

Krater kraterowy powstał w silnie zdeformowanych tektonicznie skałach środkowego paleozoiku i jest reprezentowany przez warstwy terygeniczno-węglanowe ordowiku i dolnego dewonu o miąższości 250–300 m, środkowego dewonu – dolnokarbońskiego warstwy terygeniczno-wulkaniczne o miąższości 800-1050 m, warstwy dolnego karbonu skał terygenicznych i węglanowych o miąższości 1400-2000 m oraz warstwy środkowego karbonu skał terygenicznych o miąższości 400-500 m. Skały intrudowane są przez intruzje zasadowe i skały ultrazasadowe. Penelowaną powierzchnię tego kompleksu pokrywają kredowe i paleogeńskie, 100–200-metrowe osady terygeniczno-węglanowe. Docelowy odcinek uzupełniają eoceńskie opoki, piaskowce i iły.

Według danych geofizycznych prawdziwe dno krateru znajduje się na głębokości 550 – 600 m i jest oczywiście wypełnione brekcją allogeniczną. Zagłębienie krateru otoczone jest pierścieniem zbrekcjonowanych skał paleozoicznych, na których miejscami zachodzą wykwity brekcji allogenicznej. Emisje brekcji allogenicznej poza kraterem występują w sektorach północnym i północno-wschodnim. Naturalne wychodnie uderzeń zaobserwowano na krawędzi krateru oraz na północy i północnym wschodzie w pobliżu krawędzi krateru. Brekcja allogeniczna zawiera fragmenty ze stożkami uderzeniowymi oraz kwarc z metamorfozą uderzeniową o płaskich strukturach deformacyjnych.

Zdjęcia kosmosu wyraźnie to pokazują Beenchime-Salaatinskaya obiekt (ryc. 24), położony w dorzeczu rzeki Beenchime – lewego dopływu rzeki. Olenek w zakresie rozwoju skał osadowych kambru. Warto zauważyć, że ta struktura meteorytu wydaje się być podwójna (ryc. 24), podczas gdy w literaturze jest opisywana jako pojedyncza. Jest całkiem możliwe, że utworzyła go także podwójna asteroida, taka jak kratery Kamenskiego i Gusiewskiego, ale można to potwierdzić jedynie badaniami terenowymi. Główna struktura płaskorzeźby wyraża się w postaci zagłębienia o średnicy 6–6,5 km, otoczonego wałem pierścieniowym o wysokości 50–70 m i szerokości 1,5–2 km, z wyraźnie zaznaczonym nachyleniem wewnętrznych zboczy. W zagłębieniu znajdują się pojedyncze wzniesienia o wysokości około 150 m.

Docelowe skały wydobywające się na powierzchnię w pobliżu krateru to osady dolnego kambru – mułowce, piaskowce, zlepieńce, dolomity i wapienie ilaste, a także skały formacji Kuonam (niezróżnicowany kambr dolny – środkowy) – różnorodne wapienie bitumiczne i ropa naftowa łupek ilasty. Całkowita miąższość pokrywy osadowej na tym obszarze sięga 1000–1200 m. Morfologia dna krateru nie jest znana. Skały dna krateru przylegające do krawędzi są intensywnie deflowane, mają siatkę i stożki uderzeniowe. Charakterystyczne są uskoki, w północno-wschodniej części krateru, w obrębie wewnętrznego grzbietu szybu, obserwuje się ciągi odśrodkowe o rozmiarach w skali od setek metrów do 2–3 km wzdłuż długiej osi. Grzbiet pierścieniowy otaczający zagłębienie wyraża się w reliefie wskutek wypiętrzenia warstw skalnych kompleksu piwnic. Prawdopodobną miąższość alogenicznych brekcji wypełniających krater szacuje się na 600 m. Znajdują się w nim fragmenty ww. kompleksów, a także glony krzemionkowe, dolomity piaszczyste i bitumiczne wendyjskie oraz piaskowce permskie. Wielkość fragmentów wynosi kilkadziesiąt cm, często mają teksturę siatkowaną. Cement Breccia jest czasami silnie pirytyzowany. Brekcje allogeniczne w zagłębieniu krateru są prawie powszechnie przykryte osadami czwartorzędowymi, a odsłonięcia impaktitów występują na wzniesieniach w obrębie krateru i wzdłuż boków konstrukcji (ryc. 25).

Krater Kursk o średnicy 6 km znajduje się w rejonie wypiętrzenia Woroneża fundamentów Platformy Rosyjskiej. Strukturę przykrywają osady środkowej jury, kredy i czwartorzędu o miąższości około 110 - 150 m. Skały tarczy kraterowej to granity i gnejsy archaiku, jaspility dolnego proterozoiku, amfibolity i skały magmowe o podstawowym składzie, iły środkowego dewonu, wapieni i piaskowców, a także nie występujących w pierwotnym występowaniu osadów górnego dewonu i karbonu.

Według danych geofizycznych i wiertniczych krater ma centralne wzniesienie o wysokości około 200 m i okrągły rów o głębokości 260 m w stosunku do boku krateru. Uważa się, że krater został częściowo zerodowany. Krater zbudowano z brekcji allogenicznej, w skład której wchodzą fragmenty skał krystalicznych i osadowych, czasami ze śladami metamorfizmu szokowego, spojone drobnym materiałem klastycznym.

Krater Czukocki położony w północno-zachodniej części półwyspu Taimyr. W rzeźbie wyraża się to jako głębokie zagłębienie o średnicy 6 km ze stromym nachyleniem wewnętrznego zbocza szybu (6 o - 9 o), płaskim dnem i centralnym wzniesieniem o średnicy i wysokości około 1 km 30 m. Głębokość obniżenia wynosi 200 m. Na zdjęciach satelitarnych w okolicy można prześledzić okrągłą konstrukcję o średnicy około 17 km, skierowaną nieco na północ (75 o 45'N, 97 o 57'E ) względem punktu o współrzędnych podanych w tabeli (rys. 26). Sądząc po związku wieku skał wchodzących w skład kompleksu kraterowego z osadami leżącymi nad nimi, a także po zachowaniu w kraterze leżącego nad nim kompleksu mezozoiczno-kenozoicznego, krater powstał w późnej kredzie lub wczesnym paleogenie.

Dół krateru jest pofałdowany w fałdy warstw terygeniczno-karbonicznych górnego ryfeu - dolnego ordowiku, najechane gabrami i granitami ryfejskimi i górnego paleozoiku. Osady wewnątrzkraterowe reprezentowane są przez sekwencję górnego neogenu o grubości 100 metrów. Śladów obróbki uderzeniowej na szybie nie ma i występują jedynie na wzniesieniu zlokalizowanym w centrum konstrukcji i reprezentującym oczywiście centralne wzniesienie dna krateru. Zjeżdżalnia ta składa się z chaotycznie wymieszanych bloków i wycinków docelowych skał. W ziarnach kwarcu widoczne są układy elementów płaskich, nie występują wstrząsy. Konstrukcja prawdopodobnie uległa dość silnej erozji w kenozoiku.

Impaktity Miszynogorski Kratery, położone na wschód od jeziora Peipus w obwodzie pskowskim, należą do małego krateru o średnicy kilku kilometrów. W płaskorzeźbie Góra Mishina jest wyrażona jako łagodnie nachylone wzniesienie wydłużone w kierunku podwodnym, o wysokości względnej 20–25 m i wymiarach 8 x 4 km (ryc. 27).

Dół krateru jest dwuwarstwowy – gnejsy i granity archaiku przykrywa 500-metrowa warstwa skał osadowych, składająca się z piaskowców i mułowców górnego proterozoiku (90 m), iłów i piaskowców kambryjskich (100 m), piaskowców ordowiku, dolomity i wapienie (150 m) oraz margle, dolomity, piaskowce i iły dewonu (około 200 m). Prosty krater o średnicy 2,5 km wypełniony jest brekcją allogeniczną. Według danych wiertniczych przeprowadzonych w centrum krateru, autigeniczną brekcję tworzącą dno krateru natrafiono na głębokość 800 m. Przykrywa ją polimiktowa brekcja allogeniczna o miąższości około 600 m, w skład której wchodzą zarówno skały podłoża krystalicznego Archaiku i osady. Górną część ciągu uderzeniowego (200 m) tworzą brekcje, w których dominują skały osadowe. Brekcja allogeniczna zawiera rzadkie wtrącenia rozłożonego lub skrystalizowanego szkła udarowego, szkła diaplektowego na bazie kwarcu i oligoklazu, a w niektórych ziarnach kwarcu obserwuje się płaskie struktury deformacyjne. Stożki uderzeniowe są powszechne we fragmentach brekcji. Krater kraterowy otoczony jest 4-5-kilometrowym pasem skał osadowych noszących ślady intensywnych deformacji i przemieszczeń. Pasmo charakteryzuje się budową blokową, bloki są przesunięte, a kąty padania znajdujących się w nich warstw zmieniają się od subpoziomego do subpionowego. Miąższość osadów fluwioglacjalnych pokrywających impaktity waha się od 1-3 m do 20 m. Duża miąższość impaktitów i głębokość wyrobisk odróżnia tę budowlę od innych mniejszych kraterów, które są znacznie mniejsze. Uważa się, że konstrukcja uległa erozji, a jej pierwotna średnica mogła być większa niż obecna.

Istnieje wiele innych struktur pierścieniowych, dla których zakłada się kosmiczne pochodzenie. Wśród nich możemy wymienić bardzo starożytną budowlę Suavjärvi (ryc. 28) o średnicy około 16 km, położone na południe od jeziora Segozero (Karelia), Gagarińska konstrukcja pierścieniowa położona 20 km od miasta Gagarin w obwodzie smoleńskim. i jezioro Śmierdzący w dzielnicy Shatura w obwodzie moskiewskim. Jednak obecnie, aby z całą pewnością potwierdzić ich pochodzenie uderzeniowo-wybuchowe, wymagane są dodatkowe prace geologiczne, głównie płytkie wiercenia.

Podsumowując, należy powiedzieć kilka słów o naukowym i praktycznym znaczeniu kraterów meteorytowych. Odkrycie faktu bombardowania Ziemi asteroidami zmieniło już ustalony system poglądów na temat interakcji Ziemi z otaczającą przestrzenią i pokazało, że historia naszej planety jest bardzo bezpośrednio związana, oprócz Słońca, z innymi obiektami Układu Słonecznego. Pokazano, że upadek dużej asteroidy może również zmienić linię ewolucji życia, jak to miało miejsce na przełomie mezozoiku i kenozoiku, kiedy w wyniku upadku jednego lub kilku gigantycznych ciał nastąpiło masowe wymieranie radykalnie zmieniając skład gatunkowy fauny i flory. Kratery uderzeniowe są przyczyną wymiany materii pomiędzy planetami. W wyniku zdarzenia uderzeniowo-wybuchowego fragmenty skał są wyrzucane z kraterów z dużą prędkością i opuszczają planetę matkę. Rzeczywiście, stosunkowo niedawno w zbiorach meteorytów zidentyfikowano materię z Księżyca i Marsa, wyrzuconą z powierzchni tych ciał w wyniku uderzeń dużych meteoroidów. Praktyczne znaczenie kraterów meteorytowych z punktu widzenia autora nie jest tak duże i oczywiście jest gorsze od znaczenia natrętnych skał z bogatymi rudami, złożami ropy, rurami wybuchowymi zawierającymi diament itp. Jednak roczny produkt z eksploatacji kraterów meteorytowych szacuje się na 5 miliardów dolarów. Głównymi produktami są materiały budowlane, rudy żelaza, niklu, miedzi i cynku, żelaza i uranu. Kratery meteorytowe są czasami zbiornikami wody wysokiej jakości. Wykorzystywane są także jako obiekty turystyczne, czego najlepszymi przykładami są krater Arizona w USA i krater Ries w Niemczech.

H.J. Krater Melosh Impact: proces geologiczny. 1989, Oxford University Press, N.-Y., 245 s.

B.M. Francuski (1998), Traces of Catastrophe: A Handbook of Shock-Metamorphic Effects in Terrestrial Meteorite Impact Structures. Wkład LPI N 954, Lunar and Planetary Institute, Houston, 120 s.

V.L. Masaitis i in., Uderzenia diamentonośne krateru Popigai, 1998, Leningrad, „Nedra”, 179 s.

Shtoefler D. i Grieve R.A.F. Klasyfikacja i nazewnictwo uderzeniowych skał metamorficznych. 1994, w: European Sci. Fundacja Drugi Międzynarodowy. Warsztaty na temat „Kratery uderzeniowe i ewolucja planety Ziemia”. Ostersund, Szwecja (streszczenie)

Masaitis V.L. i inne Krater meteorytowy Popigai. 1975, M.: Nauka, 124 s.

Masaitis V.L. i inne Geologia astroblemów. 1980: Leningrad, Nedra, 231 s.

Impactites, AA Marakushev (red.), M. Moskiewski Uniwersytet Państwowy, 1981, 240 s.

Kratery uderzeniowe na granicy mezozoiku i kenozoiku. 1990. L: Nauka, 192 s.

Feldman V.I., Petrologia uderzeń, 1990 M., Moskiewski Uniwersytet Państwowy, 300 s.

Stoffler, D.; Langenhorst, F. Metamorfizm szokowy kwarcu w przyrodzie i doświadczenie: I. Podstawowe obserwacje i teoria. 1994, Meteoritics, t. 29, 155-121

Smucić się, RAF; Langenhorst, F.; Stoffler, D. Metamorfizm szokowy kwarcu w przyrodzie i doświadczenie: II. Znaczenie w naukach o Ziemi. 1996, Meteorytyka i nauki planetarne, t. 31, 6-35

Krater Kebira

Kebira to krater uderzeniowy na Saharze. Odkryto go niedawno na podstawie zdjęć satelitarnych. Ma średnicę 31 km, jego wiek nie został jeszcze ustalony. Uważa się, że jest to źródło tzw. szkła pustynnego, czyli „szkła libijskiego”.

Krater Chesapeake
Krater uderzeniowy Chesapeake w Wirginii w USA powstał w wyniku uderzenia meteorytu na wschodnie wybrzeże kontynentu północnoamerykańskiego 35 milionów lat temu, pod koniec ery eocenu. Jest to najlepiej zachowany morski krater uderzeniowy i obecnie największy krater uderzeniowy w Stanach Zjednoczonych. Pojawienie się krateru wpłynęło na ukształtowanie się zarysu Zatoki Chesapeake.
Krater ten ma szerokość 85 km.

Krater Akramana
Acraman to krater uderzeniowy w Australii Południowej, powstały w wyniku upadku meteorytu o średnicy 4 km około 590 milionów lat temu.
W wyniku uderzenia powstał krater o średnicy około 90 km. Późniejsze procesy geologiczne zdeformowały krater. Eksplozja spowodowała rozrzucenie gruzu na odległość do 450 km. Późniejsze procesy geologiczne zdeformowały krater i utworzyło się w nim Jezioro Akraman.

Krater Sudbury
Krater uderzeniowy, który powstał w wyniku upadku komety o średnicy 10 km. 1,85 miliarda lat temu.
W wyniku uderzenia powstał krater o średnicy około 248 km. Późniejsze procesy geologiczne zdeformowały krater i nabrały owalnego kształtu. To drugi co do wielkości krater meteorytowy na Ziemi. Znajduje się w Ontario w Kanadzie. Wzdłuż obwodu krateru odkryto duże złoża rud niklu i miedzi.

Krater meteorytowy Vredefort
Krater Vredefort to krater uderzeniowy położony 120 kilometrów od Johannesburga w Republice Południowej Afryki. Średnica krateru wynosi 250-300 kilometrów, co czyni go największym na planecie (nie licząc niezbadanego prawdopodobnego krateru Wilkes Land o średnicy 500 kilometrów na Antarktydzie). Nazwany na cześć pobliskiego miasta Vredefort. W 2005 roku został wpisany na Listę Światowego Dziedzictwa UNESCO.
Asteroida, która zderzyła się z Ziemią i utworzyła krater Vredefort, była jedną z największych, jakie kiedykolwiek miały kontakt z planetą; według współczesnych szacunków jej obwód wynosił około 10 kilometrów.

krater „Wilcza Jama”
Meteoryt ważący około 50 000 ton spadł około 300 000 lat temu w Australii Zachodniej, na Wielkiej Pustyni Piaskowej. W wyniku upadku powstał duży krater zwany Wolfe Creek („Wolf Pit”) o średnicy 875 metrów i głębokości 60 metrów. Rosyjska Akademia Nauk przechowuje wiele fragmentów meteorytów o łącznej wadze 400 kg.
„Wolf Creek” to także oryginalny tytuł australijskiego horroru Wolf Creek, którego akcja rozgrywa się w obszarze krateru.

Krater meteorytowy nad jeziorem Manicouagan
Krater Manicuguan, w którym obecnie znajduje się jezioro Manicuguan, powstał w wyniku zderzenia z ciałem niebieskim o średnicy 5 kilometrów, około 215 milionów lat temu. Nawet biorąc pod uwagę procesy erozji, uważany jest za jeden z największych i najlepiej zachowanych kraterów na Ziemi. Średnica krateru wynosi 100 kilometrów. Jezioro w kształcie pierścienia położone jest w centralnej części prowincji Quebec w Kanadzie.
Na środku jeziora znajduje się wyspa René-Levasseur, na której znajduje się góra Babilon (952 m). Jezioro i wyspa są dobrze widoczne z kosmosu, dlatego nazywane są również „Okiem Quebecu”.

Krater Morokweng
Krater Morokweng powstał w wyniku uderzenia meteorytu o średnicy 5 km w Republice Południowej Afryki około 145 milionów lat temu. Krater ten, położony w pobliżu pustyni Kalahari, zawierał skamieniałe szczątki meteorytu, który go stworzył.
Odkryty w 1994 roku.

Krater Kara
Wszechmogący Kosmos nie pozbawił WNP uwagi. Na wysokości 3900 m n.p.m., w górach Pamir w Tadżykistanie, niedaleko granicy z Chinami, znajduje się jezioro. Jezioro to powstało w kraterze asteroidy o średnicy 45 kilometrów. Upadek nastąpił około 5 milionów lat temu.
Krater Kara jest siódmym co do wielkości na świecie.

Krater Chicxulub
Krater Chicxulub mający około 65 milionów lat znajduje się w Meksyku, na półwyspie Jukatan. Wielu naukowców uważa, że ​​meteoryt, który opuścił ten krater, spowodował lub przyczynił się do wyginięcia dinozaurów. Szacuje się, że jego średnica wynosi od 170 do 300 kilometrów.

Krater Popigai
Krater Popigai, który znajduje się na Syberii w Rosji, powstał w wyniku uderzenia meteorytu 35,7 miliona lat temu.
Basen krateru odkrył w 1946 roku D.V. Kozhevin w dorzeczu rzeki Popigai
w obwodzie krasnojarskim.
Średnica krateru wynosi 100 km. Asteroida uderzyła w gigantyczny pokład węgla. W rejonie krateru znajduje się największe złoże diamentów udarowych, pod względem zasobów jest 3 razy większe niż wszystkie złoża świata razem wzięte.
Złoże utrzymywano w tajemnicy, a jego badania zamrożono ze względu na fakt, że w kraju budowano wówczas fabryki do produkcji syntetycznych diamentów. Nowa wyprawa planowana jest na lato 2013 roku.

Krater Barringer w Arizonie
Najbardziej znanym kraterem na świecie jest Krater Barringer w Arizonie (USA). W latach 60. astronauci NASA szkolili się tam przed wyprawą na Księżyc. Powstał około 50 000 lat temu po upadku pięćdziesięciometrowego meteorytu żelaznego o masie 300 000 ton, jego średnica wynosi 1,2 km, a największa głębokość ponad 170 m. Od prawie stu lat krater jest własnością rodziny Barringerów i z sukcesem handluje nim – pobierają opłatę za wstęp.

Krater Aorungi
Aorunga to zerodowany krater po uderzeniu meteorytu, położony w stanie Czad w Afryce. Ma średnicę 12,6 km; wiek - nie mniej niż 345 milionów lat.

Krater Hanbury
Krater Hanbury, 175 km od Alice Springs w Australii, powstał 4,7 tys. lat temu w wyniku upadku dużej asteroidy lub komety. Kosmiczny posłaniec uderzył w wnętrzności ziemi na głębokość kilku kilometrów, a następnie spłonął. Powstał krater o średnicy 22 km.
Australijscy aborygeni nigdy nie pili wody, która gromadziła się po rzadkich deszczach w dziwnych zagłębieniach w ziemi, która miała czerwonawy kolor. Bali się ognistego diabła, który może odebrać im życie. Jest całkiem możliwe, że odlegli przodkowie rdzennej ludności Australii mogli być świadkami upadku ciała niebieskiego.

Krater Arkenu
Arkenu – Dwa kratery na Saharze, w południowo-wschodniej części Libii. Średnice - 10,3 i 6,8 km.
Obydwa obiekty zaliczane są do kraterów podwójnego uderzenia. Co więcej, w przeciwieństwie do większości innych kraterów naziemnych, mają one koncentryczne struktury górskie w kształcie pierścienia, które ulegają silnej erozji.

Krater Szewcowy
Średnica krateru w Australii Zachodniej wynosi około 30 kilometrów. Zawiera sezonowe jeziora, w których w wyniku parowania powstają osady soli. Uderzenie meteorytu miało miejsce około 1,7 miliarda lat temu i krater jest uważany za najstarszy ze wszystkich znanych australijskich kraterów. Ciemny pierścień wewnętrzny w kształcie półksiężyca otacza rdzeń wyniesionej granitowej skały.

Krater Logancha
Paleogeński 14-kilometrowy krater Logancha we wschodniej Syberii został wykuty w skałach wulkanicznych dolnego triasu - bazaltowych lawach i tufach. Konstrukcja jest silnie zerodowana, a warstwy uderzeniowe ulegają erozji. Głębokość krateru wynosi około 500 metrów, a średnica 20 km, dzięki czemu krater jest wyraźnie widoczny na zdjęciach kosmicznych.

Krater meteorytowy Kara
Krater Ust-Kara to krater uderzeniowy, który powstał w wyniku upadku meteorytu około 70 milionów lat temu.
Znajduje się w Rosji, w Nienieckim Okręgu Autonomicznym, 15 km na wschód od rzeki Kara. Z płaskorzeźby jest to wydłużona depresja otwarta na morze. Krater Kara wypełniony jest fragmentami skał powstałymi w wyniku eksplozji, częściowo stopionymi i zamrożonymi w postaci szklistej masy.
Po upadku meteorytu powstał krater o średnicy około 65 km.

Krater Suavjarvi (Rosja, Republika Karelii)
Większość jezior w Karelii ma pochodzenie lodowcowe – ale nie jezioro Suavjärvi, położone 56 km na północny zachód od Miedwieżegorska. Na zewnątrz jest taki sam jak wszyscy inni, ale w przeciwieństwie do wszystkich innych znajduje się w samym centrum najstarszego krateru uderzeniowego na naszej planecie. Jego wiek wynosi 2,4 miliarda lat! Odkryto go jednak stosunkowo niedawno, bo w latach 80. XX wieku, kiedy sowieckim geologom udało się odkryć tutaj diamenty udarowe – bardzo rzadkie i twarde, które potrafią przecinać nawet zwykłe diamenty wydobywane w rurach kimberlitowych. To dzięki ich obecności istnienie najstarszego krateru na Ziemi jest faktem niepodważalnym.

Powierzchnia Ziemi jest bombardowana meteorytami, kiedy przy uderzeniu małych meteorytów pojawiają się kratery typu uderzeniowego, a przy rzadszych uderzeniach dużych meteorytów i asteroid (o średnicy kilkuset metrów – pierwsze kilometry) powstają wybuchowe kratery o średnicy kilometrów, nawet w ciągu pierwszych setek kilometrów. W procesie kolejnych przekształceń powierzchni Ziemi te kosmogeniczne struktury pierścieniowe tracą swój kraterowy kształt. W większości przypadków w niedawnej przeszłości geolodzy mylili je ze strukturami wulkaniczno-tektonicznymi, ale obecnie dla większości z nich ustalono wyraźne oznaki powstania w wyniku uderzenia i eksplozji ciała niebieskiego. Dla takich struktur zaproponowano termin „astroblemes” (przetłumaczony z greckiego jako „rany gwiezdne”), który ugruntował się w literaturze naukowej.

Obecnie na Ziemi jest około dwustu astroblemów, około 1/10 z nich zidentyfikowano w Rosji. Większość z nich odkryto na obszarach o wysokim stopniu wiedzy geologicznej, dlatego też na dużych obszarach Rosji możliwych jest znacznie więcej nowych odkryć. Astroblemy wzięły swoją nazwę od obszaru, w którym zostały znalezione.

Zainteresowanie nimi szczególnie wzrosło po ustaleniu meteorytowego charakteru kraterów księżycowych i podobnych formacji na innych planetach i ich satelitach. Zakłada się, że w początkowym etapie rozwoju Ziemi istniał „etap księżycowy”, kiedy cała powierzchnia była celem intensywnego bombardowania meteorytami i miała wygląd współczesnego Księżyca z jego kraterami. Niektórzy badacze uważają, że duże, okrągłe formacje na Ziemi (o średnicy tysięcy kilometrów) są reliktami tego etapu, nazywając je jądrami.

Ze względu na wielkość astroblemy dzielą się na trzy grupy.

Największym w Rosji jest astroblem Popigai na północy masywu Anabar: jego średnica wynosi 100 km. Astroblem Kara na Uralu Polarnym i astroblem Puchezh-Katunka w środkowej Wołdze są od niego tylko nieznacznie gorsze. Wymiary pozostałych astroblemów to kilometry - pierwsze dziesiątki kilometrów.

Według wieku astroblemy są rozmieszczone w szerokim zakresie, od prekambru (astrobleme Yanisjärvi - 725 milionów lat) do pliocenu (astrobleme Elgygytgyn - 3,5 miliona lat).
Istnieją astroblemy powierzchniowe odsłonięte bezpośrednio na powierzchni ziemi, zarówno z czasów jej powstawania, jak i te odsłonięte w wyniku procesów erozji. Należą do nich większość astroblemów zidentyfikowanych w Rosji.

Inną grupę stanowią głębokie astroblemy, na które po utworzeniu nałożyły się młodsze osady osadowe. Na przykład astroblem Kaługi powstał w dewonie i został pokryty osadami karbonu.
Identyfikacja astroblemów znajdujących się na głębokości możliwa jest jedynie w oparciu o metody geofizyczne, a następnie wiercenie studni. W kraterze młodych astroblemów często zachowało się okrągłe jezioro (Jezioro Elgygytgyn lub Yamozero w rzekomym astroblemie na Timanie).

Kiedy asteroida eksploduje, powstaje krater, często z centralnym wzniesieniem na dole, z szybem i emisjami z krateru, czasem z rozproszonymi polami małych kawałków stopionego materiału – tektytów. W wyniku eksplozji powstają specjalne skały zwane impaktami; są to różnego rodzaju brekcje, tagamity powstałe ze stopu, przypominające lawy i suwity z materiałem klastycznym, podobne z wyglądu do tufów.

Pojawiają się także specjalne struktury zwane „stożkami uderzeniowymi”. W wyniku wysokiego ciśnienia podczas eksplozji pojawiają się wysokociśnieniowe modyfikacje krzemionki - koezyt i stiszowit, specjalne płaskie struktury w minerałach.

Niewielkie kratery po uderzeniach meteorytów mają kształt otworów o średnicy kilkudziesięciu metrów i głębokości kilku metrów. Niewielka liczba tego typu kraterów została zidentyfikowana na terytorium Rosji, m.in. w wyniku zaobserwowanych przez człowieka spadków meteorytów. Z czasem takie kratery tracą swój kształt pod wpływem egzogenicznych procesów geologicznych, co uniemożliwia ich identyfikację.

Kratery uderzeniowe ze względu na niewielkie rozmiary i niejasność nie różnią się budową formacji geologicznych. Na terytorium Rosji najsłynniejszą grupą kraterów Sikhote-Alin jest ta, która powstała w wyniku swego rodzaju „deszczu meteorów”. Podczas badań zebrano dużą liczbę fragmentów meteorytów.

Szczególną uwagę zwracają ślady katastrofy tunguskiej - eksplozja ciała niebieskiego w najprawdopodobniej jądro komety, co doprowadziło do promieniowego upadku drzew. To niezwykłe miejsce było obiektem badań wielu ekspedycji. Wysuwano różne hipotezy, czasem fantastyczne, powstało wiele prac naukowych i esejów popularnonaukowych. Jedyne podobne wydarzenie miało miejsce niemal dwie dekady później, co można nazwać, kontynuując tradycję, katastrofą Amazonki.

Badanie astroblemów i śladów katastrof tunguskich i amazońskich sugeruje zagrożenie kometą-asteroidą związane z możliwymi uderzeniami dużych ciał niebieskich w obszary zaludnione. Trudno nawet wyobrazić sobie skutki potężnej eksplozji, kiedy skały w promieniu kilkudziesięciu kilometrów stopią się, a emisje z krateru zaśmiecą jego otoczenie. Dlatego proponuje się z wyprzedzeniem ustanowić międzynarodowy monitoring ruchu asteroid i komet oraz przygotować systemy obrony przeciwrakietowej.

Zakłada się, że kosmiczne katastrofy w przeszłości geologicznej doprowadziły nawet do zmian w świecie zwierząt i. Ustalono, że 65 milionów lat temu, podczas powstawania astroblemu Chicxulub, na Półwyspie Jukatan w 3, lokalnie z mikrotektytami.

Niemal równocześnie z kraterem Chicxulub powstały astroblemy Silverpit na Morzu Północnym, astroblemy Kamenskaya i Gusevskaya w Rosji, w dolnym biegu Donu, a nieco później astroblem Kara na Uralu Polarnym. Prawdopodobnie w wodach może znajdować się jeszcze więcej asteroid. W tym przypadku możemy mówić o „deszczu asteroid”.

W rezultacie zniknęły dinozaury i inne grupy żywych organizmów mezozoiku, ustępując miejsca życiu kenozoiku, z dominacją i pojawieniem się człowieka.
Oprócz znaczenia naukowego badanie astroblemów ma znaczenie praktyczne. Astroblem Popigai zawiera unikalne złoże diamentów przemysłowych w postaci maleńkich kryształów o specjalnym kształcie, zwanych lonsdaleitami. Na złożu prowadzono prace eksploracyjne, jednak problematyka wydobycia diamentów i technologii ich wykorzystania jako materiału mielącego nie została jeszcze w pełni rozwiązana.

Tektyty-moldawity, które przybyły na terytorium z krateru Ris, służą do wyrobu biżuterii. Zbadano małe antyklinalne fałdy nad skamieniałością astroblemu w Kałudze w celu stworzenia podziemnych magazynów gazu. Przeciwnie, w astroblemie Silyan przeprowadzono wiercenia w celu znalezienia pola gazowego.
Generalnie astroblemy i kratery po meteorytach, jako unikalne obiekty przyrodnicze, zasługują na utworzenie rezerwatów przyrody, parków narodowych czy pomników przyrody, tak jak to miało już miejsce na obszarze katastrofy tunguskiej.

Wszystko usiane jest kraterami o różnych średnicach. Jednak na Ziemi jest wystarczająco dużo kraterów po meteorytach, ponieważ nasza planeta ma długą historię i zderzyły się z nią tysiące meteorytów, w tym bardzo duże. Jednak wykrycie kraterów po meteorytach nie jest takie proste, gdyż z biegiem czasu większość z nich zostaje zasłonięta przez roślinność i ulega erozji, nie mówiąc już o kraterach znajdujących się pod wodą. Jednak na powierzchni Ziemi odkryto już wiele niezwykłych kraterów po meteorytach.

Meteoryt czy wulkan – oto jest pytanie

Tymczasem kwestia, czy na powierzchni Ziemi istnieją kratery po meteorytach, czy też kratery uderzeniowe (czyli kratery powstałe w wyniku zderzeń obiektów pochodzenia kosmicznego z powierzchnią Ziemi) była dyskusyjna jeszcze stosunkowo niedawno, bo aż do lat 60. XX wieku. Już od początku XX wieku zaczęto wyrażać pogląd, że Ziemia zderzyła się z ciałami kosmicznymi: np. aktywnym zwolennikiem i jednym z pierwszych obrońców tej tezy był Amerykanin Daniel Barringer, który przez wiele lat badał słynny krater w Arizonie prawie trzydzieści lat w próbach udowodnienia pochodzenia jego uderzeń. Stopniowo pojawiali się zwolennicy, ale nie mieli konkretnych dowodów.

Ponadto kratery meteorytowe często są uderzająco podobne pod względem wyglądu i struktury do owoców aktywności wulkanicznej. Kaldery wulkaniczne, które również dały argumenty sceptykom. Wraz z rozwojem astronautyki i wejściem ludzkości w przestrzeń kosmiczną pojawiły się takie dowody: po pierwsze zidentyfikowano zjawiska szczątkowe, potwierdzające meteorytową naturę wielu kraterów; po drugie, możliwość uzyskania zdjęć kosmicznych Ziemi umożliwiła identyfikację niewykrytych wcześniej kraterów po meteorytach i porównanie ich z podobnymi kraterami na innych planetach. Ponieważ kratery meteorytowe zachowują się dość słabo w warunkach ziemskich, około sto tysięcy razy gorszych niż na tym samym Księżycu, na ziemskim satelicie nie ma erozji powietrznej, narażenia na wilgoć, roślinność ani żywe organizmy.

Takie różne kratery

Również kratery meteorytowe, czyli zagłębienia na powierzchni ziemi powstałe w wyniku upadku obiektu kosmicznego , nazywane są astroblemami (w tłumaczeniu ze starożytnej greki - „rany gwiezdne”). Do chwili obecnej na świecie odkryto około 150 dużych kraterów po meteorytach. Co więcej, różne kratery posiadają oryginalne cechy swojej struktury, zdeterminowane różnymi czynnikami, począwszy od charakteru skał w danym obszarze powierzchni, przez gęstość samego meteorytu, a skończywszy na prędkości ruchu meteorytu. Jednak najważniejszym i decydującym czynnikiem wpływającym na strukturę kraterów jest trajektoria meteorytu.

Najmniej trwałe kratery meteorytowe to te, które powstały podczas stycznego uderzenia meteorytu zderzył się z powierzchnią pod kątem znacznie odbiegającym od prostego. W tym przypadku kratery są rowkami o stosunkowo małej głębokości, które ponadto ze względu na swój kształt ulegają wzmożonej erozji i szybko się zapadają. Kratery powstałe podczas upadku meteorytów, których trajektoria była jak najbardziej zbliżona do pionowej, „żyją” dłużej – to właśnie w takich przypadkach pojawiają się klasyczne kratery meteorytowe o okrągłym kształcie. Małe kratery, dochodzące do czterech kilometrów średnicy, mają prosty kształt misy, a ich lejek otoczony jest tzw. szybem piwnicznym. Przy dużych średnicach kraterów centralne wzniesienie pojawia się nad punktem uderzenia, czyli w miejscu maksymalnego ściskania skał. Kiedy mówimy o bardzo dużych kraterach, których średnica przekracza 15 kilometrów, wewnątrz nich tworzą się wypiętrzenia w kształcie pierścienia, związane z efektami fal.

Od Syberii po Australię

Oto tylko kilka słynnych dużych kraterów po meteorytach odkrytych na Ziemi:

• Krater Popigai – położony na Syberii, Jakucja; największy krater meteorytowy w Rosji (czwarte miejsce na świecie), ma średnicę 100 kilometrów, odkryto w 1946 r.;
• Krater Picheż-Katunski - położony jednocześnie w rejonach Niżnego Nowogrodu i Iwanowa, drugi co do wielkości krater w Rosji, ma średnicę 80 kilometrów, zdarzenie uderzenia miało miejsce około 167 milionów lat temu;
• Krater Boltyshsky - położony na terytorium Ukrainy, średnica 25 kilometrów; Istnieją różne wersje dotyczące czasu powstania - od 55 do 170 milionów lat temu;
• Krater Mahunka to podwodny krater na szelfie kontynentalnym Nowej Zelandii; ma średnicę około 20 kilometrów i jest jednym z najmłodszych kraterów po meteorytach – według obliczeń zderzenie meteorytu z Ziemią miało miejsce w 1443 roku;
• Krater Akraman – położony w Australii, ma średnicę 90 kilometrów, powstał około 590 milionów lat temu;
• krater Chicxulub jest jednym z najsłynniejszych kraterów, ponieważ według powszechnej teorii uważa się, że to zderzenie Ziemi z meteorytem, ​​które utworzyło ten krater, doprowadziło do wyginięcia dinozaurów; położony na półwyspie Jukatan, ma średnicę 180 kilometrów i powstał prawdopodobnie 65 milionów lat temu.

Aleksander Babicki