Геологические процессы в криолитозоне 7 страница

Гейзеры - это горячие источники, вода которых периодически фонтанирует и выбрасывается вверх на десятки метров. Свое название такие источники получили от Великого Гейзера в Исландии, струя которого 200 лет назад била вверх на 60 м каждые полчаса. Ряд гейзеров несомненно связан с вулканическими районами, например, в Исландии, на Камчатке, в Индонезии, Кордильерах Северной Америки, Японии и других местах. Высота фонтана у гейзеров, так же как и температура воды на выходе, сильно различается, но последняя обычно колеблется в пределах от +75 до +100ОС. Характерной чертой гейзеров является их короткая жизнь, часто они “ умирают ” за счет обвалов стенок канала, понижения уровня грунтовых вод и т.д. Наиболее грандиозным гейзером был Уаймангу (что значит «Крылатая вода») в Новой Зеландии, существовавшей всего 5 лет и выбрасывавший мощный фонтан почти на полкилометра вверх. Интервалы между извержениями у гейзеров варьируют от первых минут до многих часов и дней. Большое количество растворенных веществ в горячей воде гейзеров откладывается вокруг их устья, образуя скопления гейзеритов.

Каким образом действует гейзер? Наиболее удовлетворительный механизм его функционирования, предложенный еще в прошлом веке, заключается в том, что в трубообразном канале, заполненном водой, нижняя часть ее столба нагревается выше точки кипения. Однако вес столба воды предотвращает вскипание. Наконец, кипение все же начинается в каком - то месте и ряд расширяющихся пузырей вытолкнет часть воды из столба, что сразу же вызовет падение давления внизу столба воды и мгновенно начнется бурное кипение. Процесс идет лавинообразно, пока вся вода не превратится в пар и он не вытолкнет вверх всю горячую воду. Затем канал вновь наполнится водой, она нагреется и процесс начнется сначала.

Геотермальная энергия - это важная сторона использования вулканического тепла. Электростанции, работающие на естественном перегретом паре, действуют в Италии (Лардерелло в Тоскане), Исландии (около Рейкьявика), Калифорнии, на Северном острове Новой Зеландии, в районе Паужетки на Южной Камчатке и в ряде других мест. Сочетание благоприятных для выработки электроэнергии условий - высокое давление пара, температура выше точки кипения воды, большой ее приток - встречается не так уж часто. Проблемы возникают и из - за очень быстрой коррозии металлических труб агрессивными горячими водами, которые к тому же откладывают на стенках труб карбонат кальция и кремнезем, закупоривая их. Горячие воды используются для обогрева жилищ, парников и теплиц.

 

Геологическая позиция действующих вулканов и понятие о магматических очагах

В настоящее время известно порядка 1000 активных вулканов, размещенных на поверхности Земли в обособленных поясах и реже, располагающихся в виде отдельных групп. Следует оговориться, что иногда трудно установить, является ли вулкан действующим или окончательно потухшим, т.к. в ряде случаев вулканы не проявляют себя в течение тысяч лет, а потом вдруг становятся активными. Самое больше количество действующих вулканов, примерно 75 % располагается по периферии Тихого океана в пределах т.н. “огненного” кольца, где они приурочены к активным континентальным окраинам, конвергентным границам литосферных плит, где океаническая кора погружается, субдуцирует под континентальную. В результате взаимодействия холодной и тяжелой пластины океанической коры и более легкой континентальной под воздействием флюидов и температуры образуются первичные магматические очаги, дающие начало целой серии вторичных очагов. Вулканизм проявляется либо в островных дугах: Алеутской, Филиппинской, Индонезийской и других, либо в пределах окраинно- континентальных вулканических поясов: Андийского, Центрально- Американского, Северо- Американского. Все эти структуры отделены от океана глубоководными желобами - зонами погружения океанических плит, под континентальные. От желобов в сторону континентов прослеживаются наклонные зоны гипоцентров - очагов землетрясений, уходящих на глубину до 600 и даже 700 км.

Гипоцентры приурочены к верхней части жесткой и холодной океанической литосферы. Сейсмофокальные зоны впервые были открыты в 30- х годах под Японией К.Вадати, в 1946 г. эти идеи развил А.Н.Заварицкий, а в 50- х годах геофизик из США Х.Беньоф.

Действующие вулканы обычно располагаются над глубинами гипоцентров в 100-200 км в сейсмофокальной зоне. Именно этот отрезок в астеносфере над субдуцируемой океанической плитой оказывается магмогенерирующим. Отсюда первые капли образовавшейся магмы поднимаются вверх, сливаясь и образуя первичные магматические очаги, а выше еще ряд этажей приповерхностных очагов, из которых и происходят извержения вулканов. В Тихоокеанском кольце действующих вулканов шире всего распространены средние и кислые породы: андезиты, дациты и риолиты.

Второй тип областей, в которых находятся действующие вулканы - это океанические бассейны всех активных вулканов, в которых следует различать вулканы, приуроченные к современным рифтовым зонам и внутриплитные вулканы, часть из которых с «горячими точками».

Несмотря на то, что в срединно - океанических хребтах очень много свежих лавовых куполов и потоков базальтов, активных, современных вулканов довольно мало. Прежде всего, эти вулканы Исландии - острове, возникшем на оси Срединно- Атлантического хребта, южнее - вулканы Азорских островов, Тристан- да - Кунья; В Индийском океане - вулканические острова Реюньон, Кергелен, Коморские. Все эти вулканы приурочены к дивергентным границам океанических литосферных плит, характеризующихся обстановкой тектонического растяжения и излиянием толеитовых базальтов. Внутриплитных океанических, активных вулканов тоже не очень много. Наиболее известные - это Гавайские вулканы, расположенные в центре Тихого океана. Эти вулканы расположены на юго- восточном окончании Гавайского подводного вулканического хребта и, по- видимому, приурочены к длительно функционирующей «горячей точке» или «плюму». В Атлантическом океане, несколько в стороне от срединного хребта располагаются молодые вулканические острова: Зеленого Мыса, Канарские, Мадейра, Св. Елены, Фернанду- ди- Норонья, Мартин- Вас.

Молодых гор вулканического происхождения в океанах очень много и по разным оценкам их число превышает несколько десятков тысяч. Согласно данным Г.Макдоналда (1975) 75% действующих вулканов приурочено к Тихоокеанскому кольцу, около 13% в Атлантическом океане, 1% в Индийском океане, остальные вулканы расположены на континентах.

В Африке активный вулканизм развит в Восточно- Африканской рифтовой зоне, где в Кении и Танзании находятся известные вулканы Ол- Доньо- Ленгаи, Меру, Телени, Кения, Элгон, Килиманджаро, Вирунга, Нирагонго, Ньямлагира и другие. Активные вулканы есть и в Камерунском рифте в Западной Африке.

Действующие вулканы есть и в молодом Альпийско- Средиземноморском складчатом поясе, в районе, окружающем Тирренское море, сформировавшимся в плиоцене за счет рассеянного спрединга. Это знаменитые вулканы Липарских островов: Стромболи, Липари, Вулькано; Этна в Сицилии и, конечно, Везувий около Неаполя. В складчатом поясе очень много вулканов, которые извергались совсем недавно, несколькотысяч или сотен лет назад: Эльбрус, Казбек; Арарат, Немруд, Хасандаг в Турции; Демавенд в Иране и в других местах. В пределах России находится 51 действующий вулкан и все они расположены на активной континентальной окраине в пределах Камчатки и Курильской островной дуги. В наши дни извергается Ключевский и Карымский вулканы, а в 1975 г. камчатские вулканологи очень точно предсказали начало базальтовых извержений в районе вулкана Плоский Толбачек, где возникло четыре новых шлаковых конуса, а объем вулканических продуктов превысил 2 км3. Таким образом, современное расположение действующих вулканов контролируется конвергентными и дивергентными границами литосферных плит, а также «горячими точками» иди «плюмами».

Где и почему возникают те магмы, которые, достигая поверхности Земли, извергаются на нее из разнообразных вулканических аппаратов? Расплавленного сплошного слоя в земной коре или верхней мантии не существует. Для начала плавления твердой горной поорды в глубинах Земли необходимо повышение температуры, понижение всестороннего давления и влияние флюидов. Эти факторы могут действовать, как все вместе, так и по отдельности. Плавление начинается обычно в местах сочленения минеральных зерен в узлах концентрации напряжений. Это место называется первичным магматическим очагом. Образовавшиеся капли расплава стремятся двигаться в сторону уменьшения градиента давления и перемещаясь вверх сливаются между собой, формируя уже вторичные или промежуточные очаги. Если магма движется медленно, она успевает ассимилировать вмещаюшме породы или подвергнуться гравитационной дифференциации, при которой в низах очага образуется более основной расплав, чем в верхах. О наличии многоярусных очагов свидетельствуют геофизические исследования, например, Камчатских вулканов, под которыми выявляется несколько «этажей» магматических очагов.

Очень часто наиболее высоко расположенный магматический очаг находится почти в основании вулканической постройки. Подобные близповерхностные очаги известны под Эльбрусом, Этной в Сицилии, вулканом Святой Елены в Каскадных горах США, под Гавайскими вулканами и другими.

Очевидно, что базальтовая магма в больших объемах поступает непосредственно из верхней мантии, например, в рифтовых зонах океанов или в трапповых провинциях континентов. А кислая магма может образоваться как в результате процессов магматической дифференциации, так и путем плавления участков гранитно -метаморфического слоя или анатексиса. В целом можно отметить, что магматические очаги возникают либо в самых верхах мантии, либо в земной коре.

 

 

МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ.

 

Метаморфизм (греч. «метаморфозис» – превращение) - это процесс преобразования первично магматических или осадочных пород под воздействием температуры (Т), давления (Р) и флюидов (F) преимущественно водно - углекислых жидких или газово - жидких, содержащих ионы К, Na, Ca, F, B, S и других, часто существующих в надкритических растворах.

Метаморфические изменения в горных породах начинаются при повышении температуры до +200 °С и увеличении всестороннего, т.е. литостатического давления, вызванного весом вышележащих пород. Однако не только это давление играет важную роль. Не меньшее значение имеет стресс, боковое давление, обеспечивающее различное напряженное состояние горных пород, в результате которого открываются пути для миграции глубинных мантийных флюидов, являющихся главными переносчиками тепла, т.к. кондуктивный теплообмен в горных породах крайне незначителен. Без флюидного потока вероятность метаморфизма невелика, хотя необходимо принимать во внимание и геотермический градиент, который сильно изменяется в разных районах (от 5 ° до 180 ° и даже более на 1 км глубины).

Перечисленные выше главные факторы метаморфизма – температура, флюиды, давление оказывают влияние на любые горные породы, находящиеся на различной глубине, при этом время не особенно важно при метаморфизме. Например, лавы раннего протерозоя (2,2 млрд. лет) в Прибайкалье, почти не отличаются от голоценовых лав (6-4 тыс. лет) Эльбруса; глины кембрийского возраста (550 млн. лет) под Санкт- Петербургом выглядят почти также, как и современные глинистые отложения; многочисленными нефтяными скважинами вскрыты неизмененные осадочные отложения на глубинах свыше 8 км. Известны случаи, например, на о. Исландия, где начальные стадии метаморфизма установлены на глубинах всего в 0,5 км по данным бурения. В тоже время толщи пород на глубинах в 20 км, если судить по данным сейсмических исследований, совсем не испытали метаморфических изменений. Поэтому флюиды являются одним из важнейших факторов метаморфизма.

Все метаморфические породы можно разделить на 2 группы, исходя из того, какие осадочные или магматические породы подвергаются метаморфизму. 1-ая группа – парапороды, образовалась из первично осадочных пород. Например, из карбонатных пород получаются мраморы, из песчаников – кварциты, из глин – филлиты и др. 2-ая группа – ортопороды, сформировалась из первично магматических пород, например, метабазиты – из базальтов.

 

Фации метаморфизма.

Метаморфические породы весьма разнообразны. Из одних и тех же исходных, первичных пород, в зависимости от действия факторов метаморфизма, могут образоваться различные метаморфические породы. Меняющаяся температура, давление, химический состав флюидов приводит к изменению минерального состава первичной породы, который стремится стать равновесным изменившимся условиям. Этот комплекс новых минералов или парагенезис (сонахождение) называется метаморфической фацией. Т.к. исходные породы, подвергающиеся метаморфическим изменениям, чрезвычайно разнообразны, то в пределах одной метаморфической фации могут существовать разные парагенезисы минералов, а одна исходная порода давать разные метаморфические породы в различных фациях. Например, глина метаморфизуясь превращается в глинистые сланцы, а они, в фации зеленых сланцев превращаются в филлиты; в амфиболитовой фации – в двуслюдяные сланцы; в гранулитовой фации – в биотит - гиперстен – кордиеритовые гнейсы.

Указанные выше фации – зеленосланцевая, амфиболитовая и гранулитовая отвечают ступеням метаморфизма: низкой, средней и высокой, отвечающим степени усиления метаморфических преобразований первичной породы.

Гранулитовая фация и соответствующий ей парагенезис минералов свидетельствует о температурах +700 ° С - 1000° С, давлении от 2 до 12 Кбар и глубинах порядка 10-40 км. При меньших температурах и давлениях другие минеральные парагенезисы будут характеризовать другие метаморфические фации – амфиболитовую, эпидот -амфиболитовую, зеленосланцевую, цеолитовую.

Переход от пород низших ступеней метаморфизма к высшим называется прогрессивным метаморфизмом. Если уже метаморфизованная порода подвергается воздействию более низких температур и давлений, то говорят о регрессивном (ретроградном) метаморфизме или диафторезе.

Существуют породы, наиболее характерные для разных ступеней метаморфизма. Так для низшей ступени типичны зеленые сланцы, образовавшиеся за счет базальтовых туфов и лав. Их зеленоватая окраска обусловлена развитием хлорита и эпидота. Для фации зеленых сланцев также типичны филлиты, сложенные очень мелкими, меньше 1 мм, зернами кварца и чешуйками серицита и хлорита. Два последних минерала придают филлитам шелковистый блеск на плоскостях сланцеватости. Хлорит-серицитовые сланцы образуются при метаморфизме глинистых пород и для них типичны хлорит и слюда – серицит (мелкие чешуйки мусковита), а также кварц.

К низким ступеням метаморфизма относятся весьма необычные породы – глаукофановые или голубые сланцы с голубой роговой обманкой, типичным для них минералами. Особенностью формирования этих пород является обстановка низких температур +200 ° — +400 ° С и очень высоких давлений – до 12 Кбар, а это отвечает глубине в 40 км, если брать литостатическое давление. Но на такой глубине должна быть высокая температура. Однако в сильно метаморфизованных, древних докембрийских породах голубые сланцы отсутствуют, хотя, судя по огромному давлению, они должны были бы там быть. Эти голубые сланцы являются результатом очень сильного стресса, т.е. одностороннего, а не литостатического давления, возникшего в условиях формирования крупных надвигов и покровов. Поэтому голубые сланцы образуют вытянутые полосы, согласно с простиранием крупных разломов и характерны для зон субдукции.

К средним ступеням метаморфизма относятся разнообразные кристаллические сланцы и амфиболиты. Кристаллические сланцы – полосчатые породы, состоящие из кварца, полевых шпатов и слюд, образующихся как по осадочным породам – песчаникам и глинам (парагнейсы), так и по магматическим – лавам, гранитам и др. (ортогнейсы). Амфиболиты состоят из роговой обманки и плагиоклазов, иногда с биотитом и эпидотом и формируются за счет метаморфизма базальтов и габбро – основных изверженных пород (ортоамфиболиты) и карбонато- глинистых пород (параамфиболиты). Кристаллические сланцы – результат преобразования, в основном, глинистых пород и состоят из слюд, хлорита и амфибола, образующих характерную сланцеватость.

Амфиболитовая фация метаморфических пород образуется при температурах +500 ° -700 ° С и давлениях 2-8 Кбар. При таких высоких температурах породы начинают испытывать частичное плавление в отдельных тонких слоях с образованием мигмы (греч. «мигма» – смесь), а вся порода превращается в мигматит – полосчатые метаморфиты, в которых чередуются полоски гранитного состава (мигма) с полосками темноцветных минералов, еще не вовлеченных в плавление. К высшей ступени метаморфизма относится гранулитовая фация (температура +700° - 1000° С, давление 4-12 Кбар, глубины 10-40 км). Характерными породами этой фации являются гнейсы, двупироксеновые и кристаллические сланцы и эклогиты. Гнейсы состоят из кварца, ортоклаза, плагиоклаза, граната, кордиерита, пироксена, замещающего роговые обманки и слюды. Гранулиты образуются за счет как первично магматических, так и осадочных пород. Эклогиты сложены пироксеном – омфицитом и пироповым гранатом и представлены плотными тяжелыми породами, типичными для глубоких частей земной коры.

Таким образом, повышение температуры, давления и привнос флюидов приводит к изменению первично осадочных и магматических пород и превращение их в метаморфические, различных фаций и ступеней. Усиление действия этих факторов, в конце концов, приводит к избирательному плавлению наиболее легкоплавких компонентов породы, а потом и полному плавлению. Этот процесс ультраметаморфизма в результате которого путем различных пород могут образоваться граниты, называется анатексисом (греч. «тексис» –плавление, «ана» – высшая ступень).

Изменения в первичных породах при метаморфизме.

Процессы и факторы метаморфизма приводят к изменению минерального состава материнской породы. Например, при реакциях дегидратации происходят следующие превращения минералов Мусковит + кварц → силлиманит + калиевый полевой шпат + вода. Коалинит → андалузит + кварц + вода. Новые минералы возникают в результате химических реакций, а также перекристаллизации минералов первичной породы, которые приобретают новую форму и размеры. В связи с увеличением температуры начинается миграция, диффузия ионов сначала вдоль границ зерен минералов, а затем и внутри них, где небольшие ионы прокладывают себе путь между более крупными. И происходит этот процесс в твердом состоянии. В породах средней и высокой степеней метаморфизма можно встретить крупные, кристаллографически хорошо выраженные новые минералы, не типичные для первичной породы. Такие минералы или их скопления, размером до нескольких см в диаметре, называются порфиробластами. Особенно хорошо они бывают выражены в кристаллических сланцах.

Если при метаморфизме химический состав породы не меняется, то говорят об изохимическом метаморфизме, а если изменяется, то – аллохимическом. Но не только одни минералы замещаются другими. Происходит изменение структуры, текстуры и наступает полная перекристаллизация первичной породы. Чешуйки слюды – биотита, мусковита, серицита, приобретают ориентировку в пределах плоскостей, а если минералы, например, амфиболы, имеют игольчатую форму, то длинной осью они ориентируются в одном направлении, образуя линейную текстуру. В результате метаморфическая порода приобретает сланцеватую текстуру – тонкиепластинки, на которые порода разбивается при ударе молотком. Пластинки слюды в филлитах обеспечивают шелковистый характер породы. На образование сланцеватой текстуры особенное влияние оказывает стресс – одностороннее, а не литостатическое давление.

Параметры и типы метаморфизма.

При каких Р- Т (давление - температура) условиях происходил метаморфизм тех или иных пород? Ответить на этот вопрос помогает исследование двухфазных, газово - жидких включений, находящихся в минералах и попавших туда в момент роста кристалла. Метод гомогенизации заключается в нагревании кристалла до тех пор, пока включение не гомогенизируется, т.е. не станет однородным. Температура, при которой происходит гомогенизация и есть минеральное значение температуры образования минерала. Чтобы установить давление используют метод геологической термобарометрии, позволяющий рассчитывать Р и Т по составам минералов, находящихся в метаморфической породе, что дает возможность судить о термодинамической обстановке в момент формирования метаморфической породы. Типы метаморфизма. Метаморфизм может проявиться на огромных площадях, и поэтому называется региональным. В других случаях метаморфические изменения захватывают ограниченные участки и тогда метаморфизм называется локальным. Региональный метаморфизм является наиболее распространенным, проявляясь на площадях в сотни тысяч км2, что обусловлено погружением региона на глубины, достаточные для воздействия на первичные толщи пород высоких температур, всестороннего (литостатического) давления и флюидов. Такие метаморфические толщи развиты на древних щитах платформ, например, на Балтийском и Украинском в пределах Восточно- Европейской платформы, на Алданском – Сибирской платформы и др.

Архейские породы с возрастом свыше 2,5 млрд. лет метаморфизованы во всех регионах Земли; протерозойские, с возрастом 2,5 – 0,57 млрд. лет - избирательно, а фанерозойские, моложе 0,57 млрд. лет - только в складчатых областях и то местами, в тех структурах, которые подверглись наибольшему давлению и температурному воздействию. Поэтому в складчатых структурах можно наблюдать, как одновозрастные толщи аргиллитов переходят в глинистые сланцы, затем в филлиты, кристаллические сланцы и, наконец, в гнейсы.

Локальный метаморфизм проявляется на ограниченных площадях и подразделяется на контактовый и динамометаморфизм (дислокационный). Контактовый метаморфизм развивается в интрузивных массивах, внедряющихся в любые толщи пород, воздействие на которые осуществляется температурой и флюидным потоком.

Ширина и площадь контактового (экзоконтактового) ореола зависит от типа, состава интрузивного тела и его температуры. Интрузивы типа небольших даек и силлов бладают экзоконтактами от первых см до первых м и ввиду низкой температуры наблюдается лишь узкая зона дегидратации пород. Крупные гранитные массивы, хотя и обладают невысокой температурой, но благодаря энергичному флюидному воздействию на вмещающие породы, имеют обширные, до нескольких километров контактовые ареалы, в которых наблюдается закономерная смена парагенезов минералов от высокотемпературных, вблизи интрузивного массива, до низкотемпературных – вдали от него. Чем выше температура интрузивного массива, тем в контактовых ореолах развиты

более высокотемпературные метаморфические породы. Среди пород контактового метаморфизма наиболее распространены роговики, массивные темные породы, содержащие кордиерит, андалузит, хлорит и мусковит. Если воздействию гранитов подвергаются карбонатные породы, то возникают скарны, метаморфические породы, которые образовались за счет метасоматоза (замещения) с привносом SiО2, Al2 O3, MgO, FeO и В2 О3. Скарны могут возникнуть только под влиянием горячих щелочных флюидов, отделяющихся от остывающего гранитного расплава. Характерным для скарнов являются различные гранаты, турмалин и волластонит (CaSiO3); типично образование железных магнетитовых руд, а также сульфидов меди, свинца и цинка, формирующих большие промышленные месторождения. Гора Магнитная прославилась месторождением магнетитовых руд и в тридцатые годы около нее возник г.Магнитогорск.

Динамометаморфизм связан с крупными разломами, в основном, надвигами, покровами и сдвигами, при образовании которых всегда возникает стресс – напряжение сжатия, ориентированное в одном направлении. На глубинах, где литостатическое давление велико, под влиянием стресса, породы приобретают пластическое течение, напоминающее раздавливание пластилина в ладонях рук. При этом раздавливаемый материал стремится выдавиться в сторону уменьшения градиента давления, а новообразованные минералы, такие как слюды, располагаются чешуйками параллельно поверхности смещения, создавая сланцеватость метаморфической породы. Конгломераты в таких зонах сплющиваются, длинные оси сжатых галек ориентированы по направлению перемещения, а уплощенные гальки – перпендикулярно сжатию. Поэтому следует различать сжатие, когда усилие направлено по нормали к объекту и стресс со сдвигом, когда объект зажат между двумя пластинами, смещающимися в разных направлениях.

Динамометаморфизм проявляется в сравнительно узких зонах разрывных нарушений и сразу же исчезает за их пределами. Метаморфические фации и тектоника литосферных плит. Активная континентальная окраина, где океаническая литосфера погружается под континентальную, представляет собой хороший пример для демонстрации распределения метаморфических фаций и их связь с геодинамическими обстановками.

Следует обратить внимание на положение фации голубых сланцев, требующих для своего формирования высоких давлений и сравнительно низких температур. Они как раз и располагаются в основании аккреционного клина, где создается большое давление. Амфиболитовая и гранулитовая фации находятся в нижней части континентальной коры и в самых верхах верхней мантии, ниже поверхности Мохо. Фации средних и низких ступеней метаморфизма располагаются в верхней коре.

 

Ударный метаморфизм.

На поверхность Земли всегда падали, падают и будут падать метеориты – эти космические «гости» из нашей Солнечной системы. При падении на Землю метеорита образуется кратер или астроблема (греч. астра – звезда, блема (?) – рана), которая всегда больше, чем упавший метеорит. Соударение метеорита и поверхности Земли зависит от массы тела и его скорости при движении в атмосфере, т.к. последняя играет роль тормоза.

Знаменитый железный метеорит Хоба из Намибии в Африке весом в 60 т просто лежит на поверхности, не сделав даже малейшего углубления. Следовательно, его скорость при сближении с поверхностью Земли равнялась нулю. Большинство кратеров соответствует скорости сближения с поверхностью Земли в 3-4 км/ с. При такой скорости удара образуется ударная волна, со скоростью 3-5 км/ с, сжимающая горные породы с силой до 100 ГПа, причем возрастание давления, как

полагает В.И.Фельдман, происходит в миллиардные доли секунды (10-9 с). Естественно, что это колоссальное мгновенное сжатие вызывает такой же быстрый нагрев пород до +10000° С и выше, причем нагрев происходит в момент разряжения сжатия, когда ударная волна исчезает. Все это сопровождается дроблением, плавлением и испарением вещества мишени.

Горные породы, образующиеся при таком мгновенном ударном событии называются импактитами (англ. «импэкт» – удар) и подразделяются на 3 группы: 1) импактированные породы, т.е. подвергнутые воздействию ударной волны; 2) расплавленные породы; 3) импактные брекчии. Ударный метаморфизм проявляется в образовании различных пород и новых минералов, в изменении структуры минералов. Все зависит от давления и температуры. При давлениях Р= 10-35 ГПа и Т=+100-300° С, в породах и минералах образуются трещины и диаплектовые (греч. «диа» – пере, «плектос» – витой, крученый) структуры в кварце и полевых шпатах, выражающиеся в скольжении блоков кристаллической решетки относительно друг друга (планарные элементы) и в конечном итоге превращении минерала в изотропное вещество. При Р=45-60 ГПа и Т=+900 ° - 1500 ° С минералы становятся аморфными и начинается их плавление. При Р=90 ГПа и Т = +3000° С наступает плавление горных пород, а затем их испарение. Некоторые минералы, например, кварц (2,2 – 2,5 г/ см3) переходит в более плотную (2,85-3,0 г/ см3) модификацию, но состав при этом не меняется. Углерод может переходить в алмаз или лонсдейлит; оливин и пироксен, сменяются более плотными модификациями. Ударный

метаморфизм имеет локальное распространение и не выходит за пределы метеоритного кратера.