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.