Queda de corpos cósmicos para a Terra

A atmosfera da Terra, entre outras coisas, desempenha o papel de um escudo que protege sua superfície das quedas em alta velocidade (> 11 km/s) de pequenos corpos espaciais que a invadem. Como resultado da desaceleração, esses corpos são alimentados em baixa velocidade na forma de poeira cósmica ou meteoritos, que depende de seu tamanho inicial. No entanto, corpos maiores podem romper a atmosfera com pouca ou nenhuma perda de sua energia propulsora original. Os cálculos mostram que um corpo já com 10-20 metros de tamanho pode colidir com a superfície sólida da Terra a uma velocidade de alguns quilômetros por segundo, o que é suficiente para formar uma cratera de meteorito explosiva (ou de impacto). Corpos maiores que 100 metros praticamente não perdem sua velocidade original de entrada na atmosfera. As velocidades de aproximação do meteoróide à Terra estão na faixa de 11 a 76 km/s, com a velocidade mais provável sendo de cerca de 25 km/s. Para comparação, deve-se notar que este valor é muito maior do que a velocidade máxima do cano dos projéteis de artilharia modernos (1-2 km/s) e é praticamente inatingível com grandes massas do projétil para os sistemas de projéteis de laboratório mais sofisticados. Ao colidir com as rochas densas que compõem a superfície terrestre, o corpo impactante é instantaneamente desacelerado com conversão quase completa de sua energia cinética em energia térmica e energia de movimento do material alvo - ou seja, ocorre uma explosão, levando à formação de uma cratera de meteorito.

Formação de crateras de meteoritos explosivos

A formação de crateras de meteoritos explosivas de choque começa a partir do momento da colisão de um corpo extraterrestre de alta velocidade com a superfície da Terra. A cratera é formada devido à ação de uma intensa onda de choque que ocorre no ponto de impacto e se propaga radialmente para fora através das rochas alvo. As ondas de choque são ondas de compressão que desenvolvem altas tensões em meios sólidos. A frente de onda de choque pode ser pensada como uma superfície de descontinuidade se propagando através de um meio em velocidade supersônica, com a matéria na frente da onda de choque estando em um estado imperturbável, e atrás da frente ela é comprimida e tem uma velocidade de massa cujo vetor coincide em direção com a direção de propagação da frente da onda de choque (Fig.1). Uma onda de descarga pode ser formada quando uma onda de choque atinge a superfície livre, e sua cabeça se propaga a uma velocidade maior que a velocidade de propagação frontal, de modo que após algum tempo o pulso de compressão inicialmente retangular adquire uma forma triangular. O impacto de um corpo com velocidade de várias dezenas de km/s cria pressões de choque de várias centenas de GPa (1 GPa ≈ 10.000 atm) na área de contato a uma velocidade de propagação da onda de choque de mais de 15 km/s. Ao se propagar pelas rochas, a onda de choque enfraquece, mas ainda assim a pressão nela excede o limite elástico das rochas (aproximadamente ou menos de 0,5 GPa), que sofrem transformações irreversíveis que não são encontradas em processos geológicos comuns. Devido à natureza não adiabática da compressão de choque e descarga adiabática, a substância após a liberação da pressão de choque tem uma certa velocidade de massa, ou seja, fluindo. É esta corrente que impulsiona as massas das rochas alvo e é responsável pela formação da cavidade da cratera.

Os avanços na dinâmica dos gases e na mecânica de processos rápidos, principalmente devido às necessidades militares, também se refletem no entendimento dos processos de formação de crateras de meteoritos. Por esforços conjuntos de geólogos e físicos, já foram criados modelos que permitem descrever bem a formação da cratera, pelo menos em seus estágios iniciais. Atualmente, por conveniência, costuma-se distinguir três estágios na formação de uma cavidade de cratera - o estágio de compressão, o estágio de escavação e o estágio de modificação. As fronteiras entre eles são completamente condicionais, mas cada estágio é caracterizado por um ou outro momento predominante.

A primeira fase é a chamada estágio de contato ou estágio de compressão, começa a partir do momento de contato do corpo do meteoróide com uma superfície sólida, como resultado da formação de uma onda de choque no plano de contato do meteoróide (impactador) com a substância da superfície (alvo). (Fig. 2a,b). Devido às altas velocidades de impacto, no momento inicial comprime e aquece a substância. Assim, quando um asteróide de ferro cai a uma velocidade de 30 km/s, desenvolve-se uma pressão de cerca de 1500 GPa na zona de contato, que é cerca de 50 vezes maior que a pressão no centro da Terra, e a temperatura do ar comprimido substância atinge muitas dezenas de milhares de graus. Após a liberação da pressão de choque durante o descarregamento, a energia térmica armazenada na zona de contato próximo permanece suficiente para a evaporação completa ou parcial (neste caso, junto com a fusão) da substância impactadora e parte da substância alvo. Isso explica a ausência de material de meteorito visível em crateras explosivas de meteoritos. Apenas em pequenas estruturas formadas por meteoritos de ferro de baixa velocidade, como a cratera do meteorito Arizona nos EUA ou a cratera Hanbury na Austrália, fragmentos não fundidos do impactor podem ser encontrados na muralha e nas proximidades das crateras. À medida que se propaga profundamente no alvo, a pressão na onda de choque, cuja frente tem uma forma aproximadamente esférica, diminui. Assim, as consequências materiais da passagem de uma onda de choque tão enfraquecida serão uma zona concêntrica de fusão, mudanças nas rochas no estado sólido e esmagamento. Todas essas mudanças, desde a evaporação até o simples esmagamento, são chamadas de transformações de impacto ou metamorfismo de impacto (impacto), e as rochas resultantes são chamadas coletivamente de impactitos. Devido às altas velocidades de propagação da onda de choque - muitos quilômetros por segundo - esse processo leva de centésimos a segundos, dependendo do tamanho do corpo impactante.

Ao passar pelas rochas, a onda de choque produz nelas transformações irreversíveis, que permanecem após a retirada da pressão e podem persistir por um tempo arbitrariamente longo. A transformação das rochas sob a ação de uma onda de choque é chamada de metamorfismo de choque. Um dos sinais diagnósticos mais importantes de metamorfismo de choque (ou seja, evidência do impacto de uma onda de choque) são sistemas de elementos planos microscópicos ou estruturas de deformação planar, que sob um microscópio em ampliações de cerca de 200x se parecem com sistemas plano-paralelo de cristalografia descontinuidades orientadas na continuidade óptica do mineral. As estruturas de deformação planar são mais pronunciadas no quartzo (Fig. 3). Sob um microscópio óptico, elementos planares em quartzo são insolúveis, mas o uso de microscopia eletrônica de transmissão mostrou que em amostras frescas metamorfoseadas por choque eles consistem em lamelas de sílica amorfa espaçadas com algumas dezenas a centenas de nanômetros de espessura. Mudanças secundárias como resultado do retrabalho hidrotérmico de baixa temperatura de impactitos (que geralmente é típico para estratos de impacto) levam à recristalização de lamelas de sílica amorfa e formação de inclusões de gás ao longo das falhas. As estruturas de deformação planar decoradas assim formadas são muito características do quartzo das rochas de impacto. Outro importante sinal diagnóstico de metamorfismo de impacto é a formação de vidro diaplético (predominantemente sobre quartzo e feldspato), uma fase amorfa caracterizada por um índice de refração e densidade intermediários entre o estado cristalino e o vidro fundido e sem sinais texturais de estar em estado líquido. Mais raros são os minerais de alta pressão formados durante a compressão de choque sob alta pressão, como, por exemplo, modificações de alta densidade de sílica, incl. coesita e stishovite, bem como diamantes formados após grafite, que geralmente está contido em uma ou outra quantidade nas rochas.Um sinal macroscópico de metamorfismo de impacto é a presença dos chamados cones de choque nas rochas (Fig. 4). A rocha que os contém realmente se divide em cones que variam em tamanho de alguns centímetros a metros e uma escultura característica de ramificações sulcadas da superfície. Essas características diagnósticas possibilitam a identificação confiável de rochas metamorfoseadas por impacto e, consequentemente, crateras de meteoritos. A presença de bombas ou fragmentos de vidro derretido nas rochas alvo também pode servir apenas como um sinal indireto do impacto da onda de choque, mas neste caso outros sinais devem estar presentes na rocha. Outras manifestações de metamorfismo de impacto, como várias deformações plásticas, brechas e/ou fraturas de rochas, não são críticas, pois podem ser formadas como resultado de movimentos tectônicos.

Arroz. 2. Diagramas mostrando esquematicamente em corte a formação de crateras de meteoritos explosivos em um alvo em camadas. a) Penetração inicial do impactador no alvo, acompanhada pela formação de uma onda de choque esférica que se propaga para baixo; b) o desenvolvimento de um funil de cratera hemisférica, a onda de choque rompeu a zona de contato do atacante e do alvo e é acompanhada pela retaguarda por uma onda de descarga e ultrapassagem, a substância descarregada tem velocidade residual e se espalha para os lados e para cima; c) formação adicional de um funil de cratera de transição, a onda de choque decai, o fundo da cratera é revestido com derretimento de choque, uma cortina contínua de material ejetado se espalha para fora da cratera; d) ao final da etapa de escavação, o crescimento do funil é interrompido. A fase de modificação prossegue de forma diferente para crateras pequenas e grandes. Em pequenas crateras, o material de parede não coeso – derretimento de impacto e rochas esmagadas – desliza para dentro de uma cratera profunda. Quando misturados, eles formam uma brecha de impacto. Para funis de transição de grande diâmetro, a gravidade começa a desempenhar um papel - devido à instabilidade gravitacional, o fundo da cratera se projeta para cima com a formação de uma elevação central. Modificação da fig. 3.3 e 3.10 de B.M. Francês.

a)		b)
Arroz. 3. a - grão de quartzo (cinza claro) com três sistemas de elementos planares orientados nas direções oeste-leste (W-E), WNW - ESE, NW-SE. Largura da imagem - 0,7 mm, seção fina transparente, luz plano-polarizada com o analisador ligado, um fragmento de granito metamorfizado por impacto, cratera Suvasvezi, Finlândia. b – micrografia de suevite, cratera de Suvasvezi, Finlândia. Largura da imagem - seção transparente de 1,4 mm, luz plano-polarizada com o analisador ligado. No topo estão dois grãos de quartzo metamorfoseados por choque (cinza claro) com um sistema de elementos planares; à direita, uma inclusão de vidro de impacto decomposto é traçada

Arroz. 4. Agitação de cones em arenitos do Permiano. Cratera do meteorito Kara, r. Kara na confluência do rio. Togorey.

Quando a onda de choque atinge a superfície livre, o material comprimido se expande e alivia a pressão. Essa descarga se propaga no material comprimido, resultando na formação da chamada onda de descarga. A substância descarregada se espalha para fora e para longe da área de contato com uma velocidade residual da ordem de algumas dezenas de metros por segundo. É esta corrente que é a causa da formação do funil de cratera. Com o aparecimento da zona de fluxo, começa o segundo estágio da formação de crateras - estágio de escavação, durante o qual uma cavidade de cratera é formada. Esta etapa é caracterizada pela formação de uma cavidade de cratera de transição pelo fluxo do material alvo e a ejeção de uma parte da substância alvo para fora da cavidade da cratera. O estágio de escavação se sobrepõe no tempo com o primeiro estágio de contato e dura dezenas de segundos ou alguns minutos. O funil resultante inicialmente tem uma forma hemisférica, que se transforma em parabólica à medida que o campo de fluxo se desenvolve (Fig. 2, c, d)

Depois que a energia cinética transferida pelo impactor para o alvo é gasta para espremer a substância para fora da cavidade e ejetar material dela, o terceiro estágio começa - fase de modificação cavidade transicional da cratera. A razão para a modificação é a instabilidade gravitacional de uma cavidade de transição bastante profunda. Caracteriza-se pelo deslizamento descendente do material das paredes da cavidade com a formação de uma lente de fundo de rochas mistas de impacto-metamorfose e, em grandes crateras, com a formação de camadas de fusão de impacto, semelhantes às rochas subvulcânicas (Fig. 2, e, f). Em crateras com diâmetro superior a 3-5 quilômetros, também é observada a formação de um soerguimento central e, para crateras maiores, um soerguimento anular. A queda de uma gota de chuva em uma poça e o respingo reverso de um jato de água da cavidade resultante é um bom análogo da formação de uma elevação central ou anel, somente durante um evento de formação de cratera esse processo congela em diferentes estágios. Em princípio, na seção, as crateras de meteoritos explosivos parecem depressões rasas preenchidas com rochas de impacto - várias brechas e rochas mais específicas, como suevites (brechas com alto teor de fragmentos e corpos de vidro de impacto) e tagamitas - rochas derretidas que formam suas próprios corpos geológicos. As crateras de meteoros na Terra são chamadas de astroblemas - cicatrizes estelares.

Estrutura geológica e rochas de crateras de meteoritos

O relevo do verdadeiro leito da cratera para pequenas estruturas - menos de 3 - 5 km - tem uma forma côncava simples, próxima da parabólica, a razão entre a profundidade do funil e o diâmetro da cratera é de cerca de 0,10 - 0,12. Em crateras não erodidas, o funil é cercado por uma muralha composta por rochas do embasamento e material a granel ejetado da cratera. O funil é preenchido com brechas de impacto, nas quais o derretimento do impacto pode ocorrer na forma de lentes. Brechas na forma de manchas em rochas não perturbadas também podem ser localizadas fora da cratera a uma distância de cerca de 2 raios, obviamente representando os restos de uma cobertura quase contínua de material ejetado. Devido à frouxidão, as brechas são facilmente erodidas e levadas para fora da cratera. Como a cratera no relevo é expressa como uma bacia rasa, é facilmente preenchida com depósitos lacustres ou eólicos. Em crateras com diâmetro superior a 3-5 km, a topografia do fundo é complicada por um soerguimento central ou anelar (Fig. 5). O diâmetro do soerguimento central é de cerca de 0,2 do diâmetro da cratera, e o soerguimento das rochas em relação à sua profundidade inicial é de 2 a 3 km, de modo que o soerguimento central é como um inchaço das rochas do embasamento. A elevação do anel ocorre com mais frequência perto das maiores crateras - com mais de 80 a 100 km de diâmetro. Dentro da elevação do anel há uma depressão ou uma elevação central fracamente expressa. A zona interna de crateras complexas é cercada por uma zona de terraços formados como resultado do deslizamento de blocos rochosos da parte externa do funil de transição. Há uma tendência para a profundidade relativa da cratera diminuir com o aumento de seu diâmetro - ou seja, quanto maior o diâmetro da cratera, menor sua profundidade relativa, assim, para a relativamente bem preservada cratera Popigai, com 100 km de diâmetro, a espessura total de brechas, suevites e tagamitas não excede 2 km; a razão entre a profundidade da cratera e o diâmetro da cratera é de cerca de 0,02–0,03, que é 5 vezes menor que a mesma razão para crateras simples. Bacias gigantes de múltiplos anéis são observadas na Lua, mas não encontradas na Terra, onde a maior cratera não excede 200-250 km de diâmetro (estrutura Vredefort na África). As crateras de meteoros na Terra também são chamadas de astroblemas - cicatrizes estelares.

De acordo com a classificação moderna, as rochas formadas como resultado de um evento de impacto-explosivo são chamadas de impactitos, ou seja, impactitos - rochas que contêm certos sinais do impacto de uma onda de choque. V.L. Masaitis (Masaitis et al., 1998) propõe nomear rochas contendo mais de 10% de vidro de impacto como impactitas; vidro formado como resultado de fusão induzida por impacto - fusão devido a altas temperaturas residuais após alívio de pressão de choque. D. Stoeffler et al. (http://www.bgs.ac.uk/scmr/docs/paper_12/scmr_paper_12_1.pdf) sugeriram distinguir entre impactitos (1) rochas metamorfoseadas por choque (chocadas), (2) derretimento de impacto ( ricos, pobres e isentos de clastos) e (3) brechas (cataclásticas ou monomíticas, litóides sem partículas fundidas e suevites contendo fundido). Por outro lado, entre os impactitos, parece conveniente distinguir brechas, suevites e tagamitos autigênicos e alogênicos ou fundidos de impacto (Fig. 5).

A brecha autigênica consiste em blocos de rochas britadas fracamente ou não deslocadas na base do funil da cratera e é caracterizada pela preservação de certas características estruturais originais do complexo rochoso, por exemplo, a ordem de alternância de diferentes litologias rochosas no alvo. Uma brecha autigênica forma o leito da cratera. As brechas alogênicas são compostas de material que experimentou movimento e mistura significativos. Eles podem ser subdivididos de acordo com a composição dos fragmentos, suas dimensões e cimento em brechas mono e polimíticas, bem como grandes-clásticas (mega e clippen) com tamanhos de fragmentos atingindo algumas centenas de metros e até 1-1,5 km, brechas de granulação grossa (blocos, pedra britada e grosseira) e coptoclastitos (brechas psamítico-siltosas). As brechas psamítico-siltosas geralmente servem como cimento para brechas clásticas mega e grosseiras. As brechas alogênicas às vezes contêm vidro de impacto formado como resultado da fusão de rochas induzida por impacto. O teor deste vidro, de acordo com os requisitos da nomenclatura, não deve ultrapassar 15%. Em geral, brechas alogênicas estão subjacentes a suevites e tagamitos de alta temperatura, podem intercalar-se com eles, formando lentes e intercamadas que não são consistentes ao longo da direção, e se sobrepõem, formando uma cobertura. Suevites também são brechas, mas com mais de 15% de vidro de impacto. Este vidro de impacto pode estar presente tanto na matriz em uma forma finamente dispersa, quanto na forma de corpos e fragmentos separados. Os suuvitas também são subdivididos de acordo com a dimensão, composição e estado de agregação dos fragmentos e material cimentante em vários tipos. Com base nas proporções quantitativas de fragmentos de rocha (litoclastos), minerais (cristal- ou granoclastos) e vidros (vitroclastos), são distinguidos vitro-granoclásticos, grano-vitro-clásticos, lito-vitroclásticos, vitroclásticos, etc. tipos de suvits. Suvites também podem conter bombas e corpos de vidro de impacto com vestígios de tratamento aerodinâmico. Fragmentos de rochas e minerais em suevites muitas vezes apresentam vestígios de metamorfismo de impacto que são claramente visíveis ao microscópio - microestruturas de deformação (mosaicismo, bandas de esmagamento e deslizamento, gêmeos mecânicos), sistemas de elementos planares, diminuição dos índices de refração, vidro diaplético (um fase amorfa que se desenvolve sobre um mineral e não apresenta sinais visíveis de fusão), inclusões de minerais de alta pressão, decomposição térmica e fusão. Tagamitas (ou derretimentos de impacto) formam seus próprios corpos geológicos na espessura dos impactitos e são rochas fundidas com ou sem fragmentos de rocha e minerais. Normalmente, a matriz de tagamita é cristalizada até certo ponto. O grau de recristalização varia de completo (sem vidro duro) a imperfeito (presença de microlitos). As brechas alogênicas e os suevites são provavelmente formados como resultado do fluxo de material que compõe as paredes da cavidade de transição na fase de escavação. Este fluxo, que permanece após a passagem da onda de descarga, é direcionado para os lados e para cima a partir do fundo da cavidade de transição. Obviamente, o colapso subsequente das paredes da cavidade de transição após o seu crescimento parar também desempenha um papel na mistura do material e na formação dos estratos de rochas de impacto deslocadas. Breccias e suevites podem invadir rachaduras no leito da cratera, formando diques. O material localizado mais próximo da superfície do alvo é ejetado da cratera, formando uma cobertura composta por brechas alogênicas e, possivelmente, suevites. O fundido de impacto formado como resultado do aquecimento por impacto pode ser disperso e preservado como uma massa coerente nos estágios de escavação e modificação. No primeiro caso, seus fragmentos fazem parte de brechas e suevites, no segundo caso, o fundido forma seus próprios corpos geológicos, que no estágio de modificação podem intrometer-se na espessura de suevites e brechas, e também formar diques no autigênico. brecha do leito da cratera. Deve-se notar que nas crateras minadas nos alvos, que consistem principalmente de rochas sedimentares, os corpos de tagamita estão ausentes ou estão distribuídos de forma insignificante. Uma variedade característica de rochas de cratera são pseudotaquilitos - rochas vítreas ou cristalizadas refundidas que formam veios em brechas autigênicas. A espessura das veias é de centímetros, dezenas de centímetros, não mais do que alguns metros. Supõe-se que eles foram formados como resultado da fusão por atrito ao longo dos limites dos blocos de rocha alvo deslizando um em relação ao outro.

O número de crateras de meteoritos na Terra e a taxa de formação de crateras

Após a formação final da cratera, começa sua vida terrestre, que dura milhões de anos. Consiste principalmente na destruição da muralha da cratera e da sequência impactita que preenche a cratera, principalmente como resultado de sua erosão por águas superficiais ou marítimas e/ou o soterramento da cratera sob sedimentos recém-formados, caso ela tenha sido formada em mar raso água ou submersa na água como resultado do avanço do mar em terra - suas transgressões. Como a face da Terra é extremamente variável durante o tempo geológico, e os processos de processamento de suas camadas superiores são muito intensos em comparação com outros corpos planetários sólidos do Sistema Solar, é natural que apenas uma parte das crateras de meteoritos se formou durante o período geológico. história da Terra sobreviveu ao nosso tempo, e os sobreviventes - modificados, às vezes muito fortemente como resultado da erosão, soterramento e outros processos geológicos. Portanto, não é de surpreender que, embora houvesse um exemplo tão notável como a cratera do meteorito do Arizona com um diâmetro de 1,2 km, cuja origem como resultado da queda de um meteorito gigante foi assumida em 1906, o bombardeio de meteoritos do A Terra como processo geológico começou a ser seriamente considerada apenas a partir dos anos 60 do século passado, graças ao trabalho de geólogos canadenses e americanos, em particular R. Dietz, R. Grieve, E. Shoemaker e outros. Na União Soviética, a geologia das crateras metoríticas começou com a identificação da estrutura Popigai no norte da Sibéria Oriental como um astroblema em 1969 por um grupo de geólogos de Leningrado liderados por V.L. Masaytis. A maior parte das descobertas de crateras de impacto no território da URSS (25 peças) caiu nos anos 70 - 80 do século passado. Todos os anos, 1-3 novas crateras de meteoritos são abertas em todo o mundo, e o número total de estruturas estabelecidas chega a 160. Segundo estimativas aproximadas, a reserva de estruturas ainda não descobertas chega a 300. anos, nem uma única nova cratera de meteorito foi encontrada, enquanto na vizinha Finlândia 6 novas crateras foram descobertas durante o mesmo período.

Em geral, um grande evento de formação de crateras não é um fenômeno tão anômalo e raro na vida geológica da Terra. Conhecer o número de crateras em qualquer parte da crosta terrestre (por exemplo, no Escudo Norte-Americano), que é estável por algum tempo - ou seja, em que não houve erosão intensa, construção de montanhas ou outros processos que levaram ao desaparecimento de crateras, é possível calcular a taxa de formação de crateras, ou seja, quantas crateras maiores que um determinado tamanho são formadas por unidade de área por unidade de tempo. Tais cálculos foram feitos para vários escudos e plataformas bem estudados, e descobriu-se que a formação de uma cratera é um evento raro apenas em termos da existência de uma civilização e para um tempo geológico medido em milhões de anos, a formação de uma cratera é um fenômeno comum. Assim, em média, asteróides com diâmetro superior a um quilômetro, capazes de criar crateras com diâmetro superior a 15 quilômetros, caem na Terra cerca de 4 vezes em 1 milhão de anos - um evento bastante frequente em tão pouco tempo para o história geológica da Terra. Apenas a queda de asteróides gigantes capazes de formar crateras com diâmetro de 200 a 300 quilômetros são eventos realmente raros. Assim, nos últimos 570 milhões de anos (ou seja, além do Fanerozóico), apenas cerca de 4 desses eventos poderiam ter ocorrido. Ao mesmo tempo, sabemos que uma cratera com um diâmetro de 180 km já se formou - esta é a cratera Chicxulub no México, coincidindo no tempo de sua formação com a Grande extinção Mesozóica, que eliminou mais de 45 famílias de animais marinhos da face da Terra, e famosos dinossauros em terra. A probabilidade matemática de um segundo evento desse tipo ou maior ainda seria de cerca de 85%. Portanto, é bem possível que outras extinções em massa estejam de alguma forma ligadas a catástrofes cósmicas. Por outro lado, a probabilidade de um evento gigante (por exemplo, a formação de uma bacia de impacto de 1000 km) nos últimos 570 milhões de anos é pequena (menos de 10%) e, portanto, hipóteses sobre a origem do meteorito do anel terrestre gigante e outras estruturas (por exemplo, o Mar Negro ou Okhotsk) não têm uma base sólida por baixo. No entanto, uma imagem completamente diferente pode ser observada na Terra primitiva com bombardeios mais intensos de meteoritos, que durante esse período formaram bacias marinhas de impacto gigantes na Lua.

Crateras de meteoros na Rússia

No território da Rússia moderna, em todo o Fanerozóico (nos últimos 570 milhões de anos), cerca de 100 a 200 crateras com um diâmetro de mais de 10 km podem ter se formado. Atualmente, 15 grandes crateras de meteoritos confiáveis ​​foram descobertas (Fig. 6) e, embora nosso país tenha uma história geológica bastante ativa, como resultado da destruição da maioria das crateras de meteoritos explosivas, pode-se esperar que um grande número de estruturas seja ainda esperando para ser descoberto.

Lista de crateras de meteoritos explosivas confiáveis ​​e suspeitas localizadas no território da Rússia.

Nome da cratera	Coordenadas		Diâmetro, km	Idade, milhões de anos	expressividade em imagens de satélite	Observação
papagaio
Kara
Puchezh-Katunksky
Kamensky
Logancha
Elgygytgyn
Kaluga						enterrado
Yanisjarvi
Karlinsky
Ragozinsky						enterrado
Beenchime-Salaatinsky
Kursk
Chukchi
Gusevsky
Mishinogorsky
Suavjärvi						suposto
fedido						suposto
Gagarin						suposto

Observação. A tabela usa dados de trabalho de http://www.unb.ca/passc/ImpactDatabase/index.html

Entre essas estruturas, o gigante Popigaisky cratera (Fig. 4) com seus únicos afloramentos impactíticos. A cratera Popigai é expressa em relevo como uma depressão arredondada de 60 a 75 km de tamanho com uma profundidade de fundo de 200 metros ou mais em relação à parede externa da cratera. Esta cavidade é coberta por uma floresta de lariços de baixo crescimento, enquanto a área circundante não tem árvores. Os rios que atravessam a bacia caracterizam-se pelas orientações arqueado-concêntricas e radiais dos vales, que herdam as principais características estruturais da cratera. Nas imagens de satélite, a estrutura é visível como uma formação arredondada em forma de coração com cerca de 60 km de extensão, na parte ocidental da qual são traçados detalhes arqueados concêntricos, associados ao afloramento de tagamitos e rochas do leito da cratera.

A cratera foi formada em um alvo de duas camadas consistindo de rochas cristalinas densas do escudo de Anabar e rochas sedimentares sobrejacentes, cuja espessura anterior no local do evento é estimada em 800-1200 m (Masaitis et al., 1998). ). As rochas cristalinas pertencem às séries Upper Anabar e Khapcha (Arqueana - Proterozóico Inferior), identificadas na parte norte do escudo Anabar com uma espessura total de 10 - 12 km. Eles são representados principalmente por gnaisses e granito-gnaisses. O Grupo Anabar Superior é dominado pela alternância de plagiognaisses de hiperstênio e dois piroxênios e xistos cristalinos. A série Khapcha inclui biotita-granada intercalada, biotita-granada-piroxênio, gnaisses piroxênio-granada, às vezes com silimanita e cordierita, plagiognaisses, rochas salita-escapolita, calcífiros e mármores. Muitas vezes, os gnaisses são ricos em grafite. No início do Proterozóico, eles experimentaram granitização em uma escala ou outra e foram esmagados em dobras de ataque noroeste e submeridional. As rochas são intrudidas por pequenos corpos de rochas ultramáficas e básicas. A cobertura sobrejacente inclui sedimentos do Proterozóico Superior (arenitos de quartzo vermelho e vermelho-cinza e quartzito-feldspato, arenitos quartzitos, cascalhos e, menos frequentemente, conglomerados do Baixo Rifeano e Vendian com uma espessura total de 500 m), Cambriano esverdeado- arenitos cinzentos, cascalhos, conglomerados, calcários argilosos, margas e dolomitos com 80-230 m de espessura, sedimentos terrígenos do Permiano com 120-230 m de espessura, rochas vulcânico-sedimentares do Triássico com 20-30 m de espessura, arenitos quartzo-feldspato de leptoclorito jurássico e areias do Cretáceo com argila entre leitos. Os depósitos da cobertura apresentam atualmente um mergulho geralmente monoclinal para nordeste, que varia de 2-3 o na borda do escudo a 30’ no nordeste. A depressão é coberta por vários sedimentos lacustres, aluviais, glaciais e outros.

Brechas alogênicas, suevites e tagamitas repousam sobre um leito de rochas britadas e preenchem um funil complexo com uma profundidade máxima de 2 km. As brechas autigênicas são observadas no enquadramento sul da cratera e também na forma de saliências do embasamento no setor oeste da cratera, onde um soerguimento anular do leito vem à superfície. As brechas alogênicas geralmente estão subjacentes aos suevites e tagamitos de alta temperatura, preenchendo depressões no relevo do leito verdadeiro, ou, mais raramente, localizam-se dentro da sequência de impacto na forma de lentes irregulares. Brechas clásticas finas (psamítico-siltosas) se sobrepõem à sequência de impacto, formando uma cobertura nas partes central e norte da cratera. Afloramentos de brechas alogênicas formadas por ejetos obviamente de baixa velocidade ocorrem como pontos separados também fora da depressão, situando-se em rochas brechadas da zona externa da cratera, bem como fora da cratera a uma distância de até 70 km do seu centro.

Os suevitos são os mais difundidos entre os impactitos. Encontram-se principalmente na brecha alogênica, e na elevação do anel e no lado sudoeste diretamente no porão. A espessura total de suevites no centro da cratera pode exceder 1 km. A parte superior da seção é dominada por cinzas e menos frequentemente lapilli suevites com predominância de fragmentos de rochas sedimentares e, em menor grau, fragmentos de vidro de impacto, enquanto na parte inferior da seção, os suevites são generalizados com predominância de fragmentos de rochas cristalinas e vidro de impacto. Inúmeras variedades petrográficas se destacam entre os suevos. Tagamitas (do rio Tagama na parte leste da cratera) consistem em uma matriz vítrea ou mais ou menos cristalizada com inclusões de fragmentos de rocha alvo de vários tamanhos. Grandes clastos maiores que alguns centímetros e até alguns metros, via de regra, não são encontrados em quantidades superiores a alguns por cento, enquanto o teor de fragmentos menores varia de 5% a 30%. A proporção de clastos sedimentares e cristalinos varia em torno de 1:9. Existem variedades de baixa temperatura e alta temperatura. As principais diferenças são um maior grau de alteração secundária de tagamitas de baixa temperatura e um maior desenvolvimento de bordas de reação ao redor dos fragmentos, causando sua maior penetração em variedades de alta temperatura. As tagamitas compõem corpos de várias formas - corpos subhorizontais semelhantes a folhas, corpos lenticulares, irregulares e ramificados sem raízes, diques e veios. Eles são mais comuns no funil externo, embora ocorram isoladamente no funil externo. Tagmites compõem cerca de 35% do volume de suvites.

O verdadeiro leito da cratera nas partes mais profundas pode ser rastreado a uma profundidade de 2 km e é caracterizado por uma estrutura complexa - há um soerguimento em anel com um diâmetro de 45 km, que vem à superfície no setor oeste do cratera. É possível que haja também uma elevação central de 10 a 15 km de diâmetro com uma amplitude de elevação de várias centenas de metros. A inclinação da subida do anel varia em diferentes áreas de 3 o - 5 o a 30 o, chegando a 45 o, o lado interno da subida do anel é mais íngreme que o externo. A elevação do anel é enquadrada por uma trincheira de anel externo com um diâmetro inferior de 55 a 60 km e uma profundidade de 1,2 a 1,5 km no noroeste a 1,7 a 2,0 km no sudeste. A inclinação da encosta externa é de 10 a 20 o. O relevo da calha anular é complicado por calhas radiais locais de 10 a 15 km de largura. Fora da depressão, há uma zona anular externa de terraços com blocos gigantes de rochas sedimentares de ocorrência caótica, deslocados ao longo de empuxos centrífugos arqueados, empurrões reversos, dobras, rachaduras, etc.

Suevites e tagamitas contêm diamantes formados como resultado da transformação em estado sólido de grafite de rochas cristalinas do alvo. Como resultado da perfuração e outros trabalhos de exploração, foram encontradas grandes reservas desses diamantes industriais. Os diamantes Popigai, assim como os diamantes de outras crateras, são singenéticos ao evento de impacto. Os teores de Ni, Co, Cr nos tagamitos excedem os das rochas alvo, o que pode ser o resultado de uma mistura de material de meteorito, presumivelmente condrito comum. Então, se as concentrações desses elementos nos gnaisses são 27, 13 e 80 ng/g, respectivamente, então nos tagamitas eles atingem 85, 9 e 110 ng/g com uma razão Ni/Co de cerca de 10. Ir está contido em tagamitas em uma quantidade de 0,1 ng/g em um teor em gnaisses de 0,01 ng/g, e em vidros de choque sua concentração pode chegar a 4,7 ng/g. O meteorito Popigai que formou este astroblema pode atingir um diâmetro de cerca de 8 quilômetros.

Não menos notável é Karskaya uma estrutura localizada na tundra entre Pai-Khoi e a costa da Baía Baidaratskaya do Mar de Kara (Fig. 10) e dividida ao meio pelo vale do rio Kara em seu curso inferior. Morfologicamente, a estrutura se expressa como uma depressão de 60 quilômetros com relevo montanhoso e coberta de tundra com pântanos, lagos e rios. O perfil altimétrico radial médio traçado a partir do centro da estrutura mostra a presença de um anel de 120 km margeando a depressão, elevado de 100 a 150 m acima do fundo e tendo um perfil tipo terraço. Os canais dos grandes rios são geralmente direcionados para o nordeste. A parte sul da depressão Kara faz fronteira com Pai-Khoi. A idade de formação da estrutura Kara, determinada por vários métodos de datação absoluta, está na faixa de 75 a 65 milhões de anos, o que, juntamente com a cratera Chicxulub, sugere sua conexão com a Grande extinção Mesozóica.

A estrutura Kara está localizada em uma região com estrutura geológica binária. O complexo estrutural inferior é composto por rochas do Proterozóico Superior expostas no núcleo do anticlinorium Pai-Khoi e penetradas por furos no soerguimento central a uma profundidade de 500 m. O complexo é dominado por xistos micáceo-argilosos, siliciosos e actinolíticos e filitos com camadas intercalares de riolitos metamorfoseados e seus tufos. O complexo estrutural do Paleozóico Superior é constituído por duas camadas estruturais - a inferior, representada por depósitos do Ordoviciano ao Carbonífero, com cerca de 3,5 km de espessura, e a superior, com mais de 2 km de espessura e constituída por rochas sedimentares terrígenas do Permiano. Xistos argilosos-siliciosos ordovicianos, micáceos-siliciosos, calcários-argilosos e calcários diversos com componentes argilosos e siliciosos intrudidos por diques de diabásio vêm à tona na parte axial do anticlinório Pai-Khoi e no soerguimento central da estrutura. Os xistos calcários e terrígenos indivisíveis do Siluriano e Devoniano Inferior com camadas intermediárias de calcário têm uma espessura de 370 m. O Devoniano Médio e Superior é composto de quartzo e arenitos calcários, folhelhos, jasperóides e calcários com uma espessura de 700-900 m. Depósitos carboníferos estão representados por vários xistos e calcários com espessura total de 760 m. Rochas sedimentares do estágio estrutural inferior compõem o lado norte do anticlinorium Pai-Khoi, formando uma faixa de direção noroeste, na qual a parte sudoeste da depressão Kara se estende por cerca de 20km. A grande parte nordeste da depressão está localizada no campo de desenvolvimento de rochas sedimentares do Permiano, recobrindo de forma discordante as rochas do Paleozóico Inferior e consistindo de arenitos, siltitos e lamitos de cor escura com intercalações de calcários e folhelhos. Sedimentos cretáceos mais jovens (arenitos, argilas, calcários, carvões, frascos e sideritos) não foram preservados e foram encontrados apenas como inclusões e blocos em impactitos. As rochas paleozóicas são amassadas em dobras, com o estágio inferior sendo mais severamente dobrado e intrudido por diques de diabásio do Devoniano Superior. A depressão é recoberta por sedimentos soltos do Plioceno-Quaternário com espessura de 10 a 150 m; portanto, afloramentos impactíticos são encontrados principalmente em vales de rios.

Arroz. 11. Mapa geológico esquemático da estrutura Kara e sua seção geológica correspondente à linha da figura. 1 - rochas sedimentares do Siluriano e do Ordoviciano; 2 - xistos, calcários e arenitos do Devoniano; 3 - xistos argilosos e siliciosos de carvão; 4 – arenitos, lamitos e siltitos do Baixo Permiano; (5) diques paleozóicos e corpos estratais de diabásios e gabro-diabásios; (6) Rochas Silurianas do soerguimento central (brecha autigênica); 7 – brechas em blocos, mega e clippen; 8 - suvitas em blocos; 9 – suevites aglomerados de lapilli; 10 – brecha psamita-siltosa; 11 - perturbações descontínuas: a) de natureza desconhecida, b) empurrões e falhas; 12 (somente para a seção) - a) Folhelhos proterozóicos, b) Rochas sedimentares paleozóicas. Após [Masaitis et al., 1980] com adições.

O verdadeiro leito da depressão Kara tem um soerguimento central bem definido com um diâmetro de mais de 10 km. A julgar pelos dados geofísicos, as rochas do soerguimento sofreram soerguimento com uma amplitude de cerca de 1,8 km. A colina é cercada por uma trincheira anular, cuja profundidade na parte sudoeste é de cerca de 550 m, e na parte nordeste - cerca de 2 km, de modo que o funil tem simetria bilateral (espelho) em relação à direção norte-nordeste eixo. As encostas internas da vala são íngremes (20-40°), enquanto as encostas externas são mais suaves (5-20°). Obviamente, a falta de simetria em anel do funil da cratera está associada ao soerguimento regional do Pai-Khoi no Cenozóico, especialmente no Plioceno, e, consequentemente, ao soerguimento e denudação predominantes da parte sudoeste da cratera em comparação com o nordestino.

A brecha autigênica está exposta nas bordas da depressão e em sua parte central, onde forma um afloramento arredondado com cerca de 10 km de diâmetro (Fig. 11). Aqui as rochas do Ordoviciano são fortemente dobradas, esmagadas e contêm cones de choque; cargas de choque fixas são de cerca de 15 GPa. Nas bordas da depressão, a brecha autigênica tem uma espessura de cerca de 50 a 100 m ou menos e consiste em rochas trituradas, ocasionalmente com cones de concussão, bem como farinha de montanha, às vezes com vestígios de torra. Brechas alogênicas e suevitas (Fig. 11) são divididas em dois complexos, fundo e preenchimento. O complexo próximo ao fundo é composto por klippen (tamanho do bloco até 150 - 200 m) e megabrecia, em geral, no topo são substituídos por brechas em blocos e suevites clásticos grosseiros. A espessura do horizonte é de 0,7 km. Esta sequência passa de forma bastante acentuada em suevites preenchendo o funil com fragmentos menores de 1-10 cm, sobrepostos por brechas e suevites de psamita-aleurito. A espessura total deste complexo de enchimento é de 0,8 a 1,2 km. Os fragmentos das rochas alvo nos suevitos incluem rochas paleozóicas, enquanto no norte as estruturas são raramente cretáceas; rochas do embasamento do Proterozóico Superior não foram encontradas. Há uma tendência de herdar a composição de clastos em suevites da composição do alvo - suevites naquela seção da depressão Kara, onde se sobrepõe ao antigo campo de distribuição de rochas do estágio sedimentar do Paleozóico inferior, são enriquecidos em fragmentos de Rochas do Siluriano, Devoniano e Carbonífero, enquanto nos suevitos da parte central e norte do Kara predominam fragmentos do Permiano, no extremo norte os suevitos contêm quase exclusivamente fragmentos de rochas do Permiano, de acordo com a distribuição assumida das rochas alvo. Vidros de impacto em suevites são geralmente divididos em dois grupos de acordo com sua composição química - o grupo predominante foi formado por rochas do Permiano e um menor do Paleozóico Inferior. Na parte inferior dos suevites há corpos finos (10-20 m) acamados, lenticulares e irregulares de tagamitos, transbordando de fragmentos e às vezes tendo contatos indistintos com suevites de alta temperatura. Afloramentos de suevites e brechas alogênicas também são observados na costa do mar de Kara, onde formam uma faixa de 2 a 4 km de largura, e no curso inferior do rio Syadma-Yakha, a uma distância de cerca de 55 km a nordeste do centro da cratera, onde há um afloramento de suevites de espessura visível de 2 m, sustentado por brechas alogênicas. . As suvitas superiores são enriquecidas em Ir, cujo teor pode atingir até 0,5 ng/g. Uma característica da sequência de impacto do Kara é a presença de diques clásticos verticais e subverticais que cortam suevites e brechas. A espessura dos diques não é superior a 10 metros, na maioria alguns metros, são preenchidos com material arenoso-argiloso com fragmentos de rochas sedimentares e raras inclusões de vidros de impacto. Nos impactitos da cratera Kara, há cones de choque bem definidos (Fig. 4), e o rio Kara, entrando na bacia da cratera Kara, corta a sequência suuvita (Fig. 12), formando notáveis ​​afloramentos de suevites várias dezenas de metros de altura.

A idade de formação da estrutura Kara, determinada por vários métodos de datação absoluta, está na faixa de 75 a 65 milhões de anos, o que, juntamente com a cratera Chicxulub, sugere sua conexão com a Grande extinção Mesozóica. Os impactitos da estrutura Kara contêm diamantes.

Há dois pontos de vista sobre o tamanho dessa estrutura. De acordo com o primeiro, consiste em duas crateras - Karsky com um diâmetro de 60 km e 25 km Ust-Kara, parcialmente cobertas pelo mar. Os suevites e brechas que afloram na costa do Mar de Kara pertencem ao flanco sudoeste da cratera Ust-Kara. No entanto, existem vários fatos que nos permitem supor que a cratera Kara tinha um diâmetro de 110 a 120 quilômetros, e a cratera Ust-Kara não existe. Basicamente, eles incluem a presença de suevitas e brechas no rio. Syadma-Yakha e a ausência de campos gravitacionais e magnéticos anômalos na região da cratera Ust-Kara, o que é incomum, já que até mesmo crateras muito menores são bem expressas em campos geofísicos. Supõe-se que após a formação da cratera, ocorreu sua erosão (erosão), em que apenas a bacia central de 60 km foi preservada, e os afloramentos de impactitos na costa, atribuídos à cratera Ust-Kara, são os restos do estrato de impacto que uma vez encheu toda a cratera que sobreviveu à erosão. Suvitas e brecha autigênica, surgindo a 55 km do centro da cratera no vale do rio. Syadma-Yakha também são os restos de uma cratera.

Os impactitos Kara também contêm diamantes, que, no entanto, não são tão bons quanto os popigai.

Puchezh-Katunksky a cratera com um diâmetro de 80 quilômetros e uma idade de 167 milhões de anos está localizada a aproximadamente 80 km ao norte de Nizhny Novgorod e não é expressa de forma alguma no relevo. No mosaico de imagens de satélite da área, é traçada uma estrutura arredondada com 140 km de diâmetro, centrada de acordo com o centro geométrico da cratera. Esta estrutura é manifestada como resultado da forma arqueada do curso superior do Lukh no oeste e do Kerzhenets e seu afluente direito no leste.

A cratera foi desenvolvida em um alvo de duas camadas composto por anfibolitos, gnaisses e xistos cristalinos do Arqueano e do Proterozóico Inferior sobrepostos por rochas sedimentares com uma espessura total de 2 km. A seção de sedimentos no alvo da cratera de baixo para cima é representada por argilas, siltes e arenitos vendianos (900 m), calcários do Devoniano Médio e Superior, margas e arenitos (800 m), rochas carboníferas carboníferas, argilas carbonáceas e siltitos (400 m), dolomitos do Permiano, gesso, anidrites com camadas intercalares de sal-gema, calcários, siltes, argilas e margas (100-250 m) e estratos variegados do Triássico Inferior (rochas arenosas-argilosas com camadas intercalares de margas e conglomerados, 60-120 m).

O relevo do leito da cratera é caracterizado por um soerguimento central de rochas cristalinas do embasamento com um diâmetro de 8-10 km com uma amplitude de soerguimento de 1,6-1,9 km (o chamado rebordo de Vorotilov). O soerguimento do subsolo tem uma forma abobadada com uma depressão no centro de cerca de 500 m de profundidade, o soerguimento central é cercado por uma vala anular de 1,5 a 1,7 km de profundidade e 40 km de diâmetro. Do lado externo, o cavado é adjacente a uma zona anelar de terraços de 20 km de largura e os planos de deslizamento se inclinam em direção ao centro da cratera. (Fig. 14). A zona do terraço é dissecada por calhas radiais rasas e é coberta com brechas alogênicas, consistindo de blocos e fragmentos de arenitos e argilas diversos principalmente do Permiano e Triássico com uma mistura de rochas carboníferas carboníferas.

De acordo com dados de perfuração, a brecha alogênica que preenche o funil da cratera tem uma espessura de 700-800 m e consiste principalmente de rochas sedimentares Vendian, Devoniana, Carbonífera e Permiana. Dentro da trincheira do anel, a brecha alogênica passa para uma brecha polimítica de 150 m de espessura, em alguns lugares coberta por suevites com cerca de 100 m de espessura. Perto do soerguimento central, foram encontrados pequenos corpos de tagamita com menos de 100 m de espessura. As rochas cristalinas brechadas de o embasamento (brecha autigênica) da borda de Vorotilovskiy é coberto de cima por brechas alogênicas polimíticas, suevites e sedimentos do Jurássico Médio pós-impacto do lago intracratera. A brecha autigênica do soerguimento central consiste em anfibolitos cataclasados ​​e granito-gnaisses que foram metamorfoseados por impacto a pressões de 45 GPa no topo do soerguimento central e 15-20 GPa a uma profundidade de 5 km. Corpos finos de derretimento de impacto foram encontrados na elevação central. Supõe-se que as rochas da brecha autigênica do soerguimento central, encontradas a uma profundidade de 600 m, ocorreram inicialmente a uma profundidade de 5 km, e as perfuradas no fundo do poço (~5 km) a uma profundidade de 11km. As brechas, suevites e tagamitas autigênicas e alogênicas sofreram transformações hidrotermais pós-impacto na faixa de temperatura de 400 o - 70 o C.

A análise de pólen de esporos mostrou a intrusão do pólen de esporos Bajociano nas brechas autigênicas e alogênicas, bem como sua presença no horizonte basal de sedimentos lacustres representados por rochas de impacto lavadas. A cratera está enterrada sob uma camada de argilas jurássicas, cretáceas e cenozóicas, areias, etc., cuja espessura total pode atingir 300 - 400 m. Afloramentos naturais de brecha são observados apenas nas margens do Volga, a oeste do estrutura.

Kamensky e satélite Gusevsky Crateras com dimensões de 25 e 3 km, respectivamente, estão localizadas no cume Donets na bacia do rio. Seversky Donets, 10 - 15 km a leste e nordeste da cidade de Kamensk-Shakhtinsky, região de Rostov. Eles não aparecem no relevo, assim como nas imagens de satélite (Fig. 15) É óbvio que surgiram simultaneamente como resultado da queda do asteroide principal e do seu satélite menor. A datação Ar-Ar do vidro de impacto deu à estrutura uma idade de 49 Ma, embora anteriormente, com base em dados estratigráficos, tenha sido assumido que as crateras foram formadas perto do limite Mesozóico-Cenozóico, que corresponde ao evento de extinção Mesozóico. As crateras estão enterradas sob os depósitos da suíte Glubokinskaya e sedimentos quaternários.

A cratera é formada em uma sequência de calcários do Carbonífero Médio-Superior amassados, arenitos e folhelhos com camadas intermediárias de carvão de 3 a 4 km de espessura e rochas terrígenas e terrígenas de carbonato do Permiano Inferior com 600 m de espessura, sobrepostas de forma inconformável por rochas terrígenas de carbonato terrígenas do Triássico Inferior (150 m) e Cretáceo Superior (300 m).

A cratera Kamensky é complexa, o leito da cratera está localizado nas rochas carboníferas e tem um soerguimento central com um diâmetro de 5 a 7 km e uma altura de cerca de 350 a 400 m. O soerguimento estratigráfico das rochas pode chegar a 2 a 4 km. A elevação central é cercada por uma trincheira anular de 700 a 800 m de profundidade.

A brecha autigênica que forma o leito da cratera gradualmente se transforma em uma brecha polimítica alogênica composta por fragmentos de rocha alvo cimentados pelo mesmo material finamente triturado com inclusões de vidro de impacto. A espessura da brecha alogênica é de 700 m dentro da trincheira anular e 100-200 m acima do soerguimento central. A brecha contém lentes de rochas suevita ricas em vidro de impacto decomposto.

A cratera de Gus é simples, o leito é representado por um funil redondo de 4,5 x 2,5 km de tamanho e cerca de 600 m de profundidade. oeste e noroeste da vila de Gusev (Fig. 16).

Uma característica notável da estrutura é a presença nas seções desta região do chamado. a Formação Gluboka, espalhada por uma área de 40x60 km e cobrindo crateras e áreas adjacentes. A cobertura da Formação Glubokinskaya tem uma forma de borboleta com a direção do eixo de simetria bilateral de sul para norte. A espessura da formação acima das crateras Kamensky e Gusevsky atinge 200-300 m, encurralando-se nas bordas de seu campo de distribuição. As rochas da suíte são representadas por margas e margas arenosas contendo fragmentos de rochas alvo de cratera, muitas vezes com cones de choque. Supõe-se que o evento Kamenskoye ocorreu em uma bacia marinha rasa, e a Formação Glubokinskaya foi formada como resultado da re-lavagem de brechas alogênicas, provavelmente imediatamente após a formação de crateras.

Paleogene 14 km cratera Logancha na Sibéria Oriental, foi elaborado em rochas vulcânicas do Triássico Inferior - lavas e tufos basálticos. A estrutura está fortemente erodida, de modo que as sequências de impacto são erodidas, mas no relevo se expressa como uma depressão com cerca de 500 metros de profundidade e 20 km de diâmetro, que é claramente visível nas imagens de satélite (Fig. 17).

As rochas-alvo consistem em uma sequência de armadilhas do Triássico Inferior subdividida de baixo para cima em complexos tufáceos e lávicos com 400 e 1000 m de espessura, respectivamente, com o complexo tufáceo contendo camadas intermediárias de arenitos e siltitos, bem como da formação carbonífera do Permiano Superior , composto por siltitos com folhelhos carbonáceos e argilosos e na parte inferior – porfiritos basálticos amigdaloides. No relevo, há um soerguimento central com um diâmetro de cerca de 4 km e elevando-se acima do fundo em 50 a 70 m. É composto por blocos com várias centenas de metros de tamanho, o mergulho das rochas nos blocos é caracterizado por diferentes ângulos e azimutes, os blocos são separados por falhas com mergulho subvertical. No interior da cratera, afloramentos de brechas autigênicas estão presentes em todos os lugares onde as rochas pré-quaternárias estão expostas. Brechas alogênicas foram observadas apenas no curso superior do rio. Loganchi e consistem em fragmentos de basaltos que variam em tamanho de alguns cm a 2-3 m, cimentados com cimento de psamita. A presença de rochas suevita também é mencionada. É provável que os impactitos da cratera tenham sido destruídos em decorrência da intensa atividade fluvial e glacial, que também aumentou o diâmetro da depressão em função da erosão de suas laterais.

Cratera Elgygytgyn , a mais jovem das grandes crateras de meteoritos explosivos (3,5 milhões de anos), é claramente expressa no relevo devido ao poço do soco que circunda o lago a 170 metros de profundidade (Fig. 18). Traduzido do Chukchi, Elgygytgyn significa “lago que não derrete”, porque em alguns anos no verão é parcialmente coberto de gelo. A cratera foi descrita pela primeira vez pelo Membro Correspondente S.V. Obruchev, e ele notou sua notável semelhança com crateras lunares, no entanto, não tendo em mente sua origem de meteorito. A depressão tem uma forma arredondada regular com um diâmetro de 18 km ao longo da crista da ondulação, preenchida por um lago de 15 km de diâmetro e 170 m de profundidade, a 15 km da muralha.

A estrutura é formada em rochas vulcânicas do Cretáceo Superior - andesitos, ignimbritos e rochas suboclásticas e, possivelmente, em gnaisses do embasamento cristalino. Não há afloramentos primários de impactitos, no entanto, nos terraços do lago e no canal do rio que sai do lago, existem bombas de vidro de impacto desbotadas com formas aerodinâmicas e várias rochas efusivas metamorfoseadas por choque. As rochas impactadas mostram uma ampla gama de efeitos de metamorfismo de impacto – vidros diapléticos, estruturas de deformação planar, coesita e stishovite. Os vidros de impacto derretido são ligeiramente enriquecidos em elementos siderófilos. A cratera foi modificada como resultado da atividade glacial, que aparentemente destruiu o material ejetado da cratera.

Kaluga A cratera, localizada na plataforma russa, não é visível nas imagens de satélite, pois está enterrada sob 800 metros de rochas sedimentares do Devoniano Médio-Final e do Carbonífero Inferior. Naturalmente, não aparece em imagens de satélite. Seu diâmetro, estimado a partir de dados geofísicos e perfurações, é de cerca de 15 km, e sua idade é de cerca de 380 Ma, pois as rochas mais jovens encontradas em impactitos pertencem ao estágio Eifeliano Médio-Superior do Idade Média. Devoniano.

As rochas alvo incluem gnaisses e granitos Arqueanos, assim como xistos e granitos do Proterozóico do embasamento cristalino, recobertos no momento do evento por lamitos e siltitos do Proterozóico Superior - Vendiano com uma espessura de cerca de 125 m e lamitos do Devoniano Médio, arenitos e rochas argilosas sulfato-carbonato com uma espessura de dezenas de metros.

A cratera tem um cume bem definido que margeia uma depressão de centenas de metros de profundidade, com a suposta presença de um soerguimento central. A depressão é preenchida por brechas sedimentares e alogênicas com lentes finas e corpos de suevites e tagamitos com espessura variando de dezenas de metros na borda da cratera a 300 m. As feições litológicas dos horizontes superiores da brecha indicam sua sedimentação no ambiente aquático e, consequentemente, a formação de uma cratera em um mar epicontinental raso. Supõe-se que o evento de choque explosivo Kaluga é responsável pela formação da sequência Narva de brecha sedimentar com uma espessura de 10-15 m e generalizada no território do noroeste da Rússia, Bielorrússia e as repúblicas bálticas.

Cratera Yanisjarvi 14 quilômetros de diâmetro no oeste da Carélia é preenchido com o lago de mesmo nome e é facilmente acessível para sua inspeção, pois estradas transitáveis ​​levam a ele, e há uma estação ferroviária na margem do lago. A estrutura é claramente mostrada em imagens de satélite (Fig. 19). A cratera é uma das mais antigas da Rússia, sua idade é estimada em 700 milhões de anos.

O alvo para a cratera foram as rochas metamórficas das formações Naatselkya e Pyalkjärvi da série Ladoga do Proterozóico Inferior e Médio, representadas por quartzo-biotita xistos e microxistos. Os folhelhos podem conter moscovita, estaurolita, granada e plagioclásio. O alvo também pode incluir mármores e calcários da série Sortavala localizados abaixo da série Ladoga.

Afloramentos de impactita podem ser vistos em pequenas ilhas no centro do lago, bem como no Cabo Leppäniemi, na margem ocidental do lago. A brecha alogênica é encontrada na margem do lago a sudoeste do Cabo Leppäniemi e na Ilha Hopesaari. Zuvitas e tagamitas surgem nas ilhas de Pieni- e Iso-Selkäsaari, Hopesaari e Cabo Leppäniemi (Fig. 16). Pedregulhos separados de tagamitas são encontrados nas praias de seixos da costa sudeste.

Parece que a brecha alogênica e os suevites são cobertos por tagamitas. Os suevitos contêm fragmentos de xistos e microxistos apenas da Formação Ladoga, às vezes com cones de choque bem formados, fragmentos de vidro e fragmentos de quartzo metamorfoseado por choque e veios de quartzo-feldspato. As tagamitas são recristalizadas e consistem em grãos (0,00n - 0,n mm) de plagioclásio básico circundados por uma borda de feldspato potássico, quartzo, cordierita com uma quantidade insignificante de hiperstênio, biotita, ilmenita e magnetita. A matriz é constituída por agregados de feldspato potássico com quartzo, que apresentam uma estrutura microgranófira. Os tagamitos encontrados nos pedregulhos da margem sudeste do lago diferem dos tagamitos das ilhas pela maior cristalização e grãos grosseiros. As composições das tagamitas são idênticas às dos folhelhos, não sendo observado enriquecimento em Ni, Co e Cr. Os dados sobre a estrutura interna da cratera Janisjarvi são contraditórios. Por um lado, supõe-se que a cratera tenha uma estrutura simples - não há elevação central [Impaktity, 1981], enquanto outros pesquisadores sugerem a presença de uma colina central [V.L. Masaitis et ai., 1980,]. A presença de diamantes em impactitos é possível.

Ao contrário da estrutura Beencime-Salaata, Loganci e outros, os mais jovens Karlinsky uma cratera com cerca de 10 km de diâmetro e localizada na bacia do rio. O Sviyaga, afluente do Volga em seu curso médio, não aparece de forma alguma nas imagens de satélite (Fig. 21), o que pode ser resultado de seu soterramento sob depósitos sedimentares de areias e argilas quaternárias com espessura de cerca de 25 me o preenchimento da depressão da cratera com argilas calcárias lacustres intracratera do Plioceno com espessura máxima de 100 m Por outro lado, as atividades agrícolas na área também podem obscurecer a manifestação desta estrutura em imagens de satélite.

O alvo da cratera eram calcários e dolomitos horizontais do Carbonífero Superior Médio com mais de 400 m de espessura, dolomitos de gesso do Permiano Superior, calcários, arenitos e argilas (320 m), arenitos e argilas do Jurássico Superior Médio (100 m) e argilas do Cretáceo (100 m). ).

No centro da cratera, há um soerguimento central constituído por rochas carboníferas brechadas com venezianas de brecha de granulação fina não consolidada e formando uma protuberância de 600 x 800 m de tamanho na superfície. Entre as bochas alogênicas existem outliers e blocos de rochas carbonáticas do Permiano Superior, atingindo um tamanho de 1 km. As rochas mais jovens que fazem parte da brecha alogênica são os frascos do Mioceno, ausentes na área adjacente. A brecha alogênica no centro da cratera é coberta por argilas carbonáticas do Plioceno, que são aparentemente depósitos lacustres intracratera (Fig. 22).

A cratera Ragozinsky, com 9 km de diâmetro, está localizada na encosta leste dos Urais Médios. No relevo, a estrutura é marcada por uma elevação anular de até 40 m acima do fundo, que corresponde ao swell da cratera. Na parte norte da cratera, a muralha é atravessada pelo vale do rio Ragozinka. Nas imagens obtidas pelo satélite Landsat 7, com certa imaginação, é possível ver uma estrutura arredondada, com cerca de 10 km de diâmetro, marcada nas partes sul e sudeste com flores lilás, e no setor sudoeste - com um riacho vale. O centro desta estrutura está ligeiramente deslocado para sul-sudoeste em relação ao ponto (marcado em azul na Fig. 23) correspondente às coordenadas do centro da cratera de acordo com os dados da literatura.

O funil de cratera foi desenvolvido em rochas tectonicamente fortemente deformadas do Paleozóico Médio e representado pelo estrato terrígeno-carbonato do Ordoviciano e Devoniano Inferior com uma espessura de 250-300 m, o estrato terrígeno-vulcânico do Devoniano Médio - Carbonífero Inferior com uma espessura de 800 m. -1050 m, o estrato Carbonífero Inferior de rochas terrígenas-carbonáceas e carbonáticas com uma espessura de 1400 - 2000 m e as rochas terrígenas do Carbonífero Médio com uma espessura de 400-500 m. As rochas são intrudidas por intrusões de rochas básicas e ultrabásicas. A superfície peneplética deste complexo é coberta por depósitos de sedimentos terrígenos de 100-200 m do Cretáceo e do Paleógeno. A seção do alvo é completada por frascos do Eoceno, arenitos e argilas.

De acordo com dados geofísicos, o verdadeiro leito da cratera está localizado a uma profundidade de 550-600 m e é obviamente preenchido com brechas alogênicas. A depressão da cratera é cercada por um anel de rochas paleozóicas brechadas sobrepostas em alguns lugares por explosões de brechas alogênicas. Ejeções fora da cratera de brecha alogênica são encontradas nos setores norte e nordeste. Exposições naturais de impactitos foram observadas na borda da cratera e no norte e nordeste próximo à borda da cratera. A brecha alogênica contém fragmentos com cones de choque e quartzo metamorfoseado de impacto com estruturas de deformação planar.

As imagens de satélite mostram claramente Beenchime-Salaatinskaya estrutura (Fig. 24), localizada na bacia do rio Beenchime - afluente esquerdo do rio. Olenek no campo do desenvolvimento de rochas sedimentares cambrianas. Ressalta-se que esta estrutura de meteorito se parece com uma estrutura dupla (Fig. 24), enquanto na literatura é descrita como uma estrutura única. É bem possível que também tenha sido formado por um asteroide duplo, como as crateras Kamensky e Gusevsky, mas apenas estudos de campo podem confirmar isso. A estrutura principal no relevo é expressa como uma depressão de 6 a 6,5 ​​km de diâmetro, circundada por uma ondulação anular de 50 a 70 m de altura e 1,5 a 2 km de largura com uma inclinação bem definida das encostas internas. Na depressão, existem colinas separadas com uma altura de cerca de 150 m.

As rochas alvo que chegam à superfície perto da cratera são representadas por depósitos do Cambriano Inferior - siltitos, arenitos, conglomerados, dolomitos e calcários argilosos, bem como rochas da suíte Kuonamskaya (indivisível Cambriano Inferior - Médio) - calcários betuminosos variados e xistos betuminosos. A espessura total da cobertura sedimentar nesta área atinge 1000 - 1200 m. A morfologia do leito da cratera é desconhecida. As rochas do leito da cratera adjacente à borda são intensamente deformadas, têm textura cinzenta e cones de choque. Falhas descontínuas são características, na parte nordeste da cratera, dentro da inclinação interna do swell, são observados impulsos centrífugos com escalas que variam em tamanho de centenas de metros a 2-3 km ao longo do eixo longo. A ondulação anular que circunda a depressão é expressa em relevo devido ao soerguimento das camadas rochosas do complexo do embasamento. A provável espessura das brechas alogênicas que preenchem a cratera é estimada em 600 m, incluindo fragmentos dos complexos mencionados, além de algas silicificadas, dolomitos vendianos arenosos e betuminosos e arenitos do Permiano. O tamanho dos fragmentos é de algumas dezenas de cm; eles geralmente têm uma textura cinzenta. O cimento da brecha às vezes é altamente piritizado. A brecha alogênica dentro da depressão da cratera é coberta quase em toda parte por sedimentos quaternários, afloramentos de impactita ocorrem em áreas elevadas dentro da cratera e ao longo dos lados da estrutura (Fig. 25).

A cratera Kursk, com 6 km de diâmetro, está localizada na região da elevação Voronezh do porão da Plataforma Russa. A estrutura é coberta por depósitos do Jurássico Médio, Cretáceo e Quaternário com uma espessura de cerca de 110 - 150 m. Depósitos Devonianos Superiores e Carboníferos.

De acordo com dados geofísicos e de perfuração, a cratera possui um soerguimento central com cerca de 200 m de altura e uma trincheira anular de 260 m de profundidade em relação à parede da cratera. Acredita-se que a cratera tenha sido parcialmente erodida. O funil é feito de brecha alogênica, que inclui fragmentos de rochas cristalinas e sedimentares, às vezes com sinais de metamorfismo de impacto, cimentadas com material clástico fino.

Cratera Chukchi localizado na parte noroeste da Península de Taimyr. No relevo, expressa-se como uma depressão profunda de 6 km de diâmetro com um declive acentuado da vertente interna da muralha (6 o - 9 o), um fundo plano e um morro central com cerca de 1 km de diâmetro e 30 m de altura. . A profundidade da depressão é de 200 m. é traçada uma estrutura circular com um diâmetro de cerca de 17 km, centrada ligeiramente a norte (75 o 45'N, 97 o 57' E) em relação ao ponto com as coordenadas indicadas em a mesa (Fig. 26). A julgar pela relação entre as idades das rochas incluídas no complexo da cratera e os sedimentos sobrejacentes, bem como a preservação do complexo Mesozóico-Cenozóico sobrejacente na cratera, a cratera foi formada no Cretáceo Superior ou Paleogeno Inferior.

O alvo da cratera é composto pelo estrato terrígeno-carbonato do Rifeano Superior-Ordoviciano Inferior, amassado em dobras, intrudido por gabro e granitos Rifeano e Paleozóico Superior. Depósitos intracrateras são representados por uma sequência de 100 metros do Upper Neogene. Não há vestígios de processamento de impacto no swell e são observados apenas em uma elevação localizada no centro da estrutura e, obviamente, representando o soerguimento central do leito da cratera. Esta colina é composta de blocos caoticamente misturados e klippen de rochas alvo. Sistemas de elementos planares são observados em grãos de quartzo; não há cones de choque. É provável que a estrutura tenha sido fortemente erodida no Cenozóico.

Impactitos Mishinogorsky As crateras localizadas a leste do Lago Peipus na região de Pskov pertencem a uma pequena cratera com vários quilômetros de diâmetro. No relevo de Mishin, a montanha é expressa como um planalto levemente inclinado alongado na direção submeridional com uma altura relativa de 20-25 me um tamanho de 8 x 4 km (Fig. 27).

O alvo da cratera é de duas camadas - gnaisses e granitos arqueanos são cobertos por um estrato de rochas sedimentares de 500 metros, consistindo em arenitos e siltitos do Proterozóico Superior (90 m), argilas e arenitos cambrianos (100 m), arenitos ordovicianos, dolomitos e calcários (150 m) e margas do Devoniano, dolomitos, arenitos e argilas (cerca de 200 m). Um funil simples, de 2,5 km de diâmetro, é preenchido com brechas alogênicas. De acordo com a perfuração no centro da cratera, a brecha autigênica que compõe o leito da cratera foi encontrada a uma profundidade de 800 m. Sobrepõe-se a uma brecha alogênica polimítica com cerca de 600 m de espessura, cujos fragmentos incluem tanto rochas do embasamento cristalino Arqueano quanto sedimentos. A parte superior da sequência de impacto (200 m) é composta por brecha, dominada por rochas sedimentares. A brecha alogênica contém raras inclusões de vidro de impacto decomposto ou recristalizado, vidro diaplético sobre quartzo e oligoclásio, e estruturas de deformação planar são observadas em alguns grãos de quartzo. Em fragmentos de brecha, cones não são incomuns. O funil da cratera é cercado por uma banda de rochas sedimentares de 4-5 km de comprimento com vestígios de intensas deformações e deslocamentos. A faixa é caracterizada por uma estrutura de blocos, os blocos são deslocados e os ângulos de mergulho das camadas variam de subhorizontal a subvertical. A espessura dos depósitos fluvioglaciais sobrejacentes aos impactitos varia de 1 a 3 m a 20 m. A grande espessura dos impactitos e a profundidade de escavação distinguem esta estrutura de outras pequenas crateras, que são muito menores. Supõe-se que a estrutura está borrada e seu diâmetro original pode ser maior que o atual.

Existem várias outras estruturas de anéis para as quais uma origem cósmica é assumida. Entre eles, pode-se citar uma estrutura muito antiga. Suavjärvi (Fig. 28) com um diâmetro de cerca de 16 km, localizado ao sul do Lago Segozero (Carélia), Gagarinskaya estrutura em anel, localizada a 20 km da cidade de Gagarin, região de Smolensk. e oz. fedido no distrito de Shatursky da região de Moscou. No entanto, atualmente, para comprovar com confiança sua origem explosiva de choque, é necessário trabalho geológico adicional, principalmente perfuração rasa.

Em conclusão, algumas palavras devem ser ditas sobre o significado científico e prático das crateras de meteoritos. A descoberta do fato do bombardeio de asteróides da Terra mudou o sistema de visão já estabelecido sobre a interação da Terra com o espaço circundante e mostrou que a história do nosso planeta está muito diretamente ligada, além do Sol, com outros objetos do sistema solar. Mostra-se que a queda de um grande asteroide também pode alterar a linha de evolução da vida, como aconteceu na virada do Mesozóico e Cenozóico, quando, como resultado da queda de um ou mais corpos gigantes, ocorreu uma extinção em massa , que mudou radicalmente a composição de espécies da biota. As crateras de impacto são a causa da troca de matéria entre planetas. Como resultado de um evento explosivo de impacto, fragmentos de rocha são ejetados de crateras em alta velocidade e deixam o planeta mãe. De fato, há relativamente pouco tempo, o material da Lua e de Marte foi identificado em coleções de meteoritos, eliminados da superfície desses corpos por impactos de grandes meteoróides. O significado prático das crateras metoríticas, do ponto de vista do autor, não é tão grande e, claro, inferior à importância das rochas intrusivas com minérios ricos, depósitos de petróleo, tubos de explosão com diamantes, etc. No entanto, o produto anual da exploração de crateras de meteoritos é estimado em US$ 5 bilhões. Os principais produtos são materiais de construção, ferro-níquel-cobre-zinco, minérios de ferro e urânio. As crateras de meteoros às vezes são reservatórios de água de alta qualidade. Eles também são usados ​​como objetos de turismo, dos quais os melhores exemplos são a cratera do Arizona nos EUA e a cratera Rees na Alemanha.

Lista de literatura usada (pode ser recomendada para leitura adicional):

H.J. Crateras de impacto de Melosh: um processo geológico. 1989, Oxford University Press, N.-Y., 245 p.

B.M. French (1998), Traces of Catastrophe: A Handbook of Choque-Metamorphic Effects in Terrestrial Meteorite Impact Structures. Contribuição LPI N 954, Instituto Lunar e Planetário, Houston, 120 pp.

V.L. Masaitis et al., Impactitos portadores de diamante da cratera Popigai, 1998, L., “Nedra”, 179 p.

Shtoefler D. e Grieve R.A.F. Classificação e nomenclatura de rochas metamórficas de impacto. 1994, In: European Sci. Fundação Segundo Internacional Workshop sobre “Crateras de impacto e a evolução do planeta Terra”. Ostersund, Suécia (resumo)

Masaitis V.L. e outros Cratera do meteorito Popigai. 1975, Moscou: Nauka, 124 p.

Masaitis V.L. e outras Geologia de astroblemas. 1980: Leningrado, Nedra, 231 p.

Impactites, A.A. Marakushev (ed.), Universidade Estatal de Moscou, 1981, 240 p.

Crateras de impacto na virada do Mesozóico e Cenozóico. 1990. L: Nauka, 192 p.

Feldman V.I., Petrology of impactites, 1990 M., Moscow State University, 300 p.

Stoffler, D.; Langenhorst, F. Metamorfismo de choque de quartzo na natureza e experimento: I. Observação básica e teoria. 1994, Meteoritics, v29, 155-121

Grieve, R.A.F.; Langenhorst, F.; Stoffler, D. Metamorfismo de choque de quartzo na natureza e experimento: II.Significado em geociências. 1996, Meteorítica e Ciências Planetárias, v31, 6-35

Na década de 50 do século passado, a atenção de alguns geólogos foi atraída por estruturas que surgiram durante os impactos de meteoritos - crateras de meteoritos. Nas proximidades da proeminente cratera Arizona, coesita (um tipo de quartzo formado a alta pressão) foi descoberta e informações foram acumuladas sobre a formação de rachaduras e fenômenos metamórficos em rochas que se pensava serem formadas apenas durante impactos de meteoritos. Depois disso, não apenas crateras de meteoritos, claramente expressas no relevo, mas também estruturas que se considerava terem surgido durante impactos de meteoritos em tempos antigos, começaram a ser descobertas uma após a outra. R. Dietz (Dietz, 1960) chamou essas cicatrizes antigas de impactos de meteoritos " astroblemas"(astroblemes) - feridas estelares (das palavras gregas para "estrela" e "ferida"). E agora é costume chamar astroblemas tais formas estruturais que perderam as características morfológicas das crateras.

A distribuição de crateras de impacto modernas ou fósseis encontradas na Terra é muito desigual. Isso se deve ao fato de que a segurança das crateras depende em grande parte da intensidade dos movimentos subsequentes da crosta terrestre. Em crateras de meteoritos jovens, que ainda estão bem expressas em relevo, muito mais evidências de sua origem de impacto foram preservadas do que nas antigas.

Atualmente, crateras de meteoritos e astroblemas são conhecidos em todos os continentes. Há mais de 150 deles no total (a partir de 1990). Mais de 40 estruturas estão localizadas no território do Canadá e cerca de 20 - no território da antiga URSS. As crateras de meteoros variam em tamanho de 15 m a 100 km ou mais. São conhecidas cerca de 20 grandes estruturas com mais de 20 km de diâmetro (das quais 7 estão localizadas no território da antiga URSS, incluindo as maiores conhecidas - crateras Labynkarsky, Puchezh-Katunsky e Popigaysky (Fig. 7.3), com diâmetros de 60 a 70 km).

Idade das crateras de meteoritos do final do Proterozóico ao Cenozóico. Por exemplo, a cratera Arizona (Fig. 7.4) foi formada no Plioceno há cerca de 9 milhões de anos, o astroblema Yanisvar tem cerca de 700 milhões de anos e o astroblema Sudbury (?) no Canadá tem cerca de 1700 milhões de anos. ( Em crateras de meteoritos lunares há sinais de derrames de lava e R. Dietz tentou provar que a chamada "lopolith of Sudbury" no Canadá é uma antiga cratera de impacto, e as rochas intrusivas que a compõem, na verdade, são produtos de pós-crateras. magmatismo e vulcanismo de impacto, provocados pela queda de um enorme meteorito.)

Não menos misteriosa é outra estrutura em anel - o Fredefort Dome na África do Sul com uma idade rochosa de cerca de 3,54 bilhões de anos.

Estrutura e composição de rochas de crateras de meteoritos e astroblemas

Normalmente, as crateras de meteoritos formam uma estrutura arredondada, cercada por um poço elevado e, às vezes, por um “sinclinal” externo virado do centro. As crateras são preenchidas com brechas de impacto sobrepostas a rochas fraturadas e fraturadas. No meio das crateras, muitas vezes há um soerguimento central composto por uma brecha caótica que consiste em rochas do fundo da cratera trazidas para o topo. Devido à destruição posterior, deslizamentos de terra e erosão, alguns elementos estruturais das crateras podem ser fracamente expressos ou ausentes por completo.

Quando um meteorito atinge a Terra, enormes pressões (até 100 MPa) e temperaturas (até 2000°) surgem no local do impacto (na cratera do meteorito), o que pode levar à formação de:

● rochas de composição especial (brechas autóctones e alóctones, impactitos) e estruturas.

● fases de alta pressão de sílica (coesita, stishovite), minerais de alta pressão do grupo piroxênio (jadeíta) e do grupo espinélio (ringwoodita), leschatellerita (vidro de quartzo), meskelinita (bytovnite fundido em vidro), diamante e outros minerais ;

Além disso, as rochas que compõem a cratera do meteorito contêm vidro recém-formado, ferro-níquel e bolas de ferro, e também pode haver teores elevados de platina, níquel, irídio e outros elementos.

Brecha autóctone (autigênica)é uma brecha de impacto localizada em uma base fragmentada, mas não ejetada da cratera. Caracteriza-se pelo desenvolvimento de fraturas intensas e outras manifestações de impacto, raramente expostas e quase sempre cobertas por um manto de outras formações de origem do impacto.

Brecha alóctone (alogênica) consiste em fragmentos que caíram de volta na cratera, formando vários tipos de amontoados de fragmentos e blocos, cimentados por material detrítico solto, aos quais se misturam várias quantidades de vidro. É distribuído muito amplamente pelas crateras e muitas vezes além delas. A espessura da brecha alóctone pode ser de 100 m ou mais.

Impactitos são brechas de impacto, sendo um dos principais componentes o vidro ou produtos de sua alteração, formados durante a fusão de rochas que sofreram um impacto, e fragmentos de cimentação. Existem dois tipos principais de impactitos: suvites(vítreo-clástico) e tagamitas(maciço).

zuvitas são uma massa semelhante a tufo de fragmentos "sinterizados" de vidro e rochas ou areia solta. Estão na brecha alóctone, juntamente com outras rochas preenchem as partes internas dos funis das crateras e se espalham além delas na forma de línguas separadas.

Tagamitas são rochas manchadas monótonas com textura porosa, às vezes pomes, constituídas por fragmentos de vidro cinza escuro ou colorido, que tem uma estrutura afanítica e está saturada de fragmentos de rochas e minerais. As tagamitas estão localizadas no interior dos funis, muitas vezes formando afloramentos rochosos com separação colunar. Eles compõem corpos irregulares semelhantes a folhas e mangas que se encontram na superfície de brechas autóctones na base de crateras ou acima de brechas alóctones e suevites, bem como diques, aberturas em brechas autóctones e pseudonappes.

Nas crateras de meteoritos, também existem formações específicas chamadas cones de destruição. São fragmentos ou blocos de rochas com superfície sulcada na forma de cones afiados orientados para cima, variando em tamanho de 1 cm a 10 m. Além disso, sob a influência de uma onda de choque, ocorrem mudanças nos minerais das rochas: os índices de refração e birrefringência diminuem, geminação de choque e clivagem de percussão.

Sinais de estruturas de impacto

Para identificar uma cratera de meteorito, é necessário identificar as seguintes características principais.

1. Estrutura de anéis na superfície (no entanto, movimentos subsequentes da crosta terrestre podem levar à deformação dessas estruturas).

2. No centro da cratera existe uma estrutura abobadada e depósitos brechados.

3. Estrutura em que as camadas que circundam a cratera são derrubadas.

4. Brechação nas rochas circundantes.

5. A presença de material de meteorito (fragmentos de meteorito, moissanite, ferro-níquel e bolas de ferro, alto teor de platina, níquel, irídio e outros elementos). A menos que a cratera seja de origem antiga, o material de meteorito pode não ser encontrado.

6. Alterações nas rochas associadas ao metamorfismo de choque, ou seja, desenvolvimento de cones de colapso, presença de minerais de alta densidade, desenvolvimento de estruturas planares em minerais, vitrificação de vidro. Esses sinais podem desaparecer como resultado do metamorfismo subsequente.

7. Anomalias de propriedades geofísicas dentro da área de estudo: gravidade, propriedades magnéticas, velocidades de ondas sísmicas, etc.

O primeiro e o segundo sinais são revelados ao decifrar fotografias aéreas e imagens de satélite, analisando mapas topográficos e formas de relevo, o sétimo - ao analisar mapas geofísicos. Esses três sinais são identificados na fase preparatória e todo o resto - durante o trabalho de campo nas estruturas identificadas.

Os sinais mais confiáveis ​​são o quarto, quinto e sexto. Com base na confiabilidade dos dados disponíveis do Dence M.R., as crateras de impacto devem ser classificadas em três categorias:

1) crateras de impacto identificadas com precisão nas quais foi encontrado material de meteorito;

2) prováveis ​​crateras de impacto nas quais se podem observar estruturas surgidas durante o metamorfismo do choque;

3) supostas crateras de impacto identificadas pelo formato de anel da estrutura, etc.

De acordo com os dados de 1990, foram identificadas 63 estruturas do primeiro grupo, 42 - do segundo, 39 - do terceiro.

ORIGEM DAS CRATERAS EM PLANETAS E SATÉLITES

A superfície dos corpos celestes está longe de ser ideal, quase em cada um deles existem inúmeras e variadas "marcas" - testemunhas de uma história turbulenta. Qual é a sua origem: interna ou externa?
Digamos que quase todas as características do relevo da superfície terrestre, como montanhas, vales, cordilheiras, vulcões, são de origem interna. A aparência do nosso planeta está mudando gradual e constantemente porque a Terra é internamente ativa. Outra coisa Lua. Atualmente, mostra poucos sinais de atividade geológica e sua aparência praticamente não mudou por centenas de milhões de anos. No entanto, a superfície lunar também é pontilhada com inúmeras marcações.

Se um corpo celeste é geologicamente ativo, ele pode ter uma variedade de formas de relevo. E se não?

Vamos pegar uma bola grande e perfeitamente uniforme e colocá-la no espaço sideral. O que acontecerá com ele depois de muitos milhões de anos? Primeiro, escurecerá com os raios cósmicos, a radiação solar e o vento solar. Em segundo lugar, terá muitas crateras de impacto de colisões com meteoróides. Isso é tudo.
Simplificando, as marcas que são de origem interna podem ser muito diferentes. E apenas crateras de impacto podem ter origem externa. E vice-versa, se alguma característica do relevo não se parece com uma cratera de impacto, então ela tem origem interna e indica a atividade de um corpo celeste no passado e, possivelmente, no presente. E se esta característica do relevo é uma cratera de impacto, então tem uma origem externa e não está de forma alguma ligada à atividade interna.

É verdade, há um problema aqui. Nem toda cratera é impacto. Alguns são de origem interna. Portanto, a principal pergunta que tentaremos responder é a seguinte:
Qual é a origem das crateras em corpos celestes: impacto ou interno?

TEMOS SORTE COM A LUA?

Olhando para a superfície lunar e mantendo a cronologia dos meteoritos em mente, podemos concluir que temos muita sorte. Em primeiro lugar, existem áreas na Lua que se formaram há muito tempo, há mais de 4 bilhões de anos. Eles estão cheios de crateras, pois pegaram um poderoso bombardeio de meteoritos. Em segundo lugar, existem mares quase lisos na Lua, que se formaram apenas após um bilhão de anos.
Se toda a superfície lunar se formasse rapidamente, então tudo seria fortemente dobrado. Por outro lado, se tivesse sido formado um bilhão de anos a mais, tudo teria sido suave, como os mares lunares.

Tivemos sorte que a Lua foi formada por tempo suficiente para ver o fim do bombardeio de meteoros ativo. E também é uma sorte que haja lugares que se formaram muito cedo. Ou seja, a história geológica da atividade lunar é tal que nos permite obter uma imagem bastante completa da intensidade dos fluxos de meteoritos na história do sistema solar.
Mas não é tão simples.

Vamos pegar Mercúrio, por exemplo. É um pequeno planeta 4 vezes mais pesado que a Lua. Parecia que se esperaria que tivesse uma história geológica mais longa e, portanto, deveria ter crateras aproximadamente como os mares lunares ou mais fracos. Mas isso não. Toda a superfície de Mercúrio está cheia de crateras (veja a foto). Por quê?

Outro exemplo é Marte. Este é um planeta bastante grande, que tem uma atmosfera, e no passado recente houve um poderoso vulcanismo. Parece que a história geológica de Marte deve ser muito diferente da lunar. No entanto, em Marte também observamos dois tipos de superfícies (ver foto): fortemente cheio de crateras e quase desprovido de crateras. Por quê?

MIRANDA VS CRONOLOGIA METEORICA

E aqui está um satélite muito pequeno de Urano - Miranda (ver foto). Seu raio é de apenas 200 km. Um corpo tão pequeno deveria ter esfriado quase imediatamente após sua formação. Portanto, toda a sua superfície deve ser pontilhada com inúmeras crateras. De fato, existem áreas com muitas crateras em Miranda, mas também existem lugares relativamente limpos. Como isso é possível?

Aqui está o que está escrito sobre este satélite na coleção "Sistema de Saturno": A superfície de Miranda é uma mistura bastante estranha das mais diversas superfícies de muitos corpos do sistema solar. Aproximadamente metade da superfície visível<...>território antigo e cheio de crateras. Três áreas do território mais jovem, que variam em planta de um retângulo a um ovóide, completam o resto da paisagem.<...>Sistemas complexos de falhas íngremes paralelas e que se cruzam cobrem essas áreas jovens.<...>Em alta resolução, são detectadas formações que parecem riachos. Um dos riachos parece vir de um cone vulcânico.

Primeiro, já é estranho que tenha havido atividade geológica significativa em um corpo tão pequeno. Em segundo lugar, essa atividade teve que continuar por muito tempo para que a chuva de meteoros no sistema solar tivesse tempo de enfraquecer. Mas mesmo uma suposição tão incrível não ajudará a se livrar das contradições. Porque em um corpo tão pequeno, superfícies jovens e velhas não podem existir ao mesmo tempo.
Se alguma parte de Miranda esfriasse, o resto teria que esfriar em algumas dezenas de milhões de anos. Ou seja, ou toda a superfície de Miranda é velha, ou é toda jovem. E em termos de grau de engradado, essas superfícies diferem muito.

A própria existência de duas superfícies tão diversas em um pequeno corpo mina o conceito de uma única cronologia de meteorito no sistema solar.

CRONOLOGIA METEORICA

Se tomarmos o ponto de vista da cosmogonia moderna e aceitarmos a hipótese de acreção, seremos forçados a raciocinar algo assim. Depois que um corpo celeste é formado como resultado da acreção de gás e poeira, ele gradualmente esfria e sua atividade interna tende a zero.
As únicas exceções são corpos celestes muito grandes do tamanho da Terra ou pelo menos de Marte. Neles, as reservas de calor interno, incluindo o calor radiogênico, permitem que o planeta conserve yat atividade geológica por vários bilhões de anos. Quanto a corpos não muito grandes como a Lua, sua atividade interna deve parar depois de um bilhão de anos.
Deste ponto de vista, é óbvio que quase todas as crateras em satélites e asteróides devem ser impactadas e ter origem externa.

Vamos nos ater a esse ponto de vista e tentar entender a história, por exemplo, da Lua.
Nosso satélite natural tem áreas com muitas crateras e superfícies relativamente lisas.
Olhe para a foto "Mar de Crises" por si mesmo. A superfície do mar é quase inteiramente lisa e as áreas circundantes são fortemente crateradas.
Por que os meteoritos caíram intensamente ao redor do mar e não caíram no próprio mar?
É lógico explicar assim. Antes da formação do mar, o fluxo de meteoritos era bastante intenso e, quando o mar se formou, esse fluxo secou.

Ao examinar as crateras de impacto na superfície da Lua, podemos descobrir como a chuva de meteoros mudou ao longo do tempo. Por outro lado, sabendo como a chuva de meteoros mudou ao longo do tempo, podemos estimar a idade da superfície lunar contando o número de crateras grandes e pequenas nela.
Antes do início da era espacial, os astrônomos só podiam determinar a idade relativa da superfície lunar. Digamos que o Mar de Crises seja mais jovem que a paisagem circundante, pois possui menos crateras de impacto. E para a pergunta "quanto mais jovem?" foi difícil responder. Mas depois que amostras de solo foram entregues à Terra de 9 lugares lunares diferentes (nave espacial americana Apollo 11, 12, 14, 15, 16, 17 e estações automáticas soviéticas Luna 16, 20, 24), tornou-se possível determinar a idade absoluta desses lugares . Assim, tornou-se possível estimar com bastante precisão a idade de outras regiões da Lua comparando as densidades das crateras de impacto.
Além disso, supondo que a chuva de meteoros caísse mais ou menos uniformemente em todos os corpos do sistema solar, tornou-se possível determinar as idades absolutas de várias partes de Marte, Mercúrio, Vênus, bem como satélites dos planetas e até asteróides.
Tudo isso, é claro, é maravilhoso, mas há um “mas”.

E se toda essa cronologia de meteoritos estiver errada?

DE ONDE VEM OS METEORITOS?

De onde vêm os meteoritos, que deixam crateras de impacto em corpos celestes, por exemplo, na Lua? Eles podem cair na Lua, movendo-se em órbitas heliocêntricas ou geocêntricas. O último é atualmente impossível - a Terra agora tem apenas um satélite natural. Mas quem sabe, talvez fossem antes.
Se considerarmos o sistema Terra-Lua, é difícil dar uma resposta inequívoca à pergunta: de onde vieram os meteoritos? Para uma resposta confiável você precisa de um sistema de satélite que tenha as seguintes qualidades:

1. O planeta central é muito massivo.
2. Existem muitos satélites em órbitas próximas e distantes.
3. Os satélites estão virados para o planeta de um lado
4. A superfície dos satélites tem muitas crateras

Se os meteoritos caindo nos satélites se moveram ao longo de órbitas heliocêntricas, então, tendo caído no forte campo gravitacional do planeta, eles acelerarão a altas velocidades. Portanto, pode-se esperar que os satélites internos tenham crateras muito mais fortes do que os externos. E as próprias crateras devem ser visivelmente maiores. Além disso, os lados dianteiros dos satélites devem ser dobrados com muito mais força do que os acionados. Este efeito deve ser especialmente pronunciado para satélites internos, cuja velocidade orbital pode exceder 10 km/s.

No sistema solar, três planetas têm sistemas completos de satélites - Júpiter, Saturno, Urano. Mas dos quatro satélites principais (galileanos) de Júpiter, os dois mais próximos praticamente não têm crateras. Portanto, o sistema de Júpiter não é a melhor opção para determinar a fonte de meteoritos que produzem crateras de impacto. Saturno é um assunto completamente diferente. Todos os grandes satélites deste planeta, tanto externos quanto internos (com exceção de Titã), possuem fortes crateras. Portanto, imediatamente após a passagem da espaçonave Voyager 1, 2 perto de Saturno, os cientistas começaram a explorar as crateras de impacto em seus satélites. Aqui estão as descobertas:

As fotografias mostram fragmentos de texto retirados do livro "System of Saturn", Moscow: Mir, 1990.

Pode-se ver neste texto que vários cientistas planetários, percebendo que os satélites internos devem ter crateras muito mais fortes do que os externos, tentaram detectar esse efeito. Em particular, de acordo com estimativas, "Mimas" - os satélites mais internos (dos regulares) de Saturno devem ser 20 vezes mais fortes que o satélite mais externo - Jápeto. Mas não há NADA do tipo.

Assim, uma análise da distribuição das crateras de impacto nos satélites de Saturno nos permite tirar a seguinte conclusão. Nenhum aumento sistemático na densidade de crateras de impacto nos satélites internos de Saturno (em comparação com os externos) é observado. E isso significa que pelo menos a maior parte das crateras de impacto são causadas por corpos que não giram em órbitas heliocêntricas, mas em órbitas ao redor de Saturno. O fato de a densidade das crateras de impacto não depender da longitude dos satélites, incluindo os mais internos, também confirma essa conclusão.
Esta conclusão muito importante, que decorre diretamente das observações, infelizmente passou despercebida entre os cosmogonistas. O que, no entanto, não é surpreendente, pois não se encaixa bem na teoria da acreção.

UMA NOVA VISÃO SOBRE A ORIGEM DAS CRATERAS DE IMPACTO

Assim, os corpos que deixaram crateras de impacto nos satélites de Saturno, basicamente, vieram não de órbitas heliocêntricas, mas de órbitas Saturnocêntricas. Como eles chegaram lá?
De acordo com a teoria da acreção, tais corpos foram capturados pelo Saturno em crescimento a partir de órbitas heliocêntricas. Mas, neste caso, esses corpos deveriam ter deixado crateras maiores nos satélites internos, o que não é verdade. Como resultado, chegamos a uma ode de que os corpos que se movem ao longo das órbitas Saturnocêntricas não foram capturados de fora, mas nasceram aqui no sistema de Saturno.
Essa conclusão parece, para dizer o mínimo, estranha no quadro da teoria da acreção. Mas dentro da estrutura da nova teoria, é quase óbvio.
De fato, de acordo com a teoria explosiva (ou hipótese, chame como quiser), todos os corpos celestes são ejeções vulcânicas de corpos celestes ainda maiores. Deste ponto de vista, é óbvio que todas as crateras de impacto em corpos celestes foram deixadas por objetos que foram ejetados de corpos celestes. E a questão principal aqui é - onde estavam os corpos que bombardearam esse objeto? Agora, graças ao estudo das luas de Saturno, sabemos que esses corpos estavam em algum lugar próximo. E nós temos três respostas para a pergunta.

1. Os satélites de Saturno foram formados por crateras de Saturno.
2. As luas de Saturno mutilaram umas às outras.
3. Cada satélite formou uma cratera.

Se Saturno criasse crateras em seus satélites, os satélites internos teriam mais crateras do que os externos. Mas isso não. Se os satélites se chocassem, quem faria a cratera da Lua ou de Marte? Portanto, se não criarmos nosso próprio cenário de crateras para cada planeta, devemos tirar a seguinte conclusão: cada corpo celeste cria crateras em sua própria superfície.
Dentro da estrutura da hipótese acrecionária, tal conclusão parece implausível, mas dentro da estrutura da explosiva, é bastante natural.
De fato, cada corpo celeste é mais ativo no momento de seu nascimento - imediatamente após a separação do corpo parental. Ao mesmo tempo, pode lançar vários corpos no espaço circundante como resultado de processos vulcânicos. Alguns desses corpos voam para o espaço sideral, alguns permanecem próximos, formando um sistema de satélites, e alguns caem de volta. É esta última parte que cria crateras de impacto.
Então, da nova perspectiva, as crateras de impacto são (principalmente) internas, não externas. Uma enorme massa voa para fora da cratera do vulcão a uma velocidade um pouco menor que a segunda cósmica. E, caindo de volta no corpo pai, cria uma cratera de impacto em sua superfície. É possível que algumas das crateras de impacto sejam realmente de origem externa. Mas esta parte é insignificante.

Vamos ver que conclusões se seguem desta conclusão. E então os comparamos com o que é observado no sistema solar.

ASSIMETRIA GLOBAL DE MARTE

Uma característica interessante de Marte é a chamada dicotomia global (assimetria). Sua superfície é composta por duas partes aproximadamente iguais em tamanho, mas muito diferentes em suas propriedades (ver fotos 1 e 2).
Uma parte da superfície - está localizada principalmente no Hemisfério Norte - é uma planície, a segunda é uma colina. Na Terra, a altura das montanhas e a profundidade das depressões são medidas a partir do nível do mar. Em Marte, a superfície é tomada como o nível zero, respectivamente correspondente à pressão atmosférica de 6,1 milibares (ponto triplo da água).
Assim, devido à assimetria global de Marte, seu raio polar sul é 6,3 km maior que o norte. O centro de massa é deslocado em relação ao centro geométrico em 2,99 km. E toda a superfície tem uma distribuição bimodal em altura, tendo dois dos níveis mais comuns: +1,5 km e -4 km.

Por que Marte é tão assimétrico? Se for formado de acordo com a teoria da acreção, deve estar em um estado próximo ao equilíbrio. Que força o desequilibrou?
Você pode olhar para o problema do outro lado. Qualquer sistema fechado busca o equilíbrio. Marte não é exceção. Se agora está longe do estado de equilíbrio, então, consequentemente, no passado, no momento de sua formação, estava ainda mais longe do estado de equilíbrio. Isso significa que não foi formado como resultado de acreção.

Dentro da estrutura da hipótese explosiva, a assimetria global dos planetas e seus satélites é uma coisa comum. Mesmo que o corpo parental tivesse uma simetria perfeita, e a matéria pré-estelar superdensa estivesse estritamente em seu centro, então depois que o corpo se dividisse em partes quase iguais ou, inversamente, muito desiguais, essa simetria deveria ser quebrada. Uma vez que nos corpos-filhos a substância superdensa não estará mais localizada estritamente no centro.
No futuro, o corpo-filho pode gradualmente atingir um estado de simetria (equilíbrio). No entanto, se suas dimensões não forem muito grandes e uma parte significativa da substância tiver tempo para se solidificar cedo o suficiente, o corpo-filho pode nunca atingir um estado uniforme. Isso é exatamente o que vemos no exemplo de Marte.
A julgar pelo estado atual de Marte, podemos concluir que no momento de sua formação, a substância superdensa não estava no centro do planeta, mas foi deslocada para o sul. É por isso que quase todos os vulcões estão localizados no hemisfério sul ou perto do equador.
Apesar do hemisfério sul ser cerca de 6 km mais alto que o norte, um “crescimento” adicional de Tarsis cresceu neste planalto (ver foto 3).
Tarsis é uma enorme protuberância de 5 mil km de tamanho, que sobe para 10 km. Ele contém vários dos maiores vulcões de Marte, cujo tamanho chega a 500 km e as alturas são cerca de 20 km acima do nível zero. Ao mesmo tempo, o nível médio do hemisfério norte está abaixo de zero em 4 km. É muito difícil explicar a origem de um "crescimento" assimétrico gigante como Tarsis dentro da estrutura da teoria da acreção.

QUEM CRIOU MARTE?

Assim, a superfície de Marte consiste em duas partes radicalmente diferentes, aproximadamente iguais em tamanho. Uma parte da superfície é muito mais alta que a outra (a diferença é de 5,5 km) e quase todos os vulcões estão localizados nela (médios e grandes - todos). Ou seja, contém evidências de sua atividade violenta no passado. E isso não é surpreendente, presumivelmente, foi precisamente por causa de sua atividade que ela subiu tão alto. E a região de Tarsis, onde estão localizados os vulcões mais poderosos, foi a mais alta em Marte. E o maior vulcão, o Olimpo, também é o mais alto: 21 km do nível zero.

E agora uma pergunta simples. Qual território de Marte deveria ter mais crateras: terras altas, onde todos os vulcões estão localizados, incluindo os relativamente jovens, ou terras baixas, onde os sinais de atividade geológica são quase invisíveis?

De fato, a questão é simples. As terras altas geologicamente mais ativas devem ter muito menos crateras do que as terras baixas não ativas. Sim, deveriam, mas não o fazem. As colinas de Marte são muito mais cheias de crateras. Por quê? NINGUÉM sabe disso. Nós nos acostumamos com esse estranho recurso. Aqui está o que foi escrito sobre ela antes.

A foto mostra uma página do jornal "Uspekhi fizicheskikh nauk" de 1971, abril. Artigo de R. Leighton "A Superfície de Marte".

Assim, as planícies menos ativas e, consequentemente, mais antigas de Marte têm muitas vezes menos crateras do que as regiões elevadas. Agora todos podem se convencer disso olhando para uma foto da superfície marciana (ver foto 2) Uma situação semelhante é observada na Lua, onde os mares são menos craterados.
A superfície lunar foi estudada primeiro. Para interpretar sua história, foi usado o conceito de um único bombardeio de meteoritos (cronologia): muitos asteróides voam ao redor do sistema solar, que colidem periodicamente com planetas e seus satélites. Seja esse conceito verdadeiro ou não, obviamente poderia ser ajustado para descrever a história da superfície de um corpo como a Lua. Simplesmente assumindo que as áreas com mais crateras são as mais antigas. E então calcule como a chuva de meteoros mudou nos últimos 4 bilhões de anos.

No entanto, Marte e Miranda não se encaixam mais nesse conceito. Se as superfícies de todos esses três corpos fossem estudadas simultaneamente, acho que o conceito de cronologia de meteoritos teria poucos adeptos. Mas a Lua foi estudada muito antes do resto dos corpos do sistema solar. O conceito de acreção já havia se tornado um dogma na planetologia naquela época. Portanto, o conceito de cronologia de meteoritos tornou-se um dogma.
Depois que Marte e os satélites dos planetas gigantes foram estudados, dúvidas sobre a veracidade do conceito de cronologia dos meteoritos deveriam ter surgido. Mas eles não apareceram. Por quê?

Primeiro, porque o conceito de cronologia de meteoritos já se tornou um dogma científico. E a verdade do dogma científico não é discutida.
Em segundo lugar, há questões mais sérias. Por exemplo, no caso de Marte, a origem de sua assimetria global parece um problema muito mais sério do que o diferente grau de encaixotamento de regiões baixas e altas. O principal mistério de Miranda é quão poderosa atividade interna pode aparecer em um corpo tão pequeno. Quanto aos satélites de Marte, há muitas questões difíceis aqui, e a criação de caixas desaparece em segundo plano.

QUEM CRIOU PEQUENOS CORPOS?

Mesmo que o leitor concorde que corpos grandes se formam crateras, aceitando isso como uma hipótese de trabalho, ele ainda terá dúvidas sobre corpos pequenos. Afinal, é óbvio que pequenos asteróides não poderiam se multiplicar. A segunda velocidade cósmica nesses corpos é de vários metros por segundo. Portanto, é improvável que tudo o que será ejetado das entranhas dos asteroides para o espaço circundante volte a cair. A única saída permanece: crateras de impacto em asteróides e outros pequenos corpos são de origem externa.

Mas não vamos nos apressar em tirar essa conclusão, mas lembre-se de como é formada uma cratera de impacto, que é um funil cercado por um eixo anular. Às vezes tem um slide central. Em termos mais gerais, esse processo se parece com isso.
Um asteróide, movendo-se a uma velocidade de dezenas de quilômetros por segundo, colide com o planeta. Em velocidades tão grandes, qualquer corpo se comporta como um líquido, porque a energia cinética de suas moléculas excede em muito a energia de ligação química. Como resultado, a substância do asteróide penetra a uma profundidade considerável e depois pára. Neste caso, a energia cinética é convertida em energia térmica. Dezenas de quilômetros por segundo correspondem a temperaturas de centenas de milhares de graus. Portanto, a substância do astroide e uma parte significativa da substância circundante do planeta se transforma em vapor. Há uma explosão poderosa. Como resultado, um funil é formado. E parte da substância expelida e caindo de volta forma um poço anular e, às vezes, uma colina central.
Se essas idéias modernas sobre a origem da cratera de impacto estiverem corretas, o eixo anular pode se formar apenas em planetas e grandes satélites com gravidade significativa.
Em corpos celestes com menos de 100 km de tamanho, devido à baixa gravidade, a matéria ejetada simplesmente se dissipará no espaço circundante. Portanto, em tais objetos, apenas funis devem ser formados sem eixos anulares subindo acima da superfície circundante. Vamos ver se é esse o caso.
Um dos primeiros que chamaram a atenção para o fato de não ser assim foram H. Alven (laureado com o Nobel) e G. Arrennus. Aqui está o que eles escreveram no livro "A Evolução do Sistema Solar" (p. 299) sob a fotografia de Fobos:
Crateras de impacto na lua de Marte, Fobos. As crateras, devidamente iluminadas, mostram cumes que se projetam significativamente acima da superfície circundante. Como o material ejetado a velocidades superiores a alguns metros por segundo deixará o satélite, os cones de cratera não podem ser formados pela precipitação do material ejetado no impacto, como é o caso da Terra, Marte e da Lua.

Como eles são formados? Depois de analisar a distribuição de crateras em Marte, na Lua, bem como nos satélites de Saturno e Urano, chegamos à conclusão de que mesmo as crateras de impacto em corpos celestes são principalmente de origem interna e não externa. Simplificando, cada corpo celeste forma independentemente a aparência de sua superfície.
Por outro lado, crateras de impacto em corpos muito pequenos não podem ser de origem interna. Só porque a ejeção vulcânica em tal corpo não cairá para trás, mas voará para o espaço sideral.
Se todas essas nossas suposições estiverem corretas, então só há uma saída.

ORIGEM DE CRATERAS SEM IMPACTO

Depois de analisar a distribuição das crateras nos satélites de Saturno (e Urano), podemos chegar à seguinte conclusão. Os meteoritos que causaram a formação dessas crateras não poderiam estar em órbitas heliocêntricas. Se eles chegassem de órbitas heliocêntricas, os satélites internos teriam crateras muito mais fortes do que os externos. Além disso, os hemisférios da frente dos satélites internos teriam se multiplicado significativamente mais do que os da direita. No entanto, nada do tipo é observado.
Como resultado, fizemos uma suposição bastante incomum: cada corpo celeste cria crateras em sua própria superfície. E já partindo disso, concluímos que as chamadas crateras de impacto em pequenos satélites de pequenos corpos do Sistema Solar não podem ser crateras de impacto. Ou seja, eles são chamados de tambores por engano. Na verdade, é o resultado da atividade interna.
De um novo ponto de vista, qualquer corpo celeste é formado como resultado da atividade vulcânica (entendida no sentido amplo da palavra) em um corpo celeste maior. Ou seja, todo corpo celeste já foi ejetado das entranhas quentes de um objeto maior. Portanto, qualquer corpo no momento de seu nascimento é quente e tem alguma atividade interna. É devido a essa atividade interna que várias crateras e outros detalhes de relevo são formados na superfície do corpo. Em termos mais gerais, o processo de formação de crateras em grandes corpos cósmicos se parece com isso.

Quando um corpo recém-formado deixa seu corpo original, a pressão em seu interior cai drasticamente. Portanto, a substância fundida (magma) localizada ali se expande e sobe à superfície.
Como a pressão é ainda menor perto da superfície, a matéria se expande ainda mais e se move para cima ainda mais rápido. Quando o magma chega perto o suficiente da superfície (que já se solidificou parcialmente devido ao rápido resfriamento no espaço sideral), ele o deforma.
Em seguida, o magma rompe a superfície e, através dessa lacuna, a substância fundida e os compostos gasosos comprimidos são ejetados com força para o espaço sideral.
Como resultado desse processo, a parte restante do magma esfria rapidamente, seu volume diminui e a superfície do corpo celeste cede na zona de ejeção.
Este tipo de cratera difere qualitativamente da cratera de impacto, pois é visivelmente elevada acima da superfície circundante. Uma pequena cratera de impacto é um funil simples, cuja borda superior coincide com a superfície circundante.
Um meteorito, caindo na superfície, pode fazer um funil nele, mas não é capaz de “levantá-lo”.
Se o volume de magma em erupção for grande o suficiente em comparação com o tamanho do corpo celeste, é possível a subsidência global de uma parte significativa da superfície. Neste caso, devido à diminuição da área de superfície, dobras ou sulcos podem se formar sobre ela, estendendo-se da cratera por distâncias consideráveis. Aparentemente, foi assim que a maior cratera "Stickney" foi formada no satélite de Marte - Phobos. Na foto sulcos são claramente visíveis, estendendo-se do poço da cratera por muitos quilômetros. Dentro da hipótese de impacto, a formação desses sulcos não é clara.
Da mesma forma, o Ithaca Canyon foi formado na lua de Saturno Tétis. Estende-se por 2.000 quilômetros (3/4 da circunferência de Tétis); sua profundidade varia de 3 a 5 quilômetros e sua largura chega a 100 quilômetros. A borda em alguns lugares é elevada a uma altura de até 0,5 km. Existem muitas longas depressões paralelas e cumes dentro do cânion.
Uma origem semelhante, talvez, tenha o cânion "Valley Mariner" em Marte (veja a foto).

No início da era espacial, um evento marcante foi o estabelecimento de uma grande distribuição de estruturas de anéis nos planetas do sistema solar. A Lua tem sido a mais estudada. Depois de estudar imagens de diferentes escalas, contando crateras e sua distribuição de tamanho, descobriu-se que quanto mais velha a superfície do local, mais densa ela é saturada de crateras.

O estudo das estruturas de meteoritos da Terra começou recentemente. Até a década de 1960, além de várias pequenas crateras e campos de crateras, apenas a cratera Arizona (1,2 km de diâmetro) era conhecida. Então, em vários países, numerosas crateras de meteoritos e suas partes de raízes erodidas - astroblemas (do grego antigo - feridas estelares) foram descobertas.

No final do século 20, mais de 230 grandes crateras de impacto (astroblemas) são conhecidas na superfície da Terra. O maior deles tem um diâmetro de até 200 km. Assim, as crateras de meteoritos estão espalhadas na Terra da mesma forma que em outros corpos do sistema solar. Mas longe de toda a superfície da Terra ainda foi explorada, especialmente o fundo dos oceanos. Mesmo na superfície da terra, inúmeras novas crateras e astroblemas podem ser descobertos.

Recentemente, tornou-se conhecido que explosões de grandes meteoritos afetam o clima e as estruturas da crosta terrestre em escala global, o que torna esse problema um dos problemas mais urgentes da geologia e da planetologia modernas. Portanto, as questões de estudar estruturas de meteoritos devem se tornar propriedade dos mais amplos círculos de pessoas envolvidas em ciências naturais. Ao mesmo tempo, essas estruturas ainda são pouco conhecidas por muitos geólogos, geógrafos e morfologistas; profissionais que possam encontrá-los no campo.

Em meu trabalho, tentei estabelecer a distribuição dos astroblemas na superfície do nosso planeta por país, levando em consideração seu tamanho e idade.

Desde a segunda metade do século 19, no estado do Arizona, nos EUA, é conhecida uma cratera - "Devil's Canyon". Seu diâmetro é de 1240m e sua profundidade é de 170m. No início, havia diferentes hipóteses sobre sua origem: alguns consideravam a cratera vulcânica, outros - o resultado de uma explosão de vapor de água, outros a consideravam uma falha cárstica. No entanto, entre os índios, os habitantes nativos do Arizona, havia uma lenda de que uma vez um deus de fogo desceu à Terra em uma carruagem de fogo, e a cratera é o local de seu “desembarque”. Em 1906 O geólogo D. Barringer provou que a cratera do Arizona é de origem de impacto. Durante numerosos estudos, cerca de 12 toneladas de substância de meteorito foram encontradas. A cratera surgiu há cerca de 50 mil anos como resultado de um meteorito de ferro-níquel caindo na Terra com um diâmetro de 60 m a uma velocidade de 20 km / s. A energia da explosão durante a formação da cratera é estimada em 10-20 megatons.

Duas pequenas crateras (até 170m de diâmetro) associadas a meteoritos de ferro foram encontradas em Odessa (Texas, EUA) pelo filho de Barringer em 1922. Está agora estabelecido que a queda de meteoritos ocorreu há cerca de 12 mil anos. Em 1927 I. Reinvald descreveu sete crateras com um diâmetro máximo de 110 m na área de Kaalijärvi. Saareva (Estônia). Ele explicou sua origem por uma explosão após o impacto de um meteorito de ferro de alta velocidade. O grupo de crateras Hanbury na Austrália central foi descoberto por Alderman em 1931. A maior das 15 crateras tem a forma de uma elipse medindo 180x140m. Em conexão com o ferro de meteorito encontrado lá com uma massa total de 200 kg, Alderman identificou as crateras como meteoritos. Descoberta um ano depois, a dupla cratera Wabar (Arábia Saudita), com um diâmetro da maior delas de 97m, também é reconhecida como meteorito, por causa dos vários quilogramas de ferro meteórico encontrados. Em 1933 Spencer sugeriu que o sistema conhecido de muitas crateras de Campo Del Cielo (Argentina) é de origem meteorítica. Posteriormente, 3 toneladas de ferro meteórico foram encontradas nessas crateras e em 1965. foi finalmente estabelecido que essas crateras são meteoritos. Agora, centenas dessas crateras são conhecidas: Murghab (Tajiquistão) com um diâmetro de 80m, Boxhall (Austrália) com um diâmetro de 175m, Alulu (Mauritânia) com um diâmetro de 300m, Herault (França) com um diâmetro de 230m e muitas outras .

Durante a formação de crateras relativamente pequenas, como as descritas acima, é liberada energia de impacto de meteoritos, com magnitude próxima à explosão de bombas atômicas, semelhantes às lançadas em Hiroshima.

Crateras de impacto maiores foram descritas pela primeira vez como algo completamente diferente. A partir do primeiro estudo de W. Busher da cratera Serpent Mound de 6 km de diâmetro (Ohio, EUA), uma explosão foi reconhecida como a causa da formação de tais crateras, mas o vulcanismo foi considerado a única fonte conhecida da explosão. Como não foram encontrados vestígios de vulcanismo na própria cratera ou em suas proximidades, o nome “criptovulcanismo” foi dado a esse fenômeno. Bushehr e outros geólogos descreveram muitas crateras "criptovulcânicas", como Stanheim (Alemanha), Flink Creek e Sierra Maddera (EUA), Friederfort Dome (África do Sul) e outras.

Cratera Kebira

Kebira é uma cratera de impacto no Saara. Foi descoberto usando imagens de satélite muito recentemente. Tem um diâmetro de 31 km, sua idade ainda não foi determinada. Acredita-se que seja a fonte do chamado vidro do deserto, ou "vidro líbio".

cratera de Chesapeake
A cratera de impacto de Chesapeake, na Virgínia, EUA, foi formada como resultado do impacto de um meteorito na costa leste do continente norte-americano há 35 milhões de anos, no final do Eoceno. É a cratera de impacto marinha mais bem preservada e agora é a maior cratera de impacto dos Estados Unidos. O aparecimento da cratera influenciou a formação dos contornos da Baía de Chesapeake.
Esta cratera tem 85 km de largura.

cratera de Acraman
Acraman é uma cratera de impacto no sul da Austrália formada por um impacto de meteorito com um diâmetro de 4 km há cerca de 590 milhões de anos.
O impacto criou uma cratera com cerca de 90 km de diâmetro. Processos geológicos subsequentes deformaram a cratera. A explosão levou à propagação de detritos a uma distância de 450 km. Processos geológicos subsequentes deformaram a cratera e o Lago Akraman se formou nela.

Cratera Sudbury
Cratera de impacto, que se formou como resultado da queda de um cometa com um diâmetro de 10 km. 1,85 bilhão de anos atrás.
O impacto criou uma cratera com cerca de 248 km de diâmetro. Processos geológicos subsequentes deformaram a cratera e adquiriram uma forma oval. É a segunda maior cratera de meteorito da Terra. Localizado em Ontário, Canadá. Grandes depósitos de minério de níquel e cobre foram encontrados ao longo do perímetro da cratera.

Cratera do meteorito Vredefort
A Cratera Vredefort é uma cratera de impacto localizada a 120 quilômetros de Joanesburgo, África do Sul. O diâmetro da cratera é de 250 a 300 quilômetros, o que a torna a maior do planeta (sem contar a provável cratera inexplorada Wilkes Land com um diâmetro de 500 quilômetros na Antártida). Nomeado após a cidade vizinha de Vredefort. Em 2005, foi incluído na lista de Patrimônios Mundiais da UNESCO.
O asteroide que colidiu com a Terra, e formou a cratera Vredefort, foi um dos maiores já em contato com o planeta, segundo estimativas modernas, o diâmetro de sua circunferência era de cerca de 10 quilômetros.

Cratera "Poço do Lobo"
Um meteorito pesando cerca de 50.000 toneladas caiu cerca de 300.000 anos atrás na Austrália Ocidental, no Great Sandy Desert. Como resultado da queda, uma grande cratera Wolfe Creek (“Wolf Pit”) foi formada com um diâmetro de 875 metros e uma profundidade de 60 metros. A Academia Russa de Ciências armazena muitos fragmentos de um meteorito, com um peso total de 400 kg.
Wolf Creek também é o título original do filme de terror australiano Wolf Creek, que se passa na área da cratera.

Cratera de meteorito "Lago Manicouagan"
A Cratera Manikuguan, que hoje abriga o Lago Manikuguan, foi formada como resultado de uma colisão com um corpo celeste de 5 quilômetros de diâmetro, há cerca de 215 milhões de anos. Mesmo levando em conta os processos de erosão, é considerada uma das maiores e mais bem preservadas crateras da Terra. O diâmetro da cratera é de 100 quilômetros. O lago em forma de anel está localizado na parte central da província de Quebec, no Canadá.
No centro do lago está a ilha de Rene-Levasseur, na qual está localizado o Monte Babilônia (952 m). O lago, juntamente com a ilha, são claramente visíveis do espaço, razão pela qual também são chamados de “olho de Quebec”.

cratera de Morokweng
A Cratera Morokweng foi formada por um impacto de meteorito de 5 km de diâmetro na África do Sul há cerca de 145 milhões de anos. Localizada perto do deserto de Kalahari, esta cratera continha fragmentos fossilizados do meteorito que a criou.
Descoberto em 1994.

Cratera Kara
O todo-poderoso Cosmos não privou o CIS de sua atenção. A uma altitude de 3.900 metros acima do nível do mar, nas montanhas Pamir, no Tajiquistão, perto da fronteira com a China, existe um lago. Este lago foi formado em uma cratera de asteroide com um diâmetro de 45 quilômetros. A queda aconteceu há cerca de 5 milhões de anos.
Kara Crater é a sétima maior do mundo.

cratera de Chicxulub
A cratera Chicxulub, com cerca de 65 milhões de anos, está localizada no México, na Península de Yucatán. Muitos cientistas acreditam que o meteorito que deixou esta cratera causou ou contribuiu para a extinção dos dinossauros. Seu diâmetro é estimado na faixa de 170 a 300 quilômetros.

Cratera Popigay
A cratera Popigay, localizada na Sibéria, na Rússia, foi formada como resultado do impacto de um meteorito há 35,7 milhões de anos.
A bacia da cratera foi descoberta em 1946 por D.V. Kogevin na bacia do rio Popigay
no território de Krasnoyarsk.
O diâmetro da cratera é de 100 km. O asteróide atingiu uma camada de carvão gigante. O maior depósito de diamantes de impacto está localizado na área da cratera; em termos de reservas, é 3 vezes mais que todos os depósitos do mundo juntos.
O depósito foi classificado, e seu estudo foi congelado devido ao fato de que naquela época fábricas para a produção de diamantes sintéticos estavam sendo construídas no país. No verão de 2013, uma nova expedição está planejada.

Barreira de Cratera do Arizona
A cratera mais famosa do mundo é a Cratera Barringer, no Arizona (EUA). Na década de 1960, os astronautas da NASA o usaram para treinar antes de ir à lua. Surgiu há cerca de 50.000 anos após a queda de um meteorito de ferro de cinquenta metros e pesando 300.000 toneladas. Seu diâmetro é de 1,2 km e sua maior profundidade é superior a 170 m. Por quase cem anos, a família Barringer é proprietária da cratera e com sucesso negocia - cobra uma taxa de entrada.

cratera de Aorunga
Aorunga é uma cratera de impacto de meteorito erodida localizada no Chade, África. Tem um tamanho de 12,6 km de diâmetro; idade - não inferior a 345 milhões de anos.

Cratera de Hanbury
A cratera Hanbury, a 175 km de Alice Springs, na Austrália, foi formada há 4,7 mil anos como resultado da queda de um grande asteroide ou cometa. O mensageiro espacial caiu nas entranhas da terra a uma profundidade de vários quilômetros e depois queimou. Uma cratera com um diâmetro de 22 km foi formada.
Os aborígenes australianos nunca beberam a água que se acumulava após raras chuvas em estranhas depressões na terra, que tinham uma cor avermelhada. Eles estavam com medo de um diabo de fogo que poderia tirar suas vidas. É possível que os ancestrais distantes dos habitantes indígenas da Austrália tenham testemunhado a queda de um corpo celeste.

Cratera de Arkenu
Arkenu - Duas crateras no deserto do Saara, na parte sudeste da Líbia. Diâmetros - 10,3 e 6,8 km.
Ambos os objetos são classificados como crateras de duplo impacto. Ao mesmo tempo, eles têm estruturas de montanhas em anel concêntricos, ao contrário da maioria das outras crateras terrestres, que são severamente destruídas pela erosão.

Cratera do Sapateiro
O diâmetro da cratera na Austrália Ocidental é de cerca de 30 quilômetros. Contém lagos sazonais que produzem depósitos de sal por evaporação. A queda do meteorito ocorreu há cerca de 1,7 bilhão de anos e a cratera é considerada a mais antiga de todas as crateras australianas conhecidas. Um anel interno escuro em forma de meia-lua circunda um núcleo de rocha de granito erguida.

Cratera Logancha
A cratera Logancha de 14 quilômetros do Paleogene, no leste da Sibéria, foi trabalhada em rochas vulcânicas do Triássico Inferior - lavas e tufos de basalto. A estrutura é fortemente erodida e as sequências de impacto são erodidas. A profundidade da cratera é de cerca de 500 metros e o diâmetro é de 20 km, então a cratera é perfeitamente visível nas imagens de satélite.

Cratera do meteorito Karsky
A cratera Ust-Kara é uma cratera de impacto que se formou como resultado de uma queda de meteorito há cerca de 70 milhões de anos.
Ele está localizado na Rússia no Okrug Autônomo Nenets, 15 km a leste do rio Kara. Em relevo, é uma depressão alongada aberta ao mar. A cratera Kara está cheia de fragmentos de rochas formados durante a explosão, parcialmente derretidos e solidificados na forma de uma massa vítrea.
Após a queda do meteorito, formou-se uma cratera com cerca de 65 km de diâmetro.

Cratera Suavyarvi (Rússia, República da Carélia)
A maioria dos lagos da Carélia é de origem glacial - mas não o Lago Suavyarvi, localizado a 56 km a noroeste de Medvezhyegorsk. Externamente, é igual a todos os outros, mas, ao contrário de todos os outros, está localizado no centro da cratera de impacto mais antiga do nosso planeta. Sua idade é de 2,4 bilhões de anos! Mas foi descoberto há relativamente pouco tempo, na década de 1980, quando geólogos soviéticos conseguiram encontrar diamantes de impacto aqui - muito raros e duros, que podem cortar até diamantes comuns extraídos em tubos de kimberlito. É graças à sua presença que a existência da cratera mais antiga da Terra é um fato indiscutível.