Структуры гэтага рангу трапляюць па памеры ў адну групу з вулканотектоническими дэпрэсіямі або кальдерами прасядання над магматычных агменем, за якія яны раней і прымаліся.

Для структур такога рангу павінна ўжо вызначана адбівацца выпукласць планетарнай паверхні Зямлі - геоида. Акрамя таго, энергіі выбухаў у гэтых выпадках гэтак вялікія, што можна чакаць нейкіх укараненняў подкоровых або мантыйных магматычных парод. Аднак яны пакуль не выяўленыя. Серыя импактных парод у гэтых буйных структурах прадстаўлена багата і разнастайна, у іх добра выяўленыя розныя прыкметы шок-метаморфизма. Вывучэнне буйных метэарытных структур дае нам некаторую магчымасць меркаваць аб уласцівасцях тых, яшчэ больш буйных структур, прыклады якіх на Зямлі пакуль невядомыя.

Карскі кратэр 

На поўнач ад Палярнага Урала, у перадгор'ях хрыбта Пай-Хой, ужо даўно вядомая Карскія дэпрэсія ў басейне р Кары, якую лічылі кальдерой, мааром або вынікам тэктанічнага прасядання над магматычных агменем. Даказаў метэарытнуюа прыроду Веру дэпрэсіі М. А. Маслаў. Па яго ініцыятыве тут прасвідраваныя свідравіны, праведзены сейсмічныя, магнитометрические і гравіметрычнай працы.

Карскі метэарытны кратэр накладзены на складчатые структуры палеазойскай тоўшчаў паўночна-усходняга крыла Пай-Хойского антиклинория і размяшчаецца ў асноўным сярод поля пермскіх молассоидных адкладаў. Пароды цокальнага комплексу - протерозойские кварц-актинолит-эпидотовые сланцы і углисто-крамяністыя филлитовидные сланцы з праслоямі туфаў асноўнага складу і пяшчанікаў. Вышэй залягаюць пароды ніжняга - сярэдняга ордовика - вапнавае-крамяністыя, вапнавае-гліністыя сланцы з тонкімі праслоямі окремнелых вапнякоў. Силурийско-девонская тоўшча складзена углисто-гліністымі, кремнисто-гліністымі і графитоидно-крамяністыя сланцаў з праслоямі вапнякоў. Над ёй залягаюць сярэдне-верхнедевонская тоўшча кварцитовидных пяшчанікаў і кремнисто-гліністых істужачна-слаістай сланцаў з яшмовидными пародамі. Пароды каменнавугальнага ўзросту - углисто-гліністыя і углисто-крамяністыя сланцы і углисто-кремнисто-гліністыя вапнякі. Нижнепермские пароды - пяшчанікамі, алевролиты, аргиллиты і гліністыя сланцы з праслоямі кангламератаў. Палеазойскай ападкавыя пароды прарваныя дайк і магутнымі, да 100 м і больш, силлами палеазойскай диабазов.

Карскі метэарытны кратэр ў рэльефе выглядае як западзіна з млявым рэльефам (амплітуда 40 - 60 м) сярод пагорыстых перадгор'яў Пай-Хоя. Западзіна асушаных р Карай з прытокамі, якія ў вярхоўях маюць вузкія каньонообразные даліны, а выходзячы ў Карскую дэпрэсію, набываюць характар меандрирующих раўнінных рэк. Глыбінная структура Карскага кратэра малюецца ў асноўным па геафізічных дадзеных. Над паўночна-ўсходняй часткай кратэра усталяваны гравітацыйны мінімум, падковападобны ў плане. У цэнтры поле ускладнена станоўчым максімумам, адпаведным цэнтральным падняцці. Краю кратерной варонкі адзначаны зонай вялікіх градыентаў гравітацыйнага поля, звязанай, з крутымі бартамі варонкі. Магнітнае поле вакол кратэра ўяўляе сабой зону полосчатых анамалій паўночна-заходняга распасціранні. Карскія. дэпрэсія акружаная кольцам лакальных магнітных анамалій, супадальным з градыентнай зонай поля сілы цяжару. З станоўчым гравітацыйным максімумам у цэнтры структуры супадае магнітны мінімум, акружаны кольцам станоўчых магнітных анамалій. Сейсмічных працамі па двух пересекающимся профілях ўстаноўлена, што кратерная варонка мае стромкія борта, гарызантальнае сапраўднае дно з спадзістым нахілам да цэнтру пад кутамі ў краю 5 - 10°.

На дне адзначаюцца грады часта радыяльнага напрамкі. Глыбіня кратэра ў паўднёвай і паўночнай частках розная: 0,6 - 0,8 і 2 - 2,5 км адпаведна. Такая асіметрыя можа быць звязана з тым, што паўночная частка кратэра апушчана па разлому.

Цэнтральнае ўзняцце, некалькі зрушанае да паўднёва-захад ад цэнтра, дыяметрам 10 - 11 км, мае ў плане форму шматгранніка з ўваходзяць кутамі. Магчыма, што форма яго змененая зрухамі па разломах. У разрэзе яно ўяўляе сабой куполовидную структуру, абмежаваную колцавых разломам, нахіленым ад цэнтра пад вуглом 70 - 80°. У цэнтры яго на глыбіні каля 0,5 км свідравінай выкрытыя дакембрыйскі пароды, якія па-за кратэра залягаюць на глыбіні па меншай меры 3 - 3,5 км. Пад цэнтральным ўзняццем на глыбіні 4 км, дзе ўжо выразна прасочваюцца сейсмічныя гарызонты, у трэшчынаватасці пародах малюецца купал з амплітудай 1, 8 м (мал. 18). Гэтыя пароды паднятыя з глыбіні каля 6 км. Калі выказаць здагадку, што згасанне антыкліналі ўніз адбываецца раўнамерна, то глыбіня яе павінна быць 8 - 9 км. Такім чынам, пры 50 км глыбіня парушэнняў метэарытнай структуры роўная 1/5D.

Мал. 18. Разрэз Веру метэарытнай структуры.
1 - крамяністыя сланцы, осадочно-вулканогенные адукацыі (протерозой); 2 - терригенные, углисто-гліністыя, яшмовидные пароды, вапнякі (палеозой); 3 - аутигенная брекчия; 4 - глыбовые аллогенные брекчии і зювиты; 5 - зювиты 6 - аллогенные брекчии

Пароды зямной кары раздробленыя не толькі ўнутры кратэра. На адлегласці 2 - 4 км ад кратерной варонкі на паверхню выходзяць пароды, гэтак інтэнсіўна трэшчынаватасці і раздробленыя, што М. А. Маслаў адносіць іх да аутигенным брекчиям. Яны працятыя жыламі зювитов і тагамитов, часам якія ўтвараюць і пакровы. Відавочна, тут выходзіць закратерный фланг зоны драбнення. Сапраўдная шырыня яе невядомы.

Сярод импактных парод у кратары апісаны аллогенные брекчии розных тыпаў, зювиты і тагамиты. Сярод аллогенных брэкчый па буйнасці абломкаў вылучаюцца клиппеновые, мегабрекчии, глыбовые і щебенчатые. Размяшчэнне импактных парод у кратары не сіметрычна. У паднятай паўднёвай частцы кратэра залягае магутная, у некалькі сот метраў, тоўшча аллогенных брэкчый. У паўночнай і паўночна-ўсходняй частках на дне кратэра залягаюць зювиты, з няправільнымі целамі тагамитов, перакрытыя магутнай тоўшчай аллогенных брэкчый з тагамитами. Асіметрыя першасных кратерных парод, магчыма, звязана з тым, што паўднёвая частка кратэра была паднятая па разлому ў момант удару, у выніку чаго ўдарны расплаў засяродзіўся ў больш гипсометрически нізкай часткі. У далейшым гэтая паніжаная паўночная палова хутчэй запаўнялася ападкамі.

Размеркаванне розных тыпаў аллогенных брэкчый ў кратары заканамерна. У бартоў кратэр абрамлены зонай клиппеновых брэкчый. На поўдні і паўднёва-захадзе яны ўтвараюць складаную серыю надвиговых пласцін, перекрываемый мегабрекчией і глыбовыми брекчиями. Мегабрекчии высцілаюць дно кратэра. Яны выяўленыя таксама на схілах цэнтральнага ўзняцця і ўздоўж бартоў кратэра і складаюцца на 70 - 80 % абломкамі палеазойскай парод. Пароды ў блоках клиппеновых брэкчый і мегабрекчий маюць дэфармацыі, уласцівыя аутигенным брекчиям, - расколіны, микросбросы, пережимы, скручванне пластоў, конусы разбурэння, тэкстуры «грис», жылы псевдотахилитов.

Цементирующая матрыца мегабрекчий ўтрымлівае абломкі палеазойскай парод парадку некалькіх метраў у папярочніку і да 10 - 15 % абломкаў шкла, прычым бачныя прыкметы спякання яго з матрыцай.

В. І. Фельдман з суаўтарамі апісваюць рэзкія няроўныя кантакты, па якіх мегабрекчии перакрываюцца щебенчатыми брекчиями з памерамі абломкаў да метра і параўнальна мяккім, рыхлым цэментам. Больш мелкообломочные брекчии тыпу гравелитов або пяшчанікаў - коптокластиты - перакрывалі першапачаткова аллогенные брекчии за ўсё кратэра. Зараз яны захаваліся толькі ў паўночнай частцы, дзе складаюць тоўшчу 0,4 - 0,5 км магутнасцю і месцамі ўтвараюць матрыцу мегабрекчий.

Зювиты ў кратары разнастайныя па буйнасці абломкаў і ступені іх змены. Глыбово-агломератовые зювиты з буйнымі абломкамі шкла і слядамі спякання прымеркаваны да придонным гарызонтаў у паўночнай частцы кратэра. Зювиты без слядоў спякання перакрываюць ў кратары аллогенные брекчии і складаюць тоўшчу магутнасцю каля 1 км Абломкі шкла ў зювитах маюць памеры пераважна да 5 см, зрэдку сустракаюцца 10 - 15-сантыметровыя бомбы. Апісаны игнимбритовидные зювиты. Абломкі парод цокаля тут нярэдка перемяты, маюць тэкстуру «грис».

Петрографические прыкметы шок-метаморфизма ў зювитах.- планарнай элементы, изотропизация кварца, диаплектовые шкла і г. д. - выяўленыя ў большасці абломкаў горных парод. Сустракаюцца абломкі ападкавых парод у «кашулях» шкла. У шклаваты бомбах - фледлях у шэрагу выпадкаў бачныя сляды плаўлення і руху абломкаў. Шкла абломкаў часта раскладзены і ператвораныя ў мяккую белесую гидрослюдистую масу. У спекшихся витрокластических зювитах прыдновых краявых частак кратэра шкла менш зменены і абломкі іх маюць памеры да 1,5 м. Шкло тут часта як бы насычае пароду і ўтварае ў ёй няправільныя зацёкі, прожылкі, мовы. Звычайна ў цэнтры шклаваты бомбаў, спекшихся з цэментам, шкло пад мікраскопам больш светлы - светла-жоўтае, бясколернае, зеленаватая, а да краях - больш цёмная - зялёная або бурая з авальнымі бурбалкамі газожидких уключэнняў. У гэтых жа высокатэмпературных зювитах сустракаюцца тонкія, прожилковидные сечнай выдзялення шкла, абыходзілі абломкі парод і прамакаешся месцамі па микротрещинам шэры хлору-монтмориллонитовый цэмент пароды.

Тагамиты ў Карскім кратары адносна невялікія па аб'ёме (па М. С. Мащаку, некалькі адсоткаў ад аб'ёму импактитов), але ўтвараюць разнастайныя па марфалогіі цела, апісаныя на паўднёва-ўсходзе і поўначы структуры - дайки, пластообразные цела, няправільна изгибающиеся, складчатой-линзообразные паклады ў аллогенных брекчиях і ў донных газаў глыбово-агломератовых зювитах. Магутнасці тэл тагамитов ад некалькіх сантыметраў да 10 - 15 м. Галоўная маса тагамитов сканцэнтравана ў паўночнай частцы кратэра. Брекчиевидные тагамиты, часта узбагачаныя ўключэннямі ападкавых парод, і масіўныя іх рознасці тое ўтвараюць адасобленыя цела, то ўдзельнічаюць у будынку аднаго цела.

Па дадзеных М. С. Мащака, сярэдняе ўтрыманне Ni і Cr ў тагамитах прыкладна ў тры разы больш, чым у пародах мішэні. Гэта, відавочна, звязана з прымешкай метэарытнага рэчывы, прычым адносіны утрыманняў Ni і Cr дазваляюць меркаваць хондритовый склад які ўдарыў цела.

Развіццё шок-метаморфизма рознай інтэнсіўнасці дазваляе зразумець працэс адукацыі кратэра. У вярхах свідравіны на цэнтральным ўзняцці сустракаецца да шасці сістэм планарных элементаў у адным збожжы, развітыя сістэмы ўсіх галоўных напрамкаў - c, ω, π, звычайна падкрэсленыя дробнай пылам. Ўніз паступова кварц становіцца чыстым, планарнай элементы - больш рэдкімі. Апошняй знікае сістэма с. Кварц выяўляе тут хвалістае або мазаічнае погасание. Па шматлікіх замерах вызначана, што зверху ўніз на глыбіню прыкладна 600 м ціск падае на 3,5 - 4,0 ГПа, прычым у паверхні развіты метаморфизм III - IV ступеняў, а на глыбіні - I ступені. У тых жа пародах - кварцавых диабазах цэнтральнага ўзняцця - вымяраліся планарнай расколіны ў пироксенах і амфиболах. Яны і тут лепш выяўленыя зверху, і колькасць іх памяншаецца ўніз, г. зн. і ў гэтым выпадку адзначаецца павелічэнне ступені шок-метаморфизма бліжэй да зямной паверхні і пацвярджаецца бескорневой характар структуры.

У мегабрекчиях з агаленне краёвай паўднёвай частцы кратэра кварц і плагиоклаз не толькі маюць планарнай элементы, але і часта цалкам або часткова изотропизированы. Сустракаюцца і абломкі кварцавых пяшчанікаў з рекристаллизованным лешательеритом. Да тым жа краявым придонным частках прымеркаваны спекшиеся, або, па нямецкай тэрміналогіі, высокатэмпературныя зювиты. Такім чынам, клиппеновые брекчии і придонные высокатэмпературныя зювиты маюць прыкметы шок-метаморфизма VI прыступкі і, як лічаць, адукаваныя придонными цэнтрабежнымі плынямі грунту ў кратары ў першую фазу развіцця выбуху.

Такім чынам, у пародах цэнтральнага ўзняцця паверхні шок-метаморфизм слабей, чым у прыдновых клиппеновых брекчиях. Прычына такіх перападаў ясная з разгляду геалогіі кратэра. Агульная магутнасць ападкавых тоўшчаў над докембрийскими пародамі ў раёне - каля 3 км, а ў цэнтральным ўзняцці - 0,5 км. такім Чынам, пры метэарытнага дажджу выбуху было выкінута каля 2,5 км па магутнасці, а пароды, якія ляжаць на паверхні, належаць глыбінных частках зоны шок-метаморфизма, дзе ён ўжо згасае. Больш высокая ступень шок-метаморфизма мегабрекчий і клиппеновых брэкчый звязана, мабыць, з тым, што яны складалі дно першаснага кратэра і затым былі перасунутыя сюды з цэнтральных частак кратэра. Найбольш лагічным здаецца механізм прыдновым слізгальнай транспарціроўкі, які мяркуе С. Л. Вішнеўскі, з частковым зваротным спаўзаннем або абвальваннем буйных блокаў.