Напряженные состояния и деформации земной коры центральной части Ингульского мегаблока по материалам тектонофизического изучения Новоукраинского массива

За результатами польових тектонофізичних досліджень, виконаних у центральній частині Українського щита (УЩ) в 2005—2009 рр., показано, що Новоукраїнський масив трахітоїдних гранітів сформувався в процесі широтного розтягнення земної кори 2,05 млрд років тому під час утворення міжрегіонального тектон...

Ausführliche Beschreibung

Gespeichert in:

Bibliographische Detailangaben
Datum:	2011
Hauptverfasser:	Гинтов, О.Б., Мычак, С.В.
Format:	Artikel
Sprache:	Russian
Veröffentlicht:	Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України 2011
Schriftenreihe:	Геофизический журнал
Online Zugang:	http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/96855
Tags:	Tag hinzufügen Keine Tags, Fügen Sie den ersten Tag hinzu!
Назва журналу:	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
Zitieren:	Напряженные состояния и деформации земной коры центральной части Ингульского мегаблока по материалам тектонофизического изучения Новоукраинского массива / О.Б. Гинтов, С.В. Мычак // Геофизический журнал. — 2011. — Т. 33, № 2. — С. 28-45. — Бібліогр.: 24 назв. — рос.

Institution

Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine

id	irk-123456789-96855
record_format	dspace
spelling	irk-123456789-968552016-03-22T03:02:07Z Напряженные состояния и деформации земной коры центральной части Ингульского мегаблока по материалам тектонофизического изучения Новоукраинского массива Гинтов, О.Б. Мычак, С.В. За результатами польових тектонофізичних досліджень, виконаних у центральній частині Українського щита (УЩ) в 2005—2009 рр., показано, що Новоукраїнський масив трахітоїдних гранітів сформувався в процесі широтного розтягнення земної кори 2,05 млрд років тому під час утворення міжрегіонального тектонічного шва Херсон—Смоленськ. На структурі масиву відбулись подальші деформації земної кори, які супроводжувались формуванням Кіровоградської, Лелеківської, Суботсько-Мошоринської та інших зон розломів, а також Корсунь-Новомиргородського плутону габро-анортозитів і рапаківіподібних гранітів. Детальне вивчення будови Новоукраїнського масиву та його обрамлення дало змогу встановити хронологічну послідовність етапів і фаз деформації центральної частини УЩ від архею до пізнього протерозою. The results of the field tectonophysical studies done in the central part of the Ukrainian Shield (USh) in 2005—2009 show that the Novoukrainian massif of the trahite-like granites was formed as a result of the latitudinal crustal extension 2,05 billion years ago during the formation of inter-regional tectonic suture of Kherson—Smolensk. The subsequent crustal deformations that accompanied the formation of the Kirovogradsky, Lelekovsky, Subbotsk-Moshorinsky and other fault zones, as well as the Korsun-Novomirgorod pluton of gabbro-anorthosites and rapakivi-like granites were reflected in the structure of the massif. A detailed study of the Novoukrainian massif and its frame made it possible to establish the chronological sequence of stages and phases of deformation of the central part of the USh from the Archean to the Late Proterozoic. По результатам полевых тектонофизических исследований, выполненных в центральной части Украинского щита (УЩ) в 2005-2009 гг., удалось показать, что Новоукраинский массив трахитоидных гранитов сформировался в процессе широтного растяжения земной коры 2,05 млрд лет тому назад во время образования межрегионального тектонического шва Херсон-Смоленск. На структуре массива отразились последующие деформации земной коры, сопровождавшие формирование Кировоградской, Лелековской, Субботско- Мошоринской и других зон разломов, а также Корсунь- Новомиргородского плутона габбро-анортозитов и рапакививидных гранитов. Детальное изучение строения Новоукраинского массива и его обрамления позволило установить хронологическую последовательность этапов и фаз деформации центральной части УЩ от архея до позднего протерозоя. 2011 Article Напряженные состояния и деформации земной коры центральной части Ингульского мегаблока по материалам тектонофизического изучения Новоукраинского массива / О.Б. Гинтов, С.В. Мычак // Геофизический журнал. — 2011. — Т. 33, № 2. — С. 28-45. — Бібліогр.: 24 назв. — рос. 0203-3100 http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/96855 551.24. 03 (477) ru Геофизический журнал Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України
institution	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
collection	DSpace DC
language	Russian
description	За результатами польових тектонофізичних досліджень, виконаних у центральній частині Українського щита (УЩ) в 2005—2009 рр., показано, що Новоукраїнський масив трахітоїдних гранітів сформувався в процесі широтного розтягнення земної кори 2,05 млрд років тому під час утворення міжрегіонального тектонічного шва Херсон—Смоленськ. На структурі масиву відбулись подальші деформації земної кори, які супроводжувались формуванням Кіровоградської, Лелеківської, Суботсько-Мошоринської та інших зон розломів, а також Корсунь-Новомиргородського плутону габро-анортозитів і рапаківіподібних гранітів. Детальне вивчення будови Новоукраїнського масиву та його обрамлення дало змогу встановити хронологічну послідовність етапів і фаз деформації центральної частини УЩ від архею до пізнього протерозою.
format	Article
author	Гинтов, О.Б. Мычак, С.В.
spellingShingle	Гинтов, О.Б. Мычак, С.В. Напряженные состояния и деформации земной коры центральной части Ингульского мегаблока по материалам тектонофизического изучения Новоукраинского массива Геофизический журнал
author_facet	Гинтов, О.Б. Мычак, С.В.
author_sort	Гинтов, О.Б.
title	Напряженные состояния и деформации земной коры центральной части Ингульского мегаблока по материалам тектонофизического изучения Новоукраинского массива
title_short	Напряженные состояния и деформации земной коры центральной части Ингульского мегаблока по материалам тектонофизического изучения Новоукраинского массива
title_full	Напряженные состояния и деформации земной коры центральной части Ингульского мегаблока по материалам тектонофизического изучения Новоукраинского массива
title_fullStr	Напряженные состояния и деформации земной коры центральной части Ингульского мегаблока по материалам тектонофизического изучения Новоукраинского массива
title_full_unstemmed	Напряженные состояния и деформации земной коры центральной части Ингульского мегаблока по материалам тектонофизического изучения Новоукраинского массива
title_sort	напряженные состояния и деформации земной коры центральной части ингульского мегаблока по материалам тектонофизического изучения новоукраинского массива
publisher	Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України
publishDate	2011
url	http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/96855
citation_txt	Напряженные состояния и деформации земной коры центральной части Ингульского мегаблока по материалам тектонофизического изучения Новоукраинского массива / О.Б. Гинтов, С.В. Мычак // Геофизический журнал. — 2011. — Т. 33, № 2. — С. 28-45. — Бібліогр.: 24 назв. — рос.
series	Геофизический журнал
work_keys_str_mv	AT gintovob naprâžennyesostoâniâideformaciizemnojkorycentralʹnojčastiingulʹskogomegablokapomaterialamtektonofizičeskogoizučeniânovoukrainskogomassiva AT myčaksv naprâžennyesostoâniâideformaciizemnojkorycentralʹnojčastiingulʹskogomegablokapomaterialamtektonofizičeskogoizučeniânovoukrainskogomassiva
first_indexed	2025-07-07T04:10:14Z
last_indexed	2025-07-07T04:10:14Z
_version_	1836959834595917824
fulltext	О. Б. ГИНТОВ, С. В. МЫЧАК 28 Геофизический журнал № 2, Т. 33, 2011 Вступление. Центральная часть Ингульско- го мегаблока Украинского щита (УЩ) между Звенигородско-Братской и Кировоградской зонами разломов (рис.1) представляет собой уникальный в геодинамическом и металлогени- ческом отношении район, входящий важным звеном в протягивающийся с юга на север более чем на тысячу км трансрегиональный текто- нический шов Херсон—Смоленск. В пределах открытой части щита этот шов представлен, кроме полосы субмеридиональных разрывов, цепочкой крупных интрузивных массивов магматических и палингенно-анатектических гранитоидов — Корсунь-Новомиргородским плутоном габбро-анортозитов и рапакививид- ных гранитов (КНП) и Новоукраинским мас- сивом трахитоидных гранитов и монцонитов (НУ-массив). В тектонофизическом аспекте важность изучения НУ-массива (КНП изучен ранее УДК 551.24. 03 (477) Напряженные состояния и деформации земной коры центральной части Ингульского мегаблока по материалам тектонофизического изучения Новоукраинского массива © О. Б. Гинтов, С. В. Мычак, 2011 Институт геофизики НАН Украины, Киев, Украина Поступила 22 марта 2010 г. Представлено членом редколлегии М. И. Орлюком За результатами польових тектонофізичних досліджень, виконаних у центральній частині Українського щита (УЩ) в 2005—2009 рр., показано, що Новоукраїнський масив трахітоїдних гранітів сформувався в процесі широтного розтягнення земної кори 2,05 млрд років тому під час утворення міжрегіонального тектонічного шва Херсон—Смоленськ. На структурі масиву відбулись подальші деформації земної кори, які супроводжувались формуванням Кіровоградської, Лелеківської, Суботсько-Мошоринської та інших зон розломів, а також Корсунь-Новомиргородського плутону габро-анортозитів і рапаківіподібних гранітів. Де- тальне вивчення будови Новоукраїнського масиву та його обрамлення дало змогу встановити хронологічну послідовність етапів і фаз деформації центральної частини УЩ від архею до пізнього протерозою. The results of the field tectonophysical studies done in the central part of the Ukrainian Shield (USh) in 2005—2009 show that the Novoukrainian massif of the trahite-like granites was formed as a result of the latitudinal crustal extension 2,05 billion years ago during the formation of inter-regional tectonic suture of Kherson—Smolensk. The subsequent crustal deformations that accompanied the formation of the Kirovogradsky, Lelekovsky, Subbotsk-Moshorinsky and other fault zones, as well as the Korsun-Novomirgorod pluton of gabbro-anorthosites and rapakivi-like granites were reflected in the structure of the massif. A detailed study of the Novoukrainian massif and its frame made it possible to establish the chronological sequence of stages and phases of deformation of the central part of the USh from the Archean to the Late Proterozoic. [Беличенко, Гинтов, 1996]) объясняется тем, что а) становление массива ознаменовало на- чало формирования Кировоградского рудного района с известными месторождениями и ру- допроявлениями урана, лития, золота, свинца, цинка, меди, олова и серебра [Гранитоиды …, 1993; Комплексна ..., 2003; Старостенко и др., 2010]; б) деформации массива, изучаемые по развитым в гранитах системам тектонических трещин и разломов, отражают геодинамические процессы, происходившие в литосфере всей центральой части УЩ. Их возрастной интервал устаналивается по радиогеохронологическим данным, а последовательность — по взаимоот- ношениям систем трещин между собой. НУ-массив выделен как самостоятельная структура площадью около 3,5 тыс. км2 в 1973 г. [Щербаков, 2005]. До этого новоукраинские граниты рассматривались в составе единого кировоградско-житомирского комплекса, хотя НАПРЯЖЕННЫЕ СОСТОЯНИЯ И ДЕФОРМАЦИИ ЗЕМНОЙ КОРЫ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ... Геофизический журнал № 2, Т. 33, 2011 29 и отличались особой ярко выраженной трахи- тоидной текстурой. Обнажаются они по рекам Черный, Плетеный и Сухой Ташлыки, Грузская, Сугоклея и их притокам, а также в многочис- ленных карьерах. Контуры массива, показанные на рис. 1, от- ражают его следующие ограничения: с севера — КНП и Субботско-Мошоринская зона раз- ломов (СМЗР), с юга — Бобринецкая (БЗР), с запада и юго-запада — Звенигородско-Братская (ЗБЗР) и Новоукраинская (НУЗР), с востока и юго-востока — Кировоградская (КЗР) и Марьев- ская (МЗР) зоны разломов, на северо-востоке — разломы северо-западного простирания, сформированные в лелековский этап разло- мообразования (см. далее). Породные комплексы НУ-массива пред- ставлены [Иванов и др., 1987; Гранитоиды …, 1993; Щербаков, 2005] серыми, розово-серыми, розовыми и красными пироксеновыми, гранат- биотитовыми и биотитовыми трахитоидными гранитами, в том числе кварцевыми монцони- тами и кварцевыми сиенитами (сиеночарноки- тами), занимающими основной объем массива. Около 10 % объема занимают породы габбро- монцонитовой формации — габбро-нориты, но- риты, габбро-монцониты, монцодиориты и др. В разрывных нарушениях и узлах их пересечения встречаются альбититы и альбитизированные породы, с которыми связаны рудопроявления урана. С востока и запада новоукраинские грани- ты переходят в гранитоиды кировоградского комплекса, при этом существуют разные пред- ставления о характере перехода — постепен- ного или резкого. По нашему мнению (наблю- дения вдоль рек Сугоклея, Савоклей, Грузская, Черный и Сухой Ташлыки и др.), переход от новоукраинских гранитов к кировоградским постепенный, так как трахитоидная текстура характерна для обоих типов гранитов в доста- точно широкой приконтактовой зоне, хими- ческий и минеральный составы отличаются несущественно [Гранитоиды …, 1993], близок характер рудопроявлений. Взаимоотношения гранитов с включениями более древних пород также однотипны: в разломах и приразломных зонах гнейсы выступают в виде скиалитов, а вдали от разломов — в виде четко очерченных ксенолитов. Необходимо заметить, что характер прикон- тактовых зон НУ-массива больше определяется влиянием ограничивающих его зон разломов, чем сменой типов гранитов (на что, как нам кажется, обращалось недостаточное внимание). Кировоградско-Бобринецкий массив кирово- градских гранитов (КБМ), граничащий с НУ- массивом на востоке, практически полностью размещен в КЗР и МЗР и его отличительные особенности во многом являются результатом процессов стресс-метаморфизма и метасома- тоза [Гинтов, 2005]. То же можно сказать и о гранитах кировоградского типа, развитых на западной границе НУ-массива и находящихся в зоне влияния ЗБЗР и Глодосской зоны разломов. Таким образом, на востоке и западе массива наблюдается скорее не переход от одного типа гранитов к другому, а выход из типичных грани- тов новоукраинско-кировоградского комплекса в зону динамометаморфизма. Геофизические характеристики НУ-массива в некоторой степени уникальны. Ему соответ- ствует крупнейший на УЩ гравитационный минимум (до –30 мГал в редукции Буге). Вместе с КНП НУ-массив располагается в региональ- ном минимуме магнитного поля Δ a интен- сивностью –(100—200) нТл, на фоне которого локальные аномалии Δ a не превышают ±100— 200 нТл [Орлюк, 2000]. Локальные максимумы протяженностью от нескольких сотен метров до нескольких км связаны с редкими дайками диабазов, телами монцонитов и пироксеновых гранитов и альбититов. Подробно характер локальных магнитных аномалий НУ-массива описан в работе [Иванов и др., 1987] в связи с разработкой геофизических критериев на поиски урана. Трехмерная плотностная модель земной коры региона (рис. 2, по [Куприенко и др., 2007]) позволяет объяснить гравитационный минимум аномально большой (до 17 км) мощностью «гра- нитного» слоя в пределах НУ-массива, на фоне 9—10 км в соседних районах, и предельно ма- лой мощностью «диоритового» слоя, в среднем 5 км на фоне 20 км на примыкающих к мас- сиву участках. Кроме того, средняя плотность «гранитного» слоя в пределах НУ-массива на 0,04—0,05 г/см3 ниже, чем на соседних участках, и она не очень сильно изменяется с глубиной: от ~2,64 г/см3 на поверхности до ~2,67 г/см3 на глубине 17 км. Трехмерная магнитная модель региона [Ор- люк, 2000] показывает, что НУ-массив вместе с КНП и КБМ относятся к полосе практически немагнитной земной коры: намагниченность ее ниже 0,5 А/м. Из приведенных данных следует, что по- родные комплексы НУ-массива, картируемые на поверхности, распространяются на глуби- ну не менее 15 км, при этом насыщенность их О. Б. ГИНТОВ, С. В. МЫЧАК 30 Геофизический журнал № 2, Т. 33, 2011 породами основного ряда с глубиной остается почти неизменной. «Базальтовый» слой под массивом, по данным 3D моделирования (см. рис. 2), несколько уплот- нен, особенно в центральной области, где пред- полагается наличие шва Херсон—Смоленск. Уплотнение и разуплотнение базальтового слоя и повышенную мощность гранитного можно связывать с более полной (по сравнению со средним составом коры УЩ) петрологической раздифференцированностью коры района, обусловленной особенно активными термо- динамическими и флюидодинамическими про- цессами, протекавшими во время становления НУ-массива. Однако уплотнение базальтового слоя не компенсирует разуплотнение и увели- чение мощности гранитного, чем и обусловлено наличие гравитационного минимума. Недоста- ток масс может быть объяснен особенно интен- сивным привносом щелочей и воды из мантии во время процесса гранитообразования. Заметим, что рассматриваемый гравита- ционный минимум центральной части УЩ охватывает три массива — Новоукраинский, Корсунь-Новомиргородский и Кировоградско- Бобринецкий. Если КНП образовался значи- тельно позже НУ-массива, то КБМ имеет при- близительно одинаковый с ним возраст [Грани- тоиды …, 1993; Щербаков, 2005]. Ось минимума проходит не через центр НУ-массива, а смещена на восток в сторону КБМ. Все вышеизложенное позволяет объединить результаты тектонофизических исследований, полученные как по собственно новоукраинским гранитам, так по трахитоидным гранитам вос- точного экзоконтакта НУ-массива, формально относимым к КБМ (среднее и верхнее течения р. Сугоклея, Живановский каръер и др.). Результаты сейсморазведочных работ в пределах центральной части Ингульского ме- габлока обобщены в работах [Соллогуб, 1986; Старостенко и др., 2006; 2007; 2010]. В контурах НУ-массива четко выделена отражающая гра- ница К2 на глубине 14—15 км, сопоставимая в целом с нижней границей распространения трахитоидных гранитов. Поверхнось М рас- полагается на глубине 45—40 км, причем 45 км зафиксированы в самой северной части массива в виде субширотного так называемого «рва», разделяющего НУ-массив и КНП. Северный борт этого «рва» совпадает с южной границей СМЗР [Гинтов и др., 2008]. Для основной ча- сти массива глубина поверхности М составляет 40—42 км, уменьшаясь с севера на юг. По данным МОВЗ построены разрезы (до глубины 70 км) величин обменоспособности среды — отношения АPS/AP амплитуды об- менной PS-волны к амплитуде образующей ее продольной Р-волны [Старостенко и др., 2010], пересекающие центральную часть Ин- гульского мегаблока в широтном и долготном направлениях. Эти величины отражают степень неоднородности (расслоенности) земной коры. На разрезах видно, что кора КНП интенсивно расслоена до самой поверхности М, тогда как кора НУ-массива расслоена слабо и только до границы К2. Авторы вышеприведенной статьи считают, что материалами МОВЗ подтверж- дается высказываемая некоторыми геологами мысль о коровом генезисе пород НУ-массива и мантийной природе комплексов КНП. Материалы геотермических и геэлектриче- ских исследований отражают современное фи- зическое состояние НУ-массива и показывают, что массив располагается в коре с нормальным или несколько повышенным температурным режимом (26° на глубине 1 км, 55—60° на 3 км [Кутас, 1978; 1993]) и высокой электропро- водностью на глубине около 20 км (восточная часть массива, по [Бурахович, Кулик, 2007]) и 100 км [Гордиенко и др., 2007], указывающей на возможное начало процессов активизации. Основной район современной активизации (так называемая Кировоградская ЗСА) — с разви- тием высоких тепловых потоков и высокой электропроводности коры, поднятием днев- ной поверхности более 50 м за последние 3 млн лет, отрицательной мантийной гравитацион- ной аномалией более 20 мГал и отрицательной скоростной аномалией в коре — расположен восточнее и южнее, касаясь своим западным краем лишь восточной части НУ-массива [Гор- диенко и др., 2004]. Все рассмотренные данные можно отне- сти к результатам региональных глубинных исследований земной коры и верхней мантии центральной части Ингульского мегаблока. Не менее важное значение имеют крупномасштаб- ные гравиметрические и магнитные съемки, выполненные здесь ПГО «Кировгеология» и «Севукргеология», позволившие провести глу- бинное геологическое картирование региона, проследить достаточно густую сеть разрывных нарушений (она систематизирована на рис. 1) и выявить большое количество месторождений перечисленных выше полезных ископаемых. Таким образом, имеющиеся геолого- геофизические материалы дают достаточно полное представление о пространственном положении, внутреннем строении, возрасте, НАПРЯЖЕННЫЕ СОСТОЯНИЯ И ДЕФОРМАЦИИ ЗЕМНОЙ КОРЫ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ... Геофизический журнал № 2, Т. 33, 2011 31 Рис. 1. Структурно-тектонофизическая схема Новоукраинского массива трахитоидных гранитов и его обрамления (по данным ПГО «Кировгеология» с добавлениями авторов ). Ингуло-Ингулецкая серия: 1 — гнейсы и кристаллосланцы биотит-кордиеритовые (gcoPR1rh); 2 — гнейсы и кристаллосланцы гранат-биотитовые (ggPR1rh); 3 — гнейсы биотитовые (gbPR1rh); 4 — ортосланцы пироксеновые и биотит-пироксеновые (sPR1kk). Новоукраинский комплекс: 5 — граниты и мигматиты порфиробластовые биотитовые и гранат-биотитовые (γPR1nu); 6 — граниты и мигматиты порфиробласто- вые пироксен-биотитовые (čPR1nu); 7 — монцониты и кварцевые монцониты (vξPR1nu). Кировоградский комплекс: 8 — граниты и мигматиты равномерно-зернистые, порфиробластовые, реже трахитоидные кировоградские (γPR1kg); 9 — мигматиты полосчатые (m1PR1čč); 10 — плагиоклазовые мигматиты и равномерно-зернистые граниты (mamPR1kg); 11 — плагиоклазовые мигматиты порфиробластовые (mδPR1kg); 12 — аплит-пегматоидные граниты и пегматиты (ργPR1kg). Корсунь-новомиргородский комплекс: 13 — гранаты рапакивиподобные овоидные (γrPR1kn); 14 — гибридные породы (габбро-монцониты, монцониты, кварцевые монцониты) (γvPR1kn); 15 — габбро, габбро-нориты, нориты, габбро-диориты, габбро-анортозиты (vPR1kn); 16 — анортозиты (лабрадориты) (vPR1kn); 17 — диабазы, лампрофиры, пикриты дайко- вого комплекса (β PR1-PR2); 18 — эшелонированные и элементарные сколы зон разломов; 19—22 — кинематические знаки для момента заложения (19 — правый сдвиг; 20 — левый сдвиг; 21 — сбросо-сдвиг; 22 — сдвиго-взброс и сдвиго- надвиг); 23 — трансрегиональный тектонический шов Херсон—Смоленск; 24 — при- и внутриразломная складчатость; 25 — разломы (по данным ПГО «Кировгеология») (1 — Новопавловско-Ярошевский, 2 — Девладовско-Бутовский, 3 — Адабашский, 4 — Нерубаево-Лозоватский, 5 — Шестаковско-Ворошиловский, 6 – Новоконстантиновский); 26 — зоны разломов (А — Звенигородско-Братская, Б — Новоукраинская, В — Кировоградская, Г — Лелековская, Д — Марьевская, Е — Субботско-Мошоринская, Ж — Бобринецкая, К — Глодосская); 27 — точки тектонофизических наблюдений; 28 — профили ГСЗ IV и XXV (цифры 200 и 250 — пикеты). На врезке: 29 — трансрегиональные тектонические швы (1 — Херсон—Смоленск, 2 — Донецк—Брянск). О. Б. ГИНТОВ, С. В. МЫЧАК 32 Геофизический журнал № 2, Т. 33, 2011 Рис. 2. Плотностные разрезы центральной части Ингульского мегаблока вдоль профилей ГСЗ XXV (а) и геотраверса IV (б), по [Куприенко и др., 2007]: 1 — изолинии плотности, г/см3; 2 — «гранитный» слой; 3 — «базальтовый» слой; 4 — «диоритовый» слой; 5 — слой с постоянным значением плотности; 6 — уплотненный блок; 7 — область аномального уплотнения; 8 — Субботско-Мошоринская зона разломов; 9 — точки дифракции по данным сейсморазведки; 10 — транс- региональный тектонический шов Херсон—Смоленск; 11 — кривые силы тяжести ( g — наблюденная; Vz— расчетная). НАПРЯЖЕННЫЕ СОСТОЯНИЯ И ДЕФОРМАЦИИ ЗЕМНОЙ КОРЫ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ... Геофизический журнал № 2, Т. 33, 2011 33 Рис. 3. Примеры среднемасштабных деформационных структур Новоукраинского массива: а — наклонная трещина (взброс) в новоукраинских гранитах (Новоукраинский карьер), б — зеркала скольжения в новоукраинских гранитах к северу от с. Ровное, р. Черный Ташлык, в — приспособление растущих кристаллов ПШ к квазихрупкой трещине (новоукраинские граниты), г — хрупкие трещины в гранитах. О. Б. ГИНТОВ, С. В. МЫЧАК 34 Геофизический журнал № 2, Т. 33, 2011 Рис. 4. Результаты замеров элементов залегания трещин и линейных структур в пределах Новоукраинского массива: а—в — стереограммы азимутов падений (а — субвертикальных и пологопадающих трещин, сечение изолиний через 0,5 %; б — пологопадающих трещин (≤70°), сечение изолиний через 0,5 %; в — осевых плоскостей крупных кристаллов ПШ в трахитоидных гранитах, сечение изолиний 0,5 %); г — стереограмма парагенетических связей трещин. Различ- ными цветами показаны группы близких парагенезисов. петрологических, минералогических, геохи- мических и геофизических особенностях НУ- массива и соседних с ним участков земной коры. Не ясны, как нам представляется, лишь причины и механизмы возникновения в центральной части Ингульского мегаблока около 2 млрд лет назад тектонически аномальных условий для прохождения мощных процессов активизации и образования цепи интрузивных массивов магматических, палингенно-анатектических и палингенно-метасоматических гранитоидов, в том числе и Новоукраинского массива тра- хитоидных гранитов. Ответы на эти вопросы частично можно по- лучить на основании результатов тектонофизи- ческих исследований, проведенных авторами в пределах НУ-массива в 2006—2009 гг. Изуча- лись особенности и количественные параметры деформаций: трещинной структуры массива, пространственной ориентировки трахитоидно- сти, штрихов и борозд на зеркалах скольжения (рис. 3). Были привлечены также материалы НАПРЯЖЕННЫЕ СОСТОЯНИЯ И ДЕФОРМАЦИИ ЗЕМНОЙ КОРЫ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ... Геофизический журнал № 2, Т. 33, 2011 35 тектонофизического изучения ограничиваю- щих массив зон разломов [Гинтов, Исай, 1988; Беличенко, Гинтов, 1996; Гинтов, 2005; Гинтов и др., 2008]. По этим материалам установлены поля напряжений и деформационные режимы на этапе образования и во время основных фаз последующего деформирования массива. Результаты изучения трещиноватости и ли- нейных структур (трахитоидности) в гранитои- дах Новоукраинского массива приведены на рис. 4—6. Всего выполнено 2044 замера элемен- тов залегания, в том числе 1793 — мезотрещин, 251 — трахитоидности, 33 — зеркал скольжения. Поля напряжений по данным замеров субвер- тикальной трещиноватости. Среди общего числа изученных мезотрещин НУ-массива 67 % отно- сится к субвертикальным (угол падения 70—90°) и 33 % — к наклонным (< 70°). Поэтому процесс формирования и деформирования НУ-массива связан с напряженно-деформированными со- стояниями, при которых плоскость σ1σ3 была как субгоризонтальной, так и наклонной. Для более детального рассмотрения сдвиго- вых деформационных режимов, сопровождав- шихся формированием субвертикальной тре- щиноватости, последняя представлена в виде стереограммы полюсов (рис. 4, а) и гистограммы азимутов падений трещин (рис. 5, а). На гистограмме азимутов падений субверти- кальных сколовых трещин в новоукраинских гра- нитах (см. рис. 5, а) выделяются семь основных максимумов — 20 (А), 50 (В), 70 (С), 280 (D), 310 (E), 318 (F) и 350° (G). Суммарная гистограммма азимутов падений сколовых трещин в гранитах рапакиви и габбро-анортозитах КНП (рис. 5, б) построенна по данным работы [Беличенко, Гин- тов, 1996]. На ней отражены два четких макси- мума — 40 и 310°, практически совпадающие с максимумами В и E НУ-массива. Поскольку КНП сформировался позже НУ-массива не менее чем на 200 млн лет и расположен вблизи последнего (в одной с ним деформационной зоне), можно полагать, что максимумы В и E отражают дефор- мации и поле напряжений, связанные с образо- ванием КНП. Среднее положение оси сжатия, показанное на рис. 6, а (оси e или, что то же самое, К-Н), при его образовании было субмеридио- нальным (355°), а растяжение — субширотным (85°), причем действующим напряжением было растягивающее (суммарно корсунская и горо- дищенская фазы, по [Гинтов, 2005]). Максимум F (азимут падения 318°) нечетко виден на гистограмме, так как находится «в тени» максимума E, но относительно хорошо выделяется на стереограмме (см. рис. 4, а). Позже образования НУ-массива и до фор- мирования КНП произошли заложение и пер- вые фазы деформации в КЗР, расположенной на восточной границе массива [Гинтов, 2005]. Основной азимут падения L-сколов здесь 274°, а R-сколов 288°, поэтому максимум D (азимут падения 280°) может отражать наложение де- формаций в КЗР на НУ-массив. Аналогичный вывод можно сделать и относительно максиму- ма А, так как 20° — азимут падения L‘-сколов одной из фаз деформации КНП и R-сколов клинцовской-II фазы деформации КЗР. Ближе всего максимумы B и F к азимутам падения L- и L‘-сколов Лелековской зоны раз- ломов — 228° (48°) и 318°, поэтому разрывы с этими элементами залегания могут также от- ражать наложение деформаций лелековского этапа на породы НУ-массива. Таким образом, собственные деформации массива новоукраинских гранитов при их мо- билизации и остывании четко отражает лишь максимум С. Определить кинематическую при- надлежность трещин с азимутом падения 70° (250°) можно при отыскании их парагенетиче- ской пары. Анализ стереограммы на рис. 4, г показывает, что такой парагенетической парой могут быть максимумы снова таки Е или F, но при этом более подходящим является максимум F, так как на гистограмме азимутов падения трещин КНП (см. рис. 5, б) максимума F нет. Максимумы С и F, угол между которыми 68°, это система R- и R’-cколов с азимутами падения 318° и 70°. L-сколы при этом должны иметь ази- мут падения около 50° (230°) .Они совпадают с максимумом В, т. е., скорее всего, более молодые L’- или R’-сколы КНП наследуют их. Трещины отрыва должны иметь азимут падения около 280° — это максимум D, отражающий совмещение деформаций НУ-массива, КЗР (кировоградская и лелековская фазы) и КНП (корсунская фаза). Поля напряжений (рис. 6, а), в которых про- исходило формирование субвертикальной тре- щиноватости НУ-массива, представляли собой северо-северо-восточное сжатие (5—20°, 190°, оси a, b, c, d, f, средняя ось 8°) и западно-северо- западное растяжение (276—290°, 95—100°, оси с теми же буквенными обозначениями, средняя ось 278°), а также юго-юго-восточное сжатие (165—170°, оси g, p, средняя ось 168°) и западно- юго-западное растяжение (255—260°, оси с теми же буквенными обозначениями, средняя ось 258°) при субгоризонтальной плоскости σ1σ3. Это наиболее ранние поля напряжений, за- фиксированные при анализе трещиноватости НУ-массива. О. Б. ГИНТОВ, С. В. МЫЧАК 36 Геофизический журнал № 2, Т. 33, 2011 Рис. 5. Графики частоты встречаемости: а — углов падений субвертикальных трещин НУ-массива (A-G — максимумы частоты встречаемости), б — углов θ между сопряженными трещинами в новоукраинских гранитах. Приведенные поля напряжений очень близ- ки к полям, в которых формировался КНП: кор- сунская фаза — сжатие (σ1) 6/00, растяжение (σ3) 276/00; городищенская фаза — σ1 351/00 (171/00), σ3 261/00. Однако между ними про- лег временной интервал около 200 млн лет и кировоградский этап разломообразования, по крайней мере, кировоградская и бобринецко- живановская фазы северо-восточного сжатия, а также лелековский этап субмеридионального сжатия — субширотного растяжения. (Авторы специально пока не подчеркивают близость ори- ентации осей сжатия и растяжения в главную фазу деформации НУ-массива и на лелековском этапе, что будет объяснено несколько позже.) Поэтому раннюю деформацию субширотно- НАПРЯЖЕННЫЕ СОСТОЯНИЯ И ДЕФОРМАЦИИ ЗЕМНОЙ КОРЫ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ... Геофизический журнал № 2, Т. 33, 2011 37 го растяжения—субмеридионального сжатия, зафиксированную в НУ-массиве, следует от- нести к самостоятельному этапу, «продубли- рованному» более чем через 200 млн лет при формировании КНП. Другие поля напряжений, установленные по субвертикальной трещиноватости в массиве — оси n (σ1 225/10, σ3 315/05), (σ1 272/10, σ3 02/05) и t (σ1 93/05, σ3 180/10), а также m (σ1 310/05, σ3 220/08) — скорее всего отражают более поздние этапы и фазы разломообразования: кировоград- скую фазу северо-восточного сжатия — северо- западного растяжения, компанеевскую фазу широтного сжатия — меридионального рас- тяжения и левосдвиговую клинцовскую-I фазу северо-западного сжатия — северо-восточного растяжения. Эти фазы ярко проявились в КЗР и не могли не повлиять на деформации НУ- массива. Поля напряжений по данным замеров на- клонных трещин. Стереограмма изолиний концентрации полюсов наклонных и полого- падающих трещин изображена на рис. 4, б, а центры максимумов L, M, N, P, R, S, T, U, X, Y, Z — на рис. 6, а. Они показывают, что основная масса полюсов таких трещин образует два не- сплошных круговых пояса, симметричных от- носительно центра стереограммы (большой, с наклоном полюсов относительно горизонтали 30—35°, и малый, с наклоном полюсов 55—65°). Этим поясам соответствуют малый и большой конусообразные пояса трещин, наклонен- ных по отношению к горизонтали под углами 55—60 и 25—35°. Средние углы θ1=2α0=65° и θ2=180°–2α0=120° указывают на наиболее веро- ятный вариант, когда НУ-массив испытал два напряженных состояния — субвертикальное одноосное сжатие и субверткальное одноосное растяжение с образованием круговых поясов R-сколов (в первом случае малый круговой пояс, во втором — большой). Наличие в центре стерео- граммы крупного максимума Р концентрации полюсов 235/80 подтверждает напряженное состояние субвертикального растяжения, при котором возникла система субгоризонтальных трещин отрыва, падающих на юго-запад под углами 5—20°. Большинство полюсов полого наклонен- ных трещин НУ-массива концентрируется в восточной части стереограммы (см. рис. 4, б и 6, а, максимумы L, M, N, S), т. е. основная масса пологопадающих разрывных структур массива имеет северо- и юго-восточное падение под углами 25—50° (исключение — полюсы Р трещин отрыва, падающих на юго-запад). Это видно и по таким крупным разрывным зонам, как Бобринецко-Живановская и Новоконстан- тиновская. Первая из них, являющаяся самой западной зоной скалывания Кировоградской зоны разломов [Гинтов, 2005], выделена на вос- точном контакте НУ-массива, имеет падение 50° на востоко-юго-восток и является правым Рис. 6. Результаты интерпретации тектонофизических наблюдений трещиноватости и зеркал скольжения в НУ- массиве трахитоидных гранитов: а — стереограмма по- люсов групп трещин и осей напряжений (1 — оси сжатия; 2 — оси растяжения; 3 — полюсы групп субвертикаль- ных и наклонных трещин; 4 — полюсы осевых плоско- стей крупных кристаллов ПШ; 5 — оси сжатия (К-Н — Корсунь-Новомиргородский плутон, Б-Ж — Бобринецко- Живановская зона разломов, НК — Новоконстантиновская зона разломов)); б — стереограмма векторов подвижек и осей напряжений (е—w) по результатам замеров зеркал скольжения. О. Б. ГИНТОВ, С. В. МЫЧАК 38 Геофизический журнал № 2, Т. 33, 2011 сдвиго-надвигом, а вторая — на севере этого же массива, падает под углом 45° на восток и рас- сматривается как зона сжатия и последующего растяжения земной коры. С обеими зонами свя- зано урановое оруденение, поэтому они, скорее всего, одновозрастны (согласно [Гинтов, 2005], возраст Бобринецко-Живановской зоны около 1,8—1,9 млрд лет). Пологое восточное падение Новоконстантиновской зоны свидетельствует также о ее надвиговом характере. Следовательно, хотя прерывистые круго- вые пояса трещин и указывают на одноосный характер субвертикальных растягивающих и сжимающих напряжений, субвертикальные плоскости σ1σ3, построенные по пологопадаю- щим разрывам, имеют в основном субширотную (оси q) и субмеридиональную (оси s) ориентации (в обоих случаях взбросовый деформационный режим). При этом субмеридионально простира- ющихся разрывов, по которым построены суб- широтные плоскости σ1σ3, значительно больше, чем субширотных, поэтому полю напряжений субширотного сжатия с осями q (σ1 256/10, σ3 356/68) авторы придают болшее значение, чем полю субмеридионального сжатия с осями s. Наличие относительно большого количества по- логопадающих субмеридиональных трещин (см. рис. 3, а и 4, б) обусловлено, по-видимому, фор- мированием пластинчато-надвиговой структу- ры НУ-массива в условиях субгоризонтального субширотного сжатия и субвертикального рас- тяжения — это бобринецко-живановская фаза кировоградского этапа разломообразования. На стереограмме парагенезисов (см. рис. 4, г) парагенетической связи между трещинами с максимумом концентрации полюсов Р и тре- щинами L, M, N (см. рис. 6, а) не отмечено. Это может вызвать сомнение в том, что субгоризон- тальные разрывы с максимом Р являются тре- щинами отрыва. Но между трещинами отрыва и R-сколами, как известно, угол всего 25—30°, поэтому при полевых тектонофизических ис- следованиях на такие парагенетические связи пологопадающих трещин обычно не обращается внимание: все может быть в пределах разброса. Учитывая это, группу трещин с максимумом концентрации полюсов Р авторы отнесли к трещинам отрыва, связанным с полем субвер- тикального растяжения — субгоризонтального сжатия. Парагенетические связи наклонных трещин позволили установить и сбросовые деформаци- онные режимы: оси k (σ1 180/45, σ3 267/00) и r (σ1 80/50, σ3 175/04). Оси растяжения σ3, играющие в таких деформационных режимах ведущую роль («работающие»), занимают горизонталь- ное положение и ориентированы практически строго широтно и меридионально. Подобные деформационные режимы относительно моло- дого возраста (≤1,6 млрд лет) установлены и в КЗР — калиновско-сасовская и покровская-ІІ фазы. Скорее всего, эти фазы и отразились в деформациях НУ-массива. Поля напряжений по данным измерений зеркал скольжения. Большинство изученных зеркал скольжения наблюдается в восточной части НУ-массива в пределах его контакта с КЗР (см. рис. 3, б). Штриховка на зеркалах отражает сдвиговые и сбросовые перемещения (рис. 6, б), относящиеся к самым молодым фазам дефор- мации — средне- или позднепротерозойским, поскольку штрихи и борозды, образованные в более ранние фазы, сохраняются редко. Интерпретация кинематическим методом позволила определить положение главных осей нормальных напряжений (см. рис. 6, б) по нескольким группам зеркал (в числителе — азимут ориентации оси, в знаменателе — угол наклона на верхней полусфере стереограммы): 1) ось сжатия (σ1) 350/05, ось растяжения (σ3) 260/03—левый сдвиг; 2) ось сжатия 60/46, ось рас- тяжения 180/20 — сбросовый деформационный режим; 3) ось сжатия 300/55, ось растяжения 180/20 — сбросовый деформационный режим; 4) ось сжатия 45/75, ось растяжения 265/05 — сбросовый деформационный режим. Первая из перечисленных фаз (оси ), опре- деленная по наибольшему количеству зеркал, соответствует городищенской фазе, вторая и третья (объединенные в одну, учитывая невысо- кую точность определения из-за малого количе- ства зеркал, оси u, v) — калиновско-сасовской, а четвертая (оси w) — покровской-II фазам де- формации, установленным при изучении КЗР [Гинтов, 2005]. Все эти уже упоминавшиеся ра- нее фазы, как видим, установлены в НУ-массиве и по парагенезисам трещин. Поля напряжений и трахитоидная струк- тура новоукраинских гранитов. Параллельно с замерами трещиноватости были выполнены измерения элементов залегания призматиче- ских кристаллов полевого шпата размерами (по длинной оси) от 1 до 10 см, формирующих трахитоидную структуру новоукраинских гра- нитов. Было замечено, что эта структура «чут- ко» реагирует на деформационные процессы, происходящие в массиве как во время, так и после его становления — образование структур течения и вращения, переориентировка при- зматических кристаллов у сколовых трещин и НАПРЯЖЕННЫЕ СОСТОЯНИЯ И ДЕФОРМАЦИИ ЗЕМНОЙ КОРЫ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ... Геофизический журнал № 2, Т. 33, 2011 39 др. (рис. 3, в). Пересечение сколовыми мезо- трещинами таких призматических кристаллов встречается достаточно редко (рис. 3, г), т. е. основная масса трещин образовалась в доста- точно высокотемпературных условиях. На рис. 4, в представлена стереограмма изо- линий концентрации полюсов призматических кристаллов — азимутов падения плоскостей (в системе координат Зандера), а на рис. 6, а — центры максимумов концентрации полюсов α, β, γ, ψ, ω, из чего следует, что подавляющее большинство полюсов ориентированы в вос- точных румбах, т. е. длинные оси кристаллов имеют в основном субмеридиональное и ча- стично северо-западное простирание, а их плоскости либо субвертикальны, либо падают на восток. Два основных центра — 90/05 (α) и 70/60 (β) — соответствуют субмеридиональной ориентировке трахитоидной структуры, кото- рая находится, по-видимому, в прямой связи с дизъюнктивными структурами восточной и центральной частей массива — Кировоград- ской, Новоконстантиновской зонами разломов и объединяющей их трансрегиональной шовной зоной Херсон—Смоленск. Субвертикальное падение трахитоидности отражает наиболее ранний этап ее формиро- вания, так как находящиеся к западу и востоку от НУ-массива более древние зоны разломов — Звенигородско-Братская в первомайскую фазу разломообразования и Западно-Ингулецкая в искровскую фазу, располагавшиеся ближе друг к другу, чем сейчас [Гинтов, 2005], являлись субвертикальными. В образовавшихся позже Бобринецко-Живановской зоне скалывания Кировоградской зоны разломов и Новоконстан- тиновской зоне разломов, полого падающих на восток и востоко-северо-восток, в процессе надвига их восточных крыльев с востока на запад сформировалась система L-, R-сколов и трещин отрыва (максимумы L, M, P, соответ- ственно 66/54, 60/65 и 235/80) и параллельно с этим в них произошла переориентировка тра- хитоидности с образованием призматических кристаллов пологого падения (максимумы β, γ, ψ, соответственно 70/60, 72/35, 20/53). Последовательность деформационных про- цессов. Ранее уже высказывалась мысль, что становление НУ-массива и КНП зафиксиро- вало эпоху сильного широтного растяжения земной коры в центральной части УЩ, отдале- ния друг от друга Голованевской и Ингулецко- Криворожской шовных зон, которые в начале раннего протерозоя были сближены [Гинтов, 2005]. Материалы изучения деформаций НУ- массива позволяют детализировать характер происходивших здесь геодинамических про- цессов. В упомянутой работе в геодинамическом развитии центральной части Ингульского мега- блока выделены следующие этапы: емиловский левосдвиговый (ранее 2,6 млрд лет), первомай- ский правый сбросо-сдвиговый (2,6 млрд лет), западно-ингулецкий правосдвиговый (2,5 млрд лет), новоукраинский правый сбросо-сдвиговый (>2,0 млрд лет), криворожский правый сбросо- сдвиговый (>2,0 млрд лет), кировоградский правосдвиговый (1,9 млрд лет), субботско- мошоринский правосдвиговый (1,75 млрд лет). Здесь перечислены лишь этапы деформации и не упомянуты многочисленные фазы, которых только в кировоградском этапе насчитывалось не менее 16. Учитывая материалы, полученные позже, а также при изучении деформаций НУ-массива, необходимо во временной промежуток 2,0— 2,1 млрд лет1 ввести еще по меньшей мере один этап субширотного растяжения — субмери- дионального сжатия, приведшего к процессам палингенеза и анатексиса, сформировавшим массив. Ни один из приведенных выше этапов старше 2,0 и моложе 2,5 млрд лет (новоукраин- ский и криворожский) не подходят на эту роль, так как связаны с северо-восточным сжатием — северо-западным растяжением. Новый этап субширотного растяжения — субмеридиональ- ного сжатия сопровождался образованием, как показано выше, систем субвертикальных разрывов диагональной системы В, C, E и F с азимутами падения 50, 70, 310 и 318°. Широтное растяжение земной коры в цен- тральной части Ингульского мегаблока связа- но, скорее всего, с образованием субмеридио- нального трансрегионального тектонического шва Херсон—Смоленск, сопровождавшимся в пределах УЩ становлением НУ-массива. По- скольку все зоны разломов, возникшие до и после этого события, были сдвиговыми (см. выше), нет сомнения, что тектонический шов Херсон—Смоленск также формировался со сдвиговой составляющей, т. е. в условиях транс- тенсии. Учитывая, что ориентировка оси сжа- тия 8° отклоняется вправо от направления шва примерно на 15°, можно говорить о некоторой 1 И. Б. Щербаков [2005], обобщив многочисленные данные определения радиологического возраста новоукраинских гранитов по циркону и монаци- ту, пришел к выводу о их среднем возрасте около 2,05 млрд лет. О. Б. ГИНТОВ, С. В. МЫЧАК 40 Геофизический журнал № 2, Т. 33, 2011 правосдвиговой составляющей общей деформа- ции. Однако образование и рост гранитных тел даже при растяжении происходит в «стеснен- ных» условиях, поэтому условия транстенсии могли переходить в условия транспрессии. В обоих случаях, как показано в работе [Шев- чук и др., 2005], ориентировка мегакристал- лов полевого шпата в гранитоидах оказывается субпараллельной направлению зоны сдвига (с некоторым отклонением в разные стороны), т.е. в данном случае субмеридиональной, что уже было отмечено выше. Условия транстенсии или транспрессии могут быть определены посредством анализа углов скалывания α0, как это уже делалось для районов центральной части Ингульского мега- блока [Беличенко, Гинтов, 1996; Гинтов и др., 2008]. Углы θ1=2α0 и θ2=45°+α0 определены по парагенезисам разрывов и показаны на рис. 5, в. Из него следует, что преобладающими углами скалывания в породах НУ-массива были α01=25°, α02=30°, α03=35°, при чем угол 35° встречен чаще всего (в 75 % случаев). При эрозионном срезе не менее 3—4 км угол скалывания 35° и более возможен лишь в условиях растяжения, т. е. условия транстенсии оказываются преобла- дающими, а из двух главных осей напряжений «работающей» была ось σ3 (ось растяжения). Таким образом, этап разломообразования, в котором начал формироваться НУ-массив, был этапом растяжения при правом сдвиге и его можно назвать херсонско-смоленским, по- скольку в пределах УЩ он отражает начало об- разования трансрегионального тектонического шва Херсон—Смоленск. Возраст этого этапа не менее 2,05 млрд лет. Следующий этап деформации земной коры центральной части Ингульского мегаблока — ки- ровоградский — подробно рассмотрен в работе [Гинтов, 2005]. Он связан с образованием Киро- воградской правосдвиговой зоны разломов при ориентации главных осей нормальных напря- жений (кировоградская фаза) σ1 48/00, σ3 318/00. В пределах НУ-массива эта фаза представле- на осями n (σ1 225/10, σ3 315/05). Бобринецко- живановская транспрессивная фаза возрастом ≤1,9 млрд лет также имеет непосредственное отношение к деформациям НУ-массива (оси q), поскольку сопровождалась надвиганием вос- точной пограничной зоны массива и рамы в западно-юго-западном направлении. Между кировоградским и корсунь-ново- миргородским этапами при детальном изучении деформаций земной коры в районе Лелеков- ского и Щорсовского проявлений кимберли- топодобных пород (г. Кировоград) установлен лелековский этап меридионального сжатия — широтного растяжения (σ1 3/00, σ3 273/85), близ- кий по ориентации главных осей к херсонско- смоленскому этапу, но являющийся, в отличие от него и корсунь-новомиргородского этапа, транспрессивным. Он привел к формирова- нию Лелековской зоны разломов, проходящей в северо-западном направлении через северную часть г. Кировоград. «Работающей» здесь была ось σ1, а деформации носили квазипластиче- ский характер с образованием бластомило- нитов, милонитов и динамометаморфической полосчатости. Сказанное объясняет, почему деформации НУ-массива на херсонско-смоленском этапе со- поставляются с деформациями КНП: это этапы широтного растяжения, тогда как разделяющий их лелековский этап — меридиональное сжатие литосферы. Поскольку тектонофизическое изучение центральной части Ингульского мегаблока на- чалось в свое время с Кировоградской зоны разломов, все фазы деформации, установлен- ные в ней (кроме самых древних) были отне- сены к кировоградскому этапу [Аронский и др., 1997; Гинтов, 2005]. Теперь, на основании изучения КНП, СМЗР и НУ-массива, можно уточнить шкалу деформаций этой части щита, принципиально не меняя полученные ранее результаты. В частности, в кировоградский этап включается следующая за кировоградской боб- ринецко-живановская фаза, в лелековский — компаниевская, а остальные фазы относятся к более молодым этапам деформации. Кроме уже выделенного херсонско-смолен- ского этапа, необходимо корсунскую и горо- ди щенскую фазы деформации объединить в самостоятельный корсунь-новомиргородский этап, так как он знаменует собой субширотное растяжение земной коры УЩ, произошедшее через ~200 млн лет после херсонско-смоленского этапа, и отделенное от него субмеридиональны- ми сдвигами и сжатиями. Аналогичная компане- евской бобринецкая фаза врядли имеет право на самостоятельное существование, так как их параметры повторяют друг друга и, кроме того, образование Бобринецкой зоны разломов относится к более позднему субботско-мошо- ринскому этапу разломообразования [Гинтов, 2005], поэтому называть фазу бобринецкой не совсем верно. За корсунь-новомиргородским этапом де- формации следует субботско-мошоринский (1,7—1,75 млрд лет), характеризовавшийся не- НАПРЯЖЕННЫЕ СОСТОЯНИЯ И ДЕФОРМАЦИИ ЗЕМНОЙ КОРЫ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ... Геофизический журнал № 2, Т. 33, 2011 41 однократной сменой полей напряжений северо- восточного и северо-западного сжатия и растя- жения [Гинтов и др., 2008], поэтому аджамская и клинцовская-І фазы (оси m и h), относившиеся ранее к кировоградскому этапу, но близкие по возрасту к субботско-мошоринскому, относим к последнему. Остальные фазы деформации, установлен- ные еще при изучении КЗР и зафиксирован- ные в хрупкой трещиноватости НУ-массива (калиновская, клинцовская-ІІ, завадовская, клинцовско-сасовская, покровские І и ІІ и т. д.), не установлены в Субботско-Мошоринской зоне разломов, поэтому их необходимо вклю- чить в более молодой (≤1,6 млрд лет) субплат- форменный этап, который получит свое гео- графическое название после более тщательного тектонофизического изучения Ингульского мегаблока. Резюмируя сказанное, можем представить такую последовательность деформационных процессов в развитии НУ-массива (таблица). При рассмотрении таблицы можно обратить внимание, что нередко в пределах одного этапа в рядом стоящих фазах происходит перепо- люсовка напряжений: например, за субширот- ным сжатием следует субширотное растяжение (фазы 6 и 7) или за северо-западным сжатием — северо-западное же растяжение (фазы 9 и 10), после чего субгоризонтальные оси сжатия или растяжения занимают крутонаклонное по- ложение (фазы 13—16 и др.), приближая де- формационные режимы к одноосным. Анализ причин такой смены деформаций может быть лишь качественным и состоять в следующем. Тектонофизики неоднократно указывали на реверсный тип движений и инверсинный харак- тер тектонических напряжений в литосфере при Основные этапы и фазы деформаций во время становления и развития Новоукраинского массива УЩ Н ом ер ф аз ы Этап Фаза Оси напряжений Характер сил Деформационный режим Возраст, млрд летσ1 σ3 1 Криворожский Криворожская 70/30 320/30 сжатие взбросо-сдвиг ≥2,05 2 Херсонско- смоленский Херсонско- смоленская 8/00 278/10 растяжение транстенсия 2,05 3 Кировоградский Кировоградская 48/00 318/00 сжатие транспрессия (правый cдвиг*) 1,9 4 Бобринецко- живановская 62/05 330/35 » транспрессия (правый надвиг) 1,8—1,9 5 Лелековский Лелековская 3/00 273/05 » транспрессия (правый сдвиг) 1,8—1,9 6 Компаниевская 90/00 360/00 » транспрессия правый сдвиг) 1,75 7 Корсунь-новомир- городcкий Корсунская 6/00 96/00 растяжение транстенсия 1,75 8 Городищенская 171/0 81/00 » » 1,75 9 Cубботско- мошоринский Субботско- мошоринская 134/0 45/00 » транстенсия (правый cдвиг) 1,75—1,70 10 Аджамская 47/00 317/00 » » 1,70 11 Клинцовская-І 145/00 55/00 » транстенсия (левый сдвиг) 1,70 12 Субплатфор- менный Калиновская 145/00 235/90 сжатие взброс ≤1,6 13 Клинцовская-ІІ 360/00 90/76 » » ≤1,6 14 Завадовская 150/90 60/00 растяжение сброс ≤1,6 15 Клинцовско- сасовская 280/70 05/ 00 » » ≤1,6 16 Покровская-І 270/17 48/ 70 сжатие взброс ≤1,6 17 Покровская-ІІ 53/70 260/19 растяжение сброс ≤1,6 18 Клинцовская-III 357/50 177/40 » » ≤1,6 19 Алексеевская 300/10 120/80 сжатие взброс ≤1,6 Примечание: направление сдвига во всех фазах, кроме лелековской и субботско-мошоринской, указано по отношению субмеридиональной КЗР. В лелековскую фазу направление сдвига указано по отношению к северо-западной Лелеков- ской зоне скалывания, а в субботско-мошоринскую — по отношению к широтной СМЗР. О. Б. ГИНТОВ, С. В. МЫЧАК 42 Геофизический журнал № 2, Т. 33, 2011 образовании зон разломов и трещиноватости в земной коре [Гинтов, 2001; Гинтов, Пашкевич, 2004; Гинтов, 2005; Гинтов, Муровская, Мычак и др., 2009]. Материалы изучения НУ-массива еще раз подтверждают этот вывод: парагенетические связи трещин на рис. 4, г образуют пучки суб- параллельных линий разной длины — малых и больших углов между разрывами, что указывает на относитетельно быструю переполюсовку на- пряжений. Поэтому смена осей субширотного растяжения — субмеридионального сжатия на оси субширотного сжатия — субмеридиональ- ного растяжения происходила, скорее всего, с малым разрывом во времени. Переход трехосного напряженного состоя- ния в близкое к одноосному может быть объяс- нен сменой температурных режимов при образо- вании массива. Палингенно-метасоматические процессы проходили при высокой температуре, массив строился и расширялся во все стороны, испытывая давление рамы не только по линии восток—запад. Ось растяжения (σ3) при этом должна была переходить из горизонтального положения в крутонаклонное. При остывании массива процесс шел в обратном направлении — сжатие со стороны рамы уменьшалось, а рас- тяжение увеличивалось и теперь уже крутона- клоненной становилась ось σ1. Выводы. Детальное изучение напряженно- деформированного состояния НУ-массива по- зволяет высказать ряд соображений о времен- ных рамках формирования густой сети раз- рывных нарушений, развитых в нем. 1. Максимумы C и F (см. рис. 5, а) в пределах НУ-массива в количественной форме отражают преобладание густой мезотрещиноватости со средними азимутами падения L- и L’-сколов 70 и 318°, возникшей на этапе остывания массива (херсонско-смоленский этап) и не объединив- шейся в крупные зоны скалывания. 2. Максимумы В, Е и отчасти F отражают наиболее вероятные азимуты падения трещин, сформировавшихся на лелековском (субвер- тикальные L- и L’-сколы 50 и 318°) и корсунь- новомигородском этапах (L- и L’-сколы корсун- ской фазы 321 и 53°, L-сколы городищенской фазы 306° [Гинтов,2005]). Эти трещины сколо- вого типа сформировали густую диагональную сеть зон скалывания (разломов), пересекающих и ограничивающих НУ-масив (см. рис. 1). Глав- ную роль здесь играли лелековская и компа- ниевская фазы меридионального и широтного сжатия, при котором в разломах розвивались зоны катаклаза, динамометаморфической по- лосчатости, происходила переориентировка кристаллов полевого шпата, образовывались зеркала скольжения. Отклонение осевых линий разломов от генеральних направлений 45—50° и 315—318° объясняется большой ролью в фор- мировании разломов не только L-, но и R-сколов, которые в лелековскую и компаниеевскую фазы отклонялись от L-сколов в противоположные стороны из-за разных напаравлений сдвигов. Влияние корсунской и городищенской фаз субширотного растяжения на формирование рассматриваемой сети разломов проявилось в том, что в некоторых зонах видны признаки рас- тяжения — кремнещелочной метасоматоз, ма- лые интузии пород корсунь-новомиргородского комлекса и др. Основными зонами разломов данной систе- мы являются пограничные Лелековская и сопря- женные с ней Марьевская и Глодосская. Кроме того, геологами ПГО «Кировгеология» среди многих зон скалывания внутри массива назва- ны как основные — Нерубаевско-Лозоватская, Шестаковско-Ворошиловская, Адабашская. Все эти зоны претерпели левые и правые сдвиги, сжатие и растяжение, поэтому отнести их к определенной фазе разломообразования затруд- нительно. Можно только сказать, что зоны ска- лывания диагональной системы, пересекающие и ограничивающие НУ-массив, образовались 1,9—1,75 млрд лет тому назад в лелековскую, компаниевскую, корсунскую и городищенскую фазы деформации земной коры. 3. Помимо диагональной, в пределах НУ-мас- сива достаточно широко развита и ортогональ- ная система разрывных нарушений, связанная с кировоградским и субботско-мошоринским этапами разломообразования. Субвертикальная трещиноватость, обусловленная кировоград- ской, субботско-мошоринской и аджамской фазами, на гистограмме азимутов падений (см. рис. 5, а) объединяется в максимумы А, D, G; на- клонные разрывы, связанные с бобринецко-жи- вановской фазой, на стереограмме (см. рис. 6, а) образуют группы L, M, Р. Широтные разрывы, в частности СМЗР, пересекающая северный эндоконтакт масси- ва, БЗР, проходящая по его южной границе, а также многие зоны скалывания, расположен- ные между ними, на картах магнитного и гра- виационного полей проявляются в виде зон, простирающихся по азимуту 90—270°. То же можно сказать о субмеридиональных разры- вах, которые по геофизическим данным имеют азимуты простирания 180—360° (субботско- мошоринская и аджамская фазы) или 4—184° (кировоградская фаза). Вместе с тем локальные НАПРЯЖЕННЫЕ СОСТОЯНИЯ И ДЕФОРМАЦИИ ЗЕМНОЙ КОРЫ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ... Геофизический журнал № 2, Т. 33, 2011 43 разрывы, слагающие такие зоны, имеют ази- муты простирания 290° (максимум А), 75—80° (максимум G) или 10—15° (максимум D). Это объясняется широким (преобладающим) разви- тием в подобных зонах сколов Риделя и иногда трещин отрыва Т, причем, поскольку во время субботско-мошоринского этапа наблюдалась переполюсовка осей сжатия — растяжения [Гинтов и др., 2008], R-сколы и трещины отры- ва отклонялись как к северу (290°), так и к югу (75—80°) от основного направления. Особое внимание следует обратитить на субмеридиональную сеть разломов, проходя- щих как по краям НУ-массива (КЗР на востоке, Новопавловско-Ярошевский разлом, закарти- рованный геологами ПГО «Кировгеология» на западе), так и пересекающих его (Новоконстан- тиновская зона), поскольку ней связаны извест- ные месторождения и рудопроявления урана — Мичуринское, Севериновское, Новоконстан- тиновское, Березовское и др. [Старостенко и др., 2010]. Заложение наиболее крупных зон этой системы произошло в кировоградскую право- сдвиговую фазу, а активизация — в бобринецко- живановскую сдвиго-надвиговую, когда вме- сто субвертикальной динамометаморфической структуры разломов сформировались катакла- зиты, милониты, зоны разгнейсования, относи- тельно полого падающие в восточных румбах. Ряд более мелких разрывов меридионального про- стирания возникли в субботско-мошоринскую фазу как сопряженные с широтными. Как видно из геологических разрезов не- которых урановых месторождений (например, рис. 7, по [Старостенко и др., 2010]), рудные тела размещены в поднадвиговых зонах в более полого падающих структурах, чем сместители. Это соответствует кинематике взбросов или надвигов, когда структуры растяжения откло- няются в сторону лежачего крыла. Рис. 7. Геологический разрез Мичуринского месторождения, по [Старостенко и др., 2010]: 1 — гнейсы; 2 — среднезер- нистые граниты; 3 — пегматитовые жилы; 4 — бластомилониты и милониты (Мичуринский разлом); 5 — милониты; 6, 7 — натровые метасоматиты (6 — десилицированные породы (сиениты), 7 — альбититы); 8 — рудные тела. О. Б. ГИНТОВ, С. В. МЫЧАК 44 Геофизический журнал № 2, Т. 33, 2011 Полученные материалы подтверждают сде- ланный ранее вывод [Гинтов, 2005] о достаточно мощном растяжении литосферы в центральной части УЩ, произошедшем около 2,1—1,8 млрд лет назад. В это время щит был разделен меж- региональным тектоническим швом Херсон — Смоленск субмеридионального простирания, в пределах которого сформировались крупные гранитоидные массивы — Новоукраинский, Корсунь-Новомиргородский, Кировоградско- Бобринецкий общей шириной ~60—70 км. Фазы транстенсии прерывались транспрессивными фазами, но растяжение все же превалировало. В этот же период сформировались достаточно крупные гранитоидные массивы на западной границе Ингульского мегаблока — Уманский и Богуславский, а также прошли активные про- цессы щелочно-кислого метасоматоза и гранити- зации на всей площади центральной части УЩ. Можно думать, что Ингулецко-Криворожская шовная зона вместе с Западно-Ингулецкой зо- ной разломов, с одной стороны, и Голованев- ская шовная зона вместе с Первомайской и Звенигородско-Братской зонами разломов, с другой, до рассматриваемых этапов субширот- ного растяжения были географически намного ближе друг к другу, возможно даже сливались. Но для этого придется предположить, что, круп- ного раннепротерозойского бассейна осадкона- копления в центральной части Ингульского ме- габлока не было, а осадочно-вулканогенные породы ингуло-ингулецкой серии являются про- дуктом переработки (полидиафтореза) архей- ских пород бывших тогда соседними Бугского и Среднеприднепровского мегаблоков. Под- твердить или опровергнуть это предположе- ние могут только серьезные геохимические и петрологические исследования. Аронский А. А., Гинтов О. Б., Гордиенко В. В., Му- ровская А. В., Никиташ Л. П. Напряженно- деформированное состояние и этапы геодинами- ческого развития Клинцовско-Верхнеингульской тектонометасоматической зоны УЩ, перспек- тивной на золото // Геофиз. журн. — 1997. — 19, № 5. — С. 50—62. Беличенко П. В., Гинтов О. Б. Напряженное состояние и деформации земной коры Украинского щита в период становления Корсунь-Новомиргородского плутона габбро-анортозитов и рапакиви (по текто- нофизическим данным) // Геофиз. журн. — 1996. — 18, № 2. — С. 59—69. Бурахович Т. К., Кулик С. Н. Трехмерная модель Ки- ровоградской аномалии электропроводности // Геофиз. журн. — 2007. — 29, № 1. — С. 45—55. Гинтов О. Б., Пашкевич И. К. Розломно-блоковая тек- тоника Волыно-Подолии. Кинематический анализ // Геофиз. журн. — 2004. — 26, № 1. — С. 56—70. Гинтов О. Б. Планетарные деформации земной коры, ротация Земли и движение литосферных плит // Геофиз. журн. — 2001. — 23, № 4. — С. 69—82. Гинтов О. Б. Полевая тектонофизика и ее приме- нения при изучении деформаций земной коры Украины. — Киев: Феникс, 2005. — 572 с. Гинтов О. Б., Исай В. М. Тектонофизические ис- следования разломов консолидированной коры. — Киев: Наук. думка, 1988. — 228 с. Гинтов О. Б., Муровская А. В., Мычак С. В. Комплекси- рование структурно-парагенетического и кинема- тического методов и построение геохронологичес- Список литературы ких шкал деформационных процесов — условие дальнейшего процесса в полевой тектонофизике // Тектонофизика и актуальные вопросы наук о Земле: Матер. докл. Всерос. конф. 13—17 октября 2008 г. — Москва: ИФЗ РАН, 2009. — С. 22—28. Гинтов О. Б., Орлюк М. И., Мычак С. В., Бакаржие- ва М. И., Фарфуляк Л. В. Субботско-мошоринский этап деформирования земной коры Украинско- го щита // Геофиз. журн. — 2008. — 30, № 6. — С. 23—38. Гордиенко В. В., Гордиенко И. В., Завгородняя О. В., Логвинов И. М., Тарасов В. Н., Усенко О. В. Гео- термический атлас Украины. — Киев: Изд. ИГФ НАН Украины, 2004. — 60 с. Гордиенко В. В., Гордиенко И. В., Логвинов И. М. Те- пловое поле и объекты высокой электропровод- ности в коре и верхней мантии Украины // Физика Земли. — 2007. — 4. — С. 28—34. Гранитоиды Украинского щита. Петрохимия, гео- химия, рудоносность. Справочник / Под ред. Н. П. Щербака. — Киев: Наук. думка, 1993. — 231 с. Иванов Б. Н., Куликов Е. Г., Макивчук О. Ф., Прыт- ков Ф. Я. Генетические типы геомагнитных ано- малий Новоукраинского массива // Геол. журн. — 1987. — 47, № 4. — С. 35—43. Комплексна металогенічна карта України масштабу 1 : 500 000 та пояснювальна записка до неї / Під ред. С. В. Гошовського. — Київ: Вид. Укр ДГРІ, 2003. — 326 с. Куприенко П. Я., Макаренко И. Б., Старостенко В. И., Легостаева О. В. Трехмерная плотностная мо- дель земной коры и верхней мантии Ингульского НАПРЯЖЕННЫЕ СОСТОЯНИЯ И ДЕФОРМАЦИИ ЗЕМНОЙ КОРЫ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ... Геофизический журнал № 2, Т. 33, 2011 45 мегаблока Украинского щита // Геофиз. журн. — 2007. — 29, № 5. — С. 3—27. Кутас Р. И. Поле тепловых потоков и геотермиче- ская модель земной коры. — Киев: Наук. думка, 1978. — 140 с. Кутас Р. И. Тепловое поле и геотермический режим литосферы // Литосфера Центральной и Восточ- ной Европы. Обобщение результатов исследова- ний. — Киев: Наук. думка, 1993. — С. 114—133. Орлюк М. И. Пространственные и пространственно- магнитные модели разноранговых структур ли- тосферы континентального типа // Геофиз. журн. — 2000. — 22, № 6. — С. 148—165. Соллогуб В. Б. Литосфера Украины. — Киев: Наук. думка, 1986. — 183 с. Старостенко В. И., Гинтов О. Б., Пашкевич И. К., Бурахович Т. К., Кулик С. Н., Куприенко П. Я., Ку- тас Р. И., Макаренко И. Б., Орлюк М. И., Цвет- кова Т. А. Металлогения Украинского щита: закономерности размещения месторождений рудных полезных ископаемых, связь с глубинным строением и динамикой литосферы // Геофиз. журн. — 2007. — 29, № 6. — С. 3—31. Старостенко В. И., Гинтов О. Б., Пашкевич И. К. и др. Создание комплексной трехмерной геофи- зической модели литосферы Украинского щита в связи с магматизмом, тектоникой и образова- нием полезных ископаемых // Отчет ИГФ НАН Украины. — Киев, 2006. — 510 с. Старостенко В. И., Казанский В. И., Попов Н. И., Дрогицкая Г. М., Заяц В. Б., Макивчук О. Ф., Три- польский А. А., Чичеров М. В. От поверхностных структур к интегральной глубинной модели Ки- ровоградского рудного района (Украинский щит). 1 // Геофиз. журн. — 2010. — 32, № 1. — С. 3—33. Шевчук В. В., Павлов Г. Г., Кочетов Р. В. Тектонофи- зические реконструкции на основе предпочти- тельных ориентировок мегакристаллов полевых шпатов в гранитоидах // Геофиз. журн. — 2005. — 27, № 1. — С. 55—62. Щербаков И. Б. Петрология Украинского щита. — Львов: ЗУКЦ, 2005. — 366 с.

Напряженные состояния и деформации земной коры центральной части Ингульского мегаблока по материалам тектонофизического изучения Новоукраинского массива

Institution

Ähnliche Einträge