Геодинамическое развитие Ингульского мегаблока Украинского щита по геолого-геофизическим и тектонофизическим данным. II
У другій частині статті (див. [Гинтов, Мычак, 2011а]) відносно докладно змальовано будову Інгульського мегаблока Українського щита (УЩ) як результат близько 40 фаз деформації, які відбулися більш ніж за 1 млрд років (неоархей—пізній протерозой). Показано, що більшу частину часу мегаблок зазнавав нап...
Збережено в:
| Дата: | 2011 |
|---|---|
| Автори: | , |
| Формат: | Стаття |
| Мова: | Russian |
| Опубліковано: |
Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України
2011
|
| Назва видання: | Геофизический журнал |
| Онлайн доступ: | https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/97097 |
| Теги: |
Додати тег
Немає тегів, Будьте першим, хто поставить тег для цього запису!
|
| Назва журналу: | Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| Цитувати: | Геодинамическое развитие Ингульского мегаблока Украинского щита по геолого-геофизическим и тектонофизическим данным. II / О.Б. Гинтов, С.В. Мычак // Геофизический журнал. — 2011. — Т. 33, № 4. — С. 89-99. — Бібліогр.: 14 назв. — рос. |
Репозитарії
Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine| id |
nasplib_isofts_kiev_ua-123456789-97097 |
|---|---|
| record_format |
dspace |
| spelling |
nasplib_isofts_kiev_ua-123456789-970972025-02-23T17:25:55Z Геодинамическое развитие Ингульского мегаблока Украинского щита по геолого-геофизическим и тектонофизическим данным. II Geodynamic development of the Ingul megablock of the Ukrainian Shield according to geological-geophysical and tectonophysical data. II Геодинамічний розвиток Інгульського мегаблока Українського щита за геолого-геофізичними та тектонофізичними даними. II Гинтов, О.Б. Мычак, С.В. У другій частині статті (див. [Гинтов, Мычак, 2011а]) відносно докладно змальовано будову Інгульського мегаблока Українського щита (УЩ) як результат близько 40 фаз деформації, які відбулися більш ніж за 1 млрд років (неоархей—пізній протерозой). Показано, що більшу частину часу мегаблок зазнавав напружень стиснення при зсуві, а основні фази розтягу були 2,05—1,7 млрд років тому. Наведено геодинамічну інтерпретацію одержаних матеріалів, відповідно до якої архейський фундамент УЩ був складений з двох мікроплит — західної та східної. В археї вони були на значній відстані одна від одної і розвивалися самостійно, а на межі архею та раннього протерозою з’єднались. Колізійна зона між мікроплитами виявилась ареною найінтенсивніших процесів тектонотермальної активізації, під час якої сформувалися масиви новоукраїнських, кіровоградських гранітів і Корсунь-Новомиргородський плутон габро-анортозитів і рапаківі. In the second part of the article (see [Gintov, Mychak, 2011а]) a structure of the Ukrainian Shield (USh) Ingul megablock as a result of about 40 phases of deformation that occurred more than one billion years ago (Neo Archaean—Late Proterozoic) has been described somehow in detail. It is shown that most of the time the megablock experienced compressive stress in shear, and the main phases of extension occurred within 2,05—1,7 billion years ago. The geodynamic interpretation of the materials has been done, according to which the Archaean basement of the USh was made of two microplates — Western and Eastern. In the Archean they were spaced at a considerable distance and developed independently, and on the border of the Archaean and early Proterozoic they came together. The collisional zone between the microplates was the scene of the most intensive processes of tectono-thermal activation, during which massifs of the Novoukrainian, Kirovograd granites and Korsun-Novomirgorodsky pluton of gabbro-anorthosites and rapakivi were formed. Во второй части статьи (см. [Гинтов, Мычак, 2011]) относительно подробно описано строение Ингульского мегаблока Украинского щита (УЩ) как результат около 40 фаз деформации, произошедших более чем за 1 млрд лет (неоархей-поздний протерозой). Показано, что большую часть времени мегаблок испытывал напряжения сжатия при сдвиге, а основные фазы растяжения имели место 2,05-1,7 млрд лет назад. Дана геодинамическая интерпретация полученных материалов, в соответствии с которой архейский фундамент УЩ сложился из двух микроплит - западной и восточной. В архее они отстояли друг от друга на значительном расстоянии и развивались самостоятельно, а на границе архея и раннего протерозоя соединились. Коллизионная зона между микроплитами оказалась ареной наиболее интенсивных процессов тектонотермальной активизации, в течение которой сформировались массивы новоукраинских, кировоградских гранитов и Корсунь-Новомиргородский плутон габбро-анортозитов и рапакиви. 2011 Article Геодинамическое развитие Ингульского мегаблока Украинского щита по геолого-геофизическим и тектонофизическим данным. II / О.Б. Гинтов, С.В. Мычак // Геофизический журнал. — 2011. — Т. 33, № 4. — С. 89-99. — Бібліогр.: 14 назв. — рос. 0203-3100 https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/97097 551.24. 03 (477) ru Геофизический журнал application/pdf 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 |
У другій частині статті (див. [Гинтов, Мычак, 2011а]) відносно докладно змальовано будову Інгульського мегаблока Українського щита (УЩ) як результат близько 40 фаз деформації, які відбулися більш ніж за 1 млрд років (неоархей—пізній протерозой). Показано, що більшу частину часу мегаблок зазнавав напружень стиснення при зсуві, а основні фази розтягу були 2,05—1,7 млрд років тому.
Наведено геодинамічну інтерпретацію одержаних матеріалів, відповідно до якої архейський фундамент УЩ був складений з двох мікроплит — західної та східної. В археї вони були на значній відстані одна від одної і розвивалися самостійно, а на межі архею та раннього протерозою з’єднались. Колізійна зона між мікроплитами виявилась ареною найінтенсивніших процесів тектонотермальної активізації, під час якої сформувалися масиви новоукраїнських, кіровоградських гранітів і Корсунь-Новомиргородський плутон габро-анортозитів і рапаківі. |
| format |
Article |
| author |
Гинтов, О.Б. Мычак, С.В. |
| spellingShingle |
Гинтов, О.Б. Мычак, С.В. Геодинамическое развитие Ингульского мегаблока Украинского щита по геолого-геофизическим и тектонофизическим данным. II Геофизический журнал |
| author_facet |
Гинтов, О.Б. Мычак, С.В. |
| author_sort |
Гинтов, О.Б. |
| title |
Геодинамическое развитие Ингульского мегаблока Украинского щита по геолого-геофизическим и тектонофизическим данным. II |
| title_short |
Геодинамическое развитие Ингульского мегаблока Украинского щита по геолого-геофизическим и тектонофизическим данным. II |
| title_full |
Геодинамическое развитие Ингульского мегаблока Украинского щита по геолого-геофизическим и тектонофизическим данным. II |
| title_fullStr |
Геодинамическое развитие Ингульского мегаблока Украинского щита по геолого-геофизическим и тектонофизическим данным. II |
| title_full_unstemmed |
Геодинамическое развитие Ингульского мегаблока Украинского щита по геолого-геофизическим и тектонофизическим данным. II |
| title_sort |
геодинамическое развитие ингульского мегаблока украинского щита по геолого-геофизическим и тектонофизическим данным. ii |
| publisher |
Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України |
| publishDate |
2011 |
| url |
https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/97097 |
| citation_txt |
Геодинамическое развитие Ингульского мегаблока Украинского щита по геолого-геофизическим и тектонофизическим данным. II / О.Б. Гинтов, С.В. Мычак // Геофизический журнал. — 2011. — Т. 33, № 4. — С. 89-99. — Бібліогр.: 14 назв. — рос. |
| series |
Геофизический журнал |
| work_keys_str_mv |
AT gintovob geodinamičeskoerazvitieingulʹskogomegablokaukrainskogoŝitapogeologogeofizičeskimitektonofizičeskimdannymii AT myčaksv geodinamičeskoerazvitieingulʹskogomegablokaukrainskogoŝitapogeologogeofizičeskimitektonofizičeskimdannymii AT gintovob geodynamicdevelopmentoftheingulmegablockoftheukrainianshieldaccordingtogeologicalgeophysicalandtectonophysicaldataii AT myčaksv geodynamicdevelopmentoftheingulmegablockoftheukrainianshieldaccordingtogeologicalgeophysicalandtectonophysicaldataii AT gintovob geodinamíčnijrozvitokíngulʹsʹkogomegablokaukraínsʹkogoŝitazageologogeofízičnimitatektonofízičnimidanimiii AT myčaksv geodinamíčnijrozvitokíngulʹsʹkogomegablokaukraínsʹkogoŝitazageologogeofízičnimitatektonofízičnimidanimiii |
| first_indexed |
2025-11-24T04:00:46Z |
| last_indexed |
2025-11-24T04:00:46Z |
| _version_ |
1849642813843570688 |
| fulltext |
ГЕОДИНАМИЧЕСКОЕ РАЗВИТИЕ ИНГУЛЬСКОГО МЕГАБЛОКА УКРАИНСКОГО ЩИТА ...
Геофизический журнал № 4, Т. 33, 2011 89
Зоны скалывания и фазы деформации Ин-
гульского мегаблока. Основную информацию
о динамике земной коры региона несут фазы
деформации и связанные с ними зоны ска-
лывания, большинство которых показано на
структурно-кинематической карте [Гинтов,
Мычак, 2011а, рис. 4]. Рассмотрим вкратце по-
следовательность их образования, начиная с
самых древних [Гинтов, Мычак, 2011а, табл. 1].
Самыми ранними, как уже говорилось, в
пределах Ингульского мегаблока были еми-
ловский и долгопристаньский этапы разломоо-
бразования, на которых возникли Емиловская,
Врадиевская и Долгопристаньская зоны раз-
ломов. Им же отвечают одноименные зоны
скалывания с азимутами простирания 310 и
332°. На догопристаньском этапе образовались
также Дубиновская, Иосифовская и Маринов-
ская зоны скалывания. Все эти неоархейские
зоны скалывания образовались на месте Голо-
ваневской шовной зоны еще до формирования
Первомайской и Тальновской зон разломов,
т. е. шовная зона еще не выделилась в самосто-
ятельную структуру и была восточной частью
ДБГП. В зонах скалывания развиты бластоми-
лониты, эндербито- и гранитогнейсы (иногда
относимые к так называемым мигматитам),
складки волочения, структуры вращения
(рис. 1), образованные в результате динамо-
метаморфизма пород днестровско-бугской и
бугской серий.
На емиловском этапе возникли зоны скалы-
вания с азимутом простирания 310°, детально
изученные в Первомайской зоне разломов — (с
севера на юг) Благодатненская, Грушевская,
Марьевская, Александровская, — образован-
УДК 551.24. 03 (477)
Геодинамическое развитие Ингульского мегаблока
Украинского щита по геолого-геофизическим
и тектонофизическим данным. II
© О. Б. Гинтов, С. В. Мычак, 2011
Институт геофизики НАН Украины, Киев, Украина
Поступила 17 ноября 2010 г.
Представлено членом редколлегии В. И. Старостенко
У другій частині статті (див. [Гинтов, Мычак, 2011а]) відносно докладно змальовано будову
Інгульського мегаблока Українського щита (УЩ) як результат близько 40 фаз деформації,
які відбулися більш ніж за 1 млрд років (неоархей—пізній протерозой). Показано, що більшу
частину часу мегаблок зазнавав напружень стиснення при зсуві, а основні фази розтягу були
2,05—1,7 млрд років тому.
Наведено геодинамічну інтерпретацію одержаних матеріалів, відповідно до якої архей-
ський фундамент УЩ був складений з двох мікроплит — західної та східної. В археї вони були
на значній відстані одна від одної і розвивалися самостійно, а на межі архею та раннього про-
терозою з’єднались. Колізійна зона між мікроплитами виявилась ареною найінтенсивніших
процесів тектонотермальної активізації, під час якої сформувалися масиви новоукраїнських,
кіровоградських гранітів і Корсунь-Новомиргородський плутон габро-анортозитів і рапаківі.
In the second part of the article (see [Gintov, Mychak, 2011а]) a structure of the Ukrainian Shield
(USh) Ingul megablock as a result of about 40 phases of deformation that occurred more than one
billion years ago (Neo Archaean—Late Proterozoic) has been described somehow in detail. It is
shown that most of the time the megablock experienced compressive stress in shear, and the main
phases of extension occurred within 2,05—1,7 billion years ago.
The geodynamic interpretation of the materials has been done, according to which the Archaean
basement of the USh was made of two microplates — Western and Eastern. In the Archean they were
spaced at a considerable distance and developed independently, and on the border of the Archaean
and early Proterozoic they came together. The collisional zone between the microplates was the
scene of the most intensive processes of tectono-thermal activation, during which massifs of the
Novoukrainian, Kirovograd granites and Korsun-Novomirgorodsky pluton of gabbro-anorthosites
and rapakivi were formed.
О. Б. ГИНТОВ, С. В. МЫЧАК
90 Геофизический журнал № 4, Т. 33, 2011
ных здесь еще до заложения собственных зон
скалывания этой зоны.
Следовательно, неоархейский структур-
ный план западной части Ингульского мега-
блока определялся достаточно густой сетью
левосдвиговых (СЗ 310°) и правосдвиговых (СЗ
332°) зон скалывания со структурами подворо-
та (приразломной складчатостью), образован-
ными породами днестровско-бугской и буг-
ской серий.
На первомайском этапе образовались собст-
венные зоны скалывания Первомайской зоны
разломов с азимутом простирания 345° — пра-
восдвиговые Ольшанская, Снюхинобродская
и Константиновская, положившие начало в
конце архея — начале раннего протерозоя от-
делению западной части УЩ от центральной
и восточной (первомайская фаза). Молдовская
зона скалывания этого же этапа была заложе-
на к западу от них (в центральной части ГШЗ)
и не входит в Первомайскую зону. Зоны ска-
лывания первомайского этапа деформируют
структуры емиловского и долгопристаньского
этапов по типу S-образных подворотов и в це-
лом переформируют структурный план запад-
ной части Ингульского мегаблока (тогда еще
восточной части ДБГП ) с северо-западного на
северо-северо-западный.
На этом же этапе была заложена и Звениго-
родско-Братская зона разломов, представлен-
ная Надлакской-1, Песчанобродской и Брат-
ской собственными зонами скалывания с
азимутом простирания 345°. Вопрос о том,
куда относить эти зоны скалывания — к
западной или центральной части Ингульско-
го мегаблока — спорный. Многие исследова-
тели относят гнейсово-кристаллосланцевую
толщу пород, развитых в этой зоне, к ранне-
протерозойской ингуло-ингулецкой серии,
хотя некоторые признаки указывают на ее
сходство с породами бугской серии (гранат-
биотитовые, кордиерит-силлиманитовые,
пироксен-биотитовые и другие гнейсы и кри-
сталлосланцы). Необходимо отметить, что
все эти породы испытали сильный динамо-
метаморфизм, разгнейсование и диафторез
с развитием милонитов, бластомилонитов,
гранитогнейсов, поэтому их идентификация
затруднена. Л. М. Степанюк [Степанюк, 2000],
изучавший гранат-биотитовые и биотитовые
гнейсы так называемой зеленолевадовской
толщи Среднего Побужья, простирающиеся
субпараллельно Звенигородско-Братской зоне
приблизительно в 40 км западнее, пришел к
выводу, что эти породы имеют метасомати-
ческий генезис, т. е. неправильно отнесены к
«толще». Автор отмечает, что неоднократный
высокотемпературный метаморфизм пород за-
падной части УЩ почти полностью нивелирует
первичные генетические признаки и делает
почти невозможной реконструкцию условий их
образования и корреляцию различных комплек-
сов. Следует добавить, что то же относится и
к центральной части щита, а в понятие «высо-
котемпературный метаморфизм» должен вхо-
дить важный компонент — динамометамофизм
горных пород в зонах разломов.
Для зон скалывания Звенигородско-Брат-
ской зоны разломов характерны также более
сильные, в сравнении с Первомайской зоной,
раннепротерозойские активизационные про-
Рис. 1. Долгопристаньская зона разломов. Деформация
правого сдвига в эндербито-гнейсе, сопровождающаяся
щелочным метасоматозом, вращением и ростом мегакри-
сталлов полевого шпата.
Рис. 2. Изоклинальная складчатость в пироксен-
плагиоклазовых кристаллосланцах Долгопристаньской
зоны разломов.
ГЕОДИНАМИЧЕСКОЕ РАЗВИТИЕ ИНГУЛЬСКОГО МЕГАБЛОКА УКРАИНСКОГО ЩИТА ...
Геофизический журнал № 4, Т. 33, 2011 91
цессы, связанные со становлением массивов
новоукраинских и кировоградских гранитов
центральной части мегаблока. Поэтому во-
прос, какая из зон разломов — Первомайская
или Звенигородско-Братская — разделяет за-
падную и центральную части Ингульского ме-
габлока, остается, с нашей точки зрения, от-
крытым.
Практически одновременно с первомай-
ским наступили западно-ингулецкий и искров-
ский этапы разломообразования, на которых
начала формироваться ИКШЗ.
На западно-ингулецком этапе образовалась
одноименная зона скалывания протяженно-
стью более 200 км, вытянутая вдоль меридиана
33° в.д. по азимуту 357°. Из-за плохой обнажен-
ности эта собственная сколовая зона Западно-
Ингулецкой зоны разломов прослежена по
геофизическим данным как единая и непре-
рывная, хотя в действительности она может со-
стоять из нескольких субмеридиональных зон.
Рассматриваемые зона скалывания и зона раз-
ломов отделили восточную часть Ингульского
мегаблока, принадлежавшую до этого СПЗП,
от участка литосферы (современная централь-
ная часть мегаблока), который располагался в
то время между данным поясом и ДБГП. Что
представлял собой этот участок, сказать труд-
но. Есть предположение [Гинтов, Пашкевич,
2010], что на границе AR3—PR1 западная и вос-
точная части УЩ были удалены друг от друга и
тогда на месте центральной части могла быть
океаническая кора.
Поскольку Криворожско-Кременчугской
зоны разломов на западно-ингулецком эта-
пе еще не было, ИКШЗ как самостоятельная
структура еще не сформировалась. Однако ее
архейский фундамент уже тогда был разбит
несколькими зонами скалывания искровского
этапа и одноименной фазы субмеридионально-
го простирания (ССЗ 354°) — Искровской, Чка-
ловской, Николаевской, Онуфриевской. Зоны
скалывания представлены бластомилонитами,
гранитогнейсами и приразломной складчато-
стью, образованными в гранитоидах днепро-
петровского комплекса. Возраст искровского
этапа AR3—PR1, но несколько моложе западно-
ингулецкого. Зон скалывания архейского воз-
раста в западной части Ингульского мегаблока
обнаружить не удалось, хотя они установлены
в соседнем Среднеприднепровском мегаблоке
[Гинтов, 2005].
В пределах рассматриваемого района были
установлены также эшелонированные и эле-
ментарные сколы с азимутом простирания
северо-запад 345° и падением на северо-восток,
близкие по своим кинематическим параметрам
первомайскому этапу разломообразования
[Гинтов и др., 1990]. Однако установить точно,
отражают ли они первомайский этап или явля-
ются структурами подворота зон скалывания
искровского этапа, пока не удалось.
В средине PR1—I (2,4—2,3 млрд лет назад)
были заложены зоны скалывания Тальновской
и Криворожско-Кременчугской зон разломов,
окончательно вычленившие в структуре щита
ГШЗ и ИКШЗ. Время заложения Тальновской
зоны уточнено в связи с полученными данны-
ми о возрасте так называемым савранского
комплекса гранитов [Степанюк, 2000], раз-
витого в Синицовской зоне скалывания. Эти
породы, иногда относимые к так называемым
лейкогранулитам, во многих местах представ-
лены грубо- и тонкополосчатыми тектонитами
— бластокатаклазитами, бластомилонитами,
гранитогнейсами, эндербито-гнейсами, поэто-
му их радиологический возраст неотделим от
возраста процессов динамометаморфизма при
образовании Тальновской зоны.
Зоны скалывания Тальновской зоны раз-
ломов (с севера на юг): — Богуславская (СВ 42°,
левый сдвиг), Веселокутская (ССВ 7°, правый
взрезо-сдвиг), Тальянковская (СВ 25°, правый
сбросо-сдвиг), Мошуровская (СВ 42°, левый
сдвиг), Коржовская и Заячковская (ССВ 12°,
правый сдвиго-сброс), Синицовская (СВ 25°,
правый сбросо-сдвиг), Саботиновская (ССВ
7°, правый взрезо-сдвиг), Ширяевская (ССЗ
345°, правый сбросо-сдвиг). Все зоны, кроме
первой, четвертой и девятой, собственные для
Тальновской зоны разломов, при этом Тальян-
ковская и Синицовская, как самые протяжен-
ные (65 и 55 км соответственно), определяют
ее общее простирание 20—25°. Фаза их зало-
жения названа тальянковской. Веселокутская
и Саботиновская зоны скалывания отнесены
к веселокутской фазе тальновского этапа, а
Коржовская и Заячковская — к коржовской.
Веселокутская фаза деформации прояви-
лась и за пределами Тальновской зоны разло-
мов, а именно при заложении Гнилотикичской
зоны скалывания, которая рассматривается
как северное продолжение Первомайской
зоны и западное (на севере) ограничение ГШЗ.
Коржовская фаза деформации проявилась
не только при образовании Тальновской зоны
разломов. Зоны скалывания этой фазы уста-
новлены и в Первомайской зоне разломов.
Это (с севера на юг) Калмазовская, Мигийская,
Ивановская и Прибужская сколовые зоны, за-
О. Б. ГИНТОВ, С. В. МЫЧАК
92 Геофизический журнал № 4, Т. 33, 2011
картированные раньше, чем Коржовская и
Заячковская. Поэтому при описании перво-
майского этапа разломообразования [Гинтов,
Исай, 1988] они были отнесены к калмазовской
фазе. Возраст этих зон определить было труд-
но, тогда как возраст Коржовской и Заячков-
ской устанавливается достаточно определен-
но по соотношению деформаций эндербитов,
звенигородских и уманских гранитов [Гинтов,
2005]. В связи с этим калмазовская фаза пере-
именована в коржовскую.
Богуславская и Мошуровская зоны скалыва-
ния (богуславская фаза) были заложены еще до
собственных зон Тальновской зоны разломов.
Их элементы залегания и тип сдвига близки к
таковым межмегаблоковой Немировской зоны.
Поэтому богуславская фаза отнесена к немиро-
вскому этапу разломообразования (PR1-I). Ши-
ряевская зона скалывания была заложена в пер-
вомайскую фазу также раньше собственных
зон скалывания Тальновской зоны разломов.
Образование Тальновской зоны разломов
преимущественно правого сдвига привело к
обособлению ГШЗ и деформации архейских
серий и комплексов ее западного фланга, имев-
ших до этого северо-западное простирание. В
полосе шириной от 5 до 15 км между широта-
ми 47°40’ — 49°40’ они развернуты на север и
северо-восток.
Таким образом, на границе неоархея — ран-
него протерозоя и в раннем протерозое сдви-
говые, сбросо- и взбросо-сдвиговые переме-
щения берегов Первомайской и Тальновской
зон разломов привели к отделению восточной
окраины ДБГП, переформированию ее раз-
рывной и складчатой структуры и образованию
ГШЗ субмеридионального в целом простирания
и сложного внутреннего строения. Последнее
определяется неоархейскими сдвиговыми про-
цессами вдоль зон разломов и зон скалывания
емиловского и долгопристаньского этапов
(соответственно СЗ 310° и 332°), на которых
сформировалась внутри- и приразломная сжа-
тая (до изоклинальной (рис. 2)) складчатость
в гиперстен-плагиоклазовых и других гней-
сах и кристаллосланцах. Во время неоархей-
раннепротерозойских смещений первомайско-
го этапа эти складчатые структуры на востоке
ГШЗ развернулись в южных румбах по азимуту
СЗ 345°, а в раннем протерозое на тальновском
этапе их западные окончания развернулись на
север и северо-восток по азимуту 0 — 25 — 40°.
При изучении ГШЗ [Гинтов, Исай, 1988]
было установлено, что образование присколо-
вых структур подворота и складок волочения
также сопровождается динамометаморфиче-
ским изменением слагающих их горных по-
род. Интенсивность динамометаморфическо-
го преобразования обратно пропорциональна
расстоянию от сколовой зоны до изучаемого
участка подворотной дуги. В результате ока-
зывается, что практически вся шовная зона
представлена тектонитами, на фоне которых
выделяются небольшие массивы чарнокит-эн-
дербитов (Токаревский, Тарасовский и др.) и
габбро-амфиболитов (Троянковский, Копень-
коватский, Чаусовский), почти не- или слабо
затронутых процессами динамометаморфизма.
После заложения на криворожском этапе
зон скалывания (Криворожской и Комсомоль-
ской) Криворожско-Кременчугской зоны
разломов (СВ 17°) окончательно сформирова-
лась и ИКШЗ. Интенсивные правые взбросо-
сдвиги берегов этой зоны разломов [Гинтов
и др., 1990] и активизация правых сдвигов в
Западно-Ингулецкой зоне привели к деформа-
ции архейского фундамента и формированию
внутри- и приразломной складчатости в палео-
протерозойских породах криворожской серии.
В целом деформационная картина оказалась
зеркальным отражением деформаций в ГШЗ,
так как здесь архей-палеопротерозойская зона
разломов была заложена на западе ИКШЗ, а
палеопротерозойская — на востоке.
За исключением пород железорудной
формации, прекрасно маркирущих право-
сдвиговые подворотные структуры и складки
волочения в восточном крыле Криворожско-
Кременчугской зоны разломов, остальные
породные комплексы ИКШЗ слабо магнитно-
информативны, поэтому ее внутреннее склад-
чатое строение проявляется не так отчетливо,
как в ГШЗ. Вместе с тем разрывные структу-
ры изучены здесь достаточно детально и дают
представление о деформациях пород в шов-
ной зоне. На искровском этапе образовались
(с севера на юг) Онуфриевская, Искровская,
Чкаловская, Николаевская зоны скалывания
(СЗ 354°), на криворожском этапе (кроме уже
названных) — Омельникская (СВ 17°). Зафикси-
ровано много эшелонированных и элементар-
ных сколов западно-ингулецкого, искровского
и криворожского этапов. Они представлены
бластомилонитами, бластокатаклазитами и
зонами разгнейсования. Поскольку и погра-
ничные, и внутришовные зоны скалывания
имеют субмеридиональное простирание — от
ССЗ 354° до ССВ 17° — вся внутренняя архей-
раннепротерозойская структура ИКШЗ под-
чинена этому направлению.
ГЕОДИНАМИЧЕСКОЕ РАЗВИТИЕ ИНГУЛЬСКОГО МЕГАБЛОКА УКРАИНСКОГО ЩИТА ...
Геофизический журнал № 4, Т. 33, 2011 93
Также, как и на западе, на востоке будущего
Ингульского мегаблока западная окраина Сред-
неприднепровского гранит-зеленокаменного
пояса в средине раннего протерозоя была от-
делена Криврожско-Кременчугской зоной раз-
ломов, тем самым окончательно сформировав
ИКШЗ.
Важно отметить, что внутренняя структура
и ГШЗ, и ИКШЗ формировалась в условиях
сдвига при сжатии. Следовательно, между
ними не мог существовать бассейн осадкона-
копления, так как это означало бы, что в на-
чале и средине PR1-I на западе и востоке бу-
дущего Ингульского мегаблока были условия
растяжения. Это еще раз ставит под сомне-
ние первичноосадочно-вулканогенное проис-
хождение пород ингуло-ингулецкой серии.
Первое зафиксированное тектонофизиче-
скими методами широтное растяжение литос-
феры между ГШЗ и ИКШЗ произошло в конце
PR1-I (~2,05 млрд лет назад) во время формиро-
вания массивов новоукраинских и кировоград-
ских гранитов [Гинтов, Мычак, 2011б] и зало-
жения трансрегионального шва Херсон—Смо-
ленск (херсон-смоленский этап). Растяжение
установлено по первичной трещиноватости
охлаждающегося Новоукраинского массива.
Точная величина растяжения не известна, но
она не меньше ширины массива, т. е. ≥70 км
(если учесть все участки выходов порфировид-
ных гранитов кировоградского типа в пределах
Ингульского мегаблока, то может быть и значи-
тельно больше). Поэтому кинематический тип
процесса, сопровождавшегося образованием
массивов гранитоидов, рассматривается как
сдвиго-раздвиг.
Несколько позже (через 0,2—0,25 млрд
лет) образовались зоны разломов кирово-
градского и лелековского этапов (они пере-
числены выше) и соответсвующие зоны
скалывания — Центрально-кировоградская
правосдвиговая (кировоградская фаза),
Клинцовско-Верхнеингульская, Алексеевская
и Инженеро-Степановская левосдвиговые
тектонометасоматические (верхнеингульская
фаза), Бобринецко-Живановская правосдвиго-
надвиговая (одноименная фаза кировоград-
ского этапа); Лелековская правосдвиговая (не-
сколько более молодой лелековский этап и
одноименная фаза).
Не совсем ясен возраст и кинематика Иван-
городской зоны скалывания, продолжающей
Кировоградскую зону разломов на севере и
проходящей через известную Болтышскую
структуру (астроблему?). Она не обнажена,
хотя и проявляется в геофизических полях.
Зоны разломов и зоны скалывания кирово-
градского этапа испытали наиболее сильное
влияние палингенно-метасоматических про-
цессов, последовавших за формированием
массивов новоукраинских и кировоградских
гранитов. Следы привычных тектонитов —
катаклазитов, милонитов, бластомилонитов
— нередко стерты в этих зонах процессами
интенсивного окварцевания и кварц-альбит-
олигоклазового метасоматоза. Кроме того,
эти же процессы способствовали привносу в
зоны кировоградского этапа золотого (место-
рождения Клинцовское и Юрьевское), ура-
нового (месторождения Мичуринское, Севе-
риновское, Новоконстантиновское, Ватутин-
ское и др.), флюоритового (рудопроявление
Бобринецкое) оруденений гидротермально-
метасоматического генезиса.
Высокотемпературный метасоматоз, свя-
занный с формированием гранитных мас-
сивов центральной части Ингульского ме-
габлока, охватил значительные территории,
достигнув на западе Звенигородско-Братской
и (в меньшей мере) Первомайской зон. В них
прошли процессы омоложения и форми-
рования рудопроявлений гидротермально-
метасоматического генезиса торий-уранового
и иттрий-редкометалльного типа (Корабельное
рудное поле [Комплексна …, 2002]).
В рассматриваемый период условия ин-
тенсивного широтного растяжения литосфе-
ры постепенно сменились условиями сжатия.
Если в кировоградскую и верхнеингульскую
фазы происходили право- и левосторонние
горизонтальные сдвиги субмеридионального
направления, то в бобринецко-живановскую
фазу уже наблюдалось субширотное сжатие
земной коры (при правом сдвиге), приведшее
к формированию сдвиго-надвигов в восточ-
ном экзоконтакте Новоукраинского массива
(Центрально-кировоградская и Бобринецко-
Живановская зоны скалывания) и в самом мас-
сиве (Новоконстантиновская зона разломов).
Характерно, что некоторые месторождения и
рудопроявления урана размещены именно в
таких поднадвиговых зонах.
На лелековском этапе (несколько позже
бобринецко-живановской фазы) в централь-
ной части мегаблока возникли условия мери-
дионального сжатия, при которых сформиро-
валась уже упоминавшаяся диагональная сеть
разломов, пересекающих и ограничивающих
Новоукраинский массив. Меридиональное
сжатие ненадолго сменилось широтным в
О. Б. ГИНТОВ, С. В. МЫЧАК
94 Геофизический журнал № 4, Т. 33, 2011
компаниевскую фазу, когда смещения по диа-
гональной сети разломов сменили знак на об-
ратный.
Новое интенсивное широтное растяжение
литосферы и продолжение на север тектони-
ческого шва Херсон—Смоленск в центральной
части Ингульского мегаблока произошло через
0,25—0,30 млрд лет после первого. Вначале рас-
тяжение литосферы было северо-восточным
— юго-западным с ориентацией главных осей
напряжений 45/00 (растяжение), 134/00 (сжа-
тие). При этом на субботско-мошоринском
этапе и в одноименную фазу деформации в
пределах УЩ произошло образование уже обо-
значенной выше ортогональной (по отноше-
нию к современной системе географических
координат) сети зон разломов, которым соот-
ветствуют одноименные зоны скалывания. А в
корсуньскую и городищенскую фазы корсунь-
новомиргородского этапа поле напряжений
характеризовалось субширотным положением
главной оси растяжения, отличающимся на
15°. В корсуньскую фазу произошло внедрение
рапакививидных гранитов, в городищенскую
– габбро-анортозитов, образовавщих Корсунь-
Новомиргородский плутон шириной до 70 км
Такой величины достигало растяжение литос-
феры на данном этапе.
В отличие от хорошо проявляющихся гео-
логически и тектонофизически зон разломов
Ингульского мегаблока трансрегиональный шов
Херсон — Смоленск отчетливо прослеживается
только в физических полях (региональном поле
Δ а и гравитационном), поскольку в пределах
открытой части УЩ он «залечен» интрузивны-
ми и палингенно-метасоматическими грани-
тоидами. Геологическим подтверждением его
существования можно считать преобладающую
субмеридиональную вытянутость порфиро-
бластов полевого шпата в трахитоидных грани-
тах Новоукраинского массива и рапакиви-гра-
нитах Корсунь-Новомиргородского плутона.
Геодинамическая интерпретация получен-
ных данных. После субботско-мошоринского
этапа формировались, скорее всего, лишь зоны
разломов на окраинах УЩ, отделившие его от
других структур юго-западной окраины ВЕП
— Припятско-Днепровско-Донецкой и При-
черноморской впадин, Волыно-Подольской
плиты. Начался общий подъем земной коры
юго-западной части ВЕП и вертикальные диф-
ференцированные подвижки вдоль крупных
зон разломов, приведшие к формированию со-
временной мегаблоковой структуры УЩ. Во
время этого субплатформенного этапа форми-
ровалась достаточно густая и регулярная сеть
трещин, не образующих зон скалывания, но
отражающая определенные фазы деформации
земной коры [Гинтов, Мычак, 2011а] (табл. 1, 2).
Этому процессу предшествовали два круп-
ных события в истории консолидации литос-
феры Восточно-Европейского кратона — объ-
единение западной (за исключением Волыно-
Полесского вулкано-плутонического пояса) и
восточной частей щита в единую структуру во
временном промежутке 2,5—2,6 млрд лет назад
[Гинтов, Пашкевич, 2010] и коллизия литос-
ферных плит Сарматии и Фенноскандии около
1,8 млрд лет назад.
Коллизия литосферных плит Фенноскан-
дии и Сарматии, приведшая к формирова-
нию УЩ как цельной структуры с архейско-
протерозойским фундаментом, подробно опи-
сана в работах [Bogdanova et al., 1996; 2006], а
ее значение для геодинамического развития
УЩ обсуждалось в статье [Гинтов, Пашкевич,
2010]. Поскольку непосредственно к развитию
Ингульского мегаблока этот процесс прямо не
относится, здесь он не рассматривается.
Раздельное существование западной (до
Первомайской или Звенигородско-Братской
зон разломов) и восточной (до Западно-
Ингулецкой зоны) частей УЩ на удалении друг
от друга в архее обосновывается как петро-
логическими, так и, в первую очередь, текто-
нофизическими данными. Это подтверждает
и различный состав архейських комплексов
запада и востока УЩ, различные типы коры
(на западе «лейкобазальтовый» и «базальто-
вый», на востоке — «диоритовый» и «гранитно-
диоритовый», по И. К. Пашкевич и др. [Ство-
рення …, 2006, с. 234—259]); различные типы
мантии (на западе — дифференцированная,
на востоке — деплетированная, по [Цымбал,
2002]). Однако это еще не служит прямым дока-
зательством удаленности по латерали западной
и восточной частей щита.
По тектонофизическим данным [Гинтов,
2005; Гинтов, Пашкевич, 2010] западная и вос-
точная части УЩ в архее развивались в совер-
шенно различных кинематических режимах:
если на западе неоархейские зоны разломов
северо-западного простирания были левыми
сдвигами (движение блоков против часовой
стрелки), то на востоке одновозрастные и од-
нонаправленные с ними зоны разломов были
правосдвиговыми (движение по часовой стрел-
ке). При близком расположении западной и
восточной частей такое отчетливое различие
региональных полей напряжений врядли было
ГЕОДИНАМИЧЕСКОЕ РАЗВИТИЕ ИНГУЛЬСКОГО МЕГАБЛОКА УКРАИНСКОГО ЩИТА ...
Геофизический журнал № 4, Т. 33, 2011 95
бы возможным, так как должна была бы суще-
ствовать переходная зона, которая отражала
бы взаимовлияние полей или проникновение
зон разломов из одной части в другую, чего не
наблюдается.
На границе архея и раннего протерозоя
началось сближение западной и восточной
частей щита (назовем их условно Западной и
Восточной микроплитами, не обозначая конту-
ров, которые пока не известны). На каком рас-
стоянии друг от друга они находились до этого
и какой тип коры существовал между ними
(океаническая?), не известно, но материалы
тектонофизических исследований показыва-
ют, что восточная окраина ДБГП и западная
окраина СПЗП в это время уже развивались
в близких деформационных режимах. Перво-
майская и Звенигородско-Братская зоны раз-
ломов были заложены как правые сдвиги с про-
стиранием СЗ 345° при ориентировке R-сколов
СЗ 357°. Западно-Ингулецкая зона разломов
заложена как правый сдвиг с простиранием
357° и ориентировкой R-сколов СВ 7°. Зоны
скалывания искровского этапа заложены как
правые сдвиги с простиранием СЗ 354° и ори-
ентировкой R-сколов СВ 5°. Ориентировка
оси сжатия σ1 изменяется от 38 до 43° (т. е. в
пределах точности определения). Следователь-
но, сближение западной и восточной частей
происходило с юго-запада на северо-восток. В
пределах ИКШЗ, как уже отмечалось, зафик-
сированы также эшелонированные сколы с
простиранием СЗ 345°, что может указывать
на близкое расположение к ней Первомайской
и Звенигородско-Братской зон разломов.
Важно отметить, что правосдвиговые пере-
мещения блоков вдоль рассматриваемых зон
разломов происходили при достаточно силь-
ном сжатии, о чем свидетельствует характер
тектонитов и деформации реперных структур.
Этим также подтверждается представление о
приближении или даже столкновении Запад-
ной и Восточной микроплит. Сближение про-
исходило под достаточно острым углом (края
западной и восточной микроплит как бы сре-
зали друг друга), поэтому возникшее в колли-
зионной зоне региональное поле напряжений
распространилось недостаточно далеко, захва-
тив лишь район будущих ГШЗ и ИКШЗ.
Таким образом, приходим к выводу, что
архейский фундамент УЩ, как цельная струк-
тура, образовался на рубеже AR3 — PR1-I. Кол-
лизионная зона между Западной и Восточной
микроплитами оказалась ослабленной обла-
стью, поэтому все последующие тектономаг-
матические процессы центральной части щита
проходили, в первую очередь, именно в ней.
В первой половине PR1-I после заложения
правосдвиговых Тальновской и Криворожско-
Кременчугской зон разломов окончательно
оформились Голованевская и Ингулецко-
Криворожская шовные зоны. Характерно, что
Тальновскую и Криворожско-Кременчугскую
зоны разломов сближает не только возраст, но
и общее простирание: это первые зоны Ин-
гульского мегаблока, заложенные в северо-
восточном направлении (простирание соб-
ственных зон скалывания первой СВ 7 — 25°,
второй — СВ 17°).
После объединения архейского фундамен-
та УЩ на рубеже AR3—PR1-I начался интен-
сивный процесс протерозойской тектонотер-
мальной активизации, в пределах центральной
части щита выразившийся в заложении серии
субмеридиональных зон разломов, гранитоид-
ном магматизме, палингенезе и метасоматозе.
В промежутке 2,1—1,7 млрд лет он был обу-
словлен несколькими фазами раздвига Запад-
ной и Восточной микроплит, во время которо-
го сформировались массивы новоукраинских,
кировоградских и рапаквивидных гранитов.
Процессы, происходившие в пределах буду-
щего Ингульского мегаблока во время переме-
щения Западной и Восточной микроплит, пре-
дельно схематически изображены на рис. 3.
Охвачен временной интервал AR3—PR1-II до
корсунь-новомиргородского этапа, посколь-
ку образование Корсунь-Новомиргородского
плутона и все последующие тектонические
процессы отображены (на современном эро-
зионном срезе) на картах в первой части статьи
[Гинтов, Мычак, 2011а, рис. 2 и 4]. На рисунке
показаны только зоны разломов, заложенные
на емиловском — лелековском этапах в преде-
лах Ингульского мегаблока в современных его
контурах, поэтому при сближении микроплит
западная и восточная части мегаблока оказы-
ваются свободными от разломов, хотя на самом
деле зоны разломов распространены там не
менее широко [Гинтов, Мычак, 2011а, рис. 1].
На рис. 3, а показано начало сближения За-
падной и Восточной микроплит в позднем ар-
хее, когда уже были заложены зоны разломов
емиловского и долгопристаньского этапов.
На границе AR3—PR1-I микроплиты со-
шлись уже настолько (рис. 3, б), что архейский
фундамент щита по сути стал единым и зало-
жение зон разломов первомайского, западно-
ингулецкого и искровского этапов происходи-
ло в практически едином поле напряжений.
О. Б. ГИНТОВ, С. В. МЫЧАК
96 Геофизический журнал № 4, Т. 33, 2011
Схема 3, в отражает тот отрезок PR1-I, ког-
да в пределах полностью единого архейского
фундамента щита были заложены Тальновская
и Криворожско-Кременчугская зоны разломов
и, таким образом, выделились ГШЗ и ИКШЗ.
На рис. 3, г показано начало раздвига микро-
плит, образование Новоукраинского массива
трахитоидных гранитов и тектонического шва
Херсон—Смоленск. Что было на месте сформи-
рованного позже Корсунь-Новомиргородского
плутона, можно только предполагать. Вероят-
но, это были граниты кировоградского типа,
массивы которых образовались почти одно-
временно с новоукраинскими гранитами в со-
седстве с последними.
Этапы, с которыми связано формирование
центральной части мегаблока, представляют
особый интерес в отношении причин и меха-
низмов прошедших здесь тектономагматиче-
ских процессов.
В работе [Чекунов и др., 1989] предложен
астенолитный механизм формирования Ин-
гульского мегаблока, основанный на материа-
лах интерпретации геофизических (в первую
очередь, сейсмических) данных по VIII геотра-
версу. Сейсмогравитационный вариант модели
литосферы, построенной авторами рассматри-
ваемой работы, представлен на рис. 4. Наиме-
нования структур оставлены такими, какими
они обозначены в оригинале, хотя за прошед-
шее время некоторые из них изменены (Киро-
воградский блок — это Ингульский мегаблок,
протогеосинклинали — это шовные зоны и др.).
В соответствии с рассматриваемым ме-
ханизмом, в начале PR1-I под Ингульским
мегаблоком возник мантийный астенолит,
поднимающийся к подошве коры. Подъем
сперва вызвал размыв поверхности мегабло-
ка, но несколько позже, когда астенолит до-
стиг глубины 50-60 км и начал растекаться в
стороны, центральная часть мегаблока стала
прогибаться, так как произошло растяжение
земной коры и верхней части мантии. При
этом образовались пологопадающие (субго-
ризонтальные) зоны срыва, делящие кору на
пластины, которые центробежно надвигались
друг на друга. В образовавшемся прогибе на-
капливались осадочно-вулканогенные фор-
мации, давшие начало образованию гнейсов
ингуло-ингулецкой серии.
В конце PR1-I и начале PR1-II (по приня-
тому нами делению раннего протерозоя) от
центральной части астенолита по разломам
начал подниматься магматический матери-
ал (диапир), прогревающий средние и верх-
ние горизонты земной коры, что привело к
палингенно-анатектическому гранитообра-
зованию (кировоградские и новоукраинские
граниты), а позднее — к образованию магма-
тических пород Корсунь-Новомиргородского
плутона. Остывание и сокращение размеров
астенолита привело к тангенциальному сжа-
тию Ингульского мегаблока и формированию
складчатости в породах ингуло-ингулецкой
серии.
Авторы опустили многие важные детали,
рассмотренные в работе [Чекунов и др., 1989]
и относящиеся, например, к особенностям гео-
физических характеристик мегаблока, связан-
ным с астенолитным механизмом. В целом этот
механизм не имеет альтернативы, однако тре-
бует определенной корректировки.
Во-первых, почему астенолит образовался в
той части щита, которая еще в начале протеро-
зоя находилась в состоянии сжатия при фор-
мировании Первомайской, Звенигородско-
Братской, Западно-Ингулецкой, Тальновской
и Криворожско-Кременчугской зон разломов?
Сжатие было следствием внешних по отноше-
нию к мегаблоку сил и привело к сближению
архейских микроплит с образованием колли-
зионной зоны между ними.
В отличие от авторов астенолитного ме-
ханизма, правильнее, с нашей точки зрения,
считать, что не астенолит явился причиной
растяжения земной коры мегаблока, а раздвиг
Западной и Восточной микроплит обусловил
образование астенолита. Причина раздвига
та же, что и предыдущего сближения микро-
плит: мантийная конвекция, сменившая свое
направление. То, что направления движения
блоков, микро- и макроплит часто изменяются
(даже на обратные), видно из анализа мировых
палеомагнитных данных. Это также следует из
приведенных выше материалов, характеризу-
ющих изменение ориентировки главных осей
напряжений [Гинтов, Мычак, 2011а, табл. 1] и
направлений смещения берегов зон разломов
Ингульского мегаблока.
Во-вторых, в рассматриваемой модели не
всегда учитываются временные границы гео-
логических процессов. В частности, остыва-
ние астенолита могло начаться только после
интрузии пород корсунь-новомиргородского
комплекса, но тогда с этим процессом нель-
зя связывать формирование складчатости в
гнейсах ингуло-ингулецкой серии, поскольку
субвертикальная слоистость и полосчатость в
них имеет возраст древнее новоукраинских и
кировоградских гранитов.
ГЕОДИНАМИЧЕСКОЕ РАЗВИТИЕ ИНГУЛЬСКОГО МЕГАБЛОКА УКРАИНСКОГО ЩИТА ...
Геофизический журнал № 4, Т. 33, 2011 97
Рис. 3. Принципиальная схема перемещений Западной и Восточной микроплит в позднем архее — конце раннего про-
терозоя: 1—3 — усредненный состав земной коры микроплит (1 — западная (горные породы Днестровско-Бугского
гранулитового пояса), 2 — росинско-тикичский амфиболит-гранитовый комплекс; 3 — восточная (среднеприднепров-
ский гранит-зеленокаменный комплекс); 4 —предполагаемая океаническая кора; 5 — гранитоиды новоукраинского
комплекса; 6 — гранитоиды предполагаемого кировоградского комплекса; 7 — эшелонированные и элементарные
сколы зон разломов; 8 — номера зон разломов, по [Гинтов, Мычак, 2011а, рис. 4]; 9 — осевая линия трансрегионального
шва Херсон — Смоленск; 10 — границы Западной и Восточной микроплит; 11 — направление сближения микроплит;
12 — направление раздвига микроплит; 13 — осевые линии шовных зон.
О. Б. ГИНТОВ, С. В. МЫЧАК
98 Геофизический журнал № 4, Т. 33, 2011
В-третьих, при сопоставлении полученных
тектонофизических данных с приводимым
астенолитным механизмом обнаруживаются
противоречия, ведущие к необходимости со-
кращения размеров астенолита по латерали и
времени его развития. Как было показано, в
результате сближения микроплит расстояние
между ГШЗ и ИКШЗ, в том числе и между огра-
ничивающими их зонами разломов, в начале
и середине PR1-I было значительно меньше,
поэтому, если бы астенолит имел размеры,
обозначенные в модели, обе шовные зоны ис-
пытывали бы растяжение, хотя на самом деле
они были в состоянии сжатия.
Время подъема астенолита к подошве коры
рассматривается в работе [Чекунов и др., 1989]
как начало PR1-I, поскольку авторы связывают
с астенолитом всю протерозойскую историю
развития центральной части УЩ. Однако при
этом не было учтено (еще не было известно),
что по крайней мере до 2,3 млрд лет назад цен-
тральная часть щита испытывала региональ-
ное сжатие и формировалась под влиянием
сдвиговых процессов. Растяжение литосферы
началось несколько позже, а раздвиг — при-
близительно 2,1 млрд лет назад, когда сфор-
мировались Новоукраинский, Кировоградско-
Бобринецкий и другие массивы гранитоидов
центральной части Ингульского мегаблока.
Нам представляется, что астенолитный (ди-
апировый, тектонотермальный) механизм по-
лучил развитие в центральной части мегаблока
только с началом ее растяжения, обусловлен-
ного действием внешних сил. Растяжение ли-
тосферы вызвало достаточно быстрый разо-
грев и разуплотнение мантии под центральной
частью (бывшей коллизионной зоной) и обра-
зование неширокого астеносферного выступа,
в том числе сопровождающих его субгоризон-
тальных разломов, [Чекунов и др., 1989, рис. 6].
Необходимо только сказать, что роль центро-
бежных надвигов по таким субгоризонтальным
разломам сильно преувеличена: как показыва-
ет моделирование астеносферных выступов
[Гинтов, 1978, рис. 39, 40], у образующихся при
этом полого наклоненных разломов составляю-
щая перемещения, перпендикулярная стенкам
(раскрытие), значительно больше надвиговой.
В результате растяжения литосферы, обра-
зования астеносферного выступа и связанной
Рис. 4. Фрагмент комплексной геофизической модели литосферы центральной части УЩ вдоль геотраверса VIII, по
[Чекунов и др., 1989]: 1 — поверхность древнего протофундамента (?), 2 — раздел М, 3 — протоастеносфера (?), 4 —
сейсмические неоднородности — пологие нарушенные зоны в земной коре, 5 — отражающие площадки (а — в земной
коре, б — в мантии), 6 — пластовые и граничные скорости, км/с, 7 — комплекс в низах коры со скоростью 7,0 км/с и более
(«базальт»), 8 — плотность, г/см3, 9 — уплотненные зоны, 10 — разуплотненные зоны, 11 — разломы (1 — Подольский,
2 — Приднестровский, 3 — Одесский, 4 — Гвоздавский, 5 — Врадиевский, 6 — Первомайский, 7 — Кировоградский,
8 — Западно-Ингулецкий), 12 — точки дифракции, 13 — Криворожская СГС, 14 — тектоническое районирование (I
— Одесско-Ядловская протогеосинклинальная зона, II — Кировоградский блок, III — Криворожско-Крупецкая про-
тогеосинклинальная зона), 15 — межрегиональный тектонический шов Херсон — Смоленск.
ГЕОДИНАМИЧЕСКОЕ РАЗВИТИЕ ИНГУЛЬСКОГО МЕГАБЛОКА УКРАИНСКОГО ЩИТА ...
Геофизический журнал № 4, Т. 33, 2011 99
с ним сети разломов в центральной части ме-
габлока кора была прогрета поднимающимся
магматическим материалом, при этом возник-
ли палингенно-анатектические гранитоиды ки-
ровоградского и новоукраинского типа и было
положено начало формированию тектониче-
ского шва Херсон — Смоленск.
В начале PR1-II (1,95 млрд лет назад) растя-
жение центральной части мегаблока сменилось
сжатием, при котором были заложены право- и
левосдвиговые зоны разломов и зоны скалы-
вания кировоградского и лелековского этапов.
Новое растяжение литосферы, перешед-
шее в раздвиг центральной части мегаблока,
наступило не ранее 1,8 млрд лет назад, при
этом мантийный магматический материал под-
нялся в верхние горизонты коры, образовав
Корсунь-Новомиргородский плутон габбро-
анортозитов и рапакививидных гранитов.
Как видим, земная кора Ингульского мегабло-
ка, начиная с AR3—PR1-I, формировалась в ре-
жиме транспрессии, который на короткое время
сменялся режимом транстенсии лишь 2,1—1,95
и 1,8—1,7 млрд лет назад. При этом ширина об-
ласти широтного растяжения не превышала ши-
рину современной центральной части мегаблока
и эта область достаточно быстро «залечивалась»
материалом, поступающим из коры и мантии.
Для образования прогиба в земной коре мега-
блока не было ни места, ни времени. Поэтому
авторы склоняются к мысли, что породы ингуло-
ингулецкой серии есть результат переработки
архейского фундамента ГШЗ и ИКШЗ процес-
сами динамометаморфизма и метасоматоза.
Гинтов О. Б. Полевая тектонофизика и ее приме-
нения при изучении деформаций земной коры
Украины. — Киев: Феникс, 2005. — 572 с.
Гинтов О. Б. Структуры континентальной земной
коры на ранних этапах ее развития. — Киев,
Наук. думка, 1978. — 164 с.
Гинтов О. Б., Исай В. М. Тектонофизические ис-
следования разломов консолидированной коры.
— Киев: Наук. думка, 1988. — 228 с.
Гинтов О. Б., Исай В. М., Коваленко В. Н. Тектоно-
физические данные о механизме формирования
складок первого порядка Криворожского бас-
сейна на примере Лихмановской структуры //
Геол. журн. — 1990. — № 5. — С. 115—123.
Гинтов О. Б., Мычак С. В. Геодинамическое розви-
тие Ингульского мегаблока Украинского щита по
геолого-геофизическим и тектонофизическим
данным. 1 // Геофиз. журн. — 2011а. — 33, № 3.
— С. 102—118.
Гинтов О. Б., Мычак С. В. Напряженные состояния
и деформации земной коры центральной части
Ингульского мегаблока по материалам текто-
нофизического изучения Новоукраинского
массива // Геофиз. журн. — 2011б. — 33, № 2.
— С. 29—46.
Гинтов О. Б., Пашкевич И. К. Тектонофизический
анализ и геодинамическая интерпретация трех-
мерной геофизической модели Украинского
щита // Геофиз. журн. — 2010. — 32, № 2. —
С. 3—27.
Комплексна металогенічна карта України масштабу
1:500 000 та пояснювальна записка до неї / Під
ред. С. В. Гошовського. — Київ: УкрДГРІ, 2002.
— 336 с.
Створення комплексної тривимірної геофізичної
моделі літосфери в зв’язку з магматизмом,
тектонікою та утворенням корисних копалин
Українського щита: Наук. звіт Ін-ту геофізики
НАН України. — Київ, 2006. — 515 c.
Степанюк Л. М. Геохронологія докембрію західної
частини Українського щита (архей — палеопро-
терозой): Автореф. дис. … д-ра геол. наук. —
Киев, 2000. — 34 с.
Цымбал С. Н. Состав верхней мантии под Украин-
ским щитом // Геологія і магматизм докембрію
Українського щита / Отв. ред. Н. П. Щербак. —
Киев. — 2002. — С. 215—218.
Чекунов А. В., Соллогуб В. Б., Галецкий Л. С., Кур-
лов Н. С. Геодинамическая модель центральной
части Украинского щита и Криворожская сверх-
глубокая скважина // Геофиз. журн. — 1989. —
11, № 4. — С. 3—13.
Bogdanova S. V., Pashkevich I. K., Gorbatschev R., Or-
lyuk M. I. Riphean rifting and mojor Palaeoprotero-
zoic crustal boundaries in the basement of the East
European Craton: geology and geophysics // Tecto-
nophysics. — 1996. — 268. — P. 1—21.
Bogdanova S., Gorbatschev R., Grad M., Janik T., Guterch A.,
Koslovskaya E., Motusa G., Skridlaite G., Starosten-
ko V., TaranL. EUROBRIDGE and POLONAISE Working
Groups EUROBRIDGE: new insight into the geodyna-
mic evolution of the East European Craton // European
Lithosphere Dynamics / Eds. D. G. Gee, R.A. Stephen-
son. — London: Geol. Society, 2006. — P. 599—627.
Список литературы
|