Типи, умови та етапи формування дислокаційної тектоніки Сорокинської зони та її обрамлення

Размещено на http://www.allbest.ru

НАЦІОНАЛЬНА АКАДЕМІЯ НАУК УКРАЇНИ

ІНСТИТУТ ГЕОЛОГІЧНИХ НАУК

УДК 551.242.1 (477.7)

Типи, умови та етапи формування дислокаційної тектоніки Сорокинської зони та її обрамлення (із позицій тектонофаціального аналізу)

Спеціальність - 04.00.04 - геотектоніка

АВТОРЕФЕРАТ

дисертації на здобуття наукового ступеня

кандидата геологічних наук

Осьмачко Любов Степанівна

Київ 2004

Дисертацією є рукопис

Робота виконана на кафедрі загальної та історичної геології геологічного факультету Київського національного університету імені Тараса Шевченка. Кабінет Міністрів України.

Науковий керівник: доктор геолого-мінералогічних наук, професор Лукієнко Олександр Іванович, професор кафедри загальної та історичної геології геологічного факультету Київського національного університету імені Тараса Шевченка.

Офіційні опоненти: доктор геолого-мінералогічних наук, старший науковий співробітник Глеваський Євген Борисович, Інститут геохімії навколишнього середовища НАН і МНС України (м. Київ), головний науковий співробітник;

кандидат геолого-мінералогічних наук, старший науковий співробітник Азімов Олександр Тельманович, Інститут геологічних наук НАН України (м. Київ), докторант.

Провідна установа: Інститут геології і геохімії горючих копалин НАН України, м. Львів.

Захист відбудеться “ 21 ” грудня 2004 р. о 1000 год. на засіданні спеціалізованої вченої ради Д 26.162.02 в Інституті геологічних наук НАН України за адресою: Україна, 01054, м. Київ, вул. Олеся Гончара, 55-б.

З дисертацією можна ознайомитись у бібліотеці Інституту геологічних наук НАН України: Україна, 01054, м. Київ, вул. Олеся Гончара, 55-б.

Автореферат розісланий “ 12 ” листопада 2004 р.

Учений секретар спеціалізованої вченої ради кандидат геол. наук Т. М. Сокур

геологічний тектонофація парагенезис

1. ЗАГАЛЬНА ХАРАКТЕРИСТИКА РОБОТИ

Актуальність. Центральне Приазов'я - один із рудних районів Українського щита (УЩ) є досить детально вивченою у геологічному відношенні територією. Але залишається ряд сторін геологічної будови, які потребують уточнення або навіть певного перегляду. Вирішення цих питань можливе при умові, якщо дослідження базуються на концептуальних підходах та використанні методологій, спроможних розкрити нові сторони геологічних процесів, що сформували структуру району.

Одною з основних проблем геології Центрального Приазов'я є проблема дислокаційної тектоніки. Аналіз літературних та фондових джерел свідчить, що залишаються відкритими питання стосовно фізичних умов, етапності, характеру еволюції, механізмів формування та масштабів прояву дислокаційних явищ, а також їх ролі у локалізації родовищ та проявів корисних копалин. У зв'язку з цим для подальшого вивчення зазначених проблем задіяно методологію тектонофаціального аналізу, яка базується на парагенетичній основі й враховує Р-Т умови та реологічні властивості середовищ і, що також важливо, дозволяє визначити якісно-кількісні характеристики тектонічних утворень за спеціально прийнятими тектонофаціальними шкалами. Подібний аналіз пройшов достатньо ефективну апробацію в ряді регіонів Росії, Казахстану, Середньої Азії й в останнє десятиріччя впроваджується на Україні (Є. І. Паталаха, О. І. Лукієнко та інші). Дана робота є одним із наукових упроваджень методики тектонофаціального аналізу при вивченні будови Українського щита.

Зв'язок роботи з науковими програмами, планами, темами. Дисертаційна робота виконувалась в рамках бюджетної теми № 01БФ049-01 “Розробка новітніх технологій петролого-геохімічного, петрофізичного, структурно-тектонічного та біостратиграфічного моделювання еволюції рудоносності”, підрозділ 1.2 “Розробка новітніх технологій стратиграфічних досліджень та структурного аналізу чохла, платформи, щита та складчастих зон України” на кафедрі загальної та історичної геології геологічного факультету Київського національного університету імені Тараса Шевченка (КНУТШ) за період з 2000 по 2003 рр.

Мета роботи - з'ясування ролі тектонічних деформацій у формуванні кристалічної основи ділянки Центрального Приазов'я з урахуванням Р-Т умов та реологічних властивостей середовища.

Задачі, що вирішувались: 1) виділення генетичних типів дислокаційних утворень Центрального Приазов'я та визначення їх структурних парагенезисів і тектонофацій; 2) вивчення фізичних умов формування цих утворень; 3) визначення ієрархії дислокаційних структур метаморфічних комплексів досліджуваної території; 4) з'ясування етапності формування виділених структур Центрального Приазов'я з побудовою структурно-вікових шкал дислокаційної тектоніки; 5) побудова геологічної схеми на тектонофаціальній основі для Сорокинської тектонічної зони та комплексів її обрамлення; 6) установлення зв'язку між певними типами дислокаційних структур та рудними концентраціями.

Об'єктом дослідження є докембрійські товщі, що складають Салтичанський антиклінорій, Мангуський синклінорій та Сорокинську зону розломів.

Предметом дослідження є дислокаційні структури різних реологічних типів та рівнів організації об'єкта досліджень.

Методи дослідження. В роботі задіяні як традиційні методи геологічних досліджень так і методики тектонофаціального аналізу.

Наукова новизна одержаних результатів:

1. У межах кристалічного фундаменту досліджуваної частини Приазовського блоку виділені дислокаційні структури: 1) катазони, що мають північно-східне простягання, сформовані на етапі-0-1 в палеоархеї; 2) катазони меридіонального простягання, сформовані на етапі-2 в палеоархеї; 3) субкатазони, які мають північно-західне простягання і формувались на етапі-3 в мезо- неоархеї; 4) мезозони, які сформувалися на етапі-4 у палеопротерозої; 5) епізони-1, що сформувались на етапі-5 у фанерозої; 6) вторинної мезозони, які сформувалися на етапі-6 у фанерозої та 7) епізони-2, що сформовані на етапі-7 й за віком є близькими до сучасних.

Така послідовність дислокаційних перетворень відбувалася на фоні регресивної зміни Р-Т значень і реологічних властивостей середовища та відповідних їм дислокаційних механізмів, а також напрямків дії палеонапружень.

2. Встановлено, що дислокаційні структури відрізняються за: 1) морфологічними формами прояву; 2) речовинно-структурними парагенезисами й тектонофаціями та 3) просторовою орієнтацією.

3. Обґрунтовано, що дислокаційні перетворення кожного наступного етапу на ділянках накладення призводили до поглиблення структурної та речовинної переробки субстрату. Максимум у цьому відношенні досягався на третьому етапі. При такій переробці, на кожному з етапів, сформувались макроструктури, які об'єднують у собі мікро- та мезоструктурні парагенезиси усіх етапів еволюції структур. Такі гібридні, складні макроструктури несуть тектонофації макрорівня, що відображають сумарну інтенсивність перетворень докембрійського субстрату.

У межах осьових частин гібридних макроструктур відбулися максимальні дислокаційні перетворення докембрійських товщ, де первинні парагенезиси практично знищені й заміщені новими у супроводі певних речовинних змін субстрату з формуванням нових форм залягання порід.

Процес структурування докембрійських товщ на усіх етапах, за винятком п'ятого та сьомого, супроводжувався формуванням, окрім нових породних утворень, ще й перерозподілом і перенакопиченням рудної речовини. Концентрації останньої збільшуються від нульових, у структурах першого етапу, до все більш послідовно зростаючих вмістів її у структурах третього, четвертого та шостого етапів. Відомі в дослідженому районі прояви залізизистої, золотоносної, мідної, рідкіснометальної та інших мінералізацій асоціюють із зазначеними структурами.

4. Показано, що гібридні, складні макроструктури послідовно у часі та просторі, формуючись та накладаючись одна на одну, створюють еволюційний речовинно-структурний макроряд, або гібридний дислокаційно-речовинний комплекс. Такий ряд, чи комплекс є результатом дислокаційних трансформацій докембрійського субстрату протягом усієї докембрійської та фанерозойської тектонічної історії приазовської частини Українського щита.

Наукове та практичне значення одержаних результатів. Наукове значення роботи полягає у визначенні морфологічних форм прояву та тектонофаціальних характеристик дислокаційної тектоніки докембрійських товщ Центрального Приазов'я. Установлено, що зазначені товщі є результатом дислокаційних трансформацій та формують еволюційний гібридний структурний комплекс, або ряд, що відображає зміну реологічних властивостей середовища, механізмів перетворень та напрямків дії тектонічних напруг. Окрім того, показано залежність рудогенних явищ відносно таких трансформацій.

Практичне значення роботи полягає у застосуванні до умов докембрію, на прикладі Сорокинської зони розломів і комплексів її обрамлення, структурно-тектонофаціальних методик дослідження дислокаційної тектоніки. Складено тектонофаціальні схеми, структурно-вікову шкалу досліджуваного об'єкту та визначено еволюційну модель петро- та структуроутворення метаморфічних комплексів. Виділені рудоперспективні типи дислокаційних структур. Результати виконаних досліджень мають прикладне значення для картування докембрійських товщ Центрального Приазов'я та прогнозу й пошуків корисних копалин.

Особистий внесок здобувача. Робота виконана на базі фактичного матеріалу, зібраного протягом 5-ти польових сезонів у Запорізькій та Донецькій областях. При цьому обстежено близько 1000 природних та штучних відслонень басейну р. Берда. Складено серію детальних тектонофаціальних схем. Опрацьовано біля 500 зразків кам'яного матеріалу й керн 350 свердловин. Виконано мікроструктурний опис 310 шліфів, також зроблено 1200 замірів орієнтації оптичних осей кварцу на федоровському столику. Творчо використано численні геолого-геофізичні дані з виробничих звітів та опублікованих даних попередніх дослідників.

У випадках колективних робіт внесок дисертанта із співавторами носив рівноправний характер.

Апробація результатів дисертації. Основні положення дисертації були викладені на наукових конференціях професорсько-викладацького складу геологічного факультету Київського національного університету ім. Тараса Шевченка 1999, 2000, 2001, 2002 років.

Публікації. Результати даної роботи опубліковано в 4-х наукових статтях у Віснику КНУТШ (серія „Геологія”) та в 7-ми тезах наукових конференцій професорсько-викладацького складу геологічного факультету.

Обсяг та структура роботи. Дисертаційна робота обсягом 189 сторінок складається зі вступу, п'яти розділів та висновків; вміщує 2 таблиці, 22 рисунки, 57 фото та список використаних джерел (109 назв).

Робота виконана на кафедрі загальної та історичної геології геологічного факультету Київського національного університету ім. Тараса Шевченка під керівництвом доктора геол.-мін. наук, професора О. І. Лукієнка, якому здобувач щиро вдячний за надані консультації та допомогу. Дисертант висловлює подяку за консультації щодо окремих аспектів роботи академіку НАН України І. І. Чебаненку, член-кореспонденту НАН України, академіку НАН Республіки Казахстан Є. І. Паталасі, докторам геол.-мін. наук, проф. В. А. Рябенку (ІГН НАНУ), В. Ф. Грінченку (КНУТШ), А. М. Лисаку (ЛНУ), В. В. Шевчуку (КНУТШ), О. Б. Боброву (УкрДГРІ), докторам геол. наук Т. П. Міхницькій (ІГН НАНУ), Б. О. Занкевичу (ІГНС НАНУ).

Особливу подяку автор висловлює канд. геол.-мін. наук А. В Сухораді і С. А. Попову (КНУТШ), також колективу геологів Приазовської КГП (м. Волноваха), ГГП (м. Бердянськ) КП “Південукргеологія” та ГРП-47 КП “Кіровгеологія” за організацію та сприяння у виконанні польових робіт і зборі фактичного матеріалу.

Низка важливих питань з виконаної роботи обговорена з кандидатами геол.-мін. наук Г. Л. Кравченком (ІГМР НАНУ), Г. Г. Павловим, О. В. Мітрохіним (КНУТШ), В. В. Гончаром (ІГФ НАНУ), В. Я. Радзівілом, Г. С. Пономаренко, Є. А. Соляником (ІГН НАНУ), В. М. Скобелєвим (УкрДГРІ) та пошукувачами О. А. Лисенком (УкрДГРІ), Г. В. Заїкою-Новацьким (КНУТШ), К. В. Іванченко (ІГН НАНУ).

2. ОСНОВНИЙ ЗМІСТ РОБОТИ

СТАН ГЕОЛОГО-СТРУКТУРНОЇ ВИВЧЕНОСТІ ЦЕНТРАЛЬНОГО ПРИАЗОВ'Я

Серед уявлень про геологічну будову та історію геологічного розвитку досліджуваної території можна виділити п'ять генеральних напрямків.

Перший напрямок відповідає класичній геосинклінальній теорії й був застосований до докембрію УЩ М. І. Безбородьком, І. Г. Сагайдаком, М. П. Семененком, І. С. Усенком, К. А. Поправко та в подальшому розвивався Г. Г. Коньковим, Р. М. Полуновським, Г. Л. Кравченком, О. Л. Ейнором, К. Ю. Єсипчуком, В. О. Цукановим та ін. Згідно даного напрямку досліджень вважається, що кристалічна основа Центрального Приазов'я є результатом двох докембрійських етапів седиментації та вулканізму. Кожен з етапів вінчається складкоутворенням та магматичними процесами. Західноприазовська серія Салтичанського антиклінорію сформована на першому етапі, а Центральноприазовська серія Мангуського синклінорію на другому етапі. Сорокинська зона інтерпретується як зона рифтогенезу, що закладається на завершальних стадіях складчастих деформацій і є грабен-синкліналлю.

Другий напрямок дослідження є структурно-формаційним. Він застосований науковцями Львівського національного університету - Є. М Лазьком, В. П. Кирилюком, А. О. Сівороновим, А. М. Лисаком, О. Б. Бобровим та ін. З позицій цього напрямку стверджується, що кристалічна основа досліджуваної території складена суперкрустальними у своїй основі горизонтами. Такі горизонти зазнали деструкції у супроводі мігматизації та гранітизації. Звідси, для Приазов'я виділяють структурно-формаційні зони стратифікованих і нестратифікованих комплексів.

Сорокинська структура формується в прирозломній западині, що ускладнює Центрально-Приазовський масив. Вона складена синхронними формаційними рядами стратифікованих вулканогенних та комагматичних їм плутонічних формацій, які утворюють різновікові вулкано-плутонічні асоціації.

Третій напрямок досліджень є структурно-тектонічним. До Приазов'я він застосований М. П. Семененком, О. С. Іванушко, Г. Т. Собакарем, І. І. Чебаненком, В. А. Рябенком та іншими дослідниками. З позицій даного напрямку головним структурним елементом Приазов'я є система блоків - горстів та грабенів, а складчасті форми займають різко підпорядковане значення. Виділяються також січні і згідні розриви розтягу та стиснення. Такі розриви виражаються, головним чином, у брекчируванні порід й продуктах інтенсивного динамометаморфізму.

Будову дорифейського фундаменту визначають послідовно накладені в різних напрямках складчасті деформації, які супроводжувалися метаморфізмом та ультраметаморфізмом. Зокрема, перша складчастість формує структури північно-східного простягання, тобто перший структурний поверх; друга складчастість створює структури субмеридіонального простягання та формує другий структурний поверх; третя складчастість створює третій структурний поверх північно-західного простягання; четверта складчастість формує широтні складки повторного прояву. До останніх відноситься і Сорокинська структура. Кожен із згаданих поверхів залягає в розрізнених накладених негативних структурах структурного поверху, який лежить нижче, завдяки чому на поверхню землі виведені у вигляді вікон утворення нижніх структурних поверхів.

Четвертий напрямок досліджень умовно можна назвати плутонічним. Він упроваджений щодо Приазов'я І. А. Морозевичем, Г. К. Фельдманом, В. І. Лучицьким, М. І. Безбородьком, О. О. Полкановим, В. Ю. Тарасенком, Л. Г. Ткачуком, Ю. Ір. Половінкіною, П. І. Лєбєдєвим та ін. З позицій даного напрямку стверджується, що докембрійські товщі Центрального Приазов'я є системою горстів та грабенів, складених “першородними” утвореннями - гнейсами й гранітами, жильними породами, лавами та туфами. Вважається, що на досліджуваній території відсутній древній осадовий чохол, тобто походження всіх без винятку порід зобов'язане: або магматичній діяльності, або вони є первинними елементами, що сформовані при становленні земної оболонки, їх походження пов'язується з метасоматичною переробкою первинного субстрату, чи його гранітизацією та анатексисом.

П'ятий напрямок досліджень, котрий можна віднести до петро-структурного, упроваджено О. І. Слензаком та ін. З позицій даного напрямку вважається, що виникнення усіх відмін порід гнейсо-мігматитового комплексу Центрального Приазов'я є результатом процесу метаморфічної диференціації речовини первісної земної кори, зумовленої тектонічними деформаціями, що виникають при збільшенні об'єму порід у ході гранітизації. Зони розломів і гранітизації характеризуються максимальним розвитком процесів метаморфічної диференціації з утворенням лейкократових та меланократових диференціатів. Планетарна сітка розломів і гранітизації на щитах, що є ділянками розущільнення речовини земної кори, механічно й хімічно перетворює породи розломних зон і міжрозломних блоків так, що структура щита може бути визначеною як структура метаморфічної диференціації твердих порід первісної земної кори в полях напружень сітки планетарних розломів.

Узагальнюючи наведені дані можна стверджувати, що при вивченні докембрію Приазовського блоку не достатньо досліджено та оцінено роль напруг і деформацій у формуванні структури-речовини, в тому числі і рудної. Тому, автором даної роботи зроблена спроба довивчення Сорокинської структури, а також комплексів її обрамлення з точки зору тектонофаціального аналізу.

ГЕОЛОГО - СТРУКТУРНА ХАРАКТЕРИСТИКА ЦЕНТРАЛЬНОГО ПРИАЗОВ'Я

Тектоніка. Основними тектонічними одиницями території досліджень є Салтичанський антиклінорій (Західно-Приазовський блок), Мангуський синклінорій (Центрально-Приазовська міжблокова зона) та Сорокинська зона розломів.

Салтичанський антиклінорій простягається від с. Салтичія на північному заході до м. Бердянськ на південному сході. Його вісь орієнтована по аз. 315 і проходить приблизно паралельно р. Обиточній (у середній течії), поступово занурюючись у північному напрямку. Довжина антиклінорію досягає 55-60 км, ширина - до 25-30 км. Він складений породами західноприазовської та в меншій мірі центральноприазовської серій. В межах антиклінорію досить інтенсивно проявилися процеси гранітизації та мігматизації, у зв'язку з чим метаморфічні породи еоархейського віку тут зустрічаються досить рідко і до того ж у вигляді малопотужних лінзоподібних або пластоподібних тіл .

Мангуський синклінорій на сході обмежений Малоянисольським, а на заході Миколаївським регіональним розломом та Сорокинською зоною. Синклінорій має асиметричну будову з простяганням осі І-го порядку в субмеридіональному напрямку. Він вирізняється крутим падінням та широким розмахом крил: ширина синклінорію від с. Миколаївки на заході до с. Старий Крим на сході - 45-50 км при довжині до 60 км. Складений синклінорій породами центральноприазовської серії та гранітоїдами анадольського, обіточненського й інших комплексів.

У межах Мангуського синклінорію присутні складки другого порядку, які його ускладнюють. Вони мають довжину від перших до десятків кілометрів. До структур цього порядку відносяться антикліналі: Олексіївська, Ланцівська та Титовська; синкліналі: Сорокинська, Білоцерківська та Берестівська. Осі більшості відзначених структур другого порядку зігнуті у вигляді дуг, що обернені випуклістю на південний захід, або північний схід. Крутизна крил складок змінюється від 30 до 80. Причому, крила, що мають північно-західні азимути простягання завжди вирізняються більш крутим падінням.

Крім складчастих структур першого та другого порядків, у гнейсо-мігматитовій товщі по ріках Берда, Каратюк, Берестова та інших відмічається ціла низка дрібних синклінальних та антиклінальних складок, що відносяться до третього порядку. Осі цих структур орієнтовані на північний схід. Ці складки, у свою чергу, ускладнені інтенсивною мікроскладчастістю. Найдрібніші складки мають, звичайно, більш складні форми, порівняно з крупними. Кути падіння крил у них різко змінюються навіть на невеликих відстанях.

Сорокинська зона розломів (чи тектонічна зона) належить до великих і до того ж найбільш ранніх диз'юнктивних порушень району досліджень. Вона приурочена до контакту Салтичанського антиклінорію та Мангуського синклінорію, з якими межує по системах розломів. Сорокинська структура має ширину 0,8-2 км та витягнута на 40 км у північно-західному напрямку від с. Осипенко до смт. Андріївка Бердянського району. По ній, вірогідно, відбулися великоамплітудні зміщення блоків кристалічного фундаменту. Про це певною мірою свідчить те, що у Салтичанському антиклінорії відслонені більш глибокі частини архейської системи, ніж у блоці, розташованому поруч, на північний схід. Сорокинська зона, за думкою переважної більшості дослідників, вважається зоною рифтогенезу, або грабеновою структурою, у якій накопичувались потужні осадово-вулканогенні товщі архей-протерозойського віку. Товщі інтенсивно деформовані й створюють вище відзначену Сорокинську синкліналь.

Сорокинська тектонічна зона неодноразово тектонічно активізувалась. На це вказує наявність у ній як найбільш ранніх, поздовжніх розривних порушень північно-західного простягання, так і більш пізніх, поперечних порушень північно-східного та меридіонального напрямку. У результаті ця зона виявилася розбитою на блоки з різноманітними амплітудами переміщення у горизонтальному та вертикальному напрямках і набула своєрідної “клавішної” будови. Північно-західні блоки у ній підняті відносно південно-східних. До найбільш пізніх тектонічних порушень, що приймають участь у створенні такої клавішної будови, відносяться численні, переважно згідні Сорокинській структурі, зонки крихкого зім'яття, катаклазу й мілонітизації, потужністю від перших сантиметрів до перших десятків метрів і довжиною до перших сотень метрів. Ці зонки найчастіше розвинені на ділянках перетину північних гілок субширотного розлому, що обмежує Сорокинську зону з півдня з більш пізнім, січним розривом північно-східного простягання, який географічно співпадає з долиною б. Собача. Саме до цих ділянок приурочені на Сурозькому родовищі головні рудоносні зони й тіла.

Крім Сорокинської розломної структури, в районі досліджень широко проявлені зони катаклазу й мілонітизації відносно вищих порядків, також ціла низка дрібних диз'юнктивних порушень, які представлені інтенсивною тріщинуватістю. Такі порушення представлені розломами: Стульнівським, Куйбишевським, Малинівським і Єлизаветівським, утворення яких пов'язане як із давньою складчастістю кристалічного фундаменту, так і з більш пізніми дислокаціями платформного періоду розвитку. Більшість із розломних утворень має північно-західне простягання, рідше субмеридіональне, північно-східне та субширотне. Падіння їх у більшості випадків круте (70-90). На окремих ділянках досліджуваного району спостерігаються перетинання відзначених розломів.

З позицій тектонофаціального аналізу складки другого порядку, що ускладнюють Мангуський синклінорій несуть у собі морфологічні форми прояву як в'язких, так і крихких, а також проміжних між ними реологічних типів. Така різноманітність морфології свідчить про тривалість їх розвитку та зміну у часі фізичних умов субстрату, в якому вони функціонували як зміщувачі. Зокрема, частини відзначених складок, які орієнтовані на північний схід співпадають із дислокаційними структурами етапів 0-2, які виділені пошукувачем; частини таких складок, що орієнтовані на північний захід - із дислокаційними структурами етапу-3. Спеціально тектонофаціальні характеристики таких структур розглядаються в наступних розділах даної роботи.

Стратиграфія. У будові кристалічної основи досліджуваної частини Приазовського мегаблоку беруть участь метаморфічні та магматичні утворення ео-, палео-, мезо- та неоархею, палео- та мезопротерозою.

До еоархею належать породи верхньотокмацької товщі західноприазовської серії, але на досліджуваній території вони мають незначне розповсюдження, тому детально не розглядаються.

До палеоархею належать породи каїнкулацької товщі західноприазовської серії, драгунської товщі та ультраметаморфічні нестратифіковані утворення ремівського комплексу. Каїнкулацька товща представлена перешаруванням біотитових, біотит-амфіболових гнейсів із прошарками діопсид-амфіболових, піроксен-магнетитових кристалічних сланців, амфіболітів та амфібол-двопіроксен-магнетитових кварцитів, зрідка з гранатом. Потужність відкладів товщі до 4500 м. Драгунська товща складена плагіогнейсами гранат-біотитовими (часто із силіманітом), біотитовими, амфібол-біотитовими, а також амфіболітами та амфіболовими кристалічними сланцями, що вміщують гранат, які вгору за розрізом замінюються на біотитові та біотит-амфіболові гнейси з рідкісними прошарками амфіболітів. Загальна потужність товщі - до 2200 м.

Ультраметаморфічні утворення палеоархею представлені плагіомігматитами та плагіогранітами.

Мезоархей досліджуваної частини Приазовського мегаблоку представлений осипенківською серією, просторово й генетично пов'язаною з інтрузивними та параавтохтонними ультраметаморфогенними утвореннями.

Відклади осипенківської серії поширені у Сорокинській структурі, вони розчленовуються на три світи (знизу вгору): ольжинську, крутобалківську, сурозьку.

Ольжинська світа (потужністю до 1 км) складена асоціацією амфіболітів, амфібол-плагіоклазових, гранат-амфібол-плагіоклазових, плагіоклаз-амфібол-піроксенових сланців з тальк-карбонатними, хлорит-олівін-серпентиновими породами та актинолітитами і тремолітитами (±силіманіт-гранат-хлорит) -амфібол-кварц-плагіоклазовими сланцями, кварц-магнетит-хлорит-кумінгтонітовими сланцями та малорудними (±кумінгтоніт-хлорит) -магнетитовими кварцитами.

Крутобалківська світа (потужністю близько 300 м) представлена гранат-біотит-польовошпат-кварцовими, біотит-польовошпат-кварцовими, двослюдяними, турмалін-мусковіт-біотит-польовошпат-кварцовими (іноді з графітом, турмаліном), (±андалузит-ставроліт) -гранат-біотит-польовошпат-кварцовими, силіманіт-гранат-біотит-польовошпат-кварцовими сланцями.

Сурозька світа (потужністю до 100 м) представлена метаріолітами, метаріодацитами, метадацитами флюїдальними, порфіровими, афіровими та їхніми туфами.

Нижня вікова межа формування порід серії - 3330 ± 40 млн років, верхня - 2802 ± 33 млн років (U-Pb метод).

З породами ольжинської світи осипенківської серії асоціюють інтрузиви сорокинського комплексу. Це метаморфізовані дуніти, перидотити, габро, діабази.

Інтрузивні плагіогранітоїди (діорити, гранодіорити та плагіограніти) шевченківського комплексу проривають відзначені породи Сорокинської структури, і породи ”її рами”. Вік формування плагіогранітоїдів даного комплексу становить 2890-2800 млн років (U-Pb метод).

Чарнокітоїди токмацького комплексу спостерігаються у вигляді: - невеликих плито- лінзоподібних тіл серед високометаморфізованих утворень західноприазовської серії там, де останні не зазнали інтенсивного діафторезу; -інтрузій товщ центральноприазовської серії; - мегаксенолітів серед більш пізніх палеопротерозойських гранітоїдних утворень анадольського комплексу. Породи токмацького комплексу представлені параавтохтонними ендербітами та чарнокітами. Геохронометричні дані комплексу - 2730 ± 24 млн років (U-Pb метод).

Неоархей у Приазовському мегаблоці представлений метаморфічними утвореннями центральноприазовської серії, що складається з двох світ (знизу вгору): темрюцької та дем'янівської, між якими спостерігається стратиграфічне неузгодження.

Темрюцька світа представлена гнейсами гранат-біотитовими, біотитовими та графіт-біотитовими з прошарками кварцитів і карбонатних порід (потужність світи до 2100 м, найповніший її розріз спостерігається вздовж р. Берда, нижче за течією від с. Старченкове).

Дем'янівська світа складена піроксеновими гнейсами та кристалічними сланцями, залізистими кварцитами, мармурами та кальцифірами (потужність світи до 2000 м, її типовий розріз спостерігається на Дем'янівській ділянці Мангуського залізорудного родовища).

Палеопротерозой дослідженої частини Приазовського мегаблоку представлений утвореннями садової світи, інтрузивно-магматичними утвореннями обіточненського комплексу та ультраметаморфічними комплексами порід: салтичанським і анадольським.

Відклади садової світи з кутовим неузгодженням нарощують розріз осипенківської серії у південно-східній частині Сорокинської структури і представлені ритмічною товщею метаосадових утворень загальною потужністю до 200 м.

Розрізу властива тричленна будова, обумовлена наявністю трьох пачок (знизу вгору): перша, суттєво теригенна пачка ритмічного чергування метаконгломератів, метагравелітів, метапісковиків, безрудних кварцитів; друга - чорносланцьово-глиноземна (асоціація вуглецевих кварц-плагіоклаз-біотит-амфібол-хлорит-карбонат-графітових сланців та глиноземних (±серицит-силіманіт-ставроліт) -кварц-гранат-біотитових сланців; третя - карбонатна (асоціація графіт-хлорит-серицитових сланців та кальцит-доломітових мармурів, діопсидових кальцифірів).

Геохронологічні оцінки віку відкладів світи на сьогодні відсутні.

Обіточненський комплекс скландений габро, біотит-амфіболовими діоритами, гранодіоритами, тоналітами та плагіогранітами. Вони утворюють декілька субконкордантних масивів видовженої форми (площею до 85 км2) серед мігматизованих порід західноприазовської серії. Датування цих порід (за даними K-Ar методу) - 2020-2150 млн років.

Параавтохтонні гранітоїди салтичанського комплексу - середньозернисті рівномірнозернисті біотитові граніти з ортитом. Вони поширені у західній частині Приазовського мегаблоку, де формують декілька невеликих штокоподібних тіл серед мігматизованих гнейсів західноприазовської серії, а також серед діоритів і тоналітів обіточненського комплексу. Визначення ізотопного віку для цих гранітів: 1910-2135 млн років.

Автохтонні та параавтохтонні, істотно мікроклінові сублужні амфібол-біотитові мігматити, амфібол-біотитові, біотитові та двослюдяні середньо- та крупнозернисті порфіроподібні граніти та лейкограніти анадольського комплексу розвинуті як жильні тіла серед гнейсів і кристалічних сланців західноприазовської та центральноприазовської серій. Вік формування цих гранітоїдів - 2081±45 млн років.

Дайковий комплекс представлено гіпабісальними утвореннями: долеритами, габродолеритами, ріолітами, граніт-порфірами (переважають їх палеотипні відміни). Віднесення цих порід до палеопротерозою є умовним.

МЕТОДОЛОГІЯ ТА ТЕОРЕТИЧНІ ОСНОВИ ТЕКТОНОФАЦІАЛЬНИХ ДОСЛІДЖЕНЬ

За методологічну основу досліджень по даній темі були покладені теоретичні уявлення та принципи тектонофаціального аналізу, розроблені Є. І. Паталахою та іншими (1970, 1981, 1985). При цьому використані наступні теоретичні принципи:

1. Морфологічні форми реалізації та механізми дислокаційних процесів визначаються фізичними (Р-Т) умовами середовищ.

2. Земна кора з точки зору фізичних умов структурно-реологічно розшарована, і її умовно можна поділити на первинну й вторинну епізону, мезозону та катазону.

3. При дислокаційних процесах, які викликаються тектонічними факторами і ведуть до складкоутворення, провідну роль відіграють зсувні деформації гірських порід, що забезпечує своєрідну односистемну зсувну течію гірських порід.

4. Дислокаційні структури того чи іншого типу відбиваються у відповідних структурних парагенезисах, які завжди відображають Р-Т умови та реологічні властивості середовищ, в яких формуються ці структури, а також реологічні механізми, за допомогою яких здійснюється це формування. Тектонофаціальним аналізом прийнято виділяти наступні структурно-реологічні обстановки:

Епізона - області, які охоплююють відносно холодну приповерхневу частину земної кори і в межах якої дислокаційні перетворення відбуваються в умовах найнижчих ступеней метаморфізму. У межах цієї структурно-реологічної обстановки домінують крихкі деформації - відрив та сколювання, брекчирування тощо.

Мезозона. Цій структурно-реологічній обстановці відповідають області земної кори, в межах яких дислокаційні перетворення відбуваються в термальних умовах зеленосланцьової й епідот-амфіболітової фацій метаморфізму за допомогою кліважних механізмів течії гірських порід.

Катазона - області земної кори, у межах яких дислокаційні перетворення відбуваються при температурах, що відповідають амфіболітовій та гранулітовій фаціям регіонального метаморфізму, а також роговиковій фації і умовам високотемпературного метасоматозу та, крім того, початковій (субсолідусній) стадії теплового становлення інтрузивних тіл. Дислокаційні перетворення порід у цій обстановці відбуваються за допомогою наступних механізмів в`язкої течії гірських порід: 1) кристалізаційно-сланцюватої (анізотропна перекристалізація порід безпосередньо при метаморфізмі амфіболітової, гранулітової та інших подібних за Р-Т умовами фацій); 2) гнейсуватої та трансляційносланцюватої (пластична деформація за допомогою пластичної формозміни зерен породоутворюючих мінералів); 3) кристалізаційно-грануляційної (несланцювата перекристалізація зі зменшенням зерен) у мономінеральних (мармури, карбонатити, кварцити, деякі породи гранулітової фації) та тонкодисперсних (яшми, мікрокварцити тощо) породах; 4) мігматичної (спільна течія твердої і рідинної фаз); 5) бластезно-трахітоїдної (орієнтований у напрямку течії ріст аномально крупних зерен пластинчастої, призматичної та іншої їм подібної форми). Прояв кожного з відзначених механізмів визначається конкретними умовами та літологічними факторами. Зокрема, перший, другий і третій механізми характерні для ділянок, де деформації протікають синхронно з регіональним метаморфізмом та ороговикуванням. Четвертий механізм домінує на ділянках прояву ультраметаморфізму, анатексису і метасоматичної гранітизації. Що ж стосується п`ятого механізму, то він проявляється на ділянках накладеного на метаморфічні породи високотемпературного метасоматозу. Керівними структурними елементами катазони є кристалізаційна та трансляційна сланцюватість, тектонітова гнейсуватість, мігматитова смугастість, директивні порфіроблазтезні текстури, в`язкий будинаж, тектонічне меланжування.

Важливе місце в тектонофаціальному аналізі займає метод тектонофацій, призначений для оцінки ступенів дислокаційної переробки геологічних тіл за десятибальною шкалою тектонофацій. Теоретичне обґрунтування цієї шкали приведено в роботах Є. І. Паталахи (1981, 1985), а подальші її розробки - в роботах Є. І. Паталахи, О. І. Лукієнка (1986, 1994) та інших.

Тектонофації (ТФ) - це деформаційні (дислокаційні) фації, які відображають Р-Т умови середовищ, в яких відбувалися дислокаційні перетворення порід, реологічні механізми, за допомогою яких ці перетворення здійснювалися та ступені - бали за десятибальною шкалою таких перетворень. Ці фації визначаються за складом структурних парагенезисів та за сумою ознак інтенсивності прояву (кількісними характеристиками) окремих дислокаційних елементів цих парагенезисів. Кожний бал тектонофації позначається римською цифрою (наприклад - тектонофація І, ІІ, ІІІ ... Х). При цьому тектонофація І означає початкові, дуже слабкі дислокаційні перетворення, а фація Х - максимально можливі перетворення. Усі інші тектонофації, починаючи з ІІ і, закінчуючи ІХ, характеризують проміжні між І і Х тектонофаціями ступені таких перетворень.

Як правило, тектонофації утворюють латеральні ряди - структурну зональність, яка фіксує зміну ступенів деформованості порід у складних дислокаційних структурах по латералі.

СОРОКИНСЬКА ЗОНА Й КОМПЛЕКСИ ЇЇ ОБРАМЛЕННЯ - ЕВОЛЮЦІЙНИЙ СТРУКТУРНИЙ РЯД, ЯК РЕЗУЛЬТАТ ДИСЛОКАЦІЙНИХ ТРАНСФОРМАЦІЙ ДОКЕМБРІЙСЬКОГО СУБСТРАТУ

У Центральному Приазов'ї дислокаційна тектоніка та її вплив на докембрійський субстрат досліджувалися на південо-західній частині Мангуського синклінорію та на центральних ділянках Сорокинської зони. Результати тектонофаціальних досліджень засвідчили, що на даній території докембрійський субстрат зазнав значних дислокаційних та пов'язаних із ними речовинних перетворень. Подібні перетворення відбувалися, як мінімум, у сім етапів на фоні регресивної зміни Р-Т значень та реологічних властивостей середовищ і створили певний структурний еволюційний ряд. У межах останнього виділені дислокаційні структури катазони, субкатазони, мезозони та епізони, що формувались у сім етапів дислокаційних перетворень субстрату.

Дислокаційні структури катазони етапів - 0-1 та -2

Дислокаційні структури катазони на території Центрального Приазов'я за віком, Р-Т умовами та реологічними механізмами формування представлені двома наступними типами: 1) фрагментарними зонами тектонічної синмігматичної смугастості, що належать до грануліт-амфіболітової фації метаморфізму - катазона етапу-0-1; 2) в'язкорозломними утвореннями амфіболітових комплексів - катазона етапу-2.

Дислокаційні структури катазони етапу - 0-1 проявлені в метаморфічних комплексах грануліт-амфіболітової фації західно- і центральноприазовської серій. Вони представлені реліктами зон тектонічної синмігматичної смугастості, або первинної мігматизаціії. У вивченій частині Мангуського синклінорію такі структури в значній мірі перероблені накладеною дислокаційною тектонікою наступних етапів і збереглися у вигляді лінзовидно-ізометричних блоків-реліктів, розмірами від перших десятків метрів до перших кілометрів, і які або облямовуються більш пізніми в'язкорозломними утвореннями, або ж зберігаються у вигляді тектонічних лінз-будин, що розвинуті у внутрішніх частинах цих розломів.

На мезорівні фрагменти таких зон являють собою чергування прошарків меланосоми та лейкосоми, потужностями від перших до десятків сантиметрів. Меланосома представлена інтенсивно кристалізаційно розсланцьованими гнейсами, рідше кристалосланцями. Лейкосома являє собою рожевий середньо- до крупнозернистого гранітоїд, що структурно близький до ізотропного. У відсотковому співвідношенні найчастіше переважає лейкоскладова. Тектонічна синмігматична смугастість має північно-східне простягання та субвертикальне падіння. Тектонофаціальні характеристики мезорівня таких структур доволі змінні.

Досить рідко серед утворень катазони етапу-0-1 спостерігаються дуже змінені та затушовані рестити, первинний склад яких важко підлягає відтворенню. Звідси даному дислокаційному етапу надається подвійний індекс.

За даними попередників та доробками автора роботи встановлено, що дислокаційні структури, які розглядаються за відношенням до рудної речовини є порожніми, або ж вона тут міститься в розсіяному вигляді. Опираючись на все сказане, реліктам зон тектонічної синмігматичної смугастості надано статусу тектонофаціального фону макромасштабу.

Дислокаційні структури катазони етапу-2 розвинуті фрагментарно в межах товщ центральноприазовської серії, породи яких метаморфізовані в умовах амфіболітової фації метаморфізму. Вони представлені в'язкими розломами - лінійно-лінзовидними зонами кристалізаційно-сланцюватої та гнейсуватої течій, нерідко у супроводі кристалобластезу. Такі зони в довжину сягають перших десятків кілометрів, а в поперечнику - декількох кілометрів та за площею формують переривчасті “ланцюжки”. Більшість із них мають субмеридіональне простягання й є січними до структур попереднього етапу та, у свою чергу, зрізаються в'язкорозломними утвореннями субкатазони етапу-3.

Структурно-речовинний парагенезис мезо- та мікрорівня (мезо- та мікроструктурні форми, що проявлені на відповідних рівнях) даного етапу представлений тіньовою смугастістю, що має північно-східне простягання та накладеними на цю смугастість порфиробластезом, кристалізаційною сланцюватістю та тектонічною гнейсуватістю, що мають меридіональне простягання. Кристалізаційна сланцюватість є результатом направленої перекристалізації у динамічних умовах. Гнейсуватість приходить їй на зміну при підсиленні деформації і знаходить свій вираз у пластичній формозміні мінеральних зерен. Петрографічно в'язкі розломи відповідають гранітогнейсами - гранодіорито-гнейсам. Накладені структури мезорівня за площею проявлені нерівномірно, або з різною інтенсивністю.

В'язкі розломи катазони етапу-2, як макроструктури, відповідають середнім тектонофаціям макромасштабу. Вони простежені по руслу р. Берестової в межах західної частини Мангуського синклінорію. Окрім цього, рестити структур даного типу містяться в центральній частині Осипенківського гранодіоритового масиву.

Дислокаційні структури субкатазони етапу - 3

Дислокаційні структури субкатазони представлені в'язкорозломними зонами північно-західного простягання. Вони на дослідженій ділянці відповідають Сорокинській тектонічній зоні та її безпосередньому обрамленню, а також південно-західному крилу Мангуського синклінорію. Структура, що відповідає зазначеному крилу - далі Берестівська. В'язкорозломні зони в ширину сягають декількох кілометрів, у довжину - десятків кілометрів; по площі створюють ланцюжкоподібні системи. Дані зони формуються як накладені по утвореннях попередніх етапів, використовуючи їх як субстрат.

В'язкорозломні зони є складними, ієрархічними макроструктурами, що створюються спектром структур другого і більш високих рангів. Складові другого рангу представлені: 1) підзонами вторинної мігматизації, які є перехідними утвореннями між структурами етапів-0-2 і -3 та відображають низькі ступені перетворень субстрату; 2) вузькими (до сотень м - перших км) лінійними підзонами (своєрідними швами) тектонометаморфічної диференціації порід субстрату та інтенсивного тектонічного розсланцювання; 3) жорсткими блоками-ядрами, які збереглися в центральних частинах указаних швів та представляють собою останці більш древніх структур, що слабо задіяні у дислокаційних перетвореннях даного етапу.

Підзони вторинної мігматизації відображають початкові стадії нового, накладеного на більш древні утворення, структурування. Серед відповідних їм структур виділено два підтипи, які відрізняються між собою за територіальним положенням, механізмами формування та за взаємовідношеннями з більш древніми утвореннями.

Перший підтип - структури вторинної мігматизації, що формуються за участю ремобілізації-вилучення гранітоїдної складової первинних мігматитів. Структури даного підтипу розміщені на ділянках, що за видовженням співпадають із короткими (поперечними) осями макроструктур етапу-3. Вони мають субширотне простягання, субзгідне із структурами мезорівня тектонічних зон етапу-0-1. У новоутвореннях, що розглядаються, меланосома кількісно переважає лейкосому. Остання, крім того, найчастіше простежується в межах “власної” меланосоми у вигляді включень, які мають різноманітні розміри, співвідношення а:с та форми, нерідко з елементами прокручування. а:с мінеральних агрегатів лейкосоми цих порід досягає 1:5 - 1:7.

Другий підтип - структури вторинної мігматизації, що формуються за участю ремобілізації-залучення гранітоїдної складової первинних мігматитів. Структури даного підтипу, на відміну від попередніх, орієнтуються поздовжньо за відношенням до макроструктур етапу-3. Вони мають північно-західне простягання та перетинають межі більш древніх тектонічних утворень. Окрім того, структури цього типу створюють окремі самостійні зони, що не асоціюють з іншими типами структур даної структурно-реологічної обстановки й речовинно представлені вторинними мігматитами. Лейкократові прошарки таких мігматитів характеризуються власною текстурною неоднорідністю, яка зумовлена розділенням речовини на шліровидні польовошпатову та кварцову фракції, аж до уособлення кварцових лінзовидних ядерець. Подібні уособлення є результатом тектонометаморфічної диференціації. Розміри відповідних їм мікротіл досягають перших сантиметрів.

Для структур вторинної мігматизації обох підтипів характерно те, що і лейкосома, і меланосома несуть просторово узгоджену між собою кристалізаційну та трансляційну сланцюватість. Гнейсуватість меланосоми при цьому виражена лінійно-паралельними текстурами, які зумовлені тонколінзовидно-шаруватим перемежуванням мінеральних агрегатів з потужностями, що не перевищують перших мм. Структурна анізотропія (а:с) таких мікротіл досягає 1:10. Структури вторинної мігматизації петрографічно й текстурно є смугастими мігматитами із шириною смуг від одиниць до перших десятків сантиметрів. У мінеральному відношенні ці мігматити близькі до аналогічних утворень етапу-0-1, але відрізняються від останніх більш кислим складом.

Тектонофаціальна організація мезорівня структур вторинної мігматизації є доволі різноманітною - ІV-Х ТФ. Ці структури мають поступові переходи як до структур тектонічної синмігматичної смугастості етапу-0-1, так і до осьових частин в'язкорозломних зон етапу-3. У рамках прийнятих уявлень, структури вторинної мігматизації відповідають безпосередньому обрамленню Сорокинської структури та частинам крил Мангуського синклінорію, що мають північно-західні азимути простягання.

Лінійні підзони тектонометаморфічної диференціації порід субстрату та інтенсивного тектонічного розсланцювання маркують осьові частини в'язкорозломних зон субкатазони та є їх своєрідними швами. Такі зони представлені двома тектонофізично нерівновісними типами структур третього рангу: а) макротектонометаморфічними диференціатами та б) вторинними монокліналями з рисами меланжевої будови.

Тектонометаморфічні диференціати макромасштабу у ширину сягають перших кілометрів, у довжину - перших десятків кілометрів. Вони, у свою чергу, складені різко відмінними за петрографічним навантаженням лінзовидними тілами. Південно-західні частини-тіла макродиференціатів речовинно репрезентовані білими апліто-пегматоїдами, що у своєму складі несуть різнорідні кварцити. а:с мінагрегатів таких гранітоїдів і кварцитів варіює в межах 1:4 - 1:10. Північно-східні частини макродиференціатів петрографічно відповідають кристалосланцям основного складу. а:с мінагрегатів останніх досягає 1:10 і більше. Дослідивши наступний речовинний ряд: а) гранітоїдна складова структур первинної мігматизації етапу-0-1 - б) гранітоїдна складова структур вторинної мігматизації етапу-3 - в) гранітоїди, якими складені південно-західні частини макродиференціатів етапу-3 - г) кварцитові складові останніх, можна сказати, що така послідовність є закономірним еволюційним рядом змін субстрату. Еволюційність виражена поступовим зменшенням частки темноколірних мінералів і більш основних плагіоклазів та збільшенням пертит-антипертитової й кварцової часток, тобто відбуваються кількісні зміни, а якісне наповнення порід залишається доволі близьким. Такі зміни та анізотропна будова мінагрегатів порід є результатом кристалізаційно-сланцюватої та гнейсуватої течії гірських порід на мінеральному рівні, завдяки направленій перекристалізації й заміщенню у супроводі пластичної деформації гірських порід. При зазначених трансформаціях із мінералів вивільняється рудна речовина та уособлюється кварц, як крайні члени тектонометаморфічної диференціації. Така “звільнена” речовина на сьогодні існує у вигляді лінзовидно-пластових тіл.

На відслоненнях, що демонструють мезорівень, також спостерігаються всі можливі поступові переходи між приведеним рядом порід. Спираючись на все відзначене, можна стверджувати, що лейкочастини макроструктур тектонометаморфічної диференціації є ремобілізатами-диференціатами гранітоїдної складової структур первинної мігматизації етапу-0-1, а меланочастини є сепарованою решткою цих же утворень. Подвійна структура такого типу детально досліджена у басейні р. Берестової. На цій ділянці вона географічно та за структурно-петрографічними параметрами відповідає західній частині південно-західного крила Мангуського синклінорію. Подібним утворенням для Сорокинської зони є її південно-західна частина.

Вторинним монокліналям відповідають лінійні зони крутого, майже вертикального падіння породних асоціацій мезо- неоархею. Для Сорокинської структури таким утворенням є глиноземиста товща, або “метапісковиків і метаконгломератів” (верхні товщі осипенківської серії); для Мангуського синклінорію - фрагмент темрюцької світи на північно-східній частині його південно-західного крила. Такі структури в ширину не перевищують 1-2 км, у довжину сягають десятків кілометрів. Характерною формою внутрішньої організації даних монокліналей є вторинна шаруватість. Остання - це паралельне перемежування надзвичайно сильно сплющених і розтягнутих вторинних тіл при сланцюватій течії гірських порід.

Вторинні монокліналі несуть риси меланжу, які виражені тим, що в інтенсивно кристалізаційно розсланцьованому матриксі повсюди спостерігаються різною мірою розлінзовані та роззосереджені лейкократові частки субстрату. Така в'язкозсувна структуризація і надає товщі вигляду псевдоконгломератів. У даному випадку основою і для матриксу, і для псевдоуламків є утворення попередніх дислокаційних етапів.

Структура вторинної монокліналізації Сорокинської зони, у порівнянні з Берестівською, є більш інтенсивною і характеризуються тектонофаціями VIII-X. Така різниця виражена тим, що у межах першої не залишилося візуально ідентифікованих останців більш древніх утворень, тоді як у межах другої зберігаються різною мірою затерті та розлінзовані рештки субстрату.

Тектонометаморфічні диференціати та вторинні монокліналі, швидше за все, формувались одночасно, але у тектонофізично відмінних умовах. У підзонах, що охоплюють південно-західні частини в'язкорозломних зон, переважав пульсуючий розтяг та відповідні йому змінні умови декомпресії, завдяки чому cформувались згадані диференціати. У свою чергу в підзонах, які охоплюють північно-східні частини відзначених зон, панівну роль відігравали умови стиснення та зсуву, що призвело до формування вторинних монокліналей.

Такі подвійні шовні частини, що сформувалися у зазначеному режимі, характеризуються найвищими (ІХ-Х за десятибальною шкалою) тектонофаціями серед структур другого рангу в'язкорозломних зон етапу-3 субкатазони. Ділянки зчленуваня тектонометаморфічних диференціатів та вторинних монокліналей відповідають осьовим лініям в'язкорозломних зон. До таких ділянок приурочені жорсткі блоки-ядра.

Жорсткі ядра являють собою блоки-рестити серед інтенсивно дислокаційно перетворених метаморфічних утворень етапу-3. У межах Берестівської макроструктури одне подібне ядро у вигляді окремого блоку простежене на водорозділі р. Берестова - б. Глодова. У Сорокинській макроструктурі до числа ядер даного типу належать лінзовидні тіла ультраосновного складу, що трасують осьову лінію даної зони. Окрім них роль жорсткого ядра на дослідженій території відіграє „Осипенківський гранодіоритовий масив”. Дане твердження базується на тому, що масив, у рамках контурів окреслених на геологічних картах, повсюди зберігає у різній мірі структурно перероблені тіньові структури. Останні представлені смугастістю північно-східного простягання та фрагментарно проявленою сланцюватістю субмеридіонального простягання. Така будова масиву досить схожа на будову макроструктур етапу-2. На тіньові структури накладена гнейсуватість північно-західної орієнтації, яка за площею розповсюдження та інтенсивністю прояву розвинена нерівномірно. Завдяки останньому “масив” має лінзовидну будову на всіх рівнях організації. Крайові частини у відзначених рамках “Осипенківського масиву” захоплені вторинною мігматизацією-ремобілізацією та активним розгнейсуванням. Отже, “Осипенківський гранодіоритовий масив” і в'язкий гнейсуватий розлом по р. Берестовій формуються, як результат перетину структур первинної мігматизації північно-східного простягання етапу-0-1 та гнейсуватих трансформацій субмеридіонального напрямку етапу-2. Такі ділянки перетину, можливо своєрідного загартування, для в'язкорозломних перетворень етапу-3, стали жорсткими блоками, певними “серединними масивами”.