2010

Массив, или зона синдеформационного порфиробластеза?

Осьмачко Л.С.

Институт геохимии, минералогии и рудообразования им. М.П. Семененко, Национальная Академия Наук Украины; г. Киев, Украина

OsmL@ukr.net

Работы проводились в восточной части Приазовского мегаблока Украинского щита (УЩ). Непосредственно, в пределах юго-западного контакта Кальмиусского массива граносиенитов, сиенитов и др. пород с вмещающими его толщами метаморфогенных образований. Последние по [1] относятся к приазовскому чарнокит-гранулитовому структурно-формационному комплексу (СФК), породы массива – к восточноприазовскому плутоническому СФК. Согласно хроностратиграфической схеме [2] образования Кальмиуского массива являются интрузивно-магматическим и относятся к Хлебодаровскому комплексу с возрастом пород 2029+29 млрд лет.

Нами же было обнаружено, что исследуемый участок сложен разновозрастными и разноориентированными дислокационными структурами строение и взаимоотношения которых соответствуют образованиям сформированным в сдвиговых высокопластических условиях [3-8] геологической среды. Всего выделено четыре генерации таких структур, которые отличаются друг от друга пространственной ориентацией, вещественным наполнением и степенью вторичных преобразований субстрата. Структуры первой генерации на мезоуровне представлены полосчатостью северо-восточного простирания и субвертикального падения. Полосчатость обусловлена наличием линзо-полос, состав которых соответствует биотитовым гнейсам и гранодиоритам. Мощности таких образований варьируют в пределах 5-50 см, т.е. это неравномерно растянутые по простиранию полосы и линзообразные полосы выше отмеченного состава. Границы между разнородными по составу линзо-полосами довольно постепенные. Соотношение длинной оси к короткой (а:с) таких линзоподобных образований варьирует в пределах 3-10. Внутренняя их организация представлена наличием и чередованием тонких – первые мм мощностями линзо-полосочек с а:с 3-10. Они обусловлены обогащением/обеднением темноцветными минералами микроучасточков как пород гнейсового так гранодиоритового составов. Таким образом сформированные микролинзочки, а также минералы как в их пределах так и за, ориентированы односистемно с телами мезоуровня и формируют сланцеватую, тонкополосчатую текстуру породных тел (cланцеватость).     

Структуры второй генерации на мезоуровне представлены системой кулисообразно разобщенных по площади линзовидных тел гранитоидного состава. Гранитоиды средне-, до крупнозернистых, преобладают розовато-белые, реже белые и серовато-белые. Линзы размещены субвертикально, длинные их оси ориентированы на северо-запад. Размеры линзовидных тел по длинной оси (а) колеблются в пределах 1,5-10 м, соотношение а:с – 5-6; расстояния между отдельными телами превышает их размеры по короткой оси (с). Такие линзовидные тела срезают полосчатость первой генерации с образованием в разной мере выраженных ее подворотов, так как последние прихвачены разноинтенсивным рассланцеванием в северо-западном направлении. Также внутри линзовидных тел данной генерации содержатся сильно измененные, гранитизированные и разлинзованные реликты структур первой генерации. Их размеры варьируют в пределах 1,5-20 см по длинной оси. Внутренняя организация исследуемых линз также является линзовидной (текстура породы), что обусловлено обогащением/обеднением теми или иными породообразующими минералами отдельных линзовидных микроучасточков мезолинз; также разной размерностью минеральных зерен таких микроучасточков. Таким образом образованные микролинзы имеют размеры до 7 см по а, а:с – 5-6, ориентированы они и рассосредоточены по площади геологических тел также как и линзы мезоуровня по участку. Подобным образом внутри мезолинз размещены и реликтовые образования. Т.е. образования данной генерации на всех уровнях организации являются структурами разлинзования и вторичного расслоения [по 3-5 др.].

Структуры третьей генерации имеют строение подобное образованиям второй генерации. От последних они отличаются субмеридиональной ориентировкой, составом соответствующим полевошпатовым кварцитам-лейкократовым гранитам, соотношением а:с разноранговых тел в пределах 4-10 и более интенсивным рассланцеванием.

Дислокационные образования четвертой генерации соответствуют собственно Кальмиусскому массиву и на мезоуровне представлены структурами разлинзования. Это система линзоподобных тел состава главным образом граносиенитов, сиенитов (как биотитовых, амфиболовых, так и пироксенсодержащих), а также состава соответствующего образованиям предыдущих этапов. Линзовидность мезоуровня собственно граносиенитов обусловлена, неравномерным по площади и интенсивности разгнейсованием. Отсюда имеются участки пород от крупнозернистого, трахитоидного сложения до мелкозернистого, гнейсовидного со всеми возможными между ними переходами. Размеры линзовидных тел граносиенитового состава по оси а варьируют в довольно широких пределах – от 2 до 15 м, соотношение а:с достигает 5. Внутренняя организация таких тел также является линзовидно-полосчатой, что обусловлено овально-удлиненной формой зерен полевого шпата (чаще всего это микроклин – микроклин-пертит, реже альбит), обтеканием их мелкозернистой минеральной массой в виде тонких (в первые мм) шлиров, наявностью мелких линзочек-реликтов, неравномерным распределением по площади мезолинз всех составляющих такой линзовидности, также их односистемной ориентацией в северо-восточном направлении. а:с всех обозначенных микро- мезолинз меняется в пределах от 5 до 7.  

Линзовидные мезотела граносиенитового состава формируют почти единое поле в котором до 10 % (иногда и больше) занимают линзы состава гнейсов-гранодиоритов, гранитоидов, кварцитов и др. пород. Какой-то закономерности в размещении линз того или иного состава по площади (от центра к периферии массива и т.п.) не фиксируется. Линзы-включения по размерам на порядок меньше линз-хозяев; внутреннее их строение анизотропно – обусловлено также неравномерным разгнейсованием, разлинзованием и некоторой дифференциацией вещества. Все линзо-тела соответствующие Кальмиусскому массиву размещены субвертикально, длинные их оси ориентированы на север – северо-восток. То есть в сдвиговые перемещения вовлечены все без исключения породные разновидности геологических тел в обьеме среды отвечающему массиву. Контакты последнего с вмещающими его образованиями довольно резкие, в плане также имеют линзовидно-зубчатую форму. При этом, свидетельства интрузии пород массива отсутствуют.

На уровне шлифов во всех выделенных образованиях проявлены микроструктуры, которые повторяют в миниатюре строение образований наблюденных в обнажениях. Но строение не только выраженное в морфологии и размещении вторичных микротел, а и вещественно. А именно: минеральные парагенезисы каждой последующей генерации в разной мере замещают минералы каждой из предыдущей генерации. Например, для образований четвертой генерации вторичный их генезис на микроуровне выражен: неравномерным распределением по площади табличек состава микроклина – микроклин-пертита; его зональным строением, что в шлифах выражено в виде зонок минерала асинхронного погасания, зонок с разной ориентацией и морфологией двойниковых решеток, зонок с разной степенью совершенства (сформированости), разной толщины (размеров), формы, особенностям распределения по площади зерна двойниковых индивидов, пертитовых вростков, также релкитовых минералов и их агрегатов. Часто двойниковые индивиды висячие (выклинивающиеся к периферии зерен). Границы таким образом обособленных зонок микроклинов – микроклин-пертитов подчеркнуты скоплениями в их пределах реликтовых минералов и их агрегатов, а также рудного вещества. Состав и размеры зерен таких скоплений идентичны таковым матрикса облекаемого таблички полевых шпатов (ПШ). Темноцветные минералы матрикса и их агрегаты ориентированы односистемно и параллельно удлинению ПШ. Такое строение на микроуровне табличек ПШ и матрикса указывает на их формирование за счет вещества более древних минеральных парагенезисов за механизмом собирательной перекристаллизации.

Таким образом, для всех генераций структур имеем конгруэнтные мотивы и единый линзово-линейный стиль строения на всех уровнях их организации. При этом структуры разлинзования каждого последующего этапа затушевывают и развиваются по подобным каждого предыдущего этапа. Разлинзование же в пределах образований одного этапа не нивелирует петрографо-структуктурных/текстурных неоднородностей пород, а наоборот подчеркивает их, сопряжено с ними, выражено ими: увеличение степени минеральных замещений и вещественной деференциации сопровождается усилением структурно-текстурной анизотропии – повышением интенсивности линеаризации пород и т.д. Все обозначенное говорит о совместном формировании/развитии вещественных и структурно-текстурных атрибутов изучаемых пород с формированием новообразованных породных тел/структур. Это уже конструктивное структурирование, имеющее место в условиях сдвигового течения вещества. Последнее инициируется действием наибольших касательных напряжений, осуществляется в направлении действия этих напряжений и носит ламинарный характер [3-8]. В данном случае такое течение обеспечивалось разнопорядковым разлинзованием, рассланцеванием, линеаризацией, синкениматической перекристаллизацией и перераспределением задействованного деформациями вещества. Отсюда исследуемую часть УЩ можно назвать структурой пересечения разновозрастных вязких разломов, или же структурой последовательных дислокаций; а геологический объем соответствующий Кальмиускому граносиенитово-сиенитовому массиву – зоной синдеформационного (синсдвигового) порфиробластеза.

Литература:

1. Тектонічна карта України. Масштаб 1:1000 000. Пояснювальна записка. І та ІІ частини / Міністерство охорони навколишнього природного середовища України. Державна геологічна служба. – Круглов С.С., Арсірій Ю.О., Веліканов В.Я. та ін. – Київ: УкрДГРІ, 2007.

2. Кореляційна хроностратиграфічна схема раннього докембрію Українського щита (пояснювальна записка). Єсипчук К. Ю., Бобров О. Б., Степанюк Л. М. та ін. УкрДГРІ. К. 2004.

3. Лукієнко О.І., Кравченко Д.В., Сухорада А.В. Дислокаційна тектоніка та тектонофації докембрію Українського щита. – ВПЦ. Київський університет, 2008. – 280 с.

4. Метаморфические и метасоматические комплексы Приазовья и Южного Донбасса / Горяйнов С.В., Коренев В.В., Аксенов С.В. и др. – Харьков, 2009. – 303 с.

5. Паталаха Е.И. Механизм возникновения структур течения в зонах смятия. – Алма-Ата: Наука, 1970. – 215 с.

6. Слензак О.И. Локальные структуры зон напряжений докембрия. – К.: Наукова думка, 1984. – 102 с.

7. Чередниченко А.И. Тектонофизические условия минеральных преобразований – Киев: Наукова думка, 1964. – 184 с.

8. Шевчук В.В., Павлов Г.Г. Тектонофизические условия формирования кристаллизационной сланцеватости // Геофизический журнал. – 2003. – №5. – С. 76-83.