Модель прогнозу та пошуків джерел корінної алмазоносності і її реалізація на території Українського щита

Размещено на http://www.allbest.ru

Размещено на http://www.allbest.ru

Вступ

Актуальність теми. Впродовж більше ніж 50 років на Українському щиті (УЩ) проводять різномасштабні роботи, спрямовані на розшуки корінних і розсипних родовищ алмазів. Водночас досі нема науково обґрунтованого погляду щодо реальних перспектив алмазоносності України, який би враховував петрологічні передумови утворення алмазу, особливості глибинної будови літосфери та земної кори, морфоструктурні особливості поверхні фундаменту, геохімічну спеціалізацію структурно-речовинних комплексів (СРК), які вміщують продукти кімберлітового (лампроїтового) вулканізму, та ін., що не брали до уваги під час складання попередніх прогнозних карт. Очевидно, саме у зв'язку з цим дотепер не розроблено прогнозно-розшукову модель, яка б дала змогу визначити комплекс різнорівневих геологічних чинників промислової алмазоносності. Іншими словами, відсутні системність у проведенні досліджень та комплексний підхід, який враховує ефективність застосування різних методів залежно від рівня (масштабу) досліджень та роль геологічних методів у прогнозуванні й розшуках алмазної сировини.

Мета і завдання дослідження. Метою дисертаційної праці є створення багаторівневої прогнозно-розшукової моделі на емпіричній основі з використанням геолого-геофізичних, геоморфологічних та петрогеохімічних матеріалів по УЩ, яка дає змогу виконувати комплексний геологічний аналіз території та оцінювати її перспективи на корінну алмазоносність, виділяти площі найімовірнішої локалізації продуктивних проявів кімберлітового-лампроїтового вулканізму. Це у свою чергу безпосередньо пов'язано з вивченням характеру мінливості параметрів геологічного середовища, які визначають наявність петрологічних умов генерації флюїдно-магматичних алмазоносних кімберлітових і лампроїтових розплавів у літосфері УЩ, існування стовбурних мантійно-корових зон проникності та закономірності просторової локалізації вулканічних проявів на поверхні фундаменту. Для досягнення мети необхідно було вирішити такі головні завдання:

1) розробити концептуальну основу багаторівневої моделі прогнозування й розшуків корінних родовищ алмазів на підставі геостатистичного аналізу, який передбачає створення геопросторової бази даних, чітке визначення поняття об'єкта досліджень і комплексу прогнозних і розшукових чинників;

2) на рівні масштабу 1:1 000 000 визначити перспективи алмазоносності УЩ, виділивши ті його частини (мегаблоки, блоки), які за комплексом чинників мають високу прогнозну продуктивність; для цього, зокрема:

- виконати просторовий аналіз складу й потужності літосфери, з'ясувати особливості поверхні Мохоровичича (М) та внутрішню структуру розрізу земної кори і, як наслідок, визначити латеральну мінливість її будови;

- вивчити особливості петрогеохімічної спеціалізації поверхні фундаменту, які віддзеркалюють інтенсивність, тривалість і характер ендогенних процесів;

- дослідити морфоструктуру кристалічної поверхні фундаменту як об'єкта зовнішнього віддзеркалення ендогенних процесів;

- визначити на основі флюїдної моделі ступінь зрілості літосферних сегментів УЩ і скласти карту перспектив алмазоносності;

3) на рівні масштабу 1:200 000 для Кіровоградського мегаблока виділити алмазоперспективні площі на основі комплексного дослідження й аналізу структури поверхні М, внутрішньої структури земної кори, морфоструктурного аналізу кристалічної поверхні.

1. Ступінь зрілості літосфери як петрологічний чинник потенційної алмазоносності УЩ

Глибинний критерій зрілості полягає у гіпсометричному положенні підошви літосфери, що визначає умови стабільного існування графіту й алмазу. Поверхневим (верхньокоровим) критерієм положення підошви літосфери слугує петрогеохімічна спеціалізація плутонометаморфічних комплексів верхньої частини кори, які в межах сегментів з високим ступенем зрілості і високою потенційною алмазоносністю характеризуються зростанням вмісту окремих петрогенних (передусім К та Si) і некогерентних (зокрема U, Th) елементів, зменшенням концентрацій Na, Ca, Mg i Fe, порівняно сталим вмістом Al.

Суть головних положень моделі, які віддзеркалюють формування континентальної літосфери (Летников Ф.А., 1999, Летников Ф.А., 2000) полягає у поступовому зменшенні інтенсивності флюїдної дегазації з архею дотепер. Аналогічна тенденція зберігається щодо масо- і теплоперенесення з надр планети. Експериментальні і фактичні дані засвідчують (Летников, Феоктистов, Вилор и др., 1988), що за високих РТ-параметрів, властивих верхній мантії, її флюїди збагачені SiO2, K, Na та іншими некогерентними компонентами. Все це призводило до підвищення температури (Т) солідуса виснаженої мантійної матриці й переходу її у твердий стан (літосферу), збагачення вказаними компонентами земної кори. У такий спосіб, згідно з флюїдною теорією, формується мантійна частина літосфери. Тривалий розвиток цього процесу призводить до зростання потужності літосфери та сіалічної частки в об'ємі земної кори.

Згідно з прийнятою моделлю, формування літосфери супроводжується видаленням флюїдної фази, а астеносферний шар мантії залишається гранично насичений флюїдом. Отже, підошви літосфери зумовлене дегазацією Землі й „висушуванням” мантійного субстрату завдяки винесенню флюїдних і петрогенних компонентів у верхні горизонти літосфери. З урахуванням положення верхньої межі астеносферного шару і його потужності, та на підставі зіставлення потужностей літо- й астеносфери виникло поняття про завершеність еволюційного розвитку окремих літосферних сегментів - рівня їхньої зрілості як тектонічної одиниці. Рівень зрілості безпосередньо залежить від кількості привнесених салічних петрогенних компонентів у кору (потужності гранітогнейсового шару кори). Чим менша потужність астеносфери, тим більш зрілими є відповідні сегменти літосфери. Суть цієї залежності полягає в тому, що зони гранітизації (лейкократизації) кори формувались завдяки тривалому виснаженню літосфери рудними і леткими компонентами, Si, H2O, K, Na. Її глибинне нарощування створює умови для генерації розплавів на глибших рівнях і зародження розломів глибшого закладання. Розплави по мірі заглиблення збагачуються флюїдами і характеризуються високою здатністю проникати у верхні горизонти кори. Отже, між двома збагаченими зонами (астеносферою і корою) розташований збіднений шар верхньої мантії (літосфера). Зростання потужності літосфери зумовлювало занурення осередків зародження розплавів та еволюцію їхнього складу у такому порядку: толеїтові базальти - трахібазальти - ультраосновні і лужно-ультраосновні породи - карбонатити - кімберліти - алмазоносні кімберліти. Очевидно, що в підошві літосфері існували тектонічно ослаблені ділянки, які давали початок формуванню транзитної зони для просування флюїдно-магматичних розплавів.

Область переходу від астеносфери до літосфери є своєрідною перехідною (термальною) зоною, що складена, головно, деформованими перидотитами, а астеносферна речовина відрізняється від літосферної лише за флюїдонасиченістю (Mitchell, 1986). Зародження осередків кімберлітового (лампроїтового) розплаву, та наступне виверження розплавів на поверхню зумовлене термальним збудженням астеносфери під час тектономагматичної активізації. Причиною рухомості флюїдонасиченого розплаву є не лише досягнення певної граничної концентрації флюїду і додатковий розігрів, а й висока енергетика і потужний внутрішній динамічний тиск (Добрецов, 1986). Оскільки така система гравітаційно нестійка, то завдяки різкому зниженню в'язкості, флюїдонасичений розплав активно руйнує підошву літосфери і дренує по її ослаблених зонах. У верхніх горизонтах мантії спрацьовує явище декомпресії, в'язкість розплаву знижується на декілька порядків, що забезпечує швидке його просування (Белоусов, 1968).

Різноманітність ксенолітів засвідчує, що субстрат, з якого вони вилучені, має надзвичайно неоднорідний склад: суміш перидотитів (переважають) і еклогітів. З'ясовано, що літосферна частина мантії під докембрійськими платформами і щитами в інтервалі глибин стійкості алмазу характеризується достатньо високим ступенем диференційованості (стратифікації). Вивчення асоціацій глибинних ксенолітів і високобаричних мінералів з них у різних кімберлітових провінціях світу засвідчило закономірну повторюваність головних петрографічних типів і мінеральних асоціацій та їхнє стале представницьке співвідношення (Соловьева, Владимиров, Днепровская и др., 1994). У ксенолітах (як в алмазоносних, так і без алмазів) з глибиною зменшується кількісний вміст глинозему, зростає вміст збагачених хромом піропів і гарцбургітів-дунітів з піропом. У зв'язку з цим постає питання: якою є внутрішня речовинна структура літосфери? Статистика вивчення ксенолітів з кімберлітів засвідчує суттєву кількісну перевагу ультраосновного парагенезису над еклогітовим. На підставі даних щодо еволюції глибинних ксенолітів і породотворних мінералів у них, особливостей структури та параметрів термобаричної рівноваги стало очевидним, що на геотермах щитів, побудованих за РТ-параметрами глибинних ксенолітів, породи різних петрографічних і хімічних типів “прив'язані” до певних глибинних рівнів.

Розвиваючи тезу про те, що кімберлітові (лампроїтові) розплави генеруються на максимально можливій глибині, яка відповідає перехідному шару від літосфери до астеносфери (Маракушев, Безмен, 1992), приходимо до висновку, що винесені цими розплавами ксеноліти з максимальними РТ-параметрами безпосередньо свідчать про потужність літосфери і характер її стратифікованості. За наявними даними (Никишов, 1984; Владимиров, Соловьева, Киселев и др., 1990; Специус, Серенко, 1990), глибина розташування підошви літосфери латерально мінлива в широких межах, на ділянках максимально глибокого залягання глибинні літосферні виступи (кілі) можуть проникати в мантію на глибину до 250-300 км. У районах розташування промислово алмазоносних трубок зона переходу літосфера-астеносфера приурочена до глибини ?150 км (50-60 кбар).

Отже, дослідження ксенолітів з кімберлітів дає змогу зробити висновок, що літосферна частина мантії пройшла тривалий еволюційний шлях, який супроводжувався процесами деплетації та диференціації мантійної речовини до максимальної глибини ~200-300 км, її „охолодженням” (зануренням межі літосфера-астеносфера до наведених глибин). Процес диференціації був тривалим, час його завершення (~2,0-1,7 млрд. років тому) зафіксовано у глибинних ксенолітах (Соболев, 1974).

Синхронно з мантійною частиною літосфери зародилась і еволюціонувала земна кора та плутонометаморфічні комплекси, які складають фундаменти щитів і платформ. Вони у свою чергу еволюціонували від метабазитів-ультраметабазитів через ендербіти-чарнокіти до гранітогнейсів-гранітів. Така закономірність є відображенням єдиного процесу еволюції літосфери, який охоплював не лише мантійну частину, але й земну кору. Особливо інтенсивно процес гранітизації виявився в межах літосферних сегментів, для яких характерні алмазопродуктивні кімберлітові трубки, а потужність літосфери в усіх без винятку випадках перевищує 150 км (Розен, Белов, Бибикова и др., 1990; Хаггерти, 1992; Розен, Серенко, Специус и др., 2002).

Розглядаючи особливості складу літосфери, які безпосередньо впливають на алмазоносність кімберлітів і лампроїтів, неможливо уникнути питання утворення алмазу і алмазоносних порід. Петрологічним підґрунтям ксенокристалічного походження алмазу слугує подібність хімічного складу мінеральних включень в алмазі та аналогічних мінеральних фаз еклогітових і перидотитових ксенолітів, часто велика різниця абсолютного віку алмазу і вмісних кімберлітів і лампроїтів, наявність у кімберлітах кристалів алмазу з ознаками “докімберлітової“ еволюції тощо. Не менш важливим фактом на користь ксеногенної гіпотези є генерація кімберлітових розплавів шляхом заміщення піропових перидотитів з успадкуванням не лише алмазоносності, але й хімічного складу, що відбувалось в умовах високого флюїдного тиску. Таке успадкування проілюстроване на прикладі складу ксеноліту перидотиту з трубки Мир (K0,08Na0,34Ca1,57Mg14,39Ni0,04 Mn0,04 Fe2+2,05 Fe3+0,97Al1,43 Ti0,15 Si13,85 P0,04O50), з одного боку, і складу кімберліту з цієї ж трубки (K0,18Na0,13Ca2,15 Mg15,89Ni0,05Mn0,02Fe2+0,87Fe3 + 1,65Cr0,04 Al1,07 Ti0,38 Si12,87 P0,09O50) - з іншого (Маракушев, Безмен, 1992). Кімберліт як селективна флюїдонасичена виплавка відрізняється вищим ступенем окиснення заліза, збагачений більш легкоплавкими компонентами (про що свідчить підвищений вміст K, P, Ca, рідкісноземельних елементів, Zr, F, U, Th). Перелічені компоненти зумовлюють “кімберлітизацію” перидотиту. Одночасно визначено значну різницю абсолютного віку перидотиту і кімберліту. Відтак, “кімберлітизація” відбувалась за умов стабільного існування алмазу і під впливом флюїдної фази, яка надходила з астеносфери й ініціювала процес генерації розплаву.

Отже, багатоетапний процес еволюції мантії, що полягав у її деплетації, призвів до формування літосфери, її внутрішньої диференціації та утворення астеносфери. Просторові й часові зміни інтенсивності енергомасоперенесення зумовили виникнення латеральних і вертикальних неоднорідностей, які відрізняються за розмірами, внутрішньою структурою, мінливістю фізичних параметрів, температурним режимом формування, речовинним складом та агрегатним станом речовини. Покрівля астеносфери внаслідок втрати нею флюїдної фази відступала на глибину, тим самим зростала потужність літосфери. Оскільки потужність прямо залежить від інтенсивності енергомасоперенесення та його тривалості, то її цілком об'єктивно можна вважати критерієм зрілості літосфери як тектонічної одиниці. У такій термодинамічній обстановці на межі літосфера-астеносфера в моменти термального збудження останньї можуть зароджуватись найбільш глибинні магматичні розплави, у тому числі кімберлітового та лампроїтового складу.

Викладений підхід дає змогу розділяти літосферні блоки або їхні фрагменти за ступенем зрілості, який є функцією інтенсивності та тривалості процесу флюїдної дегазації (виснаженості) мантії і виражений потужністю літосфери та складом земної кори. Виконаний у такий спосіб аналіз мантійної частини літосфери й астеносфери УЩ можна успішно використовувати для прогнозування алмазоносності. Іншими словами, на основі викладеного підходу зроблено спробу районування УЩ за перспективами алмазоносності на підставі використання геофізичних і петрологічних даних та проведення порівняльного аналізу з аналогічними даними з інших алмазоносних провінцій. У подібному контексті питання алмазоносності УЩ до цього часу не розглядалися.

Головна відмінність структури окремих літосферних сегментів УЩ полягає у мінливості глибини залягання зон з яскраво вираженими реологічними властивостями (хвилеводами). Вивчення глибинних ксенолітів та мінералів-супутників району розташування кімберлітових трубок дають усі підстави для визначення потужності літосфери Приазовського мегаблока, яка не перевищує 100-125 км (Гордиенко, Усенко, 2003), не виключаючи можливість існування “алмазного вікна” (Панов, Гриффин, Панов, 2000), що не підтверджується даними ГСЗ. Беручи до уваги можливу статистично визначену похибку результатів ГСЗ щодо завищення потужності на 10-30 % (по відношенню до петрологічних даних Соловьева, Владимиров, Днепровская и др., 1994), зовсім не виключено, що наведені значення потужності реально можуть бути меншими. Петрологічні матеріали для Середньопридніпровського сегмента обмежені. Широкий розвиток залізистих базит-ультрабазитових серій, порід з графітом і підвищеним вмістом СаО, відсутність у породах мінералів глибоких горизонтів мантії дають усі підстави вважати максимально можливою потужність літосфери близько 120 км. Важливим петрологічним аргументом для оцінки потужності літосфери цього сегмента є ознаки донної ерозії літосфери (продукти коматіїтового вулканізму). Петрологічний аналіз складу і потужності літосфери Кіровоградського мегаблока ґрунтується на опублікованих матеріалах і власних дослідженнях; він дає підстави припускати (Цымбал, Кривдик, 1999), що зародження кімберлітового розплаву відбувалось на глибинах ?150 км. Реальність подібних висновків підтверджена під час вивчення Зеленогайської вулканічної структури (Федоришин, 2004; Федоришин, Маківчук, 2004). Практично нема петрологічної інформації стосовно літосфери західної частини УЩ та північно-західного схилу щита. Проте глибина залягання шарів зі зниженою швидкістю (хвилеводів) у мантії, за даними ГСЗ, та виявлені закономірності щодо зв'язку глибини розташування хвилеводів, їхньої кількості і потужності літосфери (Егоркин, Зюганов, Павленкова, Чернышев, 1988), “некімберлітове” походження переважної кількості гранатів (Мацюк, Платонов, Крюков, 1989) дають підстави припускати, що потужність літосфери становить, відповідно, ?130 і ?80-90 км відповідно. Окремо виділяється літосферний сегмент, що відповідає Подільському блоку Дністровсько-Бузького мегаблока, де потужність літосфери розмірна з Кіровоградським мегаблоком і досягає, за сейсмічними даними, 200 км. З урахуванням наведених фактів уперше побудовано схему потужності літосфери УЩ, яка відрізняється від раніших (Соллогуб, 1986). Прийняті цифри потужності є максимальними (в основі лежить геофізична модель літосфери) і, можливо, до певної міри завищеними, якщо брати до уваги петрологічну модель.

Аналіз складу утворень поверхні фундаменту, їхнього просторового поширення, геолого-структурних і речовинних даних для визначення перспектив алмазоносності УЩ виконано вперше. Виявлені петрогеохімічні особливості СРК фундаменту містять інформацію про ступінь зрілості (завершеності розвитку) літосфери. Її як ефективний чинник можна використовувати для відносної оцінки потужності літосфери і, відповідно, алмазопродуктивносності. Закономірності зв'язку зрілості і потужності літосфери випливають з флюїдної моделі. Отже, ступінь гранітизації кори є відображенням процесу становлення літосфери та її потужності, виходячи з того, що сучасні параметри літосфери не змінювались з часу остаточної ранньопротерозойської консолідації за умов відсутності процесів глибинної ерозії літосфери (Тейлор, Мак-Леннан, 1988).

Особлива роль калію в процесі формування літосфери і земної кори відома з погляду на те (Белевцев, 1998), що сучасна континентальна кора, на відміну від свого “ендербітового” аналога в ранньому археї, за складом відповідає гранодіориту-граніту. Очевидно, що головна тенденція еволюції кори полягала у заміщенні протосубстрату спочатку натровими, а згодом і калієвими породами. Повна або майже повна відсутність калію у первинних породах кори пов'язується з гравітаційною диференціацією магмосфери, у верхній частині якої концентрувались найлегші хімічні елементи - Na, Si, Al та, частково, Ca, Ti, Mg i Fe. Такий підхід стосовно утворення гранітоїдних порід можна пояснити лише значним енергомасоперенесенням з мантії (астеносфери) у вигляді потоків флюїдів, збагачених калієм та іншими компонентами.

Враховуючи те, що область стабільного існування алмазу розташована на глибині понад 150 км., важливим критерієм оцінки алмазоносності може бути геохімічна спеціалізація метаморфічного субстрату верхньої частини земної кори, що визначається накопиченням калію в кінцевих продуктах процесу метасоматизму. Вона віддзеркалює ступінь гранітизації метаморфічних утворень, їхню геохімічну спеціалізацію щодо Na і К, завершеність ендогенних процесів, потужність літосфери, її алмазопродуктивність. За петрохімічний критерій оцінки прийнято індекс калієвості (Ік), обчисленого на основі методу Т. Барта. Для аналізу кристалічної поверхні УЩ обрано гранітоїди третьої групи (Щербаков, Есипчук, Орса и др., 1984), вміст SiO2 в яких становить 68,00-75,00 %, оскільки ці породи є у складі переважної більшості всіх виділених на УЩ ультраметаморфічних комплексів, максимально поширені та, що найголовніше, є продуктами найглибших речовинних перетворень. За еталон “незміненого” протосубстрату обрано породи другої групи гайворонського комплексу (ендербіти), які максимально наближені до первинного мінерального і хімічного складу протосубстрату і характеризуються наступним складом: K3,1Na67,5Ca45,2Mg28,5Fe2+22,3 Fe3+12,5 Al166,1Ti3,6Si566,7(O625,4OH58,1). Ік = 3,1. До числа проаналізованих плутонометаморфічних комплексів увійшли: бердичівський, гайворонський, дніпропетровський, шевченківський, звенигородський, токмацький, анадольський, гайсинський (собітовий), демуринський, синюхінський, уманський, кіровоградський, богуславський, вознесенський. Інтрузивні комплекси УЩ для аналізу відібрано за таким же принципом. До них належать: сурський, обіточненський, мокромосковський, осницький, кам'яномогильський, житомирський, пержанський, східноприазовський, салтичанський, корсунь-новомиргородський, токівський, коростенський, новоукраїнський. Виконаний аналіз дав змогу диференціювати поверхню кристалічного фундаменту за ступенем зрілості літосфери (її потужністю), показником якої є Ік, і зробити такі висновки:

1. Головна тенденція еволюції складу верхньої частини кори полягала у заміщенні протосубстрату, який мав натрієву спеціалізацію, у напрямі збільшення в породах К і Si. Зменшувалась концентрація Mg, Fe і Са, внаслідок чого породи за складом наближались до гранітів.

2. Територія УЩ просторово диференційована за значенням Ік (див. рис. 4).

3. Загальна тенденція просторового поширення гранітизації різного ступеня (різні значення Ік) полягає у зміні площадного характеру енергомасоперенесення на просторово-зональний, що є поверхневим відображенням формування транскорових зон підвищеної проникності (розущільнення) на завершальних стадіях гранітизації. Ступінь гранітизації досягав в них рівня, який забезпечував утворення евтектоїдних розплавів гранітоїдного складу, що кристалізувались без переміщення і втрати очевидного генетичного зв'язку з материнським протосубстратом.

4. Зіставлення даних абсолютного віку ультраметаморфічних гранітоїдів поверхні фундаменту УЩ та їхньої геохімічної спеціалізації свідчить, що гранітоїдні комплекси з мінімальними значеннями Ік є найдавнішими, їхній абсолютний вік становить: для шевченківського комплексу за Рb-Рb-ізохроною - 2800-2640 млн років, за U-Pb-ізохроною - 2780 млн років; для дніпропетровського комплексу - 3000-2700 млн років. Вік ендербітів, які вважають “найсвіжішими”, - 3300-2810 млн років. Чарнокітизовані породи з підсиленням калієвої фельдшпатизації дають значення абсолютного віку від 2680-2360 до 2020 млн років. Значення абсолютного віку всіх інших гранітоїдних комплексів відображають вік ультраметаморфічних перетворень завершальної стадії (інтенсивна просторово диференційованого калієва фельдшпатизація) і охоплюють часовий інтервал ~2200-1800 млн років. Впродовж цього періоду відбулись головні гранітизаційні процеси, які характеризувались досить інтенсивним і диференційованим енергомасоперенесенням, завдяки якому кора (особливо її верхня частина) збагачувалась калієм і кремнієм. Ознакою підвищеної калієвості гранітоїдів є наявність серед акцесорних мінералів монациту і зональних зерен циркону. Якщо взяти до уваги наявні дані про надходження флюїдів з астеносфери (Летников, Жатнуев, Лашкевич, 1985), то Ік можна трактувати як показник потужності літосфери.

5. Інтрузивні прояви гранітоїдного магматизму також диференційовані за значенням Ік, вони відрізняються за масштабами прояву, просторовим розташуванням і структурним положенням. Загальна тенденція прояву інтрузивного магматизму гранітоїдного типу з різним Ік прямо пов'язана з абсолютним віком: чим молодший вік інтрузій, тим вони більш калієві. Іншими словами, зростання потужності літосфери зумовлює більшу глибину зародження розломів і надходження флюїдів, підвищення калієвості гранітоїдів (Соболев, 1989).

6. Отримані результати підтверджують максимальну потужність літосфери для Кіровоградського мегаблока і Подільського блока, також повністю збігаються з наявними матеріалами щодо потужності літосфери (Соллогуб, 1986), дозволяють аргументованіше й детальніше виділяти літосферні сегменти різної потужності. Незважаючи на складну блокову будову УЩ, просторове положення гранітизованих докембрійських утворень дає змогу стверджувати, що латеральна мінливість температури метаморфо-метасоматичних процесів та інтенсивності проникнення флюїдного потоку, його розсіяння на одних ділянках і концентрація на інших зумовили просторову структурно-речовинну неоднорідність кори й літосфери.

Закономірно виникає питання - кратони якого граничного віку можуть бути перспективними на алмази? Наявні об'єктивні дані свідчать (Тейлор, Мак-Леннан, 1988), що формування літосфери відбувалося синхронно з ростом кори завдяки екстракції кремнезему разом із лугами та іншими некогерентними елементами з мантії і перенесенням їх у кору. На рубежі 2500 млн років тому потужність кори в межах докембрійських кратонів становила близько 70 % від сучасної. Формування кори, а отже, і літосфери в тому вигляді, якими вони є нині, завершилось разом з ебурнейською епохою (близько 1 800 млн років тому). Отже, в межах докембрійських кратонів ендогенні процеси, які супроводжувались порушенням рівноваги в корі й мантії та нарощуванням потужності літосфери, завершились у ранньому протерозої. Відповідно, і СРК, якими складений фундамент кратонів, завершили свою еволюцію, характерною особливістю якої була інтенсивна калієва фельдшпатизація. В такому разі особливості речовинного складу порід фундаменту є критерієм потужності літосфери в межах тих чи інших ділянок кратонів. Аналіз особливостей речовинного складу породних комплексів УЩ і даних стосовно потужності літосфери засвідчує, що ефективним критерієм оцінки потужності літосфери докембрійських кратонів може бути ступінь калієвості (поява і збільшення кількості калійпоглинальних і калієвих силікатів та алюмосилікатів). Така кореляція не випадкова.

За всіма методами ізотопного датування порід фундаменту Сибірської платформи фіксують геохронологічний рубіж 2000-1900 млн років. З ним пов'язують широкий прояв ендогенних процесів, які супроводжувались метаморфічними перетвореннями консолідованих в умовах гранулітової фації породних комплексів фундаменту. Флюїдні метаморфізувальні мантійні потоки, які транспортували кремнезем, луги, некогерентні мікроелементи, проникали по глибинних розломах - потужних зонах тріщинуватості та брилово-блокових дислокацій. Розмір блоків становив десятки кілометрів. Завершення процесів, які призводили до перетворення порід гранулітової фації в умовах амфіболітової та до регіонального розвитку процесів ультраметаморфізму, знаменувалось консолідацією фундаменту як єдиної структури. Зазначені регіональні процеси поширювались також і на південний (Мирнинсько-Айхальсько-Ботуобинський) схил Анабарської антеклізи з утворенням мозаїчно-блокової структури фундаменту (розмір блоків - 20-30 км) і одночасним збереженням архейського напряму структур фундаменту (північно-західний-меридіональний). Ультраметаморфізм проявився у вигляді калієвої фельдшпатизації з утворенням гнейсів, гранітогнейсів, мігматитів, чарнокітів та інших калієвих гранітоїдів. Вміст калію у різновидах ультраметаморфітів становить від 3 до 8 %. З породами, для яких визначено підвищений вміст калію, просторово асоціюють поля аномальних концентрацій U і Th.

На підставі геохімічних досліджень доводять, що рання сіалічна кора Анабарського щита сформувалась остаточно наприкінці архею (2,8 млрд. років тому) в процесі гранулітового метаморфізму і мала суттєво андезитовий склад. Зародження кори континентального типу, яка мала гранодіоритовий склад, відбулось у середині протерозою (1,8 млрд. років тому) завдяки значному привнесенню К, Si та інших некогерентних елементів як з нижніх горизонтів кори, так і з-під корових частин літосфери. Калієва фельдшпатизація повністю змінила геохімічну специфіку ранньої кори. Вона відповідає процесу регіональної гранітизації й діафторезу в умовах амфіболітової фації. Прямими доказами інтенсивної калієвої фельдшпатизації порід фундаменту безпосередньо в районах просторового розташування промислово алмазоносних кімберлітових трубок є наявність ксенолітів калішпатових, кварц-калішпатових і польовошпатових кристалічних сланців з гранатом (до 10-30 %) та без нього. Головними породотворними мінералами (крім гранату) у перелічених різновидах метаморфічних порід є кварц, калішпат (мікроклін) і плагіоклаз. Такі ксеноліти відшукали в трубках Загадочная, Удачная, Молодіжна, Ленінградська (Бобриевич, Бондаренко, Гневушев и др., 1959). Є відомості про калішпатизовані різновиди ксенолітів, що належать породам фундаменту, і в інших працях.

Головні тектонічні структури літосфери східної частини Балтійського щита були сформовані, головно, впродовж пізнього архею і раннього протерозою (Богатиков, Гаранин, Кононова и др., 1999). Серед них на підставі вивчення структурно-речовинних асоціацій впевнено визначено, що в межах Кольського півострова пізньоархейськими структурно-речовинними асоціаціями утворені Мурманський граніт-мігматитовий пояс, Центрально-Кольський гранулітогнейсовий пояс, Біломорський гнейсовий пояс, Кейвський блок, Тітовсько-Кейвська структурна зона, Інарі-Алареченський і Терський пояси. Вік формування найдавнішої асоціації - 3,0-2,7 млрд. років. На рубежі ~2,2-1,8 млрд. років відбулась перебудова структурного плану, а починаючи з 1,75 млрд. років розпочався платформний етап розвитку. Найінтенсивніше процеси гранітизації виявились на території Імандра-Алареченського і Терського поясів. На рівні сучасного ерозійного зрізу породні асоціації представлені реліктами верхньоархейських амфіболітів і гнейсів (2,87 млрд. років) та нижньопротерозойськими гранітоїдами (2,2-1,8 млрд. років). Усі відомі прояви алмазопродуктивного магматизму Кольсько-Архангельського регіону нині просторово зосереджені в межах Терського поясу. Потужність літосфери в межах полів прояву алмазоносного магматизму (найінтенсивніше проявленої гранітизації) становить, починаючи з кінця раннього протерозою, не менше 150 км (Богатиков, Гаранин, Кононова и др., 1999).

Умовам промислової алмазоносності з огляду на РТ-параметри стабільного існування алмазу та його ксеногенну щодо кімберлітових і лампроїтових розплавів природу відповідають літосферні сегменти, які, згідно з блоковим поділом поверхні УЩ, збігаються з Кіровоградським мегаблоком та Подільським блоком Дністровсько-Бузького мегаблока. В їхніх межах алмазопродуктивні розплави могли генеруватись і проникати до поверхні починаючи з раннього протерозою, коли потужність літосфери становила ?70 % від досягнутої. Потенційно алмазоносними можна вважати окремі фрагменти Північно-Західного (Росинсько-Тікицький мегаблок) літосферного сегмента, які на поверхні асоціюють з ареалами розвитку уманських гранітів. Літосферу решти частини УЩ (а це близько 60-70 % його площі) через відсутність необхідних умов, що визначають стабільне існування алмазу та продуктивність розплавів, які досягають поверхні фундаменту, не можна трактувати як перспективну. Такий висновок підтверджує схема продуктивності літосфери УЩ, побудована за емпіричними даними. А вони свідчать, що в промислово алмазоносних районах співвідношення потужності земної кори та літосфери не повинно перевищувати 0,2-0,3 (Барышев, Скрипин, 1998).

На підставі аналізу будови літосфери УЩ та інших щитів, які характеризуються промисловою алмазоносністю, визначено перелік чинників, урахування яких дає змогу розділити літосферу УЩ за різним ступенем потенційної алмазоносності: 1) потужність літосфери повинна становити не менше 150 км; 2) наявність або відсутність деструктивних процесів у підошві літосфери, які могли мати місце до моменту прояву спалахів кімберлітового (лампроїтового) вулканізму; 3) петрогеохімічна спеціалізація метаморфічних комплексів фундаменту щита повинна відповідати яскраво вираженому калієвому профілю, з одного боку, і корелюватися з віком цих же метаморфічних комплексів у напрямі їхнього омолодження - з іншого; 4) урахування значень емпіричного індексу продуктивності літосфери.

2. УЩ контроль над проявами кімберлітового і лампроїтового вулканізму

Належить прихованим мантійно-коровим деструктивним зонам стовбурного типу, які, зазвичай, просторово ізольовані, представляють собою мантійно-корові зони розущільнення, виникають і формуються за рахунок розущільнення і тріщинуватості. Глибина й інтенсивність розвитку процесів розущільнення і тріщинуватості визначені ступенем лейкократовості земної кори.

Вивчення площ кімберлітопроявів Африки на початку ХХ ст. навело багатьох дослідників на думку, що визначальна роль належить розривним порушенням фундаменту й чохла, які є зонами підвищеної проникності. Одночасно відомо, що розломам на різних рівнях глибинності властиві певні особливості прояву. О.В. Пейве, характеризуючи глибинні розломи, які проявляються в фундаментах давніх платформ, зазначав (Пейве, 1956), що в нижніх горизонтах кори це пластичні деформації, вище вони розщеплюються і проявлені у вигляді зон тріщинуватості. Саме вони повинні виконувати роль потенційних зон проникності для кімберлітових і лампроїтових розплавів.

Поняття структурно-тектонічного контролю до цього часу не отримало свого конкретного змісту; його потрібно трактувати, виходячи з виявлення не лише просторового, а передусім генетичного та історико-геологічного зв'язку кімберлітопроявів з головними геологічними структурами щитів і платформ. Прояви кімберлітів і лампроїтів та їхнє просторове розташування зумовлені всією попередньою геологічною еволюцією щитів і платформ. Тому безсумнівно, що структурно-тектонічні особливості локалізації осередків корінних джерел алмазів є однаковими або близькими для всіх докембрійських структур.

Нині визнають, що кімберлітові трубки генетично і просторово пов'язані з глибинними розломами, проте на середньомасштабних геологічних картах і картах інтерпретації гравімагнітних даних більше ніж у 70 % випадків безпосереднього зв'язку трубок з глибинними розломами не фіксують (Серокуров, Калмыков, Зуев, 2001). Наведений факт є яскравою ілюстрацією недосконалості розроблених методик (моделей) прогнозування й розшуків корінних джерел алмазів. У ліпшому випадку вони частково підтверджуються для тих провінцій, для яких вони розроблялись, і практично не підтверджуються в межах інших.

Однією із останніх гіпотез щодо просторового розташування проявів кімберлітового і лампроїтового вулканізму є термоблемно-авлакогенна (Дукарт, Борис, 2000). На думку її авторів, ця гіпотеза здатна зняти всі протиріччя, оскільки ґрунтується на тому, що інформація про структурно-тектонічний контроль, що необхідна для прогнозних досліджень, закладена в надрах докембрійського кристалічного фундаменту, на його поверхні й у нижніх горизонтах осадового чохла. Вихідним пунктом гіпотези є теза про те, що кімберлітові поля локалізовані винятково в межах реліктових ділянок катархейського сірогнейсового комплексу. З високою статистичною ймовірністю з'ясовано, що з цими структурами і авлакогенами, на них накладеними, структурно і просторово пов'язані кімберлітові райони й поля, які сформувались унаслідок еволюції термоблем.

Схарактеризовані та інші гіпотези віддзеркалюють погляди більшості дослідників у зв'язку з вивченням Якутської кімберлітової провінції. І хоча нині її вважають порівняно добре дослідженою, єдиного погляду на структурний контроль кімберлітового магматизму нема. Висуваються також гіпотези, які ґрунтуються на використанні кінематичних схем плюм- і плейтектоніки. Одним з головних постулатів цього напряму є положення про генерацію кімберлітових і лампроїтових розплавів глибоко в мантії внаслідок підйому плюмів. На поверхні Землі дія плюмів виражена в утворенні купольних структур великого (до 1 000 км) діаметра, з якими просторово і генетично пов'язані кімберліти і лампроїти (Хеммштедт, Герні, 1977). Прийнято також вважати, що в межах полів просторове розташування кімберлітових тіл контрольоване розривними порушеннями різного порядку, які виникали або активізувались в епохи кімберлітоутворення, а часте ланцюжково-лінійне розташування тіл відображає орієнтування кімберлітоконтролювальних розломів. Однак, як зазначено, дуже часто ці розломи не вдається виявити ні геологічними, ні геофізичними методами. Як аксіому визнають, що густа мережа розривних порушень (особливо вузли перетину) є сприятливою для просторової локалізації трубок.

Останніми роками отримано дані стосовно доцільності використання космічних методів з метою ефективного прогнозування і розшуків алмазних родовищ, особливо в районах, де подібні роботи лише розпочаті (Серокуров, Калмыков, Зуев, 2001). На підставі використання різномасштабних космічних фотоматеріалів поверхні Землі показано можливість виділення структур різного рангу й різної глибини закладання, які контролюють існуючі алмазоносні таксони. Вважають, що космоматеріали дають змогу визначати чинники контролю алмазоносних площ, які відповідають різним таксонам, а також простежити повністю весь таксономічний ряд площ і структури глибинного походження з різним рівнем організації речовини на рівні мантії і земної кори.

Окремий напрям становлять геофізичні дослідження особливостей глибинної будови земної кори і мантії, які виникають під кімберлітовими провінціями, районами, полями тощо (Суворов, Юрин, Тимиршин и др., 1997; Егоркин, 2003). Отримані результати дають підстави стверджувати, що вивчення глибинної будови - це прогресивний напрям, який відкриває нові можливості з визначення структурно-тектонічного контролю кімберлітових і лампроїтових таксонів різного рівня. Зокрема, фрагменти земної кори в межах окремих кімберлітових таксонів є аномальними зонами, які за фізичними властивостями значно відрізняються від суміжного середовища.

На підставі виділених різними дослідниками чинників прогнозування алмазів, їх можна розділити на декілька груп. Перша група чинників стосується просторово-часового розподілу кімберлітів (лампроїтів), характеризує різнорангові розломні структури з різною глибиною закладання, які є шляхами транспортування алмазоносних розплавів. Сюди ж належать питання щодо просторової зональності у розташуванні тіл у межах кратонів (ареали поширення мінералів-супутників та алмазу в породах чохла, гравімагнітні аномалії в чохлі й на поверхні фундаменту), формування різновікових алмазоносних формацій платформ і щитів тощо. Друга група чинників пов'язана з плей- і плюмтектонічними побудовами, які, по суті, є аналогами гіпотези “гарячих точок“. На нашу думку, ці гіпотези нині використовувати недоцільно, оскільки подібні геологічні об'єкти не виявляються геологічними методами.

Нами вивчено розріз земної кори за геофізичними даними. Аналіз поверхні М, базальтового та діоритового шарів кори УЩ засвідчив, що їхній нахил змінюється в широких межах (практично від 0° до >50°). У разі великих значень нахилу виникають так звані високоградієнтні зони, які асоціюють зі значними змінами глибини залягання поверхні і які можна трактувати як зони розломів (деструктивні зони мантійно-корової проникності). Вони не завжди характеризуються витриманим лінійним поширенням. У більшості випадків це локально ізольовані структури складної форми, які виявлені у різних частинах щита і фіксуються в усьому розрізі кори. Не виникає сумніву щодо проникності таких зон стосовно флюїдонасичених мантійних розплавів, у тому числі кімберлітового (лампроїтового) складу. На цій підставі віднесено такі зони до категорії стовбурних (лінійно-стовбурних), які є реальними каналами для транспортування до поверхні флюїдно-магматичних розплавів, що генеруються в мантії. Склад мантійних виплавок, що проникають по них, залежатиме від потужності літосфери. Обраний метод моделювання дає змогу достовірно визначати наявність стовбурних зон. Незалежно від просторового і глибинного розташування певної поверхні з'являється реальна можливість просторово окреслити ділянки потенційного транспортування розплавів кімберлітового або лампроїтового складу.

Щодо виникнення мантійно-корових стовбурних зон з погляду флюїдної теорії формування літосфери, то такий факт має чітке пояснення. Механізм формування запропонували С.І. Субботін зі співавт. (Субботин, Наумчик, Рахимова, 1964). Просторова диференційованість потужності енергоперенесення тісно взаємопов'язана з масоперенесенням (інтенсивністю і глибиною деплетованості мантії за рахунок її виснаження “гранітизувальними” та іншими некогерентними компонентами). Оскільки подібні явища просторово диференційовані за потужністю, то це є головною причиною розвитку речовинних неоднорідностей як у підкоровій частині літосфери, так і в корі. Це явище можна пояснити на прикладі базальтового шару, виходячи з того, що характер його рельєфу і потужність зумовлені природою самої поверхні (Жданов, 1971), ступенем зрілості кори й літосфери. Є всі підстави вважати сейсмічну межу, що відповідає поверхні базальтового шару, кристалохімічною, оскільки вище неї кремнезем і алюмосилікати з аніонними радикалами SiO2 і катіонами Na і K перебувають у вільному стані. Нижче поверхні, яка може бути перехідною зоною потужністю декілька сотень метрів, кремнезем у вільному стані нестабільний, у силікатах, крім SiO2, з'являється радикал SiO3, катіони в таких силікатах представлені, головно, Са, Mg і Fe. Унаслідок такої кристалохімічної ситуації значно зростає загальна структурна густина порід, а коефіцієнт розущільнення для порід, розташованих вище сейсмічної межі (гранітизованих), знижується. Наведені показники свідчать, що ця межа розділяє утворення, які можна зіставити з амфіболітовою (вище поверхні базальтового шару, гранітизована частина кори) і гранулітовою фаціями.

Приймаємо умову, що поверхня базальтового шару на момент її становлення у процесі диференціації протокорового субстрату залягала горизонтально і мала витриману потужність. Унаслідок тривалого і диференційованого енергомасоперенесення відбулась дебазифікація базальтового шару. Її результатом стала складна за структурою новоутворена поверхня та латеральна мінливість потужності. Очевидно, що такий стан базальтового шару важко пояснити з погляду лише вертикального різнознакового переміщення окремих блоків. Найаргументованіше вертикальне зміщення границь і, як наслідок, зміну потужності можна пояснити на підставі флюїдної теорії, яка передбачає різну за тривалістю й диференційовану у просторі потужність тепломасопотоку. Отже, вертикальне переміщення поверхні базальтового шару та зміна його потужності зумовлені сукупною дією вертикальних гранітизувальних астеносферних флюїдних і флюїдно-магматичних потоків. Вертикальне зміщення границь відбулось як наслідок флюїдно-магматичної взаємодії з породами базальтового шару, “переходу” кори в межах окремих блоків з розряду “мафічної” (важкої) у більш лейкократову та легшу з наступним здійманням (“спливанням”). Розвиваючи ідею енергомасоперенесення у напрямі поверхні, ми простежуємо наслідки процесу дебазифікації (гранітизації) у вигляді зміни потужності, яка відображає формування внутрішньокорових просторових і вертикальних неоднорідностей. Видно, що зміна потужності може відбуватись поступово, без утворення помітних градієнтів, або з утворенням різкоградієнтних переходів. Значення градієнтів зміни потужності можуть досягати 20-40 км. Різною є і ширина таких зон. З цих позицій стають зрозумілими аномалії щільності, пов'язані з поверхнею базальтового шару, і різна глибина поширення сейсмічних хвиль, які визначають глибину залягання поверхні базальтового шару. Там, де поверхня шару залягає гіпсометрично вище, вона відповідає блоку з більшою потужністю, а фронтальна частина є ущільненою зоною, “закритою” для гранітизувальних флюїдів. У разі занурення поверхні на більшу глибину простежується зворотна картина: зменшується потужність, зростає проникність, послаблюються механічні властивості. По суті, такі блоки (які характеризуються різною глибиною розташування поверхні базальтового шару і різною потужністю) - це неоднорідності в земній корі, які “оформились” унаслідок термічної й хімічної еволюції. Зони переходу між блоками порід з означеними властивостями характеризуються максимально високою здатністю до механічного руйнування. Це ділянки максимального розущільнення і підвищеної проникності для флюїдно-магматичних розплавів, що відрізняються напруженим станом щодо оточуючого середовища і, завдяки яскраво вираженій підвищеній здатності до руйнування віддзеркалюють собою зони прихованих розломів.

Так розкривається природа формування мантійно-корових стовбурних (стовбурно-лінійних) зон підвищеної проникності для флюїдно-магматичних розплавів мантійного походження. Картину формування міжблокової проникності підсилює ефект терморозущільнення (Балашов, Зарайский, 1982). Цей ефект має важливе значення для порід кори різного складу, максимуму досягає в базитових утвореннях. Важливо, що механізм формування зони глибинного розлому на початкових стадіях розвитку реалізований за принципом дилатансного розвитку тріщинуватості (відбувається розтягнення, розущільнення) субстрату. Дослідження гірських порід за навантажень, які перевищують межу пружності, засвідчили (Белкин, Медведский, 1987), що задовго до руйнування в їхньому об'ємі утворюється густа мереж мікротріщин. Повне руйнування відбувається тоді, коли окремі мікротріщини, розростаючись, утворюють магістральні тріщини. Саме утворення мікротріщин збільшує об'єм середовища і відповідає стадії попереднього дилатансного руйнування. Прискорювальними чинниками розвитку дилатансної тріщинуватості є латеральна й вертикальна хімічна і температурна неоднорідність середовища, розвиток контракційної тріщинуватості (особливо у верхніх горизонтах кори), надходження флюїдів і флюїдонасичених мантійних розплавів, розвиток процесів метасоматизму. Перелічені чинники (крім розвитку дилатансної тріщинуватості) зумовлюють так звану вторинну, вищу проникність. Особливо це стосується латерально диференційованого теплового потоку, який є головною рушійною силою вертикальних тектонічних переміщень і деструкції субстрату в межах зон різнознакових переміщень. Надходження мантійних флюїдів та флюїдонасичених мантійних розплавів призводить до магморозриву первинних дилатансних мікротріщин. Дія метасоматизму полягає у зміні мінеральних парагенезисів метаморфічних порід, що зумовлює об'ємно-кількісне збільшення мінералів у напрямі до поверхні, збільшення об'єму середовища в цілому й утворення тріщинуватості.

Отже, попереднє дилатансне руйнування і сукупна дія перелічених чинників призводять до появи проникного середовища. Наслідком дилатансного руйнування та дії чинників, що його супроводжують, є різке зростання проникності в середовищі зовсім непроникному та суттєве зростання проникності у слабко проникному середовищі. Зокрема, у вивержених і метаморфічних породах за попереднього дилатансного руйнування проникність зростає на три порядки і більше (Протосеня, Ставрогин, 1984). Проникність корового середовища, яке зазнало дилатансного впливу (Козловский, 1984), зростає на 3 % і в напрямі до поверхні кори прогресивно збільшується до ~20 %.

Запропонований підхід дає змогу не лише виявляти просторове розташування конкретних стовбурних зон проникності (прихованих мантійно-корових деструктивних зон) на різних глибинних рівнях, але й об'єктивно визначати ймовірні зони їхнього динамічного впливу та їхню внутрішню структуру за рахунок диференційованого розділення аналізованої поверхні на класи за значенням кута нахилу, що відбиває різні класи полів напружень.

3. Зони проникності, з якими пов'язані перспективні площі, які виражені в морфоструктурі еродованої поверхні фундаменту

Мета аналізу поверхні кристалічного фундаменту полягає у виділенні певного комплексу ознак, які представляють інтерес з погляду існування, просторового поширення та масштабів розвитку успадкованих зон проникності на поверхні фундаменту, відображення реліктових фрагментів деструктивних зон на поверхні кристалічного фундаменту. Рельєф поверхні фундаменту неоднорідний щодо ступеня еродованості, вертикального розчленування, морфоформ тощо. Рисунок палеорічкової системи дає підстави для виділення водотоків щонайменше трьох порядків. Відцентровий тип розвинений, головно, в межах Новоукраїнської лінійно-кільцевої структури, яка простягається у субмеридіональному-північно-західному напрямі вздовж західної межі мегаблока. Південна її частина представляє собою майже ідеальне кільце. Контури та форму чітко підкреслюють радіально розташовані водотоки першого та другого порядку, а також радіально витягнуті водозбірні басейни. На північ радіальний рисунок водотоків і водозбірних басейнів поступово втрачається, вони відхиляються на північний захід.

Принципово інший характер елементів рельєфу Бовтиської структури. Тут водотоки, і водозбірні басейни характеризуються радіально-дуговим просторовим розташуванням, чим підкреслена концентрично-зональна будова структури, яка налічує декілька концентрів. Складна внутрішня будова доповнена інтенсивним вертикальним розчленуванням рельєфу, яке простежується також у зоні зчленування даної структури з Новоукраїнською.

Східна частина мегаблока має гіпсометрично нижчий рельєф, згладжені форми. До слабко вираженого відцентрового (радіального) типу палеорічкової системи додається магістральний, який є продовженням першого у вигляді водотоків другого та третього порядків.

Якщо додатні морфоструктури східної частини за внутрішньою будовою прості, то Бовтиська і Новоукраїнська від них і між собою суттєво відрізняються. Діаметр Новоукраїнської - не менше 110 км; з урахуванням її північного продовження (Корсунь-Новомиргородський масив) загальна довжина досягає 175-190 км. Для Бовтиської структури впевнено можна виділити три концентри, діаметр яких становить (у напрямі до периферії), відповідно, 40, 75-80 та 120 км. Аналіз рельєфу поверхні фундаменту з погляду можливості прояву зон ендогенної проникності й активності, в межах яких вірогідна локалізація проявів кімберлітового і лампроїтового вулканізму, свідчить про таке:

1. У межах мегаблока, незважаючи на ерозійний зріз, яскраво виявлені особливості морфоструктури, які полягають у наявності додатних морфоструктур (переважають структури кільцевого типу). Це стосується, головно, Новоукраїнської та Бовтиської структур.

2. Контури й особливості внутрішньої будови цих структур підкреслені такими морфологічними елементами, як палеорічкова система та різнопорядкові межі водозбірних басейнів. Зважаючи на те, що ці елементи є наслідком ендогенної тектонічної діяльності (радіальні та дугові водотоки; добре виражені зовнішні, а в окремих випадках і внутрішні концентри; інтенсивне вертикальне розчленування рельєфу; ускладнення концентрів кільцевими структурами вищих порядків тощо), можна вважати, що найскладнішою тектонічна ситуація є в межах цих структур та в зоні їхнього перекриття. Цим структурам надано статус геоморфоструктур кільцевого типу, оскільки їх за ознаками не можна зачислити до ізометричних антиклінальних або брахіантиклінальних, тому що в місцях їхнього розташування є зони перекриття і нема міжкупольних синклінальних структур.