1.5 Голованівська шовна зона
Розділяє Інгульський та Росинсько-Тікицький і Дністровсько-Бузький мегаблоки. Вона розміщена між Тальнівським (на заході), Ядлово-Трахтемирівським та Первомайським (на сході) розломами. Ширина шовної зони максимальна у південній частині, де досягає 100 м, на півночі вона звужується, збігаючись з Ядпово-Трахтемирівським розломом. Складна геологічна будова зони зумовлена просторово-суміщеними різновіковими стратифікованими і нестратифікованими утвореннями, що формують лінійні складки, численні розломи, що утворюють вузькі блоки. Осі цих структур на півдні мають північно-західне простягання, яке на півночі змінюється субмеридіональним. Широкий розвиток підкидо-насувних структур у межах шовної зони та глибинні геологічні дослідження дозволили зробити висновок про те, що вздовж неї Інгульський мегаблок насунутий на Росинсько-Тікицький і Дністровсько-Бузький [5,16]. У межах Голованівської шовної зони виділяють місцеві стратиграфічні підрозділи, ультраметаморфічні та інтрузивно-магматичні комплекси, що розвинені в суміжних Дністровсько-Бузькому, Росинсько-Тікицькому та Інгульському мегаблоках. Голованівській шовній зоні відповідає потужна (до 60 км) земна кора фемічного типу.
1.6 Інгульский мегаблок
Інгульський мегаблок розташований у центральній частині УЩ і межує на заході з Голованівською шовною зоною, на сході - з Сєредньопридніпровським мегаблоком. У сучасній структурі границі району збігаються з Ядлово-Трахтемирівським і Первомайським розломами на заході, Західноінгулецьким на сході, крайовими скидами на півночі й півдні (рис. 1.1). Земна кора у межах мегаблоку належить до сіалічного типу і має потужність 35-40 км. Для пояснення особливостей геологічної будови мегаблоку нещодавно [18] запропонована модель Кіровоградського мантійного діапіру, що базується на комплексній інтерпретації геолого-геофізичних даних, отриманих, зокрема, в результаті робіт вздовж геотраверсу.
Центральне положення в геологічній структурі займають Корсунь-Новомиргородський плугон, що утворився у клесовії на субплатформному етапі розвитку УЩ. Інгуло-Інгулецький (східна частина мегаблоку) та Братський (південно-західна частина) синклінорії складені переважно гнейсовими товща ми палеопротерозою, що утворюють лінійні складки. Структурний план архею визначають купольні структури.
Ео- та палеоархей складає південну частину мегаблоку, де виділяється нерозчленована дністровсько-бузька серія (табл. 1.4).
Вона складена піроксеновими і амфібол-піроксеиовими кристалосланцями, гранат-біотитовими та амфібол-піроксеновими сланцями, що залягають у вигляді останців серед плагіогранітів. До мезоархею (дніпровію) віднесені амфіболіти (інколи з міндалекам'яною текстурою), гнейси та кристалосланці амфіболові, біотит-амфіболові, сланці кварц-хлорит слюдисті, кварцити магнетитові. Вони об'єднані у нерозчленовану конкську серію, з якою пов'язані невеликі родовища заліза (залізисті кварцити Правобережних аномалій).
Супракрустальні породи неоархею та палеопротерозою віднесені до інгуло-інгулецької серії. Найповніші її розрізи вивчені на заході Інгульського мегаблоку, де у складі серії виділяються (знизу вгору): зеленорєчінська, артемівська, родіонівська, спасівська й чечелеївська світи. Зеленорічинська світа складена амфіболітами, амфіболовими, біотитовими, гранат-біотитовими, силіманіт-гранат-біотитовими гнейсами, кварцитами. Світа залягав у вигляді останців серед плагіогранітів північної частини Західно-Інгулецької смуги, її потужність не перевищує 200 м.
Згідно на зеленорічинській залягає артемівська світа, що також частіше зустрічається у вигляді останців серед плагіогранітів. У її складі переважають силікатно-магнетитові кварцити та скарноїди, а також біотитові й амфіболові гнейси з гранатом і силіманітом. Потужність світи 50-100, рідше до 200 м.
Родіонівська світа має значне поширення. її складають кварцити, метапісковики, графіт-слюдисті сланці, а також мармури, кальцифіри, залізисті кварци ти. Потужність світи становить 550-1300 м. Стратиграфічне положення родіо-нівської світи дискусійне. У діючій схемі її поміщають між артемівською та спа сівською світами. Виділяються два типи розрізів світи: родіонівський і жовтянський. У родіонівському типі світа залягає на археї, а у жовтянському вона під стеляється артемівською без ознак незгідності. Родіонівська світа достатньо впевнено корелюється зі гданцівською світою криворізької серії (Середньопри-дніпровський мегаблок).
Спасівська світа поширена на сході району і найбільш детально вивчена в розрізах поблизу м. Олександрія. Вона складена гнейсами та кристалосланцями гіперстен-біотитовими, двопіроксеновими, біотитовими, інколи з амфіболом, гранатом, графітом, магнетитом. Світа має поступові згідні контакти з підст ляючою родіонівською та чечеліївською, що залягає вийде, світами. Потужність спасівської світи за деякими оцінками може сягати 3000 м.
Чечелеївська світа являє собою потужну (більше 2 км) монотонну товщу гнейсів біотитових і гранат-біотитових часто з кордієритом, силіманітом, графітом. Зустрічаються лінзи діопсидових і амфібол-діопсидових кристалосланців.
Спасівська і чечелеївська світи зіставляються згідно з кам'яно-костовацькою та рощахівською світами, що поширені в межах південно західної частини району (Братський синклінорій). Найбільш повно кам'яно-костовацька світа вивчена у середній течії р. Гнилий Сланець, де складена гнейсами та кристалосланцями біотит-піроксеиовими, кордієрит-гранат-біо-титовими, амфіболітами. В інших розрізах зустрічаються також магнетит-піроксен-біотитові та гранат- піроксен-біотитові гнейси і кристалосланці. Потужність світи близько 2000 м.
Рощахівська світа охоплює значні ділянки Братського синклінорію. Складе на гнейсами біотитовими, гранат-біотитовими, часто з кордієритом і силіманітом, гнейсами лептитовими.
Утворення кам'яио-костозацької і рощахівської світ зім'яті в ізоклінальні складки північно-західного простягання та північно-східної вергентності.
Геохронологічні дослідження порід регіонального метаморфізму Інгульського мегаблоку дають не завжди однозначні результати. Особливо це стосується зеленоріченської та артемівської світ. Більш визначене положення чечеліївської світи, яка однозначно належить до палеопротерозою. Верхня межа світи відпові дає значенню 2100 млн років (вік метаморфізму та гранітизації). Проте стосовно нижньої межі такої однозначності немає. Адже циркони, що використовуються для досліджень, у гнейсах мають вторинне кластогенне походження. Крім того, вони зазнали змін, утворивши різноманітні форми внаслідок подальшого метаморфізму. Так, дослідження акцесорних цирконів із біотитових гнейсів району с. Клинці, що є найпоширенішими серед супракрустальних порід чечелеївської світи та вміщують золоте зруденіння, дало ізотопну дату 3190±200 млн років [28]. Очевидно, що ця дата підтверджує кластогенний генезис циркону, що виник в результаті руйнування архейських товщ і формування переважно глинисто-піщаних, піщаноглинистих відкладів. Пізніше вони були перетворені у парапороди за температури 640-700° та тиску 4-5 кбар. Верхня вікова межа серії визначена калій-аргоновим методом по амфіболу з амфіболового гнейсу, що залягає серед біотитових гнейсів. Вона становить 2540±50 млн років і характеризує час метаморфізму (гнейсоутворення), ймовірно відображаючи верхній віковий рубіж чечелеївської серії. От же, надійних ізотопних датувань іигуло-інгулецької серії поки що не отримано.
Ультраметаморфічні утворення дніпропетровського комплексу найбільш поширені в межах Інгульського мегаблоку. У діючій стратиграфічній схемі вони віднесені до палеоархею, хоча, як вище вказувалось, для них отримана ізотоп на дата 3075±15 млн років, яка може свідчити про мезоархейський вік комплексу. Він складений плагіогранітами та плагіомігматитами біотитовими і амфібол-біотитовими, а також плагіомігматитами діоритового і гранодіоритового складу та діоритами.
Обмежено поширені породи ташлицького ультраметаморфічного комплексу. Це гранодіорити, діорити та смугасті ендербіти, що мають палеоархейський вік і зіставляються з гайворонським комплексом Дністровсько-Бузького геоблоку. До мезоархею (дніпровію) віднесені плагіоапліти, плагіопегматити, плагіограніти та плагіомігматити, а також тоналіти, трондьєміти, діорити. Вони об'єднуються в інгулецький комплекс автохтонних і параавтохтоиних утворень і сформовані у вікових рамках 3140-2850 млн років.
Ультраметаморфічні породи палеопротерозою виділяються у кіровоградський комплекс, що є аналогом житомирського комплексу Волинського мегаблоку (довгий час на УЩ виділявся єдиний кіровоградсько-житомирський комплекс). Він утворює значні за розмірами Кіровоградський, Долинський і Чигиринський масиви.
В результаті досліджень циркону уран-свинцевим методом для кіровоградських гранітів (р. Сугоклея поблизу Кіровограда) отримано ізотопний вік 2.065±20 млн років, для сірих порфіровидних гранітів Долинського масиву - 2060±20 млн років, дпя рожево-сірих порфіровидних гранітів Чигиринського масиву - 2045±10 млн років. У формуванні суттєво калієвих гранітоїдів комплексу виділяються два етапи. Перший має вікові рамки 2100-2020 млн років. У цей час внаслідок процесів гранітизації утворилась основна частина порід комплексу - гранітів і мігматитів біотитових і амфібол-біотитових, порфіробластичних кіровоградського типу, двослюдяиих житомирського типу. Під час другого жильного етапу (2020--1980 млн років) виникли аляскіти, апліто-пєгматоїдні граніти, сієніти та кварцові сієніти, альбітити, альбіт-мікроклінові матасоматити. З високотемпературними калієвими метасоматитами пов'язана золоторудна, рідкіснометальна та рідкісноземельна, уранова мінералізація. Проте основні уранові родовища в межах району виникли пізніше, у мезопротерозої.
Інтрузивні породи палеопротерозою об'єднуються в новоукраїнський комплекс, який складає Новоукраїнський і Бобринецький масиви. Це граніти біотитові трахітоїдні порфіробластичиі (ноаоукраїнські), граніти чорнокварцові (боков'янські), а також діорити, гранодіорити, монцоніти, габро-монцоніти, габро. Ізотопний вік навоукраїнських гранітів (кар'єр с. Капустянка) становить 2020±40 мли років. Для дрібнозернистих бобринецьких гранітів (кар'єр с. Бобринець) значення ізотопного віку становить 2026±20 млн років. Більш пізні утворення - аляскіти, апліто-пегматоїдні граніти, сієніти та кварцові сієніти, альбітити.
Із субплатформним етапом розвитку І нільського геоблоку пов'язують виникнення ураноносних натрових метасоматитів, формування Корсунь-Новомиргородського плутону та дайкових комплексів. Порівняно недавно в межах геоблоку виявлено тіла кімберлітів (лампроїтів) з ізотопним віком 1700-2100 млн років.
Натрові метасоматити залягають у прирозломних зонах серед калієвих гранітів і мігматитів кіровоградського комплексу і гнейсів інгуло-інгулецької серії та заміщують їх. Вони утворилися у вікових рамках 1800-1720 млн років. Натрові метасоматити вміщують численні уранові родовища Кіровоградської (Щорсів-ське, Северинівське, Центральне, Лелеківське), Новокостянтинівської (Новоко-стянтинівське, Апрелівське, Лісове), Таращанської зон і Ватутінського рудного вузла. Зі вторинними кварцитами пов'язані золотопрояви.
Цікаво, що завершення етапу формування метасоматитів збігається з початком становлення Корсунь-Новомиргородського плутону, що ймовірно зумовлене загальними глибинними причинами.
За геохронологічними дослідженнями [28] Корсунь-Новомиргородський плутон, що розміщується у межах Інгульського мегаблоку, сформувався у вузькому віковому інтервалі - 1750-1720 млн років. Як і Коростенський, Корсунь-Новомиргородський плутон являє собою багатофазний інтрузивний комплекс, що виник на субплатформному етапі розвитку УЩ. Найпоширеніші граніти групи рапаківі мають ізотопний вік 1750±5млн років. Значну роль у геологічній будові плутону відіграють основні (анортозити, габро, габро-монцоніти, габро-норити, норити) та лужні й сублужні (лужні сієніти і сієніти, граніти сублужні, монцоніти, габро-монцоніти) породи. Ізотопний вік, визначений для анортозитів, становить 1720 млн років. Із корсунь-новомиргородським інтрузивним комплексом асоціюють численні апатит-титанові рудопрояви.
В межах Інгульського мегаблоку виділяється три основні вікові генерації дайок, що утворюють пояси (Суботсько-Мошоринський, Бобринецький, Розанівський). Перша генерація має вік близько 1700 млн років (для визначення ізотопного віку дайок застосовувався К-Аг-метод). Вона складена діабазами, габро-діабазами, діабазовими порфіритами. У складі другої та третьої поряд з цими породами зустрічаються також ортофіри, камптоніти, лампрофіри. Зокрема, дайки Суботсько-Мошоринського поясу утворились в інтервалах близько 1700, 1260-1445 і 1125-1215 млн років [32].