Клас орогенних режимів

 

Орогенні режими характеризуються, як і геосинклінальні, великим розмахом і великою контрастністю брилово-хвильових коливальних рухів. Згідно з цими ознаками істотних розходжень між цими двома класами режимів не існує.

Але орогенні режими відрізняються від геосинклінальних перевагою підняттів над опусканнями. Області орогенного режиму – це гірські області. Вони розділені на зони підняттів і опускань. Зони підняттів розмиваються, а в прогинах (зони опускання) накопичуються осадки, які утворюють моласову формацію, що характерна для областей орогенних режимів.

Еволюція молассовой формації добре відображає перевагу підняттів над опусканням: нагромадження цієї формації починається з дрібнозернистих пісковиків та глин, які в багатьох областях бувають морськими. Це так звана нижня моласа. Вона догори за розрізом змінюється континентальною верхньою моласою, …
яка більш грубозерниста, з широким розвитком конгломератів. Відклади верхньої моласи часто червонозабарвлені. У такій зміні характеру відкладів можна помітити класичний приклад «перекомпенсації» нагромадженням. Перекомпенсація є наслідком великої швидкості росту підняттів, що дають осадовий матеріал, порівняно зі швидкістю опускань у прогинах. Еволюція орогенних областей закінчується тим, що не тільки хребти, але і депресії затягуються до підняттів і стають зонами розмиву.

Серед моласових відкладів нерідко залягають також породи лагунної формації – кам’яна сіль, гіпс, ангідрит. Крім того, місцями розвинені вугленосні серії осадків.

Підняття та прогини в умовах орогенного режиму мають склепінєво-бриловий характер. Вертикальні рухи починаються вигинами земної кори, зростаючи по мірі збільшення контрастності між підняттями і опусканнями. На границях між ними все більшу роль відіграють глибинні розломи типу.

Підняття та прогини орогенних областей мають різні назви: мегантикліналі та мегасинкліналі або горст-антиклінорії та грабен-синклінорії, відповідно. Останні відображають співвідношення між вигинами та розломами.

Глибинні розломи визначають проникність земної кори, яка носить різко зосереджений характер. Це також є ще однією важливою відмінністю орогенних режимів від геосинклінальних. Розломи виникають під час «виламування» земної кори, яка була перед цим цілісною, монолітною та непроникної. Під час епігеосинклінального орогенного режиму ламається кристалічний «панцир», що утворився в інверсійну геосинклінальну стадію в процесі регіонального метаморфізму та гранітизації. При епіплатформеному орогенезі зламується монолітна кора платформи.

До таких глибинних розломів приурочений магматизм, як ефузивний, так і інтрузивний, який у значному масштабі супроводжує орогенний режим.

Під час орогенного режиму відбуваються також і складчасті деформації. Це, головним чином, брилові складки, які добре проявляються в прогинах. Вони пов’язані з відносними підняттями невеликих брил за другорядними розломами. Крім того, спостерігаються складки нагнітання, які приурочені до пластичних порід (глини, сіль). Також можуть виникати, хоч і у малих масштабах, складки загального зминання.

Серед орогенних режимів виділяють епігеосинклинальні та епіплатформені тобто ті, що розвиваються після геосинклінального або після платформного режимів.

Тривалий час панувало переконання, що геосинклінальний розвиток закономірно і обов’язково закінчується гороутворенням, тобто що орогенний режим є неминучим наслідком геосинклінального розвитку і навіть може розглядатися як завершальна стадія розвитку геосинкліналі.

За останні часи накопичилося достатньо даних, аналіз яких змінив цю точку зору. І тепер орогенний режим вважається самостійним, який досить часто слідує за геосинклінальним режимом, але не є його безпосереднім продовженням. Серед факторів, що свідчать на користь самостійності орогенного режиму можна виділити наступні.

1. З’ясувалося, що на місці деяких геосинкліналей гори не утворюються: геосинклінальний розвиток цих територій закінчується і змінюється платформним режимом без проміжної орогенної стадії. Наприклад, не було гороутворення перед утворенням Скіфської платформи після закінчення герцинського циклу геосинклінального розвитку. Немає ознак утворення гірського рельєфу при завершенні герцинського геосинклінального розвитку і на більшій частині Західно-Сибірської платформи.

У тих випадках, коли орогенний режим виникає там, де перед цим існував геосинклінальний режим, між закінченням останнього і початком першого спостерігається більш-менш тривала перерва, протягом якого рухи земної кори та ендогенна активність послаблені.

Наприклад, у Західних Альпах часткова інверсія відбулася наприкінці пізньої крейди – початку палеоцену (Р1) та фліш продовжував накопичувався в палеоцені та еоцені (Р2), але орогенний режим встановився тільки в міоцені (N1). На протязі значної частини олігоцену (Р3), за даними Р.Трюмпі (1971), Альпи представляли собою вирівняну горбкувату країну.

Особливо тривалі періоди проміжного спокою спостерігаються в історії розвитку мезозойських геосинкліналей. Наприклад, в межах Верхояно-Колимської геосинкліналі, розвиток якої закінчився не пізніше ранньої крейди, гороутворення почалося тільки в неогені. Кордильєри Північної Америки після закінчення геосинклінального розвитку (наприкінці мезозою) протягом усього палеогену, за даними Ф.Кінга (1961), були болотистою рівниною. Орогенез почався тільки наприкінці міоцену (N1).

2. Підняття і прогини, які виникають під час орогенного режиму на місці колишньої геосинкліналі, далеко не завжди повністю або частково успадковують ті підняття і прогини, які були в межах геосинкліналі протягом її інверсійної стадії. Наприклад, орогенне підняття Великого Кавказу тільки в південно-східній частині співпадає з центральним підняттям і могло б розглядатися в якості подальшого його розвитку. У північно-західній половині Кавказу орогенне підняття знаходиться осторонь від центрального підняття, що знаходиться у Сванетії, тобто на південному схилі сучасного орогенного підняття Головного Кавказького хребту (рис. 47).

По-третє, саме існування епіплатформенного орогенного режиму суперечить про те що він є продовженням розвитку геосинкліналей.

Загальновідомим прикладом епіплатформенного орогенезу є неотектонічні події в Центральній Азії (Тянь-Шань). На території цієї великої області в мезозої і палеогені існував режим молодої платформи, а в неогені та четвертинному періоді встановився орогенний режим.

Все це свідчить на користь того, що орогенний режим являє собою в значній мірі самостійне явище. У значній мірі, але не повністю, тому що історія земної кори все-таки вказує, що більшість орогенних режимів належить до типу епігеосинклінальних. Геосинкліналі є зонами, найбільш сприятливими для виникнення ерогенного режиму. Відносно сприятливими зонами для орогенного режиму є і молоді платформи, тоді як до древніх платформ орогенез зустрічається значно рідше. На древніх платформах своєрідною заміною епіплатформенному орогенезу є рифтовий режим, який також, може виникати і на молодих платформах.

Як геосинклінальний і платформний режими у своєму розвитку підкоряються загальному ендогенному ритму розвитку земної кори, так само і прояви орогенних режимів «вписуються» у той же ритм. Орогенний режим виникає завжди наприкінці ендогенного циклу. Якщо говорити тільки про фанерозойські цикли, то слід зазначити, що орогенні режими виникали:

— наприкінці силуру і у девоні, тобто наприкінці каледонського ендогенного циклу;

— наприкінці карбону і у пермі, тобто на завершення герцинського циклу;

— у юрському і крейдовому періодах, тобто на закінчення мезозойського циклу;

— у неогені й четвертинному періоді, тобто наприкінці альпійського циклу.

Особливо добре відома епоха неоген-четвертинної «неотектонічної активізації», коли сформувався рельєф всіх сучасних гірських областей Землі. Така вікова приуроченість властива, як епігеосинклінальному, так і епіплатформенному типам орогенного режиму. Слід також підкреслити, що орогенез відбувається не повсюдно, а лише в деяких областях. Він може проявлятися по-різному на протязі зони, що була однорідною протягом свого попереднього розвитку. Наприклад, у Західній Європі неотектонічна активізація епігерцинської платформи охопила лише деякі ділянки колишньої герцинської геосинкліналі.

Орогенний режим є особливо яскравим вираженням загальної інверсії тектонічного режиму, який відбувається в кожному ендогенному циклі, тому що він приурочений до кінця ендогенного циклу і характеризується значною перевагою підняттів над опусканнями. Чи передував орогенний режим геосинклінальному або платформному режимам – і в тому і в іншому випадках на початку циклу переважали опускання над підняттями. Повна перевага підняттів над опусканнями характеризує орогенную стадію з початком утворення верхньої моласи. Але вже під час накопичення нижньої моласи розвивається наростання підняттів над опусканнями. Так що початок накопичення нижньої моласи відповідає часу загальної інверсії.

Виникши, орогенний режим може зберігатися протягом декількох геологічних періодів, захоплюючи в значній мірі наступний ендогенний цикл. Наприклад, почавшись наприкінці каледонського циклу – у силурі і девоні – орогенный режим Алтає-Саянської області зберігався протягом герцинского циклу, тобто не тільки в девоні, але і у карбоні та пермі. У Монголо-Охотській зоні (Приамур’є) орогенний режим установився наприкінці герцинського циклу – у пермі, але і зберігався до початку крейди.

Орогенные підняття спочатку бувають вузькими, а потім розширюються. Цей процес особливо добре проявлений при епігеосинклінальному орогенезі, коли підняття захоплюють нові смуги колишньої геосинкліналі і, зрештою, одне орогенне підняття може поєднати в собі ряд зон колишньої геосинкліналі. Орогенне підняття Головного Кавказького хребта охопило геосинклінальне центральне підняття, два крайових прогини, велику інтрагеоантикліналь центральної та північно-західної ділянок Головного хребта та парагеосинкліналь північного схилу. Також воно захопило і край молодої Скіфської платформи, яка знаходиться на північ від хребта (див. рис. 47). Орогенні підняття зростають також і в довжину (рис. 52). Отже, орогенні підняття можуть виявитися більшими структурами, ніж ті, що розділяли земну кору при попередній геосинклінальній обстановці.

 

 

 

 

Прогини в орогенных областях, розташовані між двома підняттями, називаються межгорными прогинами. Прогини, розташовані на краю орогенной області, іменуються передовими. Історія тих і інших складається у хвилеподібному зсуві в міру розширення орогенных підняттів. Якщо вісь орогенного эпигеосинклинального підняття збігалася з положенням центрального підняття, межгорные й передові прогини на ранніх стадіях їхнього розвитку можуть збігтися з положенням крайових прогинів, і тоді переміщення орогенных прогинів безпосередньо продовжує то хвилеподібний розвиток підняттів і прогинів, що почалося ще в геосинкліналі в епоху приватної інверсії. Крайові прогини, рухаючись назустріч один одному, можуть злитися в межгорный прогин. Останній виявляється розташованим там, де на початку геосинклінального розвитку перебувала интрагеоантиклиналь. Це може бути не єдиний прогин, а ряд ванн, між якими зберігаються залишкові підняття интрагеоантикли-нали. Орогенные прогини накочуються й на серединні масиви. Прогини захоплюють їх із країв або виявляються накладеними у формі окремих басейнів на їхню внутрішню частину. Міграція орогенных прогинів, продовжуючи аналогічну міграцію, що почалася під час геосинклінального розвитку, веде до подальшого зсуву лінз осадових формацій: лінза, складена молассовой формацією, виявляється зміщеної назовні (тобто убік від центрального підняття) щодо лінзи верхнетерриген-ний формації (див. мал. 44).

Прикладом може з’явитися Куринский межгорный прогин, що у геосинклінальну стадію до олігоцену включно був зайнятий переважно интрагеосинклиналью. Коли наприкінці міоцену почалася ороген-ная стадія, ця интрагеоантиклиналь швидко, починаючи із країв, була захоплена опусканням і перетворилася в межгорный прогин. Структурно – це звернений синклинорий, тоді як східна частина Головного Кавказького хребта й хребет Малого Кавказу, що піднялися там, де до приватної інверсії перебували интрагеосинклинали, є зверненими антиклинориями (див. мал. 47).

Передові прогини також спочатку можуть збігатися із крайовими прогинами, але потім одночасно зі швидким розширенням окраїнного примыкающего до прогину орогенного підняття настільки ж швидко мігрують убік платформи й звичайно накочуються на її край. Передовий прогин побудований несиметрично: край, звернений до найближчого орогенному підняттю, у нього більше крутий, а край, звернений убік платформи, пологий. Складчасті дислокації на різних крилах передового прогину також різні: глыбовые складки й складки нагнітання на його внутрішнім крилі розвинені сильніше й вони складніше, ніж на зовнішньому.

Складчастість орогенной стадії, що утвориться як у передових, так і в межгорных прогинах, являє собою найбільше пізніше прояв складчастих деформацій у даному ендогенному циклі. У випадку эпигеосинкли-нального типу орогенезу в розвитку складчастих деформацій можна виділити, отже, дві основні стадії: стадію геосинклінального складкообразования, коли глибинна складчастість і складчастість загального зминання виникають у центральних підняттях, і стадію орогенного складкообразования, коли в межгорных і передових прогинах формуються складчастості глыбовая й нагнітання. У цьому випадку орогенная складчастість доповнює геосинклінальну в утворенні структури складчастої зони, що належить до відповідного ендогенного циклу. Ця зона складається зі складок різних типів, що утворилися в різні стадії циклу. Складчастість доповнюється більшими орогенными структурами – горст-анти-клинориями й грабен-синклинориями. У випадку ж эпиплатформенного орогенезу складчаста структура обмежується орогенной складчастістю межгорных і передових прогинів.

З попередні було видно, що є більші риси подібності між двома орогенными режимами – эпигеосинклинальным і эпиплат-форменим. Розходження між ними зводяться головним чином до складу магматичних порід.

Эпигеосинклиналъный орогенный режим характеризується переважно кислим і середнім магматизмом. У ряді ефузивних порід переважають андезити, дациты, ліпарити, а базальти відіграють підлеглу роль. Серед інтрузивних порід розвинені граніти й діорити, що утворять нерідко великі масиви уздовж глибинних розламів. Прикладами можуть служити Центральний Казахстан і Саяно-Алтайська область, де після закінчення каледонского геосинклінального розвитку – у девоні, карбоні й пермі – існував орогенный режим з інтенсивними виливами й впровадженнями кислих магматичних порід. На Головному Кавказькому хребті орогенный режим кінця альпійського циклу супроводжувався переважно анде-зитовыми й у меншій мері базальтовими виливами. У Східному Забайкалье, де геоскнклиналъный режим розвивався протягом мезозойського ендогенного циклу й закінчився наприкінці середньої юри, орогенный режим протікав у верхній юрі й нижній крейді й супроводжувався виливами андезитів, які пізніше змінилися базальтами.

На серединних масивах в орогенную стадію вулканізм характеризується лужним складом. На серединному масиві Південної Вірменії в орс-генну стадію в эоцене й пізніше виливали трахиандезиты, трахіти, фо-нолиты, а потім уже в меншій мері базальти.

Магматичні прояви в межгорных і передових прогинах слабкіше, ніж на підняттях. Але й тут зустрічаються виливи й гипабиссальные інтрузії типу лакколитов і магматичних диапиров, головним чином лужного складу. Прикладом є лужні інтрузії й виливи північного схилу Кавказу, що виникли на границі між орогенным підняттям Головного хребта й передовим прогином.

Эпиплатформенный орогенный режим характеризується лужною магмою, головним чином основної. Тут ми зустрічаємося з виливами лужних базальтів, фонолитов, трахітів і з гипабиссальными інтрузіями аналогічного складу. Але магматизм може й отсутствовать.

Прикладом эпиплатформенного орогенезу, що ставиться до кінця мезозойського ендогенного циклу, є події, що розгорнулися в пізній юрі й ранній крейді в Західному Забайкалье, коли в цій області відбулися інтенсивні диференціальні вертикальні рухи, що супроводжувалися розламами й виливами по них лужних лав. Прикладом эпиплатформенного орогенезу з дуже слабкими проявами магматизма служить Тянь-Шань, де з винятковою силою виявилася неотектоническая активізація платформи в неогені й четвертинному періоді, але магматизм тут виражений лише у формі дуже невеликих по обсязі виливів лужних базальтів.

 

Орогенні режими, подібно до геосинклінальних, характеризуються значними амплітудами та контрастністю брилово-хвилевих коливних рухів земної кори, але тут значно перевищують не опускання над підняттями, а навпаки, підняття над опусканнями. Амплітуда вертикальних рухів може досягати 15 км. Перевага підняття над опускання виражено в складкоутворення регресивною зміною фацій. Догори за розрізом збільшується кількість грубоуламкових порід, а якщо розріз починається з морських відкладів, розріз завершують породи континентальних фацій. Відбувається своєрідна “перекомпенсація” прогинання накопиченням, так як зони розмиву піднімаються швидше, ніж відбувається опускання зон прогинання. Типова ерогенна формація – верхня моласова – представлена континентальними грубими, здебільшого червоно- і строкато барвними осадками та супроводжується лагунною евапоритовою формацією з солями і гіпсами, або вугленосною.

Ерогенний режим – це режим гороутворення. Він зумовлює формування розчленованого рельєфу, представленого чергуванням гірських хребтів і депресій.

Гороутворення на континентах здебільшого співпадає з завершенням ендогенного циклу і відбувається в межах визначених зон. Тобто загалом можна ототожнювати завершення фаз складчастості. Або відповідного ендогенного циклу (байкальського, каледонського, герцинського, кімерійського) з гороутворенням. Остання стадія орогенезу, неоген – четвертична, припадає на неочетвертичну епоху.

Орогенез – це інтенсивні склепенево-брилові рухи земної кори. Формування рельєфу ерогенних областей починається з хвилеподібних вигинів земної поверхні. В подальшому поєднання підняттів та прогинів стає все більш контрастним і ускладнюється вертикальними розломами, а сама гірська споруда набуває брилового вигляду.

Панівна роль підняттів виражається через поступове їх розростання за рахунок прогинів. На початку орогенезу підняття бувають вузькими та короткими, пізніше вони ростуть у висоту та ширину за рахунок включення у стадію підняття краєвид ділянок прогинів. Смуги “захвалені” в процес підняття з дна сусідніх депресій утворюють сходини на схилах і перикліналях підняттів.

Орогенез супроводжується як інтрузивним так і ефузивним магматизмом. Переважають магми вапнисто-лужного типу. Серед ефузивних порід панівна роль належить андезитам і андезито-базальтам, в асоціації з якими присутні базальти, дацити і ріоліти. Всі ці породи приурочені до глибинних розломів внутрішніх областей ерогенних зон. На периферії таких зон поширені породи з підвищеною лужністю – трахібазальти, трахіандезити, трахіріоліти та інші. Лужні ефузивні породи формуються пізніше за вапнисто-лужні в часі і підкреслюють більш пізні стадії розвитку ерогенного процесу.

Інтрузивні породи дуже різноманітні за складом, від ультра основних до ультракивлих. Вони формують дайкову серію, а також представлені численними субвулканомаи у вигляді різноманітних за формою штоків та лаколітів.

Від інтрузивних порід виокремлюються лужні багаті калієм граніти, які утворюють крупні батоліти. За складом орогенні калієві граніти суттєво відрізняються від плагіогранітів і плагіоклаз-мікроклінових гранітів, приурочених до епохи інверсії геосинкліналі.

У зв’язку з поєднанням згинів земної кори з бриловими рухами орогенні підняття в структурному відношенні виражені горст-антикліналіми, або горст-антикліноріями, а прогини – грабен-синккліналями, або грабен-сикнліноріями.

Серед ерогенних прогинів розрізняють між гірські та передові прогини. Проте не потрібно сюди відносити і крайові прогини геосинкліналей. Останні утворюються на інверсійній стадії їх (геосинкліналей) розвитку і приурочені до периферії інтрагеосинкліналей, в межах яких відбулася часткова інверсія, і слугують областю накопичення флішової формації, яка догори за розрізом переходить в нижню моласову.

Передові та між гірські прогини пов’язані з орогенними режимом і виповнені вони здебільшого грубоуламковим континентальних фацій верхньої моласи. У випадку коли орогенний режим слідує за геосинклінальним, тоді краєві, між гірські і передові прогини зв’язані єдиним процесом відцентрового переміщення зон прогинання: передові прогини утворюються при подальшому “накочуванні” краєвид прогинів на краї сусідніх платформ, а міжгірські прогини являють собою результат злиття двох краєвид прогинів всередині геосинкліналі при їх русі назустріч один одному від сусідніх інтрагеосинкліналей.

Подрібнення кори розривними порушеннями зумовлює при орогенному режимі формування брилових структур різних розмірів. В осадових товщах депресій при цьому утворюється брилова складчастість. З лагунною формацією, до складу якої входять пачки кам’яної солі та гіпсів, пов’язані складки нагнітання, головним чином у формі діапірових куполів. Спостерігаються також вузькі смуги прирозломних складок загального стиснення, які зажаті між підняттями та депресіями.

Традиційно вважається, що ерогенний режим – це наслідок геосинклінального розвитку і повинен розглядатися як його завершуючи стадія. Здебільшого оргенний режим виникає в кінці ендогенного циклу, тобто змінює геосинклінальний режим. Проте, рідко, бувають випадки коли геосинклінальний режим не змінюється ерогенним.

Головний аргумент на користь самостійного ерогенного режиму полягає в тому, що цей режим виникає не тільки після геосинклінального але й після платформеного. Існує не тільки епігеосинклігальний орогенез, але й епіплатформений.

Як приклад можна навести Тянь-Шань. Який як гірська країна утворився в неоген-четвертинний час на місці молодої (частково-епікаледонсмької, частково епігерцинської) платформи.

Важливим аргументом на користь самостійності орогенного режиму є також те, що під кінець геосинклінального режиму і на початку гороутворення (тобто перед початком накопичення верхньої моласи) є деякий проміжок часу тектонічного спокою, епоха різкого послаблення ендогенної активності. Як приклад Є.Є.Мілановський наводить Великий Кавказ, де інверсійна стадія продовжувалась включно до олігоцену, пізніше відбулося вирівнювання рельєфу до горбкуватого і тільки в другій половині пізнього міоцену контрастність вертикальних рухів стала швидко наростати.

За даними Р.Трюмпі в олігоцені Західні Альпи також являли собою вирівняну горбкувату країну і тільки з міоцену там розпочалося гороутворення.

При орогенезі підняття та прогини можуть успадковувати післяінверсійні підняття та прогини. Які сформувалися на останній стадії розвитку геосинкліналі, якщо вона передувала ерогенному режиму. Проте, здебільшого поширені випадки незгідного накладання ерогенних структур на геосинклінальні. Перші можуть бути більш крупними ніж геосинклінальні і одне орогенне підняття може узагальнити декілька геосинклінальних підняттів і прогинів. В інших випадках орогенезом може бути активізована лише частина геосинклінальної структури, тоді як інші залишаються не зачепленими цим процесом. В третіх випадках орогенезом можлива зміна простягання геосинклінальних структур.

Тектоносфера сучасних ерогенних областей характеризується низкою особливостей серед яких слід виділити наступні:

потужна земна кора (5о – 70 км);

добре виражено “коріння гір”;

середні сейсмічні швидкості в консолідованій частині кори епігеосинклінальних орогенів нижчі в порівнянні з епіплатоформеними; для Альп, Кавказу середні швидкості становлять 6,2 – 6.3 км/с, для Тянь-Шаня – 6,4 – 6,5 км/с.

низькошвидкісний характер кори епігеосинклінальних орогенів зумовлений значною потужністю (до 30 км) верхнього шару консолідованої кори зі швидкостями до 5,8 км/с; середні швидкості в консолідованій корі епіплатформених орогенів близькі до платформених;

для епігеосинклінальних орогенів кислий і менш щільний склад кори в порівняні з епіплатформеними:

при епіплатформеному орогенезі відбувається збільшення потужності кори без зміни її середнього складу.

в корі ерогенних зон під підняттями на глибинах 10 – 20 км мають місце хвилеводи, а під прогинами присутні важкі “включення”.

в покрівлі верхньої мантії ерогенних областей сейсмічні швидкості знижені до 7,7 – 7,8 км/с (аномальна мантія), що свідчить про розущільнення стану верхньої мантії

тепловий потік в орогенних зонах значно вищий від нормального, а температура на межі кори і мантії досягає 1000 оС.

Ерогенний режим зв’язаний зі “збудженням” стану верхньої мантії, що, в свою чергу, зумовлено підвищеним тепловим потоком. Численні розломи, які виникають при вертикальних рухах земної кори, сприяють формуванню зон локальної проникливості кори, з чим пов’язано проявлення вулканізму та тріщин них інтрузій. З іншої сторони утворення значних масивів калієвих гранітів вказує на те, що місцями відбувається фізико-хімічна взаємодія між флюїдами, які піднімаються з мантії та середовищем земної кори. Така взаємодія вимагає наявності тонкої розсіяної проникливості, при якій глибинні флюїди пропитують кору. Проте. при ерогенному режимі не виникають умови для регіонального метаморфізму, що вказує на сугубо локальний вплив флюїдів на вміщуючи породи.