НАЦІОНАЛЬНА АКАДЕМІЯ НАУК УКРАЇНИ

ДЕРЖКОМГЕОЛОГІЇ УКРАЇНИ

ІНСТИТУТ ГЕОХІМІЇ, МІНЕРАЛОГІЇ ТА РУДОУТВОРЕННЯ

СТЕПАНЮК ЛЕОНІД МИХАЙЛОВИЧ

УДК. 550.42+550.93:551.71/.72(477)

ГЕОХРОНОЛОГІЯ ДОКЕМБРІЮ

ЗАХІДНОЇ ЧАСТИНИ УКРАЇНСЬКОГО ЩИТА

(архей – палеопротерозой).

Спеціальність 04.00.02. “геохімія”

А В Т О Р Е Ф Е Р А Т

дисертації на здобуття наукового ступеня

доктора геологічних наук

К И Ї В - 2000 р.

Дисертацією є рукопис

Робота виконана в Інституті геохімії, мінералогії та рудоутворення НАН України

Науковий консультант академік НАН України

Щербак Микола Петрович

ІГМР НАН України, директор

Офіційні опоненти:

Доктор геолого-мінералогічних наук, професор,

академік НАН України Соботович Емлен Володимирович

(ДНЦ РНС НАН та МНС України)

Доктор геолого-мінералогічних наук, професор,

Михайло Іванович Толстой

(Київський національний університет ім. Т.Г.Шевченка).

Доктор геолого-мінералогічних наук, професор,

Віктор Павлович Кирилюк

(Львівський національний університет ім. Ів.Франка)

Провідна організація: Інститут геології і геохімії горючих копалин

НАН України (Львів).

Захист відбудеться “1” листопада 2000 р. о 1000 годині на засіданні

спеціалізованої вченої ради Д.26.203.01 Інституту геохімії, мінералогії та рудоутворення НАН України, за адресою: 03680, м. Київ-142, пр. акад. Палладіна, 34.

З дисертацією можна ознайомитись у науковій бібліотеці ІГМР НАН України,

Київ-142, пр. акад. Палладіна, 34

Автореферат розісланий "26" вересня 2000 р.

(дата)

Вчений секретар

Спеціалізованої вченої ради Томурко Л.Л.

ЗАГАЛЬНА ХАРАКТЕРИСТИКА РОБОТИ

Актуальність теми. Радіогеохронологія - поки що єдиний надійний метод визначення віку "німих" ранньодокембрійських порід. Без застосування цього методу неможливо розвивати уявлення про ранню історію Землі, формування континентальної кори і, особливо, її найдревніших ділянок, до яких належить і західна частина Українського щита (УЩ). Специфіка цієї частини щита полягає не тільки в надзвичайній складності її геологічної будови, але і в великій насиченості дуже цінними корисними копалинами (Au, Ni, Mo, Fe, графіт, гранат, апатит та багато ін.). До цього часу стратиграфічне положення гнейсових асоціацій, деяких інтрузивних комплексів, включаючи і родовища корисних копалин, залишаються не визначеними, що не дозволяє реально оцінити виявлені та окреслити перспективи пошуків нових родовищ, не кажучи вже про побудову еволюційних схем розвитку всіх ранньодокембрійських утворень. І тільки з застосуванням комплексу сучасних методів (ізотопно-геохімічних, геохронологічних, мікрозондових і ін.) можна наблизитись до вирішення цих глобальних і конкретних завдань сучасної геології.

Зв`язок роботи з науковими програмами, планами, темами. Основу роботи складають результати досліджень автора з проектів ДКНТ України, Держкомгеології України та тематичних планів IГМР НАН України з вивчення геологічної будови УЩ. В рамках госпдоговірних робіт досліджувались кристалічні породи Анабарського щита.

Мета і основні завдання досліджень. На підставі польових спостережень, геохронометричних і ізотопно-геохімічних досліджень, вивчення внутрішньої будови кристалів акцесорного циркону із порід гранулiтових комплексів та визначення складу мінералів-включень в них: 1) уточнити послідовність формування гнейсових, інтрузивних та ультраметаморфічних комплексів західної частини УЩ; 2) встановити джерело (мантія – кора) гранітоїдних комплексів та первинну природу порід гранулiтових асоціацій; 3) визначити час проявлення головних геологічних процесів в породах гранулiтових комплексів; 4) реконструювати направленість зміни мінеральних парагенезисів в породах та порідних асоціацій, обумовлених послідуючими пізнішими геологічними процесами; 5) дати характеристику особливостей геодинамічного режиму формування земної кори західної частини УЩ.

Наукова новизна одержаних результатів: 1) Встановлено, що формування земної кори західної частини УЩ тривало понад 1,5 млрд. років шляхом додавання нових порцій речовини переважно мантійного походження; 2) визначено палеопротерозойських вік не лише для супракрустальних порід Волинського мегаблоку, але і для північної частини Дністровсько-Бузького (гніванська і березнинська товщі) і Росинсько-Тікицького районів УЩ; 3) доведено поліциклічний характер формування гранулiтових комплексів з тривалістю понад 1,5 млрд. років; 4) виділено чотири етапи проявлення основного та три етапи ультраосновного магматизму в ранньому докембрії Середнього Побужжя; 5) доказаний первинний тоналiт-трондьємiтовий склад вихідних порід гранулiтових комплексів; 6) визначено роль калієвого метасоматозу, як основного процесу формування ранньодокембрійських метасоматичних гнейсових (лейкократові гранулiти, "зеленолевадiвська товща") та ультраметаморфічних (чарнокiти) комплексів Побужжя.

Практичне значення одержаних результатів. Ізотопно-геохiмiчні характеристики та дані про час проявлення геологічних процесів можуть бути використаними під час геологічного картування, пошуках корисних копалин і вивченні рудних родовищ; реконструкціях послідовності формування та еволюції земної кори на ранніх етапах розвитку Землі.

Результатами роботи вирішується важлива наукова проблема – визначається послідовність та тривалість формування континентальної кори західної частини УЩ та еволюція архейських гранулiтових комплексів Дністровсько-Бузького району.

Особистий внесок здобувача. Робота виконана у відділі геохімії ізотопів і радіогеохронології ІГМР НАН України. В основу дисертації покладені результати геологічних, ізотопно-геохімічних і геохронометричних досліджень раннього докембрію західної частини УЩ, виконаних особисто автором. Переважна частина використаного в роботі матеріалу є оригінальною. При обробці польових геологічних матеріалів було вивчено близько 1000 прозорих шліфів, виконано 130 мiкрозондових аналізів складу мінералів, 150 хімічних аналізів гірських порід та 45 аналізів ізотопного складу стронцію в апатитах, плагіоклазах і валових пробах порід. Було вивчено внутрішню будову кристалів циркону в 122 пробах, а в 6 пробах - також склад мінералів-включень в кристалах циркону. Визначено вік 60 проб гірських порід U-Pb ізотопним методом (понад 200 аналізів цирконів і монацитів) і 45 проб Sm-Nd ізотопним методом. Автором вперше у відділі геохімії ізотопів і радіогеохронології ІГМР НАН України впроваджено Sm-Nd ізотопний метод датування.

Апробація результатів дисертації. Результати досліджень обговорювались на нарадах: "Проблеми створення шкали геологічного часу докембрiю та фанерозою України" (Київ, 1993), "Eurobridge" (Oскархамн, 1996; Вільнюс, 1997; Київ, 1998, Варшава, 1999), Геологія і стратиграфія докембрiю УЩ" (Київ, 1998), семінарі "Геохімія магматичних порід" (Москва, 2000).

Публікації. Основні результати дисертації опубліковано в 24 статтях в наукових журналах та збірниках наукових праць, із них одноособових авторських - 7, у співавторстві - 17 та в 9 тезах наукових конференцій і нарад.

Структура та об'єм роботи. Робота складається з вступу, семи розділів, висновків, списку літератури, який охоплює 174 найменувань. Загальний обсяг роботи 382 сторінки, разом з 48 рисунками та 22 таблицями.

Автор висловлює щиру подяку свому вчителю академіку НАН України М.П.Щербаку за постійну підтримку та поради.

Основні результати роботи обговорювались з Р.Я.Бєлєвцевим, В.М.Скобелєвим, К.Ю.Єсип-чуком, Є.М.Бартніцьким, О.В.Бібіковою, С.В.Богдановою, I.Б.Щербаковим, В.П.Кирилюком, А.О.Сiвороновим, I.М.Лiсною, С.В.Нечаєвим, Б.Г.Яковлєвим, В.І.Орсою, О.М.Пономаренком, В.М.Загнiтком, С.Г.Кривдіком, Є.Б.Глеваським, Е.О.Нiкулiною, С.Н.Цимбалом, В.В.Зюльцлє, В.М.Клочковим, В.П.Безвинним, В.Г.Зіньком, Р.Н.Довганем, яким автор щиро вдячний за змістовні дискусії та конструктивні поради. Автор висловлює також глибоку подяку за допомогу в проведенні наукових досліджень співробітникам IГМР НАН України Т.I.Довбуш, I.А.Богану, А.В.Лукашуку, В.К.Бондаренку, С.В.Боронтовій, Г.Я.Терець і іншим.

Автор глибоко вдячний С.В.Богдановій, О.В.Бібіковій та співробітникам ізотопної лабораторії Шведського Королівського музею натуральної історії на чолі з професором Стефаном Клаесеном за надану можливість проведення перших геохронометричних досліджень Sm-Nd методом.

ЗМІСТ РОБОТИ

КОРОТКИЙ ОГЛЯД ВИВЧЕНОСТІ ДОКЕМБРІЮ ЗАХІДНОЇ ЧАСТИНИ УЩ.

Західна частина УЩ охоплює басейни рік Дністер, Пд. Буг, Рось, Гірський і Гнилий Тікичі, Тетерів та Случ. Границі району, крім східної, збігаються з контурами виходів кристалічних порід щита на денну поверхню. Східна границя проходить дещо східніше лінії м. Київ – м. Первомайськ по Ядлово-Трактемирівській і Первомайській зонах глибинних розломів. В геологічній будові західної частини УЩ беруть участь різновікові породи гнейсових серій, метаморфізованих в умовах від епідот-амфіболітової (гнейси тетерівської серії) до гранулітової фації (породи дністровсько-бузької та бузької серій), інтрузивних і ультраметагенних комплексів гранітоїдів та інтрузій базит-ультрабазитового складу.

Докембрій західної частини УЩ вивчався більше століття. В історії його вивчення можна виділити чотири основні етапи: кінець ХІХ ст до 20 років ХХ ст, 20-ті - 40-ві роки, 40-ві-60-ті роки та від 60-тих років. На першому етапі дослідження мали описовий епізодичний характер. Другий етап характеризується широким розмахом петрографічних досліджень, були започатковані стратиграфічні дослідження. Третій період відзначається проведенням великих обсягів геолого-картувальних робіт.

Для сучасного етапу вивчення докембрію західної частини УЩ характерно широке застосування в стратиграфії, крім традиційних геологічних методів, результатів радіогеохронологічних досліджень. Такі дослідження виконувались головним чином у відділі геохімії ізотопів і радіогеохронології ІГМР НАН України під керівництвом М.П.Щербака, і в значно менших обсягах в інших лабораторіях колишнього СРСР, зокрема Ленінграда та Москви.

Незважаючи на великі успіхи, досягнуті у вивченні докембрію західної частини УЩ, багато питань залишилися не вирішеними до кінця. На сьогодні докладніше висвітлено петрографію та мінералогію кристалічних порід. Найбільш спірними є питання генезису, стратиграфічного розчленування, обсягу та часу формування порід гнейсових комплексів. Потребують вирішення також багато питань з геології гранітоїдів (особливо Росинсько-Тікицького та Дністровсько-Бузького районів) - обсяги їх комплексів та вікові межі формування. В Схемі НСК України (1998 р.) стратиграфічне розчленування гранітоїдів, виділення їх комплексів та кореляція останніх виконані головним чином на петрографічній основі і потребують уточнення методами ізотопної геохронології.

МЕТОДИ ДОСЛІДЖЕНЬ.

Однією з найскладніших проблем в ізотопній геохронології є інтерпретація отриманих цифр віку, тобто ідентифікація дат з конкретними геологічними процесами. Без вирішення цього питання навіть найнадійніші ізотопні дати не будуть мати геологічного сенсу. Найчастіше це питання виникає під час уран-свинцевих ізотопних досліджень акцесорних мінералів, особливо в тих породах, що зазнали багаторазових метаморфічних високотемпературних перетворень, оскільки досить часто вони вміщують декілька різновікових генерацій циркону. Визначити генезис кожної генерації циркону класичними методами оптичної петрографії практично неможливо. Таке завдання можна вирішити тільки спільними оптико-петрографічними дослідженнями прозорих шліфів та мікрозондовими визначеннями складу циркону та мінералів-включень в ньому (Степанюк та ін., 1993). Мікрозондові дослідження (метод РСМА) виконувалися на мікроаналізаторах: jeol-733 (ТЦ НАН України) та JSM-IC-845 ("Мікропроцесор").

Під час виконання геохронологічних та ізотопно-геохімічних досліджень нами були використані рубідій-стронцієвий, самарій-неодимовий та уран-свинцевий ізотопні методи. Ізотопний склад Sr та Pb визначали на мас-спектрометрах Мі-1320 та Мі-1201 Т, точність визначення ізотопних відношень не гірше 0,1%, а з 1999 року на багатоколекторному мас-спектрометрі Мі-1201 АТ96, точність визначення - не гірше 0,01%. Ізотопні співвідношення в неодимі були визначені в ізотопній лабораторії Королівського музею натуральної історії в Стокгольмі на мас-спектрометрі Finnigan MAT 261, та відділі геохімії ізотопів та радіогеохронології ІГМР НАН України на п`ятиколекторному мас-спектрометрі Мі-1201 АТ96. Вмісти Rb, Sr, Sm, Nd, Pb та U визначали методом ізотопного розбавлення, точність визначення не гірше 1%.

ОСОБЛИВОСТІ ГЕОЛОГІЧНОЇ БУДОВИ ЗАХІДНОЇ ЧАСТИНИ УЩ.

Західна частина УЩ, як і весь щит в цілому, являє собою досить складне гетерогенне утворення, до якого входять три великі геоблоки – Волинський (Північно-Західний), Дністровсько-Бузький і Росинсько-Тікицький, які розділені зонами довгоживучих глибинних розломів. Блоки відрізняються особливостями тектонічної структури, складом порід, умовами метаморфізму та часом формування супракрустальних утворень і комплексами гранітоїдів. На цей час, як щодо проблеми тектонічної структури західної частини УЩ, так і питань розчленування та кореляції метаморфічних, інтрузивно-магматичних і ультраметаморфічних порід існує багато різних точок зору. В роботі за основу взято кореляційну стратиграфічну схема НСК України (1998 р.) (Схема).

Дністровсько-Бузький район. Цей регіон належить головним чином до Подільського геоблоку і лише невелика його частина (Голованівський і Ятранський блоки другого порядку), які відсікаються Синицівською зоною гранітоутворення, знаходяться між Росинсько-Тікицьким і Інгуло-Інгулецьким районами. М.О.Ярощук (1983) вказані блоки разом з Гайворонським (Байталінським) відносить до Білоцерківсько-Одеської зони. Близьких поглядів притримується В.П.Кирилюк (1982). На його думку Дністровсько-Бузький район слід скоротити до розмірів Подільського блоку, а Росинсько-Тікицький поширити до Середнього Побужжя включно, тобто збільшити до розмірів Одесько-Білоцерківської зони.

Метаморфічні породи Дністровсько-Бузького мегаблоку складають два різновікові комплекси. Перший - дністровсько-бузька серія являє собою перший структурний поверх. Вона вміщує численні інтрузії основного та ультраосновного складу, інтенсивно гранітизована. До цього ж структурного поверху належать чарнокітоїди гайворонського комплексу, які заміщують гнейси та кристалічні сланці дністровсько-бузької серії та вміщують їх залишки. Другий структурний поверх складає бузька серія.

Дністровсько-бузька серія розділяється на п'ять товщ, стратиграфічне положення яких однозначно не встановлено. Тиврівська товща складена переважно піроксеновими гнейсами та піроксен-плагіоклазовими кристалічними сланцями. В гніванській товщі чергуються пачки піроксенвміщуючих гнейсів, кристалічних сланців і гранат-біотитових гнейсів з проверстками та лінзами кальцифірів. Павлівська товща складена магнетит-двопіроксеновими, гіперстеновими та магнетит-гранат-гіперстеновими гнейсами, піроксен-плагіоклазовими кристалосланцями та залізистими кварцитами. В зеленолевадівській товщі переважають лейкократові гіперстен-біотитові та біотитові лептитоподібні гнейси, а березнинська - складена переважно гранат-біотитовими (місцями з кордієритом) гнейсами, проверстками гіперстен-плагіоклазових кристалосланців і кальцифірів. Тиврівська товща згідно зі Схемою складає нижню частину дністровсько-бузької серії, а березнинська та зеленолевадiвська, які вважаються одновіковими, але різнофаціальними утвореннями, - верхню частину її розрізу. Гніванська та павлівська товщі представляють середню частину розрізу серії. За результати наших досліджень, біотитові і гранат-біотитові гнейси зеленолевадівської товщі є вторинними метасоматичними породами (Степанюк 1997, 1998) і не можуть бути віднесеними до стратифікованих утворень. На наш погляд, березнинську та гніванську товщі також слід вилучити із складу дністровсько-бузької серії і виділити в ранзі самостійних стратиграфічних одиниць, оскільки за даними Sm-Nd ізотопних досліджень (Stepanyuk et al., 1998, Довбуш і ін., 2000), вони є палеопротерозойськими утвореннями.

Бузька серія представлена досить різноманітними за складом породами, що локально розвинуті в межах накладених на архейську основу порівняно невеликих синклінальних структурах субширотного та північно-західного простягання: Кошаро-Олександрівська, Хащувато-Заваллів-ська, Секретарська, Капітанівська, Деренюхінська та ін. В складі бузької серії виділяються дві світи. Нижня, кошаро-олександрівська, складена переважно кварцитами, високоглиноземистими породами та основними кристалосланцями. В хащувато-заваллівській світі досить широко розвинуті карбонатні породи, графітвміщуючі, біотитові та піроксенові гнейси, а також залізисті та безрудні кварцити, які асоціюють з піроксенвміщуючими гнейсами та кристалосланцями. Метаморфічні породи серії віднесені до неоархею.

Основнi та ультраосновнi породи, що входять до складу побузького гранулiтового комплексу, описані багатьма дослідниками. Більшість цих порід відносились до первинно-вулканогенних, i лише невелика кількість - до інтрузивних утворень (Ткачук, 1940, Іванушко і ін., 1970, Щербаков, 1975]. В Схемі виділено три інтрузивних комплекси : сабарівський (палеоархей) та два одновікові (палеопротерозойські) - капітанівський та деренюхінський.

За нашими даними, iнтрузивно-магматичними є переважна більшість порід основного і ультраосновного складу. Результати вивчення складу, будови та часу кристалізації кристалів акцесорних цирконів з цієї групи порід свідчать (Лісна і ін., 1995, Степанюк, 1996), що в Середньому Побужжі основні і ультраосновні породи були сформовані в результаті проявлення чотирьох етапів магматизму (млрд. років): 1 - давніше 3,4, ймовірно є складовою частиною днiстровсько-бузької серiї; 2 - давніше 2,7; 3 - давніше 2,3 та 4 – 2,0. Очевидно, що породи трьох останніх груп мають iнтрузивно-магматичний генезис. В Верхньому Побужжі нами виявлені лише метабазити раннього та останнього (>2,01 млрд. років) етапів.

В Дністровсько-Бузькому районі, згідно зі Схемою, виділено чотири комплекси гранітоїдів (млрд. років тому): гайворонський –3,4; літинський – 2,8; побузький – 2,5 та бердичівський - 2,1.

Отримані нами нові дані дозволяють зробити деякі уточнення та виділити такі комплекси (млрд. рокiв тому): - заваллiвський (3,4), петротипом є ендербіто-гнейси, що поширені західніше с.Завалля; гайворонський (2,84), чарнокітоїди, які розповсюджені вздовж р. Пд. Буг в районі м. Гайворон, складають Луполовську антиклінальну структуру; савранський (2,4-2,3), двопольовошпатові апліто-пегматоїдні граніти Синицівської зони; бердичiвський (2,10-2,06), біотит-гранатові граніти, антипертитові ендербіти та побузький (в розумінні М.П.Щербака (1975)) - 2,05-1,97, алохтонні гранітоїди.

Породи метасоматичного походження. До цієї групи ми не включаємо породи, які утворилися в результаті локального проявлення процесів біметасоматозу, а лише такі, що були сформовані в ході широкомасштабного метасоматичного заміщення. В породах гранулітових комплексів метасоматичні процеси з участю калію і, ймовірно, з привносом SiO2, доволі звичайні явища. Головні зміни порід проявляються в заміщенні плагіоклазів калієвими польовими шпатами та розвитком і перерозподілом кварцу. Щонайменше у двох випадках процеси калієвого метасоматозу призвели до повної перебудови порід з практично повним заміщенням існуючих парагенезисів мінералів новими, більш низькотемпературними. В першому випадку по ендербіто-гнейсах утворилися лейкократові гранатові гнейси (грануліти), в другому - переважно по породах нижнього ярусу - біотитові і біотит-гранатові гнейси (так звана зеленолевадівська товща) та мігматити (при анатексисі).

Умови метаморфізму порід. До недавнього часу серед дослідників Дністровсько-Бузького району переважали погляди, згідно з якими метаморфізм гранулітової фації є архейським і одноактним. В даний час є декілька точок зору, щодо умов і послідовності проявлення гранулітового метаморфізму. Р.Я.Бєлєвцев та ін. (1992, 1985) вважають, що після гранулітового палеоархейського метаморфізму проявився субізобарний палеопротерозойський зональний прогресивний регіональний метаморфізм, максимум якого досягав умов гранулітової фації, а Б.Г.Яковлевим (1992) вся еволюція метаморфізму порід розглядається як регресивна.

Особливості геологічної будови Північно-Західного району зумовлені в основному розривною тектонікою і є наслідком вертикальних переміщень окремих його частин (блоків) в зонах глибинних розломів, що надало території району складної мозаїчної будови. В межах району виділяється ряд крупних структур, які відрізняються глибиною ерозійного зрізу та геологічними формаціями: Коростенський плутон, Овруцька і Білокоровицька грабен-синкліналі, Новоград-Волинський, Осницький, Тетерево-Житомирський блоки та Сущано-Пержанська структурна зона.

Найдавнішими породами району є відклади тетерівської серії, які представлені метаморфічними породами амфіболітової (на окремих ділянках гранулітової, наприклад північніше м.Радомишль) та епідот-амфіболітової фацій метаморфізму (Скобєлєв, 1987) - амфібол-біотитові, біотитові, амфіболові гнейси, карбонатні породи, кристалосланці та амфіболіти, значно менше поширення мають метаморфізовані вулканогенні породи. Породи серії досить широко розповсюджені в південно-східній і південній частинах району (Тетерівсько-Житомирський блок), де вони просторово асоціюють з мігматитами та гранітами житомирського комплексу. Крупні останці цих утворень спостерігаються також в Новоград-Волинському блоці, а дрібні їх ксеноліти і релікти - в межах Осницького блоку та серед інтрузивних утворень Коростенського плутону. В складі серії виділено три світи (знизу вверх): василівська, городська (одновікова їй новоград-волинська товща) та кочерівська. Стратиграфічна позиція порід з парагенезисом мінералів гранулітової фації не ясна. Вони відслонені в долині р.Тетерів в районі с.Лутівка, північніше м.Радомишль, в Бехінському та Ушомирському блоках.

Ультрамафіт-мафітові породи в Північно-Західному районі мають незначне розповсюдження, але вони присутні в складі майже всіх гнейсових товщ і інтрузивних комплексів, які беруть участь в геологічній будові району. Найдревніші стратифіковані ультрамафіт-мафітові породи належать до василівської, городської та кочерівської світ і представлені тремоліт-актинолітовими кристалічними сланцями та амфіболітами. Через інтенсивну і, мабуть, поліетапну метаморфічну переробку первинні структури в них майже не збереглись, а мінеральні асоціації, що спостерігаються на даний час, відповідають умовам епідот-амфіболітової фації. Виняток складають мафіти, що знаходяться у складі новоград-волинської товщі та городської світи. Вони представлені амфіболітами та амфіболізованими порфіритами, в яких досить часто зберігаються первинні магматичні структурні елементи. За хімічним складом мафіти новоград-волинської товщі відповідають базальтоїдам вапнисто-лужної серії (Скобєлєв, 1987).

Діабази, діабазові порфірити, габро-діабази, що трапляються в складі клесівської серії, повсюдно асоціюють з вулканогенними породами кислого складу і, вірогідно, формувались синхронно з ними. Вони слабо метаморфізовані, місцями гранітизовані, але первинні магматичні структури спостерігаються в них досить часто.

Інтрузивні ультрамафіт-мафітові утворення складають переважно невеликі масиви, силоподібні тіла та дайки, які чітко дискордантні стосовно до складчастих структур порід рами. Вони розчленовані на два комплекси: букинський і прутівський.

Північно-Західний район є найменш “гранітним” в західній частині щита. Виходячи з часу формування та структурної позиції, виділяється три комплекси: шереметівський, житомирський і осницький. Крім названих комплексів, гранітоїди відіграють значну роль також в складі букинського комплексу.

Шереметівський комплекс. До його складу входять ультраметагенні біотитові автохтонні плагіограніти і плагіомігматити, які беруть участь в складчастих структурах гнейсів василівської світи (Єсипчук і ін., 1998).

Житомирський комплекс об’єднує біотитові і двослюдяні житомирські та бистріївські (рівно-

мірнозернисті), коростишівські, корнінські, мухарівські і новоград-волинські (порфіроподібні) граніти, шепетівські біотитові і амфібол-біотитові гранодіорити і граніти, а також просторово та генетично зв’язані з ними мігматити, апліто-пегматоїдні граніти та пегматити. Граніти, як правило, складають невеликі тіла та масиви, котрі найчастіше субзгідні з основними напрямками простягання порід гнейсово-мігматитової товщі, що їх вміщують.

В осницький комплекс входять магматичні породи, які мають склад від діоритів до лейкогранітів і поширені лише в межах Осницького блоку.

Росинсько-Тікицький район в геологічному плані є найменш вивченим. Уявлення про його геологічну будову ґрунтуються в основному на геофізичних даних. Цей район являє собою майже суцільне поле розвитку гранітоїдів і мігматитів, серед яких у вигляді останців трапляються метаморфізовані осадово-вулканогенні утворення росинсько-тікицької серії (Щербак і ін., 1985). Він розміщується між Інгуло-Інгулецьким і Дністровсько-Бузьким районами. Від Північно-Західного району на північному-заході Росинсько-Тікицький район відділяється Брусиловським розломом, східна межа з Кіровоградським геоблоком проходить по Ядлово-Трактемирівському розлому. Деякі дослідники розглядають Росинсько-Тікицький район в складі Брусиловсько-Одеської (Бєлєвцев і ін., 1962), чи Білоцерківсько-Одеської (Каляєв 1970, Ярощук 1983) самостійної структурної зони. В будові зони, на думку М.О.Ярощук (1983), визначальну роль відіграють блокові структури різних рангів, серед яких виділяється Фастівський, Гайсинський, Уманський, Голованівський, Байталінський, Чічіклєївський, Синицівський і Кодимський.

Метаморфічні породи району представлені переважно амфіболвміщуючими гнейсами, амфіболітами і ультрабазитами, менший розвиток мають мармури і кальцифіри, а також залізисті кварцити. Породи поширені в басейні річок Рось, Роставиця, Кам’янка, Гірський та Гнилий Тікичі. Метаморфічні породи, згідно зі Схемою, розчленовуються на володарсько-білоцерківську товщу (нижня) та росинсько-тікицьку серію, що залягає вище.

Згідно з результатами визначення віку уран-свинцевим і самарій-неодимовим ізотопними методами, серед порід, які належать за Схемою до росинсько-тікицької серії, присутні як неоархейські, так і палеопротерозойські утворення. Тому доцільно виділити росинську неоархейську та тікицьку палеопротерозойську серії. До першої слід віднести метаморфічні породи, що поширені у верхів`ї р.Рось (район сіл Дзюньків, Обозівка, Теліжинці, Попільня), до другої - породи середньої течії р. Рось та межиріччя Гнилого та Гірського Тікичів.

Породи основного та ультраосновного складу мають значне поширення в Росинсько-Тікицькому районі. До інтрузивних утворень належать породи юрівського комплексу. Останній складають метаморфізовані перидотити, піроксеніти, горнблендити, актинолітити, габро-амфіболіти та метабазити, які утворюють порівняно невеликі лінзоподібні та пластові тіла серед плагігранітоїдів тетіївського і звенигородського комплексів.

Росинсько-Тікицький район характеризується широким розвитком гранітоїдів, серед яких в Схемі виділяються: тетіївський (архейський) комплекс, звенигородський та одновіковий з ним гайсинський, ставищенський та одновіковий з ним уманський палеопротерозойські комплекси. Враховуючи нові геохронологічні дані, які свідчать про близький час формування гранітів уманського та ставищенського комплексів, та наявність в масивах гранітів уманського комплексу рівномірнозернистих гранітів, подібних до таких же гранітів ставищенського комплексу, виділення двох комплексів, на нашу думку, є зайвим.

Тетіївський комплекс гранодіоритів, плагіогранітів, кварцових діоритів і діоритів вперше був виділений І.Б.Щербаковим (1975), щоб підкреслити особливість умов залягання гранодіоритів. Гранодіорити складають відокремлені масиви (тетіївський комплекс) переважно по р. Гнилий Тікич і західніше Тальнівського розлому, тоді як на схід вони часто перемежовуються з плагіогранітами (звенигородський комплекс). В стратиграфічній схемі 1992 року до складу тетіївського комплексу були віднесені біотитові порфіробластові двопольовошпатові мігматити району сіл Дзюньків, Обозівка, Травневе (верхів’я р.Рось), для цирконів із яких отримано архейські значення віку (Щербак і ін., 1989).

Звенигородський комплекс розглядався як ультраметаморфічний аналог росинсько-тікицької серії. Між гранітоїдами цього комплексу і супракрустальними породами росинсько-тікицької серії спостерігаються поступові переходи типу амфіболіт – кварцовий діорит – гранодіорит; плагіограніти з підвищенням вмісту біотиту переходять в біотитові гнейси (Щербаков, 1975). В самих гранітоїдах трапляються останці метаморфічних порід. Всі породи звенигородського комплексу, як правило, гнейсоподібні і досить часто мігматизовані.

Гайсинський (собітовий) комплекс включає діорити, кварцові діорити, гранодіорити, плагіограніти, амфібол-біотитові, біотитові і рожеві апліто-пегматоїдні граніти. Собіти включають численні ксеноліти метаморфічних порід, для більшості з яких визначається первинно-гранулітове походження (Щербаков і ін., 1984).

В Уманський комплекс об’єднані граніти Уманського, Юрпольського і ряду невеликих масивів, які розташовані на півночі і північному заході Уманського масиву. За структурно-текстурни-ми ознаками виділяється декілька відмін гранітів: порфіробластичні, сірі і рожеві рівномірнозернисті та аплітоподібні. Сірі рівномірнозернисті граніти є більш ранніми утвореннями, ніж порфіробластичні та рожеві.

Умови метаморфізму порід. Мінеральні парагенезиси (Рог+Пл+/-(Бі,Гр,Кв,Сф,Еп)), які описані в породах росинсько-тікицької серії (Усенко і ін., 1982, Щербаков, 1975), свідчать про те, що породи метаморфізовані в умовах амфіболітової фації. Крім того в метаморфічних породах Росинсько-Тікицького блоку як реліктові відмічаються парагенезиси гранулітової фації. Крім району Володарських магнітних аномалій (М.О.Ярощук, 1966, 1968), реліктові парагенезиси гранулітової фації описувались в ксенолітах серед собітів (Гайсинський блок) та в метаморфічних породах південної частини Лисянського блоку. На думку І.С.Усенко і ін. (1982) і І.Б.Щербакова (1975), такі метаморфічні породи з реліктами парагенезисів гранулітової фації є діафторитами по породах дністровсько-бузької серії.

ГЕОХІМІЯ ІЗОТОПІВ.

Ізотопна еволюція Sr i Nd пов'язана з радіоактивним розпадом ізотопів Rb87 і Sm147 і утворенням ізотопів Sr87 та Nd143, відповідно. Це спричиняє постійне зростання ізотопних відношень 87Sr/86Sr, 143Nd/144Nd в земній речовині. Використання ізотопного складу Sr i Nd як індикаторів геологічних процесів і джерела речовини ґрунтується на тому, що в геологічній історії Землі, в результаті диференціації її речовини на континентальну кору і мантію, земна кора збагатилася відносно верхньої мантії літофільними та несумісними елементами, в тому числі Rb i Nd, а в мантії сконцентрувалися Sr i Sm. Подальше зростання 87Sr/86Sr і 143Nd/144Nd в Землі відбувалося з різними швидкостями для континентальної кори і верхньої мантії. При визначенні джерела формування магматичних розплавів - “кора” чи “мантія” з використанням первинних відношень 87Sr/86Sr і 143Nd/144Nd як геохімічної мітки, отримані значення зручно порівнювати з відповідними відношеннями, які були в мантії на момент формування породи, за допомогою параметра е.

Визначення модельного віку самарій-неодимовим ізотопним методом базується на ряді припущень. Перше - відношення Sm/Nd в Землі відповідає цьому відношенню в хондритових метеоритах. Земний Nd еволюціонував в однорідному резервуарі, 147Sm/144Nd в якому - 0,1967, а сучасне значення 143Nd/144Nd складає 0,512638, нормалізоване відносно 146Nd/144Nd = 0,7219 (Фор 1989). Друге - земна кора утворилася з речовини, що відділилась від мантії (CHUR) в результаті її часткового плавлення. Sm-Nd модельні дати відносно CHUR визначають момент часу, коли Nd корової породи мiг вiддiлитися вiд хондритового резервуара.

Модельні дати можуть бути розраховані також відносно збідненого резервуара (деплетована мантія (DM)), в якому Sm/Nd збільшилось за рахунок часткового плавлення його речовини в минулому. Було зроблено припущення, що деплетована мантiя має сучасні значення 143Nd/144Nd i 147Sm/144Nd, вiдповiдно 0,513151 і 0,217 (Taylor, McLennan 1985). Нами при розрахунках модельних дат відносно DM використані інші параметри - 0,512965 і 0,2076, відповідно.

Модельні дати (відносно CHUR і DM) мають геологiчний сенс лише у тому випадку, коли вiдношення Sm/Nd в породi, що датується, не змiнювалось з моменту вiддiлення Nd вiд мантії. Вважається, що це відношення в корових породах не змінюється під час метаморфiзму, i навіть в процесі ерозії та перевiдкладання. Тому модельні дати можуть розглядатися як оцінка тривалості перебування неодиму даної породи в корі, або її нижня вікова межа.

Ізотопи Sr i Nd в мінералах і породах Дністровсько-Бузького району. Величини первинних вiдношень 87Sr/86Sr в ендербiто-гнейсах змiнюються вiд 0,701 (в пробах збагачених сірим цирконом з зональними ядрами), до 0,709 і більше (з коричневим цирконом віком 3,4 млрд. років), залишаючись в полі типово корових утворень. Досить високим “коровим” значенням 87Sr/86Sr = 0,706 характеризується двопiроксеновий плагiогнейс та мармур бузької серiї. Ще вищі значення 87Sr/86Sr отримані для плагiоклазiв iз порiд метасоматичного походження - гранулiтiв та бiотитових гнейсiв (>0,720, еSr>+250). Майже мантійне значення 87Sr/86Sr=0,7037 (еSr=+3,1) отримано в результаті Rb-Sr ізохронного датування глиноземистих гнейсів (Щербак і ін., 1989), що залягають як ксеноліти в гранат-біотитових бердичівських гранітах. Більш високим значенням (типово “корове”) 87Sr/86Sr=0,7089 (еSr=+10) характеризуються самі бердичівські граніти.

Sm-Nd-iзотопнi системи було вивчено в декількох пробах ендербiто-гнейсів, гіперстенових плагіогнейсів днiстровсько-бузької серiї, в одній пробі двопіроксенового плагіогнейсу та пробі мармуру бузької серії, в кристалосланцях, в антипертитових ендербітах і чарнокітах бердичівського комплексу, в віннициті, біотит-гранатовому граніті бердичівського типу та ряді ксенолітів з бердичівських гранітів. Було вивчено також ізотопні системи монацитів із антипертитових ендербітів і чарнокітів бердичівського комплексу. Для метаморфічних порід тиврівської товщі та чарнокітоїдів, що по них розвиваються, отримано палеоархейські значення Sm-Nd модельного віку - 3,4-3,8 (3,5-3,9 тут і надалі в дужках вказано модельні дати відносно DM) млрд. років. Величина еNd становить -4,4 в ендербіто-гнейсах заваллівського комплексу, від -4,7 до -8,3 - в чарнокітоїдах гайворонського і -11,4 в антипертитових ендербітах та -18 в чарнокітах бердичівського комплексу.

Неоархейські значення Sm-Nd модельного віку отримані для плагіогнейсу та мармуру бузької серії (графітовий кар`єр) - 3070-2910 млн. років (3210-3090), амфібол-біотитового плагіогнейсу Синицівської структури - 3120 млн. років (3280) і біотитового гнейсу зеленолевадівської товщі (за Схемою) - 2840 млн. років (2920). А самарій-неодимова ізотопна система біотитового гнейсу, що розповсюджений на лівому березі р. Пд. Буг, нижче кар`єру с. Кошаро-Олександрівки, характеризується аномально високим значенням 147Sm/144Nd=0,2765, не характерним не тільки для корових утворень, але і для деплетованої мантії. Таке збагачення самарієм відносно неодиму могло бути обумовлено скоріше за все процесами метасоматозу. Це є підтвердженням раніше зробленого висновку, що ці гнейси є високотемпературними метасоматитами (Степанюк, 1997).

Дещо несподіваними виявились результати Sm-Nd модельного датування віннициту Бердичівського блоку (Stepanyuk et al., 1998). Виходячи із загально прийнятих уявлень, вінницити є продуктом гранітизації метаморфічних порід дністровсько-бузької серії (гніванської товщі), тому слід було б чекати, як і у випадку з ендербітоїдами, досить високих значень віку. В дійсності для віннициту отримано протерозойські значення Sm-Nd модельного віку - 2060 млн. років (2330), еNd= +0,02. Близькі значення 2200 млн. років (2440), еNd = -1,3 отримано для біотит-гранатового граніту (кар`єр с. Іванов). Це поставило під сумнів належність порід, які є субстратом для вивчених гранітоїдів, до архейської дністровсько-бузької серії. Враховуючи можливість "омолодження" Sm-Nd iзотопної системи гранітоїдів у випадку їх формування в результаті селективного плавлення субстрату, нами було датовано декілька зразків гнейсів і кристалосланців, що злягають як ксеноліти в біотит-гранатових бердичівських гранітах. Для гіперстен-біотитового (Жежелівський кар`єр), біотитового (с.Волосовка, р.Тетерів) гнейсів і амфібол-гіперстенового кристалосланцю (с.Волосовка) отримано палеопротерозойські значення Sm-Nd модельного віку - 2180-2370 млн. років (2420-2600). Дещо більш високі значення віку отримані для гранат-біотит-гіперстено-вого плагіогнейсу гніванської товщі (Гніванський кар`єр), біотитового гнейсу (р. Пд .Буг, с. Широка Гребля), ендербіту (кар`єр с. Іванов) та діопсидового кристалосланця (с. Уладівка) - 2460 -2570 млн. років (2650-2750), що може бути обумовлено двома причинами. По-перше, ці породи можуть мати дещо більший вік. По-друге, більш високі значення Sm-Nd модельного віку можуть бути обумовлені наявністю в них давнього (наприклад, палеоархейського) теригенного корового матеріалу, який міг потрапити в басейн седиментації з розміщеного на півдні архейського "тиврівського" кратону. В такому випадку гіперстеновий кристалосланець (с. Писарівка, кар`єр) - 3480 млн. років (3660), мабуть, взагалі може бути реліктом цього палеоархейського кратону.

Росинсько-Тікицький район. Sm-Nd ізотопним методом було датовано 9 зразків порід. Результати досліджень показали, що серед метаморфічних порід, розвинених в межах цього району присутні як породи, що могли бути сформованими як в неоархеї - палеопротерозої (плагіогнейс із кар‘єру с. Попільня) так і утворення, які були сформовані за рахунок речовини, відділеної від мантії не раніше палеопротерозою. При цьому архейські значення модельного віку отримано нами лише для тих порід, що вміщують акцесорний циркон також архейського віку - область розповсюдження метаморфічних порід росинської серії. Для всіх зразків, як гнейсів так і порід основного складу (амфіболіти та кристалосланці), відібраних в басейні річок Гнилий і Гірський Тікичі, та по р.Рось в районі м. Біла Церква і нижче - отримано палеопротерозойські значення віку - 1900-2330 млн. років (2200-2570). Протерозойські значення віку - 1770 млн. років (2150) отримано для гранодіориту (р.Гірський Тікич, с.Буки), еNd=+2,9.

Північно-Західний район. Гнейси тетерівської серії характеризуються досить низьким значенням первинного відношення 87Sr/86Sr – 0,7023 (еSr=+0,8), на час прогресивного метаморфізму гнейсів – 2100 млн. років тому (Щербак і ін., 1989). Дещо більш високе значення первинного відношення 87Sr/86Sr – 0,7030 (еSr=+1,7) було отримано для метаморфічних утворень новоград-волинської товщі (Верхогляд, Скобєлєв, 1995). Типово “коровими” значеннями – 0,7068 - 0,7130 (еSr від +7,2 до +18) характеризуються апатити із гранітів (Щербак і ін., 1989).

Для визначення часу формування тетерівської серії було вивчено Sm-Nd ізотопні системи в трьох зразках гнейсів городської світи (Кочерівська структура) та в двох зразках: метаплагіопорфіру з субвулканічного тіла (новоград-волинська товща) та біотитового плагіогнейсу василівської світи, що розтинається цим метаплагіопорфіром в р-ні м. Новоград-Волинський. Для гнейсів городської світи та метаплагіопорфіру новоград-волинської товщі отримано досить низькі значення модельного віку - 1990-2030 млн. років (2270-2320). Дещо древнішими, як і за даними прямих геологічних спостережень, є гнейси василівської світи - 2150 млн. років (2420). Sm-Nd ізотопна система останніх дуже близька до ізотопних систем метаморфічних порід тікицької серії. Аналіз Sm-Nd ізотопної системи бистріївських гранітів (2080 (2345) млн. років, еNd = 0) дозволяє припустити, що вони утворилися в результаті селективного плавлення гнейсів тетерівської серії.

МІНЕРАЛОГІЯ АКЦЕСОРНОГО ЦИРКОНУ

Комбінації граней кристалів циркону навіть в породах з "простою" історією формування досить не витримані і їх діагностика без гоніометричних досліджень не дозволяє виявляти стійкі ознаки. Для U-Pb ізотопних досліджень дуже важливим є проведення генераційного аналізу. Визначення ізотопного віку суміші різновікових генерацій циркону, навіть з застосуванням найсучасніших методик і приладів, не дає задовільних результатів. Тому перед проведенням ізотопно-геохронологічних досліджень ми намагались вивчити внутрішню будову кристалів.

Особливості будови кристалів циркону із порід гнейсових комплексів.

Метаморфічнi породи днiстровсько-бузької серiї. Кристали циркону, що знаходяться в мармурах, кальцифiрах, дiопсидових кристалосланцях та дiопсид-плагiоклазових і дiопсид-скаполi-тових породах Верхнього Побужжя, представленi призматичними рожево-сiрими дрiбними кристалами без чіткого огранення. Гiперстеновi та двопiроксеновi плагiогнейси вміщують в основному кристали циркону складної будови, рання генерація яких характеризується тонкою "магматичною" зональністю (наприклад Малинiвський, Тиврiвський кар`єри). В цілому чітко розрізняється три генерації циркону (від ранньої до пізньої): коричнева, сіра і рожева. Кристали переважно видовженопризматичні, хоча зустрічаються короткопризматичні.

Метаморфічні породи бузької серії. Кварцити кошаро-олександрівської світи характеризуються доволі сталим набором відмін кристалів циркону. Спостерігається два основні типи кристалів: кулеподібні та призматичні. Обидві відміни мають складну будову і складаються з ядер та оболонок, причому оболонки більш розвинені (займають більший об`єм) в призматичних кристалах. Ймовірно саме завдяки цьому останні характеризуються помітним ідіоморфізмом. В ізометричних кристалах оболонки часто оточують не весь кристал, мають різну товщину. Навіть в добре огранених призматичних кристалах на поверхні спостерігаються заглиблення, окремі ділянки (“вікна”), в яких оболонка відсутня. Оболонки сірувато-білі, молочно-білі. В результаті мікрозондових досліджень в них виявлено тонку хаотичну зональність, яка очевидно свідчить про значну неоднорідність середовища мінералоутворення під час росту циркону оболонок. Ядра в основному ізометричні, однорідні, світло-рожевого кольору, рідше трапляються призматичні з правильними контурами та внутрішньою зональністю. Двопіроксенові плагіогнейси хащувато-заваллівської світи (Заваллівський графітовий кар`єр) вміщують чотири генерації циркону. Перша генерація - рожево-сірі, коричнювато-сірі ідіоморфні ядра, які мають тонку зональність, що повторює зовнішні контури ядра. Огранення ядер просте, утворене гранями тупої біпіраміди та призми. Друга генерація – найчастіше це коричнювато-сірі однорідні ядра, з великою кількістю включень мінералів, в тому числі рудних. Інколи спостерігаються полімінеральні включення. Форма ядер еліпсоподібна, до круглої, зрідка трапляються короткопризматичні ядра. Циркон цієї генерації іноді утворює оболонки навколо ядер з тонкою концентричною зональністю. Третя генерація циркону найчастіше розвивається у вигляді тонких світло-рожевих оболонок навколо цирконів двох перших генерацій в сильно тріщинуватих призматичних кристалах, рідше утворює ізометричні рожеві прозорі кристали. Четверта генерація - ізометричні напівпрозорі однорідні кристали коричневого кольору, рідше утворюють нарости на кристалах циркону більш ранніх генерацій. Форма кристалів заокруглена - від ізометричних до еліпсоподібних, в деяких кристалах спостерігаються окремі грані. Ізометричні коричневі кристали є практично єдиною відміною циркону в гнейсах і породах евлізитової пачки.

Характеристика циркону із порід березнинської товщі (ксеноліти в бердичівських гранітах). Для біотит-гіперстенових та біотит-двопіроксенових кристалосланців характерні свiтло-рожевi, рожевi, сiрувато-рожевi прозорі ізометричні та еліпсоподібні кристали без чіткого огранення та з алмазним відблиском. Рідше трапляються напівпрозорі замутнені кристали. Гіперстен-біотитові та гіперстен-біотит-гранатові гнейси вміщують два типи кристалів циркону. Переважають світло-сірі, рожево-сірі субідіоморфні кристали з невеликим (1,5-2,5) видовженням. Кристали переважно однорідні, рідко відмічаються дрібні призматичні ядра. В меншій кількості