Еволюційно-формаційна модель розвитку волинського мегаблоку в докембрії

Размещено на http://www.allbest.ru/

Національна академія наук України

Інститут геологічних наук

УДК 549.6:550.8:551.72(477)

Автореферат дисертації на здобуття наукового ступені доктора

геологічних наук

ЕВОЛЮЦІЙНО-ФОРМАЦІЙНА МОДЕЛЬ РОЗВИТКУ ВОЛИНСЬКОГО МЕГАБЛОКУ В ДОКЕМБРІЇ

Грінченко Віктор Федорович

Спеціальність:04.00.01 - загальна та регіональна геологія

Київ-1999

Дисертацією є рукопис.

Робота виконана на кафедрі мінералогії, геохімії та петрографії геологічного факультету Київського університету імені Тараса Шевченка.

Офіційні опоненти: Доктор геолого-мінералогічних наук, професор

Галецький Леонід Станіславович

Інститут геологічних наук НАН України (м. Київ), завідувач відділу

Доктор геолого-мінералогічних наук,

Бухарев Володимир Павлович

Державний науковий центр радіогеохімії навколишнього середовища НАН України (м. Київ), завідувач відділу

Доктор геологічних наук,

Паранько Ігор Степанович

Криворізький технічний університет (м. Кривий Ріг), завідувач кафедри

Провідна установа: Львівський державний університет імені Івана Франка (м. Львів).

Захист дисертації відбудеться “13” жовтня 1999р. о 11⁰⁰ год. на засіданні спеціалізованої вченої ради Д 26.162.02 при Інституті геологічних наук НАН України за адресою: 252054 м. Київ, вул. Олеся Гончара 55-Б.

З дисертацією можна ознайомитись у науковій бібліотеці інституту (м. Київ, вул. Олеся Гончара 55-Б)

Автореферат розісланий “7” вересня 1999 р.

Вчений секретар спеціалізованої ради, кандидат геолого-мінералогічних наук Г.М. Ладиженський

ЗАГАЛЬНА ХАРАКТЕРИСТИКА РОБОТИ

Актуальність теми. Із здобуттям Україною незалежності виникла нагальна потреба в створенні власної мінерало-сировинної бази, що ставить перед геологічною службою широкий перелік проблем. Перш за все це стосується розбудови рідкісно-металевої бази сировини. Одним з найбільш перспективних у цьому відношенні є Волинський мегаблок.

При науковому обґрунтуванні пошуків родовищ корисних копалин та оцінки металоносності території, одне з провідних місць належить моделюванню геологічного розвитку земної кори. При цьому особливе значення відводиться встановленню вікових співвідношень комплексів гірських порід і кореляції просторово відокремлених один від одного розрізів з використанням традиційних методів та прийомів визначення віку. Але в регіонах, де переважають ультраметаморфічні, магматичні та метасоматичні кристалічні утворення традиційні біостратиграфічні, геолого-структурні та геохімічні методи визначення відносного віку порід досить часто не дають однозначних результатів. У цьому випадку перспективним є застосування методів формаційного аналізу. З його допомогою вдається створити еволюційно-формаційну модель розвитку регіону, що дозволяє в деталях відтворити послідовність подій, які мали місце в давно минулі часи.

Мета та основні завдання досліджень. Мета роботи полягає в розробці формаційних критеріїв визначення послідовності утворення контактуючих між собою кристалічних порід та кореляції просторово відокремлених розрізів стратифікованих утворень докембрію, та побудова на цій основі еволюційно-формаційної моделі розвитку Волинського мегаблоку. Досягненню мети сприяло вирішення наступних завдань.

1) Використовуючи типоморфні ознаки породоутворюючих та акцесорних мінералів, розробити спосіб встановлення послідовності проявлення геологічних процесів.

2) Провести типізацію дайок основного складу з метою використання їх в якості вікових реперів.

3) Обґрунтувати можливість використання жилоподібних тіл метасоматитів тектоно-метасоматичних зон при визначенні вікових співвідношень просторово відокремлених один від одного комплексів порід.

4) Визначитися з природою маргінаційних структур в породах формації рапаківі та з'ясувати механізм утворення овоїдальності в породах різного віку та генезису.

5) Провести системне формаційне розчленування комплексів порід Волинського мегаблоку, уточнити та впорядкувати індикативні ознаки формацій та їх класифікацію.

6) Відтворити послідовність історико-тектонічних етапів розвитку території, проявлення в просторі та часі розривних порушень і провести їх кореляцію з періодами складчатості, фазами регіонального метаморфізму, циклами магматичної активності та епохами активізації.

7) За результатами формаційних досліджень побудувати модель геологічного розвитку Волинського мегаблоку в докембрії.

Наукова новизна та основні положення що захищаються. Наукова новизна полягає в: 1) розробці та широкому застосуванні при проведенні формаційних досліджень способу встановлення послідовності формування кристалічних порід, що дозволяє виділити в об'ємі житомирського та осницького комплексів декілька різних за походженням формацій; 2) проведенні, з використанням роїв дайок основного складу та систем жилоподібних тіл метасоматитів тектоно-метасоматичних зон, кореляції просторово відокремлених один від одного стратифікованих розрізів та інших геологічних об'єктів; 3) доведенні глобального характеру формування овоїдальності та вторинного (метасоматичного) походження овоїдів. Окрім того, в роботі по-новому розглядаються основні аспекти історико-тектонічного розвитку Волинського мегаблоку; обгрунтована необхідність виділення протогеосинклінальної “основи”, складові якої збереглися серед протерозойських порід у вигляді фрагментів.

Основні положення що захищаються:

1) Під впливом більш пізніх накладених процесів, хімічний склад та фізичні властивості мінералів магматичних, метаморфічних та метасоматичних порід змінюються, пристосовуючись до нових фізико-хімічних умов, і, внаслідок цього, відзеркалюють поетапний характер формування супракрустальних та інтракрустальних утворень докембрію. З урахуванням цього, уточнено границі історико-тектонічних мегаетапів (протогеосинклинального, головного геосинклинального, орогенного та платформеного) на протязі яких в межах Волинського мегаблоку формувалась земна кора континентального типу.

2) При встановленні послідовності формування просторово відокремлених один від одного геологічних об'єктів, в якості вікових реперів, слід використовувати рої дайок та системи метасоматичних тіл тектоно-метасоматичних зон.

3) Утворення гранітоїдних формацій житомирського комплексу відбувалося у дві стадії. Становлення гранітоїдів з натрієвою спеціалізацією (плагіомігматит-плагіогранітна формація) співпало з початком пізньоафебійського етапу, в той час як укорінення гранітоїдів збагачених на калій (формація двослюдяних гранітів) відбувалося в кінці цього ж етапу.

4) В об'ємі осницького комплексу виділяються дві різного віку та генезису групи порід. До першої групи віднесені складові формації гранітоїдів строкатого складу - продуктів гранітизації ефузивів клесівської серії, до другої - інтрузивні утворення габро-гранодіорит-гранітної формації.

Практичне значення роботи полягає в тому, що створення за результатами формаційних досліджень моделі розвитку земної кори континентального типу в межах Волинського мегаблоку в докембрії дозволяє виділити окремі стадії геосинклінального розвитку території, етапи її кратонізації та цикли тектогенезу. Це, в свою чергу, дає можливість уточнити широке коло питань генетичного плану та намітити епохи проявлення різних типів рудоутворень. З метою уточнення місцевих стратиграфічних схем, при встановленні вікових співвідношень кристалічних порід різного генезису широко використовувались типоморфні ознаки мінералів. Розроблено спосіб визначення відносного віку гірських порід по амфіболу та біотиту (авторське свідоцтво № 1571529), що дозволяє визначити області впливу інтрузії на вміщуючі породи. Це необхідно враховувати при відборі проб з метою їх ізотопного датування, що істотно зменшує витрати коштів та часу при проведенні аналітичних досліджень.

Результати досліджень були впроваджені в ВГО “Північукргеологія” при проведенні групового та глибинного геологічного картування. Дисертант є співавтором шесті виробничих та восьми науково-дослідницьких звітів. Виявлені, на прикладі порід Волині, закономірності в зміні типоморфних ознак мінералів можуть бути справедливими й для інших регіонів подібних за геологічною будовою.

Фактичний матеріал. Фактичною основою роботи стали багаторічні (починаючи з 1969 р.) дослідження кристалічних утворень північно-західної частини Українського щита при виконанні держбуджетних та госпдоговірних науково-дослідницьких робіт у складі геохімічної експедиції науково-дослідницького сектору та кафедри мінералогії, геохімії та петрографії геологічного факультету Київського університету ім. Тараса Шевченка. Автор приймав участь у проведенні геологічної зйомки масштабу 1:50 000 листів М-35-19-В,Г; М-35-20-В,Г; М-35-31-А,Б,В,Г; М-35-32-А,Б,В,Г; М-35-36-А,Б,В,Г; М-35-44-А,Б,В,Г; М-35-45-Б,Г; М-35-46-А,Б,В,Г; М-35-57-А,Б; М-35-58-В,Г; М-35-60-А,Б,В,Г; М-35-70-А,Б,В,Г та М-35-72-А,Б, виконуючи, безпосередньо формаційні дослідження. З цією метою було проведене ревізійне вивчення керну більш ніж трьох тисяч картувальних та глибоких свердловин, комплексно досліджено значна кількість зразків гірських порід, включаючи петрографічні (близько 15 000 шліфів) та мінералогічні (близько 1 000 протолочних проб) дослідження, проаналізовані особливості хімічного складу та вмісту елементів-домішок в породах та мінералах з використанням методів хімічного (більш ніж 2 000 аналізів) та спектрального (понад 30 000 проб) аналізу, полум'яної та оптичної спектроскопії.

Апробація роботи. Основні положення дисертаційної роботи доповідались на Всесоюзній конференції “Условия образования и закономерности размещения стратиформных месторождений цветных, редких и благородных металлов” (Фрунзе, 1985) та Всесоюзних петрологічних семінарах (Петрозаводськ, 1989; Ленінград, 1990), присвячених оцінці перспектив рудоносності геологічних формацій при проведенні крупномасштабного геологічного картування; Всесоюзному симпозіумі “Онтогения минералов” (Кривий Ріг, 1985), другому та третьому Всесоюзних семінарах по викладанню мінералогії (Свердловськ, 1987, Кривий Ріг, 1988), Всесоюзній нараді “Изотопное датирование ендогенных рудних формаций” (Тбилиси, 1990). Окремі положення роботи доповідались на робочій нараді “Акцессорные минералы горных пород” (Москва, 1985), науково-виробничій конференції “Цыркон” (Одеса, 1987) та на щорічних наукових конференціях Київського університету (1981-1997). По темі дисертаційної роботи надруковано дві монографії, 22 статті, 5 тез, отримано авторське свідоцтво.

Структура та об'єм дисертаційної роботи. Робота складається з вступу 4 розділів і висновків, викладена на 296 сторінках машинописного тексту який супроводжується 35 рисунками, 37 таблицями. Список використаної літератури 281 назва.

За допомогу та постійну підтримку, автор висловлює щиру подяку колегам з Київського університету докторам геол.-мін. наук В.Г. Малявкі, М.І. Толстому, О.І Лукієнку, кандидатам геол. мін. наук І.М. Остафійчук, О.В. Зінченку, І.П. Соколову. Автор вважає своїм обов'язком віддати шану світлій пам'яті Т.М. Агафоновій, С.А. Морозу, з якими обговорював низку питань на початковій стадії досліджень та напрямок роботи.

СУЧАСНА УЯВА ПРО ГЕОЛОГІЧНУ БУДОВУ ВОЛИНСЬКОГО МЕГАБЛОКУ

Серед актуальних проблем пізнання геологічної будови та історії формування території України першорядне значення має вивчення Українського щита, історико-тектонічна природа якого приховує чимало “загадок”. Це, насамперед, стосується його північно-західної частини, що виокремлюється як своєрідний Волинський мегаблок.

На теперішній час, стосовно розкриття історико-тектонічної природи Волинського мегаблоку, нагромаджено величезний і надзвичайно розмаїтий емпіричний матеріал, сформульовані його різнобічні узагальнення переважно петролого-геохімічної інтерпретації. І все ж залишається велика кількість як частково вирішених питань, так і спірних положень. Зокрема, серед дослідників точиться суперечка щодо кількості світ, що входять до складу тетерівської серії. Не існує також єдиної точки зору щодо первинної природи порід клесівської серії. Одні дослідники вважають їх осадовими утвореннями, другі - гіпабісальними породами кислого складу, треті - метаморфізованими кислими ефузивами. З урахуванням текстурно-структурних особливостей, речового складу та умов утворення, породи клесівської серії деякі дослідники відносять до типових геосинклинальних утворень.

В будові докембрію Волинського мегаблоку, окрім супракрустальних утворень, важливу роль відіграють гранітоїди житомирського, осницького та коростенського комплексів. Як вважає переважна більшість дослідників, становлення гранітів житомирського комплексу відбувалося в протогео-синклінальний період. На думку М.І. Безбородька, В.І. Лучицького, Л.Г. Ткачука з інтрузіями житомирських гранітів пов'язане формування плагіо-мігматитів. У більш пізніх працях лише підтверджувалась наявність тісного генетичного зв'язку плагіомігматитів та житомирських гранітів і не приймались до уваги істотні розбіжності між фактологічними даними та теоретичним обґрунтуванням генезису мігматитів. До складу осницького комплексу введені різноманітні кислі породи - диференціати, на думку переважної більшості вчених, єдиної осницької гранітної магми. Вважається, що становлення окремих членів гранітного ряду відбувалося в такій послідовності: апліти - граніти клесівського типу - кварцеві діорити - гранодіорити - осницькі граніти. Але ж, як свідчить геологічна практика, кристалізація гранітної магми, котра, до того ж, асимілювала значну кількість ефузивів основного та середнього складу клесівської серії, повина розпочинатися з більш основних членів - кварцевих діоритів або грано-діоритів, але не з апліт-гранітів. Тому, цілком слушно виникає запитання, чи дійсно розмаїті гранітоїди комплексу є похідними єдиної осницької гранітної магми? Не з'ясовано до кінця положення в стратиграфічній схемі сірих збагачених бором лабрадоритів і габро-лабрадоритів коростенського комплексу. Не знайшла також задовільного пояснення наявність ксенолітів рапаківівидних біотитових відмін коростенських гранітів, на думку переважної більшості дослідників більш пізніх утворень, в гранітах рапаківі, або факт проривання останніми біотитових відмін з пойкіло-пегматитовою структурою.

Існуючі різночитання і суперечності багато у чому зумовлені тим, що у властивому на сьогодні геологічній науці емпірико-теоретичному циклі пізнання спостерігається цілеспрямоване зміщення наголосів саме на розвиток суто емпіричних досліджень та недооцінка теоретичних. Але ж, загальною ознакою теоретичного знання є вдосконалення і розвиток концептуальних засобів побудови так званого “теоретичного світу”, а загальною ознакою емпіричного знання - спрямованість на встановлення зв'язку концептуального апарату з реальністю. Звідси, логічно, випливає важливість теоретичного складника сучасної геології.

У становленні та подальшій розбудові теоретичного знання принципово важливого значення набуває створення своєрідної теоретичної моделі геологічної будови досліджуваного регіону, тобто відтворення еволюційно-формаційної моделі його розвитку. Йдеться, насамперед, про визначення методів, принципів і критеріїв вивчення просторово-часових характеристик геологічних об'єктів за умови відчутної втрати ними багатьох складників “геологічної пам'яті”. Тому, необхідно якомога більше розгалузити набір індикативних характеристик і ознак історико-тектонічної природи докембрійських утворень як за рахунок накопиченого арсеналу геологічних, петролого-мінералогічних та геохімічних даних, так і шляхом використання новітніх фактологічних чинників. За допомогою останніх можна отримати адекватне обгрунтування стратиграфічних границь і об'ємів “геологічних тіл” докембрію, визначити їх суперпозиційні взаємовідносини, подійні прояви тектоно-магматичних рубежів та різновікових активізацій.

Зокрема, при створенні основи еволюційно-формаційної моделі розвитку Волинського мегаблоку в якості вікових реперів використовувались рої дайок та системи субпаралельних жилоподібних тіл метасоматитів поширених в межах тектоно-метасоматичних зон. При визначенні ж вікових співвідношень контактуючих між собою геологічних об'єктів утворених виключно кристалічними породами, окрім прямих геологічних даних, слід використовувати типоморфні ознаки породоутворюючих та акцесорних мінералів.

МІНЕРАЛО-ПЕТРОГРАФІЧНІ КРИТЕРІЇ ФОРМАЦІЙНОГО АНАЛІЗУ

У зв'язку з розширенням в останні роки об'ємів буріння, з'явилась нагальна потреба у всебічному вивченні кернового матеріалу з метою отримання максимально можливої інформації про речовий склад і генетичні особливості кристалічних порід. Зокрема, гострою залишається проблема з'ясування вікових співвідношень розбурених свердловинами нових геологічних тіл з масивами вже відомих і добре вивчених кристалічних порід.

Це обумовлено тими обставинами, що в регіонах в будові яких переважають ультраметаморфічні та магматичні утворення (прадавні щити, серединні масиви), а супракрустальні товщі користуються незначним поширенням, спостерігаючись у вигляді скіалітів серед магматитів та палінгено-анатектичних гранітів, біостратиграфічні та геолого-структурні методи визначенні відносного віку порід не можуть бути широко застосовані.

Навіть, при наявності “смуг загартування” з обного боку лінії контакту не завжди є впевненість щодо правильності висновку відносно послідовності формування контактуючих між собою кристалічних порід. Вирішення завдання ще більш ускладнюється при умові “розбурювання” контактів, як це часто трапляється в практиці геолого-зйомочних робіт. Використання трудоміських та дорогих методів ізотопної радіометрії також не завжди дає однозначний результат.

Суттєву допомогу при встановленні послідовності формування кристалічних порід можуть надати типоморфні ознаки мінералів.

Мінерал настільки чутливий до найменших змін фізико-хімічних умов у часі, що вдається визначити, навіть, незначні відміни в його ознаках і з успіхом використовувати їх як “керівні” при з'ясуванні питання, котрий з геологічних об'єктів (процесів) більш давній (молодший) за віком. При виборі типоморфної ознаки слід дотримуватися таких вимог: 1) мінерал повинен кристалізуватися в широкому діапазоні РТ-умов; 2) типоморфна ознака досить легко розпізнається в звичайному петрографічному шліфі, або протолочній пробі.

Цим вимогам відповідають типоморфізм хімічного складу та забарвлення темноколірних мінералів, типоморфізм паралельних (овоїди) та двійникових зростань польових шпатів, типоморфізм кристаломорфології циркону.

ТИПОМОРФІЗМ ХІМІЧНОГО СКЛАДУ ТА ЗАБАРВЛЕННЯ МАГНЕЗИАЛЬНО-ЗАЛІЗИСТИХ СЛЮД

З усього розмаїття магнезиально-залізистих сілікатів, біотит є найбільш поширеним мінералом гірських порід. Стійкість його обумовлена входженням в його структуру з одного боку практично всіх петрогенних елементів, а з іншого - широкими межами коливання їх вмісту в слюді. Аналіз чисельних публікацій присвячених біотиту свідчить, що одним з найбільш суперечливих є питання стосовно існування прямого зв'язку між хімічним складом біотиту та вміщуючої його породи. На думку одних дослідників хімічний склад мінералу визначається фізико-хімічними умовами його кристалізації. Інша, більш чисельна група вчених переконана у тому, що вміст переважної більшості мінералоутворюючих компонентів у слюді визначається їх кількістю в материнській породі.

Дійсно, коли біотит є єдиним темноколірним мінералом породи, то не виникає сумніву щодо існування прямого зв'язку складів біотит-порода. Коли ж у парагенезисі з біотитом співіснує інший магнезиально-залізистий сілікат, то зв'язок складів біотит-порода порушується. Так, значення коефіцієнту загальної залізистості магнезиально-залізистих сілікатів в межах окремо взятого масиву залишається практично без змін, в той час як залізистість породи коливається в досить широких межах, в залежності від кількісного співвідношення в ній фемічних мінералів. При підвищені залізистості породи спостерігається не зростання залізистості темноколірних мінералів, а збільшення кількості більш залізистого мінералу (гранату в чудново-бердичівському, магнетиту в осницькому, біотиту в коростенському гранітах). Тобто, загальна залізистість біотиту і інших фемічних мінералів визначається фізико-хімічними параметрами системи, в той час як склад породи регулює кількість того чи іншого магнезиально-залізистого мінералу в ній.

З іншого боку, хімічний склад біотиту не змінюється по об'єму геологічного тіла, навіть у такій складній (багатофазній) споруді як Коростенський плутон. Це дозволяє зробити припущення, що в період становлення гранітних масивів мало місце існування якихось агентів, котрі й обумовили вирівнювання хімічного складу біотиту по усьому об'єму геологічного тіла. Такими агентами могли виступати леткі компоненти, що досить тривалий час фільтрувались крізь частково, а можливо й повністю закристалізовані гірські породи.

Якщо зроблене припущення має право на існування, то, враховуючи відкритість всіх без винятку геологічних систем по відношенню до флюїдів, можемо припустити можливість їх проникнення в породи екзоконтакту і формування внаслідок цього перехідної зони в якій хімічний склад біотиту вміщуючої інтрузив породи буде “пристосовуватися” до нових фізико-хімічних умов.

Правомірність зроблено припущення перевірялась на великій кількості конкретних геологічних об'єктів. Для цього з порід що контактують одна з одною, на різних відстанях від контакту по перпендикулярному профілю відбирались серії протолочних проб. Усього було проаналізовано хімічно біотит майже зі ста таких серій. Отриманий аналітичний матеріал дозволяє стверджувати, що біотит порід екзоконтакту, під дією флюїдів які мігрують з молодої інтрузії або з метасоматичної зони, змінює свій хімічний склад, наближаючись за хімізмом до слюди більш молодої породи. Ці обставини дозволяють визначати відносний вік двох контактуючих між собою кристалічних порід близьких за хімічним складом.

Але ж, хімічний склад біотиту обумовлює його фізичні властивості і, насамперед забарвлення та схему плеохроїзму. Цим і пояснюється потреба вивчення методами оптичної спектроскопії тих структурних перетворень в слюді які відбуваються під впливом більш пізніх, накладених процесів.

Вивчення оптичних спектрів біотиту у видимій області свідчить про те, що варіації в забарвленні біотиту визначаються інтенсивністю смуг поглинання в ультрафіолетовій та червоній областях. Переважання в забарвленні біотиту зелених тонів обумовлене зростанням впливу смуги при 700 нм. Відсутність цієї смуги зумовлює оранжеве забарвлення мінералу. Зростання інтенсивності обох смуг поглинання приводить до забарвлення біотиту в темний грязно-зеленкувато-коричневий колір.

Природньо, виникає запитання, якими факторами обумовлюється збільшення (зменшення) інтенсивності смуг поглинання в ультрафіолетовій та червоній областях спектрів? Для цього методами оптичної спектроскопії були вивчені біотити різних за віком гранітоїдних комплексів. Співставлення отриманих результатів показує , що зі збільшенням окисного потенціалу, яке мало місце при переході від житомирського через коростенський і, далі, до осницького зменшується абсолютна та відносна концентрація оптично активних центрів ліганд-метал, а роль центрів метал-метал зростає. Тобто, визначальним фактором контролю концентрації різних оптично активних центрів, а звідси й особливостей забарвлення біотиту гранітоїдів різних комплексів Волинського мегаблоку, є величина окисно-відновного потенціалу.

Здатність слюди еволюціонувати під впливом факторів метаморфізму та метасоматозу дозволяє запропонувати спосіб визначення відносного віку двох контактуючих між собою біотитвміщуючих порід. Він базується на використанні явища еволюції оптичних властивостей біотиту більш давніх за віком порід під впливом більш пізнього накладеного процесу. Спосіб захищений авторським свідоцтвом № 1571529 (1990 р) і може бути використаний при встановлені вікових співвідношень будь-яких кристалічних біотитвміщуючих утворень які контактують один з одним, але при умові що лінія контакту між ними не є тектонічною.

ТИПОМОРФІЗМ ЗАКОНОМІРНИХ ЗРОСТАНЬ ПОЛЬОВИХ ШПАТІВ

Незважаючи на велику кількість публікацій, присвячених типоморфізму польових шпатів, використання його в геологічній практиці вкрай недостатньо. В першу чергу це стосується типоморфізму двійникових зростань плагіоклазу та калішпату.

Попередніми дослідженнями доведено, що закон двійникування визначається, насамперед, фізико-хімічними умовами кристалізації польових шпатів. Звідси приходимо до висновку, що польові шпати порід близьких за хімічним складом які кристалізувались в різні періоди геологічного часу, внаслідок малої ймовірності співпадання РТ-умов їх становлення, будуть утворювати прості ростові двійники за різними законами. Наведемо декілька прикладів. Так, з метою розпізнавання і типізації дайок основного складу різного віку та використання їх в подальшому в якості вікових реперів, на прикладі більш ніж двохсот дайкових тіл, було вивчено розподіл в плагіоклазі базитів різного типу простих ростових двійників. Як показали проведені дослідження в плагіоклазі дайок діабазів та діабазових порфіритів, становлення яких відбувалося в постжитомирський час, але перед укоріненням осницьких гранітів, зустрічаються лише прості карлсбадські двійники. Навпаки, в плагіоклазі габро-долеритів, що формувались в постосницький час, зустрічаються лише прості альбіт-карлсбадські ростові двійники. Перспективним є також використання законів двійникування калішпату з метою з'ясування генетичних особливостей порід при геологічному картуванні великих площ, в межах яких поширені переважно гранітоїдні утворення. Наприклад, було проаналізовано просторовий розподіл морфологічних типів калішпату в гранітоїдах осницького комплексу. Встановлено, що калішпат з граткою шахматного типу (калішпат-1) зустрічається виключно в кислих ефузивах клесівської серії, та зрідка спостерігається у вигляді реліктів у гранітизованих їх еквівалентах - клесовітах. В останніх чільне місце займає калішпат із сноповидним або клітковим типами мікроклинової гратки (калішпат-2), який, окрім клесовітів, поширений ще й в гранітизованих метабазитах серії, вирівських діоритах та в строкатих за хімічним складом гранітоїдах ультраметаморфічного генезису осницького комплексу. Останні прориваються інтрузіями осницьких гранодіоритів та гранітів, в яких зустрічається лише калішпат з недосконалою граткою шахматного типу (калішпат-3), досить часто ускладнений простими карлсбадськими двійниками. Проведена у такий спосіб типізація гранітів дозволяє досить впевнено оконтурювати геологічні інтрузивні тіла, котрі в більш ранніх працях розглядалися укупі з гранітоїдами ультраметаморфічного генезису.

ТИПОМОРФІЗМ КРИСТАЛОМОРФОЛОГІЇ ЦИРКОНУ

геологічний слюда шпат докембрій

Морфологія кристалів мінералів взагалі, і циркону зокрема, обумовлена з одного боку їх структурою, а з іншого - фізико-хімічними умовами їх кристалізації. Тобто, обрис кристалів визначається структурою, в той час як розмаїття простих форм на них - дією зовнішніх факторів.

Вивчення кристаломорфологічних особливостей циркону з більш ніж восьмисот протолочних проб із порід різних за віком та генезисом свідчить про те, що коефіцієнт видовженості кристалів мінералу зменшується у міру зростання кислотності мінералоутворюючого середовища. При цьому не слід виключати вплив на кристаломорфологію мінералу вмісту в материнській породі цирконію. Так, при низьких концентраціях мінералоутворюючого елементу - цирконію, він буде використовуватися, насамперед, на формування на кристалах циркону граней гострої дипіраміди {311}, які мають невелику ретикулярну густину. Навпаки, при зростанні концентрації в мінералоутворюючому середовищі, грані гострої дипіраміди будуть витіснятися гранями дипіраміди {111}, яким притаманні набагато більші значення ретикулярної густини. Це обумовлює поступову зміну списоподібного обрису кристалів мінералу спочатку “торпедоподібним”, а вже потім - короткопризматичним.

В останні роки гараче дискутується питання стосовно причин виникнення зерен циркону круглої форми. На думку переважної більшості дослідників, надбання кристалами циркону круглої форми реалізується в процесі їх механічної обробки при транспортуванні зерен мінералу водними потоками. Простота та логічність міркувань у злуці з уявленнями про надзвичайно високу стійкість циркону щодо впливу факторів метаморфізму та магматизму, слугували першопричиною появи й швидкого поширення так званого “цирконового методу” реконструкції історії формування кристалічних порід, виходячи з морфології кристалів циркону.

Проведене вивчення зерен циркону круглої форми показало, що за характером поверхні вони поділяються на два типи. До першого типу відносяться зерна з гладенькою поверхнею й сильним алмазним блиском, які, беззаперечно, є новоутвореннями. Поверхня зерен другого типу матова, й може виникати двома шляхами, або при механічній обробці плоскограних кристалів, або внаслідок часткового розчинення багатогранників мінералу в хімічно активному середовищі. Вивчення під растровим мікроскопом круглих зерен циркону з алювіальних відкладів виявило на їх поверхні велику кількість по різному орієнтованих борозд та штрихів. Характер поверхні зерен мінералу підданих розчиненню має в плані “черепитчастий” рель'єф. Звідси приходимо до висновку, що реконструкція історії формування кристалічних порід, виходячи лише з круглої форми кристалів, може бути не досить коректною якщо відсутні переконливі докази способу утворення округлих зерен мінералу.

В останні роки в геологічній практиці знаходять широке застосування різноманітні схеми еволюції габітусу кристалів циркону в залежності від зміни температури та лужності цирконоутворюючого середовища. Разом з тим в літературі відсутні більш-менш завершені розробки в яких використовувалися б у повній мірі змінення морфології кристалів циркону в якості індикаторів процесів формування складних плутоно-метаморфічних комплексів докембрію.

Вивчення комбінацій простих форм на багатогранниках циркону з реальних геологічних об'єктів, послідовності їх появи й відносних розмірів граней дозволяє запропонувати загальну схему просторово-вікової еволюції морфології мінералу (табл. 1), в якій виділяється два габітусних ряди - цирконовий та гіацинтовий. При певних фізико-хімічних умовах кожен ряд може розщіплюватись, утворюючи додаткові підряди 1а та 2а, які розрізняються лише відносними розмірами граней призм першого та другого роду, або спрощуватися (редуціювати) у зв'язку зі зникненням тієї чи іншої ланки вихідного ряду (підряду).

Запропонована схема, перш за все, відображає еволюцію морфології кристалів циркону в залежності від падіння концентрації цирконію в мінералоутворюючому середовищі: від ізометричного обрису кристалів при максимальній концентрації в ньому цирконію, через стовпчастий до списоподібного при найбільш низьких концентраціях видоутворюючого елементу.

Описувані еволюційні габітусні ряди - це лише узагальнююча схема послідовності трансформації морфології кристалів циркону, яка могла б реалізуватися у повній мірі в ідеальних умовах тривалого росту кристалів мінералу при монотонному падінні в мінералоутворюючому середовищі концентрації цирконію. В конкретних же геологічних умовах, під впливом цілого ряду причин котрі не завжди можна врахувати, еволюційні габітусні ряди можуть губити окремі свої ланки, набуваючи типоморфний для того чи іншого об'єкту вигляд. Це дозволяє використовувати кристаломорфологію циркону при кореляції та розчленуванні гірських порід.

Слід також підкреслити, що в екзоконтактових частинах гранітоїдних масивів, або поблизу областей розвитку ультраметаморфічних та метасоматичних порід утворюються зони, області чи ділянки порід, котрі вміщують окрім власного (сингенетичного) ще й чужий (епігенетичний) циркон, який за своїми морфологічними особливостями нічим не відрізняється від циркону більш молодої породи. Ці обставини дозволяють, за набором морфологічних відмін кристалів циркону, визначати відносний вік контактуючих між собою кристалічних порід.

ЕВОЛЮЦІЙНО-ФОРМАЦІЙНА МОДЕЛЬ ГЕОЛОГІЧНОЇ БУДОВИ ВОЛИНСЬКОГО МЕГАБЛОКУ

Найвагоміші досягнення останніх десятиліть в області пізнання історії розвитку геологічних структур земної кори були отримані завдяки застосуванню методів формаційного аналізу. Формації, як природньо-історичні об'єкти, формуються на певних етапах розвитку структурних елементів земної кори, при певних режимах тектонічних рухів. До того ж, особливості тієї чи іншої формації визначаються ще й віком її утворення, що обумовлено еволюцією земної кори в часі та просторі. Тому завданням формаційного аналізу є визначення послідовності утворення формацій, що в свою чергу дозволяє відтворити тектонічний режим в якому вони формувалися.

Отримані при проведенні формаційних досліджень данні розглядаються в річищі сучасної концепції стадійного розвитку земної кори з урахуванням принципу часу проявлення завершальної складчатості та визначеннями формаційного складу своєрідних у генетичному відношенні різновікових комплексів супракрустальних та інтракрустальних утворень. Це дозволяє створити оригінальну схему (еволюційно-формаційну модель) палеотекто-нічного розвитку території Волинського мегаблоку взагалі, та окремих його структурно-формаційних зон в протерозої.

З урахуванням результатів формаційного аналізу супракрустальних та інтракрустальних утворень, часу проявлення складчатості та розривних порушень в межах території Волинського мегаблоку в генералізованому плані виокремлені архейський протогеосинклінальний, протерозойський головний геосинклінальний, орогенний та платформений історико-тектонічні мегаетапи, які відображають стадійність направленого процесу формування континентальної земної кори в регіоні.

ПРОТОГЕОСИНКЛІНАЛЬНИЙ МЕГАЕТАП

Незважаючи на велику кількість публікацій, присвячених геологічній будові Волинського мегаблоку в них майже відсутні свідчення стосовно історії розвитку регіону в археї, до кінця не з'ясовані взаємовідношення між утвореннями дністровсько-бузької та тетерівської серій. Вважається, що границя між ними проходить по Андрюшівському розлому. Насправді ж границю між двома різного віку товщами слід проводити приблизно на 1,5-2 км. південіше Андрюшівської системи розломів, до того ж вона носить досить складний характер. Утворення тетерівської серії, у вигляді клиноподібних тіл, досить далеко проникають у товщу порід дністровсько-бузької серії. Механізм формування подібних взаємовідношень між двома різного віку товщами до кінця не з'ясований. Це може вказувати або на існування поступових фаціальних переходів між ними, що мало ймовірно і вступає в протиріччя з данними ізотопного датування, або на нерівномірне проявлення процесів діафторезу.

У відповідності з загально прийнятою історико-тектонічною концепцією серед утворень протерозойської граніт-сланцевої області слід шукати фрагменти архейських грануліт-зеленокам'яної та граніт-зеленокам'яної областей, вивчення яких дозволяє, у загальних рисах, відтворити історію розвитку досліджуваної території в археї. Такими фрагментами-останцями, на думку автора, можуть виступати Курчицька та Гутянська структури складені, на відміну від збагачених кальцієм утворень кочерівської світи, високомагнезиальними карбонатними породами. Структури мають чіткі полігональні контури, завдяки обмеженню їх з усіх боків тектонічними розломами, і тому вони можуть вважатися блоками прадавньої “основи” виведеними на поверхню тектонічними рухами. Разюча схожість мінерального складу та хімізму карбонатних порід Курчицької та Гутянської структур з аналогічними утвореннями дністровсько-бузької серії Подільського мегаблоку дозволяє їх паралелизувати і вважати породи цих структур архейськими.

Доломітові карбонатні породи віднесені до утворень мармур-кальци-фірової формації й зустрічаються переважно в центральній частині Волинського мегаблоку. Видима частина розрізу формації розпочинається потужньою товщею доломітових мармурів та кальцифірів з нечисельними прошарками параамфіболитів. В середній його частині кількість прошарків параамфіболитів та їх потужність збільшується, в той час як об'єм карбонатних порід зменшується. У верхній частині розрізу істотньо зростає роль прошарків амфібол-біотитових гнейсів.

ГОЛОВНИЙ ГЕОСИНКЛІНАЛЬНІЙ МЕГАЕТАП

З урахуванням тектонічних особливостей головний геосинклінальний мегаетап розвитку континентальної кори в межах Волинського мегаблоку поділяється на два етапа: ранньоафебійський, який охоплює ранньогеосиклінальну та власне геосинклінальну стадії; пізньоафебійський етап існував впродовж усієї ранньоорогенної стадії. З урахуванням проявлення фаз складчатості, пізньоафебійський етап ділиться на два підетапа: ранній та пізній.

Формації ранньоафебійського етапу.

На початку палеопротерозою в межах північно-західної частини Українського щита існував геосиклінальний прогин, в якому відбувалося накопичення теригенних відкладів новоград-волинської товщі. Процеси седиментагенезу, час від часу, переривались виливанням магми ультраосновного та основного складу (діабазова формація). Найбільш інтенсивно ефузивна діяльність проявилась в південній частині території, в той час як в центральній та північній її частинах формувались переважно пісчано-глинисті осадочні породи. Дещо пізніше до порід аспидної формації додається карбонатна речовина, обумовлюючи формування, головним чином, у південній частині регіону, порід вапнякової формації. Формування ефузивно-осадочної товщі супроводжувалося укоріненням чисельних жильних або штокоподібних інтрузій габро-перідотитової формації.

Наприкінці власне геосинклінальної стадії головного геосинклінального мегаетапу складові новоград-волинської товщі та інтрудуюці її ультраосновні та основні породи зазнали метаморфізму в умовах епідот-амфіболітової фації. Метаморфічні процеси носили ізохімічний характер й обумовили виникнення за рахунок теригенних відкладів біотитових, гранат-біотитових, мусковіт-біотитових та амфібол-біотитових мікрогнейсів, перетворення ефузивів ультраосновного, основного та середнього складу в метадіабази, ортоамфіболіти й актинолітові сланці та амфіболізацію і біо-титизацію інтрузивних порід габро-перідотитової формації.

Формації пізньоафебійського етапу

Пізньоафебійський етап розвитку континентальної кори в межах Волинського мегаблоку за часом співпав з ранньоорогенною стадією формування геосинкліналі. На протязі етапу, в межах північно-західної частини Українського щита, проявились головна та пізня фази складчатості: на початку раннього пізньоафебійського та пізнього пізньоафебійського підетапів, відповідно.

З головною фазою складчатості в часі співпало проявлення процесів алохімічного метаморфізму, що обумовило перетворення продуктів ізохімічного метаморфізму (мікрогнейсів та ортоамфіболітів) в біотитові, гранат-біотитові та графіт-біотитові гнейси городської світи. Подальше наростання інтенсивності алохімічного метаморфізму призвело до утворення порід плагіомігматит-плагіогранітної формації. В об'ємі формації виділяються плагіомігматити - продукти процесів метаморфічної диференціації, та генетично споріднені з ними плагіограніти. Останні формують серед плагіомігматитів невеликі за розмірами безкореневі тіла, потужністю від декількох сантиметрів до перших метрів.

На існування єдиного в генетичному відношенні ряду порід гнейс - ін'єкційний гнейс - плагіомігматит - плагіограніт вказує однаковий набір морфологічних відмін кристалів циркону та наявність тренду змінення спектроскопічних параметрів біотиту напрямок якого вказує на збільшення при переході від гнейсу до плагіограніту кількості оптично активних центрів метал-метал, що однозначно вказує на поступове зростання активності кисню у міру наростання процесів алохімічного метаморфізму (мігматизації). Завершився підетап формуванням жилоподібних тіл магнезиальних діопсид-плагіоклазових метасоматитів Сарнинсько-Варварівської тектоно-метасоматичної зони. На протязі пізнього пізньоафебійського підетапу формувались породи формації двослюдяних гранітів. До її складу включені своєрідні натрій-калійового ряду породи описані в літературі під назвою “житомирські” граніти. Їх формування співпало з проявленням пізньої фази складчатості. Вивчення керну більш ніж сорока трьохсотметрових і трьох вісімсотметрових свердловин пробурених в межах Житомирського, Курчицького, Сербівського, Красногірського, Киселівського та Ужачинського масивів показало, що, принаймні, до глибини вісімсот метрів, їх не можна вважати масивами. Найвірогідніше, це просторово відокремлені одна від одної області гнейсо-мігматитової товщі рясно насичені жильними тілами житомирських гранітів потужністю від декількох десятків сантиметрів до десятків метрів. Слід зауважити, що в межах таких областей власне житомирські граніти складають лише 30-50% їх об'єму. За межами так званих гранітних “масивів” кількість гранітного матеріалу не перевищує 5-15%.

Особливістю мінерального складу житомирських гранітів є повсюдний розвиток мусковіту та калішпату, та приблизно рівне співвідношення в породі плагіоклазу та калішпату. Разом з тим існують суттєві розбіжності в кількісному та якісному складі акцесорних мінералів, що вказує на кристалізацію житомирських гранітів з просторово відокремлених один від одного осередків гранітної магми.. Відокремленність осередків магми зумовлює певні неспівпадання фізико-хімічних умов кристалізації гранітів різних “масивів” і як наслідок - розмаїття в наборі акцесорних мінералів (ільмениту в Курчицькому та Сербівському, гранату в Красногірському та Киселівському, сфену в Ужачинському та монациту в Житомирському “масивах”).

Нижня вікова межа формування житомирських гранітів визначається завдяки зрізанню тілами гранітів смугастості плагіомігматитів, а також січним положенням тіл гранітів по відношенню до тіл діопсидплагіоклазових метасоматитів Сарнинсько-Варварівської тектоно-метасоматичної зони. Це свідчить про відсутність генетичного зв'язку між плагіомігматитами та житомирськими гранітами. Дійсно, житомирська магма, яка до того ж утворювала невеликі за розмірами просторово відокремлені осередки, не була здатною генерувати умови необхідні для формування потужньої, сталої за якісним та кількісним набором породоутворюючих та акцесорних мінералів, товщі плагіомігматитів.

Орогенний мегаетап.

Орогенний мегаетап розпочався на початку мезопротерозою. Характерною рисою мегаетапу було проявлення інтенсивних глибових (германотипних) тектонічних рухів, котрі й обумовили мозаїчно-блокову будову Волинського мегаблоку, а з іншого - утворення Осницької та Кишинської міжгірських западин. Осницька западина займала центральну та північну частини Осницького блоку, Кишинська - північно-західну частину Новоград-Волинського та північно-східну частину Коростенського тектонічних блоків. В межах міжгірських западин проявився інтенсивний ефузивний магматизм, хімізм якого закономірно змінювався в часі від базальт-андезитового, через андезито-дацитовий до ліпаритового. Мали місце й певні закономірності в зміні хімічного складу ефузивів андезитової формації у бік їх підкислення з наближенням до більш піднятих блоків. Тому, в межах Осницької міжгірської западини формувались породи базальт-андезитової субформації андезитової формації. В межах же більш консолідованої території, якою на той час була територія Новоград-Волинського і Коростенського блоків, на дену поверхню виливались лави андезит-ліпаритової субформації, у складі якої кількісно переважали вулканіти середнього складу.

З тектонічними розломами північно-західного та північно-східного напрямків, котрі обумовили розчленування території на блоки другого та третього порядків, пов'язане укорінення дайок діабаз-діоритової формації (перший дайковий комплекс).

Специфічною рисою орогеного мегаетапу є те, що утворення ефузивної товщі, дещо пізніше, зазнали метасоматичного перетворення, формуючи у такий спосіб широку за хімізмом гаму порід формації гранітоїдів строкатого складу. До складу формації введені продукти гранітизації вулканічних порід андизитової формації (клесівська серія), що втратили свої структурні та інші ознаки первинних порід. Гранітизація реалізувалася шляхом розбавлення вулканітів основного та середнього складу сіалічними компонентами, але без істотного винесення за межі системи мафічних компонентів.

Загальна спрямованість перетворення первинного субстрату різного хімічного складу наведена в табл. 2, у вигляді відповідних рядів порід, котрі зв'язані між собою поступовими переходами і тісно асоціюють у просторі. Така трактовка генетичних взаємовідносин між породами всередині групи досить задовільно пояснює існуюче в розрізах глибоких свердловин і по латералі розшарування різних типів ультраметаморфітів, які успадкували стратифікованість та структурний план порід клесівської серії, “підвішене” та безкореневе залягання окремих тіл підвищеної основності (вирівські діорити, слюдяні гранодіорити) серед кислих утворень, пластоподібні, куполовидні та інші більш складної конфігурації форми залягання гранітоїдних порід, неоднорідність текстурно-структурних особливостей, разюча схожість морфології кристалів циркону, однаковість кількісних спектроскопічних характеристик біотиту в усіх без винятку відмінах ультраметаморфітів.

Становлення порід габро-гранодіорит-гранітної формації в часі співпало з завершальною стадією формування зводового підняття. Невеликі за роз мірами інтрузії осницького габро, гранодіориту та граніту просторово тяжіють до найбільш рухомої північно-західної частини Волинського мегаблоку. Характерною рисою інтрузивних утворень є зелене забарвлення біотиту та його низька залізистість і розмаїття морфологічних типів кристалів циркону. Інтрузивні ж породи більш лужної габро-монцоніт-сієнітової формації кристалізувались в межах більш консолідованих на той час центральній та східній частинах досліджуваної території. Вони вміщують високозалізистий біотит темно-зеленого забарвлення і флюорит як акцесорний мінерал.

Таблиця 2

Ряди ультраметаморфічного перетворення порід андезитової формації.

Платформений мегаетап.

З розвитком зводового підняття поступово наростали сили розтягування, котрі набули свого максимуму з досягненням його найвищої точки. Це обумовило утворення великої кількості розломів в центральній і особливо крайових частинах зводового підняття і формування системи горстів та грабенів. Стадією осідання фактично завершилося формування тектонічного плану північно-західної частини Українського щита, який, у загальних рисах, зберігся до наших днів. Закладання Прип'ятського прогину визначило північну околицю Українського щита, а виникнення системи субмеридіональних розломів відокремило від щита Волино-Подільську плиту. В цей же час визначилися й контури тектонічних блоків першого порядку: Осницького, Новоград-Волинського та Коростенського.

Системи тектонічних розломів, що визначили північну та західну границі Українського щита, слугували каналами для підняття толеїт-базальтової магми ближче до поверхні. Її розкристалізація й обумовила виникнення основних дайок другого дайкового комплексу. Дайки габро-долеритів групуються у два відокремлених один від одного дайкових пояса. Перший пояс дайок розтинає з північного-заходу на південий схід Осницький тектонічний блок. і простежується далі вже в межах Новоград-Волинського блоку. Другий дайковий пояс слідкується уподовж північної околиці Українського щита, охоплює зліва і справа Осницький тектонічний блок і знову зливається в єдиний пояс субмеридіонального напрямку на південно-західній околиці блоку, простежуючись далеко на південь уподовж західного краю Українського щита.

По завершенні становлення дайок габро-долеритів досліджувана територія на протязі досить тривалого часу знаходилася у стані відносного тектонічного спокою. Десь на межі 1800 млн. років розпочалася нова хвиля основного магматизму. У першу фазу сформувались інтрузії сірих магнезиальних і збагачених бором лабрадоритів, габро-лабрадоритів та трахітоїдного габро, у другу - чорного кольору багатих на залізо малоборових основніх порід габро-лабрадоритової формації.

Мабуть, з часом укорінення інтрузій основних порід співпало закладання по системі радіальних розломів Пугачівського палеопрогину, який заповнювався континентальними відкладами алювіально-делювіальної формації. Процеси седиментагенезу, час від часу, переривались виливанням на денну поверхню лав трахібазальтової формації. Залишкові порції основної лави, кристалізуючись в тектонічних тріщинах, обумовили формування дайок третього дайкового комплексу. Намітилось дві області поширення останніх. Перша область тяжіє до західної та південо-західної околиць Коростенського тектонічного блоку, друга - витягується уподовж північної та північно-західної границь Новоград-Волинського блоку. Дайки ільменитвміщуючих габро-долеритів третього дайкового комплексу розтинають осницькі граніти, дайки базитів другого дайкового комплексу та чорні габро-лабрадорити і, в свою чергу, зрізаються коростенськими гранітами.

По завершенні основного магматизму, область тектонічної активності змістилася дещо на захід. У цей час відбулося закладання в межах Новоград-Волинського тектонічного блоку Красногірсько-Житомирської тектонічної зони. Остання простежується з південого сходу на північний захід за азімутом 320-330⁰ уподовж лінії що проходить на схід від м. Житомир, через сс. Бараші, Красногірка, Кишин. На околиці с. Теньківка вона зрізає більш давню Сарнинсько-Варварівську тектоно-метасоматичну зону, а на північній околиці Новоград-Волинського тектонічного блоку, в свою чергу, перетинається більш молодою Сущано-Пержанською тектоно-метасоматичною зоною. Метасоматичні розчини що циркулювали в межах Красногірсько-Житомирської зони обумовили формування порід формації натрових метасоматитів. Серед новоутворень зони слід розрізняти два різні за віком типи метасоматитів - альбітитів. Альбітити першого більш давнього типу формують серед метасоматично змінених порід гнейсо-мігматитової товщі та порід кишинського комплексу потужні (перші десятки метрів) жилоподібні тіла, які простежуються на відстань у декілька кілометрів. Альбітити другого типу утворюють незначної потужності (перші метри) тіла довжиною в декілька десятків метрів, які досить часто перетинають метасоматити першого типу.