Геохронологія докембрію західної частини Українського щита (архей-палеопротерозой)

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 розвинені дрібні, округлі (К_вид.-1,0-1,5), світло-рожеві прозорі кристали "дорогоцінного" циркону.

Метаморфічні породи росинсько-тікицької серії. В гнейсах циркон має досконале огранення кристалів та переважання простих габітусних форм. Значні труднощі для уран-свинцевого ізотопного датування створює наявність декількох відмін циркону, а в багатьох кристалах цього мінералу також декількох різновікових генерацій. Остання з них, вірогідно, обумовлена процесами гранітоутворення. В амфіболітах циркон зустрічається рідко. Як правило, має світле забарвлення, рожеве, жовтувате, коричневе, інколи майже безбарвний. Кристали переважно добре огранені, хоча ребра заокруглені, часто з пережимами. Трапляються як кристали цирконового так і гіацинтового типу.

Метаморфічні породи тетерівської серії. Циркон із гнейсів василівської світи утворює призматичні прозорі кристали рожевого, світло-рожевого кольору. В більшості випадків кристали тріщинуваті. Огранення розвинене слабо, навіть в зернах з добре розвиненими гранями ребра та вершинки заокруглені. Біля 5-10% кристалів схожі на “дорогоцінні”, мають короткопризматичний габітус, однорідні, водяно-прозорі, зовсім не тріщинуваті, світло-рожевого кольору. В зрізах тріщинуватих кристалів видно ядра реліктових цирконів (близько 50-90% площі зрізу) та сильно тріщинуваті оболонки, рідше нарости світло-рожевого кольору. Характерні ядра двох типів: перший - ідіоморфні з тонкою “магматичною” зональністю, другий - округлі, еліпсоподібні, короткопризматичні заокруглені (можливо, обкатані?), в основному однорідні, світло-рожевого кольору. Породи городської світи. В більшості вивчених нами проб негранітизованих гнейсів виявлено лише поодинокі дуже дрібні (<0,040 мм) кристали світло-рожевого циркону. Кристали циркону із мігматизованих гнейсів характеризуються складною будовою. Навколо ядер коричневого або рожевого кольору відмічаються світло-рожеві оболонки. Оболонки кристалів мають досконале огранення, характерне для цирконів із гранітів. Серед цирконів із метапорфірів р-ну с. Козіївки спостерігається також дві генерації: більш ранні добре огранені видовженопризматичні (до голчастих) світло-рожеві кристали та більш пізні кроткопризматичні жовтувато-бурі напівпрозорі зерна. Останні утворюють нарости на перших. Для метапорфірів новоград-волинської товщі характерним є наявність двох генерацій циркону. Більш ранні - виключно ідіоморфні напівпрозорі, до прозорих слабо жовтуваті з скляним відблиском кристали цирконового типу. Кількісно переважають більш пізні новоутворені кристалами, генетично зв'язані з процесами гранітизації та метаморфізму, які мають характерний для гранітних цирконів вигляд [18, 23].

Гранітоїди. Заваллівський комплекс. В ендербіто-гнейсах присутні декілька генерацій циркону, які утворилися в результаті проявлення декількох процесів. Кожна із генерацій циркону характеризується певними оптичними властивостями, габітусом, хімічним складом і складом включень. Досить часто в одному кристалі можна спостерігати 2-3 генерації, які послідовно наростають одна на одну. В результаті такої багаторазової регенерації кристалів циркону утворилась велика гама різноманітних кристалів - видозмін, кожна з яких, в залежності від наявності тих чи інших генерацій і співвідношень між ними, має свій колір, габітус, оптичні властивості, характер тріщинуватості і т.д. Коричневий циркон. Цей циркон представлений крупними (найчастіше >0,1 мм) сильно тріщинуватими, непрозорими призматичними кристалами, рідше - ізометричними зернами. Внутрішня будова кристалів, як правило, складна - ідіоморфні ядра, складають 95-80%, рідше дещо менше 80% об'єму зерен, а також рожеві сильно тріщинуваті оболонки. Характерно, що центральні ділянки багатьох кристалів коричневого циркону містять численні включення породоутворюючих мінералів (частіше плагіоклаз, біотит і кварц). В пробах ендербіто-гнейсів, відібраних поблизу від контактів з ксенолітами ультрамафітів, ядра в коричневих видовженопризматичних кристалах представлені світло-рожевим цирконом. Скоріше за все, в цьому випадку кристалізація коричневого циркону (мабуть, його друга генерація) обумовлена біметасоматичними процесами, які протікали на контакті ультрамафіт - граніт, оскільки в самих ультрамафітах найбільш рання генерація представлена також коричневим цирконом. Вміст такого циркону (в його концентратах) в ендербіто-гнейсах різних ділянок коливається від одиничних зерен до 5% і збільшується до 10% поблизу контактів з ультрамафітами. В ендербiто-гнейсах трондьємiтового складу коричневий циркон практично не спостерігається. Сірий циркон утворює напівпрозорі призматичні (від короткопризматичних, інколи еліпсоподібних з К_вид.=1,5 до видовженопризматичних, К_вид.>3) тріщинуваті зерна з заокругленими контурами. Видовженопризматичні кристали представлені цирконами двох, рідше трьох генерацій. В центрі - ядро (перша генерація) ідіоморфної форми та з "магматичною" зональністю. В декількох пробах ендербiто-гнейсiв циркон з "магматичною" зональністю містить ядра коричневого. Циркон другої генерації (перша оболонка) - однорідний, рожевого кольору. Циркон третьої генерації - зовнішня сильно тріщинувата оптично однорідна оболонка. В обох оболонках фіксується значна кількість мікровключень, найчастіше - апатит, рідше плагіоклаз, кварц, гіперстен (F=41-50), високотитанистий (TiO₂=4,7-4,9%) низькозалізистий (F=30) біотит. Наявність останніх свідчить про досить високі Р-Т-умови росту циркону оболонок, які відповідали гранулітовій фації. Частка кристалів сірого циркону - від поодиноких зерен до 15%. Рожевий циркон спостерігається переважно у вигляді призматичних тріщинуватих кристалів, в яких ребра та вершинки дещо заокруглені. Кристали рожевого циркону, як і сірого, мають складну будову, складаються з ядра та оболонки, але в них відсутні ідіоморфні ядра з "магматичною" зональністю. Ядра в них оптично однорідні, подібні до першої (древнішої) оболонки в кристалах сірого. Оболонка рожевого циркону подібна до другої (зовнішньої) оболонки сірого. Ендербіто-гнейси, що збагачені мафітовим матеріалом, вміщують сірі призматичні кристали циркону, ядра в котрих однорідні, схожі на ядра рожевого циркону. Безбарвний і блідо-рожевий циркон відмічається, як правило, у вигляді однорідних призматичних, доволі крупних (>0,2 мм) кристалів з великим коефіцієнтом заломлення, в яких за високої роздільної здатності мікроаналізатора в режимі СОМРО проявляється груба зональність. В ендербіто-гнейсах вони зазвичай утворюють зовнішні оболонки навколо ядер в більш густозабарвлених (сірих і рожевих) кристалах. Кількість блідо-рожевого циркону в його концентратах зростає від 10-20% в ендербіто-гнейсах до 100% в антипертитових ендербітах. "Дорогоцінний" циркон - дрібні ізометричні з високим коефіцієнтом заломлення кристали та сильним алмазним відблиском. Спостерігаються у всіх типах чарнокітоїдів (від 5 до 20%), крім жильних антипертитових ендербітів і чарнокітів. Циркон характеризується досить низькими вмістами урану, свинцю та відносним (порівняно з ураном) збагаченням торієм.

Чарнокітоїди гайворонського комплексу. Серед кристалів циркону із чарнокітоїдів гайворонського комплексу спостерігаються майже всі відміни, які властиві ендербіто-гнейсам заваллівського комплексу. Кристали циркону в основному прозорі, мають заокруглені ребра та гладеньку блискучу поверхню граней, рожевий, сірувато-рожевий, рожево-коричневий, інколи коричневий колір. Кристали складні, утворені цирконами декількох (не більше трьох) генерацій. Спостерігається деяка закономірність між складом породи та переважним розвитком певних відмін циркону. Для лейкократових чарнокітоїдів (трондьємітів) характерні світло-рожеві, рожеві та сірувато-рожеві призматичні кристали. В ендербітах гранодіоритового складу трапляються, крім названих, також кристали коричневого кольору. Колір останніх обумовлений наявністю в середині зерен коричневих ядер, що відсутні в кристалах циркону із чарнокітоїдів трондьємітового складу. В середині рожево-сірих кристалів із лейкократових ендербітів відмічаються видовженопризматичні ідіоморфні ядра з "магматичною" зональністю.

Гранітоїди бердичівського комплексу. В антипертитових ендербітах переважна кількість циркону представлена новоутвореними, сингенетичними самим ендербітам кристалами, які характеризуються незначними видовженнями - 1,0-1,5 рідко до 2,0-2,5, світлим рожевим забарвленням, високою прозорістю та двозаломленням. Кристали, як правило, однорідні, не тріщинуваті, якщо не вміщують реліктового циркону субстрату. Циркони, що були успадковані ендербітами від субстрату, складають ядра в новоутворених кристалах (Степанюк, 1997). Чарнокіти. В пегматоїдному чарнокіті Літинського кар'єру циркони представлені лише новоутвореними призматичними (К_вид. - 1,5-2,5) світло-рожевими прозорими кристалами, які схожі до циркону наймолодшої генерації із антипертитових ендербітів. В Голованівському блоці (Чаусівський, Молдовський кар'єри) новоутворений сингенетичний чарнокіту циркон характеризується коричневим забарвленням і високим вмістом урану. Як правило, чарнокіти, окрім циркону, вміщують значну кількість акцесорного монациту, який досить часто спостерігається в антипертитових ендербітах, але взагалі не властивий ендербіто-гнейсам. Для бердичiвських біотит-гранатових гранітів характерні кристали циркону з ідіоморфним ограненням і лише дрібні кристали (дрібніші 0,05 мм) часто мають заокруглений контур. В плагіогранітах циркони мають рожевий, сiрувато-рожевий колір. В середині короткопризматичних кристалiв досить часто спостерігаються реліктові ядра, не характерні видовженопризматичним та голкоподібним. Граніти, як правило, вміщують високоуранові добре огранені призматичні (від коротких до видовжених) кристали молочно-білого, медово-жовтого, жовтувато-коричневого, коричневого, темно-коричневого, інколи смоляно-чорного кольору. В деяких зернах наявні реліктові ядра. Пегматити і пегматоїдні граніти, що трапляються серед метаморфічних утворень бузької серії, багаті цирконом (більше 120 г/т). Циркони утворюють медово-жовті, світло-коричневі призматичні (К_вид. від 1 до 3) добре огранені, в основному однорідні кристали. Для багатьох кристалів характерна "магматична" зональність.

Гранітоїди тетіївського комплексу. Біотитові порфіробластичні мігматити вміщують призматичні (К_вид. 2-3 до 5) кристали циркону лілово-коричневого і світло-коричневого кольору. В шліфах спостерігається просторовий зв'язок циркону з таблитчастими виділеннями плагіоклазу. В середині кристалів циркону наявні включення апатиту та сульфідів (Щербак і ін., 1989).

Граніти синицівської зони. Лейкократові аплiто-пегматоїднi гранiти Майського золоторудного родовища вміщують досить дрібні - <150 мкм кристали циркону. Спостерігається дві генерації кристалів, які добре розрізняються за зовнішніми ознаками під мікроскопом. Більш ранній циркон утворює рожеві, жовтувато-рожеві, коричнювато-рожеві до світло-коричневих з зеленим відтінком призматичні, короткопризматичні кристали з нечітким ограненням. Більшість кристалів (близько 60%) непрозорі, мають неоднорідне забарвлення. В середині таких кристалів спостерігаються численні включення, в тому числі і породоутворюючих мінералів. В деяких кристалах спостерігається концентрична зональність, що характерна для цирконів із магматичних порід. Пізніший циркон, можливо малакон, має молочно-біле забарвлення, виділяється як у вигляді тонких оболонок навколо більш раннього циркону, так і самостійних кристалів. Циркон із жильних пегматоїдних гранітів утворює кристали буроватого або сірувато-бурого кольору з коефіцієнтом видовження від 2 до 4. Чітка концентрична зональність, що спостерігається в середині кристалів циркону, свідчить про його магматогенну природу.

Гранітоїди звенигородського комплексу. Для кристалів циркону із гранітоїдів цього комплексу характерна досить широка мінливість кристаломорфологічних особливостей, яка не залежить від хімічного та мінерального складу гранітоїдів. Спостерігаються як досконало огранені кристали циркону, так і заокруглені їх форми. Забарвлення циркону світло-рожеве, рожеве, коричнювато-рожеве, коричневе, інколи молочно-біле до сірого. Досить часто в одній пробі можна бачити кристали всіх вказаних кольорів, крім сірого. В гранітоїдах наявні як однорідні кристали, так і складно побудовані. Зокрема, амфібол-біотитовий гранодіорит, що відслонений р. Гірський Тікич в районі с.Буки, вміщує досить крупні (до 0,3 мм по L₄) видовженопризматичні кристали гіацинтового типу. Кристали мають коричневе забарвлення, прозорі та напівпрозорі, видовження - 2-3, до 5. Кристали в основному складні. В різних зернах спостерігається поєднання трьох зон росту. Рання зона росту (центральна частина кристалів) однорідна, характеризується високим інтерференційним забарвленням. Для другої (проміжної) зони росту властива тонка “магматична” зональність. Третя зона росту (зовнішня, в багатьох зернах виглядає як оболонка) - однорідна, має більш низьке двозаломлення. Основна маса кристалів циркону - однорідні з високим двозаломленням і являють собою утворення першого етапу кристалізації циркону. В менших кількостях трапляються кристали, в яких, крім внутрішньої однорідної центральної зони, є друга зона росту з “магматичною” зональністю, або зовнішня зона з низькими кольорами інтерференції. І лише в невеликій кількості кристалів присутні всі три зони росту одночасно.

Граніти уманського комплексу. Неяснопорфіроподібні (уманські) граніти вміщують призматичні прозорі і напівпрозорі кристали циркону. Їх колір - від майже безбарвного, блідо-рожевого до коричнево-рожевого, рідше світло-коричневий, коричневий. Для кристалів характерна “магматична” зональність, велика кількість голчастих включень і високе двозаломлення. В деяких кристалах зовнішні зони росту мають дещо нижче двозаломлення. В тріщинуватих кристалах спостерігаються ядра видовженопризматичної форми з дещо згладженими контурами та високим двозаломленням, які оточені зональними оболонками з більш низьким двозаломленням. Сірі рівномірнозернисті граніти відносно бідні цирконом. Для його зерен характерне добре розвинене огранення гіацинтового типу. Кристали призматичні (К_вид. від 2 до 4, переважає 2,5), молочно-білі, жовтуваті, напівпрозорі, в переважній більшості оптично ізотропні. Інколи навколо оптично ізотропних ядер, які складають 96-98% площі зрізу кристалу, спостерігаються зони росту (можливо, оболонки) циркону, що мають невелике двозаломлення. В багатьох кристалах при схрещених ніколях спостерігаються релікти “магматичної” зональності у вигляді тоненьких слабо інтерферуючих смужок, на чорному фоні оптично-ізотропної речовини кристалу. Незначна кількість (2-3%) кристалів добре огранені і характеризуються високим двозаломленням.

Гранітоїди житомирського комплексу. Порфіроподібні (коростишівський тип) граніти вміщують в основному коричневі (від світло-коричневих до темно-коричневих), напівпрозорі добре огранені короткопризматичні (К_вид. - 1-3), досить крупні (переважно 0,2-0,071 мм.) кристали. Інколи трапляються зростки декількох кристалів. В середині багатьох кристалів спостерігається велика кількість чорних включень, в деяких "магматична" зональність. Для середньозернистих гранітів житомирського типу характерними є видовженопризматичні до голчастих сірувато-рожеві кристали циркону, в яких дещо заокруглені вершинки та ребра. В середньозернистих гранітах, що залягають серед порфіроподібних гранітів коростишівського типу (наприклад околиці м. Коростишів, кар'єр с.Осиковий Копець), крім сірувато-рожевих кристалів присутні призматичні коричневі кристали, подібні до циркону із порфіроподібних гранітів. Граніти бистріївського типу характеризуються дуже низьким вмістом акцесорного циркону, проте збагачені монацитом. Кристали циркону видовженопризматичні, списоподібні, досконало огранені, мають темно-рожеве, світло-коричневе до жовтувато-коричневого забарвлення. Для зерен монациту характерний плоско-призматичний габітус. Вільні від включень кристали цього мінералу мають червонувато-жовтий колір, але більшість зерен вміщує включення чорного кольору, чим, мабуть, зумовлений їх чорний колір. Серед включень під бінокуляром добре діагностуються слюди.

Особливості будови кристалів циркону із мафітів і ультрамафітів. Як правило, в магматичних породах основного і ультраосновного складу, за винятком лужних відмін і деяких габро-анортозитових комплексів, первинні циркони не кристалізуються. У той же час, практично всі тіла кристалосланців, що знаходяться серед порід гранулітової фації, вміщують циркон і досить часто в значних кількостях - 100-200, інколи до 350 г/т.

Мафітові та ультрамафітові грануліти. Мафіти та ультрамафіти, що метаморфізовані в умовах гранулітової фації, просторово пов'язані з чарнокітоїдами. В результаті вивчення великої кількості проб (близько 80) кристалосланців (як мафітових, так і ультрамафітових), відібраних по р.Пд. Буг та в кар'єрах на ділянці м. Гайворон - м. Первомайськ, виділено три різновікові групи цих порід (первинно-інтрузивні мафіти та ультрамафіти). Найдавніші мафіти і ультрамафіти вміщують три генерації акцесорного циркону, які в деяких окремих кристалах послідовно наростають одна на одну. Перша генерація представлена високоурановим коричневим цирконом. Друга - рожевим, утворює як оболонки навколо коричневого, так і окремі кристали. Третя генерація - блідо-рожевий малоурановий циркон з сильним алмазним відблиском; спостерігається як оболоноки навколо цирконів двох ранніх генерацій, так і утворює досить дрібні блідо-рожеві ізометричні зерна з сильним алмазним блиском. Кількісні співвідношення між генераціями досить мінливі. Мафіти та ультрамафіти другої групи вміщують дві різновікові генерації циркону. В кристалосланцях Заваллівського блоку рання генерація представлена рожевими, блідо-рожевими кристалами, як правило, досить великих розмірів (>0,1 мм.). Циркон ранньої генерації із лінзоподібного тіла метаперидотиту (Чаусівський кар'єр) та амфіболіту (кар`єр с. Капітанівка) має коричневе забарвлення і характеризується високим вмістом урану. Пізня (друга) генерація у всіх породах цієї групи представлена дрібними ізометричними кристалами "дорогоцінного" циркону, рідше утворює тонкі (до 10% від об'єму зерен) оболонки. В кристалах циркону досить часто трапляються включення. Мікрозондовим аналізом визначено плагіоклаз (N<sub>Пл</sub>=38-49), діопсид (F=28-36), гіперстен (F=39), амфібол (F=41-43) і апатит. В коричневих кристалах циркону (рання генерація) із метаперидотиту Чаусівського кар`єру виявлено лише включення амфіболу (F=25-27). Кристалосланці третьої групи вміщують лише одну генерацію циркону - ізометричні прозорі зерна з сильним алмазним відблиском та багатьма дрібними гранями -"дорогоцінний" циркон. Кристали дрібні (<0,05 мм), безбарвні або світло-рожеві, деякі жовтуваті (до 5%), оптично однорідні. В шліфах найчастіше спостерігається просторовий зв'язок кристалів циркону з кварцом, рідше з діопсидом. Серед однорідних включень в кристалах циркону мікрозондовим аналізом встановлено: моноклінний піроксен (F=34-42), плагіоклаз (N_Pl-37-45), апатит, КПШ, кварц і рогову обманку (F=57-59). Наявність останніх дозволяє стверджувати, що циркон (у всякому разі основна маса кристалів), є пізнішим, вірогідно, метаморфогенним мінералом, який утворився одночасно або дещо пізніше від амфіболу.

У Верхньому Побужжi розрізняються дві групи кристалосланців. Давні - спостерігаються як ксеноліти в голубокварцових антипертитових ендербітах (Тиврівський, Русанівський кар'єри). Вони знаходяться в асоціації (тонко перемежовуються) з плагiогнейсами, які мабуть, належать до супракрустальних утворень. Пізніші - дрібнозернисті масивні породи біотит-амфібол-двопіроксе-нового складу, практично нічим не відрізняються від первинно-інтрузивних мафітів (кристалосланців) третьої групи Середнього Побужжя. Основна маса кристалосланців належить до більш пізньої, другої групи. Серед кристалів циркону, які було виділено із цих кристалосланців, спостерігається декілька відмін: дрібні (найчастіше менше 0,05 мм), ізометричні, світло-рожеві, однорідні кристали - "дорогоцінний" циркон; призматичні, короткопризматичні слабомутні, часто тріщинуваті сірувато-рожеві та рожеві кристали - "гранітний" (часто вміщує в якості ядер ізометричні зерна "дорогоцінного" циркону) та ізометричні коричнювато-вишневі прозорі кристали високоуранової відміни. "Дорогоцінний" циркон відмічається практично в усіх різновидах кристалосланців, а в слабо змінених двопіроксенових і біотит-двопіроксенових кристалосланцях він є єдиним його різновидом. Ізометричні кристали коричнево-вишневого кольору характерні для сильно амфiболiзованих і біотитизованих двопiроксен-бiотит-амфiболових кристалосланців. В останніх "дорогоцінний" циркон присутній в поодиноких зернах. На нашу думку, утворення коричневого циркону пов`язано з високотемпературними лужними метасоматичними розчинами, що спричинили кристалізацію біотиту в кристалосланцях.

Мафіти та ультрамафіти амфіболітової фації знаходяться в тісному просторовому зв'язку з гранітоїдами. Найбільше розповсюджені ці породи в Росинсько-Тікицькому районі, де представлені в основному амфіболітами росинсько-тікицької серії, значно рідше вони спостерігаються серед гнейсів тетерівської серії. Метабазити росинсько-тікицької серії. Циркони в амфіболітах представлені світло-коричневими високоурановими відмінами. Їх кристалізація, ймовірно, обумовлена процесами метаморфізму та гранітизації мафітів. В шліфах проявляється просторовий зв'язок кристалів циркону з біотитом. Амфіболіти тетерівської серії (наприклад правий борт р. Тетерів с. Мар'янівка) вміщують в основному еліпсоподібні, майже ізометричні, слабо огранені кристали коричневого циркону. Кристали дрібні (<0,071 мм), непрозорі.

Букинський і прутівський комплекси. Циркони в мафітах і ультрамафітах спостерігаються досить часто і мають, як правило, коричневе (від темно-коричневого до світло-коричневого) забарвлення. Кристали мають форму близьку до ізометричної, інколи призматичну, грані розвинуті слабо, або взагалі відсутні. В деяких тілах габроїдів виявлено дві генерації цирконів. Ранні кристали мають жовтувате забарвлення і характеризуються добре розвиненим ограненням. Кристали другої генерації - коричневого кольору, ізометричні з нечітко вираженими гранями.

Особливості будови кристалів циркону із порід метасоматичного походження. В Заваллівському блоці основна маса циркону із лейкократових гранулітів виглядає як світло-коричневі, коричневі, темнокоричневі, рідше смоляно-чорні кристали переважно ізометричної, iнколи короткопризматичної форми. Світло-коричневі кристали - прозорі, смоляно-чорні практично непрозорі. Розмір кристалів - від дуже дрібних до досить крупних (інколи більше 0,2 мм); основна маса циркону концентрується у фракції - 0,1-0,071 мм. Для кристалів характерна помірна прозорість, скляний блиск, відсутність чітких кристалічних форм та слабо проявлена тріщинуватість. В зрізах багатьох зерен, в основному призматичного габітусу, виявляються ядра. В незначної кількості зерен спостерігаються тонкі (близько 5-10% об'єму) сильно тріщинуваті оболонки світло-рожевого кольору. Дуже рідко зустрічаються кристали, які характерні для ендербіто-гнейсів. Вміст таких зерен помітно зростає в напрямку від центральної частини жилоподібних тіл гранулітів до їх країв. Біотитові та біотит-гранатові гнейси “зеленолевадівської товщі” вміщують в основному напівпрозорі, медово-жовті, жовтувато-коричневі, коричневі до коричнево-чорних, ізометричні, еліпсоподібні та призматичні кристали без чіткого огранення та з заокругленими вершинками і ребрами. Інколи спостерігаються кристали, характерні для чарнокітоїдів (в основному "дорогоцінний" циркон).

ПОСЛІДОВНІСТЬ ПРОЦЕСІВ ФОРМУВАННЯ КОНТИНЕНТАЛЬНОЇ КОРИ ЗАХІДНОЇ ЧАСТИНИ УЩ

Особливості геодинамічного режиму гранулітового метаморфізму та формування континентальної кори західної частини УЩ. Головною ареною проявлення різноманітних метаморфічних процесів, в тому числі гранулітового метаморфізму, є зони зіткнення, або конвергентні границі літосферних плит. Геодинамічні обстановки цих зон варіюють починаючи від типових островодужних і зон субдукції японського типу, переходять до андійського типу активних континентальних окраїн і пологих зон субдукції перуанського типу, до колізійних обстановок гімалайського і інших типів (Добрецов, 1982). Островодужні породи формуються за рахунок плавлення океанічних базальтів та пелагічних відкладів і їх ізотопні характеристики близькі до мантійних. В геодинамічних умовах активних континентальних окраїн, тим паче колізійних зон гімалайського типу, перебувають головним чином корові породи, а розплави, що формуються за рахунок плавлення океанічної плити, завдяки сусідству з континентом, можуть вміщувати значну кількість корового матеріалу, що потрапляє в область шельфу в результаті денудації континенту. Контамінація цих розплавів коровим матеріалом можлива також за рахунок плавлення континентальної плити.

Отримані Sm-Nd ізотопні дані свідчать, що метаморфічні породи тиврівської товщі та бузької серії знаходились в умовах зон колізії гімалайського типу, а березнинської товщі (Бердичівський блок) в обстановці активної континентальної окраїни. В островодужній обстановці формувалися породи Північно-Західного району. Слід зазначити, що в метаморфічних породах василівської світи і тетерівської серії практично відсутній древній коровий матеріал. За аналогічних умов формувалися, мабуть, і палеопротерозойські породи Росинсько-Тікицького району (тікицька серія).

Розчленування та кореляція порід гнейсових, ультраметаморфічних і інтрузивних комплексів західної частини УЩ. Для вікового розчленування та кореляції порід гнейсових комплексів ми застосували Sm-Nd та U-Pb ізотопні методи. Sm-Nd метод дозволяє визначати час відділення речовини від мантії - тобто визначати нижню вікову межу їх формування. U-Pb ізотопний метод датування акцесорних цирконів дозволяє визначати час формування (метавулканіти), нижню (за кластогенним цирконом) чи верхню вікову межу (за більш пізніми генераціями цього мінералу, породженими процесами метаморфізму, метасоматозу, гранітизації тощо). Нові геохронометричні дані дозволяють уточнити кореляційну стратиграфічну схему західної частини УЩ. Не змінюючи меж районів, що прийняті в Схемі, оскільки ми не ставили це за мету, відзначимо помилки та неточності, які були в ній виявлені. Найбільша з них - визначення архейського віку для березнинської товщі. Як свідчать Sm-Nd модельні дати, речовина гнейсів і бердичівських гранітів що їх заміщують, потрапила в кору лише в ранньому протерозої. Через це ці породи аж ніяк не можуть бути архейськими утвореннями, а тим більше входити до дністровсько-бузької серії. Названі породи, на наш погляд, необхідно виділити в самостійну товщу, яку, можливо, слід корелювати з гнейсами василівської світи Північно-Західного району. Друга суттєва неточність полягає в тому, що всі метаморфічні породи Росинсько-Тікицького блоку вважаються архейськими. Результати геохронометричних досліджень свідчать, що, крім порід дійсно архейського віку (росинська серія), розвинених переважно в верхів`ї р. Рось, в північній і східній частині блоку поширені палеопротерозойські породи, в тому числі і супракрустальні (тікицька серія). Метаморфічні утворення архейської росинської серії, на наш погляд, слід корелювати з породами бузької серії та, мабуть, з метаморфічними породами Синицівської зони, раніше відомими як синицівська світа (Виноградов, 1970), а протерозойські (тікицька серія) - з березнинською товщею Дністровсько-Бузького та василівською світою Північно-Західного районів. На нашу думку, слід скасувати зеленолевадівську товщу, оскільки біотитові та гранат-біотитові гнейси, що її складають, є метасоматичними породами, сформованими в палеопротерозої. Отже, обсяг дністровсько-бузької серії скорочується до тиврівської товщі.

Дуже складна та заплутана картина послідовності формування інтрузивних порід, особливо гранітоїдів. Для гіперстенових різновидів (гайворонський комплекс) Дністровсько-Бузького району приймається вік 3400 млн. років на підставі уран-свинцевої ізохронної дати цирконів із ендербіто-гнейсів району с. Завалля, тоді як для цирконів із чарнокітоїдів м. Гайворон отримано значення віку на рівні 2800 млн. років. Аналогічний вік мають і ендербіти Луполовського куполу. В процесі ранньої гранітизації порід дністровсько-бузької серії, що протікала в умов амфіболітової фації, кристалізувалися призматичні кристали коричневого кольору та сірий зональний циркон віком 3400 млн. років. Тому гайворонський комплекс ендербітів слід розмістити в Схемі на рівні 2800 млн. років, а на рівні 3400 млн. років виділити заваллівський комплекс гранітів.

На основі U-Pb ізохронної дати цирконів із апліто-пегматоїдних гранітів Майського золоторудного родовища (Синицівська зона) необхідно також виділити савранський комплекс гранітів віком 2380 млн. років, можливо, об'єднавши їх з гранітоїдами, що в Схемі виділені як побузький комплекс. Алохтонні граніти потрібно виділити в побузький комплекс, що ще раніше було запропоновано М.П.Щербаком (1975), розмістивши його вище бердичівського, а також три інтрузивні комплекси мафітів і ультамафітів, на рівні 2700, 2300 та 1950 млн. років.

Для Росинсько-Тікицького району проблема розчленування гранітів так і залишається до кінця не вирішеною. Можна лише констатувати, що плагіогранітоїди звенигородського комплексу є палеопротерозойськими, а не архейськими, утвореннями з досить тривалим часом формування - 2150-2020 млн. років тому, який значною мірою перекривається з часом формування двопольовошпатових гранітів, віднесених до уманського та ставищенського комплексів. Враховуючи те, що в складі останніх наявні однотипні граніти, які формувалися в одному віковому інтервалі, всі двопольовошпатові граніти слід віднести до єдиного уманського комплексу, скасувавши ставищенський.

Послідовність проявлення геологічних процесів в породах західної частини Українського щита. Найдавнішими породами району є супракрустальні утворення дністровсько-бузької серії, які могли утворитись не раніше 3,9-3,7 млрд. років тому. Дещо пізніше - 3,4 млрд. років тому ці породи зазнали впливу процесів гранітизації, які здійснювалися за умов амфіболітової фації. Метаморфізм гранулітової фації проявився 3,2-3,1 млрд. рокiв тому.

В геологічній історії західної частини УЩ важливим етапом є кінець архею (2,8-2,6 млрд. років тому). З цим періодом пов`язано накопичення порід гнейсових комплексів (бузька та росинська серії та, можливо, володарсько-білоцерківська товща) та інтенсивне проявлення процесів метаморфізму. В цей час проявився другий етап гранулітового метаморфізму, були сформовані чарнокітоїди Луполовського куполу та Гайворонського блоку. Локальний кремній-калієвий метасоматоз (2,78 млрд. років тому) призвів до суттєвих перетворень порід нижнього структурного ярусу, які фіксуються у вигляді "верств" лейкократових гранатових гнейсів (гранулітів). Приблизно в цей же час (2,72 млрд. років тому) в породах основного та ультраосновного складу кристалізується вторинний, очевидно, метаморфогенний циркон.

Породи бузької серії були сформовані не раніше 3,2 млрд. років тому. За верхню вікову межу цих порід може бути прийнято значення віку 2576±152 млн. років, отримане для цирконів із біотит-двопіроксенового плагіогнейсу хащувато-заваллівської світи. Зрозуміло, що процеси осадконакопичення цього етапу не обмежувалися лише Середнім Побужжям, а поширювались далі на північ, в межах Росинсько-Тікицького району. Час завершення процесу седиментації (росинська серія) обмежується метаморфізмом та утворенням мігматитів близько 2,6 млрд. років тому.

З процесами формування геологічних структур, виповнених породами бузької серії, в Середньому Побужжі, ймовірно, пов`язаний другий етап інтрузивного мафіт-ультрамафітового магматизму. Були сформовані мафітові та ультрамафітові грануліти, які асоціюють з ендербіто-гнейсами і вміщують дві генерації циркону та, можливо, породи капітанівського і деринюхінського мафіт-ультрамафітових інтрузивних комплексів (Схема). Близько 2,31-2,36 млрд. років тому в результаті метаморфічних перетворень в цих породах кристалізувався циркон. На цьому ж етапі (2,32 млрд. років тому) в результаті проявлення кремній-калієвого метасоматозу утворилися рожеві біотитові та біотит-гранатові гнейси так званої зеленолевадіської товщі. В Синицівській зоні 2,38 млрд. років тому були сформовані масиви апліто-пегматоїдних гранітів.

Час формування метаморфічних порід у Верхньому Побужжі (березнинська товща) та Росинсько-Тікицькому районі (тікицька серія) точно не відомий, і може бути обмежений U-Pb ізотопними датами цирконів із ранніх гранітоїдів бердичівського (2,08 млрд. років тому) та звенигородського (2,14 млрд. років тому) комплексів. За нижню вікову межу цих гнейсових комплексів можна взяти Sm-Nd модельні дати (2,4-2,7 для перших та 2,3-2,5 млрд. років для других).

В Північно-Західному районі в ранньому протерозої мали місце три етапи осадконакопичення, кожен з яких завершувався метаморфізмом осадових та осадово-вулканогенних товщ і процесами гранітоутворення. Породи василівської товщі були сформовані в інтервалі 2,5-2,3 млрд. років тому, а городської і кочерівської світ - 2,3-2,1 млрд. років тому. Палеопротерозой завершився формуванням вулканогенно-осадових порід клесівської серії.

В кінці палеопротерозою в Дністровсько-Бузькому районі відбувся ще один (третій для Середнього Побужжя) етап інтрузивного базитового магматизму, в результаті якого утворилися численні дайки основного складу. В ході наступного метаморфізму (2,01-1,94 млрд. років тому) мафіти були перетворені в кристалосланці. На відміну від мафітових і ультрамафітових гранулітів двох перших інтрузивних комплексів, які поширені лише на Середньому Побужжі, кристалосланці третього розповсюджені на всій території району.

В період 2,1-1,96 млрд. років тому західну частину УЩ охоплює орогенез, який супроводжувався інтенсивним і досить тривалим процесом гранітоутворення. Утворилися автохтонні та алохтонні гранітоїди і пегматити бердичівського, подільського, житомирського, звенигородського, уманського та інших комплексів, в тому числі і чарнокітоїди. Процесами гранітизації вказаного етапу були охоплені як палеопротерозойські гнейсові, так і більш давні гнейсові та інтрузивні комплекси порід.

ВИСНОВКИ

1. Метаморфічні та інтрузивні породи західної частини УЩ мають надзвичайно складну геологічну історію. Багаторазове проявлення високотемпературного метаморфізму, як правило, асинхронного в різних геологічних структурах, часто майже повністю нівелює первинні генетичні ознаки порід. Усе це робить майже неможливим реконструкцію умов їх утворення та кореляцію комплексів, поширених в різних структурах. І тільки застосування сучасних радіогеохронологічних методів дозволяє реставрувати окремі фрагменти цієї історії, виділити невеликі етапи еволюції вивчених асоціацій порід і корелювати їх між собою в різних структурах.

2. В Дністровсько-Бузькому районі виділяється три різновікові гнейсові комплекси. Перший - палеоархейські (3,9-3,4 млрд. років тому) поліметаморфічні породи тиврівської товщі, що зазнали впливу шести етапів ендогенних перетворень (млрд. років тому): I - 3,4; II - 3,2-3,1; III - 2,8-2,7; IV - 2,4-2,3; V - 2,08-2,00 та VI - 1,96-1,93. Характерними особливостями ендогенних процесів, є досить значна їх тривалість (близько 1,5 млрд. років) та високотемпературні умови проявлення. Другий - неоархейські (3,2-2,6 млрд. років тому) поліметаморфічні породи бузької серії, які зазнали впливу, щонайменше, трьох етапів пізніших ендогенних процесів (близько 2,6±0,15, 1,98 та 1,91±0,01 млрд. років тому). Третій - палеопротерозойські (2,6-2,1 млрд. років тому) метаморфічні породи гніванської та березнинської товщ, які відрізняються від порід більш ранніх комплексів просторовим зв'язком з гранат-біотитовими бердичівськими гранітами та високою глиноземістістю і переважно двопольовошпатовим складом.

3. Палеоархейські породи Дністровсько-Бузького району зазнали впливу трьох етапів гранулітового метаморфізму, які супроводжувались процесами селективного плавлення. Було сформовано два різновікові чарнокітоїдні комплекси: гайворонський - 2,84±0,13 та бердичівський - 2,08±0,06 млрд. років тому.

4. Серед порід мафіт-ультрамафіт-ендербітової асоціації Середнього Побужжя виділено три різновікові групи метаморфізованих інтрузивних мафітів і ультрамафітів. Враховуючи накладену метаморфогенну природу їх цирконів, мафіти і ультрамафіти першої групи були сформовані не пізніше 2,72, другої - не пізніше 2,31, а кристалосланці третьої - не пізніше 1,96 млрд. років тому.

5. В результаті проявлення процесів кремній-калієвого метасоматозу в породах гранулітових комплексів, були сформовані два метасоматичні комплекси: лейкократові гранатові грануліти - 2,78±0,04 та біотитові гнейси т.з. зеленолевадівської товщі - 2,32±0,18 млрд. років тому.

6. В Росинсько-Тікицькому районі виділяється два різновікові гнейсові комплекси: неоархейський (3,2-2,6 млрд. років тому), синхронний за часом формування з породами бузької серії та палеопротерозойський (2,6-2,1 млрд. років тому), одновіковий з метаморфічними породами тетерівської серії Північно-Західного району.

7. Протерозойський (2,1-1,9 млрд. років тому) етап гранітизації порід архейських гранулітових асоціацій Дністровсько-Бузького району відбувався синхронно з процесами гранітоїдного магматизму в породах палеопротерозойських гнейсових комплексів Дністровсько-Бузького, Північно-Західного та Росинсько-Тікицького районів УЩ. Гранітоутворення в породах палеопротерозойсь-ких комплексів є природною ланкою процесів формування континентальної кори, її консолідація, в той час як гранітизація палеоархейських гранулітових комплексів була обумовлена процесами їх тектоно-магматичної активізації.

ОСНОВНІ РОБОТИ АВТОРА ЗА ТЕМОЮ ДИСЕРТАЦІЇ

1. Степанюк Л.М., Пономаренко А.Н., Яковлев Б.Г. і інш. Кристаллогенезис и возраст циркона в породах гранулитовой фации (на примере мафитового гранулита далдынской серии Анабарского щита) // Минерал. журн. - 1993. - 15, №2. - С. 40-52.

2. Рокачук Т.А., Стешин В.А., Щербаков И.Б., Крамаренко Н.К., Степанюк Л.М. Индикаторное значение оптически активных дефектов в породообразующем кварце// Минерал. журн. - 1993. - 15, № 5. - С. 22-29.

3. Степанюк Л.М., Пономаренко А.Н., Бартницкий Е.Н., Терец Г.Я. Корреляция геологических процессов в породах гранулитовых комплексов Украинского (Побужье) и Анабарского щитов по геохрологическим данным // Геохимия и рудообразование - 1995. - № 21. - С. 154-163.

4. И.М.Лесная, Т.Э.Плоткина, Л.М.Степанюк, Е.Н.Бартницкий. Возрастные этапы формирова-ния мафит-эндербитовой ассоциации Побужья // Геохимия и рудообразование - 1995. - № 21. - С. 56-69.

5. Степанюк Л.М., Лесная И.М., Бартницкий Е.Н. Генезис и возраст циркона из чарнокитоидов Завальевского блока Среднего Побужья // Минерал. журн. - 1995. - 17, № 5. - С. 30-39.

6. Оровецкий Ю.П., Красовский С.С., Калюжная Л.Т., Куприенко П.Я., Степанюк Л.М. Тектоника и эволюция земной коры Побужского синклинория // Доп. НАН України - 1995. -№ 4. - С. 71-74.

7. Оровецкий Ю.П., Красовский С.С., Калюжная Л.Т., Куприенко П.Я., Степанюк Л.М. Строение и эволюционная модель земной коры Побужского синклинория (Украинский щит) // Геол. журн. - 1995. - № 5. - С. 52-56.

8. Степанюк Л.М. Кристаллогенезис и возраст цирконов из пород мафит-ультрамафитовой ассоциации Среднего Побужья // Минерал. журн. - 1996. - 18, №4. - С. 10 -19.

9. Щербак М.П., Степанюк Л.М., Лiсна I.М., Бартнiцький Є.М. Вiковi рубежi в формуваннi порiд мафiт-ультрамафiтової асоцiацiї гранулiтових комплексiв Середнього Побужжя // Доп. НАН України - 1996. - № 7.- С. 109-114.

10. Степанюк Л.М., Грiнченко О.В., Загнiтко В.М., Бартнiцький Є.М. Уран-свинцевий вік жильних гранiтоїдiв Середнього Побужжя // Доп. НАН України - 1996 - № 11 - С.129-133.

11. Степанюк Л.М. Кристаллогенезис и возраст циркона из плагиогнейсов Завальевского графитового карьера (Среднее Побужье) // Минерал. журн. - 1997. -19, № 2. - С. 29-32.

12. Степанюк Л.М. Метасоматична природа бiотитових та бiотит-гранатових гнейсiв Середнього Побужжя // Доп. НАН України -1997. - № 1. - С.133-136.

13. Степанюк Л.М. Хронология формирования гранулитовых комплексов Верхнего Побужья, по данным цирконометрии // Минерал. журн.- 1997. -19, № 6. - С. 71-76.

14. Степанюк Л.М. Хронология проявления эндогенных процессов в гранулитовых комплексах Днестровско-Бугского мегаблока Украинского щита (конец архея - ранний протерозой) // Минерал. журн. 1998. - 20, №2. - С. 68-73.

15. Степанюк Л.М. Уран-свинцовая изотопная система циркона: некоторые особенности интерпретации // Минерал. журн. 1998. - 20, № 4. - С.50-61.

16. Степанюк Л.М., Бибикова Е.В., Клайсен Стефан, Скобелев В.М., Sm-Nd-изотопная система в породах западной части Украинского щита // Минерал. журн. - 1998. - 20, №4. - С. 72-79.

17. Shcherbak N.P., Skobelev V.M. and Stepanyuk L.M. Geological Structure and Ages of the Precam-brian Ukrainian Shield along the Eurobridge transect // Геофиз. журн. - 1998. -20, №4. - Р. 105-107.

18. L. Stepanyuk, S.Claesson, E.Bibikova and S.Bogdanova. Sm-Nd Crustal Ages along the Eurobridge Transect in the West Ukrainian Shield // Там же - Р.118-120.

19. Л.М.Степанюк. Час формування гранітоїдів бердичівського комплексу за даними цирконометрії. // Доп. НАН України -1998. - № 11. - С.135-138.

20. Єсипчук К.Ю., Щербак Н.П., Глеваський Є.Б., Скобелєв В.М., Степанюк Л.М., Артеменко Г.В., Клочков В.М. Уточнення кореляційної стратиграфічної схеми докембрію Українського щита // Минерал. журн. - 1999. - 21, №1. - С. 5-19.

21. Бобров О.Б., Сіворонов А.О., Степанюк Л.М, Довбуш Т.І., Меркушин І.Є., Гнутенко Н.О., Бакуменко І.Т., Сергієнко В.М. Геологічна позиція та вік гранітів Майського золоторудного родовища (Середнє Побужжя) // Минерал. журн. - 1999. - 21, №4. - С.83-86.

22. Н.П.Щербак, Г.В.Артеменко, В.Н.Загнитко, Л.М.Степанюк. Возраст золоторудных месторождений Украинского щита // Минерал. журн. - 1999. - 21, №4. - С.99-105.

23. Степанюк Л.М. Последовательность проявления геологических процессов в породах бугской серии, Среднее Побужье // Минерал. журн. - 1999. - 21, № 5-6. - С.86-92.

24. Степанюк Л.М., Єсипчук К.Ю., Бойченко С.О. і інш. Про час формування гранітів басейну рр.Тетерів та Ірпінь // Минерал. журн. - 2000. - 22, № 1. - С.115-118.

Размещено на Allbest.ru