Если у вас возникли сложности с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой - мы готовы помочь.
Предоплата всего
Подписываем
Національна академія наук України
Інститут геологічних наук
ГРІНЧЕНКО
Віктор Федорович
УДК 549.6:550.8:551.72(477)
ЕВОЛЮЦІЙНО-ФОРМАЦІЙНА МОДЕЛЬ
РОЗВИТКУ ВОЛИНСЬКОГО МЕГАБЛОКУ
В ДОКЕМБРІЇ
Спеціальність:04.00.01 - загальна та регіональна геологія
А в т о р е ф е р а т
дисертації на здобуття наукового ступені доктора
геологічних наук
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 віддділу
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 на-гальна 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 обгрунтуванні пошуків родовищ корисних копалин та оцінки металоносності території, одне з провідних місць належить моделю-ванню геологічного розвитку земної кори. При цьому особливе значення відводиться встановленню вікових співвідношень комплексів гірських порід і кореляції просторово відокремлених один від одного розрізів з викорис-танням традиційних методів та прийомів визначення віку. Але в регіонах, де переважають ультраметаморфічні, магматичні та метасоматичні криста-лічні утворення традиційні біостратиграфічні, геолого-структурні та геохі-мічні методи визначення відносного віку порід досить часто не дають од-нозначних результатів. У цьому випадку перспективним є застосування методів формаційного аналізу. З його допомогою вдається створити ево-люційно-формаційну модель розвитку регіону, що дозволяє в деталях відт-ворити послідовність подій, які мали місце в давно минулі часи.
Мета та основні завдання досліджень. Мета роботи полягає в роз-робці формаційних критеріїв визначення послідовності утворення кон-тактуючих між собою кристалічних порід та кореляції просторово ві-докремлених розрізів стратифікованих утворень докембрію, та побудова на цій основі еволюційно-формаційної моделі розвитку Волинського мега-блоку. Досягненню мети сприяло вирішення наступних завдань.
1) Використовуючи типоморфні ознаки породоутворюючих та акцесор-них мінералів, розробити спосіб встановлення послідовності проявлення геологічних процесів.
2) Провести типізацію дайок основного складу з метою використання їх в якості вікових реперів.
3) Обгрунтувати можливість використання жилоподібних тіл метасома-титів 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 Во-линського мегаблоку, уточнити та впорядкувати індикативні ознаки формацій та їх класифікацію.
6) Відтворити послідовність історико-тектонічних етапів розвитку тери-торії, проявлення в просторі та часі розривних порушень і провести їх ко-реляцію з періодами складчатості, фазами регіонального метаморфізму, циклами магматичної активності та епохами активізації.
7) За результатами формаційних досліджень побудувати модель геоло-гічного 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 ос-ницького комплексів декілька різних за походженням формацій; 2) прове-денні, з використанням роїв дайок основного складу та систем жилопо-дібних тіл метасоматитів тектоно-метасоматичних зон, кореляції просторово відокремлених один від одного стратифікованих розрізів та інших гео-логічних об’єктів; 3) доведенні глобального характеру формування овоїдальності та вторинного (метасоматичного) походження овоїдів. Окрім того, в роботі по-новому розглядаються основні аспекти історико-тектоніч-ного розвитку Волинського мегаблоку; обгрунтована необхідність виділення протогеосинклінальної “основи”, складові якої збереглися серед протеро-зойських порід у вигляді фрагментів.
Основні положення що захищаються:
1) Під впливом більш пізніх накладених процесів, хімічний склад та фі-зичні властивості мінералів магматичних, метаморфічних та метасоматичних порід змінюються, пристосовуючись до нових фізико-хімічних умов, і, внаслідок цього, відзеркалюють поетапний характер формування супра-крустальних та інтракрустальних утворень докембрію. З урахуванням цьо-го, уточнено границі історико-тектонічних мегаетапів (протогеосинклиналь-ного, головного геосинклинального, орогенного та платформеного) на протязі яких в межах Волинського мегаблоку формувалась земна кора континентального типу.
2) При встановленні послідовності формування просторово відокремле-них один від одного геологічних об’єктів, в якості вікових реперів, слід використовувати рої дайок та системи метасоматичних тіл тектоно-метасо-матичних зон.
3) Утворення гранітоїдних формацій житомирського комплексу відбува-лося у дві стадії. Становлення гранітоїдів з натрієвою спеціалізацією (плагіомігматит-плагіогранітна формація) співпало з початком пізньоафебійсько-го етапу, в той час як укорінення гранітоїдів збагачених на калій (форма-ція двослюдяних гранітів) відбувалося в кінці цього ж етапу.
4) В об’ємі осницького комплексу виділяються дві різного віку та гене-зису 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 резуль-татами формаційних досліджень моделі розвитку земної кори континен-тального типу в межах Волинського мегаблоку в докембрії дозволяє виді-лити окремі стадії геосинклінального розвитку території, етапи її кратоніза-ції 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. Розроб-лено 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. Дисер-тант є співавтором шесті виробничих та восьми науково-дослідницьких звітів. Виявлені, на прикладі порід Волині, закономірності в зміні типо-морфних 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-захід-ної частини Українського щита при виконанні держбуджетних та госпдо-говірних науково-дослідницьких робіт у складі геохімічної експедиції нау-ково-дослідницького сектору та кафедри мінералогії, геохімії та петрогра-фії 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 кіль-кість 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 петроло-гічних 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 ендоген-ных 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 вико-ристаної літератури 281 назва.
За допомогу та постійну підтримку, автор висловлює щиру подяку ко-легам з Київського університету докторам геол.-мін. наук В.Г. Малявкі, М.І. Толстому, О.І Лукієнку, кандидатам геол. мін. наук І.М. Остафій-чук, О.В. Зінченку, І.П. Соколову. Автор вважає своїм обов’язком відда-ти шану світлій пам’яті Т.М. Агафоновій, С.А. Морозу, з якими обгово-рював низку питань на початковій стадії досліджень та напрямок роботи.
ЗМІСТ РОБОТИ
СУЧАСНА УЯВА ПРО ГЕОЛОГІЧНУ БУДОВУ
ВОЛИНСЬКОГО МЕГАБЛОКУ.
Серед актуальних проблем пізнання геологічної будови та історії фор-мування 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 розма-їтий емпіричний матеріал, сформульовані його різнобічні узагальнення переважно петролого-геохімічної інтерпретації. І все ж залишаєтьяс 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 вважють 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 ут-ворень, 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 обгрунтуванням 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 кіль-кість 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 гра-нітної 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 пере-важної 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 розви-ток суто емпіричних досліджень та недооцінка теоретичних. Але ж, за-гальною ознакою теоретичного знання є вдосконалення і розвиток кон-цептуальних засобів побудови так званого “теоретичного світу”, а загаль-ною ознакою емпіричного знання - спрямованість на встановлення зв’язку концептуального апарату з реальністю. Звідси, логічно, випливає важли-вість теоретичного складника сучасної геології.
У становленні та подальшій розбудові теоретичного знання принципово важливого значення набуває створення своєрідної теоретичної моделі гео-логічної 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 Волин-ського мегаблоку в якості вікових реперів використовувались рої дайок та системи субпаралельних жилоподібних тіл метасоматитів поширених в межах тектоно-метасоматичних зон. При визначенні ж вікових співвід-ношень контактуючих між собою геологічних об’єктів утворених виключно кристалічними породами, окрім прямих геологічних даних, слід викорис-товувати типоморфні ознаки породоутворюючих та акцесорних мінералів.
2.МІНЕРАЛО-ПЕТРОГРАФІЧНІ КРИТЕРІЇ
ФОРМАЦІЙНОГО АНАЛІЗУ
У зв’язку з розширенням в останні роки об’ємів буріння, з’явилась на-гальна потреба у всебічному вивченні кернового матеріалу з метою отри-мання максимально можливої інформації про речовий склад і генетичні особливості кристалічних порід. Зокрема, гострою залишається проблема з’ясування вікових співвідношень розбурених свердловинами нових геоло-гічних тіл з масивами вже відомих і добре вивчених кристалічних порід. Це обумовлено тими обставинами, що в регіонах в будові яких перева-жають ультраметаморфічні та магматичні утворення (прадавні щити, сере-динні масиви), а супракрустальні товщі користуються незначним поши-ренням, спостерігаючись у вигляді скіалітів серед магматитів та палінгено-анатектичних гранітів, біостратиграфічні та геолого-структурні методи виз-наченні 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 форму-вання контактуючих між собою кристалічних порід. Вирішення завдання ще більш ускладнюється при умові “розбурювання” контактів, як це часто трапляється в практиці геолого-зйомочних робіт. Використання трудо-міських та дорогих методів ізотопної радіометрії також не завжди дає однозначний результат.
Суттєву допомогу при встановленні послідовності формування крис-талічних порід можуть надати типоморфні ознаки мінералів. Мінерал нас-тільки 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 геологіч-них 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 про-толочній пробі. Цим вимогам відповідають типоморфізм хімічного складу та забарвлення темноколірних мінералів, типоморфізм паралельних (ово-їди) та двійникових зростань польових шпатів, типоморфізм кристаломор-фології циркону.
2.1 Типоморфізм хімічного складу та забарвлення
магнезиально-залізистих слюд
З усього розмаїття магнезиально-залізистих сілікатів, біотит є найбільш поширеним мінералом гірських порід. Стійкість його обумовлена входжен-ням в його структуру з одного боку практично всіх петрогенних елементів, а з іншого - широкими межами коливання їх вмісту в слюді. Аналіз чи-сельних 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 виз-начається 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 кое-фіцієнту загальної залізистості магнезиально-залізистих сілікатів в межах окремо взятого масиву залишається практично без змін, в той час як залі-зистість породи коливається в досить широких межах, в залежності від кількісного співвідношення в ній фемічних мінералів. При підвищені залізистості породи спостерігається не зростання залізистості темноколір-них мінералів, а збільшення кількості більш залізистого мінералу (гранату в чудново-бердичівському, магнетиту в осницькому, біотиту в коростенсько-му гранітах). Тобто, загальна залізистість біотиту і інших фемічних міне-ралів 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 геоло-гічного тіла, навіть у такій складній (багатофазній) споруді як Корос-тенський плутон. Це дозволяє зробити припущення, що в період станов-лення гранітних масивів мало місце існування якихось агентів, котрі й обумовили вирівнювання хімічного складу біотиту по усьому об’єму геоло-гічного 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 від-критість 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 крис-талічних 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 погли-нання 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 збіль-шення (зменшення) інтенсивності смуг поглинання в ультрафіолетовій та червоній областях спектрів? Для цього методами оптичної спектроскопії були вивчені біотити різних за віком гранітоїдних комплексів. Співстав-лення отриманих результатів показує , що зі збільшенням окисного потен-ціалу, яке мало місце при переході від житомирського через коростен-ський і, далі, до осницького зменшується абсолютна та відносна концен-трація оптично активних центрів ліганд-метал, а роль центрів метал-метал зростає. Тобто, визначальним фактором контролю концентрації різних оп-тично активних центрів, а звідси й особливостей забарвлення біотиту гра-нітоїдів 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 ви-користаний 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.
2.2 Типоморфізм закономірних зростань польових шпатів
Незважаючи на велику кількість публікацій, присвячених типоморфізму польових шпатів, використання його в геологічній практиці вкрай недос-татньо. В першу чергу це стосується типоморфізму двійникових зростань плагіоклазу та калішпату.
Попередніми дослідженнями доведено, що закон двійникування визна-чається, 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 карлсбад-ські 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 геологіч-ному картуванні великих площ, в межах яких поширені переважно гранітоїдні утворення. Наприклад, було проаналізовано просторовий роз-поділ 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 клесові-тів, поширений ще й в гранітизованих метабазитах серії, вирівських діоритах та в строкатих за хімічним складом гранітоїдах ультраметаморфі-чного 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 грані-тоїдами ультраметаморфічного генезису.
2.3 Типоморфізм кристаломорфології циркону
Морфологія кристалів мінералів взагалі, і циркону зокрема, обумов-лена 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 мате-ринській породі цирконію. Так, при низьких концентраціях мінералоутво-рюючого елементу - цирконію, він буде використовуватися, насамперед, на формування на кристалах циркону граней гострої дипіраміди {311}, які мають невелику ретикулярну густину. Навпаки, при зростанні концент-рації в мінералоутворюючому середовищі, грані гострої дипіраміди будуть витіснятися гранями дипіраміди {111}, яким притаманні набагато більші значення ретикулярної густини. Це обумовлює поступову зміну списопо-дібного обрису кристалів мінералу спочатку “торпедоподібним”, а вже потім - короткопризматичним.
В останні роки гараче дискутується питання стосовно причин виникнен-ня зерен циркону круглої форми. На думку переважної більшості дослід-ників, надбання кристалами циркону круглої форми реалізується в процесі їх механічної обробки при транспортуванні зерен мінералу водними пото-ками. Простота та логічність міркувань у злуці з уявленнями про надзви-чайно високу стійкість циркону щодо впливу факторів метаморфізму та магматизму, слугували першопричиною появи й швидкого поширення так званого “цирконового методу” реконструкції історії формування кристаліч-них порід, виходячи з морфології кристалів циркону.
Проведене вивчення зерен циркону круглої форми показало, що за ха-рактером поверхні вони поділяються на два типи. До першого типу відно-сяться 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 по-верхні 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 викорис-товувалися б у повній мірі змінення морфології кристалів циркону в якості індикаторів процесів формування складних плутоно-метаморфічних комп-лексів докембрію.
Вивчення комбінацій простих форм на багатогранниках циркону з реаль-них геологічних об’єктів, послідовності їх появи й відносних розмірів гра-ней 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).
Таблиця 1
Загальна схема просторово-вікової еволюції морфології циркону в породах
Волинського мегаблоку
1 2 3 4 5 6
{311}
{331} {331} {311}
1 {111} {111} {111} {111} {111} {311}
{110} {110} {110} {110} {110}
7 8 9 10 11
{311}
{331} {331} {311}
1a {111} {111} {111} {111} {311}
{110} {110} {110} {110} {110}
{100} {100} {100} {100} {100}
12 13 14 15 16
{311}
{331} {331} {311}
2a {111} {111} {111} {111} {311}
{100} {100} {100} {100} {100}
{110} {110} {110} {110} {110}
17 18 19 20
{311}
2 {111} {111} {111} {311}
{100} {100} {100}
Запропонована схема, перш за все, відображає еволюцію морфології кристалів циркону в залежності від падіння концентрації цирконію в мінералоутворюючому середовищі: від ізометричного обрису кристалів при мак-симальній концентрації в ньому цирконію, через стовпчастий до списопо-дібного 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 кристаломорфоло-гію циркону при кореляції та розчленуванні гірських порід.
Слід також підкреслити, що в екзоконтактових частинах гранітоїдних масивів, або поблизу областей розвитку ультраметаморфічних та метасома-тичних 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.
3.ЕВОЛЮЦІЙНО-ФОРМАЦІЙНА МОДЕЛЬ ГЕОЛОГІЧНОЇ
БУДОВИ ВОЛИНСЬКОГО МЕГАБЛОКУ
Найвагоміші досягнення останніх десятиліть в області пізнання історії розвитку геологічних структур земної кори були отримані завдяки застосу-ванню 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, особ-ливості 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 фор-мувалися.
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 го-ловний геосинклінальний, орогенний та платформений історико-тектонічні мегаетапи, які відображають стадійність направленого процесу формування континентальної земної кори в регіоні.
3.1 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 но-сить 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 мінераль-ного складу та хімізму карбонатних порід Курчицької та Гутянської струк-тур 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 Волин-ського 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 карбо-натних порід зменшується. У верхній частині розрізу істотньо зростає роль прошарків амфібол-біотитових гнейсів.
3.2 Головний геосинклінальній мегаетап
З урахуванням тектонічних особливостей головний геосинклінальний мегаетап розвитку континентальної кори в межах Волинського мегаблоку поділяється на два етапа: ранньоафебійський, який охоплює ранньогеосин-клінальну 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.
3.2.1 Формації ранньоафебійського етапу
На початку палеопротерозою в межах північно-західної частини Укра-їнського щита існував геосиклінальний прогин, в якому відбувалося нако-пичення теригенних відкладів новоград-волинської товщі. Процеси седи-ментагенезу, час від часу, переривались виливанням магми ультраосновно-го та основного складу (діабазова формація). Найбільш інтенсивно ефу-зивна діяльність проявилась в південній частині території, в той час як в центральній та північній її частинах формувались переважно пісчано-гли-нисті осадочні породи. Дещо пізніше до порід аспидної формації додається карбонатна речовина, обумовлюючи формування, головним чином, у пів-денній 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 ультраос-новні 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, перет-ворення ефузивів ультраосновного, основного та середнього складу в метадіабази, ортоамфіболіти й актинолітові сланці та амфіболізацію і біо-титизацію інтрузивних порід габро-перідотитової формації.
3.2.2 Формації пізньоафебійського етапу
Пізньоафебійський етап розвитку континентальної кори в межах Волин-ського мегаблоку за часом співпав з ранньоорогенною стадією формування геосинкліналі. На протязі етапу, в межах північно-західної частини Укра-їнського 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 ізохі-мічного метаморфізму (мікрогнейсів та ортоамфіболітів) в біотитові, гра-нат-біотитові та графіт-біотитові гнейси городської світи. Подальше наростання інтенсивності алохімічного метаморфізму призвело до утворен-ня порід плагіомігматит-плагіогранітної формації. В об’ємі формації виді-ляються 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 маг-незиальних діопсид-плагіоклазових метасоматитів Сарнинсько-Варварів-ської 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 вісімсотметро-вих свердловин пробурених в межах Житомирського, Курчицького, Сер-бівського, Красногірського, Киселівського та Ужачинського масивів пока-зало, що, принаймні, до глибини вісімсот метрів, їх не можна вважати ма-сивами. 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 по-роді плагіоклазу та калішпату. Разом з тим існують суттєві розбіжності в кількісному та якісному складі акцесорних мінералів, що вказує на криста-лізацію 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 (ільме-ниту 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 січ-ним положенням тіл гранітів по відношенню до тіл діопсид-плагіоклазових метасоматитів Сарнинсько-Варварівської тектоно-метасоматичної зони. Це свідчить про відсутність генетичного зв’язку між плагіомігматитами та жи-томирськими гранітами. Дійсно, житомирська магма, яка до того ж утво-рювала 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.
3.3 Орогенний мегаетап
Орогенний мегаетап розпочався на початку мезопротерозою. Харак-терною рисою мегаетапу було проявлення інтенсивних глибових (германотипних) тектонічних рухів, котрі й обумовили мозаїчно-блокову будову Волинського мегаблоку, а з іншого - утворення Осницької та Ки-шинської міжгірських западин. Осницька западина займала центральну та північну частини Осницького блоку, Кишинська - північно-західну частину Новоград-Волинського та північно-східну частину Коростенського текто-нічних блоків. В межах міжгірських западин проявився інтенсивний ефу-зивний 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 фор-мації 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 консо-лідованої території, якою на той час була територія Новоград-Волинського і Коростенського блоків, на дену поверхню виливались лави андезит-ліпа-ритової субформації, у складі якої кількісно переважали вулканіти серед-нього складу.
З тектонічними розломами північно-західного та північно-східного нап-рямків, котрі обумовили розчленування території на блоки другого та тре-тього 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 всере-дині 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 тяжі-ють до найбільш рухомої північно-західної частини Волинського мегабло-ку. Характерною рисою інтрузивних утворень є зелене забарвлення біоти-ту та його низька залізистість і розмаїття морфологічних типів кристалів циркону. Інтрузивні ж породи більш лужної габро-монцоніт-сієнітової фор-мації кристалізувались в межах більш консолідованих на той час цент-ральній 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.
|
Номер ряду |
Породи клесівської серії |
Ультраметаморфіти осницького комплексу |
|
1 |
Долерити - метадіабази- |
Вирівські діорити - середньозер- нисті біотитові гранодіорити - середньозернисті плагіограніти |
|
2 |
Плагіопорфірити - лептити - |
Дрібнозернисті біотитові грано- діорити - середньозернисті гра- нодіорити - середньозернисті мікроклин-плагіоклазові граніти |
|
3 |
Кварцеві порфіри - лептити - |
Дрібнозернисті плагіоклаз-мік- роклинові граніти - середньо- зернисті плагіоклаз-мікроклинові та суттєво мікроклинові граніти |
3.4 Платформений мегаетап
З розвитком зводового підняття поступово наростали сили розтягуван-ня, 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 текто-нічного плану північно-західної частини Українського щита, який, у загальних рисах, зберігся до наших днів. Закладання Прип’ятського проги-ну 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 грани-ці 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-Волин-ського 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 упо-довж західного краю Українського щита.
По завершенні становлення дайок габро-долеритів досліджувана тери-торія на протязі досить тривалого часу знаходилася у стані відносного тектонічного спокою. Десь на межі 1800 млн. років розпочалася нова хви-ля основного магматизму. У першу фазу сформувались інтрузії сірих маг-незиальних і збагачених бором лабрадоритів, габро-лабрадоритів та трахі-тоїдного габро, у другу - чорного кольору багатих на залізо малоборових основніх порід габро-лабрадоритової формації.
Мабуть, з часом укорінення інтрузій основних порід співпало закладан-ня по системі радіальних розломів Пугачівського палеопрогину, який за-повнювався континентальними відкладами алювіально-делювіальної фор-мації. 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 ільме-нитвміщуючих 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 Новог-рад-Волинського тектонічного блоку Красногірсько-Житомирської текто-нічної 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 зрі-зає більш давню Сарнинсько-Варварівську тектоно-метасоматичну зону, а на північній околиці Новоград-Волинського тектонічного блоку, в свою чергу, перетинається більш молодою Сущано-Пержанською тектоно-мета-соматичною 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 дав-нього типу формують серед метасоматично змінених порід гнейсо-мігмати-тової 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.
На рубежі десь у 1750 млн. років в межах Коростенського тектонічного блоку проявилась нова хвиля інтрузивного магматизму, що й обумовило утворення гранітів формації рапаківі. Вважається що характеристичною оз-накою, завдяки якій ті чи інші утворення можна віднести до складу рапаківігранітної формації виступає присутність своєрідних утворень - овоїдів. Разом з тим відомо велика кількість випадків появи овоїдів в мікрогнейсах, клесовітах, основних породах і, нарешті, мігматитах які формують екзоконтактні частини метасоматичних тіл різного віку та гене-зису, що вказує на глобальний характер розвитку маргінаційних структур. Виходячи з речового складу ядра, все розмаїття овоїдів може бути зве-дено до чотирьох типів: 1) овоїди з “породним” ядром; 2) овоїди з каліш-патовим ядром; 3) овоїди з плагіоклазовим ядром; 4) овоїди з кварцевим ядром. Серед них, за складом оболонок і з урахуванням їх кількості, виділяється п’ятнадцять відмін згрупованих в табл. 3. Цілком слушно ви-никає запитання, а який же механізм утворення овоїдів? Зародження ово-їдів розпочинається з появи “інтерстиційних” зерняток-новоутворень ка-лішпату, які, розростаючись, поступово охоплюють все нові й нові ділянки породи, набуваючи заокругленої форми монокристального овоїду, або, значно рідше, обрису складного овоїда з “породним” ядром і калішпатовою оболонкою. Заміщення калішпатом кальційвміщуючих мінералів переводить у розчин кальцій, котрий на слідуючій стадії утворення маргінаційної структури формує зовнішню олігоклазову оболонку на овоїдах та мегак-ристали-новоутворення олігоклазу. Після витрачення кальцію на побудову олігоклазової оболонки, в розчинах знову зростає активність калію. Це приводить до наростання зовнішньої калішпатової оболонки на овоїдах та кристалізації більш пізньої генерації порфіробласт калішпату. По завершен-ні кристалізації польових шпатів, розчини, що фільтруються крізь породу, набувають кислого характеру, що обумовлює інтенсивну кристалізацію порфіробласт кварцю і формування на них мікропегматитової оболонки. Отже системне вивчення овоїдів з різних за віком та генезисом порід, розглядання чисельних відмін цих своєрідних утворень не як ізольовані одне від одного явища показує, що формування овоїдів це складний стадій-ний процес. З іншого боку, знахідки складних овоїдів з “породним” ядром однозначно вказує на те, що виникнення маргінаційної структури відбу-вається вже в закристалізованій породі, тобто метасоматичним шляхом. Спираючись на макро- та мікроскопічні ознаки, та з урахуванням особливостей хімічного складу серед гранітів коростенського комплексу слід розрізняти дві групи порід. До першої групи відносяться чітко порфіровид-ні граніти з пойкіло-пегматитовою та мікрографічною структурами, до другої - граніти, дещо більш основні за складом, з гіпідіоморфною струк-турою. Граніти першої групи, як правило, утворюють облямівки навколо масивів габро-лабрадоритів, або тяжіють до контакту з породами рами, а граніти другої групи складають, переважно, центральні частини плутону.
Таблиця 3
Класифікація овоїдів з порід Коростенського плутону
|
Тип |
Відміна |
Склад ядра |
Мінеральний склад оболонки |
|
1 |
1 2 3 4 5 6 7 |
Порода Порода Порода Порода Порода Порода Порода |
Калішпат 1 Калішпат 1, плагіоклаз Калішпат 1, плагіоклаз, калішпат 2 Калішпат 1, плагіоклаз, калішпат 2, мікро- пегматит Плагіоклаз Плагіоклаз, калішпат 2 Плагіоклаз, калішпат 2, мікропегматит |
|
2 |
8 9 10 11 |
Калішпат 1 Калішпат 1 Калішпат 1 Калішпат 1 |
Плагіоклаз Плагіоклаз, калішпат 2 Плагіоклаз, калішпат 2, мікропегматит Мікропегматит |
|
3 |
12 13 14 |
Плагіоклаз Плагіоклаз Плагіоклаз |
Калішпат 2 Калішпат 2, мікропегматит Мікропегматит |
|
4 |
15 |
Кварц |
Мікропегматит |
На завершальній стадії розвитку території в докембрії відбулося закла-дання Сушано-Пержанської та Горинської тектонічних зон. Метасоматичні розчини, що циркулювали в межах цих зон обумовили формування по-рід формації калій-натрових метасоматитів.
Історія розвитку Волинського мегаблоку в неопротерозої вивчалася на прикладі Вільчанської западини. Гризлярським розломом структура поділя-ється на дві частини: південну. яка має в плані лінійно витягнуту форму північно-східного простягання, виповнену переважно кварцевими порфіра-ми, і північну, у формі трапеції, складену як ефузивами - кварцевими пор-фірами, андезитовими порфіритами і базальтами, так і теригенними утво-реннями - пісковиками грубозернистими і поліміктовими. Кварцеві порфіри залягають в основі розрізу вулканогенно-осадочної товщі і віднесені до збранківської світи, її нижньої підсвіти. До складу верхньої підсвіти введе-ні пісковики грубозернисті та поліміктові, а також базальти та андезитові порфірити. Характер контакту пісковиків і основних ефузивів свідчить про те, що останні виливалися вже на розмиту і частково дезинтегровану по-верхню уламкових порід.
До складу толкачівської світи введені кварцитовидні овручські піско-вики.
4. ІСТОРІЯ ФОРМУВАННЯ УТВОРЕНЬ ВОЛИНСЬКОГО
МЕГАБЛОКУ В ДОКЕМБРІЇ
У згоді з відпрацьованою схемою палеотектонічного розвитку північно-західної частини Українського щита, в її межах проявились чотири мега-етапа становлення земної кори континентального типу: протогеосинклі-нальний, головний геосинклінальний, орогенний та платформений.
Архейський протогеосинклінальний мегаетап охоплює найбільш ранній, початковий період розвитку континентальної кори в межах Волинського мегаблоку. На початковій стадії формування протогеосинклінального тро-гу, швидкість занурення території досить велика і не могла бути ском-пенсована швидкістю накопичення осадочних відкладів. З часом зану-рення території дещо уповільнилося і в прогинах розпочалося накопичення глибоководних осадків хімогенного походження (мул, кремнисті стяжіння, мергелисті та карбонатні осадки). Згодом фаза занурення змінилася фа-зою підняття. Внаслідок цього в складі хімогенних відкладів почала зроста-ти частка теригенного матеріалу. Процеси осадконакопичення відбувалися на тлі коливальних рухів спочатку великої амплітуди, яка у міру накопичення осадків поступово зменшувалася. Це обумовило появу в середній, переважно, карбонатній частині розрізу спочатку поодиноких значної потужності прошарків мергелистих та карбонатно-глинистих осад-ків, кількість яких збільшувалася у верхній його частині з одночасним зменшенням потужності прошарків.
Наприкінці протогеосинклінального мегаетапу проявилась потужня за-вершальна фаза складчатості, яка супроводжувалася регіональним ізохі-мічним метаморфізмом осадків в умовах високої амфіболітової та гранулі-тової фацій. Це й обумовило утворення своєрідного кристалічного комп-лексу протогеосинклінальної “основи”. Разюча схожість мінерального і хімічного складу мармурів, кальцифірів та параамфіболітів протогеосинклі-нальної “основи” Волинського мегаблоку з аналогічними утвореннями дністровсько-бузької серії Подільського мегаблоку дозволяє паралелизу-вати карбонатні породи, що складають Курчицьку та Гутянську структури, з архейськими породами цієї серії.
На початку палеопротерозою на архейській протогеосинклінальній “основі” в межах північно-західної частини Українського щита відбулося закладання геосинклінального трогу з чіткою зональною будовою. В пів-денній його частині існував евгеосинклінальний режим, де процеси осадконакопичення супроводжувалися інтенсивним основним вулканізмом, в той час як в його північній частині процеси седимантагенезу протікали в міогеосинклінальному режимі.
Упродовж майже усього ранньоафебійського етапу головного геосинк-лінального мегаетапу практично на всій території Волинського мегаблоку переважали процеси занурення, динаміка яких зафіксована формуванням осадків новоград-волинської товщі. Накопичення переважно пісчано-гли-нистих відкладів відбувалося у водному середовищі і супроводжувалося активною вулканічною діяльністю. Ефузивно-осадочна товща проривалась невеликими за розмірами штокоподібними, або жильної форми інтрузіями основних та ультраосновних порід.
Наприкінці ранньоафебійського етапу, на протязі власне геосинклі-нальної стадії розвитку протерозойської геосинкліналі, ефузивно-осадочні утворення та інтрудуючі їх ультраосновні та основні породи зазнали інтенсивного ізохімічного метаморфізму в умовах епідот-амфіболітової фації. Внаслідок цього теригенні відклади були перетворені в гранат-біотитові, мусковіт-біотитові та біотитові мікрогенйси масивної текстури, а ефузивні породи - в ортоамфіболіти. Інтрузивні ж породи зазнали інтен-сивної амфіболізації та біотитизації.
Орієнтовно десь на межі 2100 млн. років розпочалася ранньоорогенна стадія (пізньоафебійський етап), яка завершила головний геосинклінальний мегаетап розвитку території. В цей час проявились, щонайменше, дві фази складчатості: головна та пізня. Головна фаза складчатості в межах досліджуваної території реалізувалась на ранньому пізньоафебійському під-етапі. Активні горотворчі процеси обумовили виникнення розломів як вертикального, так і тангенційного напрямків і супроводжувалися проце-сами алохімічного регіонального метаморфізму. Мігруючі упродовж ослаблених зон суттєво натрові гранітизуючі розчини обумовили повторну загальну перекристалізацію метаморфітів новоград-волинської товщі, з утворенням єдиного в генетичному відношенні ряду порід: гнейс - ін’єкційний гнейс - плагіомігматит - плагіограніт. Процеси метаморфічної диференціації, що проявились при алохімічному метаморфізмі, зумовили утворення чіткої метаморфічної зональності. У зовнішній, найбільш низькотемпературній області проявлення алохімічного метаморфізму по дрібнозернистому мікрогнейсовому субстрату формувались середньозернис-ті, чітко сланцюваті новоутворення - гнейси. Поява в останніх, спочатку поодиноких суттєво кварцевих, а вже потім кварц-польовошпатових прожилків обумовила їх поступовий перехід до ін’єкційних гнейсів, і далі до плагіомігматитів. Плагіограніти, своїм виникненням зобов’язані, мабуть, формуванню в мігматитовій товщі зон інтенсивної тріщинуватості. Локаль-не зняття тиску в межах таких зон рівноцінно підвищенню темперетури, а це в свою чергу могло зумовити появу осередків плагіогранітної магми, кристалізація якої й привела до утворення невеликих за розмірами, безко-реневих тіл плагіогранітів.
Отже, на кінець раннього пізньоафебійського підетапу, в межах північ-но-західної частини Українського щита, сформувалася гірська система, яка, згодом була розбита на окремі блоки зонами розломів перважно захід-північно-західного напрямку. Найбільшою з них була Сарнинсько-Варва-рівська тектонічна зона. Циркулюючі в її межах збагачені кальцієм та магнієм високотемпературні метасоматичні розчини зумовили утворення серед метаморфітів аспидної формації та гнейсо-мігматитової товщі чисельних субпаралельно розташованих жилоподібних тіл діопсид-плагіо-клазових метасоматитів.
Пізня фаза складчатості розпочалася вже на пізньому пізньоафебій-ському підетапі. Горотворчі процеси супроводжувалися житомирським гра-нітним магматизмом з натрій-калієвою спеціалізацією. У цей час на глиби-ні в декілька кілометрів формувалися просторово відокремлені один від одного осередки магмоутворення. Гранітна житомирська магма піднімалась у більш високі горизонти і розтікалася по системі розломів тангенційного напрямку, формуючи у такий спосіб системи субпаралельно розташованих субгоризонтальних тіл. Становленням гранітів житомирського типу фак-тично завершився головний геосинклінальний мегаетап розвитку північно-західної частини Українського щита.
Власне орогенний мегаетап розпочався проявленням глибової (германотипної) тектоніки. Германотипні тектонічні рухи, переважно пів-нічно-західного та північно-східного напрямків, обумовили розчленування складчатої області на окремі тектонічні блоки другого та третього порядків, формуючи у такий спосіб мозаїчно-блокову будову Волинського мегаблоку. Одні блоки занурювалися на глибину інші, навпаки, піднімались і лише на двох ділянках спостерігалась стійка тенденція до занурення, що й обумо-вило формування Осницької та Кишинської міжгірських западин. Переважна більшість розломів проникала на значні глибини, досягаючи області формування осередків основної магми, і відігравала роль каналів по яким базальтова магма піднімалася у більш високі горизонти і закриста-лізовувалася там у вигляді дайок діабазів та діабазових порфіритів (перший дайковий комплекс), цементуючи окремі тектонічні блоки. У межах більш жорстких і стабільних структур типу серединних масивів (східна частина Новоград-Волинського блоку) з достатньо потужньою гранітною корою, розломи, у більшості випадків, досягали лише областей формування анде-зитової магми. В межах таких територій формувалися дайки діоритових порфіритів. В міжгірських же западинах магма виливалася на дену поверх-ню, формуючи потужню ефузивну товщу клесівської серії.
На межі 2020 млн. років (абсолютний вік лептитів) вулканіти клесів-ської серії зазнали інтенсивного перетворення (гранітизації) під впливом гранітизуючих розчинів з натрій-калієвою спеціалізацією. Внаслідок цього виникла широка гама порід, від діоритів до гранітів ультраметаморфічного генезису (формація гранітоїдів строкатого складу). Становлення власне інтрузивних порід осницького комплексу відбувалося вже наприкінці оро-генного мегаетапу і реалізувалася у дві фази. У першу фазу укорінюва-лись невеликі за розмірами штокоподібні інтрузії гранодіоритів. Середньо- до грубозернистих осницькі інтрузивні граніти утворились у другу фазу. Найпоширенішою формою їх тіл є жильна, значно рідше зустрічаються штокоподібні інтрузії гранітів. Характерною рисою магматитів осницького комплексу, яка дозволяє досить упевнено відрізняти їх від гранітоїдів ультраметаморфічного генезису того ж комплексу, є зелене забарвлення біотиту та високий вміст акцесорного магнетиту та сфену. Це вказує на кристалізацію інтрузивних порід комплексу в умовах високої активності кисню.
Майже одночасно з магматитами осницького комплексу, відбувалося укорінення сублужних гранітоїдів кишинського комплексу. Становлення останніх в межах більш жорсткої (кратонізованої) структури, якою на той час був Новоград-Волинський тектонічний блок, обумовило специфічність їх хімічного та мінерального складу. Гранітоїди комплексу більш лужні, вміщують високозалізисті темнокольорові мінерали і збагачені на акцесор-ний флюорит.
По завершенні становлення інтрузивних порід кишинського та осниць-кого комплексів, зводове підняття, що формувалося на протязі усього орогенного мегаетапу, досягло своєї найвищої точки і під дією сил розтя-гування почало розколюватися і розпадатись на окремі горсти та грабени. З моменту осідання зводового підняття власне й розпочався платформений мегаетап розвитку території північно-західної частини Українського щита. В цей час остаточно визначилися контури Волинського мегаблоку. Систе-ма субширотних тектонічних розломів (Прип’ятський прогин) визначила північну границю Українського щита, а система розломів субмеридіональ-ного напрямку від щита відокремила Волино-Подільську плиту. Субши-ротні та субмеридіональні розломи сягали значних глибин і слугували шляхами підняття толеїтової магми у верхні горизонти. Її розкристалізація обумовила формування роїв дайок габро-долеритів другого дайкового комплексу.
Десь на межі 1800 млн. років (абсолютний вік сірих лабрадоритів), центр тектонічної активності змістився у східному напрямку. У цей час в межах Коростенського тектонічного блоку закладався Пугачівський па-леопрогин, який виповнювався алювіально-делювіальними відкладами пугачівської товщі. Процеси осадконакопичення, інколи, супроводжува-лися виливанням на денну поверхню сублужних ефузивів основного складу (трахібазальтова формація). Залишки ж трахібазальтової лави, розкрис-талізовуючись в тектонічних тріщинах, формували дайки ільменитвміщую-чих габро-долеритів третього дайкового комплексу.
Початок коростенського тектоно-магматичного циклу позначився укорі-ненням інтрузій основних порід. Становлення їх відбувалося у дві фази. У першу фазу утворились інтрузії сірих, збагачених магнієм та бором лабра-доритів, габро-лабрадоритів та трахітоїдного габро, у другу - залізистих, низькоборових темного кольору ультрабазитів та базитів.
По завершенні основного магматизму, але перед укоріненням гранітів формації рапаківі існував невеликий проміжок часу в межах якого відбуло-ся закладання Красногірсько-Житомирської тектонічної зони і кристаліза-ція в її межах середньотемпературних метасоматичних порід - альбітитів.
Становлення гранітоїдів формації рапаківі реалізувалося у два етапа. На першому, відносно спокійному у тектонічному відношенні, етапі кристалі-зувались граніти припокрівлевих фацій з чіткою пойкіло-пегматитовою структурою. Поновлення тектонічної активності обумовило розламування вже твердої, або майже твердої оболонки інтрузії і підняття по тріщинам що утворилися більш глибинних порцій гранітної магми, формуючи у такий спосіб тіла гранітів центральних фацій. В постмагматичну стадію коростен-ські граніти, на протязі досить великого відрізку часу, піддавались впливу флюїдів, що й обумовило вирівнювання хімічного складу темноколірних мінералів в продуктах обох фаз укорінення, та формування в них типової маргінаційної структури.
Наприкінці мезопротерозою поновились тектонічні рухи у межах Сущано-Пержанської тектонічної зони. Циркулюючі по підновленим тек-тонічним тріщинам метасоматичні розчини, еволюціонуючи в часі від лужних до кислих, обумовили кристалізацію широкої гами метасоматичних порід.
В рифеї на мезопротерозойській основі відбулося закладання Вілен-ської западини і формування в її межах потужньої товщі ефузивів кислого складу. Дещо пізніше, на розмитій поверхні ефузивної товщі розпочалося накопичення уламкового матеріалу. Процеси седиментагенезу, час від часу, переривались виливанням ефузивів основного та середнього складу
На завершення слід зауважити, що кожній із зазначених стадій розвитку земної кори континентального типу в межах досліджуваного регіону притаманна певна металогенічна спеціалізація. Так, утворення аспидної формації, в першу чергу графітові гнейси, є перспективними на пошуки родовищ графіту та поліметалів. Породи формацій плагіомігматит-плагіогранітної, габро-гранодіорит-гранітної і, особливо формації гранітів рапаківі та метасоматичних утворень Сущано-Пержанської тектоно-метасоматичної зони мають рідкіснометальну спеціалізацію. Перспектив-ними на берилієву мінералізацію є породи формації двослюдяних гранітів, і в першу чергу їх пегматити, метасоматитів Сущано-Пержанської зони; на молібден - габро-гранодіорит-гранітної формації; на тантал-ніобій - метасо-матити (квальміти) с. Карпилівки. Основні породи габро-лабрадоритової формації спеціалізовані на апатит-ільменитову мінералізацію. Враховання викладеного вище дозволяє проводити цілеспрямовані пошуково-оціночні роботи в межах регіону.
ВИСНОВКИ
За результатами формаційних досліджень зроблені теоретичні узагаль-нення і запропонована еволюційно-формаційна модель розвитку Волин-ського мегаблоку в докембрії. З іншого боку, на основі отриманих тео-ретичних узагальнень зроблено уточнення положення окремих страти-графічних підрозділів та здійснено в польових умовах цілеспрямований пошук ланок відсутніх на цей час у загальному ланцюжку геолого-тектонічної історії розвитку північно-західної частини Українського щита.
Згідно з запропонованою моделю, в межах Волинського мегаблоку виді-ляється чотири мегаетапи розвитку кори континентального типу: прото-геосинклінальний, головний геосинклінальний, орогенний та платформений. Утворення архейської протогеосинклінальної “основи” збереглися лише у вигляді фрагментів серед протерозойських кристалічних порід. З ураху-ванням особливостей тектонічного режиму в об’ємі головного геосинклі-нального мегаетапу виділяється два самостійних етапа: ранньоафебійський, який включає ранню геосинклінальну та власне геосинклінальну стадії розвитку протерозойської геосинкліналі і завершився проявленням ізохі-мічного регіонального метаморфізму, та пізньоафебійський, що існував на протязі ранньооргеної стадії. За часом проявлення фаз складчатості, пізньоафебійський етап поділяється на два підетапи: ранній, на протязі якого проявились головна фаза складчатості та супроводжуючі її процеси алохімічного регіонального метаморфізму, та пізній, коли проявилась пізня фаза складчатості. Орогенний мегаетап розпочався інтенсивною германо-типною (глибовою) тектонікою, що й обумовило мозаїчно-блокову будову регіону. По розломам північно-західного та північно-східного напрямків відбувалося підняття магми і виливання її в межах міжгірських западин на денну поверхню. Дещо пізніше ефузивні породи були піддані граніти-зації, що привело до формування гранітоїдів строкатого складу . Напри-кінці орогенного мегаетапу проявився інтенсивний інтрузивний гранітний магматизм. Платформений мегаетап розпочався руйнацією зводового під-няття та укоріненням толеїтових гіпабісальних інтрузій. Дещо пізніше відбувалося становлення інтрузій габро-лабрадоритів та гранітів рапаківі.
Проведеними дослідженнями також встановлено, що леткі компоненти, проникаючі у вміщуючі кристалічні породи, зумовлювали пристосування хімічного складу вже закристалізованого біотиту і інших темноколірних мінералів до нових фізико-хімічних умов, Це дозволяє використовувати еволюцію типоморфних ознак мінералів для з’ясування послідовності проявлення більш пізніх накладених процесів. У такий спосіб в об’ємі житомирського комплексу вдалося виділити дві різні за віком і генезисом формації; плагіомігматит-плагіогранітну та двослюдяних гранітів. Перекон-ливо доведено, що в складі осницького комплексу слід розрізняти дві групи порід До першої віднесені гранітоїди ультраметаморфічного генезису - продукти гранітизації ефузивів клесівської серії, до другої - власне інтрузивні формування комплексу. Доведена метасоматична природа овоїдальності в породах різного генезису та віку.
ОСНОВНІ РОБОТИ АВТОРА ПО ТЕМІ ДИСЕРТАЦІЇ
а) Монографії
1. Еволюція типоморфних ознак мінералів в умовах метаморфізму та метасоматозу. - Київ: Віпол, 1996 - 28 с.
2. Стратиграфо-формаційна модель розвитку Волинського мегаблоку в докембрії. - Київ: Видав. центр “Київський університет”, 1998 - 124 с.
б) Статті:
3. О связи составов биотит-порода (на примере гранитов северо-за-падной части Украинского щита).//Минерал. сб. Львов. ун-та, 1977, т. 31, вып. 6, с.34-36 (Співавтор Т.М.Агафонова).
4. Срастрание биотита с альбитом в граните Коростенского плутона (Украинский щит).//Конституция и свойства минералов, 1977, № 11, с.99-103. (Співавтор Т.М. Агафонова).
5. Овоиды полевых шпатов в породах-северо-западной части Украин-ского щита.// Минерал. сб. Львов. ун-та, 1979, т.33, вып. 1, с.91-94. (співавтор Т.М.Агафонова).
6. Опыт использования петрографических и структурных характеристик гранитов формации рапакиви для их возрастного расчленения (на примере Коростенского плутона).// Весн. Киев. ун-та. Вопросы прикладной гео-химии и петрофизики, 1981, с.43-52. (Співавтори Т.М. Агафонова, О.В. Зінченко, Г.Т. Продайвода).
7. Поведение биотита в обстановке гранитизации горных пород севе-ро-западной части Украинского щита.// Минерал. сб. Львов. ун-та, 1982, т.36, вып. 1, с.96-98. (Співавтор Т.М. Агафонова).
8. Превращение биотита и кордиерита в бердичевском граните (Укра-инский щит).// Минерал. сб. Львов. ун-та, 1982, т. 36, вып. 3, с.38-40. (Cпівавтор Т.М. Агафонова).
9. Значение типоморфных особенностей породообразующих минералов для петрогенетических исследований плутонических образований.// Весн. Киев. ун-та, Прикладная геохимия и петрофизика, 1983, вып. 10, с.34-40 (Cпівавтори Т.М. Агафонова, Г.Ф. Виноградов, Ю.Л. Гасанов).
10. Поширення бору в породах анортозит-гранітної формації Україн-ського щита.// Вісн. Київ. ун-ту. Геологія, 1983, т. 45, № 2, с.35-41. (Співавтори О.В. Зінченко, Г.Г. Павлов, Л.Я. Табачний).
11. Бор как возможный индикатор становления габбро-лабрадоритовых массивов Коростенского плутона (Украинский щит).// Весн. Киев. ун-та. 1984, т. 46, № 3, с.25-34 (Співавтори О.В. Зінченко , Г.Г. Павлов, Л.Я. Табачний).
12. Геохимические типы даек северо-западной части Украинского щита и некоторые вопросы их стратиграфического положения.// Геол. журн., 1986, т. 46, № 7, с. 68-77.(Співавтори О.В. Зінченко, Ю.Є. Добрян-ський, В.Ф. Лабузний).
13. О составе и обьеме осницкого комплекса (Украинский щит).// Весн. Киев. ун-та. Геология, 1986, т. 46, № 5, с.11-16. (Співавтори О.В. Зінченко, Р.М. Щербина, А.П. Андрєєв).
14. Опыт использования типоморфных особенностей породообразую-щих минералов при геологическом картировании./ Минералогическая кристалография и ее применение в практике геолого-сьемочных работ - Киев: Наук. думка, 1986, 95-101. (Співавтор О.В.Зінченко).
15. Эволюция морфологии акцессорного циркона в докембрийских по-родах северо-западной части Украинского щита.// Весн. Киев. ун-та. Геология. 1987, вып. 6, с.35-40. (Співавтор О.В. Зінченко).
16. Природа и типоморфное значение окраски биотита гранитоидных комплексов (на примере северо-западной части Украинского щита). Мине-рал. журн. 1988, т. 10, № 4, с.23-30. (Співавтори В.М. Хоменко, О.В. Зінченко, О.М. Платонов).
17. Природа забарвлення біотиту в гранітоїдах північного заходу Укра-їнського щита.// Доп. АН УРСР, 1988, сер. Б, № 1, с.45-48. (Співав-тори В.М. Хоменко, О.М. Платонов).
18. Эволюция хромофорных центров и окраски биотита как индикатор процессов метаморфизма и метасоматоза.// Геол. журн., 1988, т. 48, № 4, с.48-56. (Співавтори В.М. Хоменко, О.В. Зінченко, О.М. Платонов).
19. О двух концепциях эволюции морфологии акцессорного циркона./ Типоморфизм, синтез и использование циркона - Киев: Наук. думка, 1989, с.20-24. (Співавтор О.В. Зінченко).
20. Закономерности изменения систем оптически активних центров биотита в сериях гнейс-мигматит-гранит западной части Украинского щи-та.//Минерал. сб. Львов. ун-та, 1990, т. 44, вып. 3, с.38-45. (Співавто-ри В.М. Індутний, В.М. Хоменко, О.В. Зінченко).
21. Кристаллохимические особенности биотита северо-западной части Украинского щита по данным ИК-спектроскопии.// Минерал. журн., 1990, т. 12, № 6, с.8-18. (Співавтори К.М. Ільченко, В.М. Хоменко, О.В. Зінченко).
22. Новий тип поліметалічного зруденіння в карбонатних породах до-кембрію Волинського мегаблоку.//Доп. АН УРСР, сер. Б, 1990, № 11, с.7-9. (Співавтори Я.О. Галій, О.В. Зінченко, О.П. Глухов).
23. Генетические аспекты оптической спектроскопии породообразую-щих темноцветных минералов мафит-ультрамафитовых комплексов северо-запада Украинского щита.// Минерал. журн. 1991, т. 13, № 5, с.22-30,
(Співавтори В.М. Хоменко, Я.О. Галій, К.В. Когут).
24. Зміна оптико- та ІЧ-спектроскопічних параметрів біотиту при луж-ному метасоматозі.// Доп. АН України, 1991, сер. Б, № 6, с.35-39. (Співавтори К.М. Ільченко, В.М. Хоменко).
в) Тези доповідей:
25. Морфологические ряды циркона и их эволюция в известково-ще-лочных породах докембрия северо-западной части Украинского щита./Ак-цессорные минералы горных пород - М.: Наука, 1985, с.6-7.
26. О временном диапазоне формирования габбро-анартозитовых мас-сивов северо-западной части Украинского щита./ Магматизм, метамор-физм и геохронология докембрия Восточно-Европейской платформы в связи с крупномасштабным картированием - Петрозаводск: Наука, 1987, с.35-37. (Співавтори О.В. Зінченко , Г.Г. Павлов).
27. Эволюция системы оптических центров биотита как показатель постмагматических преобразований гранитоидов./Оценка перспектив рудоносности геологических формаций при крупномасштабном геологичес-ком картировании и поисках минерало-геохимическими методами. - Л.: Наука, 1988, с.52-53. (Співавтор В.М. Хоменко)
28. Возраст полиметаллического оруденения северо-западной части Украинского щита./ Изотопное датирование эндогенных формаций - Ки-ев: 1990, с.49-51 (Співавтори В.М. Верхогляд, В.М. Скобєлєв, О.В. Зін-ченко, О.П. Глухов).
29. Петромагнітна еволюція Майського золоторудного прояву (Укра-їнський щит)./ Актуальні проблеми екогеології України. - Київ: 1997, с.41-42. (Співавтори О.М. Івахненко, А.В. Сухорада).
г) Авторське свідоцтво:
30. Способ определения относительного возраста контактирующих биотит-амфиболсодержащих магматических пород.//Автор. св-во 1571529, 1988, 4с. (Співавтори В.М. Хоменко, О.В. Зінченко, О.М. Платонов).
д) Навчальні посібники:
31. Кристалогенезис солей. - Київ: ГП ППО “Укрвузполіграф”, 1988, 22 с.
32. Кристалографія. Київ: Редакційно-видавничий центр “Київський університет”, 1997, 105с.
АНОТАЦІЯ
ГРІНЧЕНКО В.Ф. Еволюційно-формаційна модель розвитку Волин-ського мегаблоку в докембрії. - Рукопис.
Дисертація на здобуття вченого ступеня доктора геологічних наук по спеціальності 04.00.01 - загальна та регіональна геологія. - Київський уні-верситет імені Тараса Шевченка, 1999.
На великому фактичному матеріалі доведено, що типоморфні власти-вості породоутворюючих та акцесорних мінералів еволюціонують під впли-вом більш пізніх накладених процесів. Це дозволяє намітити послідовність проявлення минулих геологічних подій, що досить важливо при відтворен-ні історії геологічного розвитку великих регіонів.
Спираючись на результати формаційних досліджень, зроблені теоре-тичні узагальнення і розроблена еволюційно-формаційна модель геологіч-ного розвитку Волинського мегаблоку в докембрії. Згідно запропонованої моделі в межах північно-західної частини Українського щита проявились чотири мегаетапа розвитку земної кори континентального типу: архейський прогеосинклінальний, протерозойський головний геосинклінальний, ороген-ний, платформений.
ГРИНЧЕНКО В.Ф. Эволюционно-формационная модель развития Волынского мегаблока в докембрии. - Рукопись.
Диссертация на соискание ученой степени доктора геологических наук по специальности 04.00.01 - общая и региональная геология - Киевский университет имени Тараса Шевченка, 1999.
Анализ многочисленных публикаций, посвященных изучению геологии Волынского мегаблока, показывает, что практически по каждому обьекту, относительно его геологического строения, существует две и более, часто взаимоисключающих друг друга, точек зрения. Существующие противоре-чия и разночтения во многом обусловлены тем. что в эмпирико-теоретическом цыкле познания природы отмечается целенаправленное сме-щение акцентов как раз на развитие эмпирических исследований и недо-оценка теоретических. Вместе с тем задачей теоретического знания являет-ся разработка концептуального подхода к изучению обьекта, а эмпиричес-кого - установление связи концептуального аппарата с реальностью. От-сюда и выплывает важность теоретической составляющей современной геологической науки.
В становлении и развитии теоретических знаний важную роль играет создание принципиальной теоретической модели геологического строения региона. Неоценимую помощь при ее создании оказывает проведение формационных исследований. Однако, в регионах, в строении которых преобладають кристаллические образования, воссоздание последователь-ности событий с помощью биостратиграфических, геолого-структурных и геохимических методов часто не дает ожидаемых результатов. Требуется разработка новых нетрадиционных прийомов, способов или методов опре-деления последовательности проявления геологических событий. Неоцени-мую помощь здесь может оказать изучение типоморфизма минералов из контактирующих друг с другом обьектов. Минерал, после своей кристал-лизации, остается настолько чувствительным к последующим малейшим изменениям физико-химических условий, что типоморфные особенности его могут использоваться как “руководящие” при выяснении какой из геологических обьектов (процессов) более молодой (древний). Если же геологические обьекты пространственно разобщены, то при выяснении их возрастных взаимоотношений, в качестве возрастных реперов, можна использовать рои даек основного состава и системы тел метасоматитов тектоно-метасоматических зон большой протяженности.
Все это, в сочетании с данными формационных исследований, позво-лило предложить эволюционно-формационную модель развития Волынско-го мегаблока в докембрии. Согласно этой модели, в развитии земной коры континентального типа в регионе выделяется четыре мегаэтапа: протогео-синклинальный, главный геосинклинальный, в обьеме которого выделяются раннеафебийский и позднеафебийский этапы, орогенный и платформен-ный. Протогеосинклинальный историко-тектонический мегаэтап отражает начальные стадии развития земной коры континентального типа в пре-делах северо-западной части Украинского щита, зафиксированные образо-ванием толщи карбонатных, кремнисто-карбонатных и мергелистых осадков метаморфизованных в условиях высокой амфиболитовой и гранулитовой фаций.
Вначале палеопротерозоя реализовалось заложение на протогеосинкли-нальной “основе” геосинклинального трога, в пределах которого формиро-валась мощная эфузивно-осадочная толща (тетеревская серия). Процессы седиментагенеза сопровождались внедрением небольших интрузий основ-ного и ультраосновного состава. В конце собственно геосинклинальной стадии развития геосинклинали эфузивно-осадочная толща и прорываю-щие ее интрузии претерпели изохимический метаморфизм в условиях эпи-дот-амфиболитовой фации. С учетом времени проявления фаз складча-тости позднеафебийский этап делится на два подэтапа, ранний и поздний. На раннем подэтапе проявилась главная фаза складчатости сопровождав-шаяся интенсивным аллохимическим метаморфизмом, что привело к пов-торному преобразованию продуктов изохимического метаморфизма (пла-гиомигматит-плагиогранитная формация); на позднем подэтапе - позняя фаза складчатости сопровождавшаяся внедрением гранитов житомирского комплекса.
Орогенный мегаэтап развития Волынского мегаблока начался интенсив-ной глыбовой тектоникой, что привело к формированию мозаично-блоко-вого его строения. В пределах межгорных впадин происходило излияние эфузивов андезитовой формации. С конечной стадией формирования сво-дового поднятия связано внедрение гранитоидов осницкого комплекса.
Платформенный мегаэтап начался разрушением краевых частей сводового поднятия и внедрением даек габбро-долеритов второго дайко-вого комплекса. Несколько позже происходит заложение Пугачевского палеопрогиба, в пределах которого накапливались делювиально-алюви-альные отложения. Осадочная толща прорывалась интрузиями габбро-лабрадоритов, а затем гранитов рапакиви. Завершилось развитие региона в докембрии формированием образований овручской серии.
GRINCHENRO V.F. Evolutionary-formational paattern of Volynsk mega-block in Precambrian. - Manuscript.
Dissertation for a doctor’s dedree of science in geology on the speciality 04.00.01 - general and regional geology. Kiev Taras Schevchenko University. A lot of data available prove the idea that main typomorphic features of rocr-forming as well as accessory minerals show evolutionally altered caused by the subseguent episodes in geological history of the region. This fact makes it possible to make any reconstractions in evolutional history of large region of Ukrainian shield. Based on the formational analisys, evolutionary pattern of Volynsk mega-block in Precambrian have been proposed. According to the pattern, four stages of continental crust evolution should be distingushed in North-Eastern region of Ukrainian Shield: Archean protogeosinclinal, Proterozoic geosinclinal (main), orogenic and platform.
Ключові слова: теоретична модель, формації, типоморфізм, докембрій, кореляція, стратиграфія, Український щит.
Здобувач В.Ф.Грінченко