Библиотечный каталог авторефератов Украины

НАЦІОНАЛЬНА  АКАДЕМІЯ  НАУК  УКРАЇНИ

ДЕРЖКОМГЕОЛОГІЇ  УКРАЇНИ

ІНСТИТУТ  ГЕОХІМІЇ,  МІНЕРАЛОГІЇ  ТА  РУДОУТВОРЕННЯ

СТЕПАНЮК  ЛЕОНІД  МИХАЙЛОВИЧ

УДК. 550.42+550.93:551.71/.72(477)

ГЕОХРОНОЛОГІЯ  ДОКЕМБРІЮ

ЗАХІДНОЇ  ЧАСТИНИ  УКРАЇНСЬКОГО  ЩИТА

(архей – палеопротерозой).

                                                         Спеціальність 04.00.02.    “геохімія”

А В Т О Р Е Ф Е Р А Т

дисертації на здобуття наукового ступеня

доктора геологічних наук

К И Ї В - 2000 р.

Дисертацією є    рукопис

Робота виконана в  Інституті геохімії, мінералогії та рудоутворення НАН України

Науковий консультант                                      академік НАН України

                                                                          Щербак Микола Петрович

                                                                       ІГМР НАН України, директор

Офіційні опоненти:

                                           Доктор геолого-мінералогічних наук, професор,

                                           академік НАН України Соботович Емлен Володимирович

                                           (ДНЦ РНС НАН та МНС України)

                                           Доктор геолого-мінералогічних наук, професор,

                                           Михайло Іванович Толстой

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

                                           Доктор геолого-мінералогічних наук, професор,

                                           Віктор Павлович Кирилюк

                                           (Львівський національний університет ім. Ів.Франка)

Провідна організація: Інститут геології і геохімії горючих копалин

                                         НАН України (Львів).

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

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

З дисертацією можна ознайомитись у науковій бібліотеці  ІГМР НАН України,

       Київ-142,  пр. акад. Палладіна, 34

Автореферат розісланий     "26"  вересня   2000 р.

                                                          (дата)

      Вчений секретар

Спеціалізованої вченої ради                                                                    Томурко Л.Л.

ЗАГАЛЬНА  ХАРАКТЕРИСТИКА  РОБОТИ

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

ЗМІСТ РОБОТИ

КОРОТКИЙ ОГЛЯД ВИВЧЕНОСТІ ДОКЕМБРІЮ ЗАХІДНОЇ ЧАСТИНИ УЩ.

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

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

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

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

МЕТОДИ  ДОСЛІДЖЕНЬ.

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

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

ОСОБЛИВОСТІ  ГЕОЛОГІЧНОЇ  БУДОВИ  ЗАХІДНОЇ  ЧАСТИНИ  УЩ.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

ГЕОХІМІЯ ІЗОТОПІВ.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

МІНЕРАЛОГІЯ АКЦЕСОРНОГО ЦИРКОНУ

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

     Особливості будови кристалів циркону із порід гнейсових комплексів.

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

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

      Характеристика циркону із порід березнинської товщі (ксеноліти в бердичівських гранітах). Для біотит-гіперстенових та біотит-двопіроксенових кристалосланців характерні свiтло-рожевi, рожевi, сiрувато-рожевi прозорі ізометричні та еліпсоподібні кристали без чіткого огранення та з алмазним відблиском. Рідше трапляються напівпрозорі замутнені кристали. Гіперстен-біотитові та гіперстен-біотит-гранатові гнейси вміщують два типи кристалів циркону. Переважають світло-сірі, рожево-сірі субідіоморфні кристали з невеликим (1,5-2,5) видовженням. Кристали переважно однорідні, рідко відмічаються дрібні призматичні ядра. В меншій кількості розвинені дрібні, округлі (Квид.-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 Квид.=1,5 до видовженопризматичних, Квид.>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 (Квид. - 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 (Квид. від 1 до 3) добре огранені, в основному однорідні кристали. Для багатьох кристалів характерна "магматична" зональність.

     Гранітоїди тетіївського комплексу. Біотитові порфіробластичні мігматити вміщують призматичні (Квид. 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 (Квид. 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 (Квид. – 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 (NПл=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 (NPl-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).

U-Pb  ХРОНОЛОГІЯ  ЕНДОГЕННИХ  ГЕОЛОГІЧНИХ  ПРОЦЕСІВ

     Перші дослідження з визначення ізотопного віку гірських порід в Україні були розпочаті Є.С.Бурксером в 1950 році. Отже, історія геохронологічних досліджень складає півстоліття і може бути поділена на два етапи. На першому етапі (1950 - 1980 роки) такі дослідження виконувались в основному з застосуванням К-Аr і U-Pb ізотопних методів для поодиноких зразків, переважно мінералів із гранітоїдів та гнейсів. На другому етапі (з 1980 року) - для визначення часу формування порід широко використовуються ізохронні Rb-Sr і U-Pb методи.

     Результати першого етапу геохронометричних досліджень західної частини УЩ досить детально висвітлені М.П.Щербаком (1975), а території всього щита зведені в роботах "Геохронология докембрия Украины" (1965), "Каталог изотопных дат…" (1978) та "Изотопная геология Украины" (1987). Головними досягненнями досліджень цього етапу, на нашу думку, є встановлення вікової послідовності геологічних подій. За цей період була значно вдосконалена методико-аналітична база ізотопної геохронології.

     На початку 80-х років в результаті вдосконалення мас-спектрометричних і хімічних методик стало можливим визначати вік з міліграмових наважок речовини і значно покращилась якість аналізів. Це дало змогу отримувати великий обсяг інформації за відносно короткий термін та застосувати ізохронні методи.

     Найбільш повно ізотопними датами охарактеризовано кристалічні породи Північно-Західного району. Рубідій-стронцієвим ізохронним методом датування валових проб визначено час метаморфізму порід тетерівської серії - 2100 млн. років тому, що є верхнім віковим рубежем її формування. Багато визначень віку уран-свинцевим ізотопним методом за акцесорним цирконом виконано для гранітоїдів житомирського комплексу (Скобєлєв 1987, Щербак і ін., 1989, Верхогляд, Скобєлєв, 1995). Отримані результати свідчать, що гранітоїди комплексу формувалися понад 100 млн. років у віковому інтервалі 2080-1960 млн. років тому. Встановлено, що інтрузивні нікеленосні породи основного і ультраосновного складу формувалися в тому ж віковому інтервалі (Скобєлєв і ін., 1991). Визначено також час проявлення процесів вулканізму, що спричинили утворення порід клесівської серії - 2020-1970 (Щербак і ін., 1989).

     В Дністровсько-Бузького районі встановлено палеопротерозойський вік антипертитових ендербітів Верхнього Побужжя - 2100-2060 млн. років (Лісна, 1985, Щербак і ін., 1989), хоча через помилку, допущену під час інтепретації ізотопних даних, отриманих для цирконів антипертитових ендербітів Літинського купола, останні були віднесені до неоархею. Було визначено верхню вікову межу для метаморфічних порід дністровсько-бузької серії - 3400 млн. років (Щербак і ін., 1990).

     В Росинсько-Тікицькому районі було встановлено, що біотитові порфіробластичні мігматити (район м. Тетіїв) утворилися 2600 млн. років тому, а плагіогранітоїди звенигородського комплексу - 2140-2050 млн. років тому (Щербак і ін., 1989). Час формування метаморфічних порід росинсько-тікицької серії достовірно не визначений.

     Хронометрія порід Дністровсько-Бузького району. Найдревнішу дату - 3,4 млрд. років було отримано уран-свинцевим методом для першої генерації коричневого циркону із ендербіто-гнейсу кар`єру Козачий Яр (Щербак і ін., 1994). Кристалізація коричневого циркону пов`язана з процесами гранітоїдного магматизму (ймовірно, палінгенезу) в породах дністровсько-бузької серії. Фігуративна точка свинець-уранових ізотопних відношень, отриманих для сірого зонального циркону, лежить на лінії регресії, що побудована для коричневих цирконів. Дискордія, що розрахована з урахуванням ізотопних даних, отриманих для сірого зонального циркону, перетинає конкордію в точках, які відповідають: 3382±38 млн. років – верхній перетин і 2061±106 млн. років - нижній. Отже, вік 3,4 млрд. років є лише верхньою віковою межею формування порід дністровсько-бузької серії.

     Зрозуміло, що процеси гранітизації (або метаморфізму) неодмінно повинні були спричинити кристалізацію цирконів і в породах основного (ультраосновного) складу, якщо ті були в складі дністровсько-бузької серії. Такий циркон виявлено в піроксеніті – крупнозернистій породі, яка складена переважно моноклінним піроксеном /f=27,7%/, а також роговою обманкою /f=55,0%/, що розвивається по піроксену (Лісна і ін. 1995).

     Час формування порід бузької серії достовірно невідомий. За верхній віковий рубіж серії (хащувато-заваллівської світи), мабуть, можна взяти вік - 2,6 млрд. років, отриманий для цирконів із біотит-двопіроксенового плагiогнейсу Заваллiвського графiтового кар'єру (Степанюк 1999). Даний вік (2576±152 млн. років), вірогідно, відображає мінімальний час становлення первинної магматичної породи, оскільки практично у всіх проаналізованих кристалах циркону наявні оболонки, які без сумніву в якійсь мірі "омолоджують" отримані усереднені значення ізотопного віку. Розташування точки Pb-U ізотопних відношень, отриманих для короткопризматичних цирконів, на одній лінії з іншими фракціями, найвірогідніше свідчить про те, що друга генерація циркону (метаморфічна), утворилась майже одночасно з більш раннім магматичним цирконом. В усякому разі розрив в часі їх кристалізації не перевищує похибку визначення віку. Для різних фракцій коричневого циркону із високозалізистого гранат-піроксенового кварциту (евлізит) Заваллівського графітового кар'єру, за винятком фракції <0,040 мм, отримано практично конкордантні значення віку – 1910±10 млн. років.

     Мафітові та ультрамафітові грануліти. Для коричневих цирконів із мафітового грануліту (Одеський кар`єр) першої інтрузивної групи отримано конкордантні значення віку 2,72 млрд. років тому. Незважаючи на незначну дискордантність, аналогічний вік - 2,7 млрд. років визначається для коричневого циркону із зонального тіла метаперидотиту за відношенням 207Pb/206Pb. Рання генерація циркону в мафітах і ультрамафітах другої інтрузивної групи кристалізувалася близько 2,31 млрд. років тому. В зв'язку з тим, що циркони із кристалосланцю (кар`єр Козачий Яр) та олівініту (Одеський кар`єр), характеризуються помітною дискордантністю, для визначення їх віку застосували U-Pb-ізохронний метод. Верхній перетин лінії регресії, розрахованої для різних фракцій циркону, з конкордією відповідає вікові - 2,36 млрд. років, що добре узгоджується з часом кристалізації ранньої генерації циркону в перидотиті с. Чаусово, для яких отримано конкордантні значення віку - 2,31 млрд. років. Для цирконів із кристалосланців третьої інтрузивної групи отримані конкордантні значення віку, які знаходяться в інтервалі - 1,96-1,93 млрд. років.

     Палеопротерозойськими значеннями віку характеризуються циркони із кристалосланців Верхнього Побужжя (Степанюк 1997). Результати уран-свинцевого датування циркону iз кристалосланцiв свiдчать про те, що цей мінерал, незважаючи на значнi мiнералогiчнi та геохiмiчнi вiдмінності, кристалізувався в досить вузькому вiковому iнтервалi 2015±15 млн. рокiв тому. Дещо древніший вік мають циркони із біотит-двопіроксенових кристалосланців, що асоціюють з гранат-біотитовими бердичівськими гранітами (Жежелівський кар’єр). За даними U-Pb датування, циркони із цих кристалосланців утворились 2050±33 млн. років тому, що є мінімальним часом формування мафітів.

     Гранітоїди. Заваллівський комплекс. Комплекс включає найдревніші гранітоїди західної частини УЩ. Граніти комплексу разом з породами дністровсько-бузької серії, яку вони заміщують, зазнали численних метаморфічних перетворень і на даний час представлені ендербіто-гнейсами. Час формування гранітів становить 3,4 млрд. років тому. Граніти формувалися в умовах амфіболітової фації, про що свідчить склад мінералів-включень в кристалах циркону: біотит (TiO2=1,9-2,8%, F=54-55), амфібол (F=35-49).

     З процесами гранулітового метаморфізму порід дністровсько-бузької серії та ранніх гранітоїдів заваллівського комплексу, що їх заміщують, пов'язана кристалізація циркону сірого забарвлення. Такий циркон було виділено із проби ендербіто-гнейсу, яка була відібрана в північно-східному борту кар`єру Козачий Яр (с. Завалля), з ділянки збагаченої мафітовим матеріалом. В кристалах циркону виявлені включення апатиту, карбонату, плагіоклазу (NПл - 25-31), високотитанистого (TiO2=4,7-4,9%) біотиту (F=30) та гіперстену (F=42 в ядрах і більш залізистий F=50 в оболонках). Точки Pb-U ізотопних відношень, що отримані для сірого циркону, апроксимуються прямою, яка перетинає конкордію в точках, які відповідають віку 3116±91 млн. років (верхній перетин) і 2043±223 млн. років (нижній). Перша цифра відображає час проявлення процесів гранулітового метаморфізму, який супроводжувався кристалізацією сірого циркону. Друга, скоріш за все, характеризує вік циркону, що утворює оболонки на кристалах сірого циркону та час проявлення палеопротерозойського етапу гранулітового метаморфізму. Гайворонський комплекс. Час формування визначався за результатами датування цирконів із чарнокітоїдів Кошаро-Олександрівського кар`єру. Для визначення віку U-Pb ізотопним методом датували різні як за розміром, так і за величиною магнітної сприйнятливості фракції циркону. Перетин дискордії з конкордією відповідає віку - 2838±130 млн. років (Лісна і ін., 1995).

     Граніти синицівської зони. В межах Майського золоторудного родовища, поряд з жильними тілами пегматоїдних гранітів, наявні два просторово індивідуалізовані масиви, складені апліто-пегматоїдними гранітами (савранський комплекс). Вік ранньої генерації циркону (світло-рожеві кристали), за даними U-Pb ізотопного датування, становить 2379±76 млн. років. Жильні граніти утворилися - 2040±50 млн. років тому, що збігається з віком жильних гранітів Первомайсько-Голованівського блоку (Степанюк і ін., 1996). Бердичівський комплекс. Жила антипертитового ендербіту (Одеський кар`єр, с. Завалля), за результатами датування цирконів, була сформована 2020±20 млн. років тому, що добре узгоджується з історією розвитку U-Pb ізотопних систем більш ранніх цирконів із ендербіто-гнейсів. Близьке значення ізотопного віку (2026±6 млн. років) отримано нами для цирконів із антипертитового ендербіту Ятранського блоку (берегові відслонення по р. Вел. Вись). Досить інтенсивно процеси чарнокітизації проявилися в Первомайсько-Голованівському блоці. Для встановлення часу формування чарнокітів датували монацити із чарнокіту, відслоненого Молдовським кар’єром (район м.Первомайськ). Фігуративні точки Pb-U ізотопних відношень, що отримані для трьох різних фракцій монациту апроксимуються прямою, яка перетинає конкордію в точці, що відповідає віку 2058±0,8 млн. років. Вік жильних гранітів Первомайсько-Голованівського блоку, за результатами датування цирконів із крупнозернистого рожевого біотит-мікрокліновго граніту, становить 2036±87 млн. років. Значно масштабніше процеси чарнокітизації проявилися у Верхньому Побужжі, в результаті чого були сформовані голубокварцові антипертитові ендербіти, які складають центральні ділянки купольних структур. За даними U-Pb ізотопного датування цирконів і монацитів, ці процеси мали місце 2060 млн. років тому. Для циркону із жильного тіла пегматоїдного чарнокіта (Літинський кар`єр) отримано практично конкордантні значення віку - 2043-2069 млн. років. Для визначення віку бердичівських біотит-гранатових гранітоїдів датувалися циркони із тіньового плагіомігматиту, видобутого свердловиною №83 (близько 20 км на південний схід від м. Житомир). За результатами датування, циркони мігматиту кристалізувалися 2084±26 млн. років тому, що добре узгоджується з часом кристалізації циркону в чарнокітоїдах і Rb-Sr віком бердичівських гранітів (Щербак і ін., 1989). Пізніше були сформовані лейкократові біотит-гранатові граніти, що розвинені в районі м. Хмільник (кар’єр с.Широка Гребля). За результатами U-Pb датування циркону, отримано значення віку - 1978±24 млн. років. В зв’язку з тим, що датовані циркони сильно дискордантні, існує велика ймовірність заниження значення ізотопного віку, розрахованого за верхнім перетином дискордії з конкордією. Щоб більш впевнено визначити час формування гранітів, датували одну наважку монациту. Для монациту отримано конкордантні значеннями віку (2055-2041 млн. років). За час становлення гранітів прийнято більш надійну дату, отриману для монацитів.

     Значно пізніше утворилися пегматити, пов`язані з процесами гранітизації порід бузької серії. Для циркону із пегматиту, що складає лінзоподібне тіло, орієнтоване субпаралельно смугастості гнейсів продуктивної товщі в Заваллівському графітовому кар`єрі, U-Pb ізотопним методом отримано вік 1980±1,7 млн. років. Ще пізніше були сформовані м`ясо-червоні гранат-біотитові пегматоїдні граніти, що розповсюджені на південь від с. Завалля. Для циркону із граніту розкритого закинутою каменоломнею, що знаходиться на правому березі Пд. Бугу, приблизно 1 км вниз по течії від автомобільного мосту, отримано конкордантні значення віку - 1906-1923 млн. років, що збігаються з часом кристалізації циркону із евлізиту графітового кар`єра.

     Породи метасоматичного генезису. Час формування лейкократових гранатових гнейсів (гранулітів), визначали за результатами U-Pb ізотопного датування цирконів із тіла, розкритого Одеським кар’єром (с. Завалля). За цими даними грануліти були сформовані 2782±38 млн. років тому. Для визначення часу формування біотитових гнейсів “зеленолевадівської товщі” датували медово-жовті кристали циркону із гнейсів, поширених в районі с.Кошаро-Олександрівки. Вік циркону визначається верхнім перетином лінії регресії з конкордією і становить 2324±180 млн. років. Близьке значення ізотопного віку (за відношенням 207Pb/206Pb) отримано для циркону із гнейсів “зеленолевадівської товщі”, відібраних в районі розвитку стратотипу – правий борт долини р. Пд. Буг, с. Зелена Левада.

     U-Pb хронометрія порід Росинсько-Тікицького району. За верхню вікову межу формування порід серії, поширених в районі м.Тетієва, можна взяти вік 2,6 млрд. років, отриманий для цирконів із біотит-двопольовошпатових порфіробластових мігматитів (Щербак і ін., 1989).

     Гранітоїди звенигородського комплексу. Для циркону із плагіограніту (лівий беріг р.Гнилий Тікич, в 600 м нижче автомобільного мосту в с. Лисянка) отримано вік 2097±10 млн. років. Діорити та кварцові діорити. Найдавніший вік – 2140±10 млн. років отримано U-Pb методом для цирконів із біотит-роговообманкового кварцового діориту із району м. Звенигородка (Щербак і ін., 1989). Дещо пізніше утворилися діорити, поширені в районі м. Біла Церква. Нами датовано циркони із двох проб діоритів, які були відібрані на правому березі р. Рось, в 0,5 км на північний схід від с.Острів та в закинутому кар’єрі в районі с.Пилипча За даними U-Pb датування цирконів, ці породи були сформовані 2036±9,5 і 2032±23 млн. років тому. Вік гранітів уманського комплексу визначали за результатами датування цирконів із рожево-сірих гранітів Уманського масиву (Звирківський кар`єр, 1,5 км на схід від м. Умань) - 2050±16 млн. років. Для встановлення часу формування гранітів ставищенського комплексу датували циркони із середньозернистого граніту Антонівського масиву (берегові виходи по р. Гірський Тікич в районі с. Буки) - 2046±13 млн. років. Були датовані також циркони із двох проб біотитових гранітів Ольшаницького кар‘єру – рівномірнозернистого та порфіробластичного. Останні, за даними уран-свинцевих ізотопних досліджень, були сформовані 1990±6 млн. років тому. Для цирконів із рівномірнозернистих гранітів не вдалось отримати надійних значень віку, що ймовірно, обумовлено "омолодженням" їх цирконів під час формування порфіробластичних гранітів.

     Вік гранітів фастівського типу (Плісецький кар`єр), що визначався уран-свинцевим ізотопним методом за цирконом, становить 2078±1,5 млн. років (Степанюк і ін., 2000).

      Хронометрія порід Північно-Західного району. Тетерівська серія. Для циркону із метапла-гіопорфірів новоград-волинської товщі U-Pb ізотопним методом було визначено вік - 2435±35 млн. років, який, на думку авторів (Верхогляд, Скобєлєв 1995), відповідає часу прояву вулканізму. Але Sm-Nd модельний вік цих порід становить 2280 млн. років, тому ми не виключаємо, що уран-свинцева ізохронна дата суттєво завищена, можливо, за рахунок ксеногенного циркону, захопленого плагіопорфірами під час вкорінення їх в гнейси василівської світи. Плагіопорфіри, скоріш за все, є синхронними утвореннями з гнейсами городської світи, розповсюдженими в межах Кочерівської структури. Про це свідчать результати Sm-Nd ізотопних досліджень гнейсів.

     Для визначення часу формування жильних тіл основних порід, U-Pb ізотопним методом було датовано циркони із габро-долериту (св. №195) і біотит-амфіболового габро (св. №88), що поширені в південно-західній частині Житомирського аркушу. Вік коричневого циркону із габро-долериту, становить 2060±16 млн. років, а циркону із біотит-амфіболового габро - 2075±26 млн. років. Отримані значення віку, вірогідно, визначають мінімальний час інтрузії габро.

     Житомирський комплекс. Для визначення часу формування порфіроподібних гранітів коростишівського типу були продатовані коричневі циркони із граніту, відкритого кар’єром с. Осиковий Копець. Вік циркону – 2041±24 млн. років. Вік рівномірнозернистих гранітів (бистріївський кар`єр), визначали за допомогою U-Pb датування монацитів, становить 2078±2 млн. років.

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