К вопросу о происхождении пород бугской серии
Возраст пород бугской серии является предметом дискуссии. Сделан вывод, что в строении структур Хащевато-Завальевского блока и Голованивской шовной зоны отражено не последовательность залегания первично-осадочных пород, а результат многократной кристаллизации и метасоматической перекристаллизации ра...
Saved in:
| Date: | 2019 |
|---|---|
| Main Author: | |
| Format: | Article |
| Language: | Russian |
| Published: |
Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України
2019
|
| Series: | Геофизический журнал |
| Online Access: | http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/167612 |
| Tags: |
Add Tag
No Tags, Be the first to tag this record!
|
| Journal Title: | Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| Cite this: | К вопросу о происхождении пород бугской серии / О.В. Усенко // Геофизический журнал. — 2019. — Т. 41, № 4. — С. 60-76. — Бібліогр.: 35 назв. — рос. |
Institution
Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine| id |
irk-123456789-167612 |
|---|---|
| record_format |
dspace |
| spelling |
irk-123456789-1676122020-04-03T01:25:30Z К вопросу о происхождении пород бугской серии Усенко, О.В. Возраст пород бугской серии является предметом дискуссии. Сделан вывод, что в строении структур Хащевато-Завальевского блока и Голованивской шовной зоны отражено не последовательность залегания первично-осадочных пород, а результат многократной кристаллизации и метасоматической перекристаллизации расплавов и флюидов. Вік порід бузької серії є предметом дискусії. Зроблено висновок, що в будові структур Хащувато-Заваллівського блока і Голованівської шовної зони відображено не послідовність залягання первинно-осадових порід, а результат багаторазової кристалізації і метасоматичної перекристалізації розплавів і флюїдів. The age of the Bug series rocks is an object for discussion. A conclusion has been made that the pattern of the structures of Khashchevato-Zavalye block and the Golovaniv suture zone does not reflect the succession of primary sedimentary rocks occurrence but a result of multiple crystallization and metasomatic re-crystallization of melts and fluids. 2019 Article К вопросу о происхождении пород бугской серии / О.В. Усенко // Геофизический журнал. — 2019. — Т. 41, № 4. — С. 60-76. — Бібліогр.: 35 назв. — рос. 0203-3100 DOI: https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100.v41i4.2019.177365 http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/167612 551.21 ru Геофизический журнал Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України |
| institution |
Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| collection |
DSpace DC |
| language |
Russian |
| description |
Возраст пород бугской серии является предметом дискуссии. Сделан вывод, что в строении структур Хащевато-Завальевского блока и Голованивской шовной зоны отражено не последовательность залегания первично-осадочных пород, а результат многократной кристаллизации и метасоматической перекристаллизации расплавов и флюидов. |
| format |
Article |
| author |
Усенко, О.В. |
| spellingShingle |
Усенко, О.В. К вопросу о происхождении пород бугской серии Геофизический журнал |
| author_facet |
Усенко, О.В. |
| author_sort |
Усенко, О.В. |
| title |
К вопросу о происхождении пород бугской серии |
| title_short |
К вопросу о происхождении пород бугской серии |
| title_full |
К вопросу о происхождении пород бугской серии |
| title_fullStr |
К вопросу о происхождении пород бугской серии |
| title_full_unstemmed |
К вопросу о происхождении пород бугской серии |
| title_sort |
к вопросу о происхождении пород бугской серии |
| publisher |
Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України |
| publishDate |
2019 |
| url |
http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/167612 |
| citation_txt |
К вопросу о происхождении пород бугской серии / О.В. Усенко // Геофизический журнал. — 2019. — Т. 41, № 4. — С. 60-76. — Бібліогр.: 35 назв. — рос. |
| series |
Геофизический журнал |
| work_keys_str_mv |
AT usenkoov kvoprosuoproishoždeniiporodbugskojserii |
| first_indexed |
2025-07-15T00:59:09Z |
| last_indexed |
2025-07-15T00:59:09Z |
| _version_ |
1837672590769913856 |
| fulltext |
О. В. УсенкО
60 Геофизический журнал № 4, Т. 41, 2019
Введение. Дискуссия о последователь-
ности появления, тектоническом строении
и первичном генезисе метаморфических
комплексов гранулитовых блоков Укра-
инского щита (УЩ) продолжается более
40 лет. Согласно мнению, высказанно-
му в работах [Лазько и др.,1975; Ярощук,
1983; Кирилюк, 2015 и др.], породы буг-
ской сери представляют собой первично
вулканогенно-осадочные образования,
смя тые в складки и метаморфизованные
УДК 551.21 DOI: https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100.v41i4.2019.177365
К вопросу о происхождении пород бугской серии
О. В. Усенко, 2019
Институт геофизики им. С. И. Субботина НАН Украины, Киев, Украина
Поступила 3 мая 2019 г.
Вік порід бузької серії є предметом дискусії. Ізотопні методи не дають чіткої від-
повіді, тому що в одному відслоненні, одній пробі і навіть в одному кристалі циркону
встановлено кілька дат утворення, достовірність яких є безсумнівною. Необхідне за-
лучення додаткових критеріїв, які визначають час формування порід. При оцінюванні
фазового складу і первинного джерела речовини потрібно враховувати розподіл
температури і тиску на глибині формування порід, які нині залягають на поверхні.
Розглянуто мінеральний та хімічний склад порід і тектонічну будову структур.
Показано, що склад порід є індикатором часу їх утворення. Карбонатити і кальци-
фири, карбонат-магнетитові породи утворилися не раніше ~2,0 млрд років тому.
Значна частина товщі складена високоглиноземистими і графітовими сланцями,
кварцитами і ультрабазитами, які разом зустрічаються тільки в указаний період часу.
Розміщення структур підпорядковане тектонічному контролю зонами глибинних
розломів. Розломні зони визначають будову самих структур і прояв метасоматичних
процесів.
Рівень, що виходить на сучасну поверхню, розміщувався на глибині понад 20 км,
що ставить під сумнів осадову природу порід. Показано, що велика частина порід,
які належать до бузької серії, є продуктом кристалізації магматичних розплавів, а
також карбонатних, силікатних (водно-силікатних з хлором), вуглеводневих флюїдів
у розломах (проникних зонах) кристалічного фундаменту у діапазоні РТ-умов, що
відповідають високій амфіболітовій та гранулітовій фаціям метаморфізму. Будова цих
структур у плані подібна зрізу вулканотектонічних апаратів на глибині більшій 20 км.
Породи невеликих за площею структур утворені з розплавів і флюїдів, що сфор-
мувалися на різних глибинах (від 300 до 20 км) і в різних хімічних середовищах.
Багаторазово накладений високотемпературний метасоматоз.
Зроблено висновок, що в будові структур Хащувато-Заваллівського блока і Голо-
ванівської шовної зони відображено не послідовність залягання первинно-осадових
порід, а результат багаторазової кристалізації і метасоматичної перекристалізації
розплавів і флюїдів.
Ключові слова: Український щит, бузька серія, ізотопний вік, протерозой, кар-
бонатити, графіт, залізисто-кременисто-карбонатна формація.
вслед ствие погружения. Однако в строе-
нии всех структур Среднего Побужья на-
блюдается преобладание тектонических и
реакционных контактов между соседними
«пластами». Поэтому вторая гипотеза рас-
сматривает породы, относимые к бугской
серии, как продукт кристаллизации рас-
плавов и метасоматического воздействия
флюидов, а их структурно-текстурные осо-
бенности как результат субгоризонталь-
ных стрессовых нагрузок [Ентин и др., 2015;
к ВОпРОсУ О пРОисхОждении пОРОд бУГскОй сеРии
Геофизический журнал № 4, Т. 41, 2019 61
Усенко, 2015; Гинтов и др., 2018; Понома-
ренко и др., 2018; Нечаев и др., 2019 и др.].
Различия в теоретических представле-
ниях отражаются в оценке возраста пород,
относимых к бугской серии. Согласно пер-
вой гипотезе, они являются архейскими
образованиями [Лазько и др.,1975; Кири-
люк, 2015 и др.], тогда как вторая пред-
полагает палеопротерозойский возраст
ее верхней части, что подтверждается и
геохронологическими датировками [По-
номаренко и др., 2018; Гинтов и др., 2018,
и др.]. Однако при использовании изо-
топных датировок возникает сложность.
В одном обнажении, образце и даже кри-
сталле циркона устанавливается несколь-
ко дат, достоверность которых несомненна
[Степанюк и др., 2010; Щербак и др., 2005,
2008; Лобач-Жученко и др., 2017а,б и др.].
В работе [Усенко, 2019] рассмотрены
последствия трех тектономагматических
циклов (по работе [Венидиктов, 1986]),
отраженные в современном геологи-
ческом строении Побужья. Высказано
предположение, что они протекали в те-
чение периода, начинающегося не позднее
2,5 млрд лет назад и продолжающегося до
~2,05 млрд лет. В это время происходи-
ло перераспределение вещества в коре
и верхней мантии, завершившееся фор-
мированием слоя частичного плавления
на глубине 20—40 км. Его производными
являются бердичевские граниты и миг-
матиты. Кристаллизация очага плавления
произошла не позднее 2,03 млрд лет назад.
Метаморфизм проявлен ~2,0 млрд лет на-
зад [Щербак и др., 2008; Лобач-Жученко и
др., 2017а]. Поскольку на значительной ча-
сти территории Побужья протерозойский
очаг частичного плавле ния выходит на со-
временную поверхность, геологическое
строение отражает по следовательность
внедрения расплавов и замещения более
ранних породных ас социаций. Перерабо-
танные и перемещенные в пространстве
первично осадочные и вулканогенные
породы сохранились в виде скиалитов, а
связь между залеганием пород и их возрас-
том во многих случаях отсутствует.
В настоящей статье рассмотрены бо-
лее поздние события. В работе [Гранули-
товая…, 1985] В. М. Венидиктов относит
их к четвертому циклу, который в работе
[Венидиктов, 1986] разделен на четыре
неполные цикла. Изотопный возраст гли-
ноземистого кварцита (с. Капитанка) —
2,0 млрд лет; эвлизита (высокожелезисто-
го гранат-пироксенового кварцита) с. За-
валье — 1,91 млрд лет, мрамора — 2,0 млрд
лет, двупироксеновых кристаллосланцев
(дайка, состав которой соответствует габ-
бро) — 1,92—1,96 млрд лет [Щербак и др.,
2008]. В работе [Геолого-геофизическая…,
2008] близкий возраст (2,0 млрд лет) на-
зван и для ультрабазитов капитанского
комплекса. Есть и граниты, образован-
ные 1,95—1,91 млрд лет назад [Щербак и
др., 2008]. Тогда в этом цикле образована
значительная доля пород, традиционно от-
носимых к бугской серии.
Цель работы — установить дополни-
тельные критерии, которые определяют
время формирования пород бугской се-
рии и их первичный генезис. Ответы на
эти вопросы имеют и более широкое при-
менение, так как позволят сделать выводы
о флюидном режиме протерозоя.
Настоящая статья не является исследо-
ванием стратиграфии Побужья. Изучают-
ся породы, которыми сложены структуры,
включающие железистую формацию и
гра фитовые гнейсы. Привязки к геологи-
ческим проявлениям глубинного процесса,
изотопному возрасту требуют уточнения и
детализации. Предлагается общая модель,
которая отражает особенности строения
и состава пород как результат перерас-
пределения вещества в геодинамическом
процессе. Рассмотрены:
• состав пород бугской серии как ин-
дикатор времени образования;
• тектоническое строение структур,
вмещающих породы бугской серии;
• фазовое состояние и химический со-
став глубинных флюидов и расплавов, их
возможные источники;
• поведение вещества в диапазоне РТ-
условий, соответствующих высокой ам фи-
бо литовой и гранулитовой фациям мета-
морфизма.
О. В. УсенкО
62 Геофизический журнал № 4, Т. 41, 2019
Описания структур, сложенных поро-
дами бугской серии. Породы хащевато-
завальевской свиты представлены в Зава-
льевском месторождении графита [Стра-
ти графические…, 1985]. Внутри толщи,
сло женной вертикально залегающими
плас тами, заключенными между мощной
пачкой кальцифиров и эндербитами, на-
блюдаются взаимопереходы между био-
тит-гра фитовыми, гранат-биотит-гра фи-
то выми и биотит-гранатовыми гнейсами.
Вся толща насыщена кальцифирами, же-
лезистыми и плагиоклазовыми кварцита-
ми, магнетит-пироксен-кварцевыми кри-
сталлосланцами, широко развиты скар-
ноиды.
На Молдовском участке породы бугской
серии представлены практически верти-
кально залегающими гранат-биотитовыми
и биотитовыми гнейсами с силлиманитом
и кордиеритом [Железисто-кремнистые...,
1978]. Присутствуют двупироксен-пла гио-
клазовые кристаллосланцы, переходя щие
в амфиболиты, а также прослои безруд-
ных кварцитов и кальцифиров. В преде-
лах участка описаны ультрабазиты (сер-
пентиниты и пироксениты с тремолитом
и актинолитом), состав и структуры кото-
рых соответствуют коматииту [Злобенко
и др.,1983]. Множественные метасомати-
ческие преобразования железистых пла-
стов отражены в постепенном переходе
от неизмененных кальцифиров через зону
безрудных метасоматитов и кальцифиров
с вкрапленным магнетитом к силикат-
магнетитовым рудам. Железистые квар-
циты испытали перекристаллизацию в
напряженных тектонических условиях,
что выражено развитием структур растре-
скивания, нагнетанием магнетита в зоны
дробления, перекристаллизацией кварца
и магнетита. «Подрудная» и «надрудная»
толща насыщены прослоями кварцитов
и кальцифиров [Ярощук, 1983]. В гранат-
биотитовых гнейсах присутствуют жил-
коватые и гнездовидные выделения ме-
тасоматической кварц-полевошпатовой
по роды [Ентин и др. 2015].
Внедрение карбонатных расплавов с
об разованием эруптивных брекчий про-
явлено и после формирования общего
структурного рисунка (рис. 1).
В последние годы проведено изучение
Тарасовской структуры с использовани-
ем комплекса геолого-геофизических
дан ных [Гинтов и др., 2018]. В ее строе-
нии участвуют первично-магматические
апо габброиды (с прослоями кальцифи-
ров), апонориты, серпентиниты (предпо-
ла гаются по геофизическим данным), ам-
фибол-пироксеновые кристаллосланцы и
магнетит-кварц-пироксеновые скарноиды
с линзами гондитов (марганцовистых по-
род), глиноземистые дистен-кордиерит-
гранатовые и силлиманит-кордиеритовые
гнейсы и кальцифиры.
В геофизических полях (гравитаци-
онном и магнитном) Молдовская и Тара-
сов ская структуры характеризуются кон-
центрически-зональным строением. Вер-
тикальное залегание пластов в разрезе
прослеживается на глубину [Гинтов, 2014;
Гинтов и др., 2018].
Приведены очень общие описания, од-
нако очевидны следующие особенности.
1. Связь с проницаемыми разломными
зонами разного масштаба.
2. Отличие состава толщ бугской серии
от состава всех более ранних толщ.
3. Присутствие первично-магмати чес-
ких пород, расплавы которых образованы
в мантии (ультрабазитов и габбро), а также
разнообразных гранитов (аплитов) — про-
дуктов очагов плавления, размещавшихся
в коре.
4. Во всех структурах, вмещающих по-
роды бугской серии, обязательно пред-
ставлены кварциты, кальцифиры, карбо-
натиты и эруптивные карбонатные брек-
чии. В плане и разрезе прослеживаются
множественные этапы дробления и запол-
нения расплавами и флюидами.
5. Состав метасоматизирующих флюи-
дов изменяется от кислых, перераспреде-
ляющих железо, к нейтральным — сла-
бощелочным силикатно-глиноземистым
и далее к щелочным, обогащенным гли-
ноземом, с углеводородами. По меньшей
мере два раза проявлено влияние силикат-
но-водных хлоридно-калиевых, которые
к ВОпРОсУ О пРОисхОждении пОРОд бУГскОй сеРии
Геофизический журнал № 4, Т. 41, 2019 63
Рис. 1. Схема строения Молдовской структуры
[Железисто-кремнистые..., 1978]: 1 — биотитовые
мигматиты, 2 — рудные кальцифиры и магнетит-
пироксеновые (в том числе с гранатом) скарны, 3
— безрудные кальцифиры с оливином, шпинелью
клиногумитом, 4 — гиперстеновые и двупироксе-
новые эвлизиты с гранатом, 5 — гранат-биотитовые
гнейсы, иногда с силлиманитом, 6 — двупироксен-
плагиоклазовые (в том числе с гранатом) гнейсы,
переходящие в амфиболиты, 7 — зона дробления
и брекчирования.
обес печивают гранитизацию (образова-
ние слоя частичного плавления), а также
участ вуют в перераспределении железа
в метасоматических процессах на самых
поздних этапах.
6. Флюиды имеют разные источники.
Мантийные представлены щелочными
карбонатными, обогащенными глино-
земом, и углеводородными, а мантийно-
коровые — силикатно-водными (гранити-
зирующими).
7. Инъекции кальцифиров и кварцитов,
«выклинивание» (растворение, плавление
и метасоматическое замещение) гнейсов,
перераспределение магнетита и графита
в метасоматических процессах соответ-
ствует описанию М. А. Ярощук, где по-
добные геологические структуры описа-
ны как проницаемые зоны, периодически
заполняющиеся пластичным веществом
[Ярощук, 1983]. Однако вещество, запол-
няющее эти проницаемые структуры,
способно оказывать метасоматическое
воздействие на окружающие породы, а
значит, характеризуется высокой темпе-
ратурой. Тогда невозможна его осадочная
природа, так как оно должно поступать из
источника, имеющего еще более высокую
температуру.
8. На глубине воздействия метасома-
тизирующих флюидов температуры и
давления соответствуют высокой амфибо-
литовой и гранулитовой фациям метамор-
физма. В этих условиях водно-силикатная
смесь является флюидом, что обеспечива-
ет ускорение всех процессов, не просто
кристаллизацию из гидротермального рас-
твора, а активное взаимодействие с вме-
щающей трещиноватой толщей.
Состав пород бугской серии как инди-
катор времени их образования. Состав по-
род бугской серии совершенно отличается
от состава более ранних метаморфических
формаций. Все породы характеризуются
высоким содержанием глинозема и часто
магния, широко распространены графито-
вые гнейсы. В разрезах структур наблюда-
ется переход к алюмосиликатным породам,
кремнистым и алюмокремнистым разно-
видностям, а также силикат-магнетитовым
кварцитам. Присутствуют карбонатные
породы и карбонат-магнетитовые желез-
ные руды. Эти разновидности пород на
УЩ ранее либо не образуются вовсе, либо
представлены очень незначительно [Усен-
ко, 2017].
Отличие состава формаций, образую-
щихся в интервале 2,3—1,7 млрд лет на-
зад, отмечено на всех щитах мира [Condie,
2011]. Время 2,0 (±0,1) млрд лет являет-
ся временем глобальной гранитизации
О. В. УсенкО
64 Геофизический журнал № 4, Т. 41, 2019
[Сondie, 2011], а также временем изме-
нения вещественного состава мантийных
расплавов, флюидов [Богатиков и др.,
2010]. Последний пик появления желези-
стых формаций и начало накопления гра-
фитсодержащих толщ наблюдается около
2,0 млрд лет назад (рис. 2). На УЩ появ-
ление карбонатно-кальциевого метасома-
тоза впервые отмечено накануне образо-
вания бердичевских гранитов Побужья
[Венидиктов, 1986], т. е. около 2,05 млрд
лет назад. До этого в составе метаморфи-
ческих формаций присутствуют преиму-
щественно железистые и магнезиально-
железистые карбонаты. Разрезы бугской
серии насыщены кальцифирами, упоми-
нания о сидерите отсутствуют, а железо
в основном концентрируется в магнетите.
Появление незначительного количе-
ства графита в составе метаморфических
формаций относится к началу протеро-
зоя. Образование графитоносных слан-
цев и гнейсов совпадает с максимумом
развития кальцифиров (сложенных доло-
митом и кальцитом), что может служить
признаком изменения флюидного режи-
ма Земли в целом. Происходит сокраще-
ние доли водных флюидов относительно
карбонатных, снижение окислительного
потенциала. Значительная доля вещества,
выносимого на поверхность, — продукт
окислительно-восстановительных реак-
ций, протекающих в мантии.
Образование графита, типичного для
пород бугской серии, связывают с вос-
становлением углерода при метаморфиз-
ме [Железисто-кремнистые…, 1991 и др.].
Окислительно-восстановительные взаимо-
действия в кристаллическом веществе не-
возможны. Но и в растворе направление
реакции обратное: углерод окисляется, а
железо восстанавливается.
22 FeO+ C = 2 Fe+ CO ,
2 3 2Fe O + 3CO = 2 Fe+ 3CO .
Железистые пласты, образующиеся
2,0—1,8 млрд лет назад, относятся к же ле-
зисто-кремнисто-карбонатной (ЖКК) фор-
мации [Железисто-крем нис тые…, 1991].
Ее состав отличается от желе зис то-вул ка -
ногенно-сланцевой формации зе лено ка -
мен ных структур архея и желе зис то-крем-
нис то-слан цевой формации, образующей-
ся на рубеже архей—палеопротерозой
(саксаганской и склеватской свит криво-
рожской серии) [Усенко, 2015].
На УЩ можно выделить две разновид-
ности структур, включающих породы
ЖКК формации. Предполагаемое время
образования бугской серии совпадает со
временем формирования гданцевской и
глееватской свит криворожской серии.
Наблюдается и сходство состава этих фор-
маций. Однако их строение совершенно
различно.
Стратиформные первично осадочные
месторождения железа образуются при
разгрузке гидротермальных метал лонос-
ных рассолов на дне морских бассей-
нов. Источники флюида размещаются
в мантии и коре. Растворы распростра-
няются в нижних слоях толщи морской
воды, что и обусловливает нахождение
их в виде пластов [Усенко, 2015]. Гдан-
цевская свита криворожской серии Кри-
во рожско-Кременчугской зоны (ККЗ)
— несомненно первично хемогенно-оса-
доч ная толща. Ее слагают (снизу вверх):
железисто-карбонатные породы (си де рит-
каль ци товые, кварц-кальцитовые и др.),
без руд ный квар цит, по лосчатый си ли -
кат но(хлорит)-магнетитовый железистый
кварцит, кальцитовые и кальцит-до ломи -
товые мраморы, слюдистые сланцы, ульт-
рабазит, полосчатый силикатно (биотит)-
Рис. 2. Периодичность возникновения железистых
формаций (а), черных сланцев (графитоносных фор-
маций) (б). Приведено по работе [Condie, 2011].
к ВОпРОсУ О пРОисхОждении пОРОд бУГскОй сеРии
Геофизический журнал № 4, Т. 41, 2019 65
магнетитовый кварцит, глиноземистый
сла нец ставролит-гранат-слю дис тый с ан -
далузитом и кордиеритом, слю дисто-гра -
фи товый сланец, ультрабазит, слюдистые
метапелитовые и мета алев ролитовые слан-
цы и полосчатый силикатно(биотит)-маг не-
титовый кварцит [Стратиграфи чес кие…,
1985]. Гданцевская свита ме та мор физо ва на
в условиях эпидот-ам фи бо ли товой фации.
Наблюдается общее сходство состава с по-
родами бугской серии, которое еще более
четко проявляется при сравнении с более
ранними хемогенно-осадочными желези-
стыми породами саксаганской и скелеват-
ской свит [Усенко, 2015].
В разрезах гданцевской свиты можно
проследить закономерное изменение со-
става глубинного флюида от карбонатного
к водно-силикатному, последующее осаж-
дение высокоглиноземистых флюидов-
расплавов, в которых углерод присутству-
ет в восстановленной форме. В ККЗ не
наблюдается беспорядочное насыщение
всей толщи продуктами кристаллизации
флюидов — кальцифирами и кварцита-
ми. Для пород бугской серии, например
Молдовской структуры, более характерны
процессы взаимопроникновения (внедре-
ния) и взаимозамещения (наложение ме-
тасоматических преобразований), а зале-
гание близко к вертикальному.
В Среднем Побужье железные руды
— силикат-магнетитовые и карбонат-маг-
нетитовые. Согласно описанию М. А. Яро-
щук силикат-магнетитовые руды в центре
пластов представлены железистыми квар-
цитами. По периферии и в местах выклини-
вания они сменяются кварц-силикатными
глиноземисто-железисто-кремнистыми
сланцами. Наиболее распространены фер-
рогиперстеновые железистые кварциты, в
подчиненных количествах присутствуют
двупироксеновые (с салитом, ферроса-
литом) и гранат-пироксеновые разности
(с пироп-альмандином). Они образуют
крупные пластовые тела и переслаивают-
ся с пластами пироксен-плагиоклазовых
кристаллических сланцев, амфиболитов,
гранат-биотитовых и других глиноземи-
стых гнейсов, а также кальцифиров. Все
эти породы интрудированы гранитоидами
и мигматизированы [Ярощук, 1983].
Это описание содержит противоречие,
так как «переслаиваются» породы, кри-
сталлизующиеся из расплавов и флюидов,
образованных в разных РТ-условиях и в
разных химических средах. Рядом залега-
ют породы, образованные из окисленных
щелочных карбонатных и кислых силикат-
ных (с хлоридными комплексами железа),
а также гнейсы, обогащенные графитом.
Для образования флюидов, обогащенных
углеводородами необходимы восстанови-
тельные условия (протекание химических
реакций, приводящих к восстановлению
части углерода). Следовательно, эти поро-
ды образованы в разное время, а совмест-
ное залегание не отражает последователь-
ность появления на поверхности. Объеди-
нение в единую толщу и перераспреде-
ление магнетита происходит при пере-
кристаллизации вследствие наложенных
метасоматических изменений, протекаю-
щих при РТ-условиях, соответствующих
гранулитовой и высокой амфиболитовой
фации на заключительных этапах общего
геодинамического процесса.
Отдельного внимания заслуживают
маг матические карбонатиты и кальцифи
ры. В строении Молдовской, а также Груш-
ковкой, Шамраевской и некоторых других
структур участвуют шпинель-оливиновые
кальцифиры с диопсидом и флогопитом.
Карбонат-магнетитовые руды являются их
разновидностью. В их составе присутству-
ют оливин, магнетит и карбонат (кальцит и
доломит), а также пироксены, амфиболы,
серпентин, флогопит и шпинель. Оливин
представлен форстеритом, разбит трещи-
нами, заполненными тонковолокнистым
серпентином. Среди прочих — флогопит,
клино- и ортопироксены, марганцовистая
шпинель, апатит, графит [Ярощук, 1983].
Из описания следует:
− карбонатный расплав-флюид оказы-
вает высокотемпературное воздей-
ствие на вмещающие силикатные по-
роды. Подобные карбонатные породы
не могли быть образованы вследствие
разгрузки гидротермальных вод;
О. В. УсенкО
66 Геофизический журнал № 4, Т. 41, 2019
− оливин не образуется при метамор-
фических процессах, протекающих
в коре. Это продукт кристаллизации
мантийных расплавов либо ксеноген-
ный минерал;
− железистый оливин и диопсид, фло-
гопит формируются в разных хими-
ческих средах.
Присутствие несомненно ксеноген-
ных и магматических минералов указы-
вает, что это мантийные карбонатные
расплавы-флюиды, которые при подъеме
захватывают включения расплава и ксе-
нокристаллы [Усенко, 2015]. Их аналоги1
— магматические породы Черниговского
комплекса карбонатитов Приазовского
мегаблока УЩ близкого возраста. Также
их можно сопоставить с карбонатитами
Маймеча-Котуйской провинции, сопря-
женными с щелочными ультрабазитами
(пермь—триас). Взрывообразное отделе-
ние карбонатных флюидов, может проис-
ходить как с глубины 150—200 км, так и с
границы кора—мантия, но их мантийный
источник не вызывает сомнения. Присут-
ствие железистых оливина и пироксена в
составе части карбонатных пород с магне-
титом, может свидетельствовать о смеше-
нии карбонатного и хлоридно-силикатного
флюидов при подслаивании коры глубин-
ными расплавами и флюидами.
Появление силикат-магнетитовых руд
— результат активности окисленных и
кислых водно-силикатных флюидов, кон-
центрирующих хлоридные комплексы
железа. На Побужье появление силикат-
магнетитовых руд могло происходить до
формирования бердичевских гранитов
(до ~2,05 млрд лет), когда преобладали во-
дные нейтральные и слабокислые флюи-
ды с хлором, появление которых в коре
и обусловило масштабную гранитиза-
цию. После 2,0 млрд лет здесь образуются
карбонат-магнетитовые руды, в которых
карбонаты — доломит и кальцит, а железо
1 Аналогичны РТ-условия образования и преиму-
щественно карбонатный состав флюида. Различия
в химическом составе карбонатных пород Побу-
жья и Приазовья связаны с ролью галогенов (хлора
и фтора в составе флюида).
присутствует в окисленной форме. Каль-
ций входит в состав карбонатов, а окси-
ды железа образуют магнетит и гематит.
Сидерит отсутствует. Подобное сочетание
возможно в щелочных и ультращелочных
условиях, когда значительная часть железа
находится в виде Fе3+.
Однако главной причиной накопления
железа является обогащение уже сфор-
мированных как карбонатных, так и сили-
катных железистых пластов в результате
метасоматического воздействия водно-
силикатных хлоридно-калиевых (с желе-
зом) флюидов, которое, по всей видимо-
сти, происходило около 1,9—1,8 млрд лет
назад. Их химическая активность ниже,
но взаимодействия протекают в близсо-
лидусных условиях. Появление флюидов
происходит неоднократно, так как слой
частичного плавления в коре (его отдель-
ные очаги) существует (подновляется) в
течение длительного времени — до 1,7—
1,65 млрд лет.
Ассоциация высокоглиноземистых по
род и графитсодержащих гнейсов обра-
зуется вследствие последовательности
физико-химических взаимодействий,
протекающих на кровле слоя плавления.
Образование ритмичной толщи происхо-
дит при размещении кровли слоя плавле-
ния на глубине 100 км (Р~3 ГПа) в режиме
«складчатая область» [Усенко, 2018]. Сход-
ная ритмичная толща образует, например,
кочеровскую свиту тетеревской серии. В
Волынском мегаблоке отчетливо просле-
живается последовательность отложе-
ния хемогенных осадков на поверхности.
Многократно повторяется ритм кальци-
фиры—глиноземистые породы—спили-
ты и туфы, состав которых соответствует
измененному базальту—углеводороды
(нефти и асфальты, преобразующиеся в
уголь, графит). Последовательное отделе-
ние флюидов и расплавов такого состава,
повторяющееся многократно, связано с
физико-химическими взаимодействиями,
происходящими в слое плавления. После
подъема плюма происходит разделение на
несмесимые карбонатную и силикатную
фазы вследствие снижения давления. На
к ВОпРОсУ О пРОисхОждении пОРОд бУГскОй сеРии
Геофизический журнал № 4, Т. 41, 2019 67
поверхности образуется слой кальцито-
вых известняков (кальцифиров). Далее
карбонатные флюиды поступают к кров-
ле слоя плавления небольшими порциями,
образуя относительно тонкие прослои
в начале каждого ритма. В большинстве
случаев фиксируется и участие фторидно-
натриевого флюида:
2 2 2H O 2F 4HF O+ = + ↑ .
Высвободившийся кислород связывает-
ся с углеродом — отделяется карбонатная
фаза, а HF «возвращается» в остаточный
силикатный расплав астеносферы, будучи
инициатором цепной реакции.
Именно присутствие фтора приводит
к осушению силикатного расплава, повы-
шению содержания глинозема и натрия.
Вода в силикатном расплаве может взаи-
модействовать и со щелочными металлами,
образуя раствор щелочи, а затем силикаты
и алюмосиликаты:
( ) 1
2 234Al+ NaOH 3H O Na Al OH 1 H + → + ↑ .
На поверхности появляется слой, обо-
гащенный глинистыми минералами.
С карбонатным флюидом выносит-
ся только часть углерода. Часть углерода
остается в силикатном расплаве и взаимо-
действует с водородом:
2 2 22C+ H C H→ .
На поверхности появляется прослой,
содержащий углеводороды (нефти, ас-
фальты). При метаморфических преобра-
зованиях он преобразуется в угольный или
графитовый пласт.
Первично-вулканогенные породы, об-
разующиеся в этом цикле, представлены
спилитами (амфиболитами), так как все
взаимодействия протекают при литоста-
тическом давлении 3 ГПа.
В структурах, включающих поро-
ды бугской серии, отчетливо проявлена
пространственная связь кальцифиров,
углисто-глиноземистых сланцев и амфи-
болитов (базальтов) [Щербаков, 2005]. Но
здесь отсутствует цикличность, присущая
хемогенно-осадочной толще. Отдельные
продукты вышеописанных реакций бес-
порядочно размещены в разрезе. Можно
предположить, что кальцифиры, графито-
вые сланцы, и высокоглиноземистые по-
роды являются продуктом кристаллизации
смеси расплава и флюида, отделяющегося
от слоя плавления, размещенного в ман-
тии. Но кристаллизация осуществляется
непосредственно в разломной зоне, по
которой расплавы и флюиды поступают к
поверхности. Поэтому залегание пород от-
ражает не последовательность появления,
а размещение проницаемых зон, активи-
зированных (раскрытых) в тот или иной
промежуток времени.
В случае первично вулканогенно-оса-
дочной толщи, в которой последователь-
ность залегания отражает последователь-
ность появления, железистые кварциты не
могут переслаиваться с подобной толщей,
так как образуются при значительно бо-
лее высоком окислительном потенциале
и в кислой среде, т. е. в условиях, запре-
щающих химическую осцилляцию. Они
могут отделяться либо от более глубинно-
го источника (как в архейских ЗКС), либо
при подслаивании коры глубинными рас-
плавами. В вулканогенно-осадочной толще
они должны находиться либо ниже, либо
выше кальцифиров, высокоглиноземи-
стых и графитсодержащих гнейсов, а не
«переслаиваться» с ними. Их совместное
присутствие, например в Завальевском ме-
сторождении графита, можно объяснить
только кристаллизацией из флюидов раз-
ного состава, имеющих разные источни-
ки, т. е. в разное время. В единую толщу
они объединены вследствие наложения
водно-силикатного метасоматоза, кото-
рый связан с самым последним этапом
гранитообразования. Активность водных
флюидов с хлорид-ионами, образующими
комплексные соединения с железом, мо-
жет приводить к его перераспределению
и образованию магнетита.
Появление на поверхности кварцитов
и плагиоклазовых кварцитов — следствие
отделения окисленного водно-силикатного
флюида с глубин около 150 км. Они зани-
мают определенное место в составе фор-
мации [Венидиктов, 1986; Усенко, 2019]. В
О. В. УсенкО
68 Геофизический журнал № 4, Т. 41, 2019
вулканогенно-осадочной толще они долж-
ны находиться под ритмичной толщей.
Обычно образование кварцитов связы-
вают с отложением и перекристаллизацией
кластогенных осадков. Тогда они должны
размещаться вблизи поверхности. Однако
кварциты и кварцито-гнейсы, сопостави-
мые с породами кондалитовой формации
докембрийских щитов, обнаружены в со-
ставе ксенолитов нижней коры Южно-
Гиссарской зоны Тянь-Шаня, наряду с
гранат-плагиоклазовыми, ортопироксен-
плагиоклазовыми, пироксеновыми сланца-
ми с биотитом, корундом, силлиманитом,
шпинелью, кварцем и калиевым полевым
шпатом (образованными при Р=0,8÷1 ГПа и
Т=900÷950 °С), а также эндербитами и чар-
нокитами [Лутков и др., 2002]. Это обломки
пород, вынесенные непосредственно с глу-
бин 25—30 км в виде ксенолитов. Появле-
ние и сохранность достаточно легкоплав-
ких первично-осадочных пород на этой
глубине и в этом диапазоне РТ-условий
представляется менее вероятными, чем
кристаллизация из глубинных флюидов.
Все исследователи отмечают простран-
ственную связь магнетитовых руд с высо-
комагнезиальными ультрабазитами [Яро-
щук, 1983], состав которых соответствует
коматиитовому стандарту. В Молдовской
структуре они залегают среди графит-
биотитовых гнейсов и кальцифиров. Уль-
трабазиты перемежаются с железистыми
кварцитами, в составе которых значитель-
ная доля принадлежит вулканогенному
материалу (феррогиперстен, ферроса-
лит, актинолит-тремолит). Содержание
в ультрабазитах Молдовской структуры:
MgО~22÷32 %, FеОt~10 %, SiО2~40 % [Зло-
бенко и др., 1983]. Возраст аналогичных
пород Капитанского массива, согласно
мнению, высказанному в работе [Геолого-
геофизическая…, 2008], — 2,0 млрд лет.
Подобные ульрабазиты описаны во многих
структурах Среднего Побужья (Полянец-
кой, Тарнаватской, Кумаровской и др.).
С коматиитами архея эти расплавы
сближает высокое содержание магния и
низкое кремнезема и глинозема. В капи-
танском комплексе они сопровождают-
ся хромитовыми рудами, как, например,
в Сурской зеленокаменной структуре
Среднеприднепровского мегаблока. Вы-
сокое содержание магния и хрома в уль-
трабазитах капитанского комплекса ука-
зывает на высокий окислительный по-
тенциал (большие глубины) образования
первичного расплава. Но протерозойские
ультрабазиты ассоциируют с карбонати-
тами, сложенными доломитами и каль-
цитом, тогда как архейские коматииты
— с брейнеритовыми слоями. Не только
образование флюида-расплава, но и кри-
сталлизация магнезиальных карбонатных
пород должна происходить при высокой
активности кислорода. Замена железа и
магния кальцием в составе карбонатного
флюида является следствием снижения
окислительного потенциала и повышения
щелочности, что характерно для флюидно-
го режима протерозоя. Поэтому более кор-
ректно сопоставление не с коматиитами
архея, а с ультрабазитами трапповых про-
винций (пикритами), а карбонатных пород
— с карбонатитовыми комплексами палео-
зоя—фанерозоя. Температура кристалли-
зации расплава, оцененная по температуре
гомогенизации включений в оливине по-
род гудчихинской свиты Сибирской трап-
повой провинции, 1640±90 °С, давление
6—8 ГПа [Соболев и др., 2009]. Температу-
ра гомогенизации включений в оливинах
пикритов плато Путорана 1630—1660 °С,
давление 7 ГПа [Рябчиков и др., 2009]. Со-
ответственно, температуры начальных
расплавов были выше.
В Голованевской шовной зоне (ГШЗ)
карбонатиты и ультрабазиты появляются
в одних и тех же структурах (например, в
Молдовской), что свидетельствует о много-
кратном поступлении вещества (карбонат-
ного флюида, силикатного расплава) с глу-
бин не менее 250—300 км. Неоднократное
появление ультрабазитов «внутри» толщи
фиксируется и в гданцевской свите, т. е.
типично для этого периода.
На проницаемость разломных зон до
очень больших глубин на отдельных эта пах
общего геодинамического процесса указы-
вает полное отсутствие дифферен циации
к ВОпРОсУ О пРОисхОждении пОРОд бУГскОй сеРии
Геофизический журнал № 4, Т. 41, 2019 69
расплавов, так как при взаимо действии
щелочных карбонатных флюи дов с уль-
траосновным силикатным расплавом об-
разовались бы щелочно-ультраосновные
расплавы типа меймечита [Gudfinnsson,
Presnal, 2005], как в черниговском комп-
лексе карбонатитов. Щелочно-ультра ос-
нов ные расплавы, из которых образованы
меймечиты, отличаются крайне высоким
содержанием флюида [Ivanov еt al., 2018].
Подобные флюиды активны и при образо-
вании изучаемых структур. Однако взаи-
модействия между расплавом и флюидом в
промежуточных очагах (на глубине 50 км)
не происходит вследствие высокой ско-
рости поступления к поверхности. При-
сутствие высокотемпературного флюида,
помимо Н2О и СО2, содержащего ионы и
комплексные соединения Сl и F, объясняет
интенсивность метасоматических замеще-
ний в проницаемых зонах и примыкающих
блоках.
Амфиболиты и пироксен-пла гио кла зо-
вые кристаллические сланцы, обязатель-
ные на всех участках развития желези-
стой формации, М. А. Ярощук называет
измененными габбро-диабазами [Ярощук,
1983]. Формирование расплавов, состав ко-
торых соответствует базальту (габбро), мо-
жет происходить при давлении 1,5—3 ГПа
[Gudfinnsson, Presnal, 2005].
Многочисленные датировки цирко-
нов гранитов относятся к периоду 2,08—
1,9 млрд лет назад (пик встречаемости
2,06—2,03 и меньший — 1,95—1,91 млрд
лет) [Щербак и др., 2008; Пономаренко и
др., 2018 и др.]. Максимальное проявле-
ние гранитизации относится ко времени
появления бердичевских гранитов (2,06—
2,03 млрд лет). Около 1,95—1,91 млрд лет
назад вновь происходит образование оча-
га плавления в коре. Согласно работе [Ве-
нидиктов, 1986], в это время образуются
житомирские и кировоградские грани-
ты, более поздние чем бердичевские. На
отдельных участках можно проследить
преобразование бердичевских гранитов
в житомирские и кировоградские [Вени-
диктов, 1986; Щербаков, 2005]. Частичное
плавление коры и замещение существую-
щего субстрата на глубине 20 км и более
происходит и после накопления желези-
стых пород (силикатно- и карбонатно-
железистых пластов). В коре возникают
(неоднократно пополняются из мантийно-
го источника?) остаточные очаги частич-
ного плавления, обеспечивающие внедре-
ние гранитных расплавов и просачивание
водно-силикатных флюидов, вызывающих
метасоматическое обогащение желези-
стых пластов. Поэтому наблюдаются взаи-
мопереходы между гнейсами, а инъекции
кальцифиров имеют постепенные перехо-
ды к силикат-магнетитовым рудам.
Тектонический контроль и строение
структур, сложенных породами бугской
серии. Размещение структур, вмещающих
породы бугской серии, имеет тектониче-
ский контроль. Большинство из них на-
ходится в поле развития нерасчлененных
эндербитов и мигматитов (пород фунда-
мента), а их расположение контролируют
разломы. Структуры размещены вдоль
оси ГШЗ, которая в современном строе-
нии контролируется ступенью на грани-
це Мохо. Ее амплитуда составляет 10 км
[Соллогуб, 1986].
Хащевато-Завальевский блок и южная
часть ГШЗ приурочены к зонам пересече-
ния глубинных разломов разных направле-
ний. Кроме Тальновской, Первомайской,
Врадиевской и Емиловской разломных
зон, ограничивающих ГШЗ и определяю-
щих ее строение, проявлена и широтная
система зон разломов (Гайворонская, Ко-
стюковская), которую можно проследить
в Ингульском (Субботско-Мошоринская,
Бобринецкая), Среднеприднепровском и
Приазовском (Девладовская, Конкская)
мегаблоках [Гинтов, 2014].
Разломы играют важную роль и в строе-
нии отдельных структур. На схеме Мол-
довского участка (см. рис. 1) они не обо-
значены, однако отчетливо проявлены как
в размещении пород железистой форма-
ции, так и тела карбонатитов. В строе-
нии, например, Тарасовской структуры
главные разломы — широтного и северо-
восточного простирания. По ним после
образования зональной структуры проис-
О. В. УсенкО
70 Геофизический журнал № 4, Т. 41, 2019
ходят движения с амплитудой 600—800 м
[Гинтов и др., 2018].
Контроль рудно-метасоматических про-
цессов тектонически активными зонами
отражен в структурных и вещественных
изменениях продуктивных железистых
пластов [Ярощук, 1983]. В рудных залежах
и рудовмещающих толщах установлены
процессы катаклаза, милонитизации и
брек чирования, развиты маломощные те-
ла аплито-пегматоидных гранитов, возраст
которых 1,91 млрд лет [Щербак и др., 2008].
Вынесение расплавов и флюидов, диффе-
ренцированных на разных уровнях, свя-
зано с одними и теми же проницаемыми
участками, активизированными неодно-
кратно. Внедрения происходили в несколь-
ко фаз, затем был наложен высокотемпе-
ратурный метасоматоз, обусло вивший
силификацию кальцифиров, образование
новых генераций кварца и магнетита в же-
лезистых кварцитах, образование метасо-
матического магнетита.
РТ-условия метаморфизма. Заполнение
проницаемых зон флюидами и расплава-
ми сопровождалось метасоматическими
изменениями окружающих пород. Этот
процесс протекает, если замещающий
флюид или расплав имеет более высокие
температуры. Его интенсивность возрас-
тает, если замещаемые породы размеще-
ны на большой глубине, где температура
и давление больше. Время проявления
гранулитового метаморфизма Хащевато-
Завальевского блока — 2,0 млрд лет назад
(Т >700 °C, Р >0,7÷0,8 ГПа) [Лобач-Жученко
и др., 2017а]. На момент образования же-
лезистых пластов Молдовского участка
температура соответствовала 680—700 °С
при давлении 0,7 ГПа [Ярощук, 1983]. Даже
если учитывать, что оценка давления вклю-
чает стрессовую составляющую, прибли-
зительно 2,0—1,9 млрд лет назад породы,
выходящие на современную поверхность,
располагались на глубине не менее 20 км.
Тогда над самыми молодыми «пластами»
находилась многокилометровая толща.
Однако это последний тектономагматиче-
ский цикл, в котором происходило нако-
пление мощных толщ осадков в этой части
УЩ. Вероятно, и на Побужье существовал
осадочный чехол, сложенный породами,
аналогичными гданцевской и глееватской
свитам ККЗ. Этот слой размещался выше
и позднее был эродирован.
М. А. Ярощук описывает структуры,
вмещающие железистую формацию, как
синклинали, сложенные первично-вул-
ка ногенными и осадочными породами,
смятыми в складки. Однако указывает,
что в районах развития последокембрий-
ских железорудных месторождений та-
кие структуры описаны как вулкано-
тектонические [Ярощук, 1983]. По мне-
нию В. А. Ентина [Ентин, 1987], подобные
структуры являются остаточными фраг-
ментами глубоко эродированных вулкано-
магматических аппаратов. Приведенные
доводы подтверждают это мнение. Это не
последовательные напластования, а разры-
вы сплошности и многократные внедрения
по образующимся пустотам. Если предста-
вить, что современный уровень проходит
по линии 6 на рис. 3, то получим структур-
ный рисунок, сходный с наблюдаемым в
Молдовской и Тарасовской структурах.
В проницаемых зонах могут присутство-
вать не только новообразованные породы,
но и дезинтегрированные обломки фунда-
Рис. 3. Схематическое изображение вулкано-
магматического аппарата: 1 — габбро, 2 — граниты,
3 — ультрабазиты, 4 — карбонатиты с ксенолитами
нижнекоровых и мантийных пород, 5 — кальцифи-
ры, 6 — предполагаемая линия современного эро-
зионного среза, 7 — фундамент.
к ВОпРОсУ О пРОисхОждении пОРОд бУГскОй сеРии
Геофизический журнал № 4, Т. 41, 2019 71
мента, подвергшиеся метасоматическим
преобразованиям, а также кластогенные
минералы (в том числе цирконы) разного
возраста.
Выводы. Структуры, вмещающие поро-
ды бугской серии, находятся среди ультра-
метаморфических пород. Анализ состава и
строения этих структур позволяет сделать
следующие выводы.
1. Породы, слагающие разрезы буг-
ской серии, образуются на определенном
этапе развития Земли. Появление кар-
бонатитов, кальцифиров, мраморов, зна-
чительных объе мов кварцитов, графи-
то носных и вы со коглиноземистых мета-
морфических пород, ультрабазитов, со-
став которых соответствует коматииту,
но ассоциирующих с кальцифирами, а
также пород ЖКК формации происходит
около 2,0 млрд лет назад. Высокоглинозе-
мистые и графитсодержащие породы об-
разуются при взаимодействии расплавов
мантийной астеносферы, обогащенных
карбонатными флюидами, со щелочными
фторидно-натриевыми флюидами. Преоб-
ладание углекислых и щелочных флюидов
наблюдается на всех щитах мира в интер-
вале 2,0—1,8 млрд лет. Ранее подобные ас-
социации пород не встречаются. Поэтому
возраст пород, описанных как бугская се-
рия, должен быть близок к этому времени.
2. Структуры, включающие породы буг-
ской серии, находятся в узлах пересечения
разломных зон (проницаемых структур).
Разломные зоны были активны в течение
длительного времени, что также характер-
но для периода, который на УЩ начинает-
ся около 2,3 млрд лет и продолжается до
1,65 млрд лет.
3. Около 2,0 млрд лет назад разломы,
контролирующие размещение структур,
в которых развиты породы бугской се-
рии, были проницаемы до глубин 300 км.
Однако на следующих этапах по этим же
разломным зонам происходило вынесение
вещества с глубин 100, 50 и 20 км. Общий
геодинамический процесс был длительным
и включал этапы вынесения глубинных
флюидов и расплавов с разных уровней.
4. Породы, которые традиционно от-
носят к бугской серии, не являются оса-
дочными. Вертикально залегающие пла-
сты Молдовской, Тарасовской и других
структур Среднего Побужья не могут
отражать последовательность залегания,
так как рядом находятся породы, образо-
ванные в результате физико-химических
взаимодействий, протекавших на разных
глубинах, в разных химических средах и,
следовательно, в разное время.
5. Это продукт кристаллизации магма-
тических расплавов, а также карбонат-
ных, силикатных (водно-силикатных с
хлором), углеводородных флюидов в раз-
ломах (про ницаемых зонах) кристалличе-
ского фун дамента в диапазоне РТ-условий,
соот ветствующих высокой амфиболито-
во-гранулитовой фации метаморфизма.
Строе ние этих структур в плане подобно
сре зу вулкано-тектонических аппаратов,
на глубине не менее 20 км. О длительном
раз витии и многократных раскрытиях
про ницаемых зон свидетельствуют высо-
котемпературные метасоматические заме-
щения, сопровождающиеся перераспреде-
лением вещества. В них также принимают
участие флюиды разного состава, отделе-
ние которых происходило в разное время
с разных глубин.
Именно поэтому в породах бугской се-
рии представлены цирконы разного воз-
раста. Цирконы могут быть продуктом де-
зинтеграции архейских пород, а также об-
разовываться вследствие многочисленных
инъекций расплавов и флюидов в разное
время. Поскольку основная часть циркона
образуется при кристаллизации слоя ча-
стичного плавления, то наиболее часты да-
тировки, соответствующие образованию
слоя плавления в коре (гранитов).
Возможно, отдельные из признаков не
являются достаточными доказательствами
эндогенной природы этих образований, но
их комплекс позволяет делать более обо-
снованные выводы.
Автор выражает глубокую призна-
тельность чл.-корр. НАН Украины, проф.
О. Б. Гинтову за многочисленные консуль-
тации и критические замечания, которые
были учтены при доработке статьи.
О. В. УсенкО
72 Геофизический журнал № 4, Т. 41, 2019
Богатиков О. А., Коваленко В. И., Шарков Е. В.
Магматизм, тектоника и геодинамика Зем-
ли: связь во времени и в пространстве. Мо-
сква: Наука, 2010, 606 с.
Венидиктов В. М. Полициклическое развитие
гранулитовой фации. Киев: Наук. думка,
1986, 268 с.
Геолого-геофизическая модель Голованевской
шовной зоны Украинского щита. Под ред.
А. В. Анциферова. Донецк: Вебер, 2008,
308 с.
Гинтов О. Б. Схема периодизации этапов раз-
ломообразования в земной коре Украин-
ского щита — новые данные и следствия.
Гео физ. журн. 2014. Т. 36. № 1. С. 3—18.
https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100.
v36i1.2014.116145.
Гинтов О. Б., Ентин В. А., Мычак С. В., Пав-
люк В. Н., Гуськов С. И. Уникальные ба-
зит-метабазитовые структуры Побужско-
го гор норудного района, их геологическое
зна чение и перспективы рудоносности (по
гео физическим и геологическим данным).
Гео физ. журн. 2018. Т. 40. № 3. С. 3―26.
https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100.
v40i3.2018.137170.
Гранулитовая фация Украинского щита. Под
ред. И. С. Усенко. Киев: Наук. думка, 1985,
220 с.
Железисто-кремнистые формации докембрия
европейской части СССР. Генезис желез-
ных руд. Ред. Кравченко В. М., Кулик Д. А.
Киев: Наук. думка, 1991, 216 с.
Железисто-кремнистые формации Украин-
ского щита. Т. 1. Отв. ред. Н. П. Семененко.
Киев: Наук. думка, 1978, 328 с.
Ентин В. А. Геолого-структурные особенности
и прогнозная оценка ресурсов железоруд-
ных месторождений (Украинсий щит) по
геолого-геофизическим данным и его воз-
можная эндогенная природа: Автореф. дис.
… канд. геол.-мин. наук. Киев, 1987, 32 с.
Ентин В. А., Гинтов О. Б., Мычак С. В., Юшин А. А.
Структура Молдовского железорудного ме-
сторождения (Украинский щит) по геолого-
геофизическим данным и его возможная
Список литературы
endogenousприрода. Геофиз. журн. 2015.
Т. 37. № 4. С. 3―18. https://doi.org/10.24028/
gzh.0203-3100.v37i4.2015.111118.
Злобенко И. Ф., Каневский А. Я., Метали-
ди С. В., Дусяцкий В. А., Лепигов Г. Д. Кома-
ти иты Среднего Побужья (Украинский
щит). сов. геология. 1983. № 9. С. 103―108.
Кирилюк В. П. Ще раз про проблеми страти-
графії побузького гранулітового комплек-
су (з нагоди складання нової регіональної
стратиграфічної схеми нижнього докемб-
рію Українського щита). Стаття 2. Співвід-
ношення світ побузького стратиграфічного
комплексу. Зб. наук. праць УкрдГРІ. 2015.
№ 3. С. 147―168.
Лазько Е. М., Кирилюк В. П., Сиворонов А. А.,
Яценко Г. М. Нижний докембрий Украин-
ского щита. Львов: Высшая школа, 1975,
239 с.
Лобач-Жученко С. Б., Балтыбаев Ш. К., Гле-
бовицкий В. А., Сергеев С. А., Лохов К. И.,
Егорова Ю. С., Балаганский В. В., Ску-
блов С. Г., Галанкина О. Л., Степанюк Л. М.
U-Pb-SHRIMP-II-возраст и происхождение
циркона из лерцолита побужского палео-
архейского комплекса (Украинский щит).
докл. Ан. 2017а. Т. 477. № 5. C. 567―571. doi:
10.7868/S0869565217350134.
Лобач-Жученко С. Б., Рыборак М. В., Салтыко-
ва Т. Е., Сергеев С. А., Лохов К. И., Бобро-
ва Е. М., Сукач В. В., Скублов С. Г., Береж-
ная Н. Г., Альбеков А. Ю. Формирование
континентальной коры Сарматии в архее.
Геология и геофизика. 2017б. Т. 58. № 12.
С. 1886―1914. doi: 10.15372/GiG20171204.
Лутков В. С., Могаровский В. В., Луткова В. Я.
Геохимическая модель нижней коры склад-
чатых областей Памира и Тянь-Шаня (Тад-
жикистан) по данным изучения ксенолитов
в щелочных базитах. Геохимия. 2002. № 4.
C. 386―398.
Нечаев С. В., Гинтов О. Б., Мычак С. В. О свя-
зи редкоземельно-редкометалльной и зо-
лоторудной минерализации с разломно-
блоковой тектоникой Украинского щита.
2. Геофиз. журн. 2019. Т. 41. № 2. С. 58―83.
https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100.
v41i2.2019.164450.
к ВОпРОсУ О пРОисхОждении пОРОд бУГскОй сеРии
Геофизический журнал № 4, Т. 41, 2019 73
Пономаренко А. Н., Гинтов О. Б., Степа-
нюк Л. М. О так называемых «лейкограну-
литовой формации» и «зеленовадовской
свите» раннего докембрия Украинско-
го щита. Геофиз. журн. 2018. Т. 40. № 5.
С. 47―70. https://doi.org/10.24028/gzh.0203-
3100.v40i5.2018.147474.
Рябчиков И. Д., Когарко Л. Н., Соловова И. П.
Физико-химические условия магмообразо-
вания в основании Сибирского плюма по
данным исследования расплавных микро-
включений в меймечитах и щелочных пи-
критах Маймеча-Котуйской провинции.
петрология. 2009. T. 17. № 3. C. 311—322.
Соболев А. В., Криволуцкая Н. А., Кузьмин Д. В.
Петрология родоначальных расплавов и
мантийных источников магм Сибирской
трапповой провинции. петрология. 2009.
Т. 17. № 12. С. 276―310.
Соллогуб В. Б. Литосфера Украины. Киев:
Наук. думка, 1986, 183 с.
Степанюк Л. М., Шумлянський Л. В., Понома-
ренко О. М., Довбуш Т. І., Висоцький О. Б.,
Дьюйм Бр. До питання про вікові межі фор-
мування кошаро-олександрівської світи
бузької серії Побужжя. Геохімія та рудо
утворення. 2010. № 28. С. 4―10.
Стратиграфические разрезы докембрия Укра-
инского щита. Под ред. К. Е. Есипчука. Киев:
Наук. думка, 1985,168 с.
Усенко О. В. Геодинамический процесс и его
геологические проявления на континентах.
Геофиз. журн. 2018. № 5. Т. 40. С. 137―171.
https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100.
v40i5.2018.147477.
Усенко О. В. Отражение последовательности
геодинамических процессов в геологиче-
ском строении Побужья. Геофиз. журн. 2019.
T. 41. № 3. С. 78―95. https://doi.org/10.24028/
gzh.0203-3100.v41i3.2019.172425.
Усенко О. В. Периодизация и характерные
особенности глубинных процессов в до-
кембрии на примере Украинского щита.
Геофиз. журн. 2017. T. 39. № 6. C. 41―83.
https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100.
v39i6.2017.116366.
Усенко О. В. Условия формирования желе-
зис тых пород Среднего Побужья. Геофиз.
журн. 2015. Т. 37. № 4. С. 32―56. https://
doi.org/10.24028/gzh.0203-3100.v37i4.2015.
111122.
Шумлянський Л. В. Вік та ізотопний склад
гафнію цирконів з кварцитів Середнього
Побужжя Українського щита. Геохімія та
рудоутворення. 2012. Вип. 31-32. С. 136―143.
Щербак Н. П., Артеменко Г. В., Лесная И. М.,
Пономаренко А. Н. Геохронология раннего
докембрия Украинского щита. Архей. Киев:
Наук. думка, 2005, 244 с.
Щербак Н. П., Артеменко Г. В., Лесная И. М.,
Пономаренко А. Н., Шумлянский Л. В. Гео-
хронология раннего докембрия Украинско-
го щита. Протерозой. Киев: Наук. думка,
2008, 240 с.
Щербаков И. Б. Петрология Украинского щита.
Львов: ЗуКЦ, 2005, 366 с.
Ярощук М. А. Железорудные формации Бело-
цер ковско-Одесской металлогенической
зоны. Киев: Наук. думка, 1983, 224 с.
Сondie, K. C. 2011. Earth and evolving planetary
system. Elsеvier, 574 p.
Ivanov, A. V., Mukasa, S. B., Kamenetsky, V. S.,
Ackerson, M., Demonterova, E. I., Pokrov-
sky, B. G., Vladykin, N. V., Kolesnichen-
ko, M. V., Litasov, K. D., & Zedgenizov, D. A.
(2018). Volatile concentrations in olivine-host-
ed melt inclusions from meimechite and mela-
nephelinite lavas of the Siberian Traps Large
Igneous Province: Evidence for flux-related
high-Ti, high-Mg magmatism. Chemical Geo
logy, 483, 442―462. https://doi.org/10.1016/j.
chemgeo.2018.03.011.
Gudfinnsson, G. H., & Presnal, D. C. (2005).
Continuоus gradations among primary car-
bonatic, melilitic, basaltic, picritic, and kom-
atiitic melts in equilibrium with garnet lher-
zolite at 3―8 GPa. Journal of Petrology, 46(8),
1645―1659. https://doi.org/10.1093/petrology/
egi029.
О. В. УсенкО
74 Геофизический журнал № 4, Т. 41, 2019
To the problem of origin of the Bug series rocks
O. V. Usenko, 2019
The age of the Bug series rocks is an object for discussion. Isotopic methods do not
give a distinct answer, because in the same outcrop, the same sample and even in the
same crystal of zircon several dates of formation are to be found with evident signifi-
cance. Involvement of additional criteria is required to determine the time of the Bug
series formation. While examining the phase composition and the initial source of the
material we need taking into account temperature and pressure distribution in the depth
of formation of rocks, which are on the surface nowadays. Mineral and chemical compo-
sition of rocks and tectonic structure of including patterns have been considered. It has
been shown that the composition of the Bug series is an indicator of time of formation.
Carbonatites and calcyphyres, carbonate-magnetite rocks are not produced earlier than
~2.0 Ga ago. A considerable part of the stratum is presented by high-clayish and graphite
shale, quartzite, and ultrabasite that occur jointly only in this period of time. Arrange-
ment of the structures is subdued to tectonic control by zones of deep faults. Smaller fault
zones are determinative in the pattern of structures themselves and in manifestations of
metasomatic processes. By the moment of their formation the level outcropped on the
modern surface occurred at a depth more than 20 km that makes sedimentary nature of
composing rocks doubtful. It has been shown that the most part of rocks attached to the
Bug series are crystallization products of magmatic melts as well as carbonate, silicate
(water-silicate with chlorine), hydrocarbon fluids in faults (permeable zones) of crystalline
basement in diapason of PT-conditions, corresponding to high amphibolites-granulites
metamorphic facies. The pattern of these structures in projection is similar to the section
of volcano-tectonic apparatuses at a depth not less than 20 km. In the structures small by
their area, the rocks formed at different depths (from 300 to 200 km) from melts and flu-
ids in different chemical media are presented. High temperature multiple metasomatism
has been superposed. A conclusion has been made that the pattern of the structures of
Khashchevato-Zavalye block and the Golovaniv suture zone does not reflect the succes-
sion of primary sedimentary rocks occurrence but a result of multiple crystallization and
metasomatic re-crystallization of melts and fluids.
Key words: the Ukrainian shield, the Bug series, isotopic age, Proterozoic, carbonatites,
graphite, ferruginous-silicon-carbonate formation.
Bogatikov, O. A., Kovalenko, V. I., & Sharkov, E. V.
(2010). Magmatism, tectonics and geodynamics
of the Earth: connection in time and in space.
Moscow: Nauka, 606 р. (in Russian).
Venidiktov, V. M. (1986). Polycyclic development of
granulite facies. Kiev: Naukova Dumka, 267 p.
(in Russian).
Antsiferov, A. V. (Ed.). (2008). Geological and geo
physical model Golovanevsk suture zones of the
Ukrainian Shield. Donetsk: Weber, 308 p. (in
Russian).
Gintov, O. B. (2014). Scheme of periodization of
faulting stages in the Earth’s crust of the Ukrai-
nian Shield — new data and consequences.
References
Geofizicheskiy zhurnal, 36(1), 3―18. https://doi.
org/10.24028/gzh.0203-3100.v36i1.2014.116145
(in Russian).
Gintov, O. B., Entin, V. A., Mychak, S. V.,
Pavlyuk, V. N., Guskov, S. I. (2018). Unique
basite-metabasite structures of the Pobuzhsky
ore mining region, their geological significance
and ore-bearing prospects (by geophysical and
geological data). Geofizicheskiy zhurnal, 40(3),
3―26. https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100.
v40i3.2018.137170 (in Russian).
Usenko, I. S. (Ed.). (1985). Granulite facies of
the Ukrainian Shield. Kiev: Naukova Dumka,
220 p. (in Russian).
к ВОпРОсУ О пРОисхОждении пОРОд бУГскОй сеРии
Геофизический журнал № 4, Т. 41, 2019 75
Kravchenko, V. M., & Kulik, D. A. (Eds.). (1991).
Ferruginoussiliceous formations of Precam
brian in the European part of the USSR. The
genesis of iron ores. Kiev: Naukova Dumka,
216 p. (in Russian).
Semenenko, N. P. (Ed.). (1978). Ferruginoussili
ceous formations of the Ukrainian shield. Vol. 1.
Kiev: Naukova Dumka, 328 p. (in Russian).
Entin, V. A. (1987). Geological and structural fea-
tures and predictive resource assessment of
iron ore deposits (Ukraine Shield) according
to geological and geophysical data and its pos-
sible endogenous nature: Extended abstract of
candidates thesis. Kiev, 32 p. (in Russian).
Entin, V. A., Gintov, O. B., Mychak, S. V., &
Yushin, A. A. (2015). The structure of the Mol-
dovan iron ore deposit (Ukrainian Shield) ac-
cording to geological and geophysical data
and its possible nature. Geofizicheskiy zhurnal,
37(4), 3―18. https://doi.org/10.24028/gzh.0203-
3100.v37i4.2015.111118 (in Russian).
Zlobenko, I. F., Kanevskiy, A. Ya., Metalidi, S. V.,
Dusyatskiy, V. A., & Lepigov, G. D. (1983).
Komatiite of the Middle Pobuzhya (Ukrainian
shield). Sovetskaya geologiya, (9), С. 103―108
(in Russian).
Kirilyuk, V. P. (2015). Once again about the prob-
lems of the stratigraphy of the Pobuzh granu-
lite complex (on the occasion of the adoption
of a new regional stratigraphic scheme of the
lower Precambrian of the Ukrainian shield). Ar-
ticle 2. The ratio of retinues of the pobozhsky
stratigraphic complex. Collection of scientific
works UkrGGRI, (3), 147―168 (in Ukrainian).
Lazko, E. M., Kirilyuk, V. P., Sivoronov, A. A., Yat-
senko, G. M. (1975). Lower Precambrian of the
Ukrainian Shield. Lviv: Vysshaya shkola, 239 p.
(in Russian).
Lobach-Zhuchenko, S. B., Baltybaev, Sh. K., Gle-
bovitsky, V. A., Sergeev, S. A., Lokhov, K. I., Ye-
gorova, Yu. S., Balagansky, V. V., Skublov, S. G.,
Galankina, O. L., & Stepanyuk, L. M. (2017a).
U-Pb-SHRIMP-II-Age and origin of zircon
from lhertzolite of the Bug Paleoarchean com-
plex (Ukrainian shield). Doklady RAN, 477,
567―571. doi: 10.7868/S0869565217350134
(in Russian).
Lobach-Zhuchenko, S. B., Ryborak, M. V.,
Saltykova, T. E., Sergeev, S. A., Lokhov, K. I.,
Bobrova, E. M., Sukach, V. V., Skublov, S. G.,
Berezhnaya, N. G., & Albekov, A. Yu. (2017b).
The Archean formation of the Sarmatian con-
tinental crust. Geologiya i geofizika, 58(12),
1886―1914. doi: 10.15372/GiG20171204 (in
Russian).
Lutkov, V. S., Mogarovskiy, V. V., & Lutkova, V. Ya.
(2002). Geochemical model of the lower crust
of the folded regions of the Pamir and Tien
Shan (Tajikistan) according to a study of xe-
noliths in alkaline basites. Geokhimiya, (4),
386―398 (in Russian).
Nechaev, S. V., Gintov, O. B., & Mychak, S. V.
(2019). On a link of rare earth-rare metal and
gold-ore mineralization with fault-block tec-
tonics of the Ukrainian Shield. Geofizicheskiy
zhurnal, 41(2), 58―83. https://doi.org/10.24028/
gzh.0203-3100.v41i2.2019.164450 (in Russian).
Ponomarenko, A. N., Gintov, О. B., & Stepa-
nyuk, L. M. (2018). On the so-called «leuco-
granulite formation» and «zelenovadov Forma-
tion» of Early Precambrian of the Ukrainian
Shield. Geofizicheskiy zhurnal, 40(5), 47―70.
https://doi.org/10.24028/gzh.0203-3100.
v40i5.2018.147474 (in Russian).
Ryabchikov, I. D., Kogarko, L. N., & Solovova, I. P.
(2009). Physical and chemical conditions of
magma formation at the base of the Siberian
plume according to the study of melt micro-
inclusions in meymechites and alkaline picrites
of Maymech-Kotuy province. Petrologiya,
17(3), 311―322 (in Russian).
Sobolev, A. V., Krivolutskaya, N. A., & Kuz-
min, D. V. (2009). Petrology of the parent melts
and mantle sources of magmas of the Siberian
trap province. Petrologiya, 17(12), 276-310 (in
Russian).
Sollogub, V. B. (1986). Lithosphere of Ukraine.
Kiev: Naukova Dumka, 183 p. (in Russian).
Stepanyuk, L. M., Shumlyanskyy, L. V., Ponoma-
renko, O. M., Dovbush, T. I., Vysotskyy, O. B., &
Dyuym, Br. (2010). On the question of the age
limits of the formation of the Koshar-Alexan-
drov suite of the Bug Bug Series. Heokhimiya
ta rudoutvorennya, (28), 4―10 (in Ukrainian).
Esipchuk, K. E. (Ed.). (1985). Stratigraphic sec
tions of the Precambrian Ukrainian shield. Kiev:
Naukova Dumka, 168 p. (in Russian).
О. В. УсенкО
76 Геофизический журнал № 4, Т. 41, 2019
Usenko, O. V. (2018). Geodynamic process and its
geologic manifestations in the continents. Geo
fizicheskiy zhurnal, 40(5), 137—171. https://doi.
org/10.24028/gzh.0203-3100.v40i5.2018.147477
(in Russian).
Usenko, O. V. (2019). Reflection of sequence of
geodynamic processes in geological structure
of the Bug area. Geofizicheskiy zhurnal, 41(3),
78—95. https://doi.org/10.24028/gzh.0203-
3100.v41i3.2019.172425 (in Russian).
Usenko, O. V. (2017). Periodization and specific
features of deep processes in Precambrian by
example of the Ukrainian shield. Geofiziches
kiy zhurnal, 39(6), 41—83. DOI: https://doi.
org/10.24028/gzh.0203-3100.v39i6.2017.116366
(in Ruissian).
Usenko, O. V. (2015). Conditions of formation of
ferruginous rocks of the Middle Bug area. Geo
fizicheskiy zhurnal, 37(4), 32—56. https://doi.
org/10.24028/gzh.0203-3100.v37i4.2015.111122
(in Russian).
Shumlyanskiy, L. V. (2012). Age and isotopic com-
position of hafnium zircons from quartzite from
the Middle Pobuzh'ya Ukrainian shield. Heokh
imiya ta rudoutvorennya, (31-32), 136―143 (in
Ukrainian).
Scherbak, N. P., Artemenko, G. V., Lesnaya, I. M.,
Ponomarenko, A. N. (2005). Geochronology of
the Early Precambrian of the Ukrainian Shield.
Archaea. Kiev: Naukova Dumka, 244 p. (in Rus-
sian).
Scherbak, N. P., Artemenko, G. V., Lesnaya, I. M.,
Ponomarenko, A. N., & Shumlyansky, L. V.
(2008). Geochronology of the Early Precambrian
of the Ukrainian Shield. Proterozoic. Kiev: Nau-
kova Dumka, 240 p. (in Russian).
Shcherbakov, I. B. (2005). Petrology of the Ukrai
nian shield. Lviv: ZuKTs, 366 p. (in Russian).
Yaroshchuk, M. A. (1983). Ironore formations of
the BelotserkovOdessa metallogenic zone.
Kiev: Naukova Dumka, 224 p. (in Russian).
Сondie, K. C. 2011. Earth and evolving planetary
system. Elsеvier, 574 p.
Ivanov, A. V., Mukasa, S. B., Kamenetsky, V. S.,
Ackerson, M., Demonterova, E. I., Pok-
rovsky, B. G., Vladykin, N. V., Kolesnichen-
ko, M. V., Litasov, K. D., & Zedgenizov, D. A.
(2018). Volatile concentrations in olivine-host-
ed melt inclusions from meimechite and mela-
nephelinite lavas of the Siberian Traps Large
Igneous Province: Evidence for flux-related
high-Ti, high-Mg magmatism. Chemical Geo
logy, 483, 442—462. https://doi.org/10.1016/j.
chemgeo.2018.03.011.
Gudfinnsson, G. H., & Presnal, D. C. (2005).
Continuоus gradations among primary car-
bonatic, melilitic, basaltic, picritic, and kom-
atiitic melts in equilibrium with garnet lher-
zolite at 3—8 GPa. Journal of Petrology, 46(8),
1645—1659. https://doi.org/10.1093/petrology/
egi029.
|