Основний зміст - Палеогеотермальний режим літогенезу та гіпогенного рудоутворення в межах балтійсько-дністровської перикратонної зони прогинів в рифеї-фанерозої

Розвиток СЄП, починаючи з рифею, характеризується мінливістю термального та динамічного режимів осадових басейнів, що проявилось у формуванні різноманітних формацій осадових порід та їх неоднакових постдіагенетичних змінах.

У першому розділі "Особливості літогенезу осадових порід прогинів окраїни платформ та його стадійність" виявлені особливості осадових басейнів пасивних окраїн континенту, розглянуті етапи розвитку поглядів учених на літогенез та стадії постдіагенетичного перетворення осадових порід; представлені головні критерії виділення стадій літогенезу, а також критерії розмежування катагенетичних, метагенетичних та епігенетичних змін порід; показаний вплив ендогенного тепла на осадові товщі та його відображення у літогенетичних змінах порід.

На пасивних континентальних окраїнах розвиваються специфічні осадові басейни, які пов'язані з процесами рифтогенезу. На формування таких басейнів, насамперед, впливає тектонічний режим платформи. На сьогодні виділяють три головні типи осадових басейнів пасивних окраїн: 1) рифтогенний периконтинентально-океанічний; 2) трансформний периконтинентально-океанічний; 3) авлакогенний периконтинентальний. Для західної частини СЄП, як пасивної окраїни континенту, на різних етапах розвитку характерною є наявність усіх трьох типів осадових басейнів.

Під терміном "осадово-породний басейн" автор розуміє прогин земної кори, де спочатку переважно накопичувались морські (хімічні та механічні) осади, які з часом, в процесі літогенезу, перетворились в осадові породи. Осадові басейни, що перстворилися в ОПБ, мають різну тектонічну природу: прості платформні прогини (синеклізи), авлакогени (рифти, які пройшли всі стадії розвитку), передгірські прогини, перикратонні прогини, міжгірські западини. В процесі тектонічного розвитку вони могли зазнати складкоутворення, інверсії (здіймання), іноді з проявами магматизму.

Проблемам літогенетичних перетворень осадових товщ різних ОПБ присвячені фундаментальні роботи І. І. Аммосова, Г. В. Карпової, О. В. Копеліовича, А. Г. Коссовської, М. В. Логвиненка, В. Т. Лук'янової, М. М. Страхова, В. М. Холодова, Д. П. Хрущова, В. Ф. Шульги, В. Д. Шутова, О. В. Япаскурта та інших. Питання зв'язку літогенезу з нафтогазо - і рудоутворенням висвітлюють в своїх роботах М. П. Габінет, О. Ю. Лукін, Є. М. Шмаріович, В. О. Шумлянський та інші. В іноземній літературі, на жаль, мало робіт, які присвячені питанням еометаморфізму (післядіагенетичних, але дометаморфічних змін) та зв'язку його з рудоутворенням.

Досліджуючи зміни, які відбуваються з осадовою породою на різних етапах її існування, автор використовує поняття стадійності та стадії (діагенез, катагенез і метагенез), які є основою літолого-стадіального аналізу. Діагенетичні перетворення рифей-фанерозойських відкладів зазвичай повністю затушовані наступними процесами і тому в представленій роботі не розглядаються.

В залежності від типу ОПБ можна виділити три головні критерії для визначення стадій літогенезу. Першим критерієм є ступінь перетворення глинистих мінералів та їх асоціацій, що відбувається зі збільшенням глибин залягання порід (Карпова, 1972). Літогенетичні перетворення глинистих мінералів в осадових товщах залежать від первинного генезису (морського чи континентального) теригенних порід. Другим важливим критерієм є значення показника відбивної здатності вітриніту автохтонних вуглистих включень. Відомо, що зміна органічної речовини відбувається одночасно з катагенезом вміщуючих порід (Логвиненко, 1968). До третього критерію належить трансформація структури та текстури осадової породи, що пов'язана з перекристалізацією та переорієнтацією мінеральних зерен в умовах направленого тиску та збільшення температури. У даній роботі пропонується використання терміну "конформізм" (запропоновано В. Т. Лук'яновою, 1995), який відображає (у відсотках) кількість контактів уламкової складової. Конформізм, разом з іншими петрографічними характеристиками породи, дозволяє достовірно оцінити ступінь перетворення осадової товщі.

Катагенез - це стадія перетворення порід, яка настає після діагенезу та є сукупністю природних процесів змін осадових утворень у температурному діапазоні від 60-80ОС до 140ОС. Окремі дослідники максимальною для катагенезу вважають температуру 180ОС (Аммосов, 1980) або 200ОС (Прошляков, 1981) за тиску близько 1 тис. кгс/см 2 . За таких умов відбувається метаморфізм вугілля на межі марок ПС-П. Головними факторами катагенезу є температура і тиск. Наслідком катагенетичної зміни є ущільнення осадових порід, зменшення кількості цементу, утворення нових структурних та текстурних форм. Суттєво представлена регенерація зерен кварцу та плагіоклазу, а також дегідратація глинистих мінералів та слюд.

Метагенез - це стадія перетворення осадових порід, яка настає після катагенезу внаслідок подальшого збільшення температури (до 300ОС). Це обумовлено зануренням порід на більшу глибину або впливом глибинного тепла під час інверсії тектонічного режиму та складкоутворення. Головними факторами метагенезу є температура, тиск та розчини. Наслідком метагенетичних перетворень є максимальне ущільнення порід, посилення взаємного проростання мінеральних зерен. В породах під дією тиску утворюються так звані стресові текстури та мікростілолітові шви. Глинисті мінерали перетворюються у слюди, гідрогетит і гетит - у гематит.

Важливою рисою постдіагенетичних змін осадових порід є їх прогресивний характер, що пов'язано зі зменшенням пористості та зростанням міцності на стискання. Це веде до зміни з глибиною порової проникності (зона катагенезу) на тріщинно-порову, порово-тріщинну, а далі - тріщинну (у карбонатних породах - формування каверн) (зона метагенезу).

Використовуючи попередні дослідження (Коссовская, Шутов, 1963, 1968, 1971; Карпова, 1972, Логвиненко, 1968; Лукьянова, 1995) та враховуючи праці автора та її колег (Шумлянський та інші, 2003), в представленій роботі запропоновано стадію катагенезу ділити на три ступеня: ранній (I), середній (II) та пізній (III), а стадію метагенезу ділити на два ступеня: ранній (IV1) і пізній (IV2). Враховуючи поступові зміни порід та температуру утворення регенераційних облямівок кварцу, мінералів катагенетичних прожилків та цементу, можна виділити проміжні ступені змін порід: початок пізнього катагенезу ->II, початок раннього метагенезу - >IІI.

В осадових товщах разом з літогенетичними змінами має місце гіпогенне рудоутворення, яке відбувається на різних етапах тектонічного розвитку геоструктур і накладається на осадові породи, що зазнали різних ката - або метагенетичних перетворень.

Гіпогенне рудоутворення - це таке рудоутворення, при якому відбувається формування рудних покладів як у платформному чохлі так і у кристалічному фундаменті за участі розчинів різного походження за високих температури і тиску.

Для встановлення палеогеотермального режиму літогенезу та гіпогенного рудоутворення, а також виявлення їх зв'язку використовувались комплексні мінералого-геохімічні методи досліджень, які описані у другому розділі "Методика досліджень". У цьому розділі представлена характеристика обладнання, за допомогою якого виконувались дослідження.

У третьому розділі "Головні риси геологічної будови Балтійсько-Дністровської перикратонної зони осадових прогинів" на базі фундаментальних робіт Р. Н. Валєєва (1981), Г. В. Зіновенко (1986), А. П. Мєдвєдєва (1979), В. Л. Приходька (2005), В. Є. Хаіна (2002), І. І. Чебаненка (1990), W. Compston (1995) та інших розглянуті тектоніка, стратиграфія, магматизм та мінерагенія західної окраїни СЄП як пасивної окраїни континенту; представлена геолого-структурна характеристика регіонів Балтійсько-Дністровської перикратонної зони прогинів, терени яких були предметом досліджень. До них належать Волино-Поліський прогин (ВПп), Луківсько-Ратненська горстова зона, Львівський палеозойський прогин (Лпп), а також області західних схилів докембрійських щитів (Балтійського (БЩ) та Українського (УЩ)). Їх короткий геологічний огляд у роботі надається за територіальним поширенням з північного заходу на південний схід.

Докембрійський фундамент в межах західного схилу БЩ має складну блокову будову і представлений гнейсами та гранітоїдами архей-протерозойського віку. Він перекривається кембро-силурійським осадовим чохлом. На південний захід платформні утворення перекриті мезозойськими і четвертинними осадовими породами Датсько-Польського авлакогену. Докембрійський фундамент і платформні утворення прориваються серією даєк діабазів і долеритів пізнього карбону і пермі північно-західного простягання. Головною розривною структурою на південно-західному схилі БЩ виступає ЗТТ. Значною розривною структуррою тут є Протогінна зона розломів, яка простягається у субдовотному напрямку і на півдні поєднується із ЗТТ.

Волино-Оршанський авлакоген є частиною Волино-Двінського поясу (Галецький, 2003) і розміщується на стику значних тектонічних одиниць: Луківсько-Ратненського горсту, Ковельського виступу, Прип'ятського прогину та Брестської западини. Він поділяється Поліською улоговиною на дві самостійні структури - Волино-Поліський та Оршанський прогини. ВПп територіально охоплює західний схил УЩ, частину Лпп і не має чітких тектонічних обмежень. В межах ВПп кристалічний фундамент занурюється до 3000-4000 м. Прогин заповнений породами рифею (поліська серія) та венду (волинська та валдайська серії). Значна частина розрізу представлена траповою формацією. Трапи рифею-венду Волині мають північно-західне простягання Вулканогенні утворення представлені базальтами, габро-діабазами, олівіновими та піроксеновими габро-діабазами, долеритами, туфами та лавобрекчіями. Вулканіти складають горизонтальний ряд з вулканогенно-осадовими і осадовими відкладами в крайових частинах вулканічної області. Розріз палеозою в межах західної частини ВПп завершується товщею карбону. Відклади мезозою (юра, крейда) перекривають утворення палеозою зі стратиграфічною незгідністю.

У Львівському палеозойському прогині головними тектонічними елементами є три паралельні луски з широкими зонами дроблення північно-західного напрямку - Белз-Балучинська з Тяглівською синкліналлю, Хлівчано-Перемишлянська з Любельською синкліналлю та Нестерівська. Прогин заповнений відкладами рифею-фанерозою. Складчаста південно-західна частина Лпп розглядається багатьма науковцями як продовження палеозойських складчастих структур Середньої Європи. Відомо, що в межах Лпп і суміжних регіонів магматизм проявився у рифеї-венді з формуванням трапової формації. Більш молода магматична діяльність відома тільки в Карпатському регіоні та Люблінському прогині. Львівсько-Волинський кам'яновугільний басейн (ЛВб) розташований в межах Львівської частини прогину. На сході осадові відклади басейну переходять в область західного схилу УЩ, на півдні - у Передкарпатський прогин, на заході обмежуються Рава-Руським розломом, а на півночі їх границею є Володимир-Волинський розлом. Теригенні відклади утворюють похилу монокліналь, яка нахилена в бік Карпат. На захід від Радехівського розлому архей-протерозойський фундамент роздроблений на блоки, східчасто занурюється в південно-західному напрямку до глибини 8000 м і далі під Карпати. В цьому ж напрямку збільшується потужність осадового чохла, а також вугленосних відкладів карбону. Слід зазначити, що південно-західна частина ЛВб від рифею до середнього карбону включно була мобільною, на що вказує її інтенсивне компенсоване занурення та поширення численних тектонічних порушень.

Південна частина Дністровського перикратонного прогину охоплює західний та південно-західний схили УЩ, що занурюються на глибину близько 4-5 км у напрямку Карпат та Добруджі. На західному схилі УЩ внаслідок розтягу в рифеї утворилась серія субмеридіональних розломів. До них належать Шепетівсько-Корецький та Рівненський розломи. Між ними знаходяться Костопільсько-Гориньська і Антонопільсько-Кам'янець-Подільська зони розломів. Серед розломів північно-східного напрямку в межах західного схилу УЩ виділяються Тетерівський, Ізяславський та Кремінецько-Пержанський. Значний вплив на розподіл осадів в межах південно-західної області УЩ на протязі всієї історії формування платформного чохла, починаючи з рифею, мав Подільський виступ. В кристалічному фундаменті йому відповідає область поширення порід амфіболітової фації регіонального метаморфізму. За даними В. А. Веліканова (1983), умовною південно-східною границею Подільського виступу можна вважати зону Немирівського розлому, тоді як північним обмеженням виступає Хмельникська зона розломів. Подільська зона розломів за геофізичними даними являє собою трогову структуру у кристалічному фундаменті і простежується в північно-західному напрямку на 150 км при ширині 22-25 км. Найбільш крупною, крім Подільської зони, є Одеська зона розломів субдовготного простягання.

Формування пасивної окраїни континенту у рифеї-венді супроводжувалось виливом вулканітів з формуванням трапової формації в межах Волино-Подільської окраїни СЄП. Західна границя СЄП зазнала різноманітних трансформацій: нарощування каледонід, варисційський тектогенез, формування кімерійського рифтогену та його закриття у ларамійську фазу альпійського циклу тектогенезу, насування Східних Карпат і утворення Передкарпатського прогину.

Отже, ОПБ західної окраїни СЄП можна поділити на декілька типів за характером осадових утворень та проявами магматизму. До першого типу віднесено осадові басейни, які складені неметаморфізованими осадочними товщами субплатформного типу з проявами магматизму (західний схил БЩ). До другого типу належать осадові басейни, складені потужними неметаморфізованими осадовими товщами субплатформного типу, де не виявлено магматизму молодшого від рифейського або вендського, завдяки чому територію можна вважати амагматичною у фанерозої (Лпп, південно-західний схил УЩ). До третього типу належать басейни, складені неметаморфізованими платформними, переважно осадово-ефузивними товщами рифею та венду (західний схил УЩ). До окремого типу можна віднести авлакогенний осадовий басейн, складений вулканогенними утвореннями трапової формації венду (Волино-Оршанський авлакоген). Усі ОПБ західної окраїни СЄП є під впливом ЗТТ, до якої дотикаються Протогінна (західний схил БЩ) і Подільська (південно-західний схил УЩ) зони розломів. Тривале занурення та накопичення осадових товщ протягом рифею-палеозою створили тут умови як для регіонального ката - і метагенезу осадових порід, так і для постмагматичного перетворення вулканогенних порід, що сприяло формуванню корисних копалин як гіпергенного, так і гіпогенного походження.

Четвертий розділ "Мінеральний склад і палеотермальний режим постмагматичних змін у вулканогенних породах трапової формації рифею та венду Волино-Подільської окраїни СЄП" присвячений мінералого-петрографічним особливостям порід трапової формації. Показано, що утворення трапової формації венду зазнали значних постмагматичних змін, які відобразились у хлоритизації, карбонатизації, окварцуванні, цеолітизації, розвитку новоутворених глинистих мінералів тощо. Раніше Л. Г. Бернадською, О. В. Крашенінніковою, Є. К. Лазаренком та іншими дослідниками були вивчені мінералогічний склад та петрографічні особливості рифей-вендських відкладів Волині. Виконане автором петрографічне дослідження порід на Рафалівській рудоносній площі дало змогу виділити незмінені, слабозмінені, змінені та сильнозмінені базальти.

Названі різновиди встановлюються за змінами, що відбуваються з породоутворювальними мінералами (плагіоклаз, піроксен, вулканічне скло), за присутністю їх реліктів, а також за кількістю (у %) палагоніту, хлориту, цеолітів і анальциму, за наявністю гідроксидів заліза. Перетворення порід добре корелюються в розрізі, при цьому максимальні зміни співпадають з найбільш проникними зонами, до яких належать лавобрекчії, туфолави та амигдалоїдні базальти. Серед порід неопротерозойської трапової формації в межах Ратненської рудоносної площі встановлено переважне поширення хлориту. За морфологічно-текстурними ознаками можна виділити два тісно пов'язаних між собою типи хлоритизації.

Базальти кам'янської світи середнього рифею в межах Дністровської перикратонної зони хлоритизовані, карбонатизовані та просякнуті гідроксидами заліза. Вони містять субпластові та субвертикальні прожилки, а також ізометричні мигдалини, які заповнені переважно кальцитом в асоціації з арагонітом, хлоритом, монтморилонітом та гідроксидами заліза в зальбандах, зрідка трапляються вкраплення піриту та халькопіриту.

Як відомо (Калюжний, 1982; Павлишин, 2002; Возняк, 2007), визначати температуру гомогенізації включень (ТГ) слід за включеннями, що в процесі консервації їх кристалом містили гомогенний флюїд. У такому випадку ТГ відповідатиме або мінімальній (гомогенна система мінералоутворювального середовища), або дійсній (гетерогенна система мінералоутворювального середовища) температурі мінералоутворювального флюїду (температурі консервації включення).

Серед новоутворених мінералів, що поширені в базальтах кам'янської світи, визначаються дві мінеральні асоціації. Перша (ТГ кальциту = 60-95ОС) представлена гідроксидами заліза, хлорит-монтморилонітом, кальцитом та арагонітом. Друга (ТГ кальциту = 110-150ОС) - кальцитом, хлоритом, монтморилонітом та бітумами. Остання мінеральна асоціація, можливо, була утворена внаслідок низькотемпературного гідротермального процесу. Вона є "наскрізною" та встановлюється як в породах кристалічного фундаменту, так і в породах осадового чохла.

У розділі показані палеотермальні умови постмагматичного мінералоутворення (за даними температури гомогенізації включень в прозорих мінералах), а також послідовність мінералоутворення у вендських трапах Волино-Подільської окраїни СЄП. Встановлено, що мінералоутворення відбувалось протягом декількох етапів: І - сингенетичний (магматичний); ІІ - автометасоматичний; ІІІ - парагідротермальний; IV - гідротермальний. В межах останнього етапу можна виділити низькотемпературний метасоматоз, який передував гідротермальному мінералоутворенню.

Доведено сингенетичний (магматичний) генезис частини самородномідної мінералізації (Деревська К. І., 2001; Квасниця І. В., 2007; Скакун Л. З., 2007). На користь цієї точки зору виступає послідовність виділення мінералів - плагіоклаз, самородна мідь, ільменіт; відсутність реакційних облямівок в периферійних частинах зерен самородної міді; форма їх відокремлень, яка наближається до краплеподібної; відсутність мікроверствуватості, коломорфності та інших ознак, що є характерними для текстур гідротермальних утворень. Крім того, існують добрі теоретичні засади для такого твердження: температура плавлення міді (ТПл = 1083°С) співпадає з солідусом базальтової лави на денній поверхні. Згідно температури плавлення золота (ТПл = 1062°С) та срібла (ТПл = 960,5°С), благородні метали також можуть утворювати виділення в застигаючому лавовому потоці. Але знахідки синмагматичної міді є рідкісними і ця мідь скоріше створює геохімічний фон трапової формації, ніж формує магматичні рудні тіла. літогенез порода тепло рудоутворення

Найбільша частина самородної міді бере участь у створенні епігенетичних рудних покладів, де вона тісно асоціює з цеолітами, хлоритом-монтморилонітом, анальцимом, халцедоном та кварцом. Ці мінерали заповнюють газові порожнини в покрівлі і підошві лавових потоків, цементують лавобрекчії, утворюють вкраплені рудні тіла в туфах. Зазвичай ці зміни магматичних порід відносять до автометасоматичних і пов'язують з перетворенням порід під дією магматичних (на глибині) або будь-яких нагрітих (біля денної поверхні) підземних вод. Зміни носять не метаморфічний, а "гідротермальний" характер, оскільки стають за участю води, яка надходить в породи, безводні мінерали (плагіоклази, амфіболи) заміщуються водомістячими (хлоритом-монтморилонітом, халцедоном тощо). Разом з тим лужний характер процесу і відсутність дорудних змін типу кислотного вилуговування (аргілізитів) указує на те, що рудоутворюючі розчини не були "гідротемальними", тобто генетично пов'язаними з магматичним вогнищем. Припускається, що це були підземні води Волинського гідрогеологічного басейну - поховані або змішані води пісковикової рифейської водоносної товщі, потужність якої в центральній частині басейну досягає 900 м. Вони мали хлоридний аніонний склад, а катіони були представлені Na+, К+, Mg+2, Fe+2, Ва+2, тобто тими елементами, які переважно брали участь в процесі. Відкладання епігенетичних мінералів у вулканогенній товщі пов'язане з підвищенням температури підземних вод, яке супроводжувало виливи базальтів, та рівнем підземних вод, який поступово підвищувався, що призводило до утворення на великих площах горизонтальних рудних горизонтів у туфах та у порожнинах і тріщинах в базальтах.

Виходячи з викладеного (рудоутворення поблизу поверхні за умов тиску 1 атм, формаційний характер розчинів, автометасоматичний характер змін порід, спосіб рудовідкладення) систему рудоутворення можна назвати "парагідротермальною". На більших глибинах за умов значного тиску та підвищення концентрації CO2 та Н2S, рудоутворення має "гідротермальний" характер. Тут до асоціації мідьсупроводжуючих мінералів додаються барит, карбонати (кальцит, анкерит) та сульфіди міді (халькозин, халькопірит) і присутні ознаки метасоматичних змін типу пропілітів. В межах Шепетівського рудного вузла виявлені самородні свинець і золото. Ізотопно-геохімічні дослідження свідчать про можливість ізотопно-обмінних реакцій між киснем формаційних вод рифейської товщі та породами трапової формації за умов високої температури, яка існувала під час виверження, тоді як ізотопний склад вуглецю кальциту відповідає такому в СО2 геотермальних (в т. ч. вулканічних) областей.

Отримані температурні дані дали змогу виділити мінеральні зони та встановити місце в них самородної міді. Виділяються три зони розвитку мінеральних асоціацій: 1) зовнішня (хлорит-анальцим-халцедонова); 2) перехідна (хлорит-анальцим-кварцова); 3) внутрішня (кварц-вайракітова з гидроксидами заліза). Багата самородномідна мінералізація тяжіє до "перехідної" зони, де крупні виділення міді (самородки) зустрічаються в цементі брекчій і прожилках анальцим-хлорит-кварцового складу.

Отже, проведені дослідження дозволяють стверджувати, що континентальний вулканізм основного складу (трапова формація) в ОПБ заходу СЄП характеризується складним палеогеотермальним режимом, що зумовлений перервами в процесі вулканізму, підвищенням температури у зв'язку зі становленням інтрузій або прогинанням ОПБ. Різними є також джерела мінеральних розчинів, які пов'язані як з магматичним вогнищем вулканізму чи прихованими інтрузіями, так і з осадовими породами басейнів. Підсилення теплового потоку в ОПБ веде до ремобілізації мідного зруденіння та утворення його промислових концентрацій.

У п'ятому розділі "Літогенез як відображення палеотермального режиму осадово-породних басейнів в платформних умовах" на основі проведення літолого-стадіального аналізу рифей-фанерозойських порід в межах Балтійсько-Дністровської перикратонної зони прогинів представлена їх мінералого-петрографічна характеристика, особливості літологічного складу, проаналізована постдіагенетична зональність, визначені особливості катагенезу платформного типу і виділені головні чинники та типи пізніх стадій літогенезу.

Слід зазначити, що на всіх площах, які досліджувались, незалежно від віку осадових товщ, пісковики за складом уламкового компоненту одноманітні і представлені (у %): кварц - 45-75, плагіоклаз - 2-15, уламки порід - до 10, кластичні слюди - 0-5, акцесорні мінерали (монацит, сфен, циркон, апатит, турмалін) - до 3, рудні мінерали - до 25. Глиниста складова або повністю відсутня (західний схил БЩ), або становить від 5 до 25% (західний схил УЩ). За гранулометрією вирізняються масивні, щільні, тонко-, дрібно-, середньо-, грубозернисті різновиди. Сортованість уламкового матеріалу добра або середня. Окатаність кластичних зерен переважна добра.

За мінералого-петрографічними та термобаричними дослідженнями автора [1, 4, 16], з урахуванням фундаментальних робіт Б. Я. Воловнік, А. В. Копеліовича, О. В. Крашенінникової та інших отримані нові дані про літогенетичні зміни порід платформного чохла в межах південної частини Дністровського перикратонного прогину. В межах західного схилу УЩ (Шепетівська рудоносна площа) постдіагенетичні зміни осадових відкладів рифею-венду не перевищують ступеня >II (початку глибинного катагенезу). Глибинні катагенетичні зміни осадових порід в платформних умовах (за геотермічного градієнту 3,5ОС /100 м) відбуваються на глибині 2,4-3,0 км в інтервалі температури 80-110ОС. Температура формування цеолітів у відкладах волинської серії венду (60-110ОС) близька до температури, якої зазнали осадові товщі в процесі катагенезу.

Особливість літогенетичних перетворень в межах південно-західного схилу УЩ полягає в тому, що на відстані від розривних порушень утворення венду зазнали змін не більше глибинного катагенезу (ІІІ ступеня). Встановлено, що ступінь постдіагенетичних змін осадових порід збільшується в зонах розломів до ступеня раннього метагенезу (IV1) і з глибиною досягає ступеня пізнього метагенезу (IV2). В зоні перетину Подільської зони розломів з Немирівським та Одеським розломами ступінь метагенезу порід, які виходять на домезозойську поверхню, досягає ступеня IV2. За відсутності в цій частині перикратонного прогину магматизму молодшого за рифейський, така зональність в платформних умовах може пояснюватись більш інтенсивним прогрівом осадових порід в зоні розломів за рахунок надходження по них глибинного тепла у вигляді водно-газових теплових потоків, які передували або супроводжували гідротермально-метасоматичну діяльність.

Слід зазначити, що в межах західного схилу БЩ осадові породи зазнали глибоких перетворень і доцільним є використовувати відносно постдіагенетичних змін загальний термін - "метагенез" (табл. 1). На підставі літолого-стадіального аналізу встановлено, що постдіагенетичні перетворення нижньокембрійських пісковиків на західному схилі БЩ в межах ЗТТ відповідають пізній стадії метагенезу (IV2). Оскільки в межах Фено-Скандинавської окраїни СЄП збереглися лише залишки автохтонних осадових відкладів, можна вибірково відновити літогенетичну зональність та реконструювати палеотермальний режим літогенезу ОПБ регіону на момент рудоутворення. Встановлено, що зони раннього (IV1) і пізнього (IV2) метагенезу контролюються лінеаментами глибинних розломів і мають обмежене поширення. Температура прогріву (до 300ОС), якого зазнали теригенні породи поблизу ЗТТ, в грабені Осло та поблизу Протогінної зони, вказує на локальні прогресивні метагенетичні зміни, що могли б відбуватись або при зануренні на глибину до 10,0 км, або на значно менших глибинах за наявності додаткового ендогенного тепла (наприклад, за більш високого регіонального геотермічного градієнту або тепла ордовицьких інтрузій). Схожі метагенетичні зміни також можливі внаслідок збільшення тиску під час інверсії. На складні геодинамічні умови під час літифікації осадової товщі вказує присутність у пісковиках теригенних зерен з наявністю крихкої деформації, а також слабо проявлений бластез уламків та сутурні поверхні розчинення зерен.

В межах Львівського палеозойського прогину досліджувались пісковики карбону Південно-Західного району Львівсько-Волинського вугільного басейну (ЛВб), які розкриті серією свердловин на Любельській та Тяглівський площах. Необхідно зазначити, що класичні уявлення про властивості, яких набуває осадова порода під час літогенезу, не можуть бути використані для характеристики стадій ката - та метагенезу осадових товщ карбону ЛВб. В межах ЛВб визначена невідповідність змін порід (за конформізмом, інкорпорацією та щільністю) ступеням метаморфізму вугілля, що стало головним питанням, яке потребувало пояснень. Визначені метагенетичні зміни пісковиків характерні для товщ, які у вугленосних басейнах містять напівантрацити (НА) та антрацити (А). Метаморфізм вугілля таких марок відбувається за температури близько 200ОС, що дозволяє оцінити глибини залягання порід під час перетворень у 5-6 км. Проте у відкладах карбону в межах ЛВб вугілля марки вище за ПС на теперішній час не встановлене (табл.2).

Визначено, що в межах Південно-Західного району ЛВб осадові породи зазнали постдіагенетичних перетворень різної інтенсивності - від глибинного катагенезу (III) до "глибинного" (псевдоглибинного) метагенезу (IV2). Ката - та метагенетичні зони включають стратиграфічні границі, проте порушуються та зміщуються зонами насувів. Тому за отриманими даними не виявляється можливим побудувати регіональну літогенетичну зональність у зв'язку зі складною розломно-блоковою будовою регіону. Виявлено, що осадові породи зазнали катагенетичних перетворень за рахунок автокатагенезу до початку складкоутворення в суміжних областях та прояву розломно-блокової тектоніки (пізній карбон-перм). Метагенетичних ознак осадові породи набули внаслідок інтенсивних тектонічних рухів в межах Рава-Руського розлому та під час утворення Нестерівської, Бутин-Хлівчанської і Белз-Мілятинської насувних зон. Крім того, регіональні катагенетичні зміни теригенних вугленосних відкладів карбону посилюються в напрямку Рава-Руського розлому, який вважають одним з лінеаментів ЗТТ.

Таблиця 1. Ступінь постдіагенетичних змін платформних осадових порід та морфологія утворення рудної мінералізації в межах західного схилу Балтійського щита

Стадія	Етап Змін	Ступінь зміни	Метагенетичні зміни	Морфологія виділення рудної мінера-лізації
Ступінь регенерації уламків	Структури	Характер цементу	Порис-тість
Метагенез	Початок Раннього	>III	Кварцові, альбітові облямівки, мікротекстури "язики полум'я" (25-55% уламків)	Конформні (до 80%), кварцитоподібні (до 25%), інкорпораційні	Безцементна цементація, петельчастий, плівковий, реліктовий поровий гідрослюдистий, хлоритовий, серицитовий	10-14%	Поровий цемент, вкрапленість, прожилки
Ранній	IV1	Кварцовий цемент, облямівки альбіту та анкериту, ділянки альбітового цементу (більше 50%)	Кварцитоподібні (більше 25%), конформні (більше 90%), інкорпораційні (більше 25%)	Безцементна цементація, реліктовий поровий цемент, гідрослюдистий лускато-волокнистої будови, хлоритовий, серицитовий. Новоутворення сфену, рутилу, анатазу	2-4%	Прожилки, жили, плівки на стінках тектонічних тріщин.
Пізній	IV2	Кварц та альбіт утворюють самостійні відокремлення в цементі. Регенераційний кварц добудовує уламки кварцу до кристалографічних форм або розростається у вигляді "зубчастих борідок" та шипів	Конформні (до 100%), кварцитоподібні та інкорпораційні (більше 50%), крустифікаційні, фестончасте розчинення зерен (більше 20%), мікростилолітові шви	Цемент плівковий петельчастий. Реліктовий поровий цемент (менше 2%). Новоутворення сфену, рутилу, анатазу	До 2%	Прожилки, жили, плівки на стінках тріщин, цемент тектонічних брекчій.

У відкладах середнього - верхнього девону та нижнього карбону під час літогенезу формувались прожилки та жили карбонатного і кварцового складу. ТГ в карбонатах з подібних до метагенетичних прожилків у відкладах девону та нижнього карбону не перевищувала 240ОС [28]. Мінералізація формувалась водно-вуглеводневими розчинами з високою газонасиченістю.

Дослідження постдіагенетичних змін порід осадових товщ різного віку та потужності в межах пасивної континентальної окраїни дозволили виділити окремі типи літогенезу. Для Балтійсько-Дністровської перикратонної зони прогинів за термодинамічними умовами розвитку ОПБ можна виділити три типи постдіагенетичних перетворень: прогресивний катагенез, постінверсійний катагенез і прогресивний метагенез (табл. 2).

Отже, проведені літолого-стадіальні дослідження дають підставу стверджувати, що регіональне катагенетичне перетворення порід в межах пасивної окраїни континенту Балтика спричинене існуванням стабільного глибинного теплового потоку, який впливав на латеральне поширення літогенезу і характеризувався геотермічним градієнтом звичайним для рифтової стадії розвитку платформ (35ОС на 1 км). Автокатагенетичні перетворення рифей-фанерозойських відкладів в прогинах Балтійсько-Дністровської перикратонної зони відбувались в інтервалі температури від 80 до 140ОС.

Таблиця 2. Типи ката - та метагенезу в прогинах Балтійсько-Дністровської перикратонної зони

Геострук Тура	Формації осадово-породних басейнів	Тектонічний режим структури	Тип постдіагенетичних перетворень	Ката - та метагенетична зональність, вік порід	Головні чинники ката - метагенезу порід
Західний схил Українського щита	Вулканогенно-осадові, Теригенні	Прогинання	Прогресивний катагенез	Зони II - >II Рифей-венд	Градієнтні Т і Р, тривалість впливу
Волино-Поліський прогин	Теригенні, вулканогенні, вулканогенно-осадові	Прогинання, рифтоподіб-на структура	Прогресивний катагенез	Зони II - >II Рифей-венд	Градієнтні Т і Р, тривалість впливу
Підлясько-Брестська западина (за Ажгіревич, 1970)	Теригенні, вулканогенні	Прогинання	Прогресивний катагенез	Зони II - >II Ранній - середній карбон	Градієнтні Т і Р, тривалість впливу
Львівсько-Волинський басейн	Карбонатні, теригенно-карбнатні вугленосні вулканогенні, глинисто-карбонатні	Прогинання з наступною інверсією	Постінверсій-ний катагенез	Зони II - III Зони метагенезу поблизу насувів Ранній - середній карбон	Градієнтні Т і Р, тривалість впливу ?Р під час інверсії та насувно-блокової тектоніки
Південно-західний схил Українського щита	Теригенні, вулканогенні (базальти)	Прогинання, на окремих ділянках тектонічна активізація	Прогресивний катагенез З ділянками прогресивного метагенезу	Зони >II - IV2 Венд	Градієнтні Т і Р, тривалість впливу ?Р і ?Т за рахунок збільшення Q в зонах розломів
Західний схил Балтійського щита	Теригенні, вулканогенні (габро-діабази)	Прогинання з наступною тектонічною активізацією Горст грабен	Прогресивний метагенез	Зони IV1 - IV2 Ранній кембрій	?Р і ?Т за рахунок збільшення теплового потоку - Q при тектонічній активізації

?Р і ?Т - підвищення тиску або температури відповідно, Q - тепловий потік.

Локальні поля поширення глибинного метагенезу в прогинах пасивної континентальної окраїни приурочені до зон розломів, які слугували провідниками глибинного тепла. Ендогенне тепло сприяло термальному перетворенню осадових порід більше, ніж прогрів їх внаслідок занурення. Метагенетичні зміни рифей-фанерозойських відкладів на західному схилі СЄП відбувались в інтервалі температури від 140 до 300ОС. Літогенетичні зміни передували гідротермально-метасоматичним змінам та гіпогенно

Му рудоутворенню.

У шостому розділі "Палеогеотермальний режим гіпогенного рудоутворення в прогинах Балтійсько-Дністровської перикратонної зони у рифеї-фанерозої" охарактеризований флюїдний режим мінералоутворення в ОПБ західної окраїни СЄП. Детально розглянуті термобарогеохімічні особливості рудоутворення у флюїдодинамічних рудогенеруючих палеосистемах пасивної континентальної окраїни. Для визначення палеогеотермального режиму рудоутворення типоморфної для СЄП барит-флюорит сульфідної та самородномідної формацій досліджувались новоутворені прозорі мінерали (кварц, барит, флюорит, сфалерит, анальцим, вайракіт, кальцит).

В межах західної окраїни СЄП виділяють дві металогенічні провінції: Фено-Скандинавську та Волино-Подільську. В межах останньої окремо можна виділити Дністровську металогенічну зону (Прип'ятсько-Дністровська структурно-металогенічна зона за А. С. Войновським та ін., 2002), що виділяється у південній частині перикратонного прогину.

До Фено-Скандинавської металогенічної провінції віднесено флюорит-сульфідні родовища (Tunberholm, Gladsax, Brantevik, Gruvhal, Onslunda, Moahall) у ранньокембрійських відкладах, барит-флюорит-марганцеве родовище Бьолет (Bхlet) басейну оз. Веттерн та галеніт-сфалеритові рудопрояви Протогінної зони розломів, які розташовані як в кембрійських аргілітах, так і у породах кристалічного фундаменту. На північно-західному схилі БЩ у відкладах венду та нижнього кембрію поширені барит-флюорит-сульфідні родовища (Laisvall, Vassbo). Рудоутворення в межах Фено-Скандинавської металогенічної провінції віднесено до перм-тріасового віку (Johansson A., 1982).

До Волино-Подільської металогенічної провінції віднесено самородномідну рудну формацію в основних вулканітах. В межах Дністровської металогенічної зони у пісковиках могилів-подільської серії венду на відстані 400 км поширена мінералізація барит-флюорит-сульфідної рудної формації. Представником її є флюоритове родовище Бахтин, а також барит-флюорит-сульфідні, барит-сульфідні та бітум-флюоритові рудопрояви подільської частини Дністровського перикратонного прогину.

Фізико-хімічні умови рудоутворення в межах південно-західного схилу УЩ (Бахтинське родовище) вивчались такими відомими вченими як Е. Я. Жовінський, О. А. Красильщикова, С. В. Нечаєв, Ю. Ю. Юрк та іншими. Автором на власному матеріалі проведені термобарогеохімічні дослідження умов гіпогенного рудоутворення в межах південної частини Дністровського перикратонного прогину.

В межах західного схилу УЩ у вулканогенно-осадових породах широко розвинута карбонатизація, баритизація, окварцування та поширені самороднометалева та сульфідна мінералізація. ТГ у кальциті з прожилків коливається від 135 до 227ОС, в бариті - від 157 до 214ОС. Появі сульфідної мінералізації передує слабо виражений дорудний (досульфідний) метасоматоз, що розпочався за температури близько 230ОС, за складом мінеральної асоціації нагадує березитизацію. Сульфідні мінерали представлені піритом, сфалеритом, галенітом, халькопіритом, халькозином, піротином, борнітом, ковеліном, дігенітом. Для сульфідної мінералізації характерні домішки Co, As, Sb, Au, Hg(?). Комплекс гідротермальних змін порід і склад рудної мінералізації дозволяє віднести останню до мідно-цеолітової рудної формації. Для з'ясування приро ди мінеральних розчинів проведено ізотопний аналіз вуглецю і кисню кальциту з прожилків у відкладах слуцької та берестівецької світ (табл. 3). Значення 18O води мінералізуючого розчину, перераховані з урахуванням 18О кальциту і його ТГ, коливаються від +12,3 до +16,9 ‰. Ці значення вищі 18О магматичної води і відповідають ізотопному складу кисню "формаційної" води (тобто води, що перебувала в ізотопній рівновазі з мінералами метаморфічних порід за температури 300-600ОС). Остання характеризується 18О від +5 до +25‰ (Фор, 1989). Кальцит з прожилків у породах, перекриваючих туфи берестівецької світи, за ізотопними характеристиками помітно відрізняється від вищеописаного. Він має нижчу температуру утворення, ізотопний склад вуглецю в ньому може вказувати на взаємодію розчинів з органічною речовиною порід, а ізотопний склад кисню води свідчить про участь у розчинах води метеорного походження.

Таблиця 3. Ізотопний склад вуглецю кальциту, кисню кальциту і води мінералізуючого розчину на західному схилі Українського щита

№ свердл, глибина, в м.	Вміщуючі породи	Мінерал, форма виділення	Температура утворення, °С	13С, ‰ РDВ	18O, ‰ SMOW
Мінералу	Н2О
133 69,0-69,2	Аргіліти слуцької світи	Прожилок	105	-20,4	+19,9	+3,5
124 104,9	Туфоаргіліти берестівецької світи	Прожилок	78	+1,0	+24,8	+4,8
6 257,5	Туф алевритовий цеолітизований берестівецької світи	Мигдалини	190	-4,5	+19,3	+12,3
133 165,2	Туф псамитовий берестівецької світи	Прожилок	135	-2,1	+29,9	+16,9
28 93,5-96,5	Туфопісковик низів берестівецької світи, цеолітизований, з піритом	Прожилок	190	-5,6	+21,0	+14,0

Палеотермальний режим мінералоутворення в породах венду південної частини Дністровського перикратонного прогину характеризувався середньо - та низькотемпературними параметрами. ТГ у флюориті коливається від 100 до 300ОС, в кальциті - від 53 до 235ОС, у кварці метасоматитів по пісковику - від 250О до 320 С. Тверді вуглеводні трапляються в кальциті і бариті, що відкладалися за температури понад 170-190ОС. Визначено, що гіпогенне мінералоутво рення відбувалось протягом однієї стадії, яка інколи ускладнювалась тектонічними рухами і формуванням тріщин або тектонічних брекчій [2, 10].

На флюорит-сульфідних родовищах Сконе (Фено-Скандинавської металогенічної провінції) за проведеними термобаричними та ізотопно-геохімічними дослідженнями встановлено, що дорудним та синрудним, відносно високотемпературним процесом (близько 500ОС), можна вважати процес березитизації порід, результатом якого є утворення кварц-серицит-піритової мінералізації в породах платформного чохла та окварцування в породах кристалічного фундаменту. На тлі зниження температури (в інтервалі від 490 до 390ОС) у пісковиках раннього кембрію інтенсивно формувались флюоритові руди. За подальшого зниження температури до цієї мінеральної асоціації приєднуються сфалерит та кальцит. Внаслідок термостатування відбувається вирівнювання температури гідротермального розчину з температурою порід ОПБ і за температури близько 300ОС починається активне утворення галеніту, яке супроводжується глинисто-слюдистою мінералізацією (хлоритизацією та дикітизацією). Остання низькотемпературна кварц-кальцитова з піритом та халькопіритом мінеральна асоціація заповнює порожнини і мікротріщини в пісковиках або в мінералах попередніх стадій рудоутворення за температури від 180 до 120ОС і нижчої.

Судячи за комплексом елементів (Ba, Fe, Mn, F, Pb), які мігрували у ОПБ в межах Протогінної зони розломів (барит-флюорит-марганцеве родовище Бьолет), склад мінералоутворювальних розчинів був хлоридним. Наявна кількість СО, Н2 Та CH4 може вказувати на відновний характер газів та їхню глибинну природу, а поширення у включеннях газоподібних та рідких вуглеводнів вказує на вуглеводнево-хлоридний склад розчину. Наявність в системі азоту також може вказувати на глибинну природу газів. У процесі міграції розчини взаємодіяли з нагрітими розсолами глибоких горизонтів ОПБ та з водою приповерхневих частин басейну, що містила кисень та, можливо, сульфати. Так формувалась рання кварц-флюоритова середньотемпературна (360-240ОС) мінералізація. Кальцит-барит-марганцеву асоціацію можна вважати низькотемпературною (нижче 240ОС), яка утворилася в зоні гідрогеологічного розвантаження - у приповерхневих тріщинах Протогінної тектонічної зони.

На родовищах Фено-Скандинавської рудоносної області ізотопний склад сірки новоутворених сульфідів (34S), що асоціюють з флюоритом і кальцитом, коливається від -2,3 до -23,4 ‰. На флюорит-сульфідних родовищах західного схилу БЩ ізотопний склад сірки сульфідів дещо відрізняється від такого для родовищ північно-західного схилу БЩ (родовища Laisvall (+15,02 ч +26,8‰), Vassbo (+10,8 ч +20,3 ‰)) та південно-західного схилу УЩ (Бахтинське рудне поле та суміжні райони (-1,7 ч +10,9‰)) [7].

Порівнюючи дані ізотопного аналізу вуглецю кальциту та сірки галеніту з флюорит-сульфідних родовищ Сконе можна передбачити, що ділянки, де поширені сульфіди з ізотопно легкою сіркою (34S = -18,4 ч -23,4‰), відповідають тектонічним вузлам з максимальним розкриванням тріщин і, вірогідно, формування епігенетичної мінералізації відбувалось одночасно з утворенням горсту.

Ізотопний склад сірки бариту з мономінеральних жил родовищ басейну оз. Веттерн (ТГ = 223210ОС) близький до значень д34S для бариту родовища Laisvall (+14,9 ‰) і дає змогу передбачити значення д34S вихідного сульфату мінералоутворювального розчину, яке досягає +9,3 ч +11,0 ‰ (Rickardo et al., 1976). Сірка бариту ізотопно-легка і значно відрізняється від такої для родовищ південної частини Дністровської перикратонної зони прогинів (+20,4 ч +53 ‰). Такі зміни ізотопного складу сірки бариту свідчать про витрачання сірки початкового сульфату в процесі мінералоутворення.

Зміна палеотермального режиму гіпогенного рудоутворення пов'язана з циркуляцією магматогенних, метаморфогенних, метеорних вод та розсолів по проникливих зонах басейнів під час тектонічної активізації. Уявляється також, що гарячі розсоли ОПБ грали значну роль у транспортуванні металів та формуванні корисних копалин.

У сьомому розділі "Зв'язок літогенезу осадових товщ і гіпогенного рудоутворення з палеогеотермальним режимом в межах західної окраїни СЄП" показано, що постдіагенетичні процеси та гіпогенне рудоутворення в платформних умовах залежать від геотермального режиму басейну породоутворення. Геотермальний режим ОПБ обумовлений, в першу чергу, значенням геотермічного градієнту, від якого залежить температура осадових товщ. Зміна геотермального режиму ОПБ призводить до зміни кількісних і якісних показників літогенних розчинів, проникності порід і, відповідно, зміни морфології виділення рудної мінералізації. Поряд з цим важливе значення для термального режиму басейнів мають накладені (алогенетичні) процеси, які є головними постачальниками теплової енергії (у вигляді газово-водних флюїдів), а також рудних елементів. До зміни термального режиму ОПБ призводить також тектонічна активізація геоструктур, яка викликає переміщення розчинів різної природи. Проте частина тектонічних розломів в межах західної окраїни СЄП не впливає на дифференціацію теплового поля.

Зіставлення палеогеотермальних умов пізніх стадій літогенезу (ката - і метагенезу), гідротермально-метасоматичних змін та гіпогенного рудоутворення в межах західного схилу СЄП показало, що температура початку гідротермального мінералоутворення завжди перевищувала температуру літогенетичних перетворень вміщуючих порід. Збіг температури ката - або метагенезу на окремих стадіях гіпогенного мінералоутворення може вказувати як на присутність літогенних розчинів у рудогенеруючій системі, так і на термостатування, яке призводить до тривалого рудовідкладання і, відповідно, утворення промислових концентрацій руди. Низька температура на останніх етапах гіпогенного рудоутворення свідчить про переміщення відкладів в зону низької температури.

У восьмому розділі "Палеогеотермальна історія геологічного розвитку Балтійсько-Дністровської перикратонної зони рифей-фанерозойських прогинів" на базі значної кількості фактичного матеріалу щодо літогенетичних змін осадових порід і термобарогеохімії з урахуванням фундаментальної праці Нікішина А. М. (A. M. Nikishin et al., 1996) уперше представлена палеогеотермальна історія ОПБ Балтійсько-Дністровської перикратонної зони рифей-фанерозойських прогинів. Це важливо як в зв'язку з проблемою ретроспективного відновлення палеогеотермального режиму формування мінеральних утворень, історії їх існування та виявлення енергетики літогенетичного процесу, так і з точки зору пошуків корисних копалин.

Середньорифейська термальна подія, що пов'язана з магматизмом основного складу, не призвела до значної зміни палеогеотермального режиму і відповідного перетворення пісковиків. В інтервалі від волинського часу до раннього девону тектонічний розвиток пасивної окраїни континенту характеризувався перекратонним зануренням в умовах переважаючого регіонального розтягування. Первинні осади різних ОПБ західної окраїни СЄП під час каледонського етапу термальної історії зазнали перетворень, які належать до автокатагенетичних. Термальна подія відобразилась у формуванні низькотемпературних зон катагенезу, які мають регіональний характер і формуються на етапі стабільного платформного розвитку (занурення). Оскільки відомо, що для платформних умов палеогеотермічний градієнт досягає 3ОС/100 м, а для авлакогенів до 4ОС/100 м, то, вірогідно, глибина занурення осадових порід в різних басейнах на цей час досягала 2,6-4,6 км.

В ранньому девоні поступове занурення охопило області каледонської складчастості, що примикають до західних границь СЄП. В середньому-пізньому девоні розпочався також рифтогенез в межах СЄП, який "просувався" від Уралу, де формувався каледонський ороген, в західному напрямку. В середньому девоні, одночасно з рифтогенезом в Прип'ятсько-Дніпровсько-Донецькій западині, почало формуватись Українське підняття, що включало в себе УЩ і східну частину Волино-Подільської плити. Південно-західна границя підняття формувалась внаслідок активізації розломів Подільської і Одеської зон, у зв'язку з чим виникла широка (близько 50 км) система тектонічних тріщин різних порядків, що січуть давній платформний чохол. В ранньому карбоні майже вся територія заходу СЄП була піднята, в її межі заходив тільки Львівський прогин, де відбувалось осадконакопичення. В пізньому карбоні визначився сучасний характер лінії Торнквіста: в центральній Європі утворився варисційський ороген, який з'єднався зі Скіфським, перикратонні прогини - Датський і Волино-Подільський - заповнились дрібною моласою, а в грабені Осло проявився базальтоїдний вулканізм (Шумлянський Л. В., 2006). Датський прогин на півночі обмежувався Фено-Скандинавською краєвою зоною, яка проходить крізь півострів Сконе. Ця зона являє собою роздроблену південно-західну частину БЩ. На рубежі пермі та тріасу почалось формування осьової рифтової системи Північноморського басейну, яка розвивалась до ранньої крейди. В ранній пермі виникає рифт грабену Осло з продовженням його на південь через Скаггерак до Рингкебинг-Ф'юн.

Еволюція палеотермального режиму під час варисційського циклу відобразилась у формуванні середньо-високотемпературних лінійних зон метагенезу (190-300ОС), які поширені поблизу розломів. Підвищення палеотемператури в ОПБ західної окраїни СЄП відбувається за рахунок циркуляції гарячих розсолів самих басейнів, а також збільшення теплового потоку поблизу насувів та зон глибинних розломів. Такі метагенетичні зміни можна віднести до алометагенетичних і розломи вважати каналами для надходження на поверхню додаткового тепла водно-газових розчинів глибинного походження.

В ранньому тріасі розтяг в межах Датсько-Польського авлакогену продовжував існувати. Розвиток Датсько-Польського авлакогену майже співпадає з таким Центрального авлакогену Північного моря. Далі на південний схід, на території України, цей авлакоген губиться, але тектонічний аналіз розвитку Карпатського регіону свідчить про наявність тут у тріасі трогоподібної структури, в якій накопичувались вапняки, строкаті глини і для якої характерні перерви осадконакопичення з бокситоутворенням. В середньому тріасі платформний режим охопив значну територію Європи: в авлакогенах Північного моря, Датсько-Польському авлакогені та пов'язаному з ним тафрогені північного Криму відкладалися вапняки невеликої потужності (близько 300 м).

Цей період спокою відділяє варисційський орогенез в авлакогенах СЄП від кімерійського, який розпочався з пізнього тріасу. В Кримському сегменті Тетісу відбулося розкриття океану і формування трогів з флішовим осадконакопиченням великої потужності. Подібний спредінг синхронно тривав у авлакогенах Північного моря (пісковиково-глинисті осади потужністю більше 3000 м), Датсько-Польському авлакогені (подібні осади потужністю 680 м), Добруджі (флішоїди і вулканізм діабаз-кварцовопорфірової формації, потужність відкладів більше 1000 м). В той же час в Карпатському регіоні ще тривало мілководне морське осадконакопичення.

В цей час територія південно-західної частини СЄП залишалась піднятою і осадконакопичення не відбувалось. Датсько-Польський авлакоген в мезозої продовжував опускатися. В пізньому тріасі почався розкол Пангеї і розсув континентів (плит), що її складали.

В цей час почалося розкриття Атлантичного океану і з'явилась океанська кора між Північною Америкою і Західною Африкою. Приблизно 200 млн. років тому почалось також розкриття Північної Атлантики в районі банки Роккол (Городницкий и др., 1978).

Величезні рифтові системи почали утворюватися в Баренцевому морі, Заураллі (Західно-Сибірська рифтова система), на Мангишлаці тощо. Компенсаційне стискування відбулося в авлакогенах СЄП, особливо в наближених до східних і південних границь платформи.

Кімерійська термальна історія вирізняється розвитком високотемпературної епігенетичної барит-флюорит-галеніт-сфалеритової мінералізації (>300ОС), яка приурочена до крупних розломів та ділянок їх перетину або зон брекчирування, як у платформному чохлі, так і у породах кристалічного фундаменту. Характерною рисою кімерійського мінералоутворення є локалізація в формаціях венду-палеозою і майже постійна участь вуглеводнів (переважно твердих бітумів).

Кімерійська тектонічна епоха активізації призвела не тільки до утворення родовищ барит-флюорит-сульфідної формації, пов'язаної з розвитком платформних прогинів, а сформувала в інверсійно-складчастих областях авлакогенів СЄП зруденіння ртуті, миш'яку, золота, які зазвичай утворюються з сірчано-карбонатно-хлоридних розчинів.

Отже, аналіз рифей-фанерозойської еволюції західної окраїни СЄП доводить, що термальний режим ОПБ пасивної континентальної окраїни тісно пов'язаний з розвитком суміжних магматично-складчастих областей Західної і Центральної Європи, а також Тетісу.

Найбільш виражені термальні епохи відповідають каледонському, варисційському та кімерійському етапам складчастості і відбились в зміні інтенсивності постдіагенетичних перетворень осадових порід, утворенні літогенної зональності та епігенетичної рудної мінералізації в ОПБ Балтійсько-Дністровської перикратонної зони прогинів.

Похожие статьи