Геологічний розвиток платформної частини території України в рифеї

Зони тектоно-метасоматичної переробки порід субстрату встановлені і в Коростенському масиві. Багато з них перетинає його межі і спостерігається в породах обрамлення. В масиві це вузькі розриви, виповнені сієнітами, альбітитами, катаклазитами з рідкометальною мінералізацією.

Кіровоградський блок. Зони тектоно-метасоматичної переробки та дислокаційного метаморфізму цієї структури описані в роботах багатьох дослідників, адже з цими структурами пов'язано багато родовищ урану, золота, рідких металів. Детально вивчені зони переробки фундаменту в межах Кіровоградського, Мар'ївського, Суботсько-Мошоринського, Вербзького та інших розломів і детально охарактеризовані в роботі. Поблизу контактів Корсунь-Новомиргородського масиву з вміщаючими породами зони тектоно-метасоматичної переробки насичені малими інтрузіями аплітоїдних аляскітових гранітів (черкаських), які чітко січуть граніти рапаківі і належать до рифейських утворень. Крім тіл аляскітових гранітів у зонах виявлені дайки діабазів, діабазових порфіритів, долеритів, оточених мілонітами, бластомілонітами, метасоматитами. Їх простягання згідне з простяганням розломних зон У межах Новоукраїнського масиву геологозйомочними та пошуковими роботами встановлено близько 30 зон тектоно-метасоматичної та магматичної переробки. Деякі з них успадкували ранньопротерозойські структури. Про це свідчать дайки діабазів, діабазових порфіритів, пікритів, діоритів, які несуть сліди більш пізнього дислокаційного метаморфізму. Дайкові тіла рифейського віку січуть древні тектонічні шви. Ізотопний вік їх коливається від 1400 до 1200 млн років

Характеристика порід та мінеральних асоціацій, які визначають зони тектоно-метасоматичної переробки в розломних структурах. Більшість порід і мінеральних асоціацій, що складають тектоно-метасоматичні зони, є продуктами динамометаморфізму, який проявляється декількома стадіями регресивного метаморфізму. Для кожної стадії характерний свій набір порід і мінералів. На першій стадії пластичних деформацій утворюються мікроплойчасті та очково-сланцеві тектоніти. На стадії жорстких деформацій розвиваються мілоніти, катаклазити, брекчії. Діафторити - це вже продукти третьої стадії динамометаморфізму. Стадія натрієвого та карбонатно-натрієвого метасоматозу є завершальною і наступає після діафторезу із значним переривом у часі. В роботі детально охарактеризовані всі різновиди порід кожної стадії, що розвиваються по магматичних та метаморфізованих осадочно-вулканогенних утвореннях. Тектоно-метасоматичні зони вивчалися автором у межах Тальнівського, Немирівського, Тетерівського, Хмельницького, Дністровського, Побузького та інших розломів. Такі процеси, як діафторез та натрієвий метасоматоз, у роботі викладені за матеріалами спеціалістів, котрі проводять дослідження по урановій тематиці.

Перерозподіл хімічних елементів при діафторезі та лужному метасоматозі отримано шляхом зіставлення результатів хімічних аналізів висхідних порід з результатами аналізів діафторитів іметасоматитів, що по цих породах розвиваються. Це зіставлення представлене у вигляді декількох таблиць та діаграм, з яких випливає, що такі елементи, як кремній, алюміній, магній, кальцій, залізо, натрій, калій, можуть привноситися у вторинні утворення, а можуть і виноситися з них. Їх поведінка цілком залежить від хімічного складу вміщаючих порід. Кремній, наприклад, при діафторезі виноситься з материнських порід, а при облугуванні - привноситься. Калій в умовах регресивного дислокаційного метаморфізму не характеризується міграційною здатністю. При утворенні діафторитів він у малих дозах привноситься, а при натрієвому метасоматозі - виноситься з висхідних порід. Натрій просто витісняє його через високу концентрацію в розчинах. Такі малі та рудогенні елементи, як марганець, титан, ванадій, хром, нікель, кобальт, уран, галій, ніобій, ітрій, лантал, барій привносяться в зони тектоно-метасоматичної переробки. Їх вміст у діафторитах вже порівняно високий. Мідь, свинець, молібден при діафторезі виносяться із зони переробки субстрату.

Слід відмітити, що висхідні породи у зонах пізньопротерозойської активізації не багаті на рідкісні і рудогенні елементи і останні не могли екстрагуватися з них у великій кількості при дислокаційному метаморфізмі та метасоматозі. Отже, треба визнати існування глибинних джерел, які генерують рідкісні та рудогенні елементи. Процес переробки субстрату динамометаморфізмом і метасоматозом відповідає рифейському періоду історії розвитку платформеної частини території України, про що свідчать визначення ізотопного віку уранових руд і мінералів, яким притаманні, здебільшого, цифри від 1700 до 1550 млн років.

Становлення осадочного чохла у від'ємних структурах фундаменту

Осадово-вулканогенні утворення рифею лежать на метаморфізованих вулканітах і гнейсово-сланцевих товщах, що асоціюються з метаморфогенними і метасоматичними гранітоїдами, а також на породах інтрузивного коростенського комплексу. Глибина ерозійного зрізу кристалічного фундаменту під доплитним рифейським чохлом на декілька порядків менша, ніж на УЩ, з поверхні якого протягом 1700 млн років зносився теригенний матеріал. Зеродовані, очевидно, потужні товщі порід, а саме: кварцитів, пісковиків, сланців і вулканітів, які складали верхні частини осадово-вулканогенних утворень нижнього протерозою та архею. На рівні сучасної поверхні фундаменту таких порід практично немає. Вони збереглися тільки під глибокими палеопрогинами і рифтами рифейського закладання. Палеорельєф суходолу рифейського періоду характеризується гіпсометричними відмітками від +2,5 до +3,0 км над сучасним рівнем моря. Ці дві обставини відбитлися на своєрідному літологічному складі осадових порід і будові їх розрізів.

Характер седиментогенезу на ранній стадії формування осадочного чохла і особливості базальних горизонтів. Доплитний осадовий чохол - це результат процесу самої ранньої стадії становлення осадового чохла на платформах. Сліди зародження його, за якими можна відтворити палеогеографічні та палеотектонічні умови в рифеї, знаходяться в базальних горизонтах рифейських розрізів осадових товщ, виповнюючих палеопрогини цього періоду. Опрацювання матеріалів по цих горизонтах і зіставлення рифейських розрізів світу виконано в роботі вперше.

Аналіз опублікованих робіт по стратиграфії та літологічному складу рифейських відкладів шести континентів світу та виконані автором дослідження показують, що рифейські породи нижньої частини розрізів можна віднести до трьох генетичних типів. Перший тип представлений відкладами річкових долин, озерних басейнів, приозерних дельт, що сформувалися в континентальних умовах у межах палеорифтових западин, грабен-синкліналей. Осадовий матеріал тут погано відсортований, різнозернистий. Звичайно це аркози, поліміктові пісковики та конгломерати з прошарками сланців.

Другий тип визначають добре відсортовані кварцові та олігоміктові пісковики, які перешаровуються із сланцями і часто містять глауконіт. Це утворення перикратонних морів.

Третій тип уламкових порід рифею представлений червоноколірними, в різною мірою відсортованими олігоміктовими аркозовими пісковиками з невеликими лінзами конгломератів і аргілітів. Починаються ці товщі аргілітовими сланцями, продуктами перевідкладення кори вивітрювання, що почали формуватися на великих алювіальних рівнинах і в неглибоких міжгірських западинах.

У межах платформної частини України в рифейських палеопрогинах встановлені перший і третій типи. Уламкові відклади першого типу складають базальні горизонти і нижні частини розрізів нижньобілокоровицької підсвіти та збраньківської світи Овруцького палеорифту. До третього генетичного типу віднесені відклади нижньої частини розрізу поліської серії.

Поглиблене вивчення мінералого-петрографічного складу, морфології, текстурно-структурних особливостей галечного матеріалу нижньобілокоровицької підсвіти, ритмічності та послідовності в чергуванні окремих фацій порід показали, що це алювіальні галечники, місцями елювіально-галечно-щебенисті відклади, які перешаровуються з гравелістими пісковиками та аргілітами, є продуктами розмиву пісковиків пугачівської світи, які перекривали в рифеї Коростенський масив.

Волино-Поліський палеорифт являв собою низинну рівнину, покриту потужною корою вивітрювання. В межах низинної рівнини існували лагунно-континентальні умови осадконагромадження. В мілких замкнутих ефемерних безтічних водоймищах перемивалася і перевідкладалася верхня частина кори вивітрювання сланцевих утворень. Формувалися аргіліти, сланці з гніздами піщаного матеріалу, яким і починається розріз ромейківської світи.

Зіставлення відкладів базальних горизонтів літостратиграфічних комплексів України з відкладами цих горизонтів інших регіонів. Обидва типи базальних горизонтів, які залягають в основі розрізів поліської, овруцької та топільнянської серій, є найбільш характерними для більшості літостратиграфічних розрізів рифею. Базальний горизонт поліської серії ВПП за речовинним складом аргілітів, текстурними і структурними особливостями, окремими включеннями піщанистого матеріалу зіставляється з базальними горизонтоми кірпинської серії (Каменсько-Більський авлакоген), серії Гарзан (Гренландія) та Гранд-Каньйон (Північна Америка). Початок седиментації цих серій датується цифрами в 1250-1200 млн років. Для серії Лаврас (Південна Америка), що виповнює рифейський прогин Селітру і серій Хамбері та Індуван, які виповнюють западину Туадені (Північно-Західна Африка) початок заповнення їх осадками датується цифрою в 1210 млн років. Базальні горизонти серій Бангемол (Західна Австралія), Фіцлюрис (прогин Вікторія-Рівер), Мацит-Рігг (Північна Австралія), Мак-Артур (прогин Мак-Артур), Баігл (плита Стьорт) також складені аргілітами з малопотужними товщами алеврито-пісковиків, що зіставляються з базальним горизонтом поліської серії України.

Базальний горизонт другого типу (авлакогенний) достатньо вивчений, ним частіше починаються розрізи рифейських утворень. Базальний горизонт нижньобілокоровицької підсвіти рифею в Білокоровицькій грабен-синкліналі зіставляється за літологічним складом уламкового матеріалу, ступенем окатаності гальок в конгломератах, ритмічністю розрізів та іншими характеристиками з базальними горизонтами балаганахської серії (Патомське нагір'я), угурської (Алданський щит), сінійської (Китай), Санвон (Корея), Нижній Кундалах (Індія). Базальні горизонти цих серій за багатьма ознаками відповідають першому ритму нижньобілокоровицької підсвіти. Вік порід цих серій 1200 - 800 млн років. Cерії Хорібі-Бей, Атабаска і Дубоніс (Північно-Американський континент) також починаються конгломератами та алевролітами, які утворюють мілкі ритми. Западини, рифти і троги Африканського континенту, виповнені піщано-глинистими товщами, які починаються крупно- та грубоуламковими пісковиками, конгломератами з прошарками аргілітів і алевролітів, що утворюють ритмічність. Початок седиментації датується цифрою в 1250 млн років (рубідій-стронцієвий метод). За результатами зіставлення базальних горизонтів рифейських осадово-вулканогенних утворень зроблено висновок, що палеогеографічні умови та палеотектонічні режими на ранній стадії формування доплитного осадочного чохла в різних сегментах континентальної кори не відрізнялися різноманітністю.

Стратиграфія та літологія рифейських відкладів

Понад сторіччя вивчаються метаморфізовані відклади осадово-вулканогенних і магматичних утворень УЩ. Підсумком певного рівня знань про геологічний розвиток цього геотектонічного елемента були стратиграфічні схеми, в яких саму верхню графу займали слабо метаморфізовані породи Овруцького кряжа, представлені конгломератами, пісковиками кварцитовидними, сланцями серицитовими з міжпластовими тілами ефузивів основного і кислого складу, що розглядалися як утворення осадочного чохла. На початку минулого сторіччя дослідники відносили їх до силуру або девону. В післявоєнний час за результатами поглибленого літологічного та петрографічного вивчення ці утворення були поділені на серії, світи і навіть підсвіти і різними вченими в різний час відносилися і до середнього, і до верхнього протерозою.

Огляд стратиграфічних схем. У вигляді таблиці в роботі представлені усі відомі стратиграфічні схеми осадово-вулканогенних утворень Овруцького палеорифту, починаючи із схеми М.П. Барбот-де-Марні (1873) і закінчуючи схемою, запропонованою автором.

Схеми, прийняті УРМСК (1984), МСК (1993) та НСК (2000), досить повно охарактеризовані і тільки частково висвітлені схеми більш раннього періоду. У схемі А.М.Козловської (1970) увесь розріз осадочно-вулканогенних утворень Овруцького палеорифту розчленований на п'ять світ: товкачівську, збраньківську, білокоровицьку, озерянську та пугачівську. Названі вище світи збереглися до теперішнього часу, хоча рівень їх вікового положення в більш пізніх схемах часто змінювався. А.С. Дранник (1984) овруцьку серію розчленував на дві серії: овруцьку та пугачівську. Остання в кореляційній стратиграфічній схемі докембрію УЩ, яка принята в 1984 р. віднесена до середнього протерозою. Вона представлена білокоровицькою і озерянською світами. Збраньківська та товкачівська світи овруцької серії - наймолодші верхньопротерозойські утворення. В 1993 р. пугачівську серію було перейменовано на топільнянську, залишивши усі чотири світи Овруцького палеорифту на тому самому стратиграфічному рівні, що і в схемі 1984 р.

У 2000 р. НСК України затвердив нову стратиграфічну схему докембрійських утворень УЩ. У ній дві світи топільнянської серії і збраньківська світа овруцької серії розташовані на рівні середнього протерозою, товкачівська світа - у верхньому протерозої.

З 1976 р. в Інституті геологічних наук НАН України породи топільнянської й овруцької серій досліджувалися на наявність в них залишків викопних організмів. Були виявлені і вивчені комплекси міоспор і залишки рослинних тканин девонського та кам'яновугільного віку, що залягають у відкладах в стратиграфічній послідовності. З урахуванням результатів цих досліджень Т.Ю. Лапчик, П.Л. Шульга, В.В. Фуртес (1982), а пізніше І.П. Букович (1986), Т.П. Міхницька (1994, 2002), І.С. Паранько (1997) склали ряд стратиграфічних схем осадово-вулканогенних утворень, які виповнюють грабен-синкліналі Овруцького палеорифту.

За результатами вивчення розрізу порід поліської серії та гамма-каратажу свердловин у товщі пісковиків цієї серії було виділено п'ять седиментаційних ритмів, які покладені Б.І. Власовим і Б.Я. Воловник в основу розчленування її відкладів на три світи: ромейківську, полицьку і жобринську. Остання за ритмічністю розділена на три підсвіти. Цей варіант розчленування поліської серії на більш дрібні підрозділи і був затверджений МСК України в 1993 р.

Запропонована автором стратиграфічна схема рифейських утворень платформної частини території України враховує як результати визначень ізотопного віку осадово-вулканогенних порід, так і дані палеонтологічного, структурно-геологічного та літолого-петрографічного вивчення цих порід. У ній до рифею відносяться частина розрізу білокоровицької світи топільнянської серії, повний розріз збраньківської світи овруцької серії Овруцького палеорифту і ввесь розріз поліської серії Волино-Поліського палеопрогину. В поліській серії за залишками викопних організмів полицька і жобринська світи віднесені до верхнього рифею. Ромейківська світа, очевидно, формувалася в середньому рифеї.

Стратиграфічні розрізи і речовинний склад порід. Названі вище стратиграфічні підрозділи доплитного осадового чохла виділені в рифейську еонотему не тільки за структурно-геологічними даними, але і за результатами вивчення викопних організмів і зіставлення комплексів мікрофосилій з аналогічними комплексами із стратиграфічних розрізів Уралу. Крім цього, враховувався ізотопний вік вулканітів і породоутворюючих мінералів. Усі розрізи рифейських утворень детально описані. Їх розповсюдження ілюстроване схемами, картами ізопахіт, гіпсометрії поверхні кристалічного фундаменту, поздовжніми та поперечними геологічними розрізами, побудованими за даними свердловин глибокого буріння, розрізами кореляції стратиграфічних підрозділів усього Волино-Оршанського прогину. Зроблені фотознімки шаруватості в породах, шліфів з рудними мінералами, складені ритмограми середнього вмісту породоутворюючих мінералів пісковиків поліської і топільнянської серій та акцесорних мінералів у важких фракціях, а також інші графічні і табличні додатки.

Безумовно, поліська серія є основним стратоном рифею України. Вона залягає на метаморфізованих породах кристалічного фундаменту, перекривається волинською серією венду. Ізотопний вік порід серії, за даними калій-аргонового методу, коливається від 1055 до 700 млн років. Серію через однорідність будови, однотипність складаючих її порід дуже важко розчленувати на більш дрібні стратони. При виділенні кожної з трьох світ цієї серії дослідники припускали ряд умовностей. Глибокий ерозійний зріз відкладів поліської серії на бортових частинах ВПП порівняно з центральною западиною зумовив різну повноту розрізу, що відбилося на детальності вивченості поліської серії і необхідності розчленувати площу її поширення на три зони: центральну, південно-східну і північно-західну.

У межах ц е н т р а л ь н о ї зони вивчені і детально охарактеризовані в роботі стратотипи усіх трьох світ поліської серії. Стратотипом ромейківської світи є розріз глибокої св.110 (с. Степань), де потужність ромейківської світи досягає 580,1 м. В основі розрізу залягають кори вивітрювання кристалічних порід, що перешаровуються з аргілітами із тріщинами усихання. З глибини 398 м і до глибини 605,0 м свердловиною розкриті типові червоно-цегляного кольору алевритові пісковики поліської серії, в яких переважає кварц, дуже мало польових шпатів і цементу. Акцесорні мінерали представлені анатазом (1,08%), турмаліном (2,03%), апатитом (2,10%), цирконом (0,55%). Рудні мінерали - ільменіт, лейкоксен і лімоніт. Св. 105, 161, 162, пробурені в центральній зоні, також розкрили аргіліти та дрібнозернисті пісковики масивні, польовошпат-кварцові, які належать до ромейківської світи. В аргілітах нами спостерігалась коса або хвиляста шаруватість.

Стратотипом полицької світи є також св. 110 в інтервалі глибини від 280,5 до 358,0 м. Розріз світи в цій свердловині можна чітко розділити на три частини. Нижня частина - це базальний горизонт світи, який сформувався після значного перериву в осадконагромадженні. Він складений тонколистуватими аргілітами, що перешаровуються з алевролітами та пісковиками шоколадного, зеленувато-сірого і рожевого кольору. Глиниста речовина представлена гідрослюдами, оксидами заліза. Середня частина світи (298,8 - 340,4 м) - типові цегельно-бурувато-рожеві масивні неясносмугасті пісковики, складені кварцем (66,4%), калієвими польовими шпатами (15,5%), уламками кварцитів (7,9%), присутній біотит, мусковит. Цемент глинисто-залізистий (8,6%). Акцесорні мінерали представлені цирконом (29,02%), анатазом (8,21%), апатитом (6,78%), турмаліном (6,07%), рутилом (1,37%). Рудні - ільменітом, лейкоксеном і лімонітом. Верхня частина цієї світи дуже барвиста. Це пісковики дрібнозернисті брудно-рожеві, що чітко перешаровуються з темно-бурими аргілітами. Потужність пачки сягає усього 12,3 м. Пісковики складені добре відсортованим кварцем (72,8%), польовим шпатом (8,5%), кварцитами (5,5%). Цемент залізисто-глинистого складу (11,8%). Аргіліти мають гідрослюдистий, близький до каолініту склад.

Стратотип жобринської світи розкритий свердловиною Жобрин-1, пробуреною на північ від с. Жобрин. Розріз цієї свердловини розкриває усі три підсвіти жобринської світи. Нижня підсвіта, потужністю 105,5 м, складена трьома пачками. Це аргіліти, пісковики рожево-цегляні та пачка масивних пісковиків, які перешаровуються із зеленувато-сірими аргілітами. Породоутворюючими мінералами пісковиків є кварц (65%), польові шпати (19,1%), уламки кварцитів (5,4%), гранофіри (20%). Середня підсвіта, потужністю 68,0 м, представлена в нижній частині тонким ритмічним перешаруванням контрастнозабарвлених аргілітів з алевритовими пісковиками, які поступово переходять в пісковики масивні, дрібнозернисті, що складаються із кварцу (57,5%), польового шпату (14,19%), уламків кварциту (0,7%), фельзитів (0,8%), біотиту. Потужність верхньої підсвіти становить усього 47,4 м. Складена світло-сірими, погано відсортованими пісковиками, які характеризуються високим вмістом мікрокліну (до 30%). Кварцу в цих породах міститься від 50 до 70 %. З'являються уламки гранітів і гнейсів, кварцових порфірів. Багато циркону (24,5%), апатиту (10,3%), лейкоксену (8,5%), ільменіту (6,9%) та піриту (0,9%).

Повний розріз поліської серії в центральній зоні ВПП вивчався нами по керну св. 5230, пробуреної біля с. М. Мідськ. Глибина свердловини сягає 762,5 м. Вона розкрила всі три підсвіти жобринської світи, потужність якої складає 303,6 м, полицької світи - 82,4 м і пройшла 287,5 м по ромейківській світі. Опис літологічного складу порід, розкритих свердловиною наведений в роботі.

Розріз поліської серії в межах п і в д е н н о - с х і д н о ї бортової зони ВПП вивчався по керну св. 1671 (с .Дорогоща), 1697 (м. Славута), 1698 (с. Межиріччя). Потужність поліської серії в свердловинах відповідно дорівнює 147,1, 186,1 і 163,9 м. У всіх трьох свердловинах розкриті пісковики дрібнозернисті, щільні, масивні, безструктурні від темно- до світло-сірих.

Св. 1811, пробуреною на північ від с.Жиричі, розкритий опорний розріз поліської серії п і в н і ч н о - з а х і д н о ї зони ВПП. Потужність жобринської світи сягає 151,5 м, полицької - 110,5 м, ромейківської - 33,5 м. Перша представлена пісковиками рожево-сірими, дрібнозернистими масивними з лінзами аргілітів. В основі світи лежить пачка тонкошаруватих аргілітів. Полицьку світу складають пісковики дрібнозернисті польовошпат-кварцові, сцементовані глинистим карбонатно-пористим цементом. Для ромейківської світи характерні пісковики польовошпат-кварцові середньо-дрібнозернисті, які перешаровуються з алевролітами. Св. 1803

(с. Жиричі), 1856 (с.м.т. Малорита), 1852 (с. Мідне) та інші також розкрили пісковики полицької та ромейківської світ. Потужність полицької світи в усіх свердловинах коливається від 95,0 до 110,0 м, а ромейківської в свердловині досягає 180,3 - 256,4 м.

Таким чином, ромейківська світа поширена на усій території ВПП, тоді як полицька і жобринська проявлені в басейні седиментації фрагментарно. Пісковики ромейківської світи містять на 15% менше калійвміщуючих породутворюючих мінералів, ніж пісковики полицької світи. Полицька світа трансгресивно лежить на ромейківській світі. Базальний горизонт полицької світи потужністю від 10 до 26,0 м також представлений арглітами. Він дуже витриманий по простяганню, чітко відбивається на діаграмах електро- та гамма-каротажу і відображає найбільш тривалий перерив в осадконагромадженні в поліському басейні седиментації. Жобринська світа завершує розріз поліської серії. В одних випадках вона залягає з розмивом на ромейківській світі, в інших перекриває без розмиву полицьку світу. Вона вивчена по розрізах понад 50 свердловин і має найскладнішу будову. Характерною особливістю цієї світи є наявність в її розрізі інтрузій габро-долеритів. Вони розкриті св. 6392, 6378, 6379, 6389, 6390, 6398 та ін.

Вміст польових шпатів у ромейківській світі дорівнює 10,9% (середній), в полицькій - 13,99%, а в жобринській (нижня підсвіта) - 20,3%. Кількість цементу також збільшується від 2,6% для першого ритму до 20-30% у верхній підсвіті жобринської світи. Найхарактернішим для всього розрізу поліської серії є зниження в породах вмісту циркону від нижньої до верхньої частини розрізів і підвищення вмісту апатиту.

Відклади поліської серії в роботі зіставляються з відкладами пінської світи Оршанського прогину, зільмердакської світи західного схилу Південного Уралу, сердобського комплексу Пачелмського прогину, білогоївської світи Хрестцівського прогину, сомівської світи Рязано-Саратівського прогину, рухівської світи Московського грабена.

В Овруцькій грабен-синкліналі рифейські відклади представлені породами збраньківської світи овруцької серії, пізньопротерозойський (рифейський) вік яких встановлений як за результатами палеонтологічних, так і радіологічних досліджень. Світа розчленована на дві підсвіти: нижню та верхню, які досить повно охарактеризовані в роботах таких дослідників, як М.П. Семененко,

А.М. Козловська, М.П. Щербак, А.С. Дранник, І.П. Букович, М.М. Костенко та ін. Відмітимо тільки, що базальний горизонт підсвіти складений гравелистими пісковиками, конгломератовидними до середньозернистих, поліміктовими кварцовими, на деяких ділянках конгломератами і осадовою брекчією. Потужність базального шару місцями досягає 40 м. Діабази перекриваються кварцовими порфірами. Між діабазами і кварцовими порфірами знаходиться малопотужний шар філітових сланців і дрібнозернистих пісковиків. Це свідчить про перерив у прояві вулканізму. Ізотопний вік покривів кварцових порфірів (с. Збраньки) характеризується цифрою в 1460 млн років.

Відклади нижньобілокоровицької підсвіти розкриті численими свердловинами і виходять на денну поверхню. Вони повсюдно поширені в межах Білокоровицької грабен-синкліналі і лежать на мікрогнейсах тетерівської серії, кіровоградсько-житомирському комплексі. Ці утворення досить відомі з літературних та фондових джерел і в роботі охарактеризовані в стислій формі.

Палеогеографія та умови осадконагромадження

Кінець раннього протерозою можна охарактеризувати як період стабілізації земної кори. Закрилися протогеосинкліналі, з'єдналися кратони, внутрішньоконтинентальні басейни седиментації перетворилися у підняття. Цьому сприяла зміна геодинамічної обстановки в межах усієї земної кори, викликаної, очевидно, становленням астеносферного шару у верхній мантії. Цей процес спричинив небувалий за своїми масштабами розігрів верхніх шарів континентальної кори. Гранітизація охопила багато розрізів осадово-вулканогенних утворень нижнього протерозою і різко змінила речовинні комплекси та структурний вигляд території, яку займає СЄП у сучасному розумінні. В межах платформної частини України Подільський мікроконтинент, складений ранньоархейськими гранулітовим і чарнокітовим комплексами та середньопридніпровська верхньоархейська зеленокам'яна область були наприкінці раннього протерозою морфологічно найбільш зрілими областями палеорельєфу. Границі архейських мікроконтинентів, безумовно, в чей час виходили далеко за межі сучасних.

Навколо архейських мікроконтинентів у ранньому протерозої формувалися мобільні пояси, перетворені карельським діастрофізмом з інтенсивною гранітизацією в молоді високогірні області. Внутрішньоконтинентальні мілководні басейни седиментації були практично відсутні. Уламковий матеріал, що зносився сезонними водними потоками, нагромаджувався тільки в межах міжгірських западин і рівнин, де сформувалися потужні кори вивітрювання на поверхні архейських масивів. Такий вигляд мала поверхня фундаменту України до початку раннього рифею.

Ранньорифейський етап. Осадово-вулканогенні утворення нижнього рифею в палеорифтах платформної частини території України відсутні. Вони можливо збереглися тільки у дуже глибоких прирозломних ізольованих грабенах в склепінній частині фундаменту СЄП, за межами України, де пізніше розвинулася палеорифтова система. Територія України в ранньому рифеї являла собою суходіл з кількома типами палеорельєфу.

За результатами досліджень А.Б. Ронова, І.О. Резанова, У. Твенгофела та інших вчених структури, складені породами архейського віку за ранньопротерозойський час зденудовані більш ніж на 2,0 км. За 1700 млн років від раннього рифею до четвертинного періоду включно знесено із поверхні СЄП близько 3,0 км уламкового матеріалу. За всю історію розвитку континентальної кори глибина ерозійного зрізу досягає майже 5,0 км. Швидкість денудаційного зрізу зіставляється із швидкістю утворення сучасних грунтів, кір вивітрювання, швидкістю коливальних рухів земної кори середньої амплітуди і т.п.

Для визначення глибини ерозійного зрізу палеорельєфу на території України за одиницю часу автором були зроблені розрахунки швидкості зносу уламкового матеріалу з поверхні УЩ у верхньокрейдовий час, які дозволили виконати палеореконструкції палеорельєфу рифею. Для цього були складені таблиці абсолютних відміток поверхні фундаменту під верхньокрейдовими відкладами (сеноманський ярус), які збереглися від ерозії у вигляді невеликих покривів на кристалічній основі УЩ. Визначена повна потужність порід, які сформувалися на території України в сеномані. Обчислена середня глибина ерозійного зрізу фундаменту за межами сеноманських відкладів. Різниця у зрізі фундаменту за 100 млн років склала 170 м, тобто 1,7 м за 1 млн років. За 1700 млн років зденудовано з поверхні фундаменту 2890 м. Ця цифра близька до глибини ерозійного зрізу рівнинної частини платформи в неогеї - 3000 м, отриманої багатьма дослідниками, які застосовували інші методи розрахунків. Отже, на початку рифею абсолютні відмітки поверхні фундаменту території України у багатьох випадках коливалися від 2,5 до 2,9 км над сучасним рівнем моря. Морфологія палеорельєфу залежала від зрілості окремих ділянок земної кори, від віку і літолого-петрографічного складу порід, які приймали участь у будові морфоструктур, від конфігурації гранітних масивів тощо.

Структурно-речовинні комплекси, що складали основу платформної частини України в ранньому рифеї за своїм речовинним складом, ступенем метаморфізму, тектоно-термальною і метасоматичною переробкою не можуть повністю зіставлятися з метаморфізованими осадовими і магматичними утвореннями фундаменту УЩ та його схилів при сучасному рівні зрізу. Ці комплекси в якості реліктів збереглися під доплитним осадочним чохлом в палеорифтових структурах, в грабенах “просідання” по розломах, а також у вигляді останців у гранітних інтрузіях. Вони представлені таким: зеленосланцевими породами кременецько-тернопільського і горохівського комплексів, вивченими Г.М. Яценком, пилуватими, вуглецьвміщуючими мікросланцями, що підстилають нижньобілокоровицьку підсвіту ( св. 78, 83, 97) і складають основу Гульського грабена, пугачівськими пісковиками, які є останцями порід покрівлі серед гранітів коростенського комплексу і дивлінських граніт-порфірів. Усі ці законсервовані під доплитним чохлом структурно-речовинні комплекси і розрізи осадово-вулканогенних порід були використані при реконструкції палеорельєфу та складанні літолого-палеогеографічних карт.

При визначенні клімату на території України в ранньому рифеї враховувалися координати положення північного полюса за палеомагнітними даними, відсутність води і залишків викопних організмів, склад атмосфери, в якій вже був присутній кисень і вуглекислота, та інші фактори. На основі цього можна стверджувати, що територія України на початку рифею знаходилась в екваторіальній зоні, коли температура в зимовий період не опускалась нижче +40. Клімат був жарким, посушливим, аридним. Це була пустеля, де панували вітри.

Середньо-пізньорифейський етап. Етап охоплює час від 1150 до 800 млн років і характеризується подальшим розвитком Волино-Поліської та Овруцької палеорифтових структур, формуванням в них потужних товщ осадово-вулканогенних утворень. Верхній рифей у ВПП починається полицькою світою. Це доведено нашими знахідками комплексів мікрофітофосилій верхнього рифею в породах цієї світи. Ромейківська світа, що лежить нижче і чітко відрізняється від полицької за рядом особливостей у віковому відношенні поки ще не визначена, що і примушує виділити ці світи в один етап. Між Волино-Поліським та Оршанським прогинами на початку їх розвитку в рифеї існувало підняття, яке обумовило автономне формування осадових порід ромейківської світи. Цей період в історії геологічного розвитку прогину можна виділити як ранньополіський час.

Ранньополіський час. Це час нагромадження піщано-глинистого матеріалу у Волино-Поліському басейні седиментації і формування відкладів ромейківської світи, що починається базальним горизонтом, який сформувався за рахунок кори вивітрювання підстеляючого його фундаменту. Швидкість утворення кір вивітрювання на кристалічних породах на теперішній час визначається 0,01 мм /рік. Таким чином, для утворення базального горизонту ромейківської світи потужністю 16-20 м знадобилося 2,0 млн років. Відсутність грубоуламкового матеріалу у відкладах цього горизонту свідчить про існування навколо басейну седиментації низкогір'я. Тектонічна обстановка в цей час була досить стабільною, а дно басейну не зазнавало диференційованих коливальних рухів. Перше помітне поглиблення дна басейну відбулося близько 1000 млн років тому. Воно компенсувалося нагромадженням 50-метрової пачки алеврито-глинистих порід у північно-східній частині прогину, на захід від с. Любашева. Це область максимального прогинання Волино-Поліського палеорифту, де потужність рифейських відкладів на теперішній час досягає понад 800 м. На решті території палеопрогину існував відносно стійкий тектонічний режим, де формувалася товща однорідних слабо сцементованих, добре відсортованих пісковиків. Границі палеобасейну в той час були ширші за сучасні і, безумовно, існували берегові відклади, які зденудовані і на літолого-палеогеографічній карті, складеній для цього часу показані передбачувані границі поширення ромейківського моря. Закінчується розріз ромейківської світи так званою антонівською зв'язкою пісковиків. Після їх нагромадження в різних місцях величезного басейну седиментації почалися активні тектонічні рухи, активізувалася розломна системапівнічно-східного простягання. Море було прісноводним. Середовище окисне. Рельєф областей зносу теригенного матеріалу горбистим та кам'янистим.

Середньополіський час. Це час формування порід полицької світи поліської серії. Він охоплює відрізок часу від 950 до 830 млн років. У розрізі серії представлений другим седиментаційним ритмом. За цей час у центральній частині ВПП відклалося 110 м осадків. Осадконагромадженню передував тривалий перерив і розмив залягаючої нижче товщі. Наступив період регресії моря і виведення на поверхню відкладів ромейківської світи. А після тривалого перериву на підвищених ділянках розвитку ромейківської світи сформувалися кори вивітрювання з частковим їх переривом. Саме вони і є базальним горизонтом полицької світи. Складений горизонт товщею тонколистуватих аргілітів, тонкозернистих, каолінистих шоколадно-сірого кольору з включеннями пісковиків і гніздами різнозернистих аркозів. Потужність шарів сягає 26-30 м. Можна вважати, що на його формування пішло близько 3,0 млн років. Найбільш активна в тектонічному відношенні область басейна в полицький час почала опускатися. Опускання компенсувалося нагромадженням кварц-польовошпатових дрібнозернистих, добре відсортованих осадків, перетворених в пісковики. Потужність товщі досягає понад 100 м. Склад пісковиків та їх текстурні особливості свідчать, що режим осадконагромадження був стійким, басейн мілким і прісноводним. Забарвлення порід дозволяє вважати, що в басейні переважали окисні умови. Характерною особливістю пісковиків полицької світи є підвищений вміст калійвміщующих породоутворюючих польових шпатів. Підвищена гамма-активність притаманна і породам оршанської світи білоруської серії. Саме в полицький час Волино-Поліський палеобасейн з'єднався з Оршанським, а отже з усіма внутрішньоконтинентальними морськими морями Центрально-Руської авлакогенної системи. Про це свідчить і переорієнтування осі максимального прогинання морського дна з південно-східного на північний та північно-західний напрямки. Південна та південно-східна зони прогину в полицький час зазнали підняття. Тут відклади полицької світи мають невелику потужність і часто виклинюються взагалі.

Полицька світа розкрита великою кількістю свердловин і краще вивчена, що дозволило визначити тип літогенезу осадків цієї світи як алювіально-пролювіальний, що притаманний червоноколірній формації. Нагромадження осадків відбувалося внаслідок пролювіальної діяльності тимчасових і постійних річкових потоків, які були розгалудженими та сітчастими, вітру, зсувних процесів та інших агентів перенесення уламкового матеріалу. В полицький час область зносу була підвищеною, слабо розчленованою, похилохвилястою і кам'янистою. На денудаційних рівнинах лежала потужна кора вивітрювання. Уламковий матеріал спочатку нагромаджувався і сортувався на прибережних рівнинах, низовинах, в мілководних озерах, старицях. Із зміною базису ерозії потокові агенти транспортували уламковий матеріал і доставляли його в басейн седиментації в добре окатаному та відсортованому вигляді. Клімат був аридним, жарким, з проявом вітрової діяльності. Хоча за геохімічними даними можна визначити, що він був не стабільним. Це був клімат сучасних пустель.

Пізньорифейський етап. Етап охоплює відрізок часу від 830 до 650 млн років і характеризується проявом активних тектонічних рухів і формуванням байкалід вздовж південно-західної та західної границі СЄП. Це відбилося на формуванні верхньої частини геологічного розрізу поліської серії: осадово-вулканогенних утворень жобринської світи.

Пізньополіський час. Геологічний розріз жобринської світи поліської серії найскладніший за своєю будовою. В ній можна виділити три ритми другого порядку і декілька ритмів більш високого порядку. В осадових породах широко розвинута горизонтальна, коса, косошарувата та хвиляста шаруватість, обумовлена різним гранулометричним складом прошарків, чого практично немає в розрізах залягаючих нижче світ. На різних рівнях серед дрібнозернистих пісковиків з'являються пачки тонкошаруватих і масивних аргілітів, невеликі шари яких часто виклинюються. Це свідчить про непостійність палеотектонічних і палеогеографічних обстановок.

Починається жобринська світа, як і дві нижні світи, пачкою аргілітів, що утворилися внаслідок перемиву та перевідкладення кори вивітрювання. В літературі ця пачка отримала назву чопельської зв'язки. Потужність її сягає 18-25 м. Цей базальний горизонт широко розвинутий по латералі в межах палеорифту і відсутній тільки в південно-західній зоні. Цей очевидний маркуючий горизонт свідчить про значний перерив в осадконагромадженні у Волино-Поліському басейні і вихід на денну поверхню верхніх частин полицької та ромейківської світ. На базальному горизонті формувалася товща пісковиків дрібнозернистих і алевролітів польовошпатових, масивних, рожево-цегляного кольору; на усіх рівнях фіксуються аргіліти та алевроліти, що утворюють малопотужні пачки, які виклинюються. Потужність товщі пісковиків у центральній зоні палеопрогину досягає 130 м, на сході - 85 м, а на південному заході - 10-15 м.

Після формування відкладів нижньої підсвіти жобринської світи в басейні седиментації наступає перерив в осадконагромадженні і він розпадається на ряд лагун, в яких відкладався тонкий мулистий матеріал, з якого утворився базальний горизонт середньої підсвіти жобринської світи. Цей горизонт розвинутий в басейні локально і фіксується в межах площі, обмеженої ізопахітою потужності відкладів поліської серії в 500 м та більше. На базальному горизонті утворилася товща піщаного матеріалу, з потужністю в центральній зоні близько 155 м, яка і складає середню підсвіту жобринської світи. За межами центральної зони відклади цієї підсвіти відсутні. Верхня підсвіта жобринської світи в загальному розрізі поліської серії представлена п'ятим ритмом. Вона поширена в палеобасейні локально і фіксується тільки в зоні найглибшого прогинання дна палеобасену, де потужність поліської серії обмежена ізопахітою в 600 м. Вище базального горизонта залягають дрібно -, середньо- та крупнозернисті, міцні, масивної текстури пісковики, кремувато-бурого забарвлення. Потужність їх в центрі палеорифта досягає 140 м. Замикає розріз пачка дрібнозернистих пісковиків, які перешаровуються з алевролітами, потужністю 50-70 м. Всі підсвіти та окремі пачки жобринської світи зіставляються з верхньою частиною розрізу оршанської світи білоруської серії за літологічним складом порід, окатаністю уламкового матеріалу, ритмічністю та текстурними особливостями. Це свідчить про те, що в пізньому рифеї Волино-Поліський та Оршанський палеопрогини являли собою єдиний басейн седиментації теригенного матеріалу.

Гіпсометричний рівень областей зносу теригенного матеріалу до кінця рифейського часу знизився до відмітки 750 - 900 м. Палеорельєф був хвилястим, переважали невисокі кряжі, складені гранітами. Вони в загальних рисах визначали мозаїку палеорельєфу. Плоскі рівнини, складені архейськими породами тимчасово виповнювалися водою. Тут утворилися заплавні озера, стариці, болота, де нагромаджувався тонкий теригенний матеріал. Усе це свідчить про відмирання (скорочення ) Волино-Поліського басейну седиментації.

Можна припустити, що ерозія знищила, приблизно, двохкілометрову товщу метаморфізованих осадочно-вулканогенних утворень. Були оголені склепіннєві частини гранітних масивів, завдяки чому теригенний матеріал збагатився калійвміщуючими польовими шпатами. Ерозія знищила не тільки верхні частини жобринської та оршанської світ, але і відклади лапічської світи, яка могла знаходитися вище.

Овруцький палеорифт. Історія геологічного розвитку Овруцького палеорифту поки що, на жаль, вивчена погано, хоча її дослідженням займалося багато вчених. Товща розрізу нижньобілокоровицької підсвіти, яка в роботі віднесена до рифею, за рівнем окатаності уламкового матеріалу, ступенем його зрілості, ритмічністю та іншими літологічними параметрами може розглядатися як дуже швидко утворена товща осадових порід, що сформувалася під впливом невеликих коливальних рухів з перемінним знаком. Осадово-вулканогенні утворення збраньківської світи, які залягають на розмитій поверхні рапаківіподібних гранітів коростенського комплексу, являють собою трапові утворення крайової частини рифейського палеопрогину, під яким поверхня Мохо піднята до 32 км. Тільки на рівні цього зрізу можна розглядати палеогеографічні умови і палеотектоніку Овруцького палеорифту в рифеї. Усі утворення, що залягають вище цього рівня, є пострифейськими. Це підтверджується знахідками в них залишків викопних організмів. Закладання усіх трьох грабен-синкліналей Овруцького палеорифта визначається інтервалом часу від 1350 до 1200 млн років.

Перший прояв вулканізму відбувався у Вільчанській грабен-синкліналі. Саме тут кварцові порфіри лежать прямо на коростенських гранітах. Потужність товщі досягає 300 м. Вище залягає товща гравелітів, конгломератів та сланців, які складають базальний горизонт нижньозбраньківської підсвіти в межах Овруцької грабен-синкліналі. Саме в цих відкладах у Вільчанській западині виявлений середньорифейський комплекс акритарх. Пізніше сформувалися пластові тіла діабазів, базальтів, кварцових порфірітів в середній частині цієї структури. Уламковий матеріал надходив сюди в дуже малій кількості, оскільки грабен-синкліналь розташована у верхній частині Коростенського підняття, а товща пугачівських пісковиків, яка була джерелом теригенних відкладів знаходилася нижче. Ця область забезпечувала матеріалом Білокоровицьку структуру. Вона була постійною впродовж усього часу формування нижньобілокоровицької підсвіти, що доказано результатами вивчення речовинного складу і текстурних особливостей галечного матеріалу, які викладені в тексті роботи. Коливальні рухи з перемінним знаком були активними тільки в межах басейну седиментації і слабо охоплювали області зносу. Часте виклинювання, фаціальне заміщення по площі одних порід іншими, низький ступінь зрілості величезного матеріалу говорять про алювіально-пролювіальний тип літогенезу осадків. Про це свідчить і відсутність ознак окатаності дрібної фракції. Відклади формувалися під дією тимчасових потоків на початку трансгресивного циклу, опускання дна басейну седиментації супроводжувалося зміною субаеральних умов, що обумовило нагромадження розрізу піщано-алевролітових відкладів. Одночасно у віковому відношенні з розрізом нижньобілокоровицької підсвіти формувалися осадові породи верхньозбраньківської підсвіти. Тут нагромадилися ті ж самі кварцові пісковики, конгломерати, сланці.

Полицько-оршанське море, яке наступило із північного сходу, перекрило майже увесь Волинський блок УЩ, зокрема Овруцький водний басейн, в якому у цей час відкладався добре відсортований, відмитий, однорідний за складом теригенний матеріал, який за усіма своїми ознаками відповідав пісковикам полицької й оршанської світ. Розміщення басейну на більш високому гіпсометричному рівні древнього палеорельєфу, ніж Волино-Оршанський, а також відсутність відкладів венду на поверхні Волинського блока УЩ, які могли б зберегти від ерозії рифейські утворення в цій структурі, тривалість денудації від пізнього рифею до девону -це результат того, що від рифейського розрізу в Овруцькому палеорифті залишилися тільки його найнижчі частини. В середині палеозойського часу зденудована поверхня рифейських утворень в Овруцькому палеорифті покривається морем. На них відкладаються породи верхньобілокоровицької та озерянської світи топільнянської серії та товкачівської світ овруцької серії.

Кореляція літостратиграфічних розрізів рифейських відкладів україни з розрізами інших регіонів світу

У цьому розділі підбиваються результати вивчення осадово-вулканогенних утворень рифею на території платформної частини України і визначається їх місце серед літостратиграфічних комплексів цього періоду інших регіонів світу. Насамперед корелюються серії, світи, товщі за набором порід, речовинним складом уламкового матеріалу та умовами утворення.

У рифейських грабен-синкліналях України породи нижнього рифею відсутні. За багатьма параметрами нижньобілокоровицька підсвіта зіставляється із зільмердакською світою Південного Уралу, гожанською світою Приуралля, жуїнською світою Патомського нагір'я, ангарською світою Єнісейського кряжа. Усі ці світи в своїй основі складені ритмічними товщами з перешаруванням конгломератів, аркозів, поліміктових пісковиків з алевролітами та сланцями. Такими ж самими ритмічними товщами починаються розрізи світи Сяма-Лінь (Південний Китай), серії Карнул (авлакоген Куддалах, Індія), світи Боннер (США). Остання, а також розрізи рифею п-ова Лабрадор за умовами утворення подібні до поліської серії України. Відкладання осадків відбувалося тут у мілководному басейні. Серія Верхнє Ківіно - прямий аналог поліської серії. Вона так само розчленована на три світи, що складені виключно червоноколірними теригенними породами.

На Африканському континенті серія Лубулі (Заїр) складена ритмічною товщею конгломератів, пісковиків, алевролітів і сланців. Вік верхньої частини цієї серії відповідає 1000 млн років. Розріз серії Уха (Танзанія) може бути зіставленим із збраньківською світою. Починається розріз серії Уха базальтами з прошарками пісковиків і сланців. Перекриваються базальтові покриви поліміктовими та кварцовими пісковиками. В Алжірі світа Верхній Фарузі є аналогом розрізу Вільчанської грабен-синкліналі. Значні за потужністю пласти кислих вулканітів перекриваються пісковикам і сланцями. В Австралії серія Толмер (прогин Вікторія-Рівер) та світи Венд-Крік та Хелі-Колтер (плита Стьорт) за розрізами верхнього рифею корелюються із полицькою та жобринською світами поліської серії. Вони представлені відсортованими пісковиками з прошарками аргілітів, які виклинюються за простяганням.

Виконана кореляція літостратиграфічних розрізів рифею України з розрізами інших регіонів світу дозволила зробити висновок про те, що в кінці середнього і на початку пізнього рифею на усіх материках світу у внутрішньоконтинентальних водних басейнах відбулася всеохоплююча регресія, в результаті якої сформувалися теригенні уламкові червоноколірні товщі. Ці відклади формувалися в цей час і в палеопрогинах платформеної частини території України. Пізніше, вже у другій половині пізнього рифею в багатьох палеопрогинах Уралу, Китаю, Північної Америки, Африки, Австралії різко змінилися палеогеографічні умови, змінився також і склад води, що привело до накопичення значних за потужністю товщ вапняків, доломітів, які часто перешаровуються з мергелями і глинистими сланцями. У вапняках знайдені та вивчені строматоліти та онколіти.

Мікрофітофосилії рифейських відкладів україни

Викопні організми порід докембрію відомі і вивчаються вже понад 100 років. Палеонтологія докембрію, яка розвивається як самостійний напрям в геології з 50-х років минулого сторіччя, включає вивчення строматолітів - карбонатних і кременистих біогерм, залишків мікроорганізмів

(бактерій, ціанобактерій, грибів, різних груп водоростей) та макроорганізмів (макрофлори та фауністичних залишків).

У рифейських відкладах континентів світу відомо декілька десятків місцезнаходжень мікробіоти. Це акритархи, гриби, водорості прокаріотної та еукаріотної організації, продукти життєдіяльності яких закарбовані у вигляді строматолітів і мікрофітолітів. Вони виявлені у відкладах Південного Уралу (Башкирський антиклінорій), Алданського щита (Учуро-Майський район), Доушаньто (Китай), Хектор (Канада), Несиярві (Фінляндія), Вампала (Індія), Канадського щита (Велике Ведмеже озеро, р.Коппермайн), Африканського щита, Біттер-Спрінг, Мак-Артур (Австралія), Белт (США), Бамбуі (Бразілія), Санвон (Північна Корея, Пхеньянський прогин), Піган (США), Патомського нагір'я, Анабарського масиву, Таймирського, Кольського п-овів, Єнісейського кряжа, Волго-Уральської області, Ігарського, Туруханського районів, Катангської сідловини, Прибайкалля та ін.

Знахідки рифейських мікрофосилій відомі у відкладах Волино-Поліського прогину, Овруцького палеорифту, Приазовських накладених структур. Вони представлені в породах збраньківської світи Овруцької западини акритархами Kildinella T i m., K. jakytika T i m., K. hyperboreica T i m., Leiosphaeridia obsuleta (N a u m.) J a n k, Stictosphaeridium sp., Symplassosphaeridium sp. (Асеєва, Фуртес); збраньківської світи Вільчанської западини: Leiosphaeridia obsuleta (N a u m.) J a n k, L. crassa (N a u m.) J a n k, Leiosphaeridia sp. (Міхницька); поліської серії Волино-Поліського прогину: Leiosphaeridia effusa S h e p., L. vesljanica T i m., Symplassosphaeridium aff. undosum J a n k., Arctacellularia ellipsoidea H e r m., Eomycetopsis polisicus A s s. (Асєєва); поліської серії Шепетівського трогу: Pterospermopsimorpha pileiformis T i m. emend M i k h., Leiosphaeridia sp., Satka squaminifera P j a t. ( Міхницька).