Введение в геологию беларуси

Информация о глубинном строении земной коры и верхней мантии территории Беларуси получена на основании, главным обра­зом, геофизических (гравиметрических, магнитометрических, сейсми­ческих) данных. Их комплексная интерпретация позволила вычислить глубину залегания поверхности Мохоровичича (Мохо), соответству­ющей подошве земной коры, выявить основные особенности глубин­ного строения земной коры, определить мощность литосферы, кото­рая включает земную кору и жесткую верхнюю часть верхней мантии, оценить мощность астеносферы, т.е. жидкого слоя мантии, подстила­ющего литосферу [10, 11, 13].

Поверхность Мохо, глубина залегания которой одновременно является мощностью земной коры, на территории Беларуси находит­ся, в основном, на глубинах от 40 до 55 км (рис. 27). Наименьшая мощ­ность земной коры свойственна Припятскому прогибу; здесь она на отдельных участках составляет 35—40 км. Наиболее мощная земная кора — в пределах Белорусской антеклизы и Оршанской впадины (50-55 км).

Земная кора Беларуси подразделяется на четыре слоя: (1) плат­форменный чехол, (2) «гранитный», или «гранитно-метаморфический» слой, отождествляемый с кристаллическим фундаментом, (3) «диори­товый» и (4) «базальтовый». Общее представление о положении и мощности этих слоев дает рис. 28.

Наибольшие значения мощности литосферы характерны для Белорусской антеклизы (до 200 км), наименьшие — для Припятского прогиба (90—100 км) (рис. 29 а). Таким образом, между мощностью земной коры и литосферы в общем существует прямое соответствие: утолщенная земная кора отвечает утолщенной литосфере.

Соотношение между мощностью астеносферы (рис. 29 б) и литосферы обратное: на Белорусской антеклизе - очень тонкая астеносфера (менее 30 км), в Припятском прогибе — наиболее мощ­ная (до 130 км).

В кристаллическом фундаменте Беларуси выделены три круп­ных структурно-вещественных мегакомплекса, каждый из которых

106

км О

Рис. 27. Мощность (км) земной коры на территории Беларуси [13].

сз юв

Гродно Старобин

Рис. 29. Мощность (км) литосферы (а) и астеносферы (б) на территории Беларуси [13].

108

екая толща) и сопряженных с ним эндербит-чарнокитового, бласто-милонитового и ряда магматических комплексов.

В составе вулканоплутоническогомегакамплекса—волхвинский, микашевичский, житковичский, нагорновский, березинский, загорбаш-ский магматические комплексы, а также вулканогенные и метаосадоч-ные образования сланцевого комплекса (житковичская серия).

В зависимости от преобладания того или иного структурно-ве­щественного мегакомплекса в фундаменте Беларуси выделены грану­литовые, гранитогнейсовые и вулканоплутоническая геоструктурные области (см. рис. 1).

Гранулитовые области подразделяются на два типа: линейные (Белорусско-Прибалтийский гранулитовый пояс) и субизометричные (Брагинский и Витебский гранулитовые массивы).

109

Гранитогнейсовые области сложены породами гранитогнейсо-вого структурно-вещественного мегакомплекса и представлены дву­мя субмеридиональными зонами: Центрально-Белорусской (Смоле-вичско-Дрогичинской) и Восточно-Литовской (Инчукалнской). Они протягиваются в виде широких полос по обе стороны от Белорусско-Прибалтийского гранулитового пояса (первая — с востока, вторая — с запада).

Вулканоплутоническая область представлена Оснщко-Мжаше-вичским вулканоплутоническим поясом, охватывающим около трети площади фундамента Беларуси [6]. Он протягивается широкой

110

(100—150 км) полосой в северо-восточном направлении от зоны Тейс-сейра-Торнквиста через северо-запад Украинского щита до восточ­ных границ Беларуси. Пояс ограничен мантийными разломами: Сто-ходско-Могилевским на северо-западе и Пержанско-Суражским на юго-востоке.

Выше мы уже упомянули о разломах в кристаллическом фун­даменте. Остановимся на этом вопросе несколько подробнее. Разло­мы (разрывные нарушения) играют значительную роль в формиро­вании внутренней структуры фундамента и размещении в его пределах продуктов магматизма и сопутствующей ему рудной мине­рализации.

В фундаменте существуют системы разломов разной простран­ственной ориентировки [13]. Преобладающим распространением пользуются разломы субмеридионального, северо-восточного, северо-восточно-субширотного, северо-западного и субширотного простира­ния. По протяженности и рангу ограничиваемых тектонических элемен­тов разломы фундамента подразделяются на суперрегиональные, региональные, субрегиональные и локальные. Так, уже названные выше Кореличский и Белостокский разломы, ограничивающие Белорусско-Прибалтийский гранулитовый пояс и имеющие протяженность до 400 км, относятся к категории суперрегиональных. Внутри гранулито-вого пояса находятся региональные разломы; они расчленяют пояс на гранулитовые блоки и зоны бластомилонитов. Наиболее крупные раз­ломы этого ранга—Скидельский, Щучинский, Пружанский, Воложин-ский и др. — протягиваются на расстояние до 200—250 км. Внутри гра-нулитовых блоков и зон бластомилонитов развиты разломы меньшей протяженности (30-60, редко до 100 км), которые относятся к катего­рии субрегиональных и локальных.

111

В составе платформенного чехла территории Беларуси выде­ляется несколько вертикальных, последовательно сменяющих друг друга в разрезе структурных комплексов, каждый из которых имеет свою пространственную локализацию [13, 46]. Эти комплексы, раз­деленные структурными несогласиями, соответствуют основным тек­тоническим этапам развития региона. Выделяются готский, нижнебай­кальский, верхнебайкальский, каледонский, герцинский и киммерийско-альпийский структурные комплексы. Готским комплек­сом сложена квазиплатформенная часть чехла, отвечающая тому эта­пу, когда территория Беларуси, по существу, была еще кристалличес­ким щитом, а не плитой. Нижнебайкальский комплекс представляет катаплатформенную часть чехла. Образование этого комплекса озна­меновало собой превращение щита в плиту. В дальнейшем сформи­ровалась ортоплатформенная часть чехла, сложенная верхнебай­кальским, каледонским, герцинским и киммерийско-альпийским структурными комплексами.

112

Важнейшей структурной поверхностью, положение которой определяет современную тектонику чехла территории Беларуси, яв­ляется граница чехла и фундамента. Анализ характера структурных поверхностей, лежащих выше, дает возможность выявить основные особенности современной тектоники различных структурных комп­лексов чехла (нижнебайкальского, верхнебайкальского, каледонского, герцинского и киммерийско-альпийского) и реконструировать исто­рию развития структур [13, 46].

По глубинной позиции поверхности кристаллического фунда­мента на территории Беларуси выделяются следующие основные структурные элементы: Белорусская антеклиза, Припятский прогиб, Подлясско-Брестская и Оршанская впадины, Латвийская, Полесская, Жлобинская и Брагинско-Лоевская седловины, Балтийская синекли-за и Воронежская антеклиза. На крайнем юге страны крайне незначи­тельную площадь занимают северные отроги Украинского кристалли­ческого щита, а на крайнем юго-западе — Луковско-Ратновский горст и Волынская моноклиналь Волыно-Подольской впадины (см. рис. 2).

Белорусская антеклиза занимает центральную и западную ча­сти территории Беларуси и уходит за западные границы страны [20]. Это тектоническая область с высоким (до +0,1 км) залеганием фунда­мента. В плане антеклиза имеет форму разностороннего треугольни­ка, основание которого тянется в субширотном направлении почти на 600 км.

Белорусская антеклиза формировалась как остаточная положи­тельная структура в результате разновременного прогибания сопре­дельных отрицательных структур: Оршанской впадины на востоке (раннебайкальский этап), Балтийской синеклизы и Подлясско-Брест-ской впадины на западе (каледонский этап), Припятского прогиба на

114

юго-востоке (герцинский этап). Поэтому в своде антеклизы на поро­дах фундамента залегают четвертичные образования, а на ее склонах появляются отложения, выполняющие сопредельные отрицательные структуры.

Периклинальные части Белорусской антеклизы выделяются в качестве погребенных выступов.

Между Центрально-Белорусским массивом и Вилейским погре­бенным выступом расположен Воложинский грабен. Он ориентиро­ван в северо-западном направлении и соединяет Балтийскую синеклизу и Оршанскую впадину. С северо-востока грабен ограничен Ошмян-ским разломом, с юго-запада — Налибокским. Протяженность струк-

туры—160—170, ширина—40-50 км. Поверхность фундамента в ее пре­делах находится на отметках от —0,2 до —0,4 км.

Северо-западный и восточный склоны Белорусской антеклизы выделяются соответственно как Прибалтийская и Приоршанская мо­ноклинали. В пределах первой из них поверхность фундамента поло­го погружается в сторону Балтийской синеклизы, в пределах второй — в сторону Оршанской впадины.

Припятский прогиб, наиболее детально изученная структу­ра территории Беларуси [13,21,47], расположен между Белорусской антеклизой и Жлобинской седловиной на севере и Украинским кристаллическим щитом на юге (см. рис. 2). Полесская седловина отделяет Припятский прогиб от Подлясско-Брестской впадины на за­паде, а Брагинско-Лоевская седловина - от Днепровско-Донецкого прогиба на востоке. От Украинского щита прогиб отделен Южно-Припятским краевым разломом, представляющим собой зону сбро­сов общей амплитудой по поверхности фундамента до 2-А км. От Белорусской антеклизы прогиб отделен Северо-Припятским супер­региональным листрическим разломом мантийного заложения, со­стоящим из серии разрывов типа сбросов с суммарной амплитудой до 2—3,5 км, от Жлобинской седловины — Малиновско-Глазовским и Жлобинским разломами. Припятский прогиб протягивается в запад-северо-западном, близком к широтному, направлении на 280 км и имеет ширину до 150 км.

По поверхности фундамента Припятский прогиб состоит из Припятского грабена и Северо-Припятского плеча (рис. 30). Послед­нее примыкает с севера к восточной части Припятского грабена. Северо-Припятским краевым разломом плечо отделено от грабена, а Малиновско-Глазовским и Жлобинским разломами — от Жлобинской седловины. Протяженность Северо-Припятского плеча с запада на восток составляет 120 км, ширина— 10—40 км.

Северная зона ступеней состоит из Речицко-Шатилковской и Червонослободско-Малодушинской тектонических ступеней, Север­ной зоны бортовых уступов и Старобинской депрессии (рис. 31, см. рис. 30). Внутренний грабен включает Петриковско-Хобнинскую зону осевых погруженных выступов и периклиналей, а также Заречинско-Великоборскую, Шестовичско-Сколодинскую и Наровлянско-Ельскую ступени, Южную зону бортовых уступов и Туровскую депрессию.

116

Микашевичско-'i Житковичский

Белорусская антеклиза , _- ■ "

Украинский Южная зона Наровлянско-Ельская ступень щит бортовых уступов

Ельское Заозерное

Ю поднятие поднятие

1 1 30 29 21 1

о

Петриковский

погребенный выступ
Каменское Прудокское Южно-Горохов-
поднятие поднятие ское поднятие
5 9 761 1 1 3

КМ

Заречинско- Червонослободско- Речицко-Шатилковская Северо-Припятское

Великоборская ступень Малодушинская ступень ступень плечо

БобровичскоеСавичское Октябрьское Вишанское Моисеевское Северная зона

поднятие поднятие поднятие поднятие поднятие бортовых уступов Q

24 1 6.15 63 1 2.7 2421 23 163 27 15 7 2 11

Рис. 31. Геологический разрез через Припятский прогиб (по В.С.Конищеву [13]). Образования: 1 —архейские и нижнепротерозой­ские, 2 — верхнепротерозойские, 3 — подсолевые девонские, 4 — нижнесолевые, 5 — межсолевые, 6 — галитовой подтолщи верхней солевой тол­щи, 7 — калиеносной подтолщи верхней солевой толщи, 8 — надсолевые девонские, каменноугольные и пермские, 9 — мезозойские и кайнозой-ские, 10 — брекчия кепрока; 11 — скважины и их номера.

Наибольшей мощностью и наиболее сложным строением от­личается герцинский структурный комплекс, который подразделяет­ся на эмско-семилукский, речицко-фаменский, каменноугольный, пермский и нижне-среднетриасовый структурные этажи.

Важнейшей особенностью тектонического стиля эмско-семи-лукского и речицко-фаменского структурных этажей является то, что в их пределах имеет место переход от преимущественно блоковой структуры подсолевых отложений к блоково-пликативной структуре нижнесолевых и межсолевых отложений и пликативной структуре верхней солевой и надсолевой толщ. Изменение характера дислоци-рованности отложений снизу вверх по чехлу прогиба касается струк­тур разного порядка, в том числе локальных.

Региональный структурный план подсолевых девонских отло­жений совпадает с таковым поверхности фундамента. Основными структурными элементами этой части чехла Припятского прогиба являются тектонические ступени и выступы, ограниченные и разби­тые на блоки разломами (см. рис. 30,31). Ведущим фактором форми­рования локальных структур подсолевой толщи были дифференциро­ванные блоковые подвижки по разломам, в связи с чем практически все структуры в ней блоковые и ограничены сбросами.

Локальные поднятия подсолевой толщи являются осложнениями зон приразломных поднятий и представляют собой моноклинали или слабовыраженные гемиантиклинали, приуроченные к поднятым крыль­ям разломов. Некоторые локальные поднятия расположены в промежу­точных блоках зон разломов или на склонах ступеней и представляют собой моноклинальные или слабоизогнутые блоки, зажатые разрывны­ми нарушениями со всех сторон. В зонах приразломных опусканий раз­виты локальные синклинали, брахисинклинали, мульды, структурные заливы, полусинклинали и полумульды, примыкающие к разломам, и моноклинальные блоки, ограниченные со всех сторон разломами.

Для нижней солевой и межсолевой толщ характерны структу­ры, которые по своим морфогенетическим особенностям занимают промежуточное положение между блоковыми и пликативными. Здесь выделяются блоковые структуры (ступени и выступы), пликативно-блоковые (зоны приразломных поднятий и опусканий) и пликативные (валы, синклинальные зоны, антиклинали, брахиантиклинали, купо­ла, структурные носы, синклинали, мульды, структурные заливы). Характерны сложные и разнообразные переходы от типично блоко­вых структур, развитых на западной и юго-восточной окраинах про­гиба, к типично пликативным, развитым в его центральной части. При

формировании локальных структур нижнесолевых и межсолевых от­ложений ведущим фактором были блоковые подвижки по разломам. В пластичных солях и неконсолидированных глинисто-карбонатных межсолевых отложениях разломы отражались флексурами, придавав­шими структурам пликативный характер. Вторым по значению струк-туроформирующим фактором был галокинез в нижней солевой тол­ще [21]. Под его воздействием сформированы протяженные соляные валы, соляные антиклинали, соляные купола, а также сопровождаю­щие их синклинальные зоны, синклинали и мульды. Большинство соляных поднятий приразломные.

Все локальные структуры межсолевого комплекса делятся на две группы: (1) отраженные приразломные несоляные и (2) франские соляные, также, в основном, приразломные.

Отраженные несоляные поднятия расположены над подняты­ми блоками подсолевой толщи, отраженные несоляные опускания — над погруженными подсолевыми блоками. Таким образом, отражен­ные структуры как бы отражают структуру нижележащего подсоле-вого комплекса.

Большинство франских соляных поднятий, которые подразде­ляются на антиклинали и купола, принадлежит к классу диапироидов, поскольку соляные массивы, сложенные активной солью в средней части толщи, не прорывают ее верхней пассивной части и межсоле­вых отложений.

Верхнесолевые и надсолевые девонские отложения имеют еди­ный структурный план. По поверхности галитовой подтолщи верхней солевой толщи и в вышележащих отложениях развиты типичные пли-кативные структуры: антиклинали, купола, группирующиеся в протя­женные валы, а также синклинали и мульды, объединяемые в синкли­нальные зоны. Это обусловлено отражением разломов флексурами в пластичной галитовой подтолще и активным проявлением в ней галокинеза. Локальные структуры описываемой части разреза форми­ровались под воздействием двух основных тектонических факторов: блоковых движений по разломам и галокинеза в нижней и верхней солевых толщах. По генезису они: (1) отраженные несоляные и (2) соляные.

Отраженные несоляные поднятия, наследующие структуру нижележащей подсолевой толщи, распространены в западной и юго-восточной частях прогиба, где обе солевые толщи находятся в плас­товом залегании. По форме в плане эти поднятия подразделяются на купола, антиклинали и гемиантиклинали. Отраженные несоляные поднятия малоамплитудные (50—100, реже до 200 м по поверхности фаменской солевой толщи), выполаживаются вверх по разрезу и час­то не выделяются в верхней части разреза.

Соляные поднятия (образованные с участием соляной тектони­ки) подразделяются на два типа: (1) поднятия, содержащие в ядрах со­ляные массивы, образованные солью галитовой подтолщи; (2) межку­польные бессолевые компенсационные остаточные поднятия типа «щита черепахи». Большинство локальных поднятий верхнесолевых и надсо-левых отложений относится к первому типу. По форме в плане фамен-ские соляные поднятия делятся на антиклинали и купола. Большинство соляных поднятий—антиклинали; купола немногочисленны. По харак­теру соотношения соляных массивов антиклиналей и куполов с покры­вающими отложениями все поднятия делятся на диапироиды (соляные подушки) и криптодиапиры. Диапироиды имеют в ядрах относительно слабовыраженные соляные массивы, не выходящие за пределы покры­вающих образований (глинисто-галитовой подтолщи верхней солевой толщи или надсолевых девонских пород). Мощность галитовой подтол­щи в массивах диапироидов составляет обычно 600-800 м, но иногда достигает 1400—1600 м; гораздо меньшая мощность (несколько десят­ков метров, реже 200^00 м) отмечается в смежных синклиналях. К классу диапироидов относится большинство фаменских соляных под­нятий Припятского прогиба. Криптодиапиры отличаются от диапирои­дов тем, что их соляными массивами частично прорваны низы надсо­левых отложений. Степень прорыва соляными массивами перекрывающих отложений бывает различной. Наиболее многочислен­ны предтриасовые криптодиапиры. Мощная (200—300 м) остаточная брекчия выщелачивания в их сводах несогласно перекрыта породами триаса. Брекчия кепрока в своде Притокского купола залегает под па­леогеновыми отложениями.

Каменноугольный структурный этаж в целом наследует струк­турный план подстилающих надсолевых девонских отложений и по­верхности верхней солевой толщи. Вместе с тем, структуры в отло­жениях карбона выполаживаются, так как на крыльях соляных валов и поднятий эти отложения с перерывом, размывом и угловым несо­гласием перекрывают надсолевые девонские. Отложения этажа на большей части прогиба выполняют синклинальные зоны и отсутству­ют в сводах валов, главным образом, из-за многочисленных размывов. Выделяются синклинальные зоны, синклинали, брахисинклинали, мульды, структурные заливы, а также единичные межкупольные поднятия типа «щита черепахи». Такие пассивные поднятия располо­жены над синклиналями и мульдами в верхней соленосной толще.

Пермский структурный этаж наиболее полно представлен в синклиналях и мульдах Припятского прогиба. Он сложен пестроцвет-ными песчано-глинистыми и соленосными отложениями. В Южно-Ка-менской и Северо-Каменской синклиналях, где в состав этажа входит эвапоритовая толща, его мощность достигает 1100 м и более. Отло­жения этажа несогласно, с размывом, перекрывают разновозрастные каменноугольные и надсолевые девонские отложения и перекрыты триасовыми.

Герцинский структурный комплекс завершается нижне-средне-триасовым структурным этажом, который залегает на разновоз­растных подстилающих отложениях. Образования этажа развиты на большей части прогиба и отсутствуют только в самых западных районах. Отмечается общее совпадение структурных форм подошвы триасовых отложений и подстилающих образований. В отложениях этажа развиты исключительно пликативные структуры: валы и син­клинальные зоны, антиклинали, брахиантиклинали, купола, структур­ные носы, синклинали, мульды, структурные заливы.

Подлясско-Брестская впадина, расположенная на террито­рии Беларуси и Польши, простирается в субширотном направлении и имеет вид структурного залива, центриклинально замыкающегося на востоке и открывающегося к западу (см. рис. 2). На западе впади­на примыкает к линии Тейссейра-Торнквиста, восточная ее граница проведена условно по изогипсе поверхности фундамента—0,5 км [13, 18]. С севера и юга Подлясско-Брестская впадина ограничена раз­ломами субширотного простирания: Свислочским и Северо-Ратнов-ским. Первый отделяет ее от Белорусской антеклизы, второй — от Луковско-Ратновского горста, южнее которого на территорию Бела­руси заходит Волынская моноклиналь Волыно-Подольской впадины. Подлясско-Брестская впадина вытянута на 350 км, ширина ее изме­няется от 90 до 130 км. Поверхность фундамента в пределах впади­ны погружается в западном направлении до 9 км (на территории Польши).

Впадина выполнена образованиями рифея, венда, кембрия, ор­довика, силура, девона, карбона, перми, триаса, юры, мела, палео­гена, неогена, антропогена. В платформенном чехле впадины выде­лены готский, нижнебайкальский, верхнебайкальский, каледонский, герцинский и киммерийско-альпийский структурные комплексы.

Кроме уже названных ограничивающих впадину субширотных раломов в ней выявлены разломы северо-восточного простирания. Наиболее значительные по амплитуде и протяженности Высоковский и Дивинский разломы. Амплитуда Высоковского разлома составляет более 200 м. Дивинский разлом общей протяженностью около 87 км простирается в восток-северо-восточном направлении; амплитуда его изменяется от нескольких десятков метров на востоке до 300 м на западе. Менее протяженными являются Прибугский и Кустинский раз­ломы, с которыми связано формирование локальных поднятий Подлясско-Брестской впадины. Протяженность Прибугского разлома — 22 км, амплитуда — 300 м; Кустинского— соответственно 19 км и до 100 м.

На территории Подлясско-Брестской впадины выявлены два ло­кальных поднятия — Прибугское и Кустинское.

Прибугское поднятие фиксируется по кровле карбонатной толщи ордовика и кровле эффузивной толщи венда. Это - брахиантик-линаль северо-восточного простирания, восточное крыло которой осложнено разломами взбросового характера. Площадь поднятия составляет 14,5 км², амплитуда — 75 м. В нижнекембрийских песча­ных отложениях Прибугского поднятия создано крупное подземное хранилище газа.

Кустинское локальное поднятие — брахиантиклиналь, осложнен­ная разломом северо-восточного направления. Амплитуда поднятия по поверхности ордовикских отложений составляет 50-60 м.

Основной этап формирования Подлясско-Брестской впадины — каледонский. С ним связаны максимальное погружение впадины, накопление мощной толщи осадочных пород, образование малоампли­тудных локальных структур. Тектонические движения вдоль разломов в течение каледонского этапа, в основном, определили современную структуру впадины.

В региональном плане в пределах Оршанской впадины наблю­дается погружение поверхности фундамента на север-северо-восток от —0,8 до —1,7 км. В целом для впадины характерны относительно крутые борта и плоское дно.

Во впадине выделяются Витебская и Могилевская мульды, раз­деляющий их Центрально-Оршанский горст, и Червенский структур­ный залив [5].

Витебская мульда представляет собой овальную, слегка асим­метричную структуру субмеридионального простирания. Ее размер -100 х 80 км. Максимальное погружение фундамента (—1672 м) отмече­но в осевой части мульды на территории Смоленской области России.

Могилевская мульда имеет изометричные контуры. Наибольшая достигнутая бурением глубина поверхности фундамента в ней харак­теризуется отметкой—1143 м, однако, по геофизическим данным, есть участки, где фундамент залегает глубже (-1,4 км).

Центрально-Оршанский горст сечет впадину с юго-запада на северо-восток. С юго-востока он ограничен Смоленским разломом амплитудой 150—200 м, с северо-запада — Оршанским разломом амплитудой 70—80 м. В пределах горста поверхность фундамента при­поднята относительно разделяемых им Витебской и Могилевской мульд на 100—200 м. Протяженность Центрально-Оршанского горста — 35, ширина — 8 км.

Червенский структурный залив, отходящий на юго-запад от Могилевской мульды, глубоко вдается в восточный склон Белорусской антеклизы и является юго-западным центриклинальным замыканием Оршанской впадины. Структурный залив простирается в северо-вос­точном направлении на расстояние более 90 км. Наибольшая глубина залегания поверхности фундамента здесь характеризуется абсолютной отметкой немногим более —0,9 км. В юго-западной части Червенско-го структурного залива сейсморазведкой и бурением выявлен ряд слег­ка асимметричных локальных поднятий типа брахиантиклиналей с амплитудой 50—100 м. Размеры наиболее крупных из них достигают 30 х 15 км. В пределах одного из таких поднятий — Осиповичского — создано подземное хранилище газа, который закачивается в перекры­тые покрышкой терригенные породы рифея.

Основной этап формирования Оршанской впадины — ранне-байкальский. С ним связаны максимальное погружение впадины, накопление мощной толщи крас но цветных песчаников оршанской свиты рифея, образование названных выше структур. На раннебай-кальском этапе Оршанская впадина развивалась как самостоятель­ная структура. По образованиям верхнебайкальского структурного комплекса Оршанская впадина в качестве отдельной структуры уже не выделяется; ее территория становится юго-западной центрикли-налью Московской синеклизы — одной из крупнейших структур Восточно-Европейской платформы. Поверхность пород волынской серии венда, входящих в состав верхнебайкальского комплекса, плав­но погружается на северо-восток от 0 до -0,7 км и глубже к центру Московской синеклизы.

Образования герцинского структурного комплекса впадины наследуют структурный план верхнебайкальского комплекса и обра­зуют пологую моноклиналь, погружающуюся от 0,05 до—0,2 км и глуб­же на северо-восток в сторону осевой части Московской синеклизы. Это погружение происходит очень полого, градиент наклона отложе­ний не превышает 1 м/км.

Киммерийско-алышйский структурный комплекс маломощным покровом с резким угловым и стратиграфическим несогласием пере­крывает размытую поверхность отложений герцинского комплекса. Киммерийско-альпийские образования формируют наложенную структуру—наклоненную на юг Восточно-Белорусскую моноклиналь, которая представляет собой северный борт Припятско-Днепровской синеклизы.

Платформенный чехол Полесской седловины сложен рифей-скими, вендскими и мезо-кайнозойскими отложениями, входящими в состав трех основных структурных комплексов: нижнебайкальского, верхнебайкальского и киммерийско-альпийского.

В восточной части Полесской седловины имеется структурный нос, называемый Микашевичско-Житковичским выступом. Он захо­дит далеко в Припятский прогиб; кристаллический фундамент в его пределах перекрыт очень маломощной осадочной толщей.

Жлобинская седловина находится между Оршанской впади­ной на севере и Северо-Припятским плечом Припятского прогиба на юге, между Белорусской антеклизой на западе и Воронежской анте­клизой на востоке. От Северо-Припятского плеча седловина отделена Жлобинским и Малиновско-Глазовским мантийными листрическими разломами. Не исключено, что на границе седловины с Оршанской впа­диной также имеется серия разрывных нарушений. Седловина протя­гивается в близком к широтному направлении на 110 км, имеет шири­ну 25—50 км.

Поверхность кристаллического фундамента в пределах Жлобин-ской седловины залегает на отметках от —0,5 до —0,8 км, погружается в северном и южном направлениях и воздымается на запад и восток.

В образованиях герцинского структурного комплекса Жлобин-ской седловины установлено и изучено несколько десятков трубок взры­ва (диатрем), выполненных туфами, туфобрекчиями, лавобрекчиями, ще­лочными пикритами, ультраосновными фоидитами, мелилититами, меланефелинитами. Структурное положение диатрем окончательно не выяснено. Возможно, оно контролируется разломами северо-западно­го простирания, которые параллельны Жлобинскому разлому, или участ­ками их пересечения с субмеридиональными разломами.

Жлобинская седловина погребена под отложениями киммерий-ско-альпийского структурного комплекса. Юрские и более молодые отложения образуют наклоненную на юг моноклиналь северного кры­ла Припятско-Днепровской синеклизы.