Верхнедевонский магматический комплекс

Эпоха позднедевонской вулканомагматической активизации данного региона состоит из нескольких (не менее 4) стадий: трех позднефранских (раннеречицкой, поздневоронежской, евлановско-ливенской) и не менее одной раннефаменской (елецкой). При этом наиболее ранняя из них проявилась на начальной стадии рифтогенеза на значительном удалении от образовавшегося позднее рифтового грабена — почти в центральной части Жлобинской седловины. По мере развития процесса рифтогенеза вулканомагматическая деятельность, принимая более интенсивный и разнообразный характер, последовательно смещалась ближе к центральной (осевой) зоне рифтогенеза и непосредственно в рифтовый грабен. Общее представление об установленных к настоящему времени площадях распространения верхнедевонских магматических образований и их структурно–тектонической приуроченности дает рис. 39.

Собственно вулканогенные образования в указанных районах образуют в разрезе верхнего девона две мощные (до 400—800 м каждая) вулканогенные толщи, расчлененные толщей преимущественно мелководных карбонатных отложений мощностью 250—300 м. Нижняя вулканогенная толща в соседних районах Припятского прогиба пространственно замещается верхнефранской (евлановско-ливенской) соленосной толщей, верхняя — нижнефаменскими (елецкими) глинисто-мергельными, терригенными и карбонатными породами. В соответствии с этим, а также с учетом стратиграфической принадлежности подстилающих и перекрывающих отложений устанавливается возраст вулканогенных толщ: нижней — как позднефранский (евлановско–ливенский), верхней — как раннефаменский (елецкий).

Площадь распространения вулканитов около 3000 км² (примерно 45х65 км). Кровля их залегает на глубине от 900 до 2300 м. Обе толщи сложены, в основном, вулканическими туфами преимущественно мелкоагломератовой структуры, которым подчинены покровы и потоки лав, секущие и пластовые субвулканические тела, породы жерловых и прижерловых фаций.

В петрографическом отношении вулканогенные толщи не имеют существенных различий и соединенные между собой некками и другими субвулканическими телами образуют петрологически и пространственно единый вулканомагматический комплекс и одну щелочно–ультраосновную—щелочно–базальтоидную магматическую формацию.

Эффузивные породы представлены щелочными и субщелочными трахитами, плагиотрахитами, трахиандезитами, трахибазальтами, оливиновыми меланефелинитами и нефелинитами, лейцитовыми нефелинитами и меланефелинитами, лейцититами и мелалейцититами, нефелиновыми лейцититами и мелалейцититами, гиалопикритами и щелочными пикритами. Аналогичный состав имеет литокластический материал туфов и туффитов.

Вулканическая деятельность протекала в два этапа — евлановско-ливенский и елецкий. Она носила подводный и островной характер, т.е. отложение вулканогенного материала происходило, в основном, в водной среде. Об этом свидетельствуют: часто встречающееся чередование туфов с известковыми туффитами; наличие морской фауны в туфах и туффитах; повсеместно наблюдающаяся слоистость наиболее мелкокластических разностей туфов в результате закономерного изменения их структуры в вертикальном направлении; интенсивное окремнение синхронных с вулканогенными нормально–осадочных отложений прогиба. На происходившие время от времени надводные выбросы пирокластики указывает наличие тонких прослоев алевритовых вулканических туфов в значительно удаленных от района вулканических извержений центральных и западных частях Припятского прогиба.

62. Жлобинское поле диатрем

Вулканно-магматические образования позднего девона установлены пока только в западной приосевой части Жлобинской седловины в районе Рогачёва–Жлобина (рис. 39, 40). Позднедевонский магматизм проявился здесь в виде трубок взрыва (диатрем). К настоящему времени здесь выявлено 23 диатремы. Все они расположены на сравнительно небольшой площади (~600 км²) и образуют поля широтного простирания длиной в 40 км и шириной приблизительно 25 км. Диатремы представляют собой воронкообразные тела, прорывающие доверхнефранские породы платформенного чехла. В плане они имеют округлую или удлиненно–овальную форму размером по кровле от 60 м по короткой оси до 1000 м по длинной. Диатрема на глубине 250-400 м от её поверхности проходит в узкую жерловину размером в первые десятки метров. В современном рельефе трубки совсем не выражены. Они отражаются только в магнитном поле. На юге диатремы перекрыты пестроцветными глинами речицкого горизонта верхнего девона, на остальной территории – глинами келловейского яруса средней юры. Диатремы Жлобинского поля сложены в их верхней части вулканно–кластическими породами кратерной и жерловой фаций вулканизма. В низах кратерной части вулканокласты неоднократно перемежаются с массивными и в разной степени брекчированными лавовыми породами. Лавы образуют интервалы от нескольких сантиметров до 2–10 м, редко больше. В большинстве же породы диатрем представляют собой крупные обломки и глыбы.

Вулканно–кластические породы диатрем в зависимости от размеров обломков представлены туфами, туфобрекчиями и ксенотуфами, реже агломератовыми туфами и туфолавами.

Туфы обычно плотные, крепко сцементированные. Их цементом является тонко– и мелкообломочный вулканический материал, продукты его вторичных изменений и минералы поствулканических растворов – карбонаты, сульфаты, опал, халцедон, хлориты, серпентин и др. Цвет туфов – тёмно-серый до чёрного часто с зеленоватым оттенком. В верхних горизонтах они имеют зеленовато–серый, а в кровле – бурый или зеленовато–коричневый цвет.

Вещественный состав магматических пород свидетельствует о принадлежности их к группе щелочных пород ультраосновного ряда. Они представлены, главным образом, меланифилинитами – тёмными зеленовато-серыми до чёрных породами, микрокристаллическими с включением разного количества миндалин. Более крупные магматические тела – некки и подводящие каналы, сложены теми же породами только структура у них мелкокристаллическая. Практически все вулканические породы в той или иной степени загрязнены обломочным материалом из вмещающих осадочных и кристаллических пород.

Вулканиты в диатремах Жлобинского района представлены фельдшпатоидными пикритами.

Древнеплатформенные щёлочно–ультраосновные формации известны во всех алмазоносных провинциях мира. С ними связаны промышленные месторождения алмазов в Якутии, в Восточной и Южной Африке и др. Поэтому щёлочно–ультраосновные образования, особенно если они представлены эруптивно¹⁶–пирокластическими образованиями, являются одним из важных критериев для положительной прогнозной оценки региона на возможность выявления в его пределах месторождений алмазов. Такая положительная оценка распространяется, прежде всего, на зону сочленения Припятского прогиба, Оршанской впадины и Белорусской антеклизы

44.Стратиграфические комплексы нижнего архея Беларуси, их состав, строение, распространённость.

Нижний архей. Наиболее древними образованиями в фундаменте Беларуси признаются породы, метаморфизованные в наиболее высокой, гранулитовой, фации метаморфизма. Эти продукты вместе с продуктами ультраметаморфической их переработки, слагают приблизительно 50 % всей поверхности фундамента внутри Беларуси. Они подразделены на две серии и одну толщу. На западе Беларуси к ним относится существенно метабазитовая щучинская серия. На востоке – кулажинская серия. Рудьмянская толща развита между ними. Породы гранулитового комплекса лучше всего изучены в пределах Белорусско-Прибалтийского пояса и в Брагинском гранулитовом массиве. Существенные различия в составе гранулитов этих районов и привели к выделению двух различных серий: щучинской в Белоруско-Прибалтийском гранулитовом поясе и кулажинской в Брагинском массиве.

Щучинская серия. По петрографическому составу она расчленяется на две толщи: нижнюю – заборскую и дитвинскую. Обе они распространены в пределах Белорусско-Прибалтийского гранулитового пояса, вытянутого в северо-восточном направлении в виде полосы, шириной 200-300 км и занимающего почти всю северо-западную часть Беларуси от восточной половины Полесской седловины до северной части Оршанской впадины включительно.

В состав щучинской серии входят кристаллические сланцы основного состава (основные гранулиты). Они сложены ромбическим и моноклинальным пироксеном, роговой обманкой и основным плагиоклазом. Существенную роль в составе щучинской серии играют и амфиболиты с подчинённым количеством гнейсов (гранат-биотитовых, силлиманитовых и биотит-роговообманковых) с редкими телами эклогитоподобных пород. Площади распространения основных гранулитов обычно отражаются в геофизических полях магнитными аномалиями повышенной и высокой интенсивности.

Главная особенность строения щучинской серии – преобладание в её составе основных пород, на долю которых приходится 70-80 % общей мощности. Это породы темного цвета или черного с зеленоватым оттенком с массивными иногда нечеткими полосчатыми или пятнистыми текстурами и гранобластовыми структурами. Петрографический состав пород довольно однообразен. Практически во всех породах основного состава присутствует роговая обманка и плагиоклаз. К ним в кристаллических сланцах и пироксен-плагиогнейсах добавляется моноклинальный или ромбический пироксен, а в диафторированных разностях добавляется гранат, биотит, кварц и калиевый полевой шпат, иногда в небольшом количестве силлиманит (в дитвинской толще щучинской серии). В составе щучинской серии преобладают следующие породы.

Амфибол-двупироксеновые кристаллические сланцы (основные гранулиты) – это метаморфические породы основного состава, сложенные переменным количеством основного плагиоклаза, одним или двумя пироксенами и роговой обманкой.

Амфибол-двупироксеновые и двупироксеновые плагиогнейсы. Под названием «плагиогнейс» понимаются породы основного или среднего состава. В них из темноцветных минералов присутствует роговая обманка и один или два пироксена, иногда биотит.

Амфиболиты состоят из переменного количества роговой обманки и пироксена при содержании роговой обманки не менее 32-35%.

Эклогитоподобные породы. Это породы основного состава. От обычных эклогитов они отличаются наличием плагиоклаза, роговой обманки и гиперстена. Иногда эти породы рассматриваются как гранатовые гранулиты или гранат-пироксеновые кристаллические сланцы.

Раннеархейский возраст щучинской, кулажинской серий и рудьмянской толщи принимается, главным образом, на основании сопоставления с гранулитовыми комплексами Украинского кристаллического щита. На Украинском кристалическом щите раннеархейский изотопный возраст днестрово-бугской и аульской серий гранулитового состава составляет 3,02 млрд.л. Кроме того они прорваны гранитоидами днепровского комплекса, которые имеют изотопный возраст в 2,97 млрд.л. В Беларуси изотопный возраст пород гранулитового комплекса затушёван интенсивными гидротермальными процессами, происходившими при формировании тектонических чешуй, на которые разбиты породы гранулитового комплекса. По этой причине наиболее древние датировки пород гранулитового комплекса не превышают 2,58-2,64 млрд.л.

Кулажинская серия развита на юго-востоке Беларуси в пределах Брагинского гранулитового массива. Здесь она вскрыта 60 скважинами. Для этой серии характерно большое однообразие слагающих её пород. Они представлены глиноземистыми и биотитовыми гнейсами. В разрезах кулажинской серии преобладают гранат-биотитовые гнейсы и реже плагиогнейсы. Общая мощность толщи таких гнейсов вероятно значительна. Об этом можно судить по большой площади их развития. От гнейсов щучинской серии они отличаются присутствием кордиерита (до 5-10 %) и графита.

Рудьмянская серия слагает узкую полосу шириной 30-50 км, вытянутую на 250 км в северо-восточном направлении вдоль восточной окраины Белорусско-Прибалтийского гранулитового пояса. В составе рудьмянской серии выделяются две толщи: нижнерудьмянская и верхнерудьмянская.

Для серии характерны три главные ассоциации пород: базитовая (кристаллосланцевая), карбонатная и плагиогнейсовая.

Базитовая ассоциация представлена переслаиванием гранат-пироксеновых, гранат-магнетит-пироксеновых и роговообманко-пироксеновых кристаллических сланцев. Характерно частое присутствие в них графита. Кристаллические сланцы большей частью интенсивно гранитизированы.

Карбонатная ассоциация представлена переслаиванием мраморов, кварцитов и пироксенолитов.

Гнейсовая ассоциация представлена частым переслаиванием гранат-биотитовых и биотитовых графитосодержащих гнейсов. Часто встречаются также кордиеритовые, силиманитовые и роговообманково-пироксеновые гнейсы, прослои пироксеновых амфиболитов и роговообманково-пироксеновых кристаллических сланцев.

Предполагается, что кристаллосланцевая и карбонатная ассоциации пород приурочены, главным образом, к зоне сочленения Белорусско-Прибалтийского гранулитового пояса с Околовской зоной. Кристаллосланцевый и гнейсовый разрезы рудьмянской толщи развиты, главным образом, в районе Минска, преимущественно кристаллосланцевая ассоциация развита в пределах Витебского нерасчленённого гранулитового блока.

Выше по разрезу преобладают биотитовые гнейсы и в виде прослоев мощностью до 100 м – карбонатные породы (кальцит-доломитовые мраморы, диопсидовые и волластонитовые породы). В верхах разреза вновь преобладают пироксеновые пироксен-роговообманковые кристаллические сланцы в разной степени гранитизированные с маломощными прослоями карбонатных пород. По возрасту эта толща условно относится к раннему архею.

45.Стратиграфические комплексы верхнего архея – нижнего протерозоя Беларуси, их состав, строение, распространённость, обоснование возраста.

Верхний архей и нижний протерозой. К стратифицированным образованиям верхнего архея и нижнего протерозоя отнесены широко распространённые в фундаменте Беларуси толщи гнейсов умеренно кислого и среднего состава.

В верхнем архее выделены три толщи: озёрская – на западе республики, притокская – в центральных районах и юровичская – на юге и востоке. Взаимоотношения этого комплекса с нижележащими нижнеархейскими подразделениями не наблюдались. По косвенным данным (структурное положение, вещественный состав, степень метаморфизма и т. д.) условно принимается их более молодой возраст. Данные изотопного анализа возраста этих толщ отвечают нижнему протерозою. Для притокской толщи они равны 2,13 млрд. лет, для юровичской – 2,04 млрд. лет.

Озёрская толща распространена на крайнем западе Беларуси к западу от Белорусско–Прибалтийского гранулитового пояса. Кроме того, сходные по петрографическому составу блоки пород установлены и в западной части гранулитового пояса, в Волковысской зоне. Взаимоотношения этой толщи с выше– и нижележащими образованиями не установлены. Вскрытая скважинами мощность разреза примерно 800 м. Надёжные датировки её возраста отсутствуют. Верхний возрастной предел этой толщи определяется временем проявления процессов региональной гранитизации в условиях амфиболитовой фации метаморфизма. Образования вышележащей околовской серии гранитизацией не затронуты. Региональная гранитизация в Беларуси проходила скорее всего в конце архея либо в самом начале нижнего протерозоя. Озёрская толща сложена амфиболитами роговообманковыми, биотит-роговообманковыми, роговообманково-биотитовыми и иногда гранат-биотитовыми гнейсами, метаморфизованными в условиях амфиболитовой фации. Для озёрской толщи характерно чередование пород различной основности (преобладают породы от среднего до умеренно-кислого состава). Реже встречаются более основные и более кислые разности. Большая часть пород подверглась интенсивной гранитизации. Относительно слабо гранитизированные участки сохранились очень редко среди сплошных полей мигматитов.

Плагиогнейсы и гнейсы среднего и умеренно-кислого состава обычно средне– и мелкозернистые с массивной нечётко полосчатой текстурой. Структура их немато– и лепидобластовая. Размеры зёрен колеблются в пределах от 0,2 до 1,5 мм. Главными минералами плагиогнейсов являются плагиоклаз (олигоклаз-андезин), кварц, мелкочешуйчатый биотит и роговая обманка. Среди гнейсов изредка могут присутствовать маломощные прослои мелкозернистых и среднезернистых амфиболитов с массивной или сланцеватой текстурой. В небольшом количестве они могут содержать моноклинальный пироксен и биотит.

Притокская толща. Породы притокской толщи установлены в центральной части Беларуси, к востоку от Околовской грабен-синклинали. Породы этой толщи слагают полосу кристаллического фундамента между Минском и Могилёвом. Вскрытая здесь мощность притокской толщи превышает 850 м. Основную часть разреза слагают мелкозернистые, среднезернистые и неравномерно зернистые плагиогнейсы среднего и умеренно-кислого состава с массивной, гнейсовой либо с нечётко полосчатой текстурой. Структура немато– и лепидобластовая, иногда гетеробластовая. Рзмер зёрен от 0,2 до 1,5 мм. В составе толщи присутствуют в виде маломощных прослоев амфиболиты. Породы метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации. Главными минералами гнейсов являются плагиоклаз (олигоклаз-андезин) – 35-65 %, кварц – 20-35 %, мелкочешуйчатый биотит – 0-25 %, роговая обманка – 0-20 %. По соотношению биотита и роговой обманки выделяются роговообманковые, биотит-роговообманковые, роговообманково-биотитовые и биотитовые разновидности гнейсов. Во всех разностях гнейсов может встречаться гранат (альмандин) до 2 %, эпидот и очень редко силлиманит и кордиерит. Акцессорные минералы – апатит, сфен, циркон и магнетит.

Юровичская толща распространена на юге Беларуси. Здесь она представлена мелкозернистыми и среднезернистыми биотитовыми и роговообманково-биотитовыми плагиогнейсами с подчинёнными прослоями роговообманковых плагиогнейсов и амфиболитов. Вскрытая скважиной мощность разрезов этой толщи обычно не превышает несколько десятков метров. Общая же мощность разреза толщи может быть оценена в 3-5 тысяч метров. Мелкозернистые разности гнейсов обычно слагают небольшие участки среди среднезернистых гнейсов. Контакты между ними, как правило, резкие. Это тёмно-серые породы с массивной или гнейсовой текстурой. Структура – лепидогранобластовая. Гнейсы сложены плагиоклазом (андезином) – 45–70 %, биотитом – 25–40 %, кварцем – 5–10 %, изредка встречается роговая обманка (до 5%), микроклин (0–7%) и эпидот (5–7%). Акцессорные минералы – апатит, турмалин, ортит, магнетит, сфен. Породы метаморфизованы в низко-средне температурной субфации амфиболитовой фации. Среднезернистые плагиогнейсы – это серые и тёмно–серые породы массивной и нечётко гнейсовой, реже полосчатой текстуры и лепидо–гетерогранобластовой структуры. Плагиогнейсы состоят из плагиоклаза (андезина) – 30–65 %, биотита – 7–30 %, кварца – 7–10 %, микроклина, роговой обманки (5–10%) и эпидота (3–5%). Акцессорные минералы – апатит, циркон, монацит, ильменит и сфен.

Нижний протерозой. Околовская серия представлена различными плагиогнейсами и амфиболитами с горизонтами магнетитовых кварцитов. Она слагает сравнительно узкую полосу, вытянутую в северо-восточном направлении, примыкающую с востока к полосе рудьмянской толщи. Её максимальная ширина 50 км, а длина 200 км. В магнитном поле эта полоса выражается общим пониженным, как правило, отрицательным магнитным полем с отдельными положительными магнитными аномалиями, соответствующими выходам магнетитовых кварцитов, которые образуют вытянутые в субмеридианальном направлении цепочки. Околовская серия подразделяется на три свиты (снизу вверх) – думичскую, гуменовщинскую и шашковскую, хотя вопрос о её расчленении всё ещё является дискуссионным. Возраст пород околовской серии установлен по данным изотопного анализа свинца из цирконов (урано-свинцовый метод). Были получены цифры 1982 млн. лет.и 1952 млн. лет, которые свидетельствуют о раннепротерозойском возрасте этой серии. Кроме того, они прорваны Жуховицким массивом гранитоидов с абсолютным возрастом 1900 млн. лет. В составе пород околовской серии преобладают различные плагиогнейсы и амфиболиты. Они подразделяются на породы основного состава (амфиболиты и амфиболовые сланцы), среднего и кислого состава (плагиогнейсы).

Житковичская серия распространена только на юге Беларуси на Житковичско-Микашевичском выступе Полесской седловины. Житковичская серия подразделена на две свиты (снизу вверх): люденевичскую и кожановичскую. Она сложена осадочными и вулканогенными породами, метаморфизованными в зеленосланцевой фации метаморфизма. Поля развития пород этой серии сохранились в виде сравнительно узких полос и пятен среди гранитоидных массивов. Возрастное положение житковичской серии до настоящего времени остается дискуссионным. Её верхняя возрастная граница определяется тем, что слагающие её породы прорваны дайками оливиновых долеритов и жилами лейкократовых гранитов, возраст которых 1740 млн. лет.

Люденевичская свита сложена довольно однообразными светло-серыми, желтовато- и зеленовато-серыми обычно полосчатыми кварцевыми, серицит-кварцевыми, кварц-серицитовыми, хлорит-кварц-серицитовыми, кварц-хлорит-серицитовыми, серицитовыми, хлорит-серицитовыми и карбонатсодержащими сланцами. Структура пород, главным образом, тонкозернистая гранобластовая, лепидогранобластовая и лепидобластовая. Структурно-текстурные особенности, минеральный и химический состав пород люденевичской свиты свидетельствуют о том, что она образовалась, главным образом, за счёт кварцевых и аркозовых песчаников, алевролитов и глинистых пород, формировавшихся во время длительного континентального перемыва. На это указывает полное отсутствие в них полевых шпатов и других неустойчивых минералов, а также хорошая окатанность обломочного материала.

Кожановичская свита сложена породами вулканического происхождения. Эти породы перекрывают без видимого несогласия сланцы люденевичской свиты и прорваны дайками долеритов и жилами лейкократовых гранитов. Контакты вулканитов с вышележащими породами – тектонические. Вулканиты представлены разностями кислого и умеренно-кислого состава от дацитов и трахидацитов до риолитов и трахириолитов.В подчинённом количестве присутствуют трахиандезиты и очень редко встречаются андезиты. Породы кожановичсклй свиты подверглись слабому метаморфизму, поэтому в них большей частью сохранились реликты первичных вулканических структур. Более интенсивно метаморфизм проявлен в зонах разломов, где вулканиты рассланцованы и превращены в порфироиды.

Выделяемые разности пород различаются по окраске, составу и количественному содержанию вкрапленников и основной массы, структурным и текстурным особенностям.

Белёвская свита слагает узкую (примерно 0,5 км) полосу, вытянутую в северо-восточном направлении, длиной 5 км. Она сложена кварцитовидными песчаниками с редкими прослоями гематитсодержащих глинисто-кремнистых сланцев. Эта свита залегает на породах житковичской серии и перекрыта крупнопорфировыми риолитами, превращёнными в порфироиды. Породы белёвской свиты рассланцованы и смяты в складки.

Породы белёвской свиты также свидетельствуют о её терригенной природе. Это типичные отложения мелководных шельфов стабильных кратогенных¹⁴ областей.

Стратиграфическое положение белёвской свиты оценивается по-разному. Проведёнными детальными съёмочными работами было выяснено, что она залегает между породами житковичской серии и щелочнополевошпатовыми риолитами комагматичными завершающей фазе житковичского интрузивного комплекса, изотопный возраст которых равен 1850 млн. лет. Таким образом, белёвская свита относится к нижнему протерозою.

46.Стратиграфия нижнего и низов среднего рифея Беларуси – состав, строение, распространённость и обоснование возраста комплексов.

Рифей. Рифейские отложения распространены на большей части территории республики. Они слагают широкую полосу (170-300 км), пересекающую всю республику с юго-запада на северо-восток, приуроченную к Волыно-Оршанскому палеопрогибу (авлакогену). В составе рифея с разной степенью обоснованности выделяются отложения нижнего, среднего, среднего-верхнего и верхнего рифея (рис. 17, 19, 20).

Нижний рифей (бурзяний). К нижнему рифею относятся наиболее древние из выявленных отложений платформенного чехла. Они представлены осадочными и вулканогенными образованиями. Нижний рифей представлен отложениями бобруйской серии. Эти образования имеют ограниченное распространение. Они слагают небольшие пространственно разобщённые участки, вскрытые единичными скважинами из многих сотен пробуренных на территории Беларуси до фундамента. В палеоструктурном плане эти образования приурочены к локальным отрицательным структурам типа грабен-синклиналей. Они представляют собой сохранившиеся от размыва фрагменты самого древнего (квазиплатформенного) структурного этажа платформенного чехла.

Бобруйская серия развита в основании разрезов рифея в пределах Бобруйского погребенного выступа. Она вскрыта рядом скважин в Бобруйской и Краснопольской грабен-синклиналях, а также отдельными скважинами в северной части Припятского прогиба.

Бобруйская серия расчленена на свиты – лучковскую и мышковичскую.

Лучковская свита сложена кварцевыми порфирами. Она вскрыта в районе Глуска, где перекрыта песчаниками пинской свиты среднего рифея и в Бобруйске, где на ней лежит бортниковская свита шеровичской серии.

Нижняя граница лучковичской свиты и её полная мощность не установлены. Не выяснена и площадь распространения этой свиты. Не исключено, что она развита и в основании разреза нижнего рифея Краснопольской грабен-синклинали, где по геофизическим данным в теле фундамента выделяется палеоструктура, аналогичная Бобруйской.

Кварцевые порфиры – это тёмные до розово- и лилово-серых породы, сильно трещиноватые, на отдельных участках – катаклазированные и слабо

рассланцованные. Их структура – порфировая. Вкрапленники размером в 1-5 мм составляют 15-25 % всего объёма породы. Они представлены кварцем, калиевым полевым шпатом и кислым плагиоклазом. Изредка встречаются вкрапленники, полностью замещённые вторичными, тёмно-цветными минералами, вероятно роговой обманки. Основная масса состоит из микрозернистого агрегата кварца, калиевого полевого шпата, серицита, глинистых и рудных минералов.

Мышковичская свита сложена кварцитовидными песчаниками. Она также частично вскрыта двумя скважинами в 20-25 км восточнее и северо-восточнее Бобруйска. Близ деревни Мышковичи эта свита залегает под породами пинской свиты среднего рифея, а во второй скважине близ деревни

Кварцитовидные песчаники – это породы серого и розоватого цвета средне- и крупнозернистые с прослоями мелкозернистых, очень крепкие (сливные) с бластопсаммитовой структурой. Состоят из зёрен кварца с примесью серицита и пирофиллита. В скважине близ деревни Мышковичи среди них встречен прослой пирофиллитового сланца видимой мощностью приблизительно 7 м.

47.Стратиграфия среднего и верхнего рифея Беларуси – состав, строение комплексов, распространение и обоснование их возраста.

Средний рифей (юрматиний). К среднему рифею относится шеровичская нижняя часть белорусской серии. Эти отложения занимают широкую полосу северо-восточного простирания, вытянутую от Волыни на северо-западе Украины, пересекает всю территорию Беларуси и уходит на северо-восток в Брянскую и Смоленскую области России.

Шеровичская серия выделена в Руднянской параметрической скважине на территории Смоленской области в 7 км от границы с Беларусью. Здесь она залегает на выветрелых гранито-гнейсах фундамента, чётко выделяется в разрезе и перекрыта пинской свитой среднего рифея. Шеровичская серия представлена толщей песчаников мощностью 255 м и литологически подразделяется на 2 свиты.

Гатынская свита мощностью 96 м сложена красноцветными нередко с лиловыми пятнами и полосами крупно- и разнозернистыми аркозовыми песчаниками с прослоями гравелитов в нижней части и мелкозернистыми с прослоями алевролитов в верхней. В основании этой свиты залегает пачка дресвяных гравелитов мощностью 30 м. В её нижней части – прослои конгломератов.

Рутавечская свита представлена кремово- и оранжево-розовыми и лиловыми хорошо сортированными мелкозернистыми и среднезернистыми кварцевыми песчаниками. Её мощность 159 м. В нижней части песчаники более грубозернистые и слабее сцементированны. Вверху – крепкие кварцитовидные с кремнистым и фосфатно-кремнистым цементом. В других скважинах, пробуренных в белорусской части Оршанской впадины, в том числе и вблизи к Руднянской площади отложения шеровичской серии на встречены. Везде прямо на породах фундамента залегает пинская свита.

Бортниковская свита. На юге Беларуси к шеровичской серии условно отнесена бортниковская свита, которая рассматривается как возможный аналог рутавечской свиты. Она представлена красноцветными хорошо сортированными, главным образом, полевошпатово-кварцевыми песчаниками, которые всрыты под пинской свитой среднего рифея, а иногда под вильчанской свитой нижнего венда. Бортниковская свита залегает с размывом и длительном перерырвом в осадконакоплении на кварцевых порфирах лучковской свиты либо на кварцитовидных песчаниках машковичской свиты, либо прямо на породах кристаллического фундамента.

Отложения, литологически сходные с бортниковской свитой, вскрыты многими картировочными скважинами в западной части Полесской седловины. Наибольшая вскрытая мощность бортниковской свиты – 43 м.

Шеровичская серия отнесена к среднему рифею условно, так как прямых доказательств её возраста нет. Она несогласно залегает на породах бобруйской серии либо на породах фундамента и повсеместно перекрыта среднерифейской пинской свитой с базальными конгломератами в основании.

Белорусская серия. Отложения серии развиты во всех морфоструктурных зонах.

В первой зоне (Оршанская впадина) (рис. 17) в составе белорусской серии выделено 4 свиты: рогачевская (R₂), руднянская (R₂), оршанская (R₂) и лапичская (R₃).

Во второй зоне (Центрально-Белорусская перемычка) разрез белорусской серии значительно сокращен в основном за счет постседиментационных размывов. Все свиты или их аналоги развиты лишь в пределах северного склона Жлобинской седловины. Отложения лапичской свиты здесь только предполагаются.

В третьей зоне (Южно-Белорусская часть авлакогена) белорусская серия представлена Рогачевской и пинской свитами.

Полесский горизонт сложен рогачевской, пинской свитой и ее аналогом в Оршанской впадине – руднянской свитой. Представляет собой наиболее широко распространенную и хорошо прослеживаемую часть разреза рифейских отложений Беларуси, которая представлена в пределах всех трух зон.

Рогачевская свита представляет собой пачку преимущественно аркозовых разно–, средне– и мелкозернистых песчаников коричневато–бурого цвета частично с лиловым оттенком с многочисленными светло–серыми полосами и пятнами. Мощность свиты до 40 м. Руднянская свита в средней части сложена олигомиктовыми, а выше по разрезу – почти чистыми кварцевыми песчаниками и алевритистыми с редкими тонкими прослоями и частыми включениями алеврита и глины. В нижней части руднянская свита имеет более пестрый литологический состав: переслаивание различных по структуре (от мелко– до разно– и грубозернистых с гравием и галькой) песчаников, переходящих к подошве в базальный конгломерат или брекчию.

Пинская свита широко развита на площади Полесской седловины, в восточной части Брестской впадины, в западной части Припятского прогиба, на южном и восточном склонах Белорусской антеклизы и на Жлобинской седловине.

Пинская свита лежит большей частью прямо на породах фундамента, а местами на породах бобруйской и шеровичской серий, и перекрыта более молодыми вендскими, девонскими или мезозойскими отложениями. Максимальная мощность пинской свиты равна 450 м на Полесской седловине в районе Столина и Пинска. В северо-восточном направлении её мощность уменьшается (немного менее 200 м) на Жлобинской седловине и Бобруйском погребённом выступе. Современная глубина залегания кровли пинской свиты – 80-300 м на Полесской седловине, 600-800 м в Брестской впадине, 700-1400 м в Оршанской впадине и до 4300 м в Припятском прогибе. В составе пинской свиты преобладают мелкозернистые песчаники и алевролиты с прослоями средне– и разнозернистых песчаников. Окраска пород красноцветная с серыми пятнами и полосами, а в верхней части – сероцветная. Для большинства разрезов характерно ритмичное строение, внутриформационные перерывы, прослои и включения глинистых окатышей. Основными породообразующими обломочными минералами пинской свиты являются кварц, калиевый полевой шпат. В небольшом количестве содержатся обломки микрокварцитов, кварц-серицитовых сланцев, кремнистых пород.

Оршанская свита. Отложения оршанской свиты распространены в центральной и северо-восточной частях Беларуси. В структурном отношении они развиты в Оршанской впадине, на склонах Белорусской и Воронежской антеклиз, на Жлобинской седловине и на восточном склоне Латвийской седловины. Оршанская свита трансгрессивно, с крупным перерывом в осадконакоплении и хорошо выраженным базальным горизонтом залегает на разных уровнях пинской свиты, а в западных и восточных периферических зонах лежит прямо на породах кристаллического фундамента. На юге она несогласно перекрыта породами верхнерифейской лапичской свитой. На остальной территории – вендскими отложениями. Её максимальная мощность (430-620 м) приурочена к приосевой части впадины, которая проходит по линии Могилёв-Орша-Лиозно.

В составе оршанской свиты выделяется три толщи: нижняя, базальная, сложена разнозернистыми кварцевыми, а ближе к основанию олигомиктовыми песчаниками переходящими нередко в конгломераты; средняя толща сложена, главным образом, мелкозернистыми слабо сцементированными кварцевыми песчаниками. Верхняя – сложена крепкими, часто сливными кварцитовидными средне- и мелкозернистыми песчаниками с кварцевым цементом.

Верхний рифей (каратавий).

Лапическая свита. Эта свита имеет очень ограниченное распространение. Она развита только в центральной и восточной частях Беларуси. В центральной части она встречена в районе Осиповичей, Блони и Смиловичей, а в восточной – в районе Рогачёва, Кличева и Орши.

Породы лапичской свиты с несогласием залегают на пинской или оршанской свитах, а перекрыты вендскими отложениями. Наиболее полные и мощные разрезы лапичской свиты вскрыты скважиной в районе Осиповичей и Блони, где её мощность достигает 58-82 метра, на остальных площадях она не превышает 18-25 метров. Характерной особенностью строения лапичской свиты является: 1) чередование в разрезе терригенных, терригенно-глинистых, терригенно-карбонатных и доломитовых пород; 2) наличие в её составе прослоев осадочных брекчий; 3) наличие горизонтов водорослевых доломитов с онколитами, строматолитами и катаграфиями; 4) преобладающая красноцветная и пестроцветная окраска пород; 5) существенно кварцевый и олигомиктовый состав песчаников; 6) преобладание в составе тяжёлой фракции ставролита, турмалина и апатитов.

Из доломитов лапичской свиты определены микрофитолиты венд-позднерифейского комплекса. О позднерифейском возрасте лапичской свиты свидетельствует то, что она, как и её вероятные аналоги из других районов Русской плиты имеет локальное распространение, в отличие от вышележащих ведских отложений, которые распространены очень широко, выходя далеко за пределы среднерифейских авлакогенов. Лапичская свита залегает только на среднем рифее и, несомненно, более тесно связана с ним, чем с вендом.

48.Стратиграфия венда Беларуси – состав, строение, распространённость, обоснование возраста.

Вендские отложения. Венд является четвёртым самым верхним стратиграфическим подразделением протерозоя и по длительности вполне сопоставим с системами фанерозоя (80 млн. л.). В Беларуси в составе венда выделяют три серии – вильчанскую, волынскую и валдайскую.

Отложения венда залегают между рифеем и нижним кембрием. Они представлены осадочными (морскими, континентальными и ледниковыми), вулканогенными и вулканогенно-осадочными породами. Они распространены почти на всей территории Беларуси, занимая приблизительно 80 % её площади. Нет их только на Белорусском массиве и в юго-восточной части Припятской впадины. Мощность венда колеблется от первых десятков до 570 м, а в сводном разрезе превышает 1500 м.

Вильчанская серия повсеместно распространена в восточной и центральной частях Беларуси, где образует сплошной покров площадью приблизительно 70 тыс. км². На юге Беларуси от размыва сохранились только отдельные изолированные участки. Вильчанская серия приурочена, главным образом, к рифейскому Волыно-Оршанскому авлакогену и заходит на склоны Белорусской и Воронежской антеклиз.

Вильчанская серия представлена обломочными породами, в составе которых чередуются преобладающие в разрезе тиллиты (древние морены), рыхлые песчаники и пески, тонкослоистые глинисто–алевритовые породы и глины.

Тиллиты представлены несортированными глинисто-алеврито-песчаными породами с массивной текстурой с включениями беспорядочно рассеянных обломков разнообразных пород размером от гравия до крупных валунов.

Вильчанская серия с крупным перерывом залегает на оршанской и пинской свитах или на лапичской свите, а перекрыта также с размывом и перерывом отложениями волынской серии или более молодыми образованиями от девона до неогена включительно.

Блонская свита распространена на небольшой территории в районе Осиповичей, Блони и Пуховичей. Для неё характерны резкие колебания мощностей даже на близлежащих участках.

Блонская свита сложена средне- и мелкозернистыми кварцево-полевошпатовыми песчаниками, в которых часто, хотя и в небольшом количестве встречаются обломки пород. В нижней части разреза свиты много псефитового материала, иногда встречаются гальки и валуны гранитоидов и кристаллических сланцев.

Глусская свита. Наиболее полные и мощные разрезы глусской свиты вскрыты в южной части Оршанской впадины и на северном склоне Жлобинской седловины. Глусская свита сложена пачками тиллитов, которые перемежаются с горизонтами песчаников, алевролитов и глин. В разрезах в районе Рогачёва и Вильчиц тиллиты образуют три-четыре пачки, мощностью от 26 до 64 метров каждая, причём пачки песчаников и алевролито-глинистых пород имеют примерно такую же мощность или немного меньше.

Наиболее мощный и хорошо охарактеризованный разрез глусской свиты вскрыт скважиной у деревни Вильцицы Могилёвского района. Здесь мощность свиты равна 303 м. Он и послужил стратотипом для её выделения. Здесь свита залегает на окварцованных песчаниках оршанской свиты и перекрыта туфогенно–осадочными породами волынской серии венда. В её составе выделено семь тиллитовых и столько же песчаных и алевролито–глинистых пачек пород.

Волынская серия. Отложения волынской серии распространены почти по всей территории Беларуси. Их максимальные мощности (до 300-360 м) установлены в Брестской впадине. На Полесской седловине мощность колеблется в пределах 100-160 м, а на остальной территории республики – не превышает 100 м. По петрографическому составу серия расчленена на три свиты (снизу вверх): горбашевскую, ротайчицкую и лиозненскую.

Горбашевская свита распространена только на юго-западе республики – в Брестской впадине и на отдельных участках на юге Полесской седловины. В более северных районах она установлена только в нескольких скважинах. Мощность горбашевской свиты изменяется от 6 до 33 м. Она сложена крупнозернистыми аркозовыми песчаниками с прослоями гравелитов, мелкогалечно-гравийных конгломератов, реже встречаются горизонты глинистых алевролитов.

Ротайчицкая свита представлена вулканитами и вулканогенно-осадочными породами. Она распространена на большей части территории Беларуси. Нет её только на юго-востоке республики. Максимальные мощности этой свиты приурочены к Брестской впадине (от 200 до 329 м.). На Полесской седловине её мощность немногим более 100 м, а на остальной территории республики – не более 50-60 м.

По особенностям состава и строения ротайчицкой свиты выделены четыре структурно-фациальные зоны с характерными для них типами разрезов: 1) юго-западная (в Брестской впадине); 2) южная (Полесская седловина и северо-западная часть Припятского прогиба); 3) северо-восточная (Оршанская впадина); 4) северо-западная (Белорусская антеклиза и западная часть Латвийской седловины). Разрезы ротайчицкой свиты первого типа сложены эффузивами и туфами; второго – туфами и туффитами; третьего – туфогенными и терригенными породами; четвертого – туфогенно-осадочными породами и лахарами¹⁵.

Лиознеская свита развита, главным образом, на северо-востоке республики (в Оршанской впадине и на северо-восточном склоне Белорусской антеклизы). Возможные её аналоги выделяются и в Брестской впадине под названием гирской свиты. Лиозненская свита в структурном и стратиграфическом отношении тесно связана с ротайчицкой и согласно на ней залегает, а перекрыта валдайской серией, либо более молодыми породами фанерозоя.

На юге Беларуси в западной части Припятского прогиба лиозненская свита очень маломощная (10-15м). Она сложена плитчатыми коричневыми и зеленоватыми мелко– и разнозернистыми полимиктовыми песчаниками. В верхах разреза преобладают лилово-коричневые алевролиты.

Гирская свита является возможным аналогом лиозненской свиты. Развита она в Брестской впадине, где залегает на базальтовых вулканитах ротайчицкой свиты, а перекрыта валдайскими или более менее молодыми отложениями.

Ее мощность колеблется от 9 до 109 м. Гирская свита сложена красноцветными разнозернистыми аркозовыми и полимиктовыми песчаниками с частыми прослоями гравелитов, гравийно-мелкогалечных конгломератов и глинисто-алевритовых пород туфогенного облика. Цемент песчаников – глинистый и железисто-глинистый. Вулканогенный материал представлен окатанными обломками измененных базальтовых порфиритов и вулканического стекла.

Валдайская серия трансгрессивно залегает на различных горизонтах венда, рифея или на породах кристалического фундамента, а перекрывается нижним кембрием или девоном. В Припятском прогибе, на склонах Белорусской антеклизы и в Брестской впадине серия сложена песчано-алеврито-глинистыми породами, образующими 4 крупных седиментационных ритма. Три нижние ритма объединяются в редкинскую свиту, а верхний относится к котлинской свите.

Редкинская свита широко распространена на севере Беларуси. Ее максимальная мощность до 130 м. На юге республики она образует отдельные небольшие участки в северной части Брестской впадины, на восточном склоне Полеской седловины и в западной части Припятского прогиба. Здесь эта свита, сложена серыми и зеленовато–серыми иногда красноцветными аркозовыми песчаниками, алевролитами и алеврито–глинистыми породами, которые образуют три однотипно построенных седиментационных ритма.

Котлинская свита распространена только на севере Беларуси (северная часть Оршанской впадины, Латвийская седловина и северо-западный склон Белорусской антеклизы) и на юго-западе – в Брестской впадине. По типу разрезов котлинской свиты выделяют три фациальные зоны: северо-восточную, северо-западную и юго-западную.

Северо-восточная зона охватывает северную часть Оршанской впадины. Здесь развиты наиболее полные и мощные разрезы котлинской свиты с максимальной мощностью до 222м (д. Межа). Она залегает согласно на породах редкинской свиты, а перекрыта средним девоном. Свита сложена в нижней части пачкой песчаников, в средней алевролито-глинистой, а в верхней глинистой.

В Пружанском районе юго-западной зоны вскрыт немного иной разрез котлинской свиты. Здесь она сложена песчаниками серого, зеленовато– и желтовато–серого цвета, иногда красноцветными. Песчаники аркозовые разно– и крупнозернистые, цемент глинистый, иногда карбонатный. Текстура их горизонтально– и косослоистая. Мощность свиты до 142 м. В песчаниках верхнего потерозоя в северной части Припятского прогиба на ряде нефтяных месторождений (Речицком, Тишковском и Рассветовском) обнаружены промышленные залежи нефти.

58 Стратиграфия мела Беларуси. Меловая система широко распространена на территории Беларуси).

Она трансгрессивно залегает на разновозрастных породах – от верхнеюрских до архейских. Меловые породы залегают на глубинах до 20 – 40 м, а в долинах некоторых рек бассейна Днепра выходят на дневную поверхность. Общая мощность мела постепенно увеличивается к юго–западу до 292 м (на юго–западе Брестской впадины) и к юго–востоку до 336 м (от г. Гомеля). В составе мела установлены все ярусы, кроме берриасского. Нижний и верхний отделы мела резко различаются между собой как по литологическому составу, так и по площади распространения.

Нижний отдел. Неоком-аптская часть нижнего мела распространена только на юго-востоке Беларуси, к югу и северо-востоку от г. Мозыря. Эти породы представлены морскими мелководными образованиями Граница между нижним мелом и подстилающими юрскими породами устанавливалась по фораминиферам.

Мощность неоком-апта – 20-40 м., и до 77,5 м у города Лоева.

Валанжинский ярус распространен - на Жлобинской и в северной части Брагинско-Лоевской седловинах. Он представлен песками, реже алевритами.

В породах этого яруса найден небогатый комплекс фораминифер валанжина.

Готеривский ярус развит тоже только на юго-востоке, но немного шире, чем валанжин. В разрезе этого яруса преобладают глины. Глины слоистые, песчанистые темно–серого почти черного цвета. В глинах часто встречаются прослойки и линзы мелкозернистого песка глауконито–кварцевого и обугленные остатки растений.

В самом основании залегают темно–серые пески и песчаники максимальная – 20,1 м. Возраст установлен по комплексу фораминифер.

Барремский ярус распространен в том же районе что и готерив. Он сложен тонкослоистыми темно-серыми алевритистыми глинами. Отличительной особенностью этих глин является постоянное наличие в них гнезд, прослоек и присыпок буроватых и пепельно – серых алевритов.

Мощность баррема в среднем не более 10 м. В породах этого яруса собран характерный для него комплекс фораминифер.

Аптский ярус. Он согласно залегает на породах баррема. Максимальная мощность 42 м. Аптский ярус разделяется на две толщи: нижнюю – морскую и верхнюю – континентальную.

Альбский ярус занимает наибольшую площадь из всех ярусов нижнего мела. Он распространен на юго-востоке – восточнее линии и на юго-западе. Альбские отложения, в большинстве случаев, залегают на юрских породах либо на разных горизонтах нижнего мела, девона, верхнего протерозоя или на кристаллическом фундаменте.

Альбский ярус сложен однообразными по всей площади распространения глауконито-кварцевыми мелкозернистыми песками темно зелоновато-серыми,с прослоями песчаников алевритов и глин. В ряде мест в подошве и кровле этого горизонта они образуют скопления. Мощность альбских отложений на востоке республики 10–15 м. редко до 20 м., на западе – 48–73 м. Изредка в них встречаются пелециподы, характерные для верхнего альба.

Верхний отдел. Породы верхнего мела сплошным чехлом покрывают весь юг Беларуси южнее линии Могилев – Минск. и их мощность до 299 м к югу от Гомеля и до 285 на крайнем юго–западе Верхний мел представлен двумя разными толщами: нижней – терригенно-известняковой и верхней – мергельно-меловой. В его составе по фораминиферам выделены все ярусы.

Сеноманский ярус. Общая мощность сеномана не более 10 м., максимальная – 29 м. на северо-западном склоне Белорусской антеклизы, и 16 м в восточной части Припятского прогиба. На основании изучения фораминифер в составе сеноманского яруса выделены три подъяруса.

Нижний подъярус сложен в нижней части песками зеленовато–серыми, мелкозернистыми. Мощность подьяруса от 3 – 5 м до 17 м.

Средний подьярус Он сложен, главным образом, серым и желтовато–белым иноцерамовым песчанистым мелом с остатками рыб и желваками фосфоритов. Мощность среднего подьяруса до 5–6 м.

Верхний подьярус сложен мелом или мергелем, в нижней части слабо–песчанистыми. Мощность этого подъяруса 3-5 м.

Туронский ярус. Общая мощность турона 30-40 м, в юго-восточной части Припятского прогиба до 60-70 м., на юго-западе Брестской впадины – до 122 м. В составе яруса выделены нижний, средний и верхний подьярусы.

Коньякский ярус Он установлен в двух регионах: на крайнем западе и на юго-востоке. Литологически коньякские породы трудно отличимы от туронских, и граница между ними также как и между двумя его подъярусами, проводится только по определению фораминифер. Мощность его 60 м.

Нижний подъярус сложен глинистым мелом и мелоподобными мергелями с обломками раковин иноцерамов. Средний и верхний подьярусы На западе отложения представлены глинистым мелом и мелоподобными мергелями с кремнистыми конкрециями.

Сантонский ярус распространен на еще меньшей территории, чем коньякский. Его мощность не выдержана из-за размыва верхней части. На юго-востоке она достигает 67 м., на западе 71 м. В сантоне выделены оба подьяруса.

Нижний подьярус на востоке республики имеет мощность до 48 м. Он сложен серыми мергелями в разной степени алевритистыми Его мощность на западе до 45 метров.

Верхний подьярус на западе сложен мелом и мелоподобными мергелями, Их мощность 30 м.

Кампанский ярус В составе яруса выделены два подьяруса.

Нижний подьярус на западе сложен чистым, реже слабоглинистым мелом с конкрециями кремней. Мощность 50 м. Верхний подьярус Максимальная мощность этого подъяруса на западе – 53 м., на востоке – 67 м.

Маастрихтский ярус занимает самую меньшую площадь среди всех ярусов верхнего мела. В его составе по фораминиферам выделены два подьяруса.

Нижний подьярус сложен в западной зоне чистым белым мелом или мелоподобным Его мощность на западе до 36 м, на востоке – до 51 м.

Верхний подьярус Он сложен чистым мелом с включением кремнистых конкреций на востоке, и слабо-песчаными мергелями на западе.

Дата добавления: 2015-08-10