С Е Й С М О Р А З В Е Д К А

Геологические условия сейсморазведки

Сейсморазведка изучает распространение упругих волн в физико-геологической среде. Характер их поведения зависит от особенностей геологического строения и от свойств (способностей) горных пород передавать упругую энергию в виде сейсмических волн. Упругие свойства, как отмечалось выше, характеризуются модулями Юнга и Пуассона. Их значения для горных пород зависят от литологического состава, условий их формирования и развития, условий их современного залегания. Лабораторными исследованиями установлено, что модуль Юнга для различных пород варьирует в широких пределах, а модуль Пуассона изменяется от 0,2 до 0,35. Это значит, что и скорости распространения сейсмических волн, которые определяются этими модулями, для различных горных пород существенно различны. Так, скорость продольных волн для водонасыщенного песка равна 1,5–1,6 км/с, для влажной глины 1,5–2,5 км/с, для песчаника 1,5–4,0 км/с, для мела 1,8–3,5 км/с, для известняка и доломита 2,6–6,5 км/с, для мергеля 2,0–3,5 км/с, для ангидрита и гипса 3,5–4,5 км/с, для каменной соли 4,2–5,5 км/с, для гранита 4,0–6,0 км/с, для базальта 5,0–6,5 км/с. В целом в терригенных породах скорость не более 3,5 км/с, в карбонатных отложениях ее значения достигают величин 6,5 км/с, метаморфические породы характеризуются значениями 3,5–6,5 км/с. В изверженных породах скорость продольных волн принимает значения до 7,0 км/с. А вещество земной коры на глубинах 15–20 км характеризуется скоростями около 6,8 км/с, на глубинах 30–50 км – около 7,0–7,9 км/с, а на границе «земная кора – верхняя мантия» (на поверхности Мохо) – 8,0-8,4 км/с. Для сравнения приведем значения скоростей для воздуха 0,31–0,36 км/с, для воды 1,43–1,59 км/с и для льда 3,1–3,6 км/с.

Упругие константы и соответственно скорости сильно зависят от горного давления (увеличиваются) и от внутрипластового давления жидкости (уменьшаются). Поскольку скорость обратно зависит от плотности, а последняя обратно – от пористости, то с уменьшением пористости скорость должна уменьшаться. Однако модуль Юнга (прямо связанный со скоростью) с уменьшением пористости растет значительно быстрее, чем плотность. Поэтому между скоростью и плотностью существует прямая корреляционная связь.

С ростом глубины залегания скорость для пород одного и того же состава увеличивается за счет увеличения давления. Замечено также, что скорость при прочих равных условиях растет для относительно более древних пород.

Осадочные породы имеют хорошо выраженную слоистую структуру с изменяющимся по вертикали литологическим составом. Это способствует возникновению на контакте слоев с различной литологией отражающих и преломляющих сейсмических границ. В сейсморазведке такого рода границы характеризуются резкостью, понимая под этим резкость изменения сейсмических свойств при переходе через границу. Считаются наиболее резкими границы, где упругие свойства меняются скачкообразно на значительные величины. Это, как правило, границы размыва, например, поверхность кристаллического фундамента под осадочным покровом.

Как ранее отмечалось, отраженные волны приходят от границ, разделяющих среды с разным волновым сопротивлением (акустической жесткостью). Проследим, как изменяется эта характеристика для резких по литологическому составу горных пород. Так, для водонасыщенного песка волновое сопротивление равно 28–35 гс/см², для влажной глины 28–50, для песчаника 35–100, для мела 36–100, для известняка и доломита 58–190, для гранита 110–170 и для базальта 140–200. Как видим, различие значений этой упругой характеристики горных пород способствует возникновению в геологической среде отраженных волн.

Что касается преломленных волн, то, как отмечалось ранее, их возникновение связано с условием, чтобы нижележащий слой обладал большей скоростью. К таким границам относятся поверхность кристаллического или метаморфического фундамента, поверхность известняков под терригенными осадками, кровля соляных штоков, поверхность изверженных пород и др.

Таким образом, можно ожидать, что в определенных физико-геологических ситуациях геологический и сейсмический разрезы (границы слоев с разным литологическим составом) могут хорошо совпадать, в особенности для осадочного чехла. Эти физико-геологические предпосылки широко подтверждены большим опытом сейсморазведочных работ при геологических исследованиях.

Заметим, что наличие в геологической среде крутопадающих границ, создающих сложную картину волнового поля – дифракцию волн, осложняет интерпретацию данных сейсморазведки и требует специальных исследований, которые мы опустим.

В заключение сформулируем основные благоприятные сейсмологические условия, к которым отнесем: наличие в геологическом разрезе четких отражающих и преломляющих границ, совпадающих с геологическими (стратиграфическими) границами; значительная протяженность сейсмических границ, небольшие углы наклона границ (до 15⁰), отсутствие дизъюнктивных нарушений; небольшая мощность рыхлых отложений и неглубокое расположение уровня подземных вод в верхней части разреза, которые определяют условия возбуждения и приема сейсмических сигналов (и тем самым и качество отраженных и преломленных волн).

Геологическая интерпретация

сейсмических данных

Полученные в результате полевых работ и камеральной обработки вышеперечисленные сейсмические материалы далее истолковываются с геологических позиций, привязываются к геологическим данным. Этот процесс называется геологической интерпретацией сейсмических данных (полей). Суть геологической интерпретации состоит в привязке сейсмических границ к конкретным стратиграфическим горизонтам по скважинным данным и в оценке вещественного (литологического) состава слоев (пластов) по скоростной характеристике разреза и динамике (форме) сейсмических сигналов. В результате геологической интерпретации строятся сейсмогеологические разрезы по профилям, а по ним, при площадных исследованиях, – структурные карты, карты мощностей, дается характеристика литологического расчленения разреза, и даже прогноз нефтеперспективных объектов. Процесс геологической интерпретации покажем на примере выделения в осадочном чехле Припятского прогиба сейсмогеологических комплексов и при разработке геологической модели строения и развития земной коры Беларуси.

Примеры геологической интерпретация

Сейсмических данных

Геологическая интерпретация сейсмических данных

В Припятском прогибе

В Припятском прогибе, в этом основном нефтеносном районе Беларуси, сейсмические работы проводятся на двух уровнях: региональном и детальном. На региональном уровне выполнены глубинные сейсмические зондирования методом ОГТ на трех профилях, секущих Припятский прогиб. Глубинность исследований достигает 60–80 км. Промежутки между этими профилями заполняются сетью опорно-параметрических профилей с расстоянием между ними 8–12 км. На их основе изучается в основном осадочный чехол и проводится детализация строения отдельных нефтеперспективных зон. На этих профилях наблюдения выполняются с шагом 25–30 м, а иногда и меньше. Основные задачи опорно-параметрических сейсморазведочных работ – это изучение скоростной характеристики среды, стратификация отражающих горизонтов, детализация геологического строения в окрестностях глубоких скважин, прогноз литологических неоднородностей, коллекторов, трассирование разломов, оптимизация точек заложения поисково-разведочных скважин и др.

Накопленный фактический сейсмический материал по Припятскому прогибу позволил выделить и проследить в платформенном чехле прогиба восемь отражающих и три преломляющих границы с характерными признаками их распознавания на временных сейсмических разрезах.

Ведущими белорусскими сейсморазведчиками С.В.Клушиным и И.Д.Кудрявцом выделены сейсмические образы геологических структурно-формационных комплексов, названные ими сейсмогеологическими комплексами (СГК). Опишем результаты их интерпретации. Но прежде всего дадим краткую характеристику структурно-формационного подразделения платформенного чехла Припятского прогиба.

На западе Припятского прогиба распространены среднерифейский и нижневендский этажи нижнебайкальского комплекса и верхневендский этаж верхнебайкальского комплекса. Отложения первого выполняет сравнительно узкий Волыно-Оршанский палеопрогиб северо-восточного простирания. Верхневендские образования такого же простирания на территории прогиба принадлежат Московской синеклизе.

Максимальные мощности в Припятском прогибе имеет герцинский комплекс. Он подразделяется на эйфельско-среднефранский, верхнефранско-каменноугольный, верхнепермско-среднетриасовый структурные этажи. Эйфельско-среднефранский этаж образовался на герцинском этапе формирования юго-западного борта Московской синеклизы. Мощности пород, слагающие этаж, на территории прогиба увеличиваются на север, северо-восток к центру синеклизы. Образования врехнефранско-каменноугольного этажа накапливались в главную стадию развития рифтового грабена Припятского прогиба. Они, со стратиграфическим и структурным несогласием залегая на более древних отложениях платформенного чехла (простирание восток-юго-восток) и имея максимальные мощности (до 4000 м), отлагались в условиях интенсивного, резко дифференцированного прогибания, что привело к значительным фациальным изменениям одновозрастных толщ.

Эйфельско-среднефранский этаж подразделяется на ряд структурных подэтажей, различающихся строением и литологическим составом: воронежско-евлановский, ливенско-елецкий, елецко-озерско-хованский, каменноугольный.

Верхнепермско-среднетриасовый структурный этаж сформировался на заключительной стадии развития рифта в условиях значительного уменьшения амплитуд прогибания, интенсивного проявления галокинеза.

Верхнетриасово-антропогеновый структурный комплекс отражает этап развития надрифтовой Припятско-Днепровской синеклизы, охватывавшей территорию несколько большую, чем палеозойский прогиб.

В качестве сейсмогеологических комплексов (СГК) приняты литологически однородные или с преобладающим типом пород толщи, обладающие характерными сейсмологическими особенностями, определенными значениями пластовых скоростей и плотностей и заключенные между двумя соседними основными отражающими или преломляющими границами.

Подсолевой терригенный СГК соответствует в разрезе объему подсолевой терригенной толщи. В его состав входят: среднерифейский, нижневендский, верхневендский, эйфельско-среднефранский структурные этажи. Нижняя граница рассматриваемого СГК соответствует отражающей границе V и преломляющей границе с граничными скоростями 5800-6200 м/с, совпадающими с поверхностью кристаллического фундамента архейского и раннепротерозойского возраста. Она четко выделяется в виде многофазных отражений, подчеркивая смену слоистой волновой картины внутри чехла хаотичным рисунком с отдельными некоррелируемыми осями синфазности, характерными для консолидированных пород фундамента.

Верхней границей комплекса является опорная, выдержанная для всего прогиба отражающая граница IVа, соответствующая кровле пашийско-кыновского горизонта. Мощность комплекса в региональном плане изменяется от 140 до 800 м (временная мощность составляет 0,070–0,430 с), пластовые скорости изменяются от 3700 до 4500 м/с, плотности – от 2,50 до 2,65 г/см³. На локальных площадях отражающие границы V и IVa практически параллельны между собой. При значительных мощностях комплекса внутри его наблюдается несколько параллельных отражений различной интенсивности.

Подсолевой верхний СГК заключен между отражающими границами IVa и IV и соответствует объему подсолевой карбонатной толщи. Он включает среднефранский подэтаж эйфельско-среднефранского структурного этажа и воронежско-евлановского подэтажа верхнефранско-каменноугольного структурного этажа. Породы, слагающие СГК, отличаются выдержанными мощностями на больших площадях. Они разбиты многочисленными постседиментационными разломами.

Отражения от границы IV не всегда имеют однозначную характеристику, что связано с фациальной изменчивостью отложений верхней части евлановского горизонта. Она так же, как и граница V, часто нарушена разрывами и фиксируется на всей территории прогиба. Отражения, из которых она состоит, несколько менее интенсивные, местами с прерывистыми осями синфазности. Граница IV на всей территории прогиба синхронна. Она разделяет два литологически разнотипные структурные комплексы, отлагавшиеся без перерыва. Ее современное положение в значительной степени отличается от первоначального, так как эта граница была нарушена многочисленными постседиментационными разрывами разных амплитуд (от первых сотен до свыше 2000 м). Это привело к резко дифференцированному гипсометрическому положению, в отличие от близкого к горизонтальному в конце накопления подсолевых пород. Мощность комплекса в региональном плане изменяется от 50 до 350 м (t = 0,01–0,014 с), пластовые скорости – от 5000 до 6000 м/с, плотности – от 2,65 до 2,80 г/см³. На локальных участках отражающие границы IVа и IV практически параллельны.

Нижнесолевой СГК ограничен отражающими границами IV и III и соответствует объему нижней соленосной толщи. Сейсмическая граница III, по сравнению с границей IV, еще менее динамически выражена. Оси синфазности, характеризующие ее, часто прерываются вплоть до потери их корреляции. Эта граница разделяет акустически полупрозрачную волновую картину, соответствующую нижнесолевому комплексу, и сложную, изменчивую по простиранию, субпараллельную, клиноформную, реже хаотическую волновую картину, характерную для межсолевого комплекса. Она также разбита серией сбросов. Исчезновение границы III (потеря корреляции осей синфазности) наблюдается на участках распространения высокоамплитудных ливенских соляных поднятий, где часто межсолевые породы разрушены и наблюдается слияние верхней и нижней соленосных толщ. Граница, разделяющая накапливавшиеся без перерыва нижнесолевой и межсолевой комплексы, синхронна и достаточно хорошо прослеживается, несмотря на то, что породы у подошвы межсолевых образований имеют разный фациальный состав. Как и охарактеризованные ранее границы, ее современное положение значительно отличается от первоначального, так как оно изменено под воздействием галокинеза и дизъюнктивной тектоники. Нижняя соленосная толща представлена галогенной галитовой формацией (верхняя часть евлановского, ливенский и домановичский горизонты франского яруса верхнего девона). Она сложена ритмичным чередованием пластов каменной соли и несолевых пород – глин, мергелей, доломитов, ангидритов, реже песчаников и алевролитов. Мощность комплекса изменяется от первых десятков (на западе прогиба) до 900 м (на юге), а в соляных куполах – до 1600 м. пластовые скорости составляют 3800–4800 м/с, плотности – 2,26–2,40 г/см³. При пластовом залегании отмечается слоистый, непрерывный тип записи, в соляных куполах – хаотичный.

Межсолевой СГК (задонско-елецкий структурный подэтаж) заключен между отражающими границами III и II и соответствует объему межсолевой толщи подъяруса фамена (задонский, елецкий, петриковский горизонты). Сейсмическая граница II совпадает с подошвой терригенно-карбонатной пачки пород, залегающей в основании глинисто-галитовой подтолщи, и устанавливается по появлению первой интенсивной очень сильно выраженной многофазовой оси синфазности, залегающей субгоризонтально на участках пластового залегания верхней соленосной толщи. Под высокоамплитудными соляными поднятиями она фиксируется по отдельным изогнутым слабовыраженным осям. В ряде случаев корреляция осей синфазности полностью прекращается, и эта граница на временных разрезах не устанавливается. Межсолевой комплекс, имеющий разнофациальный литологический состав, и верхнесолевой разделяются на временных разрезах синхронной сейсмической границей.

Рассматриваемый комплекс представлен терригенно-сульфатно-вулканогенно-карбонатной формацией, сложенной разнофациальными карбонатными, глинисто-карбонатными, терригенными и вулканогенными породами. В северной части прогиба, где межсолевая толща представлена карбонатным типом разреза, к поверхности ее приурочена преломляющая граница с граничными скоростями 5600-6200 м/с. Мощность комплекса в пределах прогиба изменяется от 0 до 300-500 м, реже до 1200 м (t=0–0,45 с). Значительная фациальная неоднородность отложений комплекса обусловила существенную изменчивость пластовых скоростей распространения сейсмических волн, коэффициентов отражения и непостоянство характеристики волнового поля. Пластовые скорости изменяются от 3100 до 6200 м/с, плотности – от 2,50 до 2,70 г/см³. В центральной и южной частях прогиба коэффициенты отражения от кровли и подошвы комплекса меньше, чем в северной..

Верхнесолевой галитовый СГК заключен между отражающими границами II и IIa и соответствует объему галитовой подтолщи верхней солевой толщи верхнего подъяруса фамена (в основном лебедянский горизонт). Сейсмическая граница IIа соответствует кровле верхнесолевой галитовой подтолщи. На участках пластового залегания верхней соли или слабого проявления соляной тектоники, которые отличаются субпараллельной волновой картиной с протяженными интенсивными сильно выраженными осями синфазности, она фиксируется по появлению первой такой верхней подобной оси. Выше последней распространены также субпараллельные отражения внутри глинисто-галитовой подтолщи, но значительно менее интенсивные. В районах развития крупных соляных поднятий волновая картина, соответствующая галитовой подтолщи, меняется на хаотическую с отдельными разнонаправленными, изогнутыми, короткими, не коррелируемыми отражениями. Оси синфазности на таких участках прерываются, и граница галитовой подтолщи здесь проводится по прилеганию или примыканию субпараллельных или клиноформных отражений вышележащих комплексов к хаотической волновой картине, присущей соляным поднятиям.

Галитовая подтолща в районах пластового залегания соли без перерыва перекрывается надсолевыми девонскими породами и граница между ними синхронна. В зоне галокинеза высокоамплитудные соляные поднятия развиваются длительное геологическое время (от конца позднего девона до настоящего времени). Они прорывают разновозрастные надсолевые отложения (от верхнедевонских до неогеновых). К ним соответственно и примыкают разновозрастные породы. В связи с этим рассматриваемую границу с геологической и исторической точки зрения следует считать асинхронной.

Галитовая подтолща (галитовая субформация) сложена каменной солью с несолевыми прослоями различного литологического состава и мощности. В межкупольных зонах мощность комплекса небольшая (первые сотни – десятки метров, иногда на таких участках подтолща полностью отсутствует в разрезе). В районах солевых куполов она достигает 3000–3200 м. Временная мощность составляет 0–1,43 с. Пластовые скорости изменяются в небольших пределах – от 4400 до 4700 м/с, плотности – от 2,16 до 2,19 г/см³. На участках пластового залегания солевой толщи прослеживается несколько отражающих границ, связанных с несолевыми, относительно мощными платами. В куполах сейсмическая запись хаотична.

Глинисто-галитовый СГК ограничен отражающими границами IIa и I и соответствует объему глинисто-галитовой подтолщи верхней солевой толщи верхнего подъяруса фамена (оресский и стрешинский горизонты). Сейсмическая граница I, хотя и прослеживается на большей части Припятского прогиба, наименее интенсивно выражена, на многих участках ее корреляция затруднена. Она соответствует поверхности верхнесолевого структурного надкомплекса. Граница I представлена на временных разрезах интерференционными колебаниями и является опорной, с граничными скоростями 4000–4600 м/с. Она субпараллельна или изогнута согласно форме межкупольных понижений или соляных поднятий. Глинисто-галитовая подтолща характеризуется на временных разрезах субпараллельной волновой картиной на участках ее горизонтального залегания и бугристой над межкупольными понижениями и соляными поднятиями. Граница I на большей части площади прогиба синхронна. В зоне, близкой к соляным антиклиналям и куполам, на временных разрезах она теряется, корреляция осей синфазности прерывается. В этом случае граница между структурными комплексами проводится по смене волновой картины. Выше и ниже изохронные оси синфазности прислоняются к ней. В этой зоне сейсмическая граница, отвечающая геологической, асинхронна.

Глинисто-галитовая подтолща (калиеносно-галопелито-галитовая субформация) сложена пластами каменных и калийных солей и несолевых пород. Мощность сейсмогеологического комплекса изменяется от полного отсутствия в сводах солевых поднятий до 2000–2500 м в межкупольных зонах (t=0–1,20 с). Пластовые скорости равны 3600–4200 м/с, плотности – 2,19–2,33 г/см³. Внутри комплекса наблюдается значительное количество отражений, связанных с переслаиванием солевых и несолевых пород. Отражающие границы прослеживаются как на среднечастотных (20–50 Гц), так и на более низких фильтрациях.

Надсолевой СГК ограничен снизу отражающей границей I и сверху земной поверхностью. В его составе выделяются два комплекса: данковско-среднетриасовый и верхнетриасово-антропогеновый. Первый объединяет ряд структурных подразделений.

Породы карбона в целом согласно залегают на отложениях надсолевого девона. Максимальные их мощности приурочены к межкупольным понижениям, минимальные – к сводам положительных структур. На временных разрезах в связи с близостью литологического состава образований карбона с нижележащими породами девона границу между ними провести не всегда представляется возможным.

Ось синфазности, образующая на временном разрезе подошву комплекса Iа, налегает на разновозрастные и литологически разные породы и прослеживается на всей территории прогиба. Она отчетливо следится как ярко выраженная, многофазовая сейсмическая граница, залегающая практически горизонтально или очень полого с небольшим наклоном на подстилающих структурных комплексах, лишь в редких случаях прерывается на участках высокоамплитудных соляных поднятий. Эта граница совпадает с региональным несогласием в подошве верхнетриасово-среднеюрских отложений. Все вышезалегающие породы мезозоя и кайнозоя на временных разрезах имеют преобладающую параллельную волновую картину, слабоизогнутую вверх над высокоамплитудными соляными поднятиями и прогнутую над межкупольными синклиналями и мульдами. В целом для прогиба граница Iа является асинхронной, разделяющей структурные комплексы, накапливавшиеся в разных геологических условиях.

Суммарная мощность надсолевого СГК изменяется в значительных пределах – от первых сотен на сводах соляных поднятий до 3000–3200 м в глубоких межкупольных зонах (t=0,20–2,20 c). Для него характерно увеличение пластовых скоростей с возрастанием глубины. Плотности также увеличиваются с глубиной от 1,95–2,05 до 2,20–2,33 г/см³. К сводам соляных куполов нередко приурочены образования кепрока, имеющие пластовую скорость 2600–3800 м/с и плотность до 2,50 г/см³.

Изложенные сейсмогеологические комплексы в Припятском прогибе территориально распространены неравномерно, в зависимости от полноты разреза и его сейсмической характеристики. Так, большинство из рассмотренных СГК распространены почти на всем пространстве Припятского прогиба, но имеют некоторые отличительные особенности в разных районах, связанных, в основном, с распространением соляной тектоники.

Сейсмогеологическая модель

строения и развития земной коры Беларуси

Глубинные сейсмические исследования вдоль профиля Варена (Литва) – Несвиж (Беларусь) – Выступовичи (Украина) показали, что на участке, соответствующем Центрально-Белорусской шовной зоне, в строении земной коры наблюдается резковыраженная деформация глубинных границ (рис. 8). Так, в верхней части коры зафиксировано ярко выражено высокоамплитудное (до 10­–12 км) поднятие сейсмической границы с высокой граничной скоростью 6,65 км/с. В средней части коры на глубинах 25–30 км также прослеживается поднятие сейсмической границы с граничной скоростью 6,90 км/с с амплитудой 3–5 км. Поверхность Мохо практически горизонтальная на глубине 50–55 км, с весьма малым наклоном на запад. Западный борт Центрально-Белорусской зоны отмечается глубинным разломом, прослеженным на всю мощность земной коры.

Восточный борт характеризуется резко выраженной впадиной по верхней сейсмической границе с амплитудой до 10 км, небольшим прогибом по второй сейсмической границе и узколокальным поднятием до 5 км по поверхности Мохо. В нижней коре пояса выделены наклонные на запад границы – отражатели, прослеживаемые в земной коре Украинского щита. В целом в земной коре Центрально-Белорусской зоны относительно соседних блоков зафиксированы более высокие скорости сейсмических волн (в верхней половине коры до 0,25 км/с, в нижней – до 0,10 км/с). В верхней мантии на глубине 60–65 км установлена горизонтальная отражающая граница.

Еще задолго до постановки в этом районе ГСЗ рядом геологов-тектонистов высказывалась мысль о том, что Центрально-Белорусская зона, возможно, является зоной сочленения стыка крупных блоков фундамента – Фенноскандинавского на северо-западе и Сарматского на юго-востоке. Но такого прекрасного подтверждения геофизикой этих соображений вряд ли кто ожидал. Этот сейсмический результат вдохновил известного геолога-тектониста академика Р.Г.Гарецкого разработать геологическую модель истории формирования земной коры Центрально-Белорусской зоны и сопредельных территорий вдоль геотрансекта EUROBRIDGE (рис. 9).

Рассматриваемый геотраверс пересекает основные тектонические элементы фундамента (Восточно-Литовский пояс, Белорусско-Балтийский гранулитовый пояс) и платформенного чехла (Белорусская антеклиза, позднерифейский Волыно-Оршанский палеопрогиб с Оршанской впадиной, палеозойский Припятский прогиб и развитая над ним западная часть мезозойско-кайнозойской Припятско-Днепровской синеклизы).

Территория Беларуси расположена в пределах двух основных сегментов Восточно-Европейского кратона – Фенноскандинавского и Сарматского, которые имеют разное строение и развитие земной коры. Субмеридионально вытянутые Восточно-Литовский пояс (протяженностью около 400 км при ширине до 160 км) и Белорусско-Балтийский гранулитовый пояс (1000  100–200 км) принадлежат Фенноскандии. Они ограничены Белостокским и Кореличским надвигами, имеющими, видимо, листрический характер и мантийную глубину заложения. Гранулитовый пояс серией листрических надвигов разбит на чешуи и пластины (листроплаки), которые сложены из чередующихся между собой гранулитовых, интенсивно бластомилонитизированных и гранитизированных пород. Абсолютный возраст пород по недавним определениям уран-свинцовым методом равен 1,9–1,7 млрд. лет, хотя некоторые исследователи считают их более древними. Этот метабазит-гранулитовый комплекс целиком слагает верхнюю земную кору, которая имеет мощность 15–20 км. Мощность средней коры Фенноскандии достаточно выдержана и равна 12–15 км. Нижняя кора имеет мощность 20–25 км. Общая мощность земной коры в пределах Белорусской антеклизы достигает 50–60 км.

Земная кора Сарматии в качестве единого континентального сегмента сформировалась ко времени 2,3–2,8 млрд. лет. На ее северо-западной окраине расположен Осницко-Микашевичский вулкано-плутонический пояс, который сложен наиболее молодыми различными по составу магматическими комплексами, причем отмечено омоложение пород с северо-запада на юго-восток – от наиболее ранней (2,02 млрд. лет) метагаббро-диабазовой формации через наиболее широко распространенную диорит-гранодиорит-гранитную (2,0–1,97 млрд. лет) до кварц-сиенит-гранитной формации житковичского комплекса и Коростенского плутона (1,8–1,75 млрд. лет). Породы магматического пояса наложены на архейские амфиболито-гнейсовый и гнейсо-гранулитовый комплексы верхней земной коры. Осницко-Микашевичский пояс ограничен глубинными листрическими разломами докембрийского заложения. Мощность верхнего слоя земной коры примерно равна 20 км, уменьшаясь в районе Припятского прогиба до 16–18 км. Мощность средней коры колеблется от 8 до 13 км.

Нижняя кора имеет мощность от 10 до 20 км, причем наибольшие ее значения относятся к Припятскому прогибу, хотя общая мощность земной коры здесь наименьшая (35–40 км).

По палеомагнитным данным Фенноскандия и Сарматия до времени 2,1–2,0 млрд. лет имели различное географическое положение и были разъединены бассейном с океанской корой. В течение раннего протерозоя происходили процессы аккреции различных террейнов, доменов, островных дуг, которые привели к формированию главных сегментов континентальной коры Восточно-Европейского кратона – Фенноскандии и Сарматии. Ко времени 2,0 млрд. лет океанская кора к северо-западу от Сарматии подверглась субдукции, а на ее окраине начал формироваться Осницко-Микашевичский пояс. Постепенный процесс субдукции океанской коры под континентальный сегмент Сарматии зафиксирован в отмеченном ранее последовательном омоложении пород магматических комплексов пояса с северо-запада на юго-восток.

Ко времени 1,85 млрд. лет континентальная кора восточной части Фенноскандии, несомненно, уже была сформирована. Поэтому, начиная с этого времени, субдукция, скорее всего, завершилась и сменилась коллизией континентальных сегментов Сарматии и Фенноскандии, окончательное соединение которых в общий блок фундамента кратона произошло около 1,7 млрд. лет тому назад.

На месте стыка этих сегментов сформировались Центрально-Белорусская зона. Она прослежена более чем на 600 км при ширине около 60 км. Эта сутурная зона имеет очень сложное строение: она состоит из серии клиновидных блоков разновозрастных метаморфических и магматических комплексов, разбитых разноориентированными разломами. Вдоль западного края зоны протягивается узкая полоса так называемой рудьмянской серии (породы гранулитовой фации: амфиболитовые гнейсы, кальцифиры, кристаллические сланцы, пироксенолиты, мраморы и др.), далее – породы околовской серии (гнейсо-сланцевый комплекс). По геолого-петрологическим и геохимическим особенностям породы обеих толщ принадлежат островодужной ассоциации. Среди магматических образований наиболее примечательны породы русиновского комплекса (диабазы, метадиабазы, метагаббро-диабазы, габброиды, горнблендиты), которые по геохимическим характеристикам близки к офиолитовым ассоциациям океанского дна. В этой зоне намечается существенное увеличение мощности всей земной коры до 55–60 км, а также ее нижней части (до 18–20 км).

В доплатформенную стадию развития сформировалась континентальная кора Восточно-Европейского кратона с нормальной средней мощностью (40–50 км). Наибольшие мощности земной коры были приурочены, с одной стороны, к наиболее древним архейским блокам, а с другой – к полосам сутурных зон, в пределах которых происходило скучивание различных террейнов, доменов, островных дуг, образование аккреционных линз и в результате более интенсивное формирование континентальной коры. Эти утолщенные участки континентальной коры и послужили теми ядрами, вокруг которых стали образовываться такие крупные платформенные элементы как щиты и антеклизы.

Такой участок наиболее мощной земной коры возник в районе Центрально-Белорусской сутурной зоны между субширотными трансформными разломными (сдвиговыми) зонами – Полоцко-Курземской на севере и Припятско-Брестской – на юге. Это предопределило первичное метоположение будущей Белорусской антеклизы, которая сформировалась в результате более стабильного тектонического положения на месте утолщенной земной коры и литосферы в целом. Соседние территории более тонкой земной коры и особенно ослабленных разломных зон подверглись внутриконтинентальным процессам рифтогенеза и последующим прогибаниям впадин и синеклиз, что привело к еще большему утоньшению земной коры и литосферы. Наиболее существенно деструкция коры и литосферы произошла в Припятском прогибе в позднем девоне, когда в результате листрического раскалывания, захватившего всю земную кору, сформировалась типичная структура рифтового генезиса. К ней приурочена наименьшая мощность земной коры и литосферы (соответственно 35–40 и 100 км и менее), в то время как Белорусская антеклиза характеризуется наибольшей их мощностью (50–60 км и до 200 км и немного более).

Сопоставление мощностей земной коры и литосферы с платформенными тектоническими элементами привело к выводу, что современное их распределение связано главным образом с платформенным этапом развития, когда процессы континентального рифтогенеза и формирование надрифтовых синеклиз, впадин и прогибов привели к существенному утонению коры и литосферы при сохранении значений мощностей на поднятиях, особенно таких крупных, как щиты и антеклизы.

26