Основные итоги и некоторые особенности изучения докембрийского кристаллического основания Белоруссии

Кристаллический фундамент Белоруссии погружен на значительную глубину и почти повсеместно перекрыт осадочными породами, охватывающими время осадконакопления от рифея до современного периода. Имеется всего лишь единственное естественное обнажение фундамента в районе д. Глушкевичи Лельчицкого района Гомельской области, представляющее собой самый северный выход Украинского кристаллического массива.

Глубокое залегание пород докембрия в пределах территории республики обусловило специфику его изучения, заключающуюся в необходимости применения глубокого бурения, тщательного, всестороннего минералого-петрографического изучения и использования широкого комплекса методов геофизических исследований.

Отсутствие возможности непосредственного геологического картирования докембрийских пород в полевых условиях заставляет искать другие пути для решения ряда вопросов геологического, петрологического и стратиграфического характера, которые возникают при изучении кернового материала. Так, например, возникает необходимость привлечения для этой цели ряда дополнительных камеральных методов, в том числе минералого-петрографических, геохимических, петро-химических и др. Все эти методы направлены на поиски коррелятивных особенностей изучаемых горных пород, на основании которых можно было бы произвести не только стратиграфическое их расчленение, но и показать генетическое родство вскрываемых скважин горных пород.

При изучении кристаллических пород докембрия Белоруссии нами применяются следующие основные методы.

Минералого-петрографический, направленный на поиски типоморфных особенностей породообразующих и других минералов: оптические аномалии, статистическое выявление частоты встречаемости тех или иных законов двойникования плагиоклазов, изучение ассоциаций и внутренней структуры срастаний рудных минералов, определение железистости темноцветных минералов по показателям светопреломления и т. п.

Все эти исследования ведутся параллельно с петрографическим и минералогическим изучением горных пород в прозрачных и полированных шлифах и в протолочках с извлечением тяжелых фракций. Оптические аномалии, например калиевых полевых шпатов, выражающиеся в наличии положительного угла 2V (изомикроклин и изоортоклаз) в гранодиорите д. Тычины (скв. 1-р, район г. Старобина), установление однотипности законов двойникования в габбро сел Moрино и Зубковичи, показывающее их генетическое родство, однотипность ассоциаций рудных минералов или их различие, по нашему мнению, показывают родство или, наоборот, различие между отдельными типами пород, а присутствие закономерных срастаний этих минералов (структуры распада ильменита с магнетитом, магнетита или ильменита с гематитом и др.) позволяет судить о магматической или немагматической природе изучаемой горной породы. Значение определения показателей светопреломления и железистости темноцветных минералов общеизвестно.

Минералого-геохимический, направленный на выявление в минералах ассоциаций геохимически рассеянных элементов (химические, спектральные методы), отклонений в составе минералов и их структуре за счет тончайших срастаний с другими минералами, трудно диагностируемыми оптическими методами, и т. п. Установление одинаковых «спектров» химических элементов в однотипных минералах той или иной группы пород (граниты, диориты, габбро и др.) позволяет предполагать о генетическом, а возможно, и возрастном родстве между вскрываемыми скважинами геологическими телами, сложенными упомянутыми породами. На основании полученных таким образом данных можно считать генетическое родство между гранитами и гранодиоритами второго структурного яруса, между габбро сел Морино и Зубковичи, вскрытых скважинами в пределах пород третьего структурного яруса и т. д.

Определение абсолютного возраста минералов из различных горных пород калий-аргоновым методом (ЛАГЕД АН бывш. СССР, лаборатория Э.К. Герлинга). Анализу подвергались биотиты из гнейсов, гранитов, диоритов, гранодиоритов, габбро и гранитовых пегматитов, а в некоторых случаях анализировались калишпат и мусковит. Весьма редко определения велись в целом по породе. В последнее время был получен ряд определений по роговой обманке для контроля ранее выполненных определений. В целом сходимость результатов по биотиту и роговой обманке полная и не превышает 10—15% в сторону более древнего возраста, определенного по роговой обманке. Применение урано-свинцового метода ограничено малым количеством извлекаемого кернового материала.

Полученные значения возраста используются нами статистически, т. е. при нанесении их на геолого-структурную карту принимается во внимание расположение значений возраста одного порядка в пределах определенных структурных поясов, выделенных ранее на основании петрографических исследований и подтвержденных позже геофизическими данными. В этом случае учет статистического их распределения может показывать не столько природу возраста горных пород, сколько отображать их геологическую историю. При этом допускается, что более древние зоны были стабильными и не вовлекались в складкообразование в момент инверсии более молодых геосинклиналей.

Перечисленные методы и полученные с их помощью данные используются с учетом магнитных и гравитационных полей, обусловленных различными по составу и простиранию геологическими комплексами. Несомненно, что морфологически различные аномалии вызываются различными по возрасту горными породами. Форма аномалий и их размеры нередко зависят от степени эрозионного среза древних складчатых структур. Как правило, более древние складчатые структуры проявляются аномалиями мозаичного типа, в то время как более молодые сохраняют отчетливо выраженный поясовой тип аномалий, соответствующих узким геосинклинальным зонам.

Сопоставление геологических особенностей кристаллического фундамента Белоруссии с геологическими особенностями соседних регионов связано с некоторыми затруднениями, заключающимися в сравнительно малой изученности соседних территорий. Это прежде всего относится к районам Прибалтики, западных областей России и Польши. На границе с Украинским кристаллическим массивом располагается глубоко погруженный участок фундамента Белоруссии, представляющий дно Припятской впадины, изучение которого довольно сложно. Однако некоторые аналоги с хорошо изученными регионами (Балтийский и Украинский щиты и Воронежская антеклиза) вполне возможны и позволяют более уверенно производить расшифровку геологической истории формирования кристаллического фундамента Белоруссии.

На основании комплексного применения данных глубокого бурения и детального изучения кернового материала вышеперечисленными методами в настоящее время можно считать твердо установленными трехъярусное расчленение кристаллического фундамента Белоруссии. По времени формирования эти ярусы соответствуют верхнеархейскому, нижнепротерозойскому и верхнепротерозойскому тектоно-магнетическим циклам.

Наиболее древними (более 1900 млн. лет) представляются породы первого структурного яруса, слагающие территорию, ограниченную с запада дугообразной линией, протягивающейся от г. Могилева до г. Гомеля (см. рисунок). Это так называемое «жесткое» ядро отчетливо выделяется на всех геофизических картах. Центральная часть его представляет собой область пониженного значения магнитного поля. По периферии это поле кольцеобразно окаймляется более тяжелыми и более магнитными породами. Последние вскрыты скважинами в селах Солон и Червоная Слобода, где они представлены кварцевыми диоритами и диоритами с возрастом соответственно 1930 и 1940 млн. лет.

Поля еще более интенсивных аномалий, имеющие замкнутые округлые контуры, в пределах полей диоритов и, по-видимому, темно-цветных гнейсов, возможно, соответствуют интрузивам габбро. Кольцеобразное расположение магнитных тел по периферии немагнитного или слабомагнитного поля или ядра позволяет сделать предположение о складчатой природе описываемого «жесткого» ядра, представляющего, по-видимому, структуру либо синклинальной, либо антиклинальной. Восточное замыкание этой складки должно располагаться на территории Смоленской и Брянской областей и, возможно, оно усложнено складчатыми структурами Курской железорудной серии.

Вокруг жесткого ядра, сложенного упомянутыми породами первого структурного яруса, в полосе к востоку от примерной линии Лепеля, западнее г. Минска и г. Барановичей располагается поле мозаичных аномалий, вызываемых кристаллическими породами второго структурного яруса (1900—1600 млн. лет). Эти породы прослежены большим количеством скважин, нет сомнения, что они имеют распространение и в пределах северной части Украинского кристаллического щита (район д. Глушкевичей и др.).

Среди вскрытых скважинами пород различаются биотитовые гнейсы, имеющие региональное распространение (Смиловичи, Копыль-Бобовнянский район, Микашевичский выступ и др.). В составе толщи биотитовых гнейсов различаются отдельные слои и пачки слоев, сложенные гранат-биотитовыми (Брагин, Хойники, Стреличево, Микашевичи и др.), иногда силлиманит-гранат-биотитовыми гнейсами (Брагин).

Среди этого типа гнейсов нередко присутствуют прослои роговооб-манково-биотитовых, иногда с гранатом (Хойники) гнейсов с прослоями амфиболитов. Такие гнейсы широко распространены в районе д. Глушкевичей, на Микашевичском выступе, в Наровле и в районе г. Могилева (д. Вильчицы). На Микашевичском выступе довольно широко распространены двуслюдяные гнейсы, образованные в результате региональной мусковитизации, вызванной внедрением мясо-красных микроклино-вых гранитов. В районе хут. Ждановичи, западнее г. Минска, встречены гнейсы с кордиеритом.

Обычно в основе отмеченных гнейсов находится гранобластово-гетеробластовый агрегат кварца и плагиоклаза, в котором плагиоклаз нередко уступает место калишпату или замещается им. Содержание темноцветных минералов увеличивается от биотитовых гнейсов через роговообманково-биотитовые до амфиболитов. Присутствие граната и силлиманита свидетельствует о высокой степени метаморфизма, которую претерпели гнейсы, имея высокоглиноземистый состав.

Описываемые гнейсы в ряде мест интрудированы габбро (Наровля, скв. 4-р, Анисимовская площадь, скв. 1-р), диоритами (Микашевичский подземный выступ, район д. Глушкевичей), гранодиоритами (г. Пинск, д. Тычины у г. Старобина, д. Буйновичи), мясо-красными микроклиновыми гранитами (Ново-Белица, Брагин, Стреличево, Копаткевичи, Петриков, Микашевичи, Глушкевичи, Конюхи, Минск) и пегматитами (Б. Жуховичи, Микашевичи, Глушкевичи).

Петрографические и петрохимические особенности упомянутых пород обычны для указанных типов. Они довольно детально описаны. Для них характерно региональное распространение процесса эпидотизации в гранодиоритах и диоритах южной части Белоруссии, аналогичной эпидотизации пород осницкого комплекса Украины, присутствие в породах апатита, сопровождающегося плеохроичными оболочками вокруг его зерен, находящихся в биотите, наличие положительного угла оптических осей в калишпатах гра-нодиоритов района г. Старобина, наличие решеток распада ильменита с магнетитом или с гематитом и габбро г. Наровли, но мало характерных для габбро Анисимовской площади (скв. 1-р), отличающихся между собой и по других признакам.

Интересной особенностью гранитов упомянутого района является отсутствие, по-видимому, крупных их массивов. Обычно они вскрываются скважинами в виде пластовых апофиз или небольших тел. Исключением является массив в районе Петрикова — Копаткевичи. отчасти на Микашевичском выступе и в районе г. Минска. Характерной петрологической особенностью этих гранитов является наличие в них синеватого кварца, что следует, вероятно, связывать с тектоническими причинами, так как эти породы представляются довольно интенсивно динамометаморфизованными.

Абсолютный возраст пород гнейсового комплекса должен быть не моложе 1700 млн. лет (Хойники), но в ряде мест возраст, определенный по гнейсам, оказывается ниже прорывающих их габбро и гранодиоритов (Копыль — 1490, Городея — 1450, Микашевичи — 1400, 1540 млн. лет), примерно равный возрасту мясо-красных гранитов (Глушкевичи — 1550, 1525, 1510 млн. лет и др.), что несомненно связано с реоморфизмом гнейсов под влиянием гранитов. Возраст же гранодиоритов, диоритов и габбро постоянно представляется более древним, чем гранитов, редко 1670 млн. лет (г. Пинск), обычно же 1725, 1750, 1690, 1730 (Микашевичи), 1760, 1700, 1660 млн. лет (Старобин, Буйновичи. Наровля). Принимая во внимание возможность некоторого омоложения гранитов, нижней возрастной границей для второго структурного яруса следует принимать рубеж в 1600 млн. лет. Лучше сохранившиеся гнейсы района пос. Хойников дают возраст по биотиту 1700 млн. лет. Поскольку вмещающие эти граниты гнейсы должны быть древнее гранитов, учитывая возможность некоторого омоложения гнейсов Хойники, возраст гнейсов второго структурного яруса должен находиться в пределах 1750—1900 млн. лет.

В северо-восточной части территории Белоруссии геофизическими исследованиями установлены складчатые структуры северо-западного простирания, которые предположительно (Бондаренко, 1958 и др.) принимаются за продолжение складчатого пояса Курских железорудных толщ, захватывающих часть площади Смоленской области (Борятино) и северо-восточную часть территории Белоруссии. Принимая во внимание значение абсолютного возраста саксаганид Украины и пород курских аномалий и сравнивая их с полученными возрастными данными по породам второго структурного яруса Белоруссии, можно прийти к выводу о синхронности их формирования, сложившегося в несколько иных фациальных условиях.

Породы третьего структурного яруса (1600 млн. лет и моложе) пользуются также широким распространением, особенно в северо-западной части Белоруссии, в центральной и южной частях Литвы и северо-восточной части Польши. Они известны также и на юге Белоруссии, где отличаются как своим положением в пространстве, так и петрохимическими особенностями. В соответствии с этим нами в составе пород третьего структурного яруса различаются породы щучинской и овручской серий.

Породы щучинской серии составляют узкие линейные складчатые структуры, протягивающиеся в северо-западной части Белоруссии от

г. Бреста до г. Невеля, т. е. западнее полосы гнейсов второго структурного яруса, отделяющейся по линии Барановичи—Минск — Лепель. Складчатые структуры третьего яруса меняют простирание от субмеридионального в районе Брест — Гродно, до северо-восточного в полосе Минск — Вильнюс, а левым краем заходят далеко на территорию Польши, Литвы. Вполне вероятно их разделение на территории Польши на две ветви, одна из которых переходит в юго-западную Швецию, а другая поворачивает в восточную Польшу и далее на юго-восток в область Волыни Украинского кристаллического щита.

Основу щучинской серии слагают биотитовые, плагиоклазовые, реже микроклиновые (чаще микроклинизированные) гнейсы с прослоями роговообманково-биотитовых, иногда с гиперстеном гнейсов, переходящих в амфиболиты. Нередки прослои гранатовых гнейсов, особенно в участках контактового воздействия кислых интрузий (Шнипки). В значительной своей части такие гнейсы подвергались воздействию процессов древнего выветривания — каолинизации, серпентинизации, карбонатизации и хлоритизации. Некоторые разности гнейсов содержат в своем составе силлиманит, иногда скаполит.

Гнейсовые и амфиболитовые толщи вскрываются рядом скважин на территории Белоруссии (Лососна, Глебовичи, Сморгонь, Красное, Новогрудок, Шники, Вензовец и др.), а также большинством скважин на территории Литвы. Минералого-петрографический состав гнейсов детально изучен.

Гнейсовые толщи щукинской серии интрудированы гранитами, габбро, реже гранодиоритами и диоритами. Ограниченное распространение диоритов и гранодиоритов до настоящего времени может быть принято за одну из характерных особенностей данного комплекса. Вместе с тем формирование древних ортогнейсов за счет переработки древних гранитов, отчасти диоритов (Свислочь, скв. 105) является весьма примечательным. Ортогнейсы (по гранитам), вскрытые скважинами в г. Щучине, селах Грицков, Ханевичей, Липично и в других пунктах, представляют собой обычно мясо-красную, реже светло-серую породу, интенсивно разгнейсованную до появления листоватого кварца, в которой содержатся ориентированные плоскопараллельно с гнейсоватостью ксенолиты роговообманково-биотитовых, нередко с гиперстеном, гнейсов и амфиболитов. На контактах розового ортогнейса и темно-серых парагнейсов образуются гибридные переходные разности пород, сходные по составу с гранодиоритами и даже диоритами.

Габбро вскрыто двумя скважинами в селах Морино и Зубковичи. Они характеризуются абсолютным возрастом, равным соответственно 1630 и 1420 млн. лет и значительной степенью динамометаморфизма. Гранодиориты и диориты редко образуют самостоятельные тела, чаще представляют собой зоны гибридизации гранитов гнейсовым материалом. Более широко распространены граниты, представленные преимущественно маломощными апофизами и пластообразнымн телами, инъецированными в гнейсы согласно напластованию последних (Красное, Сморгонь, Лососна, Глебовичи). Контакты их с гнейсами большей частью расплывчаты, при этом в гранитах часто сохраняется ориентировка биотита, унаследованная от гнейсов.

Нередко отмечаются явления метасоматического преобразования гнейсов, в отдельных случаях заканчивающиеся формированием гранитов (Вильнюс, Пап, 1964). Иногда, как, например, в разрезе Щучинской аномалии у д. Шнипки, в гнейсах и амфиболитах, по-видимому, под воздействием гранитоидных интрузий возникают новые ассоциации минералов, происходит скарнирование пород с образованием гранатовых скаполитовых и карбонатных пород, сопровождающихся в некоторых участках сульфидной минерализацией (пирит, халькопирит, редко молибден, сфалерит, галенит). Кроме того, в участках распространения магнетитсодержащих гнейсов происходит перекристаллизация магнетита гнейсов и перемещение его в пределах трещинных зон, иногда секущих, чаще же согласных с гнейсоватостью пород.

Такие магнетитсодержащие зоны и пласты гнейсов являются причиной магнитных аномалий. В некоторых случаях пласты гнейсов обогащаются редкометальными минералами, наложенными на породообразующие минералы гнейсов. В связи с наличием подобного типа минерализации в гнейсовых толщах и повышенных содержаний некоторых минералов в корах выветривания и покрывающих кристаллические породы толщах докембрия, район развития пород третьего структурного яруса, особенно в участках его неглубокого залегания (до 500 м), считается весьма перспективным. В настоящее время на этой территории проводятся геофизические и буровые работы.

Значения абсолютного возраста гнейсов, определенные по биотиту, находятся в пределах 1510—1000±100 млн. лет. Несколько более древние значения получены в последнее время по роговой обманке, которые иногда весьма близки к данным по биотиту (д. Глебовичи, по биотиту 1440, по роговой обманке — 1460 млн. лет). Иногда показывают значения возраста до 1600 млн. лет (Шнипки — 1600±100, 1490 млн. лет; Паровея — 1390 млн. лет). Как правило, возраст биотита всегда несколько ниже (Шнипки — 1430 и 1020, Паровея — 1290, Шнипки по пироксену 1290±200 млн. лет) возраста роговой обманки. Другие значения, полученные для изверженных пород, не превышают 1600 млн. лет: гранодиорит из г. Барановичей — по роговой обманке 1470, по биотиту 1310, гранит г. Мосты (скв. 1) по биотиту 1340, гранодиорит из скв. 17 района г. Щучина — 1370. Амфиболиты района г. Дятлово (д. Вензовец) по двум пробам роговой обманки, взятым из двух его пластов, показали один и тот же возраст — 1200 млн. лет.

Овручская серия на территории Белоруссии вскрыта глубоким бурением в районе южной части Житковичского подземного выступа. Она представлена здесь житковичской свитой слюдистых кварцитов, кварцитов и широко распространенных сланцев хлоритового, хлорит-мусковитого и мусковитого состава, иногда близких к филлитам. Они довольно подробно изучены. Эти породы прорваны гранитами Житковичского щита, интенсивно катаклазированными и метасоматически измененными процессами калиевого, кремниевого, отчасти натриевого (альбитизация) метасоматоза. Граниты имеют много сходных петрологических черт с гранитами пержанского типа Украины и несут сходную с ними минерализацию. На контакте гранитов и сланцев житковичской свиты образуется серия переходных пород, в которых улавливаются черты сланцев, а в гранитовой части сохраняются теневые структуры, унаследованные от них. Сланцы нередко сохраняют диабазовые структуры древних эффузивов, менее отчетливо в них выражены такие структуры и состав, которые позволяют утверждать, что часть этих сланцев образовалась за счет древних кислых эффузивов типа липаритов — дацитов. Сланцы житковичской свиты имеют крутое падение, деформированы и по отношению к субгоризонтально залегающим овручским кварцитам должны быть древнее их, возможно, их следует считать толщей, имеющей самостоятельное стратиграфическое значение. Абсолютный возраст сланцев житковичской свиты, определенный по мусковиту, равен 1630 млн. лет, а в целом по породе — 1380, 1350 млн. лет. По-видимому, за минимальный возраст следует принять цифру 1630, что вполне согласуется с охарактеризованным выше стратиграфическим положением этой свиты.

Сходные абсолютные значения возраста пород щучинской серии и житковичской свиты позволяют сделать вывод о возможности объединения их в единый третий структурный ярус, состоящий из пород двух серий, сформированных в несколько отличных фациально-тектонических условиях. Имеются некоторые основания полагать, что в пределах развития пород щучинской серии могут быть найдены породы — аналоги овручской серии, доказательством этому могут служить случаи нахождения на северо-западе Белоруссии (д. Грицки, скв. 33, Щучипский район и др.) обломков сланцевых пород, весьма сходных со сланцами района Житковичей.

Перспективы нахождения полезных ископаемых в пределах описанных выше структурных ярусов определяются прежде всего их геологической историей и степенью изученности. Последняя находится в тесной связи с глубиной их залегания и, естественно, что в пределах кристаллического фундамента Белоруссии внимание геологов постоянно привлекают участки его близповерхностного залегания (Житковичский, Микашевичско-Синкевичский, Глушковичский участки, Белорусский массив). Несомненно, что и более глубокие его зоны заслуживают дальнейшего изучения.