Важнейшей структурной поверхностью, положение которой определяет современную тектонику чехла территории Беларуси, является граница чехла и фундамента. Анализ характера структурных поверхностей, лежащих выше, дает возможность выявить основные особенности современной тектоники различных структурных комплексов чехла (нижнебайкальского, верхнебайкальского, каледонского, герцинского и киммерийско-альпийского) и реконструировать историю развития структур [13, 46].
      По глубинной позиции поверхности кристаллического фундамента на территории Беларуси выделяются следующие основные структурные элементы: Белорусская антеклиза, Припятский прогиб, Подлясско-Брестская и Оршанская впадины, Латвийская, Полесская, Жлобинская и Брагинско-Лоевская седловины, Балтийская синекли-за и Воронежская антеклиза. На крайнем юге страны крайне незначительную площадь занимают северные отроги Украинского кристаллического щита, а на крайнем юго-западе — Луковско-Ратновский горст и Волынская моноклиналь Волыно-Подольской впадины (см. рис. 2).
      Белорусская антеклиза занимает центральную и западную части территории Беларуси и уходит за западные границы страны [20]. Это тектоническая область с высоким (до +0,1 км) залеганием фундамента. В плане антеклиза имеет форму разностороннего треугольника, основание которого тянется в субширотном направлении почти на 600 км.
      Белорусская антеклиза формировалась как остаточная положительная структура в результате разновременного прогибания сопредельных отрицательных структур: Оршанской впадины на востоке (раннебайкальский этап), Балтийской синеклизы и Подлясско-Брест-ской впадины на западе (каледонский этап), Припятского прогиба на юго-востоке (герцинский этап). Поэтому в своде антеклизы на породах фундамента залегают четвертичные образования, а на ее склонах появляются отложения, выполняющие сопредельные отрицательные структуры.
      Наиболее приподнятая часть антеклизы выделяется как Центрально-Белорусский массив. Он вытянут на 225 км в субширотном направлении между меридианами Мостов на западе и Слуцка на востоке. Ширина массива 115 км. На востоке этой структуры обособляется самая высокая часть антеклизы — Бобовнянский выступ, расположенный между Налибокским и Северо-Припятским разломами. В пределах Центрально-Белорусского массива фундамент выходит под плиоцен-антропогеновые отложения.
      Периклинальные части Белорусской антеклизы выделяются в качестве погребенных выступов.
      Мазурский погребенный выступ - западная периклиналь антеклизы — тянется в широтном направлении на 120 км. Сувалковским разломом он отделен от Балтийской синеклизы, а Свислочским — от Подлясско-Брестской впадины. Поверхность фундамента в его пределах погружается на запад от -0,1 до -1,0 км.
      Вилейский погребенный выступ протяженностью 250 км находится в северо-восточной части антеклизы. Поверхность фундамента здесь погружается на северо-восток от -0,2 до -0,7 км.
      Бобруйский погребенный выступ протягивается в юго-восточном направлении на 130 км и отделяется от Бобовнянского выступа Налибокским разломом. С юга выступ ограничен Северо-Припятским краевым разломом, который отделяет его от Припятского прогиба. На востоке поперечный разлом отделяет Бобруйский погребенный выступ от Жлобинской седловины и Северо-Прштатского плеча. Поверхность фундамента в пределах выступа погружается на юго-восток от 0 до —0,5 км.
      Ивацевичский погребенный выступ отходит от Центрально-Белорусского массива на юг, тянется на расстояние около 50 км и переходит в Полесскую седловину. На севере он частично ограничен Ляховичским и Свислочским разломами. Наклон поверхности фундамента на выступе пологий: от —0,1 км на севере до —0,3 км на юге.
      Между Центрально-Белорусским массивом и Вилейским погребенным выступом расположен Воложинский грабен. Он ориентирован в северо-западном направлении и соединяет Балтийскую синеклизу и Оршанскую впадину. С северо-востока грабен ограничен Ошмян-ским разломом, с юго-запада — Налибокским. Протяженность структуры—160—170, ширина—40-50 км. Поверхность фундамента в ее пределах находится на отметках от —0,2 до —0,4 км.
      Северо-западный и восточный склоны Белорусской антеклизы выделяются соответственно как Прибалтийская и Приоршанская моноклинали. В пределах первой из них поверхность фундамента полого погружается в сторону Балтийской синеклизы, в пределах второй — в сторону Оршанской впадины.
      Припятский прогиб, наиболее детально изученная структура территории Беларуси [13,21,47], расположен между Белорусской антеклизой и Жлобинской седловиной на севере и Украинским кристаллическим щитом на юге (см. рис. 2). Полесская седловина отделяет Припятский прогиб от Подлясско-Брестской впадины на западе, а Брагинско-Лоевская седловина - от Днепровско-Донецкого прогиба на востоке. От Украинского щита прогиб отделен Южно-Припятским краевым разломом, представляющим собой зону сбросов общей амплитудой по поверхности фундамента до 2-А км. От Белорусской антеклизы прогиб отделен Северо-Припятским суперрегиональным листрическим разломом мантийного заложения, состоящим из серии разрывов типа сбросов с суммарной амплитудой до 2—3,5 км, от Жлобинской седловины — Малиновско-Глазовским и Жлобинским разломами. Припятский прогиб протягивается в запад-северо-западном, близком к широтному, направлении на 280 км и имеет ширину до 150 км.
      По поверхности фундамента Припятский прогиб состоит из Припятского грабена и Северо-Припятского плеча (рис. 30). Последнее примыкает с севера к восточной части Припятского грабена. Северо-Припятским краевым разломом плечо отделено от грабена, а Малиновско-Глазовским и Жлобинским разломами — от Жлобинской седловины. Протяженность Северо-Припятского плеча с запада на восток составляет 120 км, ширина— 10—40 км.
      Припятский грабен подразделяется на две структуры второго порядка - Северную зону ступеней и Внутренний грабен, разделенные Червонослободско-Малодушинским мантийным разломом.
      Северная зона ступеней состоит из Речицко-Шатилковской и Червонослободско-Малодушинской тектонических ступеней, Северной зоны бортовых уступов и Старобинской депрессии (рис. 31, см. рис. 30). Внутренний грабен включает Петриковско-Хобнинскую зону осевых погруженных выступов и периклиналей, а также Заречинско-Великоборскую, Шестовичско-Сколодинскую и Наровлянско-Ельскую ступени, Южную зону бортовых уступов и Туровскую депрессию.

Рис. 30. Схема тектонического районирования Припятского прогиба по поверхности фундамента и подсолевых отложений (по Р.Е. Айзбергу, Р.Г. Гарецкому, СВ. Клушину и др. [13]). 1 — Северо-Припятское плечо; Припятский грабен: 2 — Северная зона ступеней, 3 — Внутренний грабен; 4 — структуры: I — Буда-Кошелевская ступень, II — Медведовская ступень, III — Городокская ступень, IV — Китинско-Хатецкая ступень, V — Паричская ступень, VI — Речицко-Шатилковская ступень, VI а — Северная зона бортовых уступов, VII — Червонослободско-Малодушинская ступень, VIII — Заречинско-Великоборская ступень, IX — Шестовичско-Сколодинская ступень, X — Наровлянско-Ельская ступень, Ха — Южная зона бортовых уступов, XI — Петри-ковско-Хобнинская зона погруженных выступов и периклиналей, XII — Старобинская депрессия, XIII - Туровская депрессия; разломы: 5 - суперрегиональные, 6 - региональные и субрегиональные, 7 — прочие; 8 — наименования разломов: а—Жлобинский, б — Северо-Припятский, в — Южно-Припятский, г — Речицко-Вишанский, д — Черво-нослободско-Малодушинский, е — Лоевский; 9 — зоны приразломных поднятий.

      В пределах Северо-Припятского плеча выделены Буда-Кошелевская, Медведовская, Городокская, Китинско-Хатецкая и Паричская тектонические ступени (см. рис. 30).
      Платформенный чехол Припятского прогиба представлен квазиплатформенным готским, катаплатформенным нижнебайкальским и ортоплатформенными верхнебайкальским, герцинским и киммерий-ско-альпийским структурными комплексами.

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

Наибольшей мощностью и наиболее сложным строением отличается герцинский структурный комплекс, который подразделяется на эмско-семилукский, речицко-фаменский, каменноугольный, пермский и нижне-среднетриасовый структурные этажи.
      Важнейшей особенностью тектонического стиля эмско-семи-лукского и речицко-фаменского структурных этажей является то, что в их пределах имеет место переход от преимущественно блоковой структуры подсолевых отложений к блоково-пликативной структуре нижнесолевых и межсолевых отложений и пликативной структуре верхней солевой и надсолевой толщ. Изменение характера дислоци-рованности отложений снизу вверх по чехлу прогиба касается структур разного порядка, в том числе локальных.
      Региональный структурный план подсолевых девонских отложений совпадает с таковым поверхности фундамента. Основными структурными элементами этой части чехла Припятского прогиба являются тектонические ступени и выступы, ограниченные и разбитые на блоки разломами (см. рис. 30,31). Ведущим фактором формирования локальных структур подсолевой толщи были дифференцированные блоковые подвижки по разломам, в связи с чем практически все структуры в ней блоковые и ограничены сбросами.
      Локальные поднятия подсолевой толщи являются осложнениями зон приразломных поднятий и представляют собой моноклинали или слабовыраженные гемиантиклинали, приуроченные к поднятым крыльям разломов. Некоторые локальные поднятия расположены в промежуточных блоках зон разломов или на склонах ступеней и представляют собой моноклинальные или слабоизогнутые блоки, зажатые разрывными нарушениями со всех сторон. В зонах приразломных опусканий развиты локальные синклинали, брахисинклинали, мульды, структурные заливы, полусинклинали и полумульды, примыкающие к разломам, и моноклинальные блоки, ограниченные со всех сторон разломами.
      Для нижней солевой и межсолевой толщ характерны структуры, которые по своим морфогенетическим особенностям занимают промежуточное положение между блоковыми и пликативными. Здесь выделяются блоковые структуры (ступени и выступы), пликативно-блоковые (зоны приразломных поднятий и опусканий) и пликативные (валы, синклинальные зоны, антиклинали, брахиантиклинали, купола, структурные носы, синклинали, мульды, структурные заливы). Характерны сложные и разнообразные переходы от типично блоковых структур, развитых на западной и юго-восточной окраинах прогиба, к типично пликативным, развитым в его центральной части. При
     
формировании локальных структур нижнесолевых и межсолевых отложений ведущим фактором были блоковые подвижки по разломам. В пластичных солях и неконсолидированных глинисто-карбонатных межсолевых отложениях разломы отражались флексурами, придававшими структурам пликативный характер. Вторым по значению струк-туроформирующим фактором был галокинез в нижней солевой толще [21]. Под его воздействием сформированы протяженные соляные валы, соляные антиклинали, соляные купола, а также сопровождающие их синклинальные зоны, синклинали и мульды. Большинство соляных поднятий приразломные.
      Все локальные структуры межсолевого комплекса делятся на две группы: (1) отраженные приразломные несоляные и (2) франские соляные, также, в основном, приразломные.
      Отраженные несоляные поднятия расположены над поднятыми блоками подсолевой толщи, отраженные несоляные опускания — над погруженными подсолевыми блоками. Таким образом, отраженные структуры как бы отражают структуру нижележащего подсоле-вого комплекса.
      Большинство франских соляных поднятий, которые подразделяются на антиклинали и купола, принадлежит к классу диапироидов, поскольку соляные массивы, сложенные активной солью в средней части толщи, не прорывают ее верхней пассивной части и межсолевых отложений.
      Верхнесолевые и надсолевые девонские отложения имеют единый структурный план. По поверхности галитовой подтолщи верхней солевой толщи и в вышележащих отложениях развиты типичные пли-кативные структуры: антиклинали, купола, группирующиеся в протяженные валы, а также синклинали и мульды, объединяемые в синклинальные зоны. Это обусловлено отражением разломов флексурами в пластичной галитовой подтолще и активным проявлением в ней галокинеза. Локальные структуры описываемой части разреза формировались под воздействием двух основных тектонических факторов: блоковых движений по разломам и галокинеза в нижней и верхней солевых толщах. По генезису они: (1) отраженные несоляные и (2) соляные.
      Отраженные несоляные поднятия, наследующие структуру нижележащей подсолевой толщи, распространены в западной и юго-восточной частях прогиба, где обе солевые толщи находятся в пластовом залегании. По форме в плане эти поднятия подразделяются на купола, антиклинали и гемиантиклинали. Отраженные несоляные поднятия малоамплитудные (50—100, реже до 200 м по поверхности фаменской солевой толщи), выполаживаются вверх по разрезу и часто не выделяются в верхней части разреза.
      Соляные поднятия (образованные с участием соляной тектоники) подразделяются на два типа: (1) поднятия, содержащие в ядрах соляные массивы, образованные солью галитовой подтолщи; (2) межкупольные бессолевые компенсационные остаточные поднятия типа «щита черепахи». Большинство локальных поднятий верхнесолевых и надсо-левых отложений относится к первому типу. По форме в плане фамен-ские соляные поднятия делятся на антиклинали и купола. Большинство соляных поднятий—антиклинали; купола немногочисленны. По характеру соотношения соляных массивов антиклиналей и куполов с покрывающими отложениями все поднятия делятся на диапироиды (соляные подушки) и криптодиапиры. Диапироиды имеют в ядрах относительно слабовыраженные соляные массивы, не выходящие за пределы покрывающих образований (глинисто-галитовой подтолщи верхней солевой толщи или надсолевых девонских пород). Мощность галитовой подтолщи в массивах диапироидов составляет обычно 600-800 м, но иногда достигает 1400—1600 м; гораздо меньшая мощность (несколько десятков метров, реже 200^00 м) отмечается в смежных синклиналях. К классу диапироидов относится большинство фаменских соляных поднятий Припятского прогиба. Криптодиапиры отличаются от диапироидов тем, что их соляными массивами частично прорваны низы надсолевых отложений. Степень прорыва соляными массивами перекрывающих отложений бывает различной. Наиболее многочисленны предтриасовые криптодиапиры. Мощная (200—300 м) остаточная брекчия выщелачивания в их сводах несогласно перекрыта породами триаса. Брекчия кепрока в своде Притокского купола залегает под палеогеновыми отложениями.
      Каменноугольный структурный этаж в целом наследует структурный план подстилающих надсолевых девонских отложений и поверхности верхней солевой толщи. Вместе с тем, структуры в отложениях карбона выполаживаются, так как на крыльях соляных валов и поднятий эти отложения с перерывом, размывом и угловым несогласием перекрывают надсолевые девонские. Отложения этажа на большей части прогиба выполняют синклинальные зоны и отсутствуют в сводах валов, главным образом, из-за многочисленных размывов. Выделяются синклинальные зоны, синклинали, брахисинклинали, мульды, структурные заливы, а также единичные межкупольные поднятия типа «щита черепахи». Такие пассивные поднятия расположены над синклиналями и мульдами в верхней соленосной толще.
      Пермский структурный этаж наиболее полно представлен в синклиналях и мульдах Припятского прогиба. Он сложен пестроцвет-ными песчано-глинистыми и соленосными отложениями. В Южно-Ка-менской и Северо-Каменской синклиналях, где в состав этажа входит эвапоритовая толща, его мощность достигает 1100 м и более. Отложения этажа несогласно, с размывом, перекрывают разновозрастные каменноугольные и надсолевые девонские отложения и перекрыты триасовыми.
      Герцинский структурный комплекс завершается нижне-средне-триасовым структурным этажом, который залегает на разновозрастных подстилающих отложениях. Образования этажа развиты на большей части прогиба и отсутствуют только в самых западных районах. Отмечается общее совпадение структурных форм подошвы триасовых отложений и подстилающих образований. В отложениях этажа развиты исключительно пликативные структуры: валы и синклинальные зоны, антиклинали, брахиантиклинали, купола, структурные носы, синклинали, мульды, структурные заливы.
      Киммерийско-альпийский структурный комплекс слагает небольшую (200-600 м) верхнюю часть платформенного чехла Припятского прогиба; он с региональным стратиграфическим несогласием перекрывает разновозрастные подстилающие отложения вплоть до пород фундамента на бортах прогиба. Отложения комплекса образуют Припятско-Днепровскую наложенную синеклизу и погружаются с севера, юга и запада к центру и к юго-востоку в сторону Брагинско-Лоевской седловины и Днепровско-Донецкого прогиба. Киммерийско-альпийские образования наследуют структурный план нижне-средне-триасового этажа: в них прослеживаются те же валы, антиклинали, брахиантиклинали, купола, синклинальные зоны, синклинали, мульды. Однако степень дислоцированности отложений и амплитуды структур резко уменьшаются. Вверх по разрезу структуры комплекса вы-полаживаются: по подошве палеогеновых отложений амплитуды структур в 2—3, иногда в 4—7 раз меньше, чем по подошве комплекса.
      Подлясско-Брестская впадина, расположенная на территории Беларуси и Польши, простирается в субширотном направлении и имеет вид структурного залива, центриклинально замыкающегося на востоке и открывающегося к западу (см. рис. 2). На западе впадина примыкает к линии Тейссейра-Торнквиста, восточная ее граница проведена условно по изогипсе поверхности фундамента—0,5 км [13, 18]. С севера и юга Подлясско-Брестская впадина ограничена разломами субширотного простирания: Свислочским и Северо-Ратнов-ским. Первый отделяет ее от Белорусской антеклизы, второй — от Луковско-Ратновского горста, южнее которого на территорию Беларуси заходит Волынская моноклиналь Волыно-Подольской впадины. Подлясско-Брестская впадина вытянута на 350 км, ширина ее изменяется от 90 до 130 км. Поверхность фундамента в пределах впадины погружается в западном направлении до 9 км (на территории Польши).
      Впадина выполнена образованиями рифея, венда, кембрия, ордовика, силура, девона, карбона, перми, триаса, юры, мела, палеогена, неогена, антропогена. В платформенном чехле впадины выделены готский, нижнебайкальский, верхнебайкальский, каледонский, герцинский и киммерийско-альпийский структурные комплексы.
      Кроме уже названных ограничивающих впадину субширотных раломов в ней выявлены разломы северо-восточного простирания. Наиболее значительные по амплитуде и протяженности Высоковский и Дивинский разломы. Амплитуда Высоковского разлома составляет более 200 м. Дивинский разлом общей протяженностью около 87 км простирается в восток-северо-восточном направлении; амплитуда его изменяется от нескольких десятков метров на востоке до 300 м на западе. Менее протяженными являются Прибугский и Кустинский разломы, с которыми связано формирование локальных поднятий Подлясско-Брестской впадины. Протяженность Прибугского разлома — 22 км, амплитуда — 300 м; Кустинского— соответственно 19 км и до 100 м.
      На территории Подлясско-Брестской впадины выявлены два локальных поднятия — Прибугское и Кустинское.
      Прибугское поднятие фиксируется по кровле карбонатной толщи ордовика и кровле эффузивной толщи венда. Это - брахиантик-линаль северо-восточного простирания, восточное крыло которой осложнено разломами взбросового характера. Площадь поднятия составляет 14,5 км2, амплитуда — 75 м. В нижнекембрийских песчаных отложениях Прибугского поднятия создано крупное подземное хранилище газа.
      Кустинское локальное поднятие — брахиантиклиналь, осложненная разломом северо-восточного направления. Амплитуда поднятия по поверхности ордовикских отложений составляет 50-60 м.
      Основной этап формирования Подлясско-Брестской впадины — каледонский. С ним связаны максимальное погружение впадины, накопление мощной толщи осадочных пород, образование малоамплитудных локальных структур. Тектонические движения вдоль разломов в течение каледонского этапа, в основном, определили современную структуру впадины.
      Оршанская впадина занимает северо-восточную часть территории Беларуси, выходит за границы страны и имеет площадь 250 х 150 км (см. рис. 2). Она граничит со следующими структурами: Бобруйским погребенным выступом Белорусской антеклизы, Жлобин-ской седловиной и Суражским погребенным выступом Воронежской антеклизы — на юге, Вилейским погребенным выступом Белорусской антеклизы и Латвийской седловиной — на западе и северо-западе, Воронежской антеклизой и Велижской седловиной — на востоке и северо-востоке.
      В региональном плане в пределах Оршанской впадины наблюдается погружение поверхности фундамента на север-северо-восток от —0,8 до —1,7 км. В целом для впадины характерны относительно крутые борта и плоское дно.
      Во впадине выделяются Витебская и Могилевская мульды, разделяющий их Центрально-Оршанский горст, и Червенский структурный залив [5].
      Витебская мульда представляет собой овальную, слегка асимметричную структуру субмеридионального простирания. Ее размер -100 х 80 км. Максимальное погружение фундамента (—1672 м) отмечено в осевой части мульды на территории Смоленской области России.
      Могилевская мульда имеет изометричные контуры. Наибольшая достигнутая бурением глубина поверхности фундамента в ней характеризуется отметкой—1143 м, однако, по геофизическим данным, есть участки, где фундамент залегает глубже (-1,4 км).
      Центрально-Оршанский горст сечет впадину с юго-запада на северо-восток. С юго-востока он ограничен Смоленским разломом амплитудой 150—200 м, с северо-запада — Оршанским разломом амплитудой 70—80 м. В пределах горста поверхность фундамента приподнята относительно разделяемых им Витебской и Могилевской мульд на 100—200 м. Протяженность Центрально-Оршанского горста — 35, ширина — 8 км.
      Червенский структурный залив, отходящий на юго-запад от Могилевской мульды, глубоко вдается в восточный склон Белорусской антеклизы и является юго-западным центриклинальным замыканием Оршанской впадины. Структурный залив простирается в северо-восточном направлении на расстояние более 90 км. Наибольшая глубина залегания поверхности фундамента здесь характеризуется абсолютной отметкой немногим более —0,9 км. В юго-западной части Червенско-го структурного залива сейсморазведкой и бурением выявлен ряд слегка асимметричных локальных поднятий типа брахиантиклиналей с амплитудой 50—100 м. Размеры наиболее крупных из них достигают 30 х 15 км. В пределах одного из таких поднятий — Осиповичского — создано подземное хранилище газа, который закачивается в перекрытые покрышкой терригенные породы рифея.
      Основной этап формирования Оршанской впадины — ранне-байкальский. С ним связаны максимальное погружение впадины, накопление мощной толщи крас но цветных песчаников оршанской свиты рифея, образование названных выше структур. На раннебай-кальском этапе Оршанская впадина развивалась как самостоятельная структура. По образованиям верхнебайкальского структурного комплекса Оршанская впадина в качестве отдельной структуры уже не выделяется; ее территория становится юго-западной центрикли-налью Московской синеклизы — одной из крупнейших структур Восточно-Европейской платформы. Поверхность пород волынской серии венда, входящих в состав верхнебайкальского комплекса, плавно погружается на северо-восток от 0 до -0,7 км и глубже к центру Московской синеклизы.
      Образования герцинского структурного комплекса впадины наследуют структурный план верхнебайкальского комплекса и образуют пологую моноклиналь, погружающуюся от 0,05 до—0,2 км и глубже на северо-восток в сторону осевой части Московской синеклизы. Это погружение происходит очень полого, градиент наклона отложений не превышает 1 м/км.
      Киммерийско-алышйский структурный комплекс маломощным покровом с резким угловым и стратиграфическим несогласием перекрывает размытую поверхность отложений герцинского комплекса. Киммерийско-альпийские образования формируют наложенную структуру—наклоненную на юг Восточно-Белорусскую моноклиналь, которая представляет собой северный борт Припятско-Днепровской синеклизы.
      Латвийская седловина занимает площадь 120 х 95 км, однако на территорию Беларуси она заходит лишь на небольшом участке в северной части страны (см. рис. 2). Седловина соединяет Белорусскую антеклизу с Балтийским щитом. По поверхности фундамента она имеет меридиональное простирание. В ее осевой части фундамент залегает на отметках —0,6 км на юге и —0,9 км на севере. Поверхность фундамента погружается на запад в сторону Балтийской синеклизы до —0,7 км и на восток в сторону Оршанской впадины до —1,4 км и воздымается к югу в сторону Белорусской антеклизы до —0,5 км.
      Полесская седловина соединяет Украинский кристаллический щит с Белорусской антеклизой и разделяет Подлясско-Брестскую впадину и Припятский прогиб. На севере она ограничена Свислочским и Ляховичским разломами, на юге — Северо-Ратновским. Восточная и западная границы седловины условно проводятся по изогипсе —0,5 км поверхности фундамента. Размер структуры 120 х 100 км. Поверхность фундамента в ее пределах залегает на отметках от —0,2 до -0,5 км.
      Платформенный чехол Полесской седловины сложен рифей-скими, вендскими и мезо-кайнозойскими отложениями, входящими в состав трех основных структурных комплексов: нижнебайкальского, верхнебайкальского и киммерийско-альпийского.
      В восточной части Полесской седловины имеется структурный нос, называемый Микашевичско-Житковичским выступом. Он заходит далеко в Припятский прогиб; кристаллический фундамент в его пределах перекрыт очень маломощной осадочной толщей.
      Жлобинская седловина находится между Оршанской впадиной на севере и Северо-Припятским плечом Припятского прогиба на юге, между Белорусской антеклизой на западе и Воронежской антеклизой на востоке. От Северо-Припятского плеча седловина отделена Жлобинским и Малиновско-Глазовским мантийными листрическими разломами. Не исключено, что на границе седловины с Оршанской впадиной также имеется серия разрывных нарушений. Седловина протягивается в близком к широтному направлении на 110 км, имеет ширину 25—50 км.
      Поверхность кристаллического фундамента в пределах Жлобин-ской седловины залегает на отметках от —0,5 до —0,8 км, погружается в северном и южном направлениях и воздымается на запад и восток.
      В образованиях герцинского структурного комплекса Жлобин-ской седловины установлено и изучено несколько десятков трубок взрыва (диатрем), выполненных туфами, туфобрекчиями, лавобрекчиями, щелочными пикритами, ультраосновными фоидитами, мелилититами, меланефелинитами. Структурное положение диатрем окончательно не выяснено. Возможно, оно контролируется разломами северо-западного простирания, которые параллельны Жлобинскому разлому, или участками их пересечения с субмеридиональными разломами.
      Жлобинская седловина погребена под отложениями киммерий-ско-альпийского структурного комплекса. Юрские и более молодые отложения образуют наклоненную на юг моноклиналь северного крыла Припятско-Днепровской синеклизы.
      Брагинско-Лоевская седловина отделяет Припятский прогиб от Днепровско-Донецкого прогиба, находящегося на территории Украины (см. рис. 2). Она состоит из Брагинского погребенного выступа на юге и Лоевской седловины на севере.
      Брагинский выступ вдается с юга, со стороны Украинского щита, в пределы Припятско-Днепровско-Донецкого авлакогена и ориентирован в северо-восточном, близком к меридиональному, направлении. Его ширина у основания 20—35 км, длина 45—50 км. На западе, севере и востоке выступ имеет разломные ограничения. Поверхность фундамента в пределах выступа погружается на север от отметок немногим выше —0,3 до —1,9 км. Брагинский выступ по поверхности фундамента и подсолевым отложениям имеет мелкоблоковое строение. Сбросами субширотного и северо-восточного простирания фундамент и подсолевые отложения разбиты на ступенчатые блоки преимущественно с северным наклоном пород. На юге выступа непосредственно под триасовыми отложениями залегают породы кристаллического фундамента. В северной части распространены подсолевые девонские отложения, перекрытые породами триаса и карбона.
      Лоевская седловина расположена между Северо-Припятским краевым разломом на севере и Брагинским выступом на юге, имеет протяженность 50-60, а ширину — 30^40 км. На западе по Лоевскому разлому она приподнята на 0,5—1,5 км по отношению к Припятскому прогибу, на востоке — на 0,5 км по отношению к сопредельным структурам Днепровско-Донецкого прогиба. Поверхность фундамента и подсолевые отложения в пределах седловины в целом погружаются на север от -1,0 до -3,9 км. Сбросами субширотного и северо-восточного простирания они разбиты на мелкие ступенчатые блоки размером от сотен метров до первых километров.
      Балтийская синеклиза — одна из крупнейших структур Восточно-Европейской платформы, расположенная, главным образом, в пределах Литвы, Латвии, Эстонии, России, Польши, Дании, Швеции. Она лишь очень небольшой частью своего южного крыла заходит на северо-запад территории Беларуси, где граничит с Белорусской антеклизой и Латвийской седловиной. Здесь доминируют отложения каледонского структурного комплекса (кембрийские, ордовикские, силурийские).
      Воронежская антеклиза, располагающаяся преимущественно на территории России, заходит на территорию Беларуси только своим западным окончанием (см. рис. 2). В пограничной области между Беларусью и Россией располагаются такие структурные элементы антеклизы, как Суражский и Гремячский погребенные выступы и разделяющий их Клинцовский грабен. Две последние структуры замыкаются на западе Гомельской структурной перемычкой, которая находится на территории Беларуси между Жлобинской седловиной на севере, Северо-Припятским плечом на западе, Брагинско-Лоевской седловиной и Припятским грабеном на юге. Гомельская структурная перемычка приподнята на 200—500 м относительно Северо-Припят-ского плеча по Гомельскому разлому. Поверхность фундамента в ее пределах залегает на отметках от -0,5 до -1,3 км и погружается на юг к Припятскому грабену и Брагинско-Лоевской седловине.