г ш ш п в ш m m СССР

гш ш п в ш
mm
СССР
ЛИСТ 0-(35), 36 — ЛЕ НИ НГ РА Д
М ИН И СТЕРСТВО ГЕО Л О ГИ И СССР
ВСЕСОЮ ЗНЫЙ ОРДЕНА ЛЕНИНА
Н А У Ч Н О -И С С Л Е Д О В А Т Е Л ЬС К И Й Г Е О Л О Г И Ч Е С К И Й
И Н С Т И Т У Т И М Е Н И А. П. К А Р П И Н С К О Г О (В С Е Г Е И )
С ЕВ Е РО -ЗА П А Д Н О Е П РО И ЗВ О Д С Т В Е Н Н О Е
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ОВЪЕДПН ЕН ИЕ
(П ГО « С Е В З А П Г Е О Л О Г И Я » )
Г Е О Л О ГИ Ч ЕС К А Я
КАРТА
СССР
М асштаб 1 : 1 000 000
(новая серия)
Лист О - (35 ), 36 — Ленинград
Объяснительная записка
Л Е Н И Н Г Р А Д - 1989
У Д К 55(0 8 4 .3 M I0 0 0 ) : 5 2 8 .9 4 (4 7 4 + 4 7 6 + 470.26)
Г еол оги ч еск ая к ар та С С С Р . М а сш т а б 1 : 1 000 000 (н о в а я с е р и я ). О б ъ я сн и т ел ь ­
н ая за п и ск а . Л и ст 0 - ( 3 5 ) , 3 6 — Л ен и н г р а д . Л ., 1989. 2 12 с. (М ин -во геологии С С С Р ,
В С Е Г Е И , П Г О « С е в за п г е о л о г и я » ) И з л о ж е н ы ' си с т е м а т и зи р о в а н н ы е св е д е н и я о гео логическ ом строении М о с к о в с к о й
синеклизы, Б а л т и й ск о й м о н ок ли н а ли и Л а т в и й с к о й се дл ови н ы . П ривед ен ы д а н н ы е п о
с т р а т и г р аф и и ф у н д а м е н т а и чех ла эт ой части Р у с с к о й пла т ф ор м ы , тектонике, г е о м о р ­
ф олог и и, г и д р о г е о л о г и и р егио н а. Р а с с м о т р е н а и стори я его геологического р а зв ит и я ,
к ратк о о х а р а к т е р и зо в а н ы м и н ер альн о -сы р ьев ы е ресурсы.
П р е д с т а в л я е т и нт ер ес д л я с п ец и а л и с т о в в о б л а с т и р егион альн ой геологии, д л я
р а б о т н и к о в д р у г и х о т р а сл ей н а р о д н о г о х о зя й с т в а , а т а к ж е как у ч е б н о е пособие.
Т а б л . 4, ил. 33, сп исок лит. 110 назв.
Р е д а к ц и о н н а я груп п а Г лавной р е д а к ц и и Г о сг ео л к а р т ы С С С Р
Г. П. А л е к с а н д р о в , Г. С. Г а н е ш и н , Н . К ■ З а й ц е в , К ■ Б. И л ь и н , С. И . С т рельн и квв,
Г. Н. Ш а п о ш н и к о в (п р е д с е д а т е л ь )
Главный редактор П ри балтийско-Б елорусской группы листов
В. П. К и р и к о в
Ответственный редактор
А. С. Я н о в ск и й
©
В сесою зн ы й ор д ен а Л ен и на н а у ч н о -и с с л е ­
д овател ьск и й
геологический
и н сти тут
им. А . П. К арпинского ( В С Е Г Е И ), 1 9 8 9 г.
ВВЕДЕНИЕ
Территория листа О - (3 5 ), 36 входит в группу листов сев е р о -за п а д ­
ного субрегиона. Она охватывает в основном Л енинградскую , П сков­
скую, Н овгородскую и Калининскую области, небольш ие части В о л о­
годской и Московской областей, восточные окраины Эстонской и Л а т ­
вийской С С Р , расп ол ож ен а на сев е р о-зап аде Восточно-Европейской
(Р усской) равнины и в орографическом отношении делится на две ча­
сти: за’й адную , п ри л еж ащ ую к П рибалтийской низменности с отм ет­
ками поверхности н ад уровнем моря в основном д о 100 м, и восточную,
отн осящ ую ся к В алдайской возвышенности с отметками от 100 до 343 м.
З а п а д н а я часть представляет собой полого наклоненную к северу
волнистую равнину, пересеченную густой сетью рек, с изолированными
возвышенностями высотой до 2 0 0 — 339 м. В северной части П ри балти й ­
ской низменности вдоль ю ж ного берега Финского залива, Невы и ю ж ­
ного берега Л а д о ж с к о г о озера узкой полосой тянется Предглинтовая
низменность с абсолютными отметками поверхности о т -15 до 30 м. Р а в ­
нинный рельеф низменности местами нарушен небольшими островными
возвышенностями (Колтуш ская, В сево ло ж ск а я ,
Семейская,
Сойкинская) с относительными высотами д о 4 0 — 100 м. Предглинтовая н из­
менность ограничена с ю ж н ой стороны хорош о выраженным в рельефе
Б ал ти й ско-Л адож ск им уступом, или Ордовикским глинтом, сложенным
известняками. Он возвышается над Предглинтовой низменностью на
5 — 40 м, абсолю тная высота его верхней бровки достигает 100— 120 м
{с. Копорье — К расное С е л о ).
К югу от этого глинта простирается плоское Ордовикское плато
высотой над уровнем моря 4 0 — 168 м. Оно состоит из трех о б о с о б л е н ­
ных частей: Восточно-Эстонского пласто (Иыхвинская возвышенность),
И ж орской возвышенности и Волховского плато. Ю ж н е е Ордовикского
плато располагается Д ев он ск ая равнина. В ее п р едел ах н аблю дается че­
редован и е обш ирны х низин (В олховск о-Л оватск ая, П сковско-Чудская,
Восточно-Латвийская) с абсолютными отметками поверхности от 20 до
120 м и изолированных возвышенностей контрастного холм исто-озер­
ного рельефа, поднимающ ихся над ок ру ж а ю щ ей местностью на 100—
220 м. Эти возвышенности об р а зу ю т два меридиональных пояса: з а п а д ­
ный (Ханья, Л атгальская) и восточный ( Л у ж ск а я , Судом ская и Беж аницкая).
Восточная, бо лее высокая часть описываемой территории — В а л д а й ­
ская возвышенность, отделена от П рибалтийской низменности В а л ­
дайским (Карбоновы м ) уступом с относительной высотой 2 5 — 150 м.
Он тянется через всю территорию с ю го-запада на северо-восток от
г. Торопец в направлении городов В а л д а й и Тихвин и д а л е е на северовосток за ее пределы.
З а Валдайским уступом к востоку и юго-востоку простирается
К арбоновое плато, сл о ж е н н о е в коренном цоколе каменноугольными
карбоновыми породами. Больш ую часть плато зан и м а ет В ал дай ская
3
возвышенность, состоящ ая из отдельных гряд и массивов (Тихвинская,
Осташковская, Вышневолоцкая, Торопецкие, Ш ереховичские высоты,
Воробьевы, Ревеницкие, Свиньи и Ильи горы), разделенных пониж ени­
ями. В целом здесь п ре о б л а д а ю т ледниковые формы рельефа со м но­
ж еством мелких и крупных озер. Н аи б ол ее высокая, западная, часть
В алдайской возвышенности п ринадлеж ит к так назы ваемому озерному
краю.
В ал дай ск а я возвышенность постепенно пониж ается
к востоку и
юго-востоку и сменяется равнинными пространствами Карбонового п л а ­
то в бассейнах Тверцы, Мологи и Волги. П ониж енны е части этой ра в­
нины относятся к Цнинско-Ш линской, Шошинской,
Верхневолжской,
Среднемологской и М олого-Ш екснинской низинам с абсолютными о т ­
метками поверхности 125— 170 м. З д е с ь встречаются и участки хо лм и с­
того ледникового рельефа (Калининская, Лихославльская, Торжковская, Л есн ая гряды и д р .).
Вся территория пересечена разветвленной сетью рек бассейнов
Балтийского и Каспийского морей. В о д о р а з д е л о м с луж и т Валдайская
возвышенность. К бассейн у Балтийского моря относятся реки Нева,
Волхов, Л уга, Нарва, Великая, Ш елонь, Ловать, Мета и За п а д н а я Д внн&. Главнейшие реки бассейна Каспийского моря — Волга, Молога и
Ч агода.
О зера многочисленны и разн ообразны по разм ерам , форме и п ро­
исхож ден ию . Н а и б о л е е крупное — Л а д о ж с к о е
озеро — тектонического
п роисхож дения, Чудское, Псковское, Ильмень и В ал дай ское о зера —
преимущественно ледникового. П р е о б л а д а ю т средние и малые озера.
Сосредоточены они главным об р а зо м в озерном крае В ал дай ской во з­
вышенности, а та к ж е на островных возвышенностях Д евон ск ой равнины
(Селигер, Шлино, Пирос, Ж и ж и ц к ое, Освейское,
Р е зн а с ,
Алукснес
и д р .) . На В ал дайской возвышенности встречаются карстовые озера.
Почти половину территории покрывают леса. На глинистых и с у ­
глинистых почвах прои зрастаю т темнохвойные (сосново-еловые) с
мелко- и широколиственным подлеском, в зап адн ы х районах — в основ­
ном сосновые. В ю го-западной части встречаются островные леса на
легких песчаных и супесчаных почвах. Угнетенные сосново-березовые и
осинниковые — характерны для торфяно-болотны х почв и чередуются с
травянистыми, осоковыми и сфагновыми болотами (до 10 % всей п л о­
щ а д и ). Значительные площ ади заняты пашнями и лугами.
Почти вся территория относится к С ев ер о -З а п а дн ом у экономическо­
му району, за н и м а ю щ ем у в а ж н о е место в народном хозяйстве страны.
В едущ и е отрасли промышленности здесь — сл о ж н ое и точное м а ш и н о ­
строение, приборостроение, судостроение, цветная металлургия, то п л и в ­
но-энергетическая, химическая, лесная, деревообрабатываю щ ая и м н о ­
гоотраслевая легкая, в которых занято большинство населения. К р у п ­
нейший промышленный и культурный центр — г. Ленинград. В п ос л ед н и е
десятилетия значительно возрос промышленно-экономический п отен ц и ­
ал Калинина, Н овгорода, Пскова и других городов. Район вы деляется
мощной горнодобываю щ ей промышленностью. З д е с ь ведется р а з р а б о т ­
ка бурого угля, торфа, горючих сланцев, бокситов, фосфоритов, о г н е ­
упорных глин, карбонатного и глинистого сырья различного п р и м е н е ­
ния, некоторых видов местных строительных материалов. Такие п р е д ­
приятия, как комбинаты «Ф осфорит», «Эстонсланец», «Л ен ин градсланец», «Глинозем» и Боровичский комбинат огнеупоров, имеют о б щ е с о ­
ю зное значение. Сельскохозяйственное производство развивается в
животноводческом, овощ еводческом и зерновом направлениях.
Район имеет разветвленную сеть железнодорож ны х и а в т о м о б и л ь ­
ных путей, а та к ж е внутренних водных магистралей. Ленинград — оди н
из крупнейших в Советском С ою зе транспортных узлов, морской порт
4
на Балтике, соединенный с другими районами Европейской части стра­
ны Волго-Балтийской и Б еломорско-Балтийской водными системами.
Р ассм атри ваем ая территория приурочена к северо-западной части
Русской плиты, непосредственно примыкающей к ю жной окраине Б а л ­
тийского щита. На пей выделены три главных геоструктурных района —
погребенный склон Балтийского щита, Л атвийская седловина и М ос­
ковская синеклиза,— различающ ихся по степени полноты геологическо­
го р азр еза и особенностям состава пород. Н а и б о л ее полные разрезы,
включая каменноугольные и более молодые отлож ения, приурочены к
Московской синежлизе, а сланценосные и фосфоритоносные отлож ения
ордовика и бол ее древние породы кембрия и венда широко распростра­
нены в п редела х погребенного склона Балтийского щита.
Вся территория почти полностью находится под покровом четвер­
тичных отлож ений, а выходы на поверхность дочетвертичных пород м а­
лочисленны и разрозненны (встречаются по берегам рек н крутым
склонам возвыш енностей). Вследствие этого геологическое изучение
опирается здесь в основном на материалы бурения. П лощ адь целиком
покрыта геологической и в основном комплексной геолого-гидрогеологической съемками м асш таба 1 : 2 0 0 000.
В Сланцево-Кингисеппском,
Боровййско-Любытинском и Тихвинском горнопромышленых районах
произведена геологическая съемка м асш таба 1 : 5 0 000.
Геологические исследования сев ер о-зап а да Русской плиты, включая
описываемую территорию, начались со второй половины XVII в. Д о с е ­
редины XIX в. они носили случайный характер, были связаны с поис­
ками полезных ископаемых и геогностическими экскурсиями в окрест­
ностях П етербурга. В результате исследований X. П а н дера, Э. И. Эйхвальда, Р. Мурчисона, Г. П. Гельмерсена, С. С. Куторгн и др. в 40-х го­
да х прошлого века были получены первые сведения о стратиграфии и
фаунистических остатках дочетвертичных отлож ений этого района. Р а н ­
ний этап геологического изучения заверш ился изданием первой геоло­
гической карты м асш таба 1 : 4 2 0 000, составленной С. С. Куторгой в
1852 г.
Геологические исследования второй половины
XIX в. и начала
XX в. носили бол ее углубленный характер. В 1861 г. вышла в свет мо­
нография Э. И. Эйхвальда «П алеонтология Р оссии», в которой, поми­
мо органических остатков, да н о описание палеогеографии палеозоя Е в­
ропейской части России. Ф. Б. Ш мидтом была ра зр а бо тан а в 1858—
1897 гг. первая, стратиграфическая схема
кембрийских, а в 1881 —
1907 гг.— ордовикских отлож ений, в главных чертах сохранивш ая свое
значение до наших дней. Д е т а л ь н о е расчленение нижнего ордовика
предложил в 1905 г. В. В. Л ам анский. П ервую палеонтологически о б о с ­
нованную стратиграфическую схем у девонских отлож ений С е в е р о -З а ­
пада разр аботал в 80-х годах П. Н. Венюков [14, 15], отнесший их к
среднему и верхнему отделам . В познание каменноугольных отложений
существенный вклад внес А. Д и тм ар (1873 г.), впервые описавший тих­
винские бокситы. Описание пермских бокситов п ринадлеж ит Барбот
де Марни (1858 г . ) .
Большой интерес представляют исследования А. П. Карпинского по
тектонике Ленинградской области. История изучения четвертичных от­
ложений и п роисхож дения современного рельефа рассматриваемой тер­
ритории открывается трудами П. А. Крапоткина
(1871, 1876 гг.) и
Ф. Б. Ш мидта (1871 г.), впервые обосновавш их гипотезу материкового
оледенения Северной Европы.
В конце прошлого века Д е Геер созд а л сх ем у развития Балтики,
применяемую и поныне. Им были выделены литориновые, анциловые и
иольдиевые отложения. П о з ж е эта схема была дополнена стадией Б а л ­
тийского ледникового озера (Мунте, 1910 г.; В. Р ам сей , 1917 г.).
5
П о сл е Великой Октябрьской социалистической революции начи н а­
ются планомерные геологические исследования территории и освоение
ее природных ресурсов.
В 20 — 30-е годы зам етно ож ивилось изучение четвертичных отл о­
жений. О собого внимания за с л у ж и в а ю т работы Н. Н. Соколова о б а с ­
сейне р. Волхов, оз. Ильмень и Валдайской возвышенности (1926, 1928,
1931, 1934, 1936 гг.), а т а к ж е исследования Н. В. Потуловой (1922, 1932,
1933 гг.), Л . В. Тихеева (1925 г.), И. В. Д аниловского (1925, 1926 гг.),
С. А. Яковлева (1932 г.), А. И. Яунпутниня (1934, 1936 гг.), А. П. П а в ­
лова (1922, 1936 гг.), Г. Ф. Мирчинка
(1928, 1930 гг.), А. М. Ж и р ­
мунского (1929 г.), Б. М. Д ан ьш и н а и др. (1933 г.) и К- К. М а р ­
кова (1933 г.). Была разр а б о та н а стратиграфия четвертичных о т ­
л о ж ен и й Ц ентра и С е в ер о -З а п ада Европейской части СССР, устан ов­
лено, что здесь произош ло не менее трех оледенений, были намечены
их границы.-и произведено сопоставление их с ледниковыми эпохами З а ­
падной Европьь В конце 30-х годов И. П. Герасимов, К. К. Марков
(1939 г.) и А. П. Москвитин (1936, 1939 гг.) предл ож и ли детальное
стратиграфическое расчленение четвертичных отлож ений, послуживш ее
основой для современных стратиграфических схем четвертичной системы
Русской равнины.
В это время разворачиваются детальны е геологические съемки в
Л енинградской области, изучаются состав, фаунистические остатки и
стратиграфия отлож ений, в Гдовском районе Н. Ф. П огребов открыва­
ет м есторож ден и е горючих сланцев, в районе Тихвина — Боровичей р а з­
ведываются м есторож дения бокситов, бурых углей, огнеупорных глин,
повсеместно ведутся поиски строительных материалов, подземных вод.
Большой вклад в эту деятельность внесли В. П. Б архатова, 3 . А. Б о г­
данова, Е. П. Брунс, С. Г. Вишняков, Р. Ф. Геккер, А. Ф. Лесникова,
Е. М. Люткевич, С. Ф. Малявкин, Б. А. Некрасов, В. А. Котлуков,
A. С. К орженевская, Д . В. Обручев, Л . Б. Рухин, Т. Н. Спижарский,
Н. Н. Форш, М. Э. Янишевский и др. Геологические исследования
того ж е периода в При балтике связаны с деятельностью Г. Беккера,
B. Гросса, Н. Д е л л е , Э. К рауса, А. Г. П у ха, П. Р ай м о н да и А. Эпика.
По м атериалам многочисленных геологических крупномасштабных
съемок, поисково-разведочных и научных работ неоднократно составля­
лись геологические карты мелких масш табов различного назначения.
В 1937 г. были опубликованы геологическая карта ю жной части Л ен и н ­
градской области м асш таба 1 : 1 000 000 (ред. Б. П. А саткин), вклю­
чавш ая территорию современных Псковской и Новгородской областей,
а п о зж е — геологическая карта листа 0 - 3 6 (Б. П. Асаткин, В. А. К о т­
луков, 1941 г.).
В конце 30-х годов Б. Н. Н екрасов (1938 г.) и Л. Б. Рухин (1939 г.)
детально изучили литологию кембро-ордовикской песчаной толши, р а с ­
членили ее на ряд свит и сопоставили их с соответствующими о т л о ж е ­
ниями Эстонии.
В 1941 г. Р. Ф. Геккер [23] заверш ил об об щ ен и е материалов по
девону Главного девонского поля, разр а ботал региональную страти гра­
фическую схем у этих отлож ен ий и сопоставил с аналогичными схемам и
Прибалтики и Центральных районов.
В послевоенные годы, в связи с ростом потребностей народного
хозяйства в минеральном сырье, геологические исследования п р и об р е­
л и ещ е больший размах; развернулись поисково-разведочные работы
на горючие сланцы, боскиты, фосфориты. В целях изучения неф тегазоносности территории и отыскания подземных газохранилищ с 1945 по
1956 г. зд ес ь бурились глубокие опорные структурные скважины д о
ф у н д ам е н та (Сиверская, С тарорусская, Порховская, Валдайская, Н е ­
вельская, Крестецкие, П естовская, Кувшиновская, Максатиха, Старицкая и др.) и проводились аэромагнитная и гравиметрическая съемки
6
среднего м асш таба, зал о ж и в ш и е основы изучения глубинного строения
региона.
В 1947 г. началась планомерная геологическая (позднее комплекс­
ная геолого-гидрогеологическая)
съемка территории
в м асш табе
1 :2 0 0 ООО, сейчас у ж е полностью заверш ивш аяся. Ее выполняли респ уб­
ликанские геологические управления Эстонской и Латвийской С С Р и
территориальные — С е в еро-Зап адн ы х и Центральных районов Р С Ф С Р.
М ощ н ое развитие разн ообразны х геологических работ обусловило,
в свою очередь, активизацию палеонтологических, палинологических и
литологических исследований, создан и е крупных специализированных
лабораторий в геологических управлениях, что д а л о новый фактический
материал д л я бол ее детальной и обоснованной интерпретации тектони­
ческих структур территории, литологических особенностей и стратигра­
фии отложений. В 1957 и 1958 гг. Э. Э. Ф отиади [101] составил струк­
турно-геологическую карту кристаллического основания по материалам
опорного бурения и аэромагнитной съемки.
В районе г. Крестцы был впервые установлен бурением глубокий
прогиб поверхности ф ундам ен та, выполненный осадочными и вулкано­
генно-осадочными образованиям и, отнесенными впоследствии на о сн о­
ваний определений абсолю тного возраста к рифею. Было пересмотрено
расчленение кембрийских отлож ений, из которых выделен докембрийский вендский комплекс, представленный волынской и валдайской с е ­
риями (Унифицированная схема Р усской платформы, 1965 г.) И зучение
ордовикских отлож ений на всей территории позволило детализировать
их литологическую и палеонтологическую характеристику, уточнить
корреляцию разр езов (Т. Н. А лихова и др., 1949— 1969 гг.). В это вре­
мя слож ились Л енинградская и П рибалтийская стратиграфические с х е ­
мы ордовика, различные не только по номенклатуре, но и по сущ еству
трактовки разр еза. Значительно уточнились представления о геологиче­
ском строении девонских отлож ений. В частности, было установлено
п олож ение границы м е ж д у средним и верхним отделам и [87, 5 8 ], п од­
тв ерж ден а самостоятельность шелонских слоев, выделены снеж ские и
н адснеж ски е слои [6 4 ]. Было унифицировано стратиграфическое р а с ­
членение каменноугольных отлож ений на всей площ ади их распростра­
нения и уточнена корреляция с соответствующими разр езам и Ц ен траль­
ных районов (В. Б. Горянский и др., 1958 г.), а так ж е изучены перспек­
тивы бокситоносности территории (С. Г. Вишняков, 1951 г.; Е. А. П е т р о ­
ва и др., 1953 г.; В. С. Кофм ан, 1963, 1965 гг.).
В 50-е годы широко развернулись палеонтологические и сследов а­
ния, заверш ивш иеся подготовкой монографий с описаниями наиболее
важны х групп фауны (Т. А. А лихова, Е. А. и 3 . Г. Балашовы , Р. А. Г а­
нелина, В. Б. Горянский, В. С. З а сп ел ов а, Э. Ю. Курик, А. И. Л яш енко,
Е. А. М о дзал евск ая, Р. М. Мянниль, Д . В. Обручев, А. М. Обут,
В. М. П ознер, А. К- Рыымусокс, Б. С. Соколов, Т. Н. Шлыкова,
М. Э. Янишевский и д р .).
В 1951 — 1955 гг. был опубликован ряд сводных работ по тектони­
ке, истории геологического развития и перспективам нефтеносности С е ­
в ер о-За п а да
(В. А. Котлуков, Б. Б. Митгарц, М. М. Толстихина,
Е. М. Люткевич, А. И. Пейсик и д р .). Вышли в свет геологические кар­
ты м асш таба 1 : 1 000 000 листов 0 - 3 4 , 35 — Рига — Таллин — Ли епая
(1956 г.) и 0 - 3 6 — Л ен и н гр а д (1957 г.), охватываю щ ие всю р ассм ат­
риваемую территорию.
В 1962 г. М ежведом ственны м стратиграфическим комитетом (М СК)
С СС Р принята унифицированная стратиграфическая схем а п а л еозо й ­
ских отложений Русской платформы (1965 г.). П олучило новое разви­
тие и изучение четвертичных отлож ений. Оно осущ ествлялось главным
образом на б а з е средн ем асш табн ой геологической съемки и имело сво­
ей целью не только решение научных задач , но и обоснование поисков
полезных ископаемых. Много новых материалов было получено та к ж е
при тематических и других специальных исследованиях. Н. Н. Соколов
(1946, 1947, 1948, 1955 гг.), основываясь на геоморфологических н абл ю ­
дениях, впервые выделил семь стадий отступания валдайского о л е д е ­
нения, получивших наименования максимальной, едровской, ва л дай ­
ской, крестецкой, луж ск ой , ленинградской и финской. Сводкой накопив­
шихся к тому времени материалов по верхнему плейстоцену стала мо­
нография ,А. А. Москвитина (1950 г.)
обосновавш ая существование
двух послемикулинских оледенений. В 1956 г. С. В. Яковлев пришел к
выводу о восьмикратном оледенении Русской равнины.
Изданный в 1969 г. атлас литолого-палеогеографических
карт
С С С Р включал материалы исследований, проведенных в С ев е р о -З а п а д ­
ном геологическом управлении Т. В. Александровой, В. С. Кофманом,
Н. Г. К урбатовой, В. А. Селивановой и др. В 1971 г. были опубликова­
ны I и IV тома «Геологии С С С Р », представлявш ие наиболее полный
перечень сведений по геологии, тектоническому строению и полезным
ископаемым описываемого региона [24, 2 5].
60— 70-е годы — время активного интереса к малоизученным груп­
пам фауны и флоры с точки зрения их возм ож ностей для расчленения
«немых» разрезов. С помощью конодонтов и акритарх удалось уточнить
п оложение границ кембрия и ордовика, выделить в разр езе нижнего
палеозоя С евер о-За п ада охарактеризованны е фауной средне- и верх­
некембрийские отлож ения [8, 9 ] . М атериалы по геологии, стратиграфии
и полезным ископаемым каменноугольных отлож ений обобщ ены в ра­
ботах В. С. Кофм ана
(1962, 1964— 1966 гг.), Е. М. Шика
[1 06 ],
М. X. Махлиной, А. М. Куликовой, Т. А. Никитиной [ 6 0 ] , А. И. Осипо­
вой и Т. Н. Вельской [74, 75, 7 6 ] , А. П. С оломона, Е. К- Фандёрфлит
[12, 8 8 ] , девона — Э. Ю. Саммета (1967 г.). Им ж е было установлено
и наличие силурийских отлож ений в ю го-западной части Псковской о б ­
ласти (1980 г.). Д евон ски е отлож ения широко изучались и в П р и б а л ­
тике
(В. С. Сорокин, 1972, 1974, 1978 гг.; В. М. Курше, 1978 г.;
Л. А. Лярская, 1978 г.; А. Э. Клессмен и др., 1975 г.), в результате
чего было установлено распространение допярнуских средне- и н иж н е­
девонских отлож ений к югу от Ч удского озера, уточнена корреляция
девонских отлож ений С ев ер о -З а п а да со смежными районами и др.
О собенно значительны дости ж ен и я прибалтийских геологов в и зу ­
чении венских, кембрийских и ордовикских отлож ений [61, 65, 66, 100].
На основе литологических и палеонтологических исследований уточне­
но и детали зи рован о их стратиграфическое расчленение, выяснены у с ­
ловия осадконакопления, разработаны региональные стратиграфические
схемы соответствующ их отлож ений Прибалтики, утвержденные П ри­
балтийским Р М С К (1978 г.).
В 60 — 80-е годы достигнуты н аибол ее значительные успехи в и зу ­
чении четвертичного покрова и геоморфологии рассматриваемой терри­
тории. Основы современного подхода к решению этих вопросов з а л о ­
жены в монографии (ред. К. К. Марков, 1961 г.), посвященной изуч е­
нию рельефа и стратиграфии четвертичных отложений С еверо-Зап ада
Русской равнины.
В 1963 г- утв ер ж ден а первая унифицированная региональная схема
стратиграфии четвертичных отлож ений Европейской части СС С Р, на
основе которой разработаны легенды Ильменской, Тихвинско-Онежской
и Прибалтийской серий листов четвертичной карты СССР м асш таба
1 : 200 000.
Принципиальные вопросы стратиграфии^, палеогеографии и х р о н о ­
логии плейстоцена и голоцена рассматриваемой территории, в том чис­
ле касающ иеся положения границ валдайского и московского о л е д е н е ­
ний и основных этапов их деградац ии , отражены в монографических
работах под редакцией И. П. Герасимова (1965, 1969 гг.), М. Н. Нейштадта [ 7 8 ] , Н. И. Апухтина и И. И. Краснова [ 2 6 ] , К. К. Маркова и
Д . Б. М ал аховского (1969 г.), Н. С. Чеботаревой и И. А. Макарычевой
[1 0 3 ], В. Н. З у б а к о в а (1974 г.), Н. С. Ч еботаревой (1977 г.), Г. И. Бо­
рецкого и др. [6 3 ].
К ром е того, богатый фактический материал по тем или иным аспек­
там геологии четвертичных отлож ений и геоморфологии данного этапа
изучения содерж и тся в многочисленных п убликациях больш ого числа ве­
дущ и х и сследователей П рибалтики, С е в е р о -З а п а д а и Ц ен тра РС Ф С Р.
Основные выводы многолетних исследований получили отр аж ен ие на
изданных региональных картах четвертичных отлож ений Л ен ин град­
ской, Псковской, Новгородской областей м асш таба 1 : 500 ООО (1966 г.),
той ж е территории м асш таба 1 : 1 000 000 [26] (1971 г.), Центра Евро­
пейской части С С С Р
[24]
и Европейской части С С С Р масштаба
1 : 1 500 000 (1974 г .), республик
Советской
Прибалтики
масштаба
1 : 500 000 (1978 г.) .
В последние годы в результате комплексного изучения четвертич­
ного покрова сущ ественно дета ли зи ро ван о стратиграфическое расчле­
нение и уточнена палеограф ия позднего плейстоцена. Появился ряд ра ­
бот, в ’которых авторы [3, 11, 30, 47, 103, 104, 107] ставят под сом не­
ние или отрицают двук ратн ое покровное ол еден ен и е в послемикулинское время и обосновывают молодой п оздневалдайский возраст морены
последнего оледенения всей области его развития. Эта концепция отр а­
ж ен а в унифицированных стратиграфических с х е м а х четвертичных от­
лож ений Прибалтики (1978 г.) и Белоруссии (1981 г.). Она т а к ж е уч­
тена в подготовленной в 1983 г. М еж ведом ственны м стратиграфическим
совещанием дл я утверж дения М С К С С С Р унифицированной региональ­
ной стратиграфической схеме четвертичных отлож ений
Европейской
части СССР.
Геологические карты дочетвертичных и четвертичных отложений
листа О - (3 5 ), 36 (новая серия) в полной мере отразили современные
представления о геологическом строении и стратиграфии региона, чем
они главным об р а зо м и отличаются от ранее изданных листов. 0 - 3 5 и
0 - 3 6 Геологической карты С С С Р м асш таба 1 : 1 000 000.
В конце прошлого и начале нынешнего столетия изучение п о дзем ­
ных вод проводилось эпизодически и было связано с выявлением р а с ­
солов, годных для солеварения (Старая Р у с с а ) или бальнеологических
целей ( П о л ю с т р о в о ). В 2 0 — 30-е годы началось целенаправленное б у ­
рение поисковых и эксплуатационны х скважин, изучение обводненности
м есторождений твердых полезных ископаемых, поиски и разведка ми­
неральных лечебных вод. Полученный за этот п ериод фактический м а­
териал о бобщ ен в работах Н. Ф. П огребова (1932 г.), Б. Н. А рхангель­
ского и М. А. Гатальского (1941 г.), Б. Н. Архангельского, Г. В. Ильи­
ной, В. А. Кротовой (1946 г.). В послевоенные годы большое внимание
уделялось изучению подзем ны х вод глубоко залегаю щ и х горизонтов,
бурению глубоких опорных и структурных скважин. Начинается геолого-гидрогеологическое картирование территории, организуются пунк­
ты стационарных н аблю дений за реж им ом подземны х вод. Б. Н. А рхан ­
гельский в работе «Химизм и динамика подземны х вод зап адной части
Главного девонского поля в оценке перспектив соленосности и нефтенос­
ности палеозоя» (1947 г.) установил зависимость пьезометрической по­
верхности напорных вод глубоких горизонтов от гипсометрии соврем ен­
ной земной поверхности и значение речных долин и озерных впадин в
дренировании водоносных горизонтов. П одзем ны м водам палеозойских
отложений просвящен ряд работ Н. К. Игнатовича
(1940,
1944,
1945 гг.), в которых он установил гидрохимическую и гидродинамиче­
скую вертикальную зональность подзем ны х вод, динам ику глубинных
вод Русской платформы.
9
В 1954 г. вышла монография М. А. Гатальского «П одзем н ы е воды
и газы северной половины Русской платформы». В ней дан анализ дви ­
жения рассолов глубоких горизонтов Русской платформы от централь­
ных частей Московской синеклизы к Б алтийскому и Б ел ом у морям, а
так ж е по гидрохимическим и гидрогеологическим показателям рассм от­
рены вопросы формирования подзем ны х вод и рассолов в свете перс­
пектив нефтегазоносности территории.
Накопленный к 50— 60-е годы фактический материал обобщ ен в
монографии «Гидрогеология С С С Р » (1959 г.), а на его основе состав­
лены
гидрогеологическая
и гидрохимическая
карты
С С С Р (ред.
И. К- Зайцев, 1958 и 1961 гг.). Характеристика химического состава
подзем ны х вод Р усской платформы и их гидрохимической зональности
со д е р ж и т ся в объяснительной записке к гидрохимической карте, а та к ­
ж е в статье Б. Н. А рхангельского (1958 г.).
К омплексное геолого-гидрогеологическое картирование в среднем
м асш табе, начавшееся в 50-е годы и со п ровож дав ш еся значительным
о бъ ем о м бурения с опробованием водоносных горизонтов д о глубин
2 5 0 — 300 м (иногда до 4 0 0 — 500 м ), позволило детально выяснить гид­
рогеологические условия территории.
В 1960— 1961 гг. Б. Н. Архангельским составлена карта минераль­
ных вод м асш таба 1 : 1 000 000 и гидрогеологическая карта масштаба
1 : 1 500 000 для территории Ленинградской, Псковской и Новгородской
обл астей . В объяснительных записках к картам и отдельных статьях
(1960 и 1968 гг.) выявлены закономерности условий залегания и ф ор­
мирования подземны х вод различного химического состава, в том чис­
л е б р ом со де р ж а щ и х термальных рассолов. Минеральные промышлен­
ные воды С еве р о -З а п а д а Р С Ф С Р изучены В. И. Гуревичем при участии
В. Ф. К оржельевой (1961, 1963 гг.). Выявлены общ и е закономерности
распространения и формирования бромных вод и подсчитаны их гео­
логические запасы. Крупными региональными работами по подземным
водам территории стали гидрохимическая карта С С С Р
(минеральные
воды) м асш таба 1 : 5 000 000 под редакцией Н. К- З ай цев а и Н. И. Толстихина (1964 г.) и их м онография по минеральным водам СССР
(1972 г.). В статье Б. Н. А рхангельского (1968 г.) дана оценка запасов
промышленных вод С реднерусского артезианского бассейна, намечены
об щ и е перспективы их использования.
В 1969 г. А. И. Коротковым, А. Н. Павловым и др. произведена
региональная оценка прогнозных эксплуатационны х зап асов подземных
промышленных вод по территории деятельности С еверо-Зап адн ого тер ­
риториального геологического управления. Геолого-экбномическая о ц ен ­
ка водоносных комплексов с точки зрения их рентабельности на п ро­
мышленное извлечение брома показал а, что в условиях С еверо-Зап ада
окраины Русской платформы при глубине скважин от 1000 до 1800 м
определяю щ ий показатель рентабельности эксплуатации подземных
вод — водопроводимость водоносных п ород (нижний предел рен табель­
ности 15 м2/с у т .).
Перспективными для поисков бромных вод являются лишь в о д о ­
носные комплексы песчаников среднего — верхнего девона, к а р бон ат­
ных п ород ордовика и песчаников кембро-ордовика.
СТРАТИГРАФИЯ
В формировании рассм атриваемой территории участвовали архей ­
ские и ниж непротерозойские м етам орфические и магматические о б р а ­
зования кристаллического основания, а та к ж е верхнепротерозойские
(рифейские и вен дск и е), пал еозой ски е (от кембрийских до пермских
включительно), ограниченно — мезозойские (юрские и меловые) повсеместйб распространенные четвертичные отл ож ен ия платформенного чех­
ла. Н а и б о л е е полный разр ез пород осадочного чехла представлен на
юго-востоке территории в п р едел ах погруженной зоны Московской синеклизы, совп адаю щ ей с Крестецким прогибом. С окращ ение его н а б л ю ­
дается в зап адн ом и северо-зап адн ом направлениях.
Строение и состав кристаллического основания изучены неравно­
мерно, в делом слабо. Относительно густая сеть скважин, вскрывающих
ф ундам ен т на небольш ую глубину, приурочена главным об р а зо м к с е ­
верной и зап адн ой частям территории. Одиночные скважины в цент­
ральной, ю жной и восточной частях относительно неглубоко проникают
в кристаллическое основание и да ю т лишь сам ое о б щ ее представление
о геологии ф ундам ен та. Основным источником сведений о его строении
и составе с л у ж а т результаты геофизических исследований — физические
поля, отвечающ ие определенным комплексам пород, в ряде случаев
подтверж денны м бурением (рис. 1). О днако в связи с малой глубиной
вскрытия скважинами пород ф ундам ен та большинство аномалий ф изи ­
ческих полей (особенн о поля силы тяж ести) в н астоящ ее время не м о­
ж ет быть геологически интерпретировано с д о л ж н о й полнотой.
АРХЕЙ
К образованиям архея относится комплекс сильно метам орфизованных и мигматизированных амфибол-биотитовы х и биотитовых гранито-гнейсов, гнейсов, участвую щ их в строении основной
структуры —
Новгородского массива, зан и м аю щ его центральную часть территории
(30 тыс. км2). П ородам этого комплекса присущи сравнительно неболь­
шая плотность (2,63— 2,65) и низкая намагниченность (до 500 X
Х 1 0 -6 С Г С ), а всему комплексу — с л аб ая насыщенность магнитными
телами и м озаичное строение физических полей.
Вследствие большой интенсивности и м ногообразия
наложенных
процессов (мигматизация, гранитизация, м етасоматоз, м ета м о р ф и зм ),
местами всецело затуш евавш их первичный облик исходного м атериала,
выделение этого комплекса в качестве самостоятельного достаточно у с ­
ловно.
Судя по геофизическим данным, интенсивно
мигматизированные
гнейсы и гранито-гнейсы архея, помимо Новгородского массива, встре­
чаются в виде мелких тел в окайм ляю щ их его зонах, а та к ж е в юговосточном обрам лении Крестецкого прогиба.
11
КМ 25
О
'
25
'
50
'
75
'
100КМ
'
Y Y У У
Y Y Y
-------^8 ^ Ч 1 'й
Р ис. 1. Г еол оги ч еск ая сх е м а к р и стал л и ч еск ого осн ов ан и я .
1 — гнейсы ( A R — P R i , P R i ) ; 2 — г раиито-г нейсы ( A R ) ; 3 — 6 — интрузи вн ы е о б р а з о в а ­
ния (3 — кислые — с р е д н и е — граниты, г р а н о д н ор и т ы , д иориты;
4 — о сн овн ы е — г а б ­
б р о , г а б б р о - д и а б а з ы ; 5 — ул ьтр а осн о в н ы е; 6 — у л ь т р а о сн о в н ы е и зм ен ен н ы е — с е р п е н ­
т иниты); 7 — т ек тон и ч еск ие н а р уш ен и я ( а — со с м ещ ен и я м и , б — б е з с м ещ ен и й ); 8 —
ск в а ж и н ы ( о с н о в н ы е ) , вск ры вшие ф у н д а м е н т ; 9 — границы гео логич ески х о б р а зов ан и й ;
10 — границы (а — м е з о б л о к о в и с т р у к т у р н ы х зо н , б — б л о к о в и в нутренних з о н ) .
М е з о б л о к и : I — Вы бо р гск и й, I I — Н о в г о р о д с к и й , I I I — Н ел и д ов ск и й , I V — Кимров ск ий,
V — П р и б ал т ий ск и й. С т р у к т у р н ы е зоны: А — Н а р в с к а я , Б — П ск о в ск а я , В — К рестецк о - В а л д а й с к а я , Г — Т и хв ин ск ая . Б ло к и (циф ры в к р у ж к а х ) : I — Тихвинский, 2 — Б а ­
ба евск ий , 3 — Н о в г о р о д ск и й , 4 — П естов ски й ,
5 — Новоржевский,
6 — Губан овск и й,
7 — Тор оп ец ки й ,
8 — П уст ош к и н ск н й ,
9 — Вели кол ук ски й ,
10 — Ж а р к о в ск и й ,
11 —
Р ж е в с к и й , 12 — Л о т о ш и н ск и й . В н у т р ен н и е зо н ы (букв ы в к р у ж к а х ) : а — А н ц и ф ер о в ская, б — Ч у д с к а я , в — О к у л о в ск а я , г — П ен о в ск а я , д — О ст р ов ец к ая , е — К рестецк оХ о л м ск ая , ж — В а л д а й с к а я , з — Б о л о т о в с к а я , и — П ы т а л ов ск а я , к — О почецкая, л —
Дем янск ая, м — Торжковская.
Тек т онические н а р у ш е н и я вы делены с у ч ет о м д а н н ы х д е ш и ф р и р о в а н и я к о см о ф о т о сн н м ' ков с р е д н е г о и м е л к о го м а с ш та б о в .
АРХЕЙ — Н И Ж Н И Й ПРОТЕРОЗОЙ
К омплекс нерасчлененных метаморфогенных образований архейскораннепротерозойского возраста (A R — P R i) известен на южном п о б е ­
режье Финского залива, где он участвует в строении так называемой
12
Н арвско-О неж ской (восточное п р о дол ж ен и е Ленинградско-Таллинской)
зоны (Д . И. Гарбар, 1981 г.), обр ам л яю щ ей Н овгородский массив с с е ­
вера. Петрографически и структурно породы рассматриваемого комп­
лекса сопоставляю тся [24] с аналогичными образованиям и Карельского
перешейка, Ю жной Финляндии и Швеции. Характерные высокоглино­
земистые гнейсы встречаются в ядрах антиклиналей,
ослож няю щ их
Л адо ж с к о -Н е в е л ь с к у ю и Б елорусско-Э стонскую структурные зоны. П о ­
роды имеют средн ю ю плотность (2,68— 2 ,78 ). Комплексу свойственно
слаб оп ол ож и тел ьн ое поле силы тяжести и наличие на фоне его локаль­
ных положительны х гравитационных аномалий небольшой интенсивно­
сти. Породы с о зд а ю т слабо п ол ож и тел ьн ое магнитное поле, насыщенное
отчетливо ориентированными линейными магнитными аномалиями. Н а ­
магниченность а н ом а л оо бр азу ю щ и х пород достигает 5 0 0 Х 1 0 -6 ед. СГС.
На фоне общ его магнитного поля выделяется ряд локальных аномалий,
вызванных телами с намагниченностью от 600 д о 1 1 5 0 Х Ю -6 ед. СГС.
Известно наличие в районе п. Иыхви на глубинах 237,7 и 241,85 м магнетитовых кварцитов, с о д е р ж а щ и х до 31,5 % ж е л е з а .
Архей-ниж непротерозойский комплекс представлен биотитовыми и
высокоглиноземпстыми гнейсами с гранатом, кордиеритом и силлим ани­
том, амфибол-биотитовыми гнейсами с магнетитом (И в ан -г о р о д ), гиперстеновыми и двупироксеновыми гнейсами, местами (пос. Каагвере)
превращенными в результате процессов м етасом атоза в чарнокиты.
Геофизические данны е позволяю т предполож ить, что ра ссм ат­
риваемому комплексу свойственно чередование различных типов гней­
сов. П ор ода м присущи та к ж е следы процессов м агматизма, грани­
тизации и м етасом атоза (щ елочного и к варцевого), которые приводят
в своих крайних проявлениях к превращ ению материнских пород в чар­
нокиты и кварциты. О бщ ая высокая степень переработки гнейсового
субстрата с б л и ж а е т их с образовани ям и архейского комплекса Н овго­
родского массива.
Н И Ж Н И Й ПРОТЕРОЗОЙ
Относимые к ниж н ем у протерозою образовани я известны за п ре­
делам и рассм атриваемой территории на К арельском и О н е ж с к о -Л а д о ж ­
ском перешейках, по аналогии с которым они выделяются [24] и в опи­
сываемом регионе в п редел ах так называемых Белорусско-Эстонской
(П сковско-Чудской) и Л а дож с к о -Н е в ел ь с к о й (И льм енско-О неж ской)
зон (Д . И. Г арбар, 1981 г.). З д е с ь несколькими скважинами вскрыты
биотитовые гнейсы, отнесенные к метаморфизованным осадо ч н о -э ф ф у ­
зивным образовани ям раннепротерозойского возраста. Они харак тери ­
зуются высокой плотностью (2,72— 2 ,8 6 ), положительными магнитным
и гравитационным полями. В этих зон ах встречается больш ое количе­
ство узких тел, вытянутых в основном согласно простиранию самих зон
и отличающихся высокой интенсивностью магнитного поля (от 70О:—
900 до 2 00 0— 2500, редко до 5 0 0 0 Х 1 0 -6 ед. С Г С ). Магнитные аномалии,
как правило, пространственно совмещены с гравитационными ан омали­
ями или с зонами градиента поля силы тяж ести и, по мнению В. Н. З а н ­
дера и др. (1967 г.), отвечают интрузиям основного — ультраосновного
состава, фиксирующ им глубинные разломы. По мнению П. В. Соколова
(1969 г.), аномалии с намагниченностью в 1600— 2 5 0 0 Х Ю -6 ед. СГС
вызваны гнейсами, среди которых заключены небольш ие тела базитов — гипербазитов с намагниченностью в 2800— 5 0 0 0 Х 1 0 -6 ед. СГС.
По аналогии со см еж ными областями, где эти комплексы вскрыты б у ­
ровыми скважинами и изучены лучш е (Д . И. Г арбар, 1968 г.), мы
склонны согласиться с мнением В. Н. З а н д е р а и др. (1967 г.) об интру­
зивном харак тере а н о м ал о об р а зую щ и х объектов.
13
Судя по характеру гравимагнитных полей, породы Б ел орусско-Э с­
тонской и Л адо ж ск о -Н евел ьск ой зон смяты в узкие линейные складки,
присущие протерозойским осадочно-эф ф узивны м образованиям ю ж ­
ных склонов Балтийского щита. Как отмечалось выше, к ядрам ан­
тиклиналей, образов анн ы х этими комплексами, по-видимому, приуроче­
ны высоксглиноземистые гнейсы архейско-раннепротерозойского в о зр а ­
ста, вскрытые скважинами в районе деревень Локно, Понкули и др.
П о данным глубоких скважин (Крестецкой 2-Р и Бологоевской) в
них на з а б о е вскрыты песчаники, условно сопоставляемые с вепсийскими (бывшими иотнийскими) кварцито-песчаниками З а п а д н ог о
Прионежья. М ощность вскрытых р азр езов — несколько метров.
В строении кристаллического ф ундам ен та, помимо супракрустальных образований, участвую т и нтрузи вн ы е. породы различного состава,
структурного полож ения и возраста. Н е о б х о д и м о отметить, что их вы­
дел ен ие и классификации так ж е, как и метаморфических комплексов,
весьма затруднены , так как вскрыты они лишь одиночными скважинами
на небольш ую глубину и сильно изменены наложенными процессами
мигматизации, гранитизации, окварцевания и выветривания. П оэтом у
описание интрузивных образований в значительной степени базируется
на м атериалах геофизических исследований. Среди интрузивных комп­
лексов региона традиционно выделяются архейские, архей-раннепротерозойские и раннепротерозойские (Л. А. Варданянц, 1966 г.; В. Н. З а н ­
дер и др., 1967 г.; Н. А. Болотовская, 1971 г.), хотя на основании струк­
турных особенностей субрегиона м ож н о предполож ить для части из них,
что они более позднего п роисхож дения.
П о л о ж ен и е этих комплексов различно: среди них выделяются синкинематические, позднекинематические и послекинематические о б р а з о ­
вания кислого, основного и ультраосновного составов.
Архейский комплекс интрузивных образовани й выделяется на рас­
см атриваемой территории по совокупности данных, хотя прямых д о к а ­
зательств дл я этого ещ е недостаточно. Согласно характеристике физи­
ческих полей и сопоставлению со смежными районами
Балтийского
щита синкинематические гранитоиды — плагиограниты и гранодиориты — участвуют в строении Н овгородского массива и приурочены к я д ­
рам антиклиналий в обрам л яю щ их его зонах.
В составе архей-раннепротерозойского комплекса интрузий по ан а­
логии с территорией К арельского перешейка выделяются [24, 89] плагиомикроклиновые граниты, плагиограниты и кварцевые диориты. С ре­
ди них различаются о бр азов ани я двух типов: синкинематические пла­
гиограниты (кварцевые диориты) и позднекинематические плагиомикроклиновые м игм ати тообразую щ и е граниты.
Гранитоиды первого типа достоверно установлены за пределами
описываемой территории, в северной части Карельского перешейка и в
Северном П р и л адо ж ь е, где о б р а зу ю т согласные интрузивы (П ри озерский м а сси в), подчиненные структуре вмещающих гнейсов. А н ал оги ч ­
ные породы вскрыты несколькими скважинами в районах
Гатчины,
Павловска, станций Л ю бан ь и Озерки, а так ж е в других м естах се в е р ­
ного обрам лени я Н овгородского массива. Это серые и темно-серые, от­
четливо гнейсовидные породы, часто брекчированные и милонитизированные.
Гранитоиды второго типа и связанны е с ними пегматиты и аплиты
широко распространены на з а п а д е Ленинградской и Н овгородск ой о б ­
ластей, в северной части Новгородского массива, а так ж е в его з а п а д ­
ном и восточном обрам лении. Им свойственны небольшая плотность
(2,64— 2 ,6 6 ), с л а б а я насыщенность локальными магнитными
телами,
намагниченность до 5 0 0 Х Ю -6 ед. ГСГ. По структурному п ол ож е н и ю
интрузивные о бр азов ани я этого типа сопоставляются [24] с поздн и м и
раннепротерозойскими (по новой унифицированой схеме — архей -ран14
непротерозойскими) гранитами Карелии и посткинематическими гра­
нитами Финляндии [1 1 5 ]. Граниты розовые, средне- и крупнозернистые
(до п егм а то и дн ы х), массивные и гнейсовидные. Гнейсовидность релик­
товая, сохранивш аяся от первичных п ород субстрата.
Генезис этих пород трактуется различно.
Г. М. Саранчина [89]
считает их типичными интрузивными образованиям и, Н. А. Б олотов­
ская [24] и др .— продуктами у льтрам етам орф и зм а первичных гнейсов.
По мнению Л. А. В ардан ян ц а и С. Н. Т ихомирова [ 1 3 ] , процессам щ е ­
лочного и кварцевого м етасом атоза, связанного с гранитами, по-види­
мому, об я за н а частичная чарнокитизация пироксеновых гнейсов и амфиболитизация н иж н епротерозойских основных пород.
К раннепротерозойским интрузиям относятся образовани я двух
петрографических комплексов: перидотит пироксенит-габбро-норитовый
и гранитный (плагиомикроколиновые граниты, меньше плагиограниты
и микроклиновыё граниты).
Основные и ультраосновные интрузивы и их метаморфические а н а ­
логи выделяются в основном по геофизическим данным и лишь м еста­
ми по данным бурения. Их намагниченность варьирует в п ределах
2800— 5 0 0 0 Х Ю -6 ед. СГС. Бурением выявлены разрозненны е тела о с ­
н овного’состава в поле распространения гнейсов Л енин градск о-Т аллин ­
ской (дер. Костово, г. П авловск и д р .) , Л а до ж ск о -Н ев ел ьск ой (р ай о­
ны сел Пестово, Невское) и Белорусско-Э стонской
(деревни Локно,
Черская и др.) трансрегиональных зон (Геология С С С Р , т. 1, 1971 г.;
Б. А. Судов, В. А. П уу ра, 1978 г.; Д . Н. Г арбар, 1980 г.). В структур­
ном отношении эти интрузии приурочены в основном к глубинным р а з­
ломам, ограничивающим Новгородский массив, прорывают ниж н епро­
терозойские метаморфогенны е о бр азов ани я Л а д о ж ск о-Н ев ел ь ск ой и Б е ­
лорусско-Эстонской зон и сами прорваны раннепротерозойскими интру­
зиями плагиомикроклиновых гранитов (в районе деревень К раснодудово, Локно, Ч ер ск а я ).
Габбро и габбро-нориты представляют собой темно-серые, мелкои среднезернистые породы с массивной текстурой и габбровой струк­
турой. Встречаются та к ж е габбро-амф иболиты и связанные с ними о р ­
тоамфиболиты. Они отличаются от га бб ро гнейсовидной текстурой, ин­
тенсивной ам ф и бол и зац ией пироксена и другими изменениями, вызван­
ными наложенными процессами.
Гипербазиты по данным бурения пока не известны, но присутствие
их (особенно в п редела х Б елорусско-Э стонской и Л а до ж ск о -Н ев ел ьск ой
структурных зон) предпол агается по результатам геофизических иссле­
дований (по физическим п о л ям ), а т а к ж е по материалам анализа
структурных особенностей региона (п рослеж и ван ие таких интрузий с
открытых частей Балтийского щита, примыкающих к описываемой тер­
ритории).
К раннепротерозойском у гранитному комплексу отнесены неболь­
шие изометричные тела, за л егаю щ и е среди м етаморфогенны х о б р а з о в а ­
ний Л адож ско-Э стонск ой и Л а д о ж ск о-Н ев ел ь ск ой зон. Они вскрыты
скважинами в районе деревень Локно, Черская и пос. Пестово, г. П е ­
чоры и др., а та к ж е выделяются по геофизическим данным. Породы
розовые с сероватым и красноватым оттенками, средне- и крупнозерни­
стые (до п егм атоидны х). Они сопоставляю тся с гранитоидами К арель­
ского перешейка и кварцевыми диоритами Ю ж ного П р и л адож ь я.
Б ол ее молодые интрузии на территории не известны, исключение
составляют пластовые д и а б а зы в крестецкой свите (средний рифей).
Однако анализ структурных особенностей региона и рассм отрение неко­
торых элементов физических полей («ненаруш енность» конфигурации
аном алообразую щ и х т е л ) , наличие м олодой Мишиногорской трубки
взрыва [103] д а ю т основание предполагать в озм ож ность проявлений и
фанерозойского м агм атизм а, особенно в б ортах Крестецкого авлакогена.
15
ВЕРХНИЙ ПРОТЕРОЗОЙ
В ерхнепротерозойские образовани я выделяются па рассм атривае­
мой территории в составе рифея и венда. Их расчленение дается в с о ­
ответствии со схемами верхнего докембрия, разработанными на К и­
шиневском (1974 г.) и Уфимском (1977 г.) совещ аниях и у тв е р ж д е н ­
ными М ежведом ственны м стратиграфическим комитетом СССР.
РИФ ЕЙ
Образовани я рифея установлены бурением в Оршанской впадине и
К рестецк ом .пр оги бе С реднерусского авлакогена. Они относятся по д а н ­
ным изотопной геохронологии п сопоставлению с верхнедокембрийскими
образованиям и зап адн ого склона Урала и других областей Русской
платформы к средн ем у и верхнему рифею. М ощность толщ рифея в
К рестецком прогибе дости гает почти 1.250 м (скв. Б о л о г о е в с к а я ), а на
юге территории листа, в северной зоне Оршанской впадины, п редполо­
ж и т е л ь н о составляет 8 0 0 — 900 м.
С РЕД Н И Й РИФ ЕЙ
К средн ем у рифею (юрматиний) (R2) относятся крестецкая и коло­
менская свиты Крестецкого прогиба, распространенные разобщ енно в
его п ределах, зал егаю щ и е на п о родах ф ундам ен та и перекрытые пер­
в а я — вендскими, вторая — верхнерифейскими отложениями.
Крестецкая
с в и т а (Ro/гг) вскрыта двумя Крестецкими сква­
ж инами 1-р и 2-р в сев еро-зап адн ой краевой части одноименного про­
гиба. Она с л ож ен а внизу мелко- и разнозернисты ми внизу (до г р у бозе р ­
нистых в самом основании) красноцветными полевошпатово-кварцевы­
ми песчаниками, чередую щ имися с алевролитами и реж е аргиллитами,
прорванными пластовыми интрузиями
га бб р о -д и а б а зо в
(мощностью
22 м) и ди а б а зо в ы х порфиритов (два пласта мощностью 10 и 13,5 м),
вверху — преимущ ественно туф ам и, туф ф итами и туфобрекчиями с под­
чиненными прослоями песчаников. Структура д и а б а зо в офитовая, о с ­
новная масса представлена таблитчатыми кристаллами плагиоклаза и
калиевого полевого шпата, а т а к ж е рудными (гематит, магнетит). П о р ­
фирит состоит главным об р а зом из плагиоклаза и рудных с порфировы­
ми вкрапленниками плагиоклаза призматической, р е ж е таблитчатой
формы. Ее нижняя граница — с гнейсами (скв. 1-р) и дислоцированными
кварцитами ф ундам ен та (скв. 2-р) и верхняя — с песчано-глинистыми
породами валдайской серии венда — резкие и четкие. Мощность свиты
достигает 654 м (рис. 2 ).
К рестецкая свита признана одним из наиболее вероятных аналогов
уральского юрматиния на Русской платформе [7 3 ]. Радиологический
( К -A) возраст габ б р о -д и а б а зо в , рвущих крестецкие песчаники, 1245—
1345 млн. лет, туффитов верхней части св и ты — 1180 млн. лет.
Коломенская свита вскрыта в приосевой части Крестецкого проги­
ба Бологоевской скважиной (глубина 2631— 2805 м ). Она зал ег ает на
розовых кварцитах типа за п адн оо н еж ск и х пород вепсия, перекрыта
верхнерифейскими отлож ениями. Н и ж н яя и верхняя границы ее отчет­
ливые. В нижней части с л ож ен а преимущественно серыми аргиллитами
с редкими маломощными прослоями карбонатных пород, вверху — свет­
лыми полевошпатово-кварцевыми песчаниками с прослоями зе л е н о в а ­
то-серых аргиллитов. Мощ ность свиты в скв. Бологоевской 174 м.
К средн ем у рифею коломенская свита отнесена на основании ее
сходства с вологодской серией Солигаличско-Яренского и вирюгекой
16
29
Б ологоевская
Максатиха
1575
Р ис. 2. С хем а к ор реля ц и и р а зр е зо в ск в а ж и н . Р и ф ей , венд.
Усл\ о б о з н . см. к рис. 3.
2
Зак. 391
свитой Леш уконско-Сафоновского прогиба [73] и со среднерифейской
четласской свитой Тимана.
Сейсморазведочными работами 1980— 1981 гг. в районе Тихвина
выявлен прогиб ф ундам ента глубиной около 1200 м. М о ж н о п редполо­
жить, что среднериф ейские отлож ения распространены и в этом про­
гибе.
ВЕРХН И Й
ри ф еи
Верхнерифейские
(каратауские)
отложения
(R3)
представлены бологоевской свитой Крестецкого прогиба и оршанской
свитой Оршанской впадины (рис. 2, 3 ).
Бологоевская свита пройдена на полную мощность (1001 м) Б о л о ­
гоевской сквцжиной (глубина 1630— 2631 м) и вскрыта (195 м) В а л ­
дайской скважиной (глубина 1476— 1671 м ). Свита с перерывом з а л е ­
гает на светлых песчаниках коломенской свиты юрматиния (скв. Б о л о ­
гоевская), перекрывается с размывом и азимутальным несогласием
валдайской серией венда (скважины Б ологоевская
и В а л д а й с к а я ).
Верхляя часть свиты в районе г.- В а л д а й отличается от разреза Б о л о г о ­
евской зоны большей грубостью обломочного материала песчаников с
примесью зерен гравия и мелких галек.
Оршанская, свита вскрыта лишь на 26,8 м в приосевой части о д н о ­
именной впадины (скв. Торопецкая, глубина 1250,0— 1276,8 м) и прой­
ден а на полную мощность (35,6 м) на ее восточном борту, в зоне вы­
клинивания (скв. Н елидовская, глубина 1273— 1309,1 м ), где залегает
на кристаллическом ф ундам енте. Перекрывается свита в р а зр еза х о б е ­
их скважин вильчанской серией венда, граница с которой фиксируется
сменой состава отлож ений. П редстав л ен а орш анская свита буровато­
оранжевы ми кварцевыми песчаниками с регенерационным кварцевым
цементом. Основная область распространения свиты располагается к
югу от рассм атриваемой территории.
Б ологоевская и орш анская свиты относятся к верхнему рифею на
основании сходства с полесской серией Волынского прогиба, ра ди о ло ­
гический (К -A) возраст которой 1040— 1175 млн. лет. О днако сущ еству­
ет мнение о наличии тесной структурно-формационной связи м е ж д у
коломенской и бологоевской свитами, что позволяет предполагать среднерифейский возраст последней.
ВЕНД
В составе венда (V) на территории листа выделяются вильчанская,
волынская и валдайская серии. С ложены они терригенными породами,
содер ж а щ и м и иногда примесь измененного пирокластического м атериа­
ла.
Вендские образов ани я зал егаю т на эродированной
поверхности
ф ундам ен та и на различных частях р азр еза рифея. Они перекрываются
несогласно залегаю щ им и фаунистически охарактеризованными кембрий­
скими и на юго-востоке — девонскими отлож ениями. Мощность венда
изменяется от 7 5— 150 на з а п а д е — се в е р о -за п а д е до 200— 235 м на с е ­
веро-востоке и 4 15— 470 м на юге — юго-востоке территории.
К вильчанской серии, об ъеди ня ю щ ей на Р усской плите тиллитоносныс толщи, условно относится, по сопоставлению со стратотипическими
разр езам и Белоруссии, пачка песчаников, вскрытая на юге территории,
в Оршанской впадине (скв. Торопецкая, мощность 15 м, 1235— 1250 м ),
по А. С. М ахн ачу и др. [ 8 6 ] , и скв. Н елидовская, мощность, 35 м, 1250—
1285 м, по В. В. К ирсанову [ 4 3 ] ) . З а л е г а е т серия несогЛасно на о р ­
шанской свите, перекрывается с перерывом вулканомиктовыми песча18
47
Р ис. 3. С х ем а к ор реля ц и и р а зр е зо в ск в а ж и н . В ер хн и й р и ф ей , в ен д.
1 — к о нг ло м ер а т ; 2 — г ра в ел ит , песчаник к р у пн о зер н исты й; 3 — песчан ик м е л к о зе р н и ­
стый; 4 — песчаник гравел итист ый; 5 — песчаник с галькой; 6 — алев ролит; 7 — глина
ал евр и т о ва я ; 8 — глина; 9 — мергель д ол о м и т ов ы й ; 10 — аргиллит; 11 — г а б б р о - д и а ­
б а з , д и а б а з о в ы й п ор фи р и т; 12 — ту ф , т у ф ф и т , т уф о б р е к ч и я ; 13 — кора выветривания.
Г еол о ги ч еск и е индек сы (на рис. 2, 3, 5, 7, 8 ) : A R — PR! — а р хе й с к и е и н и ж н е п р о т е р о ­
з о й ск и е н ер асч лен ен н ы е о б р а з о в а н и я к рист ал ли ч еск о го ф у н д а м е н т а ; R2 — ср едн ий р и ­
ф ей (кг — к р ест ец к а я свита, kl — к о л о м е н с к а я с в и т а ) ; R3 — в ерхний р и ф е й (Ы — бо л о го евск а я свита, ог — о р ш а н с к а я с в и т а ) ; V — в е н д ( vi 1 — вильчанская сер ия, vl — Во­
лынск ая се рия, rd — редки н ск ий го ри зо н т , kt — котлинск ий г о р и зо н т );
6 | — н иж ний
к ем бр и й (rv — р овенск ий гори зон т , in — л о н т о в а ск и й
гори зон т,
Im — л о м о н о с о в с к а я
свита, s v — си в е р с к а я свита, Ik — л к ж а т и с к а я свита, vk — вак иск ая свита, bs — буй ская свита, lz — л е ж с к а я с в и т а ) ; £ i _ 2c r — н и ж н и й — с р ед н и й кем б р и й, цирмская- т о л ­
ща; 6 2 — ср ед н ий к ем б р и й (иг — у р д о м с к а я свита, t l — т о л б у х и н с к а я свита, sb — са б лин ск ая свита, р! — п а а л а с к и е с л о и ) ; 6 3 — в ер хни й к ем бр и й
( s t — си тьская
свита,
ps — п ест о в ск а я свита, pt — п ет сер и й ск ая св ита, I d — л а д о ж с к а я с в и т а).
Ц и ф р ы с п р авой ст о р о н ы к о л он ок с к в а ж и н — глуб и на, в м.
никами волынской серии (см. рис. 3 ) . Песчаники серии мелко- и тонко­
зернистые, бурые, с лиловым оттенком, с зеленовато-серы ми полосами,
олигомиктовые, с глинистым и ж ел езисты м цементом; вверху они иног­
да чередую тся с прослоями бурого аргиллита
(скв.
Н ел и довск а я ).
В базальны х слоях в них присутствуют гальки и гравий — обломки пес­
чаников оршанской свиты и гранитоидных п ород ф ундам ента. Типичных
тиллитов серия не с одерж и т. П о всем признакам слагаю щ ие ее породы
близки к флювиогляциальным и озерно-ледниковы м образованиям пе2*
19
25
I
50
I
75
I
100 КМ
H
Р и с. 4 . С х ем а с т р у к т у р н о -ф а ц и а л ь н о го р ай он и р ов ан и я в ен дск и х от л о ж ен и й .
1 — м о щ н о ст ь о т л о ж е н и й по с к в а ж и н е , в м; 2 — и зоп ахнты ; 3 — гран ица р а с п р о с т р а н е ­
ния в ен д ск и х о т л о ж е н и й ; 4 — границы с т р у к т у р н о -ф а ц и а л ь н ы х район ов ; I — П р и б а л ­
ти й ск ого, II — И л ь м е н с к о - П р и л а д о ж с к о г о , I I I — Т о р о п е ц к о - З у б ц о в с к о г о .
ригляциальной области древнего л апландского оледенения. Отсутствие
явных тиллитов в р а зр ез а х п ослуж и л о причиной различного подхода к
их расчленению [43, 45, 86, 9 6 ].
Волынская серия (2 3 — 62 м) распространена на ю ге описываемой
территории, где вскрыта тремя глубокими скважинами (см. рис. 3): Н е ­
вельской (890,5— 912,5 м ), Торопецкой (1 1 7 3 — 1235 м) и Нелидовской
(1219— 1250 м ). П редставлен а она
песчаниками
вулканомиктовыми
разнозернистыми, буровато-коричневыми
и зеленовато-серыми, чере­
дую щ им ися вверху с алевролитами и аргиллитами.
З а л ег а е т волынская серия с перерывом на п ор одах вильчанской с е ­
рии (скв. Торопецкая) или на кристаллическом ф ундам ен те (скв. Н е ­
вельская), а перекрывается несогласно залегаю щ им редкинским гори­
зонтом валдайской серии.
Вы деление волынской серии в р а зр езе вендских образований на р а с ­
сматриваемой территории основано на положении в р а зр езе и с в о е о б р а ­
зии состава пород, близкого ратайчицкой свите Белоруссии и С м ол ен ­
ской области. Отличие от последней заклю чается в отсутствии туф оген ­
ного м атериала, характерного для ратайчицкой свиты. В породах во20
16 9
18
(р-н г. Н а р в а )
e i
С оседн о
90.9
рГМфоа.о—
е 1
7^1_"ТЧ1СqVr<#
AR
A R -P R 1
A R -P R <
ARPR
ARPR,
ARPR
Р и с. 5. С хем а к ор рел я ц и и р а зр е зо в ск в а ж и н . В ен д .
Уел. о б о зн . см. к рис. 3.
■к .
лынскои серии с о д е р ж ат с я только реликты р а зл ож ен н о го вулканомиктового материала.
В литературе высказана точка зрения [18, 81, 110], согласно кото­
рой отлож ения, отнесенные к волынской серии, вместе с ратайчицкой
свитой долж ны быть отнесены и к валдайской серии. Основанием для
этого с луж и т наличие на Волыни толщи, по всем своим показателям
сходной с ратайчицкой свитой, но зал егаю щ ей на э ф ф у зи в а х волынской
серии с размывом.
В волынской серии С еве р о -З а п а д а Русской платформы установлен
комплекс акритарх, руководящими ф ормами для которого
являются
мелкие, до 10 микронов, гладкие и шагреневые сферы рода M ichuscula.
С ледует указать, что в зав едо м о й волынской серии содер ж а т ся д р е в ­
ние формы рода K iedinella [18 ].
В ал дай ская серия распространена
на территории
повсеместно
(рис. 4 ) . В северной части ее валдайские отлож ения выходят на поверх­
ность под четвертичными образовани ям и узкой близширотной полосой,
ю ж н ее п огр уж аю тся под кембрийские и бол ее
молодые отложения.
М ощ ность серии изменяется от 50 — 100 на з а п а д е и северо-за п аде до
2 0 0 — 270 в центральной части и 3 3 0 — 470 м на юго-востоке.
В алдай ская серия соответствует двум горизонтам: редкинскому и
котлинскому.
Редкинский горизонт широко распространен и выклинивается толь­
ко зап а д н е е меридиана Л ен ин града. Он выделяется в р а зр езе на осн о­
вании циклического ан ализа, литофациальных особенностей и микропалеонтологичеекой характеристики. С л ож ен горизонт песчано-глинисты­
ми породами с гравелитами в основании. З а л ег а е т несогласно на крис­
таллическом ф ундам енте, рифейских и ниж невендских отлож ениях, а
перекрывается с частичным размывом котлинским горизонтом. М ощ ­
ность его — от 9 — 40 на севере до 5 0— 76 в районе Крестцов — В а л дая и
9 3 — 115 м на юго-востоке территории, в районе городов Н елидово, З у б ­
цов и Старица (рис. 3, 5 ).
В р азр езе редкинского горизонта выделяются две толщи, каж дая
из которых сло ж ен а внизу гравелитами или песчаниками, а вверху —
глинами и аргиллитами. О тл ож ен ия нижней толщи распространены
только на юге территории. В приосевой зоне Московской синеклизы
они выделяются в плетеневскую свиту, а в п ределах ее зап адн ого кры­
ла — в лиозненскую, или смоленскую. Верхняя толщ а выделяется в
старорусскую свиту, распространенную на всей площ ади, занимаемой
горизонтом.
21
П летеневская свита (32— 45 м) вскрыта скважинами Старицкой,
Зубц овск ой и Нелидовской. Она за л егает на кристаллическом ф у н д а ­
менте и на волынской серии. С л ож ен а в основании разреза пачкой р а з­
нозернистых светлых кварцевых песчаников и гравелитов (5— 12 м ), вы­
ш е — пачкой п ереслаиваю щ ихся темно-серых, буровато-коричневых и
зеленовато-серы х тонкослоистых плотных глин и аргиллитов с прослой­
ками алевролитов и песчаников с текстурами подводного оползания.
Л и озн енск ая (смоленская) свита вскрыта Торопецкой и Невельской
(выделена условно) скважинами; мощность ее соответственно 24 и 41 м.
От плетневской отличается бол ее песчаным составом. В западном
и
северном направлениях, в Латвии и в районах М аксатихи, В ал да я и
К рестцов плетневская и лиозненская свиты выклиниваются и на крис­
таллический ф ундам ен т и различные части разр еза рифейских о б р а з о ­
ваний лож ится старорусская свита.
С тарорусская свита в юго-восточной части территории зал егает б е з
следов перерыва на плетневской свите, а в Оршанской впадине — с не­
значительным перерывом на лиозненской свите. Она сл ож ен а в нижней
части пачкой светло-серых, ф иолетово-бурых, мелко- и разнозернистых
Полевошпатово-кварцевых песчаников и алевролитов с прослоями гра­
велита и мелкогалечникового конгломерата в базальны х слоях. В рай о­
не г. Волхов в нижней пачке присутствуют глинистые прослои, с л а г а ю ­
щие значительную часть ра зр еза. М ощ ность пачки от 3 — 5 до 2 0 — 30 м
(С тарая Р усса, Крестцы, В а л д а й ). В р азр езе Пестовской скважины в
основании свиты зал егаю т глинистые алевролиты, выше — грубозерн и ­
стые песчаники и в самом верху — вновь алевролиты.
Верхняя часть разр еза старорусской свиты представлена глинами
зеленовато-серы ми с пластами маркирующ их коричневых монтмориллонитовых аргиллитов, иногда с прослойками витрокластических туфов,
а сам ая верхняя часть — глинами, нередко обогащенными органическим
веществом. С евернее г. В а л дай и пос. М аксатиха пирокластический м а­
териал в глинах старорусской свиты отсутствует, а маркирующ ие плас­
ты коричневых глин зам ещ а ю т ся глинами пестроцветными (буровато­
коричневый, вишневый, табачно-ж елты й, темно-серый и зел ен овато-се­
рый, ч ередую щ иеся пятнами и полосами цвета окраски). В кровле сви­
ты глины нередко выветрелые, ож ел езнен н ы е, с трещинками усыхания.
В юго-восточной Латвии в скв. Ш кяуна и за пределами рассм атри ­
ваемой территории в скв. К раслава в верхах редкинского горизонта (в
гравелитовых песчаниках) и в низах котлинского (в гравелитах и пес­
чаниках) отмечена примесь туфогенного м атериала. А. П. Брангулис
и др. [10] объ еди няю т эти образов ани я в так назы ваемую краславскую
свиту неясного волыно-валдайского возраста.
Редкинский комплекс микрофоссилий с еверо-зап ада Русской плиты
сходен с волынским комплексом. В нем та к ж е являются руководящими
мелкие сферы M in u sc u la , одн ако комплекс более разн ообразен по с о ­
Ori gставу. В верхней его части появляются «оплавленные» сферы
m a t o s p h a e r i d i u m r u b i g i n o s u m A n d q. К роме микрофоссилий, в редкинском горизонте с од е р ж ат с я многоклеточные растения Eo chol ina mosg u e n s i s G п., O r b i s i a n a S о k. [32, 9 6 ].
Котлинский
горизонт
(V/г/) распространен на территории
листа повсеместно. На ю ж ном берегу Финского зал и ва он выходит у з ­
кой полосой на дочетвертичную поверхность. З д е с ь ж е встречаются о б ­
н ажения п ор од горизонта: на берегу залива у дер. Ш епелево, м е ж д у
городами Л ом оносов и Петродворец, а та к ж е на реках Воронка, Коваша, Ч ерная речка, близ дер. Больш ая И ж ор а и др. На остальной пло­
щ ади горизонт погруж ен под кембрийские и б о л е е молодые отложения
на глубины от 100—^200 на севере до 1030 (скв. З убц овск ая) и 1575 м
(скв. М аксати ха) на юге и ю го-востоке территории.
22
З а л е г а е т котлинский горизонт на редкинском с размывом и только
в приосевой зон е Московской синеклизы (скважины Невельская, Н ел и ­
довская, Старицкая и З уб ц о в с к ая ) — без следов перерыва, за п а д н е е ж е
линии Л ен и н гр ад — П орхов — Л у д з а — на кристаллическом ф ун да м е н ­
те. Перекрыт горизонт несогласно залегаю щ и м и нижнекембрийскими,
а па юго-востоке территории листа (скважины Зубц о вск а я, Стариц­
к а я ) — среднедевонскими отлож ениями. В зап адн ой и северо-западной
частях М осковской синеклизы котлинский горизонт представлен котлинской и вы ш ележ ащ ей воронковской свитами, в приосевой зоне — любимской свитой.
В строении горизонта отр аж ен единый трансгрессивный цикл. Н а ­
чалу трансгрессии соответствуют гдовские песчаники и песчаники б а ­
зальных слоев лю бимской свиты, ее максим уму — основная
средняя
глинистая часть горизонта, а регрессивной стадии — глинисто-песчаные
и алевроитовые породы верхней части и воронковская свита, распрост­
раненная лишь на з а п а д е территории.
Гдовские слои, отвечающие базальной части котлинской свиты,
сложены песчаниками, переслаиваю щ имися вверху с алевролитами и
глинами. Песчаники мелкозернистые, в основании разнозернисты е до
грубозернистых, зеленовато-серы е, полевошпатово-кварцевые,
слю ди ­
стые, косо- и волнистослоистые. Алевролиты слюдисто-кварцевые, гори­
зонтально- и волнистослоистые; в некоторых р а зр еза х они п р еобл адаю т
(Крестецкие, В ал дай ск а я и Пестовская ск важ и н ы ). Глины окрашены в
зеленовато-серый, розовый и коричневый цвета, о б р а зу ю т тонкие про­
слои, р еж е слои мощностью до 2 — 3 м. В восточных районах Эстонии и
Латвии и на з а п а д е Л енинградской и Псковской областей гдовские слои
отличаются более грубообломочным составом песчаников, большим ко­
личеством в них полевых шпатов, появлением каолинита в глинах и
большей красноцветностью пород. В скв. Ш кяуна в базальны х песчани­
ках имеется примесь туф огенного м атериала. М ощность гдовских слоев
от 10— 15 на з а п а д о -с е в е р о -за п а д е и до 6 0 — 70 м на востоке террито­
рии.
Н а д гдовскими слоями за легаю т однородны е серые и зелен овато­
серые, местами бурые плотные алевролитовые глины с тонкой ритмич­
ной слоистостью типа ленточной. По составу эти глины в основном гид­
рослюдистые. В них присутствуют линзовидные прослойки и желваки
бурого сидерита, на плоскостях напластования — пленки тонкозернисто­
го пирита и сапропелевые пленки (« л я м и н а р и т о в ы е» ). М естами в н и ж ­
ней части толщи (восток Ленинградской о б л а с т и ), местами в средней
(В алдай и Б о л о г о е ), а иногда в верхней (Л окно) встречаются более
мощные (до 1,5 м) прослои алевролитов и тонкозернистых песчаников.
На северо-востоке территории в верхней части толщи имеются прослои
массивных глин. В самом верху р а зр еза глины нередко выветрелы и
ожелезнены. В В ал дайской ск важ и н е в верхней части свиты присутст­
вуют каолинизированные глины. В скв. Зареч ье в глинах свиты встре­
чены лентовидные водоросли — вендотениды. М ощность глинистой т о л ­
щи котлинской свиты — от 7,5 (скв. К убья) д о 105— 110 м (район
г. Крестцы — г. В а л д а й ).
Л ю бим ск ая свита, в отличие от котлинской, имеет бол ее с л о ж н о е
строение, позволяю щ ее разделить ее на несколько пачек, К а ж д а я из
них начинается песчаниками и алевролитами, завер ш ается тонкослоис­
тыми глинами. Х арактерно появление пестрой окраски п ород (буроватои красновато-коричневые пятна, полосы и ра зв о д ы ). М ощ ность свиты
изменяется от 254 (скв. М аксати ха) до 361 м (скв. С тариц к ая).
Воронковская свита распространена только на з а п а д е территории,
где завер ш ает р а зр ез котлинского горизонта. Она с л о ж ен а пестроцвет­
ными тонкослоистыми глинисто-алевролитовыми породами с зернами
песка и гравия в базальной части, вверху — белыми мелкозернистыми
23
кварцевыми песками и алевролитами. Свита зал ег ает с размывом на
различных частях котлинской свиты, вплоть д о гдовских слоев на с м е ж ­
ной территории Эстонии. Ее мощность увеличивается с востока на з а ­
пад, достигая в Восточной Эстонии и Латвии 2 4 — 28 м, в районе Локновской структуры сокращ ается до долей одного метра.
В котлинском горизонте с о д е р ж а т с я микрофоссилии рода Trachys p h a e r i d i u m Т i т . , цепочковидные образов ани я B a v l i n e l l a f l av e o l a t a
S с h е р. и древнейш ие многоклеточные растения V e nd o t a e n i a a n t i g n a
G п., A n t a e t i i a ret ic ul ar i s G п.
В изобилии на слоевищ ах вендотенид присутствуют эпибионты ро­
да P r i m o f l a g e l l a G п. [9 6].
К Е М Б Р И Й С К А Я С И С ТЕМ А
Кембрийские отлож ения распространены на большей части р ассм ат­
риваемой территории, кроме узкой полосы вдоль ю жного берега Фин­
ского залива, где они эродированы в предчетвертичное время, и района
НеЛидово — Старица на юго-востоке — размыты в преддевонское вре­
мя. Кембрий представлен всеми тремя отделам и, слож ен морскими и
прибрежноморскими песчано-глинистыми осадками. Они зал егаю т не­
согласно с перерывом на валдайской серии венда
и перекрываются
та к ж е с несогласием ордовикскими, а в районе дер. Кувшиново и г. Н е ­
л и д о в о — девонскими отлож ениями. На севере территории, в предглинтовой зоне, кембрийские отлож ения выходят на поверхность под покро­
вом четвертичных образований (10— 50 м) и местами обн а ж а ю тся по
долинам рек.
М ощность кембрийских отлож ен ий на з а п а д е и северо-зап аде тер ­
ритории составляет 7 0 — 100 м, сокращ аясь на крыльях Локновского
поднятия до полного выклинивания на его своде; в центральной части
(районы городов Ст. Р усса, В ал да й и ст. Бологое) она достигает 153—
185, увеличиваясь до 205 м в районе г. Пестово — д. М аксатиха и умень­
шаясь на юго-восток до 75 м (скв. К ув ш и н ов ск ая ).
Расчленение и корреляция р азр езов кембрия произведены на о сн о ­
ве унифицированной стратиграфической схемы
Русской
платформы
(1965 г.), дополнений к ней и новых данны х (табл. 1). По структурнофациальным признакам здесь выделены три района и ряд подрайонов
(рис. 6 ).
Н И Ж Н И Й ОТДЕЛ
В составе нижнего отдела кембрия выделяются отлож ения четырех
ярусов: томмотского, атдабанского, ботомского и тойотского. Н е р а счлененные
отложения
нижнекембрийские
Gr^ п ок а за ­
ны на разрезе.
Томмотский ярус. Балтийская серия представляет собой комплекс
морских и прибреж но-морских песчано-глинистых отложений. Она р а с ­
пространена значительно шире всех других п одразделений кембрия, з а ­
легает трансгрессивно с размывом на котлинском горизонте, перекрыва­
ется на сев ер о-зап а де территории более молодыми отлож ениями
раннего кембрия, на большей части площ ади — среднекембрийскими и
местами на крайнем юге (район г. Н е в е л ь ) — девонскими. Наибольш ая
моихносхн селили. (A0Q— 12Л мЛ, — н а севере и з а п а х е территории, н аи ­
м е н ь ш а я — на Л окновском поднятии V26 м и меньш е4). 'ОЪш.ее сокраще­
ние мощности происходит с с еверо-зап ада на юго-восток до полного
выклинивания отлож ений серии в районе городов Старица и Нелидово.
24
Т аблица I
К ор р ел я ц и он н ая сх ем а кем бри йск и х от л ож ен и й
О бщ ая страти граф ическая шкала
К о р р е л я ц и я м ест ны х п о д р а э д е л е н и & с т р у к т у р н о - ф а ц п а л ь н ы х ра йо н ов
Региональная
стратиграфическая
систе­
ма
пр у с
го р из он т
ю го- вос точ ны й
с к ло н (В осточная
Л а т в и я ) , югоза п а д н а я часть
П с к о в с к о й обл.
М о с к о в с к а я си н ек л п э а
Таллинский прогиб
В а л м и е р с к о е п од ня ти е
в ост оч ны й склон
(Юго -Во сто чн ая
Э ст о н и я ) , се вер о за п а д н а я часть
П с к о в с к о й обл.
Северо-Восточная
Эстония, Зап ад
Ленинградской
о бл .
Северо-Западная
зона
щ
З а п а д н а я зона
и .
Ц е н т р а л ь н а я зона
1 1 1 м
I и .
Аксанский
Ладожская
свита
Кобожннская
серия
Сакский
Ситьская свита
0Q
П етсер н йск ая
свита
Аю са канск ий
С абл ип ск ая
свита
Паалаские
слои
Майск ий
Д ей м е н ск и й
сх
О
s
X
X
Т о л б у х и п ск а я
свита
К ибар тайски й
Р ау св ес к п й
Б отом ски й
»я
М оложская
серия
У р д о м ск а я свита
Амгинский
Тойотский
о.
VO
S
П ест о в ск а я свита
Дирмская
т олщ а
В а к и ск а я
свита
Вергальск ий
Атд а ба н ск и й
Т иск реская свита
Талсинский
Л ю к а т и с к а я свита
£
Томмотск ий
Л оп т о васк н й
Р овеискнй
Балтий­
ская
сери я
Л о п т о в а ск а н свита
Р у да м п м ск а я
спита
С п в е р с к а я свита
Ломоносовская
свита
Л е ж с к а я свита
Б у п ск а я свита
25
}
Е Е
50
75
100 КМ
Е Е )" Е Е 5
Р и с. 6. С х ем а ст р у к т у р н о -ф а ц и а л ь н о го р ай он и р ов ан и я к ем бр и й ск и х о т л о ж ен и й .
1 — м о щ н о ст ь к е м б р и й ск и х о т л о ж е н и й п о с к в а ж и н е , в м; 2 — и зопахиты; 3 — э р о з и о н ­
н ая гра н и ца со в р е м е н н о г о р а с п р о с т р а н е н и я к е м б р и я (а — п о д четве ртичными о б р а з о ­
ваниями, б — п о д п ер ек р ы ваю щ и м и п ал е о з о й с к и м и п о р о д а м и ) ; 4 — границы ст р у к т у р н о -ф а ц и а л ь н ы х р а йонов; 5 — гран и цы п о д р а й о н о в ;
/ — М о с к о в с к а я си некл иза ( / а —
ц ентр ал ьны й район, I 5 — з а п а д н ы й , / в — с е в е р о - з а п а д н ы й ) ; II — склон В а л м и е р с к о г о
п о д н я т и я ( / / а — ю го-в ост о чны й, I I 6 — в ост о чн ы й ); I I I — Тал ли н ск ий прогиб.
В составе балтийской серии выделяются ровенский и лонтоваский го­
ризонты.
Ровенский горизонт распространен почти на всей территории. На
основании изучения акритарх п редполагается широкое распространение
отлож ен ий горизонта, исключая лишь с еверо-зап адн ую часть террито­
рии (Восточная Эстония и зап а д н а я часть Ленинградской области)
[9 2 ].
В Восточной Латвии и прилегаю щ их районах Белоруссии о т л о ж е ­
ния, относимые к ровенскому горизонту, представлены
рудаминской
свитой, в центральной и зап адн ой частях Московской синеклизы — буйской и нижней частью леж ск ой свиты (см. табл. 1).
Р удам ин ск ая свита распространена на юго-восточном склоне В а л ­
миерского поднятия, с л ож ен а переслаиваю щ имися песчаниками, алев­
ролитами, р е ж е глинами. В н а и бо л ее полных ее р а зр езах о б н а р у ж и в а ­
ется двучленное строение: выделяются дв е циклически построенные пач26
Пестовская
Р и с. 7. С хем а к ор реля ц и и р а зр е зо в ск в а ж и н . К ем бр и й.
Уел. о б о з н . см. к рис. 3.
ки песчано-глинистых пород (скв. Ш к я ун е). В основании нижнего цик­
л а на породах воронковской свиты котлинского горизонта залегаю т
песчаники разнозернистые, косослоистые, в ы ш е — мелкозернистые горизонталькослоистые, переслаиваю щ иеся с алевролитами; заверш ается
разр ез глинами. Верхний цикл начинается мелкозернистыми песчаника­
ми и алевролитами и т а к ж е завер ш ается глинами. Окраска пород зеленовато-серая. Песчаники и алевролиты б о л е е светлые, кварцевые с
глауконитом (иногда до 30 %)- В п ор ода х встречаются многочисленные
сабеллидиты и платисолениты. Верхняя граница отчетливая и прово­
дится по подош ве гравелитов базальной части лонтовасского горизонта.
М ощность рудаминской свиты н а и м е н ь ш а я — 1,5 м на северо-востоке
Латвии (скв. А луксне) и резко увеличивается в юго-восточном направ­
л е н и и — до 14,5 (скв. Л у д з а ) , 38 (скв. М ал та) и 51 м (скв. Ш кяуне).
Ровенский возраст свиты установлен по харак терн ом у комплексу акритарх, в основном по скважинам А луксне и Л у д з а (рис. 1): Mi c rh y s t r i d i u m t o r n a t u m V о 1 k., L e i o s p h a e r i d i a bicrura J a n k a u s k a s , L. dechi sk a P a s k e v . , Te op hi po li a l ac e ra t a К i г j a n, R e t i s p h a e r i d i u m d e n s u m
P a s k e v.
Буйская свита центральной и за п адн ой частей Московской синеклизы слож ен а сероцветными, участками коричневатыми и розоватыми
(скв. Кувшиновская) алевролитами и глинами алевролитовыми с лин­
27
зами мелкозернистых, в основании гравелистых, кварцевых и полево­
шпатово-кварцевых песчаников. Ее нижняя граница с котлинскими гли­
нами отчетливая. Мощность свиты колеблется от 14 (скв. Бологоевская)
до 25 и 35 м (скважины Пестовская и Тороп ецк ая). В породах встреча­
ются следы существования червеобразных организмов, остатки Sabel l idi t e s c a m b r i e n s i s J а п., комплекс акритарх (скв. Торопецкая) с Leiosp h a e r i d i a (типы А, В и С) и M i c r h y s t r i d i u m t o r n a t u m V o l k .
Ровенский и лонтоваский горизонты. Нерасчлененные пограничные
отлож ения горизонтов выделяются в центральной и западной частях
М осковской синеклизы в л е ж ск у ю свиту, а па ее северо-западной окра­
и н е — в лом оносовскую свиту.
Л е ж с к а я свита в нижней части сло ж ен а песчаниками, алевролита­
ми и глинами, в отличие от буйской свиты почти не содерж ащ и м и гл ау­
конит. Породы окрашены в зеленовато-серы й цвет различных оттенков,
имеют горизонтальную слоистость. П е р е х о д к верхней, существенно
глинистой части р азр еза , постепенный. Глины зеленовато-серые, м еста­
ми красновато-коричневые. Встречаются маломощ ные прослойки пес­
чаников и алевролитов. На глинах л еж и т белая и ж елтая каолинитовая кора выветривания мощностью до 6 м (скв. В а л д а й с к а я ). Возраст
свиты установлен по акритархам на см еж н ой с востока территории.
М ощность свиты — 26 (скв. Б ологоевская) — 65 м (скв. М ак сати ха).
Ломоносовская свита
(Gi 1т) на северо-зап аде Московской
синеклизы слагает основание балтийской серии. Она выходит на дочетвертичную поверхность узкой полосой вдоль южного берега Финского
залива, ю жной окраины Л ен ин града и восточнее — до Л а д о ж с к о г о о з е ­
ра. В этой полосе встречаются отдельные выходы пород свиты на по­
верхность (р. Коваш а, лог Б. И ж о р а , на берегу залива м е ж д у Л о м о ­
носовым и П е т р о д в о р ц о м ). Свита за л егает с размывом на алевритах и
песчаниках воронковской (С е в е р о -З а п а д Л енинградской о б л а с т и ) , чаще
на глинах котлинской свит, а перекрывается глинами сиверской свиты,
верхняя граница с которыми неотчетлива. Н иж няя граница свиты фик­
сируется пластом гравелистого косослоистого песчаника и появлением
глауконита. Н аименьш ая мощность ломоносовской свиты (3— 5 м) х а ­
рактерна для С е в ер о -З ап а да Л енинградской области, в юго-восточном
направлении она возрастает (рис. 6 и 8) до 7,5 (скв. Красные Горы) и
11,9 (скв. С и верск ая), 15,5 (скв. Зареч ье) и 23,1 м (скв. М арш агино).
С лож ен а свита неравномерно переслаиваю щ имися кварцевыми песча­
никами, алевролитами, алевритами и глинами с п р еобл адаю щ ей з е л е ­
новато-серой окраской. В направлении с севера на восток — юго-восток
постепенно убывает количество и мощность прослоев песчаников и все
больш ее место в р а зр езе начинают занимать алевролиты и алевритовые
глины, с о д е р ж а щ и е в небольшом количестве глауконит.
Восточнее Л ен ин града свита имеет больший объем: внизу содерж и т
ровенский, а вверху — лонтоваский комплекс акритарх (дер. Заречье,
г. Л е н и н г р а д ). С еверо-зап адн ее линии, соединяющ ей Л ен ин град и Гдов,
лом оносовская свита относится к низам лонтоваского горизонта.
В свите присутствуют остатки S a b e l l i d i t e s c a m b r i e n s i s J а п., Janisc h e v s k y i t e s p e i r o p o l i t a n u s ( J a n . ) Комплекс акритарх в скв. Заречье
с о дер ж и т (по устаном у сообщ ени ю Пашкявичене Л. Т.) L ei s p ha e ri d ia
d e h i s k a Р a s k j a v., L. m i no r S с h e p., L. p e lu c i d a S с h e p., L. culea
( A n d r . ) , L. p a r v a A s e e v a , L. p y l o m i f e r a P a s k j a v . , L e i o va l i a sp.,
C e r a t o p h y t o n v e r n i c o s u m К i r j a n., O s c i ll a to r it e s v er t ia ds ki i S с h e p.,
Voly ni el la sp., L ei o t hr ic h oi de s t up ic us H e r m a n и др.
Лонтоваский горизонт распространен шире ровенского и представ­
лен большей частью вы держ анной толщей зеленовато-серы х глин с
песчаниками и алевролитами в основании и обычно трансгрессивно з а ­
легает на ровенских отлож ениях.
2в
С и верская
К расн огор ск ая
o t ,36.0
К остово
0 , 95.8
Заречье
v0
U1 253.37’'^
Р и с. 8. С хем а к ор р ел я ц и и р а зр е зо в ск в а ж и н . К ем бр и й.
Уел. о б о з н . см. к рис. 3.
На за п а д е территории (Восточная Эстония, Восточная Латвия, з а ­
падная часть Псковской области ) вблизи стратотипической местности
горизонт представлен лонтоваской свитой. В зап адн ой и центральной
частях Московской синеклизы к нему относится верхняя часть лежской
свиты, а в п редел ах ее северо-зап адн о го борта — верхняя часть л о м о ­
носовской и сиверская свита.
Лонтоваская свита
(G iIn) сл ож ен а четырьмя литологически
различными пачками п ород (снизу вверх): п ереслаиваю щ ихся песчани­
ков и алевролитов с тонкими прослоями глин; сероцветных алевритовых
глин с маломощными прослоями песчаников и алевролитов; глин з е л е ­
новато-серых и пестроокраш енных и переслаиваю щ ихся алевритовых
глин и глинистых алевритов. П осл едн яя пачка сохранилась от размыва
только на ограниченных участках в Ю го-Восточной Латвии (скв. Шкяун е). В Эстонии эти пачки получили наименования: сямиская, махуская,
кестлаская и там м неэм етская. Мощ ность свиты 4 0 — 80 м, в своде Локновского поднятия она выклинивается.
Верхняя граница лонтоваской свиты часто маркируется корой вы­
ветривания. В Северо-Восточной Эстонии, где она перекрывается бл и з­
кой ей по составу люкатиской свитой, при отсутствии конгломерата в
основании последней, граница устанавливается только по ф ауне [61 ].
В Северо-Восточной Эстонии на берегу Финского залива породы
свиты выходят на поверхность под покровом четвертичных отложений
в виде узкой прерывистой полосы.
С и в е р с к а я с в и т а (6 ]S o ) на северо-зап адн ом крыле М осков­
ской синеклизы представляет собой фациальный аналог большей части
разреза лонтоваской свиты Прибалтики только без ее нижней (сямиской) пачки переслаивания песчаников и алевролитов. В унифицирован­
ной стратиграфической сх ем е 1962 г. эта свита выделялась под н а зв а ­
нием лонтоваской. О днако из-за несоответствия ее объ ем а лонтоваско29
му горизонту она переименована в сиверскую. Н аименование происхо­
дит от ст. Сиверская, вблизи которой свита вскрыта скважиной (см.
рис. 8 ).
На севере территории, в узкой приглинтовой полосе, свита з а л е г а ­
ет непосредственно под покровом четвертичных отлож ений и местами
выходит на зем н ую поверхность по берегам рек, рассекаю щ их глинт.
С л ож ен а сиверская свита однородной толщей зеленовато-серы х неравпомернослоистых алевритистых глин, с о д е р ж а щ и х в нижней части
редкие маломощ ные (3— 10, р еж е до 30 см) прослои буроватых и свет­
ло-серых, тонко- и мелкозернистых кварцевых песчаников и алевритов.
В верхней части глины местами окрашены в коричневый, ф иолетово­
серый и сиреневый цвета. По составу они гидрослюдистые, реж е монтмориллонитовые, в кровле нередко выветрелые, белые каолинитовые.
Характерно наличие тем но-буры х пиритизированных следов присутствия
первообразны х, а иногда мелких кристаллов и д р у з пирита. В скв. Сиверской вверху толщи есть скопления мелких глинистых галечек.
Мощность свиты в наиболее полных р а зр еза х на з а п а д е Л ен и н гр ад­
ской области составля ет 100— 120 м и сокращ ается в ю жном и восточ­
ном направлениях до 70 м (район г. Л у г а ) .
П алеонтологическая характеристика лонтоваского горизонта (в ц е­
лом) определяется остатками S a b e l l i d i t e s c a m b r i e n s i s J а п., P l a t y s o l e niles a n t i q n i s s i m u s E i с h w., P. l o n t o v a О p i k, P. sp. n o v., J ani sc he vsk y l e s p e t r o p o l i l a n u s (J а п.) и комплексом
акритарх M i c r h y s t r i d i u m
t o r n a l u m V o 1 k., G r a n o m a r g i n a t a p r i m a N a u m., G. s q u a m a c e a V о 1 k.,
L e i o m a r g i n a t a s i m p l e x N a u m . , L. bi crura J a n k., T a s m a n i t e s tenel lus
V о 1 k., C e r a t o p h y t o n v e r n i c o s u m К i г j a n.
А тда ба н ск ом у ярусу соответствуют талсинский и вергальский гори­
зонты региональной стратиграфической шкалы.
Талсинский горизонт распространен на северо -за п аде территории,
в п ределах так назы ваемого Таллинского прогиба, и представлен гли­
нисто-песчаными отлож ениями л ю к а т и с к о й
и тискреской
с в и т (Gi l k - \ - t s ) . Эти свиты имеют сходны е палеонтологические х а р а к ­
теристики и единый структурный план, хотя и прерываются. И з-за м а­
лых мощностей свиты самостоятельно в м асш табе карты не вы раж аю т­
ся и показаны объединенными.
Лю катиская свита распространена в Северо-Восточной Эстонии и
на за п а д е Ленинградской области (реки Л у га и С у м а ). Она залегает
с перерывом, нередко с конгломератом в основании на лонтоваском го­
ризонте. В местах, где отсутствует конгломерат, нижняя граница свиты,
сходной по составу с лонтоваскими глинами, определяется по фауне.
Перекрывается лю катиская свита со следам и перерыва тискрескими
песчано-алевритовыми породами, в бо лее ю жных р а зр еза х Восточной
Эстонии — песками и алевролитами вакиской свиты вергальского гори­
зонта. Верхняя граница свиты сравнительно четкая. Мощность ее в
бол ее полных р а зр езах Восточной Эстонии и на крайнем за п а д е Л ен и н ­
градской области (скв. И вангородская) составляет 5 — 6 м, постепенно
убывая в восточном направлении.
Лю катиская свита с л о ж ен а переслаиваю щ имися зеленовато- и го­
лубовато-серы ми глинами, алевролитами и глинистыми тонкозернисты­
ми песчаниками. Глины п ре о б л а д а ю т внизу свиты. Они в различной
степени алевритовые, гидрослюдистые, с зернам и глауконита, тонко­
слоистые, с бурыми пиритизированными пленками на плоскостях на­
пластования. Тонкослоистые алевролиты и песчаники, сл агаю щ ие п ре­
имущественно верхнюю часть свиты, по составу кварцевые, иногда с
примесью полевых шпатов (до 2 5 % ) и слюды (до 1 2 %) . В породах
свиты обн аруж ен ы M i c k w i t z i a mot iil if era L i n n а г s., ядр'а хиолитов и
комплекс акритарх B a l t i s p h a e r i d i u m c er i nu m V o l k . , В. c o m p r e s s u m
30
V о 1 к., В. d u b i u m V о 1 к., В. o r bi cu l ar e V o l k . , В. o r n a t u m V o l k . , В.
p a p i l o s u m ( T i m . ) , Volk., M i c r i s t r i d i u m t o r n a t u m V o l k . , M. p a l l i d i u m
V o l k . , L o p h o s p h a e r i d i u m t e n t a t i v u m V o l k . , A r c h a e o d i s c i n a umb o nul at a V о 1 к., T a s m a n i t e s b o b r o w s k i i W a z y n s k a .
Тискреская свита распространена в приглинтовой зон е в СевероВосточной Эстонии и на з а п а д е Л енинградской области до меридиана
г. Гатчина. Она зал ега ет на люкатиской свите, а на востоке площади
своего распространения — на сиверской свите. Перекрывается тискре­
ская свита с размывом среднекембрийскими и нижнеордовикскими от­
л ож ениям и. В основании глинта свита за л е г а е т под четвертичными
отлож ениями и о б н а ж а е т ся по берегам рек Н арва (п од И в а н г о р о д о м ),
Л уга (район г. К ингисепп), Сума и Л ам ош ка. Восточнее р. Лам ош ка
свита отступает от глинта к югу. Н аи бол ьш ую мощность (1 8 — 20 м)
она имеет на з а п а д е (Э стон и я ), а в восточном направлении, к району
Кингисеппа, сокращ ается до 8 — 9 м. С лож ен а свита преимущественно
алевролитами и песчаниками. П о сл едн и е зан и м аю т больш ую часть р а з­
реза на востоке территории. Среди песчано-алевритовых пород местами
встречаются тонкие прослойки зеленовато-серы х
песчанистых
глии.
В наиболее полных зап адн ы х р а зр еза х на реках Н арва и Л уга по тек­
стурным признакам различаю тся две пачки: нижняя — линзови дносл о­
истая (какумягиская) и верхняя, преимущ ественно косослоистая. П е с ­
чаники и алевролиты нижней пачки полевошпатово-кварцевые, верх­
н е й — в основном кварцевые, с незначительной примесью полевых ш па­
тов (2— 5, редко 1 0 %) . Глинистые породы представлены г и д р ослю да ­
ми с незначительной примесью каолинита и р е ж е хлорита. Местами
встречаются прослои алевролитов и песчаников со вторичным д о л ом и ­
товым цементом пойкилокластического типа, придающ им гороховидный
облик п ороде с поверхности выветривания.
Органические остатки приурочены почти исключительно к низам
свиты. Это S c e n e l l a d i s c i n o i d e s S с h гл., S . t u b e r c ul a ta S с h m., M i c wi tz i a m oni l i f e ra ( L i m a r s . ) , следы илорою щ их животных.
В верхней
пачке найдены D i p l o c r a t e r i o n p a r a l l e l u m Т о г е 1 1.
Вергальский горизонт. О тлож ения горизонта имеются только на
склоне Валм иерского поднятия, где выделяются в вакискую свиту.
Вакиская свита распространена на северном и зап адн ом п обереж ье
Чудского озера, за л ег а ет с перерывом на лонтоваских, люкатиских и
тискреских отлож ениях, перекрывается среднекембрийскими (скв. Алатскиви), а т а к ж е нижнеордовикскими. Границы свиты обычно отчетли­
вые. Лиш ь со сходными тискрескими и среднекембрийскими отл ож ен и ­
ями они менее четкие и устанавливаю тся по различиям в минеральном
составе и текстурах пород. М ощность свиты в ск важ и н ах Раннапунгерья и Я ама, на северном берегу Чудского озер а, равна соответственно
18,8 и 20,6, на зап адн ом берегу — 20,2 м (скв. А латскиви). Свита сло­
ж ен а светлыми кварцево-полевошпатовыми слюдистыми алевролитами
с примесью песчаных и гравийных зерен, иногда плоских глинистых
галек в основании. В верхней части имеются прослои зеленовато-серы х
глинистых алевролитов.
Палеонтологически свита не охарак тери зован а. Отнесение ее к вергальскому горизонту основано на сопоставлении с аналогичными о тл о­
жениями см еж ны х территорий.
НИ Ж НИ Й — С РЕДН И Й ОТДЕЛЫ
Н ерасчлененны е отлож ения ниж него — среднего отделов, соответ­
ствующие в общ ей ш кале верхам атдабан ск ого, ботомскому, томмотскому и нижней части майского ярусов, а в региональной шкале — вергальскому, раусвескому, кибартайскому и дей м ен ском у горизонтам, вы­
31
деляю тся на юго-восточном склоне Валм иерского поднятия в цирмскую
толщу.
Ц ирмская толща распространена на ю го -зап аде описываемой тер­
ритории, в Восточной Латвии и на ю го-за п а де Псковской области. Она
слож ен а светлыми, р е ж е розоватыми, тонкозернистыми кварцевыми пес­
чаниками, иногда глинистыми и карбонатными. В основании песчаники
разнозернисты е, гравелистые. В верхней части толщи имеются м ал о­
мощные прослои зеленовато- и голубовато-серы х глин. Местами в пес­
чаниках встречается мелкий детрит беззам к овы х брахиопод. Залегает
толща с размывом на выветрелых глинах лонтоваской свиты, перекры­
вается несогласно нижнеордовикскими, р е ж е верхнекембрийскими от­
лож ениям и (скв. А л у к с н е ). Ниж няя и верхняя границы этой толщи о т ­
четливые (см. рис. 7 ) . Ее мощность колеблется от 2 (скв. Шкяуне) до
34 м (скв.. А л ук сн е). Ранне-среднекем брийский возраст установлен по
акритархам, среди которых наряду с ф ормами, проходящ ими из н иж н е­
го кембрия, имеются представители родов B altisp h aerid iu m и M icrystridium.
■>
С РЕДН И Й ОТДЕЛ
Амгинский и майский ярусы. С реднекембрийские отложения ш иро­
ко распространены на описываемой территории, отсутствуют лишь в
Северо-Восточной Эстонии и на зап адн о й окраине Ленинградской о б л а ­
сти. В Московской синеклизе они представлены м оложской серией
(центральная и зап а д н а я зоны) и саблинской свитой (северо-западная
з о н а ) , в Восточной Латвии — верхней частью цирмской толщи, в Эсто­
н и и — пааласкими слоями.
М о л ож ск ая серия п одразделя ется на урдом скую и толбухинскую
свиты, п р и н адл еж ащ и е еди ном у циклическому комплексу.
Урдомская свита отвечает амгинскому ярусу общ ей шкалы. Она
слож ен а светло-серыми, почти белыми, мелкозернистыми, разн озерн и ­
стыми, кварцевыми песками и слабосцементироваины ми, иногда глини­
стыми, песчаниками; за л ег а ет на коре выветривания леж ск ой свиты и
перекрывается алевро-глинистыми образованиям и толбухинской свиты
(см. рис. 7 ) . Н иж няя граница — отчетливая, верхняя — менее четкая и
определяется по каротаж у. М ощ ность свиты меняется от 27 (скв. В а л ­
дай ская) до 43 м (скв. М а к са т и х а).
Толбухинская свита соответствует майскому ярусу. На рассм атри­
ваемой территории она сло ж ен а переслаиваю щ имися зеленовато-серы ­
ми тонкослоистыми каолинит-гидрослюдистыми глинами и кварцевыми
алевролитами с подчиненными прослоями песков и песчаников, местами
(скв. Кувшиновская) составляющими больш ую часть разреза. Глины
нередко о б р а зу ю т пласты мощностью до 10— 12 м, алевролиты — как
правило, не более 2 — 3 м. В п о родах встречаются остатки беззамковы х
брахиопод. Верхняя граница свиты с перекрывающими песчаными от­
л ож ениям и кабож инской серии носит следы размыва (см. рис. 7 ) . М ощ ­
ность свиты в скв. М аксатиха составляет 38 м, в районе В алдая, Б ол о ­
гое, Пестово она уменьш ается д о 2 0— 22 м, а в зап адн ом направлении,
к району Торопца, свита полностью выклинивается.
Саблинская свита северо-зап адн ого крыла Московской синеклизы
является, по-видимому, аналогом моложской серии. По берегам рек,
от Ижоры на з а п а д е до Сяси на востоке, п рорезаю щ их ордовикский
глинт, встречаются многочисленные о бн аж ен и я пород свиты. В них
саблинская свита впервые была выделена и изучена Л. Б. Рухиным
(1939 г.).
З а л е г а е т саблинская свита с размывом на выветрелых глинах сиверской свиты. На крайнем з а п а д е Ленинградской области в о б н а ж е н и ­
32
ях на р. Л уга, в районе г. Кингисепп, местами встречаются линзы гру­
бозернистых гравелистых песчаников, зал егаю щ и х на тискреских тон­
козернистых песках и алевритах. П редп олагается, что они — реликты
саблинской свиты, которая за х о д и л а сю да с востока, но почти целиком
была ден у дир ована в предордовикское время. Перекрывается свита с
размывом позднекем брийскими и нижнеордовикскими отложениями.
Мощность ее в приглинтовой з о н е — 10— 17, в бол ее южных районах —
28,0 м (скв. Красный У дарн и к).
С лож ен а свита светло-серыми, иногда желтоватыми, розоватыми и
изредка вверху ярко-оранжевыми кварцевыми, в отдельных прослоях
полевошпатово-кварцевыми, мелкозернистыми, косо- и горизонтально­
слоистыми уплотненными песками, иногда с линзами кремнистых и кар­
бонатных песчаников. М естами, чаще в низах р азр еза , присутствуют
маломощ ные (1— 2, редко 10— 15 см) линзовидные прослои глин и ал ев­
ролитов. Встречаются прослои, линзы и гнезда красноцветных и бурых
песчаников, кольца Л и зеган га, образов анн ы е диагенетическими п роцес­
сами. В кровле свиты нередко присутствуют «бобовины» окислов ж е л е ­
за. На о тдел ь н ы х'уч а ст к ах (дер. Гертового на р. Тосна, реки Саря,
Волхов^ и Сясь) в сохранивш ихся от размыва верхних частях разреза
свиты в песках присутствуют остатки O b o l u s ruchini К h a z. et Р ор о v, О. r e b r o v i К. h a z et P o p o v , O e p i k i t e s sp., Torell el a ex gr. levig a t a L i n n . , Vo ib oc al i na m a g n i f i e d M e i n .
П аа ла ск и е слои Ю го-Восточной Эстонии распространены на Локиовском поднятии, где за лега ю т с размывом на лонтоваской свите, а в
северной части площ ади (скв. А л а т с к и в и ) — на вакиской свите
(см.
рис. 8 ). Покрываются слои с размывом верхнекембрийскими и н иж н е­
ордовикскими отлож ениями. Сложены они светлыми мелкозернистыми
кварцевыми песчаниками, сходными по составу и полож ен и ю в ра зр езе
с песчаниками верхней части цирмской толщи Восточной Латвии и пес­
ками низов саблинской свиты. В основании пааласки е слои со д е р ж а т
разнозернистые песчаники с крупными зернам и кварца и каолинитом в
цементе, в верхней части — тонкие прослои алевролитов. П а л еон то л о­
гически паалаские слои с л аб о изучены. М ощ ность их от 10,9 (скв. А л ат­
скиви, интервал 278,5— 289,4 м)
до 36,5 м (скв. Пылва, интервал
452,5— 489,0 м ).
ВЕРХНИ Й ОТДЕЛ
В ерхнекембрийские отлож ен ия соответствуют аю сокканскому, сакскому и аксайском у ярусам общ ей шкалы. Они распространены на боль­
шей части рассм атриваемой территории и выклиниваются лишь в С еве­
ро-Восточной Эстонии и на сев ер о-зап а де Л енинградской области, а
также на юге, где уничтожены п реддевонской эрозией. З ал ег аю т с пе­
рерывом на отлож ен иях среднего кембрия, перекрываются с размывом
ордовикскими образованиям и. Н иж няя и верхняя границы отчетливые.
В центральной и зап а дн ой частях М осковской синеклизы верхнекем ­
брийские отлож ения представлены к абож инской серией, в с е в е р о -за п а д ­
ной прибортовой зон е — л а д о ж ск о й и петсерийской свитами. В приглиитовой части территории эти отл ож ен ия о б н а ж а ю т с я в доли нах рек, рас­
секающих глинт. М ощ ность их в зоне глинта составляет 4 — 8 и увели­
чивается на восток — юго-восток к району Б о л о г о е — Пестово до 85 —
87 м.
В К абож и нск ой серии выделяются ситьская и пестовская свиты
(см. рис. 7 ).
Песчаники ситьской свиты серые мелкозернистые, п ересл аи ваю ­
щиеся в верхней части с алевролитами, редко глинистыми алевролита3
З а к . 391
33
ми и алевритовыми, преимущ ественно гидрослюдистыми глинами. М ощ ­
ность свиты от 20 (скв. В ал да й ск ая ) до 48 м (скв. П есто вск а я), глуби­
на залегания — от 1130 в районе г. В алдай до 1398 м вблизи дер. М ак­
сатиха.
Пестовская свита с л о ж е н а переслаиваю щ имися зеленовато- и голу­
бовато-серыми тонкослоистыми алевритовыми плотными глинами, а р­
гиллитами и светло-серыми мелкозернистыми кварцевыми песчаниками,
алевролитами и глинистыми сидеритами. В породах встречаются о б ­
ломки, редко целые створки оболид. В Вал дай ской и Пестовской сква­
ж и н а х в свите присутствует сидерит в конкрециях и цементе. Нижняя
граница с песчаными породами среднего кембрия условная, верхняя —
с отлож ениями ордовика отчетливая, со следам и перерыва, маркиру­
ется базальным разнозернистым детритусовым песчаником с включе­
ниями гравия и гальки подсти лаю ш й х пород. Стратиграфическое поло­
ж ен и е пестовской свиты установлено Е. А. Балаш овой, определившей
из верхней части ее в Пестовской скваж ине остатки трилобитов
P a r a b o l i n a l o b a t a r o s si c a В а 1., P. cf. l o ng i co r n is W e s t e r g a r d и P. pesiov e n si s В a 1. Вероятным аналогом нижней части кабожинской серии на
з а п а д е территории является петсерийская свита Юго-Восточной Эсто'нии и прилегающ их к ней районов Латвии и Псковской области.
Петсерийская свита с л ож ен а песчаниками, алевролитами и глина­
ми с прослойками в основании б о л е е грубозернистых песчаников, со­
д е р ж а щ и х гальки пород среднего кембрия
(см. рис. 8 ). Перекрыта
свита на большей части площ ади своего распространения песчаниками
пакерортского, р еж е леэтского горизонта нижнего ордовика (скважины
М ехикоорм а, Красные Горы). Мощ ность свиты от 2,8 (скв. Пылва) до
10,7 м (скв. П етс ер и ). В н аиболее полных р а зр еза х она имеет трехчлен­
ное строение: внизу зал егаю т пески и песчаники, в средней части —
глины и вверху — пески и песчаники. Верхняя часть свиты на большей
части площ ади ден удир ована. Песчаники и алевролиты обычно светлые
и буроватые, мелко- и тонкозернистые, кварцевые, с небольшим коли­
чеством полевых шпатов и слюды, с рассеянным детритом и створками
оболид, особенно обильными в верхней пачке. Глины средней пачки
светло-зеленовато-серые,
алевритистые,
плотные,
преимущественно
гидрослюдисты е, с примесью каолинита, с тонкими линзочками песка,
с включениями кристаллов пирита и их агрегатов.
В глинах петсерийской свиты в с к важ и н ах М ехикоорма, Петсери и
Хино (Ю го-Восточная Эстония) выявлен [19] комплекс акритарх ниж­
ней части верхнего кембрия — Crystallinium. sp., C y m a t i o g a l e a sp., Dict y o t i d i u m sp., L e i o s p h a e r i d i a sp., L e io f us a sp., P r i s c o g a l e a sp., Timofeeva
l a n c a re a ( C r a m e r et D i a z ) V a n g . , T. p h o s p ho r i t i c a V a n g . , Timof e e v i a sp., формы типов Ve ry ha chi um, Vul canis phae r a.
Л а д о ж с к а я свита распространена в приглинтовой полосе от р. Ижора на з а п а д е до р. Сясь на востоке. В районе Б удогощ и она фациально зам ещ ается пестовской свитой. З а л е г а е т свита с размывом на саблинской и с размывом ж е перекрывается оболовыми песчаниками па­
керортского горизонта. Границы свиты отчетливые, маркируются более
грубозернистыми песчаниками в основании как л а дож ск ой свиты, так
и пакерортского горизонта. И н огда к нижней части свиты приурочены
ж елезисты е бобовины. Мощность свиты на р. И ж о р а — 1,3— 1,4, на
р. Тосна 0,3— 0,4 м. Н ередк о она выклинивается на небольших рас­
стояниях, а в восточном направлении
мощность ее достигает 2,4
(р. Сясь) и 3,0 м (р. В о л х о в ). Н а р. Н ази я и восточнее объем ее увели­
чивается за счет наращ ивания р а зр еза более молодыми отложениями
верхнего кембрия. На юг от глинта она в озрастает (см. рис. 8) до 14
(в районе дер. Костово) и 18,8 м (в районе дер. З а р е ч ь е ).
Верхняя часть свиты в зап адн ы х р а зр еза х (р. И ж о р а )
ложится
н епосредственно на пески саблинской свиты. В основании она содер­
34
ж и т ф осфатны е стяжения. В целом пески и песчаники п р еобл адаю т в
р а зр езе свиты. Они светло-серые, с ж елтоваты м оттенком, а местами
ож ел езнен н ы е, охристые, по составу кварцевые с примесью полевых
ш патов до 16 %, горизонтально- и местами наклоннослоистые, с о б л о м ­
ками и створками беззам ковы х брахиопод. Встречаются песчаники
плотные, о б л а д а ю щ и е плитчатой отдельностью.
Глины и глинистые
алевролиты окрашены в темно-серый, голубоватый и фиолетовый цве­
та; обычно они переслаиваю тся с бол ее светлыми песчаниками, о б р а ­
зуя маломощ ные слои (0,30 м) в средней части р азр еза свиты (р. Ижора) , или бол ее мощные (до 2 м) пачки (р. В о л х о в ).
П озднекембрийский возраст свиты определяется присутствием б е з ­
замковых б р а хи оп од O b o l u s
c o n v e xu s
Р a n d., S c h m i d t i t e s
ovalus
P a n d . , K eys erlin gia reversa ( V e r n . ) , Oepikites palaesirites ( O p i k ) ,
A n g u l o t r e t a p o s t a p i c a l i s P a l m , и конодонтов W e s t e r g a a r d o d i n a moess e b e r g e n s i s M u l l . , W. b i c u s p i d a t a M u l l . , W. f o s s a M u 1 1., Phakel odus t enui s M ii 1 1., F u rn is hi n a sp.
Отложения
среднего
и верхнего
кембрия
( 6 2+з)
объединены на кар'те из-за малых мощностей, не позволяющ их о то б р а ­
зить к а ж д о е из них в отдельности в задан н ом м асш табе. Сложены они
близкими по составу песчаными породами, охарактеризованными при
рассмотрении отлож ений среднего и верхнего кембрия.
О Р Д О В И К С К А Я С ИС ТЕМ А
Ордовикская система представлена нижним, средним и верхним
отделами. Ордовикские отлож ен ия распространены повсеместно, кроме
северной и ю ж н ой частей региона и свода Локновского поднятия. Они
выходят на дочетвертичную поверхность на Ордовикском плато вблизи
глипта, где о б н а ж а ю т с я по рекам. На остальной площ ади они вскрыва­
ются скважинами и искусственными выработками. Р а зр е з ордовика от­
личается полнотой и непрерывностью и со д е р ж и т многочисленные, р а з­
нообразные, хорош о сохранивш иеся органические остатки.
На рассм атриваемой территории в ородвике выделяются три круп­
ные структурно-фациальные зоны: З а п а д н а я , Центральная и Восточная
(рис. 9 ). Первые две из них отвечают соответственно частям З ап адн о Прибалтийской и Восточно-П рибалтийской структурно-фациальных зон
Прибалтики, третья — совп адает с зап адн ой частью Московской сине­
клизы. О бщ ее простирание ордовикских отлож ений почти широтное,
падение на юг — ю го-восток под углом 10— 15', мощность колеблется
от 100— 200 в Центральной структурно-фациальной зон е до 300 м в В о с ­
точной (скв. П естовск ая). В Ю го-Восточной Латвии мощность до сти га­
ет 235 м (скв. в дер. Л у д з а ) .
За л е г а ю т ордовикские отлож ения на большей части территории на
породах ниж него и среднего кембрия с отчетливым стратиграфическим
несогласием. В случае залеган ия их на верхнем кембрии перерыв в
осадконакоплении незначительный и граница устанавливается с трудом.
Перекрываются они преимущ ественно породами наровского горизонта
среднего девона, на северо-востоке — верхнего девон а, на ю го-западе —
силура, на ограниченной площ ади — четвертичными отлож ениями.
Представлены ордовикские отлож ения известняками, нередко гли­
нистыми и доломитизированны ми, мергелями с фауной. Пески, аргилли­
ты, глины, обычно та к ж е с органическими остатками, находятся в о с ­
новном в нижней части разреза; в среднем ордовике встречаются п ро­
слои горючих сланцев.
В н астоящ ее время имеются две стратиграфические схемы ордови ­
ка. Унифицированная — для Р усской платформы 1962 г. [84] и Регио3*
35
]i
|
]». 1c ! Z ] 4 l ^ ^ l 5 [ "■ "' V1— - j ” [.■■— lg
Рис. 9. С х ем а с т р у к т у р н о -ф а ц и а л ь н о го р а й он и р ов ан и я о р д ов и к ск и х о т л о ж ен и й .
I — м о щ ност ь о р д о в и к с к и х о т л о ж е н и й по с к в а ж и н а м , в м; 2 — изоп ахиты , в м; 3 —
граница ст р у к т у р н о -ф а ц и а л ь н ы х зон: I — З а п а д н о й , I I — Ц ен т р а л ь н о й , I I I — В о с т о ч ­
ной; 4 — гран и ца внеш ней с т р у к т у р н о -ф а ц н а л ь н о й п о д з о н ы ( / / а ) Ц ен т р а л ь н о й зоны;
5 — граница с о в р ем ен н о го р асп р о с т р а н е н и я о р д о в и к с к и х о т л о ж е н и й ; 6 — 8 — линии р а з ­
р е зо в с к в а ж и н — к рис. 10, 11, 12 (6 — А — Б, 7 — В — Г, 8 — Д — Е ) .
нальная — П рибалтийская 1976 г. [ 8 5 ] . Первая основана преимущ ест­
венно на данных изучения бентосной фауны, п р е ж д е всего брахи оп од и
трилобитов; в основу второй, тяготеющ ей к Скандинавии, положены
граптолиты, хитииозои, остракоды, конодонты. В озм ож ность полной
корреляции этих двух схем сейчас практически отсутствует. Д л я настоя­
щей карты принята схем а 1962 г. (табл. 2 ) , которая до сих пор исполь­
зуется при геологических р а бо т ах на большей части рассматриваемой
территории. В этой сх ем е использованы только тремадокский и ашгиллский ярусы общ ей шкалы, остальная часть р азр еза ордовика делится
на надгоризонты.
Н И Ж Н И Й ОТДЕЛ
В нижнем ордовике выделяются четыре горизонта: пакерортский,
леэтсский, волховский и кундский. Д в а последних объединяются в оптикский надгоризонт. Пакерортский и леэтсский горизонты относятся
36
к трем адок ском у ярусу, волховский — сопоставляется с аренигским,
кундский — с нижней частью лланвирпского.
Н иж не о рд о ви кс к ие отложения О! встречаются по всей области
распространения ордовика и за л ег а ю т на размытой поверхности всех
отделов кембрия. Граница со средним ордовиком обычно выражена
неотчетливо и определяется по фауне. П олная мощность отложений
составляет в северной части территории 12— 30, в Восточной структурно-фациальной зон е — до 100 (скв. П естов ск ая ), на ю го-западе — до
65 м (скважина в г. В ы р у ). И з-за малой мощности горизонтов на гео­
логической к арте они объединены.
Тремадокский ярус и отникский надгоризонт. П а к е р о р т с к и й ,
леэтсский, волховский и к у н д с к и й горизонты
(О \pk—
k n ) . О тлож ения пакерортского горизонта распространены почти повсе­
местно, отсутствуют в ю го-западн ой части Л енинградской области (скв.
в дер. Красны е Горы). Хорош о изучены только в приглинтовой полосе,
где их мощность не превышает 9 м. В Восточной Латвии она составля­
ет 1, в Псковской области — 13 (скв. Ч ер ск а я ), а в скв. Пестовской —
28 м (рис. 10 и 11). С лож ен горизонт внизу кварцевыми, часто о ж ел езпенным^и, песками-и песчаниками с включениями песчаных глин, и лин­
зовидными прослоями аргиллитов, а в верхней части — буровато-корич­
невыми, почти черными, тонкослоистыми аргиллитами, местами с лин­
зовидными песчаными прослойками и включениями пирита, гипса, га­
ленита и конкреций антраконита* Эти две части р азр еза в приглинтовой
зоне в Ленинградской области выделяются как тосненская и копорская
свиты, которым в Северо-Восточной Прибалтике соответствуют каллавереская и тю рисалуская свиты. Копорская свита распространена огра­
ниченно, она присутствует только на севере и востоке.
Ниж няя граница пакерортского горизонта обычно отчетливая: гру­
бопесчаный, иногда с базальны м конгломератом и детритом фауны,
нижний слой тосненской свиты л ож и т ся на неровную с к ар м ан оо бр аз­
ными углублениями поверхность кембрийских мелкозернистых песчани­
ков. Верхняя граница т а к ж е отчетливая, местами с плохо выраженными
следами размыва. Иногда н аблю дается перерыв м е ж д у тосненской и
копорской свитами, вы раж аю щ ийся в выпадении верхней части тоснен­
ской с е н т ы (к востоку от дер. Гостилицы на р. Тосна) и появлении в
ее кровле ж ел ези ст ой «корки».
В области глубокого залегания ордовикских отложений, где выход
керна рыхлых песчаных пород плохой, пакерортский горизонт изучен
недостаточно. В ряде скважин — в деревн ях Красный Ударник, Крестецких, Валдайской, Порховской,
Куневичской, Будогощ ьской
(см.
рис. 11) пакерортские отлож ения, внешне сходные с кембрийскими,
представлены неравномерно переслаиваю щ имися серыми кварцевыми
песчаниками и алевролитами с тонкими прослоями серых и пестроцвет­
ных аргиллитов и плотных глин. В Пестовской скваж ине мощность ар­
гиллитов, сопоставляемы х с копорской свитой, 19 м.
Характерно для тосненской свиты присутствие многочисленных о с ­
татков хитиново-фосфатных раковин беззам к овы х б р а хи оп од
Obol us
apollitiis Е i с h w., H e l m e r s e n i a l a d o g e n s i s J e г. и др., иногда о б р а з у ю ­
щих промышленные скопления фосф атны х р у д (г. Кингисепп). И зу ч е ­
ние конодонтов указы вает на присутствие в этой свите C o r d y l o d u s ргоa vu s M u l l . , С. o k l a h o m e n s i s М u 1 1., С. l i n d s t r o m i D г и с е et J о п., С.
prion M i i l l . , С. a n g u l a t u s P a n d . , С. r o t u n d a t u s Р а п d., что говорит
о наличии здесь всех конодонтовых зон нижнего трем адока
[8 ] .
К верхней его зон е относится и копорская свита, в которой кроме граптолитов D i c t y o n e m a f la be l li f o r me ( E i c h w . ) , D. r o s s i c u m O b u t часто
встречаются конодонты C o r d b c l o d u s a n g u l a t u s P a n d . и С. r o t u n d a t u s
P a n d .
37
Таблица 2
К орр ел я ц и он н ая сх ем а ор дови к ски й от л о ж ен и й
v
К о р р е л я ц и я с у б р е г и о н а л ь н ы х с т р а т и г р а ф и ч е с к и х схем
над горизонт
ярус
отдел
систе­
ма
Общая стратигра­
фическая шкала
Используемая унифициро­
ванн ая сх е ма Р у с с к о й
п л а т ф о р м ы 1962 г.
го р и з о н т , слои
Зап ад М осковской'
синеклизы
( Я ко в л ев , 1971 г.)
О р д о в и к с к о е пл ат о
( С е л и в а н о в а , 1970 г.)
С ев е р о - В о с т о ч н а я Эстония
( Р е ш е н и я М С К , 1978 г.)
Во ст очн ая Л а т в и я
( Р е ш е н и я М С К , 1978 г.)
го р из он т
н а д г о р н з о н т , го р и з о н т , св и т а, слои
г о р и з о н т , п о д го ри зо нт
го ри зо нт , п од гор и зон т
э5
X
X
и
ч
ч
П о ркунскцй
Поркунск ий
П оркуниск ий
П оркуниск ий
П иргуск ий
Пиргуск ий
П иргуск ий
Пиргуский
Ворм ски й
Вор м сиски й
Ворм сиский
и
в
<
»3
S
Я
X
X
о
о
Ворм ски й
X
Я
ч
со
П лю сски й
Набаласкпй
Набаласкпй
ппжн.
нижи.
В е зен бер гск и й
Везен оергскни
и
а
0)
S
Хревицкий
ский
Хр евицкий
Р аквер еский
О ан дус к и й
О ан ду с к и й
К ей лаский
Кей ласк ий
Иыхв иский
И ыхвис кий
S
ffl
О)
S
Рак вер еск ий
Кегельский
Кегель
ский
Кегельский
•я
Я
X
эикская
Н а б ал ьс к и й
Н а б ал ьс к и й
Везен б ер гск и й
йХ
верхи.
верхи.
С
Хревицкий
Я
X
1
1
i
\
i
1
а
О
ы
о
*сз=с
а
СО
ъ:
Идаверский
Ш ундоровские
Идаперскпй
И д а вер ск н н
И т ф ер ские
К укер ск ий
Ш у н д о р о в ск п е
И д а ис ре скп й
верхи.
К у к р узес к и й
К у к р у зес к и й
К укерск ий
У хакуски й
В а л и м ск а я
С
И д а в ср ес к и й
нижи.
И т ф .'р ск н е
К укер ск и й
верхи.
верхи.
У хакуский
верхи.
>>
а
Таллинский
Таллинский
Таллинский
I 55
Порожская
Л асн ам я г и с к и й
Ласн ам я г и с к и й
В о л хо в стр о й ская
Лзериский
Азе риск ий
55 s
5 *
*
«
В*
* 5
S|
а v
К у пдский
К у пд ск ий
К у нд аск ип
К у пд ск ий
верхи.
К ун д а ск и й
ср едн.
средн.
95
5
X
*
5
X
»я
5
5О
U
5
5U
<
а.
»я
х
5О
5
5
Н
X
О
1
В олховский
В о л х о в ски й
В о л хо в ск и й
<
>х
X
X
и
5
О
•=(
со
2
О)
Си
Н
1
В ол хов ск и й
Л ат ор п ски й
Л еэ т сск и й
Л еэ т сск ий
верхи.
В о л х о в ски й
Ла т о р п ск и й
Л е э т сск и й
Ц ер а т о пи гиев ы й
П а керортский
П а керортский
П а керортский
П а керортский
П а керортский
верхи.
28
В алдайская
Р и с. 10. С хем а к ор реля ц и и р а зр е зо в ск в а ж и н
Н и ж н и й ор д ов и к .
по линии А — Б.
Уел. о б о зн . см. к рис. 12.
Л е э т с с к и й г о р и з о н т . О тлож ения горизонта распространены
повсеместно и за л ег а ю т на п ородах пакерортского горизонта или верх­
него кембрия (скв. в дер. Красны е Горы). М ощность горизонта не пре­
вышает 3, обычно 1 м и только в скв. Крестецкой достигает 4,9 м. Н и ж ­
няя граница отчетливая п р е ж д е всего благодаря резкой смене состава и
окраски пород, верняя — или резкая, или нечеткая, выявляемая толь­
ко по палеонтологическим данным. С л ож ен горизонт темно-зелеными
глинистыми галуконитово-кварцевыми песками и песчаниками с про­
слоями глин. К верху песчаники становятся более плотными за счет по­
явления карбонатного цемента и местами постепенно переходят в доломитизированные и глинистые известняки волховского горизонта.
Характерными формам и леэтсского горизонта являются M e g a l a s
p i d e s s c h m i d i i L a m . , M. i n o s t r a n z e w i ( L a m . ) , P r o t o p l i o m e r o p s primig e n u s l a m a n s k i i (F. S c h m . ) , A n g u s t i c a r d i n i a : r e c ta ( P a n d . ) , Archaeort hi s c hr is tia ni a ( K j e r . ) , P a n d e r i n a bocki ( L a m . ) , R a no r t hi s par vula ( L a m . ) , T e t r a g r a p t u s sp. D i d y m o g r a p t u s sp. Комплекс конодонтов,
40
22
Пестовская
О1125.5
Р ис.
11. С хем а
к ор реля ци и р а зр е зо в ск в а ж и н
Н и ж н и й ор д ов и к .
по линии
В — Г.
Уел. о б о з н . см. к рис. 12.
в который входят D r e p a n o d u s p r o t e u s
Lind.,
O i s l o d u s p ar al l e l us
P a n d., S c a n d o d u s p i p a L i n d . , P r i o n i o d u s sp., свидетельствует об apeнигском возрасте этой части разр еза.
В отдельных обн а ж е н и я х на глинте (реки Л а в а, Н а зи я) в нижней
части леэтсских отлож ений о б н ар уж ен ы P a l t o d u s d el t i fe r (L i n d s t г)
и S i p h o n o t r e t a cf. a c r o t r e t o m o r p h a G о r j a n, указы ваю щ ие на позднетремадокский возраст пород. Н а основании этих находок выделена назиевская свита мощностью до 0,3 м, рассм атриваем ая как аналог варан41
гуской пачки Эстонии, относимой к цератопигиевому горизонту
[9].
Оконтурить площ адь распространения назиевской свиты в Л ен и н гр а д­
ской области пока невозм ож но. В Прибалтийской стратиграфической
сх ем е 1976 г. отлож ения, включенные нами в леэтсский горизонт, от­
несены к л аторпскому [8 5 ].
В о л х о в с к и й г о р и з о н т . О тлож ения горизонта мощностью 2—
7 м распространены повсеместно и зал ега ю т на леэтсских с резким кон­
тактом, обусловленны м литологическими различиями. И зредка н аблю ­
дается их постепенный переход. Верхняя граница в большинстве случа­
ев совп адает с подош вой кундского известняка, обогащ енного ж е л е з и ­
стыми оолитами так назы ваемого нижнего чечевичного слоя. На край­
нем северо-востоке в некоторых р а зр еза х (реки Волхов, Сясь) кундская
фауна встречена на 1— 5 м ниж е чечевичного слоя и граница в этом слу­
чае проводится в м естах ее появления [2 4 ].
В стратотипическом р а зр езе р. Волхов горизонт слож ен переслаи­
ванием плотных тонко- и толстоплитчатых в разной степени доломитизированных и глинистых известняков, обогащ енны х глауконитом, коли­
чество которого уменьш ается вверх по разрезу. Характерны бугристые
.поверхности напластования известняковых прослоев. По трилобитам
горизонт расчленен на три зоны: ниж нюю — A s a p h u s p ri sc u s L а т . , Меg i s t a s p i s l i m b a t a (S а г s. et B o e c k ) ,
средню ю — A s a p h u s b ro g ge r i
D a 1 т . , M e g i s t a s p i s hy o rh in a ( L e u c h t . ) и верхнюю — A s a p h u s lepid ur u s N i e s z k, M e g i s t a s p i s g i b b a ( S c h m . ) . Эти зоны совпадаю т с
местными литологическими пачками (дикари — В п а , желтяки — ВпР,
фризы — B u y ) .
В Эстонии волховский горизонт понимается в ином объеме: ан ал о ­
ги нижней его части мощностью до 3 м включается в латорпский гори­
зонт. Обосновывается это н аходкам и M e g i s t a s p i s e s t oni c a Т j е г п. п
Prioniodus evae L i n d .
В Л енинградской области в основании
волховского горизонта
С. П. Сергеевой в 1963 г. ( Л П И им. А. И. Герцена) обн аруж ен ы латорпские конодонты, одн ако этих данны х недостаточно "для пересмотра
его объема.
В Восточной структурно-фациальной зон е
волховский
горизонт
представлен бо лее глубоководными осадкам и, д основном известковистыми глинами, мергелями и глинистыми известняками, пестроцветны­
ми, с глауконитом мощностью д о 32,2 м (скв. П естовск ая).
В том ж е объ ем е, что и в Ленинградской области, волховский го­
ризонт принят в Ю го-Восточной Латвии. З д е с ь ему соответствует дрейсейкская свита, сл ож ен н а я красно- и сероцветными глинистыми детритовыми известняками и долом итами мощностью д о 15,5 м (скв. в
дер. А л ук сн е).
Д л я волховского горизонта, кроме названных форм, характерны
P r o d u c t o r t h i s o b t u s a ( P a n d.,), P a u r o r t h i s p a r v a ( P a n d . ) , P o ra m bo n i tes r e t i c ul a t us P a n d . , P s e u d o c r a n i a a n t i q u s s i m a E i с h w., E nd o ce r as
g l a u c o n i t i c u m H e i n г., E. l a x i s e p t a t u m В a 1., P t e r y g o m e t o p u s se l er op s
(D a 1 m .), J l la enu s c e nt r o tu s D a l m .
К у н д с к и й г о р и з о н т . О тлож ения распространены повсеместно.
Их мощность составляет 5— 9, на юго-восток увеличивается до 37,5 м
(скв. П есто вск а я). Особенностью пород горизонта является присутст­
вие линзовидных скоплений или единичных бурых ж елезисты х оолитов (чечевичек), о б р а зую щ и х так называемые нижний и верхний чечевидные слои.
Б о л е е вы держ ан нижний чечевичный слой, обычно фиксирующий
нижнюю границу горизонта. Но к востоку от р. Л а в а ниже этого слоя
в п о р о дах присутствует ф ауна кундского горизонта. Граница с волхов­
ским горизонтом в этом случае проводится по ф ауне — на р. Волхов,
например, на 3 м н и ж е нижнего чечевичного слоя.
42
В настоящ ее время установлено, что верхний чечевичный слой не
всегда маркирует кровлю кундского горизонта. Он иногда исчезает из
р азр еза или р асп адается на несколько прослоев (ю ж н е е Волхова — до
8 ) , иные из которых по возрасту могут быть не только таллинскими, но
и кундскими. В кундском горизонте В. В. Л ам анским выделены три
трилобитовые зоны (снизу вверх): A s a p h u s l a m a n s k i i S с h т . , А. ехpans us D а 1 т . (В ш а ) , A saphus raniceps
Dalm
( В [Пр)> A s a p h u s
e i c h w a l d i S с h т . , P t y c h o p y g e g l o b i f r o n s (E i с h w.) ( В ш у ) .
В Л енинградской области верхняя часть зоны Вщ-, , где собственно
и встречается A s a p h u s l a m a n s k i i S с h ш. мощностью до 6 м (на р. В о л ­
х о в ), рассматривается в составе таллинского горизонта (Т. Н. Алихова
и д р .) . В П рибалтике в настоящ ее время верхняя граница кундского
горизонта проводится, как предлагал В. В. Л ам анский, по кровле з о ­
ны В ц И .
На большей части территории в п редел ах Ордовикского плато го­
ризонт представлен мелко- и тонкозернистыми, в различной степени
доломитизированны ми и глинистыми известняками с тонкими прослоя­
ми глин. В Восточной структурно-фациальной зон е отлож ения имеют
бол ее глинистый состав и представлены глинистыми известняками, мер­
гелями^ зеленовато-серы ми карбонатными глинами. Скопления оолитов
здесь отсутствуют. В Ю го-Восточной Латвии они представлены плотны­
ми красно- и сероцветными известняками и мергелями, в верхней части
(ю одупская свита) с о д ер ж ащ и м и оолитовые прослои.
К ром е упомянутых ископаемых для кундского горизонта хар ак тер ­
ны Li c op ho r ia nucell a (D а 1 т . ) , Or th i s c a l l i g r a m m a D a 1 т . , Jru concav a ( P a h i . ) , P o r a m b o n i t e s inf lexus ( P a n d . ) ,
Endoceras
i n c o gn it um
S c h r . , E. d u p l e x W a h l . , C y c l e n d o c e r a s c a n c e l a t u m ( E i c h w . ) , Meg i s t a s p i s g i g a s ( A n d : ) , M. heroica
(Jaan.),
Asaphus
c a nc el la tu m
E i c h w .
СРЕДН И Й ОТДЕЛ
В среднем ордовике ( 0 2) выделяются таллинский, кукерский, идаверский, хревицкий, кегельский горизонты. Первые три объединяются
в пуртский надгоризонт, два други — в невский. Таллинский горизонт
сопоставляется с верхней частью лланвирнского и лландейлским яру­
сом, а остальные — с нижней и средней частями карадокского яруса.
П олная мощность отлож ений среднего ордовика на большей части
территории составляет 7 0— 100, в Восточной структурно-фациальной
зон е она увеличивается до 201 м в районе П естово (рис. 12).
П л ощ адь распространения среднеордовикских пород такая ж е, как
нижнеордовикских, на которых они зал ег аю т без следов перерыва. С тра­
тиграфическое п олож ен и е нижней границы отдела рассмотрено выше.
Перекрываются среднеордовикские отлож ения верхнеордовикскими в
центральной и зап адн ой частях рассм атриваемой территории, где верх­
няя граница отдела проходит внутри однородной толщи карбонатных
п ород и оп ределяется по фауне; на остальной площ ади на них тр анс­
грессивно залегаю т породы среднего и верхнего девона.
С л ож ен средний ордовик известняками и мергелями, в различной
степени доломитизированными, иногда с прослоями горючего сланца.
Стратиграфическое расчленение отдела возм о ж н о только на п алеонто­
логической основе. Д л я этой цели в П рибалтике успешно используются
остракоды и хитинозои. И спользование граптолитов ограничено тем,
что их остатки в карбонатных п о родах встречаются редко.
Сущ ествую т две точки зрения на п олож ен и е верхней границы с р е д ­
него ордовика. Согласно первой, принятой в данной объяснительной
записке, она проводится по п одош ве везенбергского горизонта. О сн о­
ванием для этого является обновление состава фауны на этом уровне.
43
ГГТ
г-г
Пестовская
LZZL
/
1/
1/
/
/
У.
D,
924.0
Я
II
I IIч-г-ы
Ударник БУА°гош,ьска^
Ш ° ЕЕЗ" Щ
k H 13 llllllll* N > > I»
| ■ ■ ■ | lG- р
* | l7
Р и с. 12. С хем а к ор реля ци и р а зр е зо в ск в аж и н
С р едн и й — вер хни й ор д ов и к .
по линии Д — Е.
1 — изв естняк; 2 — и зв ест ня к глинистый, мергель; 3 — изв естняк
д о л о м и т и зи р о в а н н ы й ; 4 — д о л о м и т ; 5 — д о л о м и т глинистый, м е р ­
гель д ол о м и т ов ы й ; 6 — д о л о м и т песчанистый; 7 — песчаник; 8 —
песок
м елкозернисты й;
9 — песок с р ед н е- и к рупн озерн исты й;
10 — песок глинистый; 11 — глина; 12 — глина уп л о т н ен н а я ; 13 —
п р о сл о и и п р и м а зк и к укерсита; 14 — пачка к а р б о н а т н ы х п ор од,
о б о г а щ е н н а я ку кер си том ; 15 — глауконит; 16 — пирит; 17 — ж е ­
л ези ст ы е с т я ж е н и я ; 18 — гальки и грав ийные зер н а.
Г ео л о ги ч еск и е индексы: O i — н и ж н и й о р д о в и к (горизонты : рк —
пакерортск ий ,
It — леэтский, v l — в олхов ск ий , кп — купд ск и й);
С>2 — с р ед н и й о р д о в и к (горизонты : tl — таллинск ий, kk — к у к е р ­
ский, it — итф ерский, sh — ш у н д о р о в с к и е сл ои, hr— k g — хр ев ицк и й -к е г е л ь с к и й ) ; 0 3 — в ер хни й о р д о в и к (горизо нты : v s — везен бер гск ий, nb — н а б а л ь ск и й ).
Ц и ф р ы с п р а в о й стор оны к о л он ок ск в а ж и н — г л у б и н а , в м.
Среди брахи оп од, начиная с везенбергского времени, главное развитие
получают строфомениды, ортиды и атрнпиды (появляется ряд новых
родов), приходят в уп адок клитамбонптацеи (представлены только д в у ­
мя родам и V e lla m o и J lm a r in ia ) , полностью исчезаю т семейства Estlandiidae и Kulervoidae. Среди трилобитов появляются новые роды:
Proetus, Jso telu s, S t y g in a e , из табул ят — фавозитиды, хализитиды, хелнолитиды, из ругоз — K iaerophyllum и G r ew in g k ia [ 2 ] .
Вторая точка зрения (о бол ее высоком положении этой границы в
основании набальского горизонта) была высказана Р. М. Мяннилем
[65 ]. В 1976 г., на основании находки в Прибалтике C l i m a c o g r a p t u s
d i n l ac a nt h u s В u I'm. он переместил ее в середину набальского горизон­
та внутрь воореской свиты [6 6 ]. В таком виде эта граница вошла в
унифицированную стратиграфическую схем у Прибалтики 1976 г. В ка­
честве ее обоснования приведены находки ниж е этого уровня граптолнтов зоны D.icranograptus clingani:
C l i m a c o g r a p t u s d i p la c a n t h u s
В u 1 m., D i c r a n o g r a p t u s c l i n g a n i C a r s., C o ri no i de s sp., а выше — форм,
характерных для верхнего ордовика: A rc h e or e t i o l i t e s r e g i m o n l a n u s
Е i s., R e c t o g r a p t u s с;, g r a c i l e s ( R o e m.) и др.
Пуртсский надгоризонт. Т а л л и н с к и й
горизонт
( 0 2t l) . От­
лож ения распространены повсеместно. На территории Прибалтики из
состава горизонта образованы азериский, ласнамягинский и частично
ухакуский горизонты.
Мощность отлож ений горизонта на большей части территории с о ­
ставляет 12— 20 м, на ю го-за п аде она немного увеличивается, в Восточ­
ной структурно-фациальной зон е достигает 34 м
(скв. В а л да й ск а я ).
Залегаю т таллинские отлож ения на кундских без следов перерыва.
Иногда нижняя граница совп адает с подош вой нижнего чечевичного
слоя. Т а к ж е без перерыва они перекрываются кукерскими отл ож ен и я­
ми. В большинстве случаев границы горизонта устанавливаю тся на ос ­
новании фауны.
На большей части территории горизонт сл ож ен однообразны м и доломитизированными глинистыми известняками, иногда органогенно-об­
ломочной структуры, известковистыми долом итами с прослоями мерге­
лей и глин. В Ю го-Восточной Латвии встречаются детритовые и глини­
стые известняки и мергели, часто с гетитовыми псевдооолитами, в В о с ­
точной структурно-фациальной зон е р азр ез харак тери зуется более
глинистым составом менее долом итизированны х известняков и отсут­
ствием чечевидных прослоев.
Н а и бо л ее детально таллинские отлож ения расчленены на р. В о л ­
хов, где по литологии и фауне, п р е ж д е всего по остаткам трилобитов,
выделены свиты
волховстройская
(характерны A s a p h u s
e i c h wa l d i
S с h т . , A. c o r nut us P a n d . , A. k o w a l e w s k i i L a иг. , ) , порож ск ая ( As a рhus o r na t us P o m p . ) и валимская (A s a p h u s d e v e x u s ( E i c h w . ) ) .
В о л х о в с т р о й с к а я с в и т а представлена серыми, часто м ерге­
листыми известняками, переслаиваю щ имися с глинами, местами с о д ­
ним или несколькими (на з а п а д е территории) оолитовыми прослоями в
нижней части мощностью до 14,5 м; п орож ская — чередованием серых
толстослоистых доломитизированны х и тонкослоистых рыхлых извест­
няков мощностью до 8,9 м; валимская — чередованием зел ен овато -се­
рых, с яркими фиолетовыми и желтыми разводами, тонкослоистых д о ­
ломитизированных известняков и мергелей мощностью до 7,3 м [24 ].
Волховстройской свите в П ри бал ти к е соответствуют азериский и
самая верхняя часть кундаского горизонта, порожской — ласнамягин­
ский и сам ая нижняя часть ухакуского горизонта, валимской — средняя
часть ухакуского горизонта.
На большей части территории, удален ной от глинта, где расчлене­
ние отложений осущ ествляется по керну скважин, а породы более о д ­
нообразны по составу, таллинский горизонт на свиты не расчленяется.
45
Среди многочисленной и разн о об р а зн о й фауны для таллинского
горизонта, кроме названных трилобитов, характерны C hr is ti ani a oblonga ( P a n d . ) ,
Leptestia humboldti ( V e r n . ) ,
P o r a m b o n i t e s v er ne ui li
Lessn.,
Clitambonites
adscendens
(Pand.),
Or th o c e ra s r e gu l a r e
S с h 1 о t h., E n d o c e r a s r e c i o s t r i g a t u m
Schrod.,
Asaphus platyurus
A n g., E c h i n o s p h a e r i t e s a u r a n t i u m infra Н е с k., He l i oc r in it e s bal ticus
E i c h w . , S te u s l o f f i a l in na r s s o n i ( Kr . ) , Tall inell a ma rc h ic a ( Kr . ) , S i g m o o p s i s p e r p u n c t a t a op. и др.
О тлож ен ия к у к е р с к о г о
горизонта
( 0 2kk) распространены
повсеместно. Их мощность в северной и ю го-западной частях террито­
рии не превышает 25 м. На юго-востоке она увеличивается, достигая
39,7 м (скв. В а л д а й с к а я ). Кукерские отлож ения за лега ю т на таллинских
без следов перерыва. Т а к ж е без перерыва они перекрываются идаверским горизонтом. Границы горизонта устанавливаю тся в большинстве
случаев- только по фауне. В районе промышленной разработки горючих
сланцев на Ленинградском м есторождении нижняя граница горизонта
проводится в основании первого слоя сланцев, в котором появляется
кукерский,комплекс фауны, т. е. на 5 — 5,5 м ниж е промышленной пач­
ки, а верхняя — по кровле прослоя кукерсита мощностью до 0,9 м.
л В том ж е районе, но на территории Эстонии, нижняя граница проводит­
ся по подош ве промышленного пласта горючих сланцев, или там, где
его нет, по пиритизированной поверхности перерыва, выше которого
появляются прослои кукерсита.
На з а п а д е Ордовикского плато кукерский горизонт слож ен слабодоломитизированны ми глинистыми известняками с прослоями кукерси­
та, разрабаты ваемы х как полезное ископаемое. Кукерсит — ж елтовато­
бурая глинистая, м ергелеподобная сланцеватая порода, об разов авш ая­
ся из морского сапропелитового ила и почти целиком состоящая из
остатков микроскопических водорослей G. l e c a p s o m o r p h a p r is ca Z а 1 1.
Число прослоев кукерсита на Л енинградском месторождении достигает
16, из них 4, сбл и ж ен ны е м е ж д у собой, об р а зу ю т промышленную пачку
мощностью до 2,8 м.
На востоке Ордовикского плато горизонт представлен в нижней ча­
сти глинистыми и сильно глинистыми известняками, переходящими в
мергели, в верхней — менее глинистыми, сильно доломитизированными
известняками и долом итами. Прослои кукерсита здесь отсутствуют.
В Восточной Латвии горизонт представлен известняками и мерге­
лями, в верхней части с прослойками метабентонита — тонкослоистых,
гидрослю дисто-монтмориллонитовы х глин.
В Восточной структурно-фациальной зон е кукерские отложения ха ­
рактеризую тся наибольш ей глинистостью и представлены мергелями,
глинистыми, местами доломитизированны ми известняками с прослоями
известковых глин, иногда с тонкими примазками и пропластками ку­
керсита.
В кукерских породах содерж и т ся р а зн о об р а зн а я обильная фауна:
P l a t y s t r o p h i a bi for at a S с h 1., P. d e n t a t a v e it na r ne ns is A 1., P o r a m b o n i ­
tes kukersensis
B e k k., D a l m a n e l l a n a v i s О p., C h a s m o p s
odini
(E i с h w .) , Che ir ur us s p i n u l o s u s S с h m., E c hi n o s p ha e r i t e s a ur ant i um
s u p r a H e c k , и др.
Идаверский
горизонт
(0 2i d ) распространен повсеместно.
На большей части территории расчленяется на итферские и шундоровские слои, в При балтике — на нижний и верхний подгоризонты.
М ощность горизонта на севере территории 2 5— 35 м. В Ю го-Вос­
точной Латвии (скв. в г. Л у д з а ) мощность нерасчлененных идаверского
и вы ш ележ ащ его йыхвиского горизонтов составляет 35 м. На юго-восто­
ке территории мощность постепенно увеличивается до 46,2 м (скв. в
дер. Красный У дарн и к ). Н и ж н яя граница оп ределяется с трудом, так
как породы и остатки фауны близки к кукерским. Принятый на за п а д е
46
Ордовикского плато Б. П. Асаткиным за основание горизонта м ал о ­
мощный прослой ноздреватого известняка, пронизанного
ветвистыми
ходами, заполненными бурой ж елезистой массой, на большей части
территории не прослеж ивается. В П ри балти к е нижняя граница прово­
дится по появлению хитинозой E r e m o c h i t i n a d a l b y e n s i s L a u f.
Верхняя граница горизонта определяется та к ж е в основном только
по фауне. В Эстонии она маркируется прослоем метабентонита. В ЮгоВосточной Латвии эта граница не улавливается и идаверский горизонт
не отделяется от йыхвиского (х р е в и ц к о г о ).
Идаверский горизонт сл о ж ен глинистыми мергелеподобными доломитизированными известняками и долом итами, на за п а д е включающи­
ми в себя тонкие прослон метабентонита.
Итферские
слои
(О 2it) по литологии и ф ауне мало отличи­
мы от кукерского горизонта и в Восточной структурно-фациальной з о ­
не (скважины Вал дай ская , П естовская и др.) вообщ е не могут быть
отделены от него. На большей части территории их мощность составл я­
ет 13— 17, изредка менее 10 м. К югу и юго-востоку она увеличивается
и достигает 24 (скв. в дер. Красный Ударник) и д а ж е 37,1 м (скв. В а л ­
да й ск а я ). Верхняя граница итферских слоев обычно связана с появле­
нием в .р азр езе остатков губок и их спикул, характерных для перекры­
вающих шундоровских отложений.
Сложены итферские слои однородными, обычно толстоплитчатыми
глинистыми мергелеподобными известняками, часто доломитизированными, и пзвестковистыми долом итами. И н огда встречаются тонкие про­
слои глин и (особенно в нижней части) кукерсита. На юге и востоке
территории н абл ю дается увеличение глинистости разр еза и д ол о м и т и за­
ции пород.
Остатки фауны бо лее редки, чем в кукерском горизонте. Х арак тер­
ными являются C y r t o n o t e l l a c o n c a v a ( E i c h w . ) , P l a t y s t r o p h i a d e n t a t a
lata A 1., P. c h a m a E i с h w., V e ll a mo p r a e e m a r g i n a t a A 1., C h a s m o p s
w ra n g e l i ( S с h m .), Jllaetius s p h a r i c u s H a l m , и др.
Шундоровские
слои
( 0 2sn) по составу п ород очень близки
к подстилающ им итферским отлож ениям, п оэтом у их выделение в о з­
можно только по ф а ун е и п р е ж д е всего по присутствию остатков губок.
Мощность ш ундоровских слоев колеблется в п редел ах
13— 25, в
скв. Пестово она достигает 29,4 м. Сложены они доломитизированными известняками, р е ж е долом итами. Часто встречаются глинистые, м ер­
гелеподобные долом итизированны е известняки, п ереходящ и е в толсто­
плитчатые доломиты. Тонкие прослои (до 0,8 м) и примазки кукерсита
встречаются чаще, чем в итферских слоях, и обычно приурочены к верх­
ней половине р азр еза.
Вопрос определения об ъ ем а шундоровских слоев до сих пор о с т а ­
ется спорным. Л енинградские геологи [2, 24] всл ед за Б. П. Асаткиным
считают, что главным критерием при этом является присутствие остат­
ков губок. Р. М. Мянниль [65] указы вает на возмож ность присутствия
остатков P y r i t o n e m a и выше по разрезу.
Остатки фауны довольно многочисленны: O p ik i na d o r s a t a a s s at k i ni
А 1., P o r a m b o n i t e s baueri N a e t 1., W e s t o n i a d i r e c t a G o r j a n . , Carposp ongi a g l o b o s a ( E i c h w . ) , A u l o c o p i u m a u r a n t i u m ( O s w . ) , C a ry o s p o n gia d i a d e m a ( K1- ) , H i n d i a s p h a e r o i d a l e s D u n s . , P y r i t o n e m a s ub ula re
( R o e m.) и др.
Невский надгоризонт. Х р е в и ц к и й
горизонт
(О 2hr) в П р и ­
балтике соответствует йыхвискому горизонту.
Как самостоятельное
стратиграфическое п одр азде л е н и е устанавливается только по фауне, в
области выходов на поверхность на С е в е р о -З а п а д е Ленинградской о б ­
ласти и Севере Эстонии, а т а к ж е в Вал дай ской и Псковской скважинах.
В районе г. Волосово выделяется по литологическим признакам. На о с ­
тальной территории вместе с кегельским горизонтом он составляет не47
расчлененный невский надгоризонт. В Ю го-Восточной Латвии хревицкие отлож ен ия не отделяю тся от подстилаю щ их идаверских.
Мощность хревицкого горизонта на Ордовикском плато достигает
20 (скв. Г р я зн о в ск а я ), а в скв. Пестовской — 41 м (см. рис. 12). Гра­
ницы горизонта устанавливаю тся по фауне, а в Эстонии условно про­
водятся по прослоям метабентонита (нижняя — по прослою Ь, верх­
няя — а ) .
Горизонт сл ож ен доломитизированны ми глинистыми известняками,
местами органогенно-обломочными. Встречаются примазки и прослои
кукерсита мощностью д о 10— 15 см. В Восточной структурно-ф ациаль­
ной зоне, кроме глинистых, местами доломитизированны х известняков,
иногда встречаются доломиты, а в нижней части маломощ ные
(до
10 см) прослои кукерсита.
Характерными дл я хревицкого горизонта являются C l i n a m b o n апоm a l u s S. c h i . ,
Porambonites
schmidti
Noetl.,
Sowerbyella
trivia
Room.
P l a t y s i r o p h i a t r a p e z o i d a l i s A 1., P. linx E i с h w. , C h a s m o p s
m a x i m a E i с h w. и др.
Кеге.дьский горизонт
(О 2k g ) в Прибалтике именуется кейласким. Распространен повсеместно. На сев ер о-зап а де территории вы­
в о д и т на дневную поверхность почти на всей ю жной части Ордовикско­
го плато.
М ощ ность кегельского горизонта 10— 20, в скв. Пестовской она уве­
личивается до 37,2 м. Н иж няя граница проводится по фауне, а в Север­
ной Эстонии условно, по подош ве так назы ваемого «главного» прослоя
метабентонита мощностью 10 см. Верхняя граница та к ж е определяется
по фауне. В Ю го-Восточной Латвии она д а е т возмож ность отделить
кегельские отлож ения от вы ш ележ ащ и х везенбергских (-о а н д у с к и х ).
Горизонт слож ен долом итами тонкозернистыми, алевритистыми, из­
редка глинистыми, с прослоями органогенно-детритовых. В скв. П естов­
ской вскрыты долом итизированны е и глинистые известняки, мергели с
прослоями доломитов.
В Северной Эстонии встречаются грубодетритовые и биогермные
известняки общ ей мощностью до 15 м, выделяемые в вазалеммскую
свиту, верхняя часть которой относится к о ан дуском у горизонту. По
принятым здесь представлениям в азалем м ски е отлож ения — грубокрис­
таллические цистоидные известняки мощностью до 10 м, содерж ащ и е
типичную невскую и кегельскую ф а у н у ,— относятся к кейласкому го­
ризонту и рассм атриваются как фация его отложений. Вы ш ележ ащ ие
биогермные известняки мощностью до 5 м с о д е р ж а т
везенбергскую
ф ауну и относятся к этому горизонту.
Для
кегельского горизонта характерны
S t r o p h o m e n a a sm u s i
( V e r n . ) , H o r d e r l e y e l l a k e g e l e n s i s (A 1.), S o w e r b y e l l a f orumi R o o m ,
V el l a mo m a g n a O p . C on o l ic ha s d ef l exu s ( A n g .) , P s e u d o b a s i l i c u s cf. ke­
g e l e n s i s (S с h m . ) ,
Н е в с к и й н а д г о р и з о н т нерасчлененный ( 0 2iv) распространен
на большей части Псковской, Новгородской, на востоке и юге Л енин­
градской области. М ощ ность надгоризонта на востоке Ленинградской
области бол ее 55,4 м (скв. К ири ш ск ая), в районе г. Сланцы уменьш ает­
ся д о 8,9 м (скв. в дер. Б. П ер е в о л о к а ). В зап адн ы х районах он сложен
сильно доломитизированны ми, слабоглинистыми известняками с просло­
ями доломитов. В восточных районах п р ео бл а даю т доломиты, нередко
сильноглинистые, п ереходящ и е в мергели. В верхней части надгоризонта
доломиты песчаные, иногда п ереходящ и е в доломитовы е песчаники.
Х арактерно присутствие прослоев кукерсита,
на
Ч удово-Бабинском
м есторож дении п редставляю щ их промышленный интерес (мощность
промышленной пачки 1,32— 2,8 м ). П рослои приурочены к средней и
нижней частям надгоризонта и зал ега ю т на глубине около 100 м.
48
В п ородах невского надгоризонта остатки фауны встречаются д о ­
вольно часто, но обычно плохой сохранности — выщелочены, перекристаллизованы, пиритизированы и не обеспечиваю т выявление комплек­
сов, характерных дл я отдельных горизонтов.
ВЕРХН И Й О ТДЕЛ
В верхнем ордовике ( 0 3) выделяются везенбергский, набальский,
вормский, пиргуский и поркунский горизонты. Первы е три, об ъ е д и н е н ­
ные в плюсский надгоризонт, сопоставляю тся с верхней частью карадокского яруса; два остальных относятся к аш гиллскому ярусу.
В П рибалтике аналоги везенбергского горизонта отнесены к средн ем у
ордовику и расчленены на оандуский и раквереский горизонты.
В ерхнеордовские отлож ен ия распространены на меньшей площади,
чем среднеордовикские: из района верхнего течения р. Сясь они узкой
широтной полосой вытягиваются на за п а д , вблизи Ч удского озера эта
полоса резко расш иряется. К ром е того, они установлены в Пестовской
скважине (нерасйлененные, мощностью 18,8 м ). Мощ ность отложений
отделу достигает 110, а на ю го-западе те р р и т о р и и — 130 м.
В полном об ъ ем е верхнеордовикские отлож ения наблю даю тся на
крайнем ю го-за п аде территории,
где перекрываются силурийскими
(лландоверийские) отлож ениями. Граница м е ж д у ордовиком и силуром
нечеткая, но местами м е ж д у ними фиксируется небольшой перерыв.
На остальной площ ади верхнеордовикские породы полностью или час­
тично размыты.. В п оследнем случае они перекрываются девонскими или
четвертичными отложениями.
Плюсский надгоризонт. В е з е н б е р г с к и й
горизонт
(О3w b ) .
Среди верхнеордовикских отлож ений н а и бо л ее широко распространен,
протянувшись на восток вплоть до р. Сясь. Его мощность на всей тер ­
ритории не превышает 20 м. З а л ег а е т на кегельских отлож ен иях без
перерыва и м о ж ет быть отделен от них только по фауне. В м еж дуреч ье
Волхова и Сяси горизонт установлен по находкам S o w e r b y e l l a s lade ns is J о п., R a f i n e s q u i n a inae qui cl in a A 1.
He менее с л ож н о устанавливается и верхняя граница горизонта,
д а ж е в районах лучше изученных. В Эстонии и Латвии она проводится
только по ф ауне, п р е ж д е всего по остракодам.
Везенбергский горизонт сл ож ен на востоке светлыми, скрытокрис­
таллическими доломитами; прослои известняков встречаются
редко.
В западны х районах в составе пород присутствуют почти белые плот­
ные известняки, доломитизированны е известняки и доломиты с про­
слойками до 3 см и примазками зеленовато-серой глины. На ю го-запа­
де горизонт сл ож ен зеленовато-серы ми глинистыми мергелями и гли­
нами с прослоями известняков.
Остатки фауны встречаются редко, наиболее характерные Chasm o p s w e s e n b e r g e n s i s W у s о g., V e ll am o w e s e n b e r g e n s i s P a h 1., - Ra fi ­
ne sq ui na s ub ue q ui c l in a A 1., R. i nae qui cl ina A 1., S o w e r b y e l l a s l a d e n s i s
Jon.
В П рибалтике для этого уровня характерны
D i s u lc i na p e r i la
S а г v, B i chi li na p o s t e r o v e l a t a S а г v, P s e u d o t a l l i n e l l a r e g a l i s N e с k.,
B o l b i n a m a j o r ( Kr . ) , B. r a k v e r e n s i s S a r v.
Набальский
горизонт
(О зпЬ) распространен на крайнем
за п а д е Л енинградской и Псковской областей, где его породы о б н а ж а ­
ются на р. П л ю сса, а так ж е в Эстонии и Латвии.
М ощность горизонта у северо-зап адн ой оконечности Чудского о з е ­
ра достигает 39, на юго-востоке Латвии не превышает 15 м (скв. в
г. М а л т а ). В Псковской области нерасчлененная толщ а, включающая
та к ж е вормские отлож ения, имеет мощность 27,35 м (скв. в дер. Чер4
З а к . 391
49
с к а я ). Н иж няя граница с везенбергским горизонтом нечеткая и у с т а ­
навливается по фауне. То ж е относится и к верхней его границе.
В Псковской области, где набальский горизонт вскрыт малым числом
скважин, он практически неотделим от перекрывающего вормсского го­
ризонта.
В Эстонии набальский горизонт расчленен на паэкнаскую и сауньяскую пачки, вместе с подстилающ ими рягаверескими слоями и тырремягиской пачкой они составляют воорескую свиту. В Юго-Восточной
Латвии воореская свита' расчленена на три пачки (вы деляемые не в ез­
д е ) , две верхние из которых соответстуют набальском у горизонту. Н и ж ­
няя граница горизонта в П рибалтике проводится по появлению набальских остракод D i s t o b o l b i n a n a b a l a e n s i s S а г v, B r e v i b o l b i n a d i mo r p ha
S а г v, D is u l c i n a e x p l i c a t a S a r v в п одош ве сауньяской пачки.
П редставлен набальский горизонт почти белыми, иногда пестроокрашенными.-, микрокристаллическими сливными известняками, глинисты­
ми известняками и долом итами с маломощными пропластками пестрых
глин, на ю го-за п аде территории — зеленовато-серы ми мергелями и не­
яснослоистыми,, органогенными, глинистыми, глауконитсодерж ащ им и
известняками.
'^Для горизонта, кроме упомянутых видов, характерны V e l l amo vertieuili
(Eichw.),
Pseudolingula quadrata
(Eichw.),
Chasmops
e i c h w a l d i S с h m. , J ll ae nus r o e me r i V о 1 b., Uha k ie l la magni fi ed, Cyathoc hi tina rel icul if era G r a h n .
Вормсский
г о р и з о н т (О zvr) в Восточной Эстонии и Восточ­
ной Латвии распространен повсеместно устанавливается в основном на
палеонтологической основе. В Л енинградской и Псковской областях
встречен только в Черской скважине, где не отделен от набальского.
М ощность горизонта 10— 20 м. С л ож ен он серыми детритовыми и гли­
нистыми известняками и мергелями. Характерными видами являются
B r a c h y e l a s m a d i v e r s a К а 1 j о, В. h iu mi c a R е i т . , E o p l e c t o d o n t a schmi dli ( L i n d s t r . ) ,
D i s c o c e r a s r o e me r i S t r a n d . ,
Strandoceras sphynx
( S с h т . ) , C e lt e nc r in ur us m o e (M a n n) , A c a n t h o c h i t i n a b a r b a t a E i s e n.
Ашгиллский ярус. П и р г у с к и й г о р и з о н т ( 0 3р г ) . Р а с п р о с т р а ­
нен на крайнем за п а д е Псковской области (встречен в ск важ инах в
Черской и Горш ихинской), в Эстонии и Латвии. Мощность горизонта
наибольш ая на ю го -зап аде территории, где достигает 85 (скв. в
дер . Л у д з а ) , в скв. Черской — 33,9, в Восточной Эстонии — до 40 м.
Пиргуские отлож ения выделяются в р а зр езе по цитологическим
признакам, однако границы с подстилающ ими вормсскими и перекры­
вающими поркунскими породами неотчетливы. Представлены о т л о ж е ­
ния комковатыми, плотными, серыми детритовыми и глинистыми и з­
вестняками и мергелями, а т а к ж е биогермными образованиями.
Характерными видами являются P l e c t a t r i p a s u l e v i J а а п., Rafin e s q u i n a p s e u d o a l t t e r n a t a ( S c h m . ) , S a m p o h il ue nsi s Op . , Ca t en ip o ra
p i i r s a l u e n s i s ( S o l e ) , K i a e r o p h y l l u m e u r o p e u m ( R o e m . ) , M a c lu r i te s
n e r i i o i d e s К о k., D a s y p o r e l l a sp. и др.
Поркунский горизонт имеет такое ж е распространение, как и пиргускнй. Его мощность непостоянна, что связано с неравномерным р а з ­
мывом. Вбли зи зап ад н о г о берега Чудского озера она не превышает
16,8 (скв. в дер. К а а г в е р е ), а к северу ум еньш ается д о 2 — 5 м. В ЮгоВосточной Латвии (скв. в г. М ал та) мощность составляет 18,6, а в
скв. Черской (Псковская область) вместе с силурийскими отл ож ен и я­
ми — 28,5 м.
Поркунские отлож ения на рассм атриваемой территории плохо
отделяются от подстилающ их пиргуских и перекрывающих силурийских
пород и выделяются в р а зр е з а х по ф ауне или путем корреляции.
В Ю го-Восточной Латвии обе границы проводятся на основании появ­
50
ления и исчезновения Holorph.ych.us g i g a n t e u s ( K i a e r ) . В Псковской
области (скв. Горш ихинская) присутствие поркунских пород оп р е д е ­
ляется по н аходке I l m a r i n i a p o n d e r o s a О р.
С л ож ен горизонт серыми органогенно-обломочны ми, детритовымн,
биогермными, в верхней части иногда песчанистыми известняками и
мергелями. В Псковской области встречаются серые скрытокристалли­
ческие долом итизированны е и глинистые известняки с тонкими прослой­
ками известковистых глин. В Ю го-Восточной Латвии карбонатные по­
роды имеют светлую буроватую окраску, глинистые прослойки здесь
отсутствуют.
С И Л У Р И Й С К А Я СИ С ТЕМ А
Силур распространен на ограниченной площ ади в Восточной Л а т ­
вии и на ю го-за п аде Псковской области и представлен нижним от д е­
лом в составе лландоверийского и венлокского ярусов. Он зал егает
трансгрессивно на карбонатных п ородах ордовика (на абсолютных
отметках от 280 (в районе г. Зи л уп е) д о 650 м (близ г. А луксне) и
перекрывается со стратиграфическим несогласием девонскими о т л о ж е ­
ниями.
На площ ади распространения силурийских отлож ений (рис. 13)
выделяются две структурно-фациальны е зоны — Гулбенская депрессия
и Д аугавп и лсск ая моноклиналь, приуроченные к центральной части
Латвийской седловины. В п редел ах Д аугавп и л сск о й моноклинали ( ю ж ­
нее широты г. Пы талово) распространены преимущ ественно глинисто­
известковые, а в Гулбенской депрессии (к югу от Валм иерско-Л окновского п о д н я т и я ) — глинисто-доломитовые отлож ения. В соответствии с
условиями залегания в зап а дн о м и северо-зап адн ом направлениях у в е­
личивается стратиграфическая полнота ра зр еза и мощность отложений
от 5— 6 до 2 0 0 — 210 м (см. рис. 13).
На полную мощность они вскрыты скваж инами 27 (Г орш ихино),
33 (Б ал ти н а в а ), 34 (И л ьи н ск ое), 38 ( Л у д з а ) и 39 (М а л т а ). О т л о ж е ­
ния повсеместно представлены глинистыми и карбонатными породами
морского и лагунно-м орского генезиса.
В р а зр езе силура Прибалтики выделяется ряд граптолитовых зон.
На рассм атриваемой территории граптолиты из силурийских о т л о ж е ­
ний изучены ещ е недостаточно для зонального расчленения.
НИ Ж НИЙ ОТДЕЛ
Л ландоверийский ярус. О тлож ения яруса зал ега ю т трансгрессивно
на породах верхнего ордовика и представлены тремя подъярусами. На
полную мощность 72,6 м они вскрыты только в районе, пос. Балтинава
(скв. 33 ). Судя по р а зр езам скважин на см еж н ой площади, в зап адн ой
части Гулбенской депрессии мощность лландоверийских отложений д о ­
стигает 100 м. На крайнем ю го-западе рассм атриваемой территории
(скв. 39) отлож ения ниж него подъяруса отсутствуют.
Н иж ний подъярус представлен почти на всей площ ади распростра­
нения полуафанитовыми серыми и светло-серыми неравномерно глинис­
тыми известняками комковатой текстуры (стуриская пачка). В Г ул ­
бенской депрессии, а т а к ж е на востоке Д аугавпи лсск ой моноклинали
(скв. 3 8 ), породы неравномерно доломитизированы и местами п ерехо­
дят в доломиты с гнездам и и кристалликами гипса. Н и ж н яя граница
подъяруса литологически с л або вы раж ена, верхняя — более четкая и
проводится по появлению прослоев мергелей и глин.
4*
51
КМ 15
L
О
IS
| ■- !
30
|
45КМ
1
Р ис. 13. С хем а р асп р остр ан ен и я си л ур и й ск и х и н и ж н е­
д е в о н ск и х о т л о ж ен и й .
1 — г раница р асп р о с т р а н е н и я
тильжеского
г ор и зон т а
нижнего девона (D |tl);
2 — граница м е ж д у р а з н о в о з ­
р аст ны м и о т л о ж е н и я м и н и ж н е г о си лу р а ; 3 — и з о п а х и ­
ты н и ж н е с и л у р и й с к и х о т л о ж е н и й , в м; 4 — разры вны е
н а р у ш ен и я в си л у р и й ск и х о т л о ж е н и я х ; 5 — ск ва ж и н ы
и м о щ н ост ь н и ж н е с и л у р и й с к и х о т л о ж е н и й , в м.
Гео л оги ч еск и е индексы: S 1 11 , S 1 12, S i b — н иж н ий си лур,
ллаидоверийский
ярус
(ни ж н и й ,
с р ед н и й и верхний
п о д ъ я р у с ы ) , S|Vi — н и ж н ев ен л о к ск и й п о д ъ я р у с ; D | t l —
н и ж н и й д е в о н , т и л ь ж е с к и й го ризо нт.
Органические остатки немногочисленны, представлены преим ущ е­
ственно остракодам и L o n g i s c u l a s m i t h i ( J o n e s ) , P s e u d o r a y e l l a sp.
и др., граптолитами D i m o r p h o g r a p t u s c onf ertus ( N i c h . ) , оп редел яю ­
щими ниж нелландоверийский возраст отложений.
Средний подъярус на Д аугавпи лсск ой моноклинали мощностью до
26,6 м (скв. 33) и в Гулбенской депрессии — д о 4 0 — 45 м — п редстав­
лен двумя свитами — саардеск ой и добельской. С аардеск ая свита, с л а ­
52
гающая основную часть ра зр еза подъяруса, представлена в Гулбенской депрессии зеленовато- и светло-серыми микрокристаллическими
и афанитовыми, местами доломитпстыми, на юге — мелкозернистыми
комковатыми известняками с тонкими прослоями темно-серых глинис­
тых мергелей, глин и ракушечников. Д о б е л ь с к а я свита (верхние 5,2—■
6,5 м р а зр еза п одъ яр у са ) с л о ж е н а чередую щ имися слоями зеленоватоссрых глинистых известняков или доломитовы х мергелей и черных,
местами аргиллитовидных глин мощностью по 5 — 35 см. Доломитовы е
мергели характерны для Г улбенской структурно-фациальной зоны.
П о мнению латвийских и сследователей [9 9 ], сам ая верхняя часть
добельской свиты (0,7— 1,2 м) по палеонтологической характеристике
принадлеж ит к верхнему л л ан дозери .
Органические остатки в о тл ож ен ия х подъяруса представлены граптолитами M o n o g r a p t u s m a r r i P e r n . , R e i i o l i t e s a n g u s t i d e s E. - W., Ps eui o p l e g m a t o g r a p t u s a b e s u s L а г w., брахи о п о дам и D i s c e l o s i a o s lo e ns is
W r i g h t , трилобитами C a l y m e n e sp., п одтверж даю щ и м и среднелландоверийский возраст.
Верхний подъярус распространен только в Восточной Латвии и на
незначительной площ ади в районе г. П ы талово в Псковской области.
Отложения подъяруса за л е г а ю т согласно на п о р о дах среднего п о дъ ­
яруса, с которыми имеют нерезкую границу, перекрываются с р е д н е д е ­
вонскими или (на з а п а д е ) венлокскими. М ощ ность п одъ яруса увели ­
чивается к сев ер у — сев е р о -за п а д у от 15— 16 близ границы с Б ел о р у с ­
сией (скв. 39) до 4 5 — 50 м в Г улбенской деп ресси и в районе г. Алуксне. В Гулбенской зон е и - на северо-востоке Д ау гавпи л сск ой монокли­
нали они выделяются в ю рмалскую свиту, представленную в осн ова­
нии пачкой слоистых глинистых известняков (5,8 м — скв. 3 3 ) , выше —
переслаиваю щ имися зеленовато- и темно-серыми мергелями и глина­
ми с обугленными и пиритизированными растительными остатками и
примесью туфогенного м атериала. На Д ау гавпи л сск ой моноклинали в
ю жном и ю го-западном направлениях уменьш ается число прослоев тем ­
но-серых мергелей и глин; в скв. 39 (М ал та) подъярус целиком п ред­
ставлен зеленовато-серы ми доломитовы ми и известково-доломитовыми
мергелями, выделяемыми в швянченскую свиту.
В отлож ен иях найдены типичные для позднего лландовери граптолиты M o n o g r a p t u s s e d g w i c k i i ( P o r t l . ) , М. e x i g u u s N i с h., M. v el es
( R i c h t . ) , M. t enui s P o r t l . , S p i r o g r a p t u s t ur ri cul at us ( B a r r . ) , Oktav it es s p i ra l i s ( G e i n . ) , брахиоподы A t r y p a ex gr. he de i S t r u v e , хитинозои C o no chi t i na p r o b o sc i fe r a E i s.
О тлож ения венлокского яруса распространены в основном на тер­
ритории Восточной Латвии. Они за лега ю т согласно на п ородах лландоверийского яруса, а перекрываются терригенными отлож ениями н и ж ­
него и среднего девона, вскрыты на полную мощность ( 4 0 — 47 м) тремя
скважинами. О тлож ения выделяются в риж скую свиту, в которой по
палеонтологическим данным различаются образовани я нижнего и нерасчлененных среднего и верхнего подъярусов. Границы м е ж д у подъярусами и с лландоверийским ярусом литологически не выражены.
Н ижний подъ ярус (1 2 — 30 м) представлен серыми и темно-серыми
микрокристаллическими долом итам и с многочисленными тонкими (до
5 см) прослоями зеленовато-серы х мергелей с обугленным раститель­
ным детритом. В Гулбенской депрессии п одъ ярус сл о ж ен в основном
доломитовыми мергелями с подчиненными прослоями доломитов.
Органические остатки представлены граптолитами M o n o g r a p t u s
r i cc art on e nsi s L a p w., M. p r i o d o n B o n n . , M. aff. flexilis E l i e s , хитинозоями Co no c hi t in a cf. l e p t o s o m a L a u f . , M a r g a c h i t i n a m a r g a r i t a n a
E i s. Судя по ф ауне граптолитов, отл ож ен ия нижней зоны подъяруса
(C yrtograptus m urchisoni bohem icus) на рассм атриваемой территории
отсутствуют.
53
Средний и верхний подъярусы распространены на незначительной
площ ади в Северо-Восточной Латвии, в п редел ах Гулбенской депрессии
и на северо-зап адн ой окраине Д а угавпи лсск ой моноклинали (к североз а п а д у г. К а р с а в а ). Они имеют мощность от 13,5 (скв. 33) до 70 — 80 м
(в районе г. А л ук сн е). О тлож ения представлены темно-серыми, нерав­
номерно глинистыми и с л а б о слоистыми долом итам и и доломитовыми
мергелями. В мергелях найдены граптолиты M o n o g r a p t u s flexilis Е 11 е s, М. ex gr. fl etni ngi S а 1 1. и др., п одтвер ж да ю щ и е средне- и поздневенлокскнй возраст отложений.
Д Е В О Н С К А Я СИС ТЕМ А
Д е в о н с к и е отл ож ен ия распространены почти на всей территории
листа, за исключением ее северо-зап адн о й части. Они представлены
всеми тремя отделам и общ ей мощностью отлож ений до 780 м. Д е в о н ­
ские отлож ения территории п р и н а д л е ж а т восточной части так назы ­
ваемого Главного девонского поля. Они зал егаю т в основном на о р д о ­
викских отл ож ен ия х, на юге описываемой территории — на кембрий•ских, на ю го-за п ад е — на силурийских п ородах и перекрываются в вос­
точной части площ ади о тлож ениям и каменноугольного возраста.
Естественные о бн аж ен и я распределены неравномерно. Н аи б ол ее
значительные из них н аблю даю тся по рекам Великая, Шелонь, Л уга,
Л овать, Мета, Сясь, П аш а и их притокам,- по за п а дн ом у побереж ью
Ч удского озера и на ю го-западн ом берегу оз. Ильмень. Н а полную м ощ ­
ность отлож ения вскрыты скважинами, относительно равномерно рас­
пределенными по площ ади.
Д евон ск и е отлож ения представлены песчано-глинистыми, глинистокарбонатными и карбонатными породами морского, п р и бреж н о-м ор­
ского, лагунного и континентального прои схож ден ия. Н а схеме структурно-ф ациального районирования выделяются три структурно-фациальные зоны, практически со вп ада ю щ и е с крупнейшими надпорядковыми структурами осадочного чехла Русской платформы: Л у ж с к о -Л а д о ж ск а я моноклиналь с двум я п одзонами — Л у ж с к о й и Л адож ск ой ,
Московская синеклиза и Л атвийская седловина с З а п адн ой и Восточ­
ной подзон ам и (рис. 14).
Схемы корреляции типичных р азр езов в перечисленных структурно-фациальных зон ах представлены на рис. 15— 18, а их м естоп олож е­
н и е — на геологической карте. К орреляционная стратиграфическая схе­
ма девонских отлож ений приведена в табл. 3.
Н ИЖН И Й ОТДЕЛ
К ж ед и н ск о м у ярусу отнесены терригенные отлож ения с фаунистическими остатками, характерными для ихтиозоны T raq u airasp is— Pter asp is le a th e n sis [3 3 ], зал ега ю щ и е в основании р а зр еза девона на з а ­
паде и ю го-западе территории, в пограничном районе Эстонии и Л а т ­
вии (см. рис. 13).
В П рибалтике жединскнй ярус п одраздел я ется по ихтиофауне на
тильжеский и стонишкяйский горизонты. На описываемой площади
стонишкяйский горизонт не установлен.
Тильжеский горизонт выявлен бурением в Восточной Эстонии в
районе пос. Вярска мощностью 2— 4 м, где представлен горизонталь­
нослоистыми розовато-серыми алевролитами и песчаниками с гипсовым
цементом и маломощными (5 — 10 см) прослоями глин и песчанистых
доломитов. О тлож ения за л ег а ю т на различных горизонтах ордовика и
перекрыты среднедевонскими образованиям и. Н и ж н яя граница их от­
четлива, верхняя с л а б о зам етна. Органические остатки представлены
54
**Ц5
О
25
50
7S
100 К М
Р и с. 14. С хем а ст р у к т у р н о -ф а ц и а л ь н о го р ай он и р ов ан и я д ев о н ск и х от л о ж ен и й .
1 — изоп ахиты , п р о в ед ен н ы е чер ез 50 м; 2 — ск в а ж и н ы с у к а з а н и е м мощ н ост и о т л о ­
ж ен и и , в м; 3 — границы р а сп р о с т р а н е н и я д е в о н с к и х о т л о ж е н и й ; 4 — граница р а с п р о ­
ст р а н е н и я д е в о н с к и х о т л о ж е н и й п о д к а м ен но уг о л ьны м и ; 5 — границы с т р у к т у р н о -ф а циальных зо н ( а) и п о д з о н ( б) .
I — Л у ж с к о - Л а д о ж с к а я мон ок ли н а ль
(Iя — Л у ж ск а я и / 6 — Л а д о ж ск а я
п о д з о н ы );
I I — Л а т в и й с к а я се д л о в и н а ( I I я — з а п а д н а я и I I s — в ост о чн ая п о д з о н ы ); I I I — М о с ­
к о вск ая с и н е к л и з а ).
телодонтами Turinia p a g e i (Р о w г i е ) , N i k o l i v i a g u t t a К а г.— Т а 1., N.
e l o n g a t a К а г.— Т а 1.
На северо-востоке Латвии горизонт мощностью д о 30 — 35 м з а л е ­
гает на сильно размытых отлож ениях венлокского яруса нижнего силу­
ра (за п адн ая подзона Латвийской седлови ны ). Он сл о ж ен в осн ова­
нии красно-бурыми песчанистыми мергелями (3 — 5 м ), выше — пачкой
(до 15 м) светло-серых косо- и горизонтальнослоистых песчаников и
алевролитов. Н аи б ол е е полный р а зр ез горизонта в районе г. Алуксне
заверш ается пачкой п ереслаиваю щ ихся голубовато-серы х и к расно-бу­
рых алевролитов, глин и р е ж е доломитовы х мергелей (до 25 м).
В Восточной Латвии отлож ения горизонта выделяются в так н а ­
зы ваемую г аргдж ай скую серию, тильжеский возраст которой о п р е д е ­
ляется остатками ихтиофауны Turi ni a p a g e i ( P o w r i e ) ,
Goniporus
alatus ( G r o s s ) .
55
Таблица 3
К ор р ел я ц и он н ая с х е м а д ев о н ск и х от л о ж ен и й
О бш ая страти граф ическая шкала
ярус
Региональное
стратиграфическое
подразделение
для Русской
платформы
( р а б о ч а я к о м и с си я
М С К , 1981 г.)
горизонт
С тра ти граф и чес ки е подразделения,
п р и н я т ы е д л я л и ст а 0 - ( 3 5 ) , 36 — Л е н и н г р а д
горизонт
Данковский
Данковский
Ль н я нская
Л ебедянский
Лебедянский
Б нл овска я
Елец ки й
Е лец кий
Т у д ер ск а я
Задонский
Задонский
Ч нм аев ск а я
Л и в ен с к и й
Л и в ен с к и й
Ев л анов ск ий
Е в л а но в ск ий
Воронежский
П етннский
Воронежский
Р еч ицкий
Ф ам енский
С м оти н ско-л оватс кая
П р и л о в а тск а я
О неж ск и й
Альтовская
Верхний
Сем ил укски й
Б у р е гск а я
Даугавский
Ф ранск ий
И л ь м ен ская
С в ин о р д ск ая
Порховская
Дубниковская
Ч удовская
С аргаевский
С ар гаевск и й
П ск овск ая
Св ето го р ск ая
К ыновск пй
Ш ве н той ски й
Ам а тск ая
Г ауйская
П а ш н йскн й
Жнветский
Э йфельск ий
Ста р оо ск ол ьск и й
Староосколь­
ский
Н а р ов с к и й
Н ар овс ки й
П я р н у ск и й
П я р н уск и й
Эмсс кий
Р езек н е н ск и й
Р езек н е н ск и й
З и ген ск ий
К ем ер ск ий
Средний
Стониш кяйский
Нижний
Ж единский
56
Иваневск ий
Ч ер т ко в ск ий
Б о р щ о в ск и й
Т и л ьж еск и й
Б у рт н и екск ая
А р у к ю л а ск а я
С РЕД Н И Й ОТДЕЛ
Отложения среднего девона
(D 2) распространены ш иро­
ко, отсутствуют (вследствие размы ва в конце средн его— начале п о зд ­
него девон а) только в Л а д о ж с к о й подзон е Л у ж с к о -Л а д о ж с к о й м оно­
клинали. М аксимальная мощность отлож ений (до 350 м) приуроче­
на к Московской синеклизе, а стратиграфически н аибол ее полные р а з ­
р е з ы — к зап адн ой подзон е Латвийской седловины. П ол о ж ен и е границ
ярусов в р а зр езе условное, зональные формы фауны беспозвоночных
здесь не найдены. Средний девон нерасчлененный, показан только на
разрезе.
К эмсскому ярусу отнесены отлож ения местной ихтиозоны Skam olepis fra g ilis (п оздн еэм сск ое в р ем я), вы деляемые в резекненский го­
ризонт.
Резекненский горизонт установлен по палеонтологическим данным
в зап адн ой подзон е Латвийской седловины (до 3 0 — 35 м) и Л уж скоЛ а д о ж с к о й моноклинали (до 2 7 — 35 м ).
В Латвийской седловине горизонт представлен тремя седиментацпонными ритмами примерно с равным соотношением глинисто-карбо­
натный и песчаных отложений, отличающ ихся хорош ей сортировкой о б ­
ломочного м атериала, доломитовым и гипсовым цементом песчаников.
В восточном направлении постепенно выклиниваются нижние седнментационные ритмы, и к линии Остров— Опочка— Невель горизонт пол­
ностью выклинивается.
Палеонтологически наиболее охарактеризованный р а зр ез горизон­
та мощностью 26,5 м вскрыт в районе пос. Балтинава, скв. 33 (рис. 15).
В м ергелях и алевролитах средн его ритма здесь найден комплекс и х­
тиофауны S k a m o l e p i s f r a gi l i s К а г.— Т а 1., A c i i n o l e p i s tu b e rc ul ai a A g.,
Cheiracanthoid.es c o m p t u s W e l l s . , A c a n t h o i d e s d u b l i n e n s i s S t a u f f e r ,
S o h i z o s t e u s cf. s t r i a t u s ( G r o s s ) . В богатом комплексе спор п р ео бл а ­
даю т H y m e n o z o n o t r i l e t e s l u d z u s К е d о, A r c h a e o z o n o t r i l e t e s tort uosus
Т s с h i b г., R e t u s o t r i l e t e s a c t i n o m o r p h u s T s с h i b г., C a m a r o z o n o t r i l e t e s
a c u l e a tu s K e d o , D i c t y o t r i l e t e s m i n u t i s s i m u s K e d o .
На з а п а д е Л у ж с к о -Л а д о ж с к о й моноклинали горизонт расп ростра­
нен в Восточной Эстонии, где мощность отлож ений постепенно умень­
шается от Хааньяской возвышенности в северном направлении до пол­
ного выклинивания на северо-зап адн ом берегу Ч удского озера. З а л е ­
гают они с глубоким размывом на различных горизонтах ордовика и
тпльжеском горизонте, перекрыты всю ду литологически сходными по­
родами пярнуского горизонта. В составе отлож ений та к ж е выделяется
д о трех седиментационных ритмов; к северу постепенно убывает карбонатность пород: доломиты зам ещ аю т ся мергелями, последние — ал е ­
вролитами и глинами. В типовом р а зр езе скв. 17 (М ехикоорм а) гори­
зонт мощностью 25,9 м представлен слабосцементированны ми полево­
шпатово-кварцевыми фиолетово- и зеленовато-серы ми песчаниками,
алевритовыми глинами и алевритовыми доломитовыми мергелями
(рис. 16). В комплексе спор, в отличие от латвийских разрезов, п реоб­
ладают Retusotriletes sim plex
N а и т .,
A c a n t h o t r i l e t e s p e rp u s s i l u s
N а и т . , A. p a r v i s p i n o s u s N а и т . , A r c h a e o z o n o t r i l e t e s m e m o r a b i l i s
V. U т п., E m p h a n i s p o r i t e s r o t a t u s M e . G r e g o r , D i a t o m o z o n o t r i l e t e s
m e m o r a b i l i s V. U m n., E m p h a n i s p o r i t e s r o t a t u s d e v o n i c u s N а и т . , Gran u l a t i s p o r i t e s r u d i g r a n u l a t u s S t a p 1 i n и др.
В Московской синеклизе на рассм атриваемой территории аналоги
резекненского горизонта не установлены. Н а см еж н ой территории Б е ­
лоруссии ему по палинологическим данным соответствует витебский
горизонт.
К эйфельскому ярусу отнесены пярнуский и наровский горизонты,
имеющие широкое распространение.
57
Р ис. 15. С х ем а к ор реля ци и д ев о н ск и х о т л о ж ен и й
в п р ед е л а х
Л атв и й ск ой седловины .
Уел. о б о з н . см. к рис. 16.
Пярнуский горизонт
( D 2рг) соответствует ихтиозоне Schiz o ste u s heterolepis и распространен преимущественно в южной п зап ад­
ной частях территории, а т а к ж е в досредн едевонск ой эрозионной до­
лине, протянувшейся в широтном направлении от северного побережья
Чудского озе р а д о верхнего течения р. Волхов и д а л е е на смежную
площадь. Северная граница ю ж н ого участка распространения горизон­
та простирается по линии П ск ов— Остров— Опочка— Великие Л ук и —
Б ол о гое— М аксатиха.
В зап адн ой части Л у ж с к о - Л а д о ж с к о й моноклинали горизонт (до
40 м в Ю го-Восточной Эстонии) представлен двумя литологическими
пачками. Н иж няя (ториская) пачка (2 — 8 м) сл о ж е н а розовато- и ж ел­
товато-серыми мелкозернистыми глинистыми косослоистыми песчаника58
Р ис.
16. С х ем а к ор реля ци и р а зр е зо в ск в а ж и н в за п а д н о й части
м он ок л и н ал и . С р едн ий и вер хни й д ев о н .
Л у ж с к о -Л а д о ж с к о й
1 — известняки; 2 — и зв естняки глинистые; 3 — и зв естняки д о л о м и т и зи р о в а н н ы е; 4 —
д оло м ит ы ; 5 — д о л о м и т ы глинистые; 6 — д о л о м и т ы песчаные; 7 — мергели; 8 — м е рг е­
ли д о л ом и т о в ы е; 9 — пески и песчаники мелк о- и с р е д н езер н и ст ы е; 10 — пески и п ес­
чаники к р у п н о зер н и с т ы е с гравием; 11 — пески и песчаники глинистые; 12 — а л ев р и ­
ты и алев ролиты; 1 3 — алев ропел иты; 14 — глины; 15 — г а ло генн ы е п о р о д ы (гипс, а н ­
гидрит, к а м ен н а я со л ь ); 16 — гальки и брекчии; 17 — призн ак и и н т е н с и в н у ю размы ва
п о д с т и л а ю щ и х о т л о ж е н и й ; 18 — линия к о р р е л я ц и и границы м е ж д у га уйск ой и амат ск ой свитам и ш в ен т о й ск о г о гори зон та.
Гео л оги ческ и е индек сы (на рис. 15— 18); D 2 — с р е д н и й д е в о н (rs — резек нинск ий, рг —
пярнуск ий и пг — н аровский го ризо нты; аг — а р у к ю л а с к а я и Ьг — б у р т н и ек ск а я свиты
с т а р о о ск о л ь ск о г о го ри зо н т а ; D 3 — верхний д е в о н ( s v — швен то йск ий, sr — са ргаев ск ий,
d g — д а у г а в с к и й и s z — сн е ж с к и й горизонты; рг — п р и л о в а т ск а я и si — см оти н ско -л о ватс кая свиты н ер асч лен ен н ы х речицкого — в о р о н е ж с к о г о — е в л а н о в с к о г о горизо нтов,
zd — за д о н ск и й , el — елец кий, lb — л е б е д я н с к и й и dn — д а н к о в ск и й г ор и зон т ы ).
ми с редкими прослоями плотных алевритовых глин. Верхняя (таммеская) пачка (до 34 м) представлена светлоокрашенными мелкозернисты­
ми кварцевыми песчаниками с большим количеством трохилисков, п е ­
реслаивающимися в верхней части р а зр еза с красно-бурыми и серыми
глинами, доломитовыми мергелями и долом итами.
59
На территории Л енинградской области пярнуские отлож ения зале­
гают в виде небольш их линз в боковых доли нах досреднедевонской эро­
зионной впадины, врезанной до 8 0 — 90 м в подстилаю щ ие ордовикские
карбонатные породы. О тлож ения горизонта (до 24, обычно 3 — 5 м)
представлены светло- и желтовато-серы ми, разно- и мелкозернистыми
алевритистыми песками и песчаниками с окатанными трохилисками
(возм ож но, аналог таммеской пачки Э стонии).
В зап адн ой части Латвийской седловины горизонт распространен
повсеместно. В наибол ее полных р а зр еза х (до 33 м, см. рис. 15) он об­
разован одним полным седиментационным ритмом (песчаники и пес­
чанистые алевролиты — внизу, доломитовы е глины и мергели — вверху)
и нижней половиной сл едую щ его ритма (пески и песчаники). Перекры­
вающие их мергели и доломиты относятся к наровскому горизонту. От­
лож ен и я залегаю т чаще на резекненских, близ Валмиерско-Локновского поднятия — на ордовикских и силурийских, а на ю го-западе терри­
т о р и и — ка кембрийских образовани ях.
В центральной части М осковской синеклизы горизонт, по-видимому,
распространен повсеместно, а на северо-зап адн ом склоне ее выделен
.долько в районе г. Старая Р у с с а и пос. Крестцы, где м е ж д у наровским
горизонтом и средним ордовиком за л ег а ет пачка (10— 11 м) СЕетло-серых мелкозернистых песчаников с доломитовым и гипсовым цементом,
с гальками и прослоями зеленовато-серы х доломитистых глин. В об­
ласти сплошного распространения отлож ения горизонта залегаю т с раз­
мывом на кембрийских и ордовикских отлож ениях, характеризуются
изменчивой мощностью (от 15 до 60 м) и представлены двумя седиментационными ритмами, хорош о выраженными только ю ж н ее линии
Селигер— Калинин (рис. 17). Основания ритмов сложены разнозернис­
тыми светло-серыми кварцевыми песчаниками (до 7— 8 м ), верхние
части — чередую щимися зеленовато-серы ми и фиолетово-бурыми гли­
нами, алевролитами, песчаниками и мергелями. В районе городов З у б ­
цов и Старица в р а зр еза х горизонта (4 9 — 53 м) появляется значитель­
ное количество гнезд и тонких прослоев гипса, ангидрита и галита
(скв. 4 7 ) .
Органические остатки представлены бесчелюстными и рыбами, при­
уроченными только к нижней половине р азр еза , и спорами. Найдены
характерные для этого горизонта виды S c h i z o s t e u s het ero le p i s Р г ео b г., P o r o l e p i s p o s n a n i e n s i s К a d е. В комплексе спор преобладают
L e i o t r i le t es r u g o s u s N a u т . , Н y m e n o z o n o i r i l e t e s m a r g i n o d e n t a t u s К еd о, Н. a s p e r Т s с h i b г., R e t u s o t r i l e t e s d e v o n i c u s N а и m., R. g i bb e r os us
N а и т . , S t e n o z o n o t r i l e t e s c o n f o rm i s N а и т . , 5 . d ef i ni t us N а и т . , S.
r e c o g n i t e s N a u m , и др., характерные для пярнуского и рижского го­
ризонтов за п адн ы х и центральных районов Русской плиты.
Наровский
горизонт
( Ъ 2пг) распространен на большей
части территории листа, за исключением ее северной окраины. Северная
граница распространения горизонта проходит от р. П чевжа до верхне­
го течения р. Сясь и д а л е е предполож ительно (отсутствуют глубокие
скважины) на С еверо-Восток к О н еж ск ом у озеру.
Отлож ения горизонта зал ег а ю т на разновозрастны х об р а зо в а ­
н и я х — пярнуских, силурийских и ордовикских — и перекрываются, как
правило, породами старооскольского горизонта.
Д л я сопоставления р азр езов практически на всей территории листа
у д о б н е е всего пользоваться схемой Б. П. Асаткина и Л. А. Черейского,
п редлож ен н ой в 1934 г., с п оследую щ ими дополнениями к ней. По этой
схем е горизонт п одразделя ется на четыре пачки (снизу вверх): сабскую, руйскую, лем ов ж ск у ю и хотнеж скую .
В стратотипическом районе сабская пачка мощностью около 5 м
начинается светло-серым конгломератом (около 0,5 м ), состоящим из
слабоокатанны х облом ков и галек ди аметром до 5 см, подстилающих
60
Старицкая
Залдайокая
47
. Кувшиновская
28
пелидовскал
Торопецкая.
46
).ОРдД<^~
Р ис. 17. С хем а к ор реля ци и р а зр е зо в д ев о н ск и х о т л о ж ен и й в М оск овской син ек л и зе.
Уел. о б о зн . см. к рис. 16.
ордовикских известняков и доломитов, девонских мергелей, глин, а л е­
вролитов, а т а к ж е кварца, сцементированных глинисто-карбонатным м а ­
териалом. Выше зал егаю т крепкие ж ел товато- и зеленовато-серы е м ер­
гели, ж елтовато- и розовато-серы е доломиты с редкими прослойками
алевролитов.
Руйская пачка (8 — 10 м) состоит из п ереслаиваю щ ихся серых т р е ­
щиноватых доломитов, зеленовато- и темно-серы х мергелей с п рослоя­
ми сливных доломитов и известковистых глин с конхостраками.
61
Л е м о в ж ск ая пачка (10 — 12 м) отделяется от руйской — по появле­
нию в р а зр ез е пестроокрашенных и фиолетово-буры х мергелей с про­
слоями серых доломитов, зелен овато-серы х песчаников и алевролитов.
Она характеризуется присутствием значительного количества лингулид,
бесчелюстных и рыб.
Х отнеж ская пачка (5— 7 м) состоит из зеленовато-серы х и фиоле­
тово-бурых алевролитов, песчаников и глин с отдельными прослоями
пестроокрашенных мергелей и доломитов. Верхняя граница пачки и со­
ответственно горизонта проводится по появлению разнозернистых косо­
слоистых красно-бурых песков и песчаников старооскольского го­
ризонта.
В зап адн ой части Л у ж с к о - Л а д о ж с к о й моноклинали мощность от­
лож ен и й горизонта постепенно увеличивается в ю жном направлении
от 18— 20 (в полосе выхода на поверхность) д о 92 — 103 м (на границе
с Латвийской седл ови ной ). М ощ ность сабекой пачки возрастает в этом
ж е направлении до 27, руйской — до 30 м. В ее составе здесь п реобла­
да ю т серые и зеленовато-серы е доломитовы е мергели и темно-серые ар­
гиллитовидные глины с прослойками и гнездами гипса. Л ем овжская
,.рачка (до 40 м на ю жном п о б ер еж ь е Псковского озер а ) с л ож ен а пест­
роцветными доломитовыми мергелями и зеленовато-серы ми глинами.
М ощ ность хотнеж ской пачки колеблется в п редел ах 8— 4 7 м.
В Л а д о ж с к о й п одзон е моноклинали мощность наровских о т л о ж е ­
ний ввиду неравномерного размыва верхней части р азр еза не превы­
шает 33 м — скв. 16-Зеленщ ина (рис. 18). Горизонт представлен боль­
шей частью чередую щ имися слоями доломитовы х мергелей, доломитов
и глии.
В Латвийской седловине мощность отлож ений горизонта увеличи­
вается от ее сводовой части (7 0 — 89 м) в северо-восточном и ю го-за­
падном направлениях до 110— 112 м. Характерной особенностью с а б ­
екой и руйской пачек в этой структурно-фациальной зон е (см. рис. 4)
является их значительная огипсованность.
В Московской синеклизе горизонт отличается невыдерж анной мощ­
ностью (7 7 — 140 м ), уменьш аю щ ейся к северу и северо-востоку. В отли­
чие от соседних структурно-фациальны х зон доломиты п рео бл а даю т над
мергелями. В сабекой и руйской пачках на склонах синеклизы в виде
прожилков и пропластков, мощность которых увеличивается в южном
направлении, набл ю дается гипс. В восточной части синеклизы появля­
ются та к ж е прослои ангидрита и каменной соли.
В центральных районах Русской плиты наровский горизонт под­
раздел яется на два подгоризонта. К ниж нему подгоризонту относятся
морсовская, к верхнему — мосоловская и черноярская свиты [2 5]. К ор­
реляция р азр езов по палинологическим данным и литологической х а ­
рактеристике позволяет морсовскую свиту уверенно сопоставлять с с а б ­
екой и руйской, мосоловскую свиту — с лем овж екой и хотнеж ской пач­
ками, а черноярскую — с большей частью арукюлаской свиты вышеле­
ж а щ е г о старооскольского горизонта.
Органические остатки (рыбы): A s t e r o l e p i s e s t o n ic a G r o s s . , Actino le p i s t u b e r c u la t a A g., M i l l e r o s t e u s or v ik ui G r o s s , G ly p t o l e p i s qua' d r at a E i с h w. , S c h i z o s t e u s a s s a t k i n i О b г., S. s t r i a t u s ( G r o s s ) ,
S.
s p l e n d e n s E i c h w . и др. Беспозвоночные представлены различными
лннгулидами, остракодам и
Leperditia
t a r t u e ns i s
var. g e og ra ph i c a
H e c k . , M i c a t r a p e z o i d a l i s Z a s p. и др., конхостраками Ps e ude s the r ia
p o g r e b o v i L u t k., U l u g k e m i a s i n u a t a L u t k., P r a e l e a i a g ua d r ic a ri na ta
L u t k. и др., ф орам иниф ерам и E o g e i n i t z i a n a d e v o n i c a L i p. и др.
Споры приурочены в большинстве р азр езов к верхней части гори­
зонта. П о п рео бл ада ю щ и м видам они относятся ко II— IV комплексам
по Г. И. К едо (нижненаровский и нижняя часть верхненаровского под­
гори зон та). Н а и б о л е е часты L e i o t ri l e t e s d e v o n i c u s N a u m . , L. minutis62
5
16
Ф
34.1
Р и с. 18. К орр ел я ц и и р а зр е зо в ск в а ж и н в восточн ой части Л у ж с к о Л а д о ж с к о й м он ок л и н ал и . С р едн и й и вер хн и й д ев о н .
Уел. о б о з н . см. к рис. 16.
s i mu s N а и т . , L. n i g r a t u s N а и т . , S t e n o z o n o t r i l e t e s c onf or mi s N а и т . ,
S. f o r m o s u s N а и т . , 5. d e f i ni i u s N а и т . , A r c h a e o z o n o t r i l e t e s v ar iabi lis
N а и т . , A. r u g o s u s N а и т . , R e t u s o t r i l e t e s g i b b e r o s u s N а и т . , R. antiquus N а и т . ,
Hymenozonotriletes spinulosus N а и т. ,
Я. v u l g a r i s
N а и т . , Я. p r o t e u s N a u m .
К живетскому ярусу отнесена широко распространенная толщ а терригенных отлож ений (до 185— 190 м ), зал ег аю щ ая повсеместно на о т ­
лож ениях наровского горизонта и перекрытая на значительной части
площади п ородами верхнего девона. Большинство исследователей эту
толщу относят к старооскольскому горизонту в составе арукюлаской и
буртниекской свит.
63
А р у к ю л а с к а я с в и т а ( D 2аг) в наибол ее полном о бъ ем е пред­
ставлена в зап адн о й части Л у ж с к о - Л а д о ж с к о й моноклинали. Восточнее
р. Волхов она размыта. М аксим альная мощность отлож ений (до 130—
133 м) н абл ю дается в районе г. Л у г а в п редел ах древних доэйфельских
эрозионны х впадин; чаще она колеблется в п редел ах 72 —09, ум ень­
шаясь в Латвийской седловине д о 56 — 65 м. В Московской синеклизе
отлож ения, соответствую щ ие арукюлаской свите, практически неотли­
чимы от вы ш ележ ащ их пород буртниекской свиты. М ощность о т л о ж е ­
ний в синеклизе изменяется от 3 5 — 40 (в северо-восточной части К али ­
нинской и' Н овгородской областях, скв. 22-П естовская и др.) до 5 0—
57 м (в районе городов Торопец и Н елидово, скв. 44, 46) и до 7 6—
90 м на юго-востоке Н овгородской области (скв. 28 -В ал дай ская и др.,
см. рис. 17):
Нижняя граница свиты проводится в основании пачки косослоис­
тых, преимущ ественно красно-буры х мелко- и разнозернисты х полево­
шпатово-кварцевых песков и песчаников (3 — 20 м ). Выше по разрезу
на Л у ж с к о -Л а д о ж с к о й моноклинали и в Латвийской седловине н а бл ю ­
дается чередование плотных алевритистых глин, глинистых алевроли.дов, мелкозернистых слюдистых песков и песчаников с редкими м ало­
мощными (м енее 0,5 м) линзами мергелей и доломитов. В кровле сви­
ты, как правило, за л ег аю т пестроцветные плотные глины и алевролиты
с прослоями голубовато-серы х крепких песчаников с карбонатным це­
ментом. В М осковской синеклизе п р еоб л ада ю т белые и желтовато-светло-серые кварцевые песчано-алевритовые породы с подчиненными про­
слоями глин, мергелей и доломитов.
Фаунистические остатки представлены бесчелюстными и рыбами:
P y c n o s t e u s p a l a e f o r m i s Р г е о b г., P. p a u l i M a r k , T a r t u o s t e us g i g a n t e u s
G r o s s , C o c c o s t e u s g r o s s i О. О b r., H o l o n e m a o b r u t s h e v i M a r k , Gan o s i e u s a r t u s M a r k — K u r i k и др.
Комплекс спор довольно р а зн о о б р а зен и меняется как по площади,
так и по вертикальному разр езу. Н а и б о л е е характерными являются
виды H y m e n o z o n o t r i l e t e s p o l y a c a n t h u s N а и гл., Н. m e s o d e v o n i c u s N аи т . , Н. p r o t e u s N а и т . , И. p o l y m o r p h u s N а и т . , Н. spi nu l if er us N аи т . , A r c h a e o z o n o t r i l e t e s m i c r o m a n i f e s t u s N а и т . , A. p u s t u l a t u s N аи т . , L e i o lr i le t es n i g r a t u s N а и т . , R e t u s o t r i l e t e s s i m p l e x N а и т . , R.
v e r ri c u l a i us N a u m .
Комплексы спор хорош о сопоставляются с II I— V комплексами
(зона H y m e n o z o n o tr ile te s p o ly m o r p h u s), выделенными Г. И. Кедо для
отлож ений поздненаровского возраста З а п а д а Русской платформы [33].
По палинологическим данным арукюлаской свите в центральных райо­
нах Р усской плиты соответствуют черноярская и калуж ская, возм ож ­
но, т а к ж е верхняя часть мосоловской свиты.
Б у р т н и е к с к а я с в и т а ( D ф г ) за л ег ает трансгрессивно на вы­
равненной поверхности арукюлаской свиты и перекрывается к югу от
полосы выходов п ородами швентойского горизонта.
Кровля свиты, зав ер ш аю щ ей среднедевонский цикл осадконакоплепня, неравномерно ден удир ова на с увеличением интенсивности и про­
долж ительности размыва в северо-восточном направлении. По этой
причине на Л у ж с к о - Л а д о ж с к о й моноклинали, начиная от района югоза п а д н е е Псковского озера, где свита имеет максимальную мощность
8 5 —'95 м, наблю дается постепенное уменьшение ее мощности до 3 0—
40 м близ Луги и вплоть д о полного выклинивания зап а д н е е г. Чудово.
На северо-зап адн ом склоне Московской синеклизы мощность свиты
вы держивается в п редела х 50 — 63 м (см. рис. 17), увеличиваясь до 77—
80 м в бассейн е р. Ловать. В Латвийской с едл ови не мощность свиты
изменяется от 55 до 103 м.
Повсем естно она представлена мелкозернистыми песками и слабосцементированными песчаниками, со дер ж ащ и м и небольш ое количество
64
линз и прослоев разноцветны х алевритов, алевролитов и глин неболь­
шой мощности, обычно не б ол е е 2 — 3, редко до 12 м. В бассейн е Луги
в кровле свиты на глубину до 15— 20 м н а блю даю тся признаки интен­
сивного с убаэрал ьн ого выветривания, вы раж аю щ иеся в каолинизации
пачек полезвых шпатов и сл ю д и появлении на границах косослоистых
пачек песчаников ж ел ези ст о-ф осф а тн ы х стяжений. З д е с ь ж е встреча­
ются частые крупные окремнелые остатки колониальных водорослей
G e r m a n o p h y l o n sp., S o l e n o p o r a sp.
Фаунистические остатки представлены почти исключительно б е с ­
челюстными и рыбами, видовой состав которых сущ ественно отличается
от состава в арукюлаской свите. Р уководящ им и формам и являются
P y c n o s i e u s t u b e rc u l al u s R o h o n , G a n o s t e u s s t e l l a t u s R о h о n, P s a m m o s t e u s b e rg i О b r., H a m o d u s
l u t k e v i t s h i О b r., A s t e r o l e p i s dellei
G r o s s , Ta r t u o s t e u s m a x i m u s M a r k .
В сравнительно богатом споровом комплексе п р еобл адаю т виды
A r c h a e o z o n o t r i l e t e s b a s il a ri s N a u т . , A. p u s t u l a t u s N а и т . , A. decor us
N а и т . , A. e x t e n s u s N а и т . , H y m e n o z o n o t r i l e t e s s e r r a t u s (N а и т . )
К е d о, Н. m e s o d e v o n i c u s N а и т . , L o p h o t r i l e t e s v e r r u c o s u s ( O w e n s)
К e d о, L o p h o z o n o t r i l e t e s g r a n d i s N a u m . По составу данный комплекс
относит#! к фитостратиграфической зон е A rch a eo zon otriletes extensus,
по Г. И. К едо [ 3 3 ], и хорош о сопоставляется с комплексом из ста р о ­
оскольского горизонта центральных районов Русской плиты (воробьевские, ардатовские и муллинские слои) и полоцкой свиты Белоруссии.
ВЕРХНИ Й ОТДЕЛ
В ерхнедевонские отлож ения представлены франским и фаменским
ярусами общ ей мощностью до 550 м. Н е р а с ч л е н е н н ы е в е р х н е ­
д е в о н с к и е о т л о ж е н и я ( D 3) выделены на разрезе.
Франский ярус имеет трехчленное строение: ниж нюю часть р азр еза
слагают терригенные, средн ю ю — преимущ ественно карбонатные и верх­
н ю ю —■карбонатно-терригенные отлож ения. Он п одр аздел я ет ся на ряд
горизонтов и свит. О бщ ая мощность отлож ен ий яруса достигает 400 м.
Отлож ения ш в е н т о й с к о г о г о р и з о н т а
( D 3su) зал ег аю т с
небольшим угловым несогласием на неравномерно ден удированной по­
верхности среднедевонских, а на востоке Л у ж с к о - Л а д о ж с к о й монокли­
нали та к ж е среднеордовикских отлож ений. Северная граница расп ро­
странения в Л а д о ж с к о й п о дзон е моноклинали проходит от г. Кириши
к г. Тихвин и д а л е е к пос. Щ угозеро.
Горизонт представлен в нижней части континентальными (аллю ви­
альными и озерн ы м и ), а в верхней — п рибреж но-морскими об р а зо в а н и я ­
ми. По литолого-палеонтологическим данным он п одраздел я ется на гауйскую и аматскую свиты, наиболее полно (в виде отлож ен ий четырех
полных седиментационны х ритмов) представленные в ю го-западной ч а с­
ти площ ади, на территории Прибалтики, где их сум марная мощность
составляет 90 — 105 м (скв. 33 и 40, см. рис. 15). О тсю да в северо-вос­
точном направлении в результате постепенного выпадения отложений
нижних седиментационны х ритмов происходит уменьш ение мощности
швентойского горизонта д о полного выклинивания в бассейн е среднего
течения р. Волхов. Севернее линии З а п л ю с ь е — Н о в г о р о д — Бокситогорск
отложения гауйской свиты встречаются только в виде небольш их э р о ­
зионных останцев.
На восточной половине Латвийской седловины и в Московской синеклизе мощность отлож ений горизонта изменяется от 42 д о 86 м. На
всей площ ади распространения колебания мощности связаны с гауй­
ской свитой, оп ределени е нижней границы которой весьма за т р у дн и ­
тельно.
5
З а к . 391
65
Гауйская свита (мощностью до 70 м) представлена терригенными
отлож ениями, в составе которых больш ую роль играют переотложенные породы подстилающ ей буртниекской свиты. Уверенное проведение
нижней границы горизонта во зм ож н о только в р а зр ез а х скважин, до­
статочно полно охарактеризованны х керном. Она проводится по появ­
лению во внешне однородной толщ е мелкозернистых песков и песча­
ников окатанных гравийных зерен кварца, кремня и кварцита диамет­
ром до 3 см, а та к ж е окатышей плотных глин, алевролитов и фосфат­
ных ж елваков.
Общий характер отлож ен ий повсеместно однотипен. Это — светло­
окрашенные (от белых до светло-оран ж евы х) мелкозернистые, полого­
косослоистые, в основном кварцевые пески и с л аб о сцементированные
песчаники, с редкими прослоями и ли нзами разноцветных глин и алев­
ролитов мощностью обычно не бо лее 2 — 3 м.
На Л у ж с к о -Л а д о ж с к о й моноклинали, от ю ж ного п обереж ья Псков­
ского озера в ю го-западн ом направлении и за пределы территории
листа прослеж ивается полоса шириной не бо лее 15 км распростране­
ния озерно-дельтовых образовани й п озднегауйского времени. В этой
полосе р а зр е з гауйской свиты в отличие от остальных районов завер­
ш а е т с я пачкой мощностью до 22 м пестроокраш енных алевролитов и
тугоплавких глин, зал ега ю щ и х в виде крупных линз длиной от 3 до
7 км внутри толщи песков, песчаников и песчанистых алевролитов.
Аматская свита распространена повсеместно на площ ади, занятой
горизонтом. М ощ ность ее сравнительно вы держ ан а и колеблется в за­
п адной части Латвийской седловины, на территории Эстонии и в районе
г. Сольцы, от 30 д о 41 м. Д а л е е к юго-востоку на з а п а д е Московской
синеклизы (район Н е л и д о в о — К увш иново— В а л дай ) она уменьшается
д о 18— 24 и снова увеличивается д о 34 м в районе г. Старицы.
Н и ж н яя граница свиты маркируется сменой светлоокрашенных гауйских и буртниекских песков и песчаников пачкой красноцветных пес­
чано-алевритовых п ород мощностью от 3 до 15 м. В местах, где породы
гауйской свиты отсутствуют, нижняя граница горизонта неровная, с
частыми углублениям и д о 2 м, к которым приурочены скопления хоро­
шо окатанного гравийно-галечного м атериала кварца, кремня, кварци­
та со стяжениям и гидроокислов ж е л е з а .
Н а д красноцветными п ородами зал егает, как правило, пачка разно­
цветных плотных глин и алевролитов непостоянной мощности (7—
25 м ), включающая линзы и прослои голубовато- и светло-серых пес­
ков мощностью до 2 м. Больш ей частью р азр ез свиты заверш ается пач­
кой (1,2— 7 м) мелкозернистых при бреж н о-м орск и х голубовато-светло­
серых песков и песчаников с глинисто-доломитовым цементом. Нередко
эта песчаная пачка, однако, за м ещ ается голубовато-серы ми слюдисты­
ми глинами и глинистыми алевролитами (см. рис. 15). Верхняя граница
свиты резкая и проводится по п одош ве саргаевских доломитов и мер­
гелей.
Д л я гауйской свиты характерны остатки ихтиофауны P s a m mo l ep i s
p a r a d o x a A g., P. a l a t a M a r k — K u r i k , P. h e t e r a s i e r G r o s s , P. venyukovi
О b г.,
A s t e r o l e p i s o r n a t a E i с h w. , P l o u r d o s t e u s livonicus
E a s t r a . Типичная дл я аматской свиты и хтиоф ауна представлена 71st e r ol e pi s r a d i a t a R о h о n, P s a m m o l e p i s u n d u l a t a A g., P s a m m o s t e u s
p ra e c u r s o r
О b r., P. m a e a n d r i n u s
A g.,
B o t h ri o l e p i s obrut schewi
Gross.
Небогаты й комплекс спор приурочен к аматской свите и характери­
зуется п р е обладани ем спор подгруппы A rcha eozono triletes. Наиболее
многочисленны и характерны дл я раннеф ранского времени Archaezon ot r i l e t e s m i c r o m a n i f e s t u s N a u т . , A. r u g o s u s N а и т . , A. primarius
N a u m . , A. b a s i la r i s N a u m . , A. v ar ia b il i s N a u m . , H y me n o z o n o t r i l e t e s
66
i nc i su s N a u т . , H. t r i a n g u l a t u s
( A l l e n ) К e d o,
Stenozonotriletes
laevigatus N a u m .
Саргаевский горизонт
( D 3sr) мощностью от 36 до 60 м
включает в себя п ри бреж но-морские, морские и лагунные карбонатные
и карбонатно-терригенные отлож ения, объ еди нен н ы е в р а зр езе (снизу
вверх) в снетогорскую, псковскую, чудовскую и дубниковскую свиты.
О тлож ения горизонта за л ег а ю т трансгрессивно на песчано-глинис­
тых отл ож ен и я х швентойского горизонта, а на востоке Л у ж с к о - Л а д о ж ­
ской моноклинали — на карбонатных п ор одах ордовика. В юго-восточном
направлении они погр уж аю тся под отлож ен ия даугавск ого горизонта.
Снетогорская свита мощностью от 4 до 12 м слагает основание го­
ризонта. В стратотипическом р а зр езе Снятной Горы на правом берегу
р. Великая, на северной окраине Пскова, свита (7,5 м) представлена
микро- и тонкокристаллическими серыми и пятни'сто-зеленовато-серыми, в основном седиментационными, участками, кавернозными д о л ом и ­
тами с прослоями зеленовато-серы х с фиолетовыми пятнами до л о м и т о ­
вых и глинистых мергелей.
Аналогичный характер р а зр еза вы держивается в п редел а х почти
всей площ ади распространения свиты. На з а п а д е Латвийской седл о ви ­
ны основная часть р а зр еза с л ож ен а крепкими мелкокристаллическими
метасоматическими, сильно кавернозными серыми и зеленовато-серы ми
долом итам и с многочисленными фаунистическими остатками вплоть до
ракушечников.
К северо-востоку от И льменского о зера в восточной части Л у ж ск оЛ а д о ж с к о й моноклинали в отл ож ен и я х свиты быстро возрастает доля
тсрригенного м атериала. В бассейн е р. Сясь и к северо-востоку от него
свита (4 — 7 м) с л о ж е н а пестроцветными глинистыми песчаниками с д о ­
ломитовым цементом, прослоями карбонатных глин и песчанистых и з ­
вестняков.
В п ор ода х снетогорской свиты найдены остатки руководящ ей и х­
тиофауны B o t hr i ol e p i s c el lul os a Р a n d., В. p a n d e r i L a h., P s a m m o s t e u s
a s p e r О b г., L a t v i u s g r e w i n g k i ( G r o s s ) и др., беспозвоночные, п о д ­
тв ерж даю щ ие
раннесаргаевский
возраст
Ripidiorhynchus
aldogus
(N а 1.), L a m e l l i s p i r i f e r m u r a l i s V e г п.
В споровом комплексе п ре о б л а д а ю т споры подгруппы Archaeozonotriletes, среди которых видное место зан и м аю т A r c h a e o z o n o t r i l e t e s
.semilucensis N a u т . , A. s i n g u l a r i s N а и т . , A. r u g o s u s N а и т . , A. mic r o ma n i f e s t u s N а и т . , L o p h o z o n o t r i l e l e s e xc is us N а и т . , H y m e n o z o n o ­
triletes bel lus N a u m .
Псковская свита имеет на Л у ж с к о - Л а д о ж с к о й моноклинали и в
Латвийской седловине мощность от 11,5 до 22, а в центральной части
Московской синеклизы — до 2 7 — 30 м. Минимальная мощность (менее
14 м) характерна для центральной части Латвийской седловины (Витебско-Вилякский п ал е о в а л ).
В стратотипическом р а зр езе в доли не р. В еликая у Пскова свита
(16,6 м) представлена в нижней части темно-серыми с фиолетовыми
пятнами микрокристаллическими долом итами, переходящ ими вверх по
разр езу в серые, неравномерно долом итизированны е известняки с то н ­
кими прослоями пестроокраш енных мергелевидных глин и ракушечни­
ков. Ракушечники и глины мощностью 0 ,2 — 0,3 м слагаю т та к ж е кровлю
разреза.
Аналогичное строение свиты н абл ю да ет ся по всей центральной
части описываемой территории. Н и ж н яя граница свиты обычно четкая,
верхняя определяется по палеонтологическим данным.
В М осковской синеклизе п ре о б л а д а ю т тем но-зеленовато-серы е пелитоморфные глинистые известняки с частыми прослоями зеленоватотемно-серых глин и мергелей. В виде прослоев мощностью д о 3 м встре­
чаются ж ел товато-серы е пятнистые доломиты и комковатые доломити5*
67
зированные известняки. В зап а дн о й части Латвийской седловины свита
с л о ж е н а светло-серыми и серыми крепкими тонкокристаллическими,
обычно сильно кавернозными метасоматическими доломитами с редки­
ми прослоями зеленовато-серы х глинистых мергелей.
В восточной части Л у ж с к о - Л а д о ж с к о й моноклинали свита (14,5—
22 м) представлена преимущ ественно зеленовато-серы ми глинами с про­
слоями известняков и мергелей.
Сравнительно богатый комплекс фаунистических остатков вклю­
чает следую щ и е характерные для свиты виды беспозвоночных: A t r y p a
v e l i k a y a N а 1., E l y t h a f i m b r i a t a (С o n г.), R i p i d i o r h y n c h u s p s k o v e n s i s
(N a 1.), S c h i z o p h o r i a i ul l i en s i s V a n . , A n a l r y p a m i c a n s ( B u c h ) , Anat hy ris m o n z e v i N a 1., G e r r o n o s t r o m a b a i s c h a t e n s e Y a v., A m p h i s s i l e s
i rinae G l e b ,
et Z a s p., A c r a t i a l o n g a Z a s p., C a v e l l i n a ba ta li na e
Z a s p. й др.
Чудовская свита зал ега ет трансгрессивно на п ородах псковской
свиты. Мощ ность ее в стратотипическом районе в бассейн е р. Кересть
(зап а дн а я -часть Л у ж с к о - Л а д о ж с к о й моноклинали) составляет около
.12, на северо-зап адн ом склоне Московской с и н е к л и зы — 17— 21, увели­
чиваясь в ее центральной части до 2 7 — 28 м. В Латвийской седловине
свита, в зависимости от харак тера п алеорельеф а подстилающ их пород,
имеет весьма изменчивую мощность (от 10 до 28 м ). В Л а д о ж с к о й под­
зон е моноклинали свита зам ещ ается толщей глин с прослоями известнияков общ ей мощностью 11— 20 м.
В стратотипических р а зр е з а х у г. Ч у дово она с л ож ен а чередую щ и­
мися слоями мощностью 0 ,0 5— 1,60 м светло- и зеленовато-серы х с фио­
летовыми пятнами неравномерно глинистых органогенных и органогенно-детритовых известняков, мергелей, ракушечников и глин. Отсюда
в северо-восточном направлении карбонатные породы постепенно за м е­
щаются голубовато- и зеленовато-серы ми пятнистоокрашенными пес­
чаниками, известковистымн глинами и алевролитами, содер ж а щ и м и ти­
пичные дл я свиты остатки б р а хи оп о д R i p i d i o r h y n c h u s t s h u d o v a (N а 1.).
К югу и ю го -за п аду от стратотипического района происходит по­
степенное уменьш ение мощности до полного выклинивания глинистых
и мергелистых прослоев. В бассейн е нижнего течения р. Великая, в вос­
точной части Латвийской седловины и в Московской синеклизе, свита
представлена в нижней части (5 — 8 м) преимущ ественно светло- и ж е л ­
товато-серыми микрокристаллическими грубоплитчатыми известняками,
с л аб о отличающимися от п одстилаю щ их псковских известняков. В з а ­
падной части Латвийской седловины прослои мергелей и глин почти
исчезаю т из р а зр еза и известняки сменяются неоднородно доломитизпрованными микро- и тонкокристаллическими известняками и м етасом а­
тическими кавернозными долом итам и, сод е р ж а щ и м и местами кремнис­
тые стяжения ди аметром д о 5 см.
Органические остатки в чудовской свите сравнительно м ногообраз­
ны, н аибол ее характерны беспозвоночны е C y r t o s pi r if e r t s c hu d o v i N а 1.,
A n a t r y p a heckeri N а 1., R i p i d i o r h y n c h u s s t r u g i (N a 1.), C om i ot oc hi a bif era ( P h i 11.), I r b o s k i t e s s u c h l o v a e N a 1., C l a t h r o d i c t y o n t uberculat um
R i a b., D a c t y l o c r i n u s s p in i f e ru s R i a b., H o m o c t e n u s k r e s t o v n i k o v i G. L.,
A c r a t i a a c cu r a t a Z a s p., A. v a s t i g a t a Z a s p., C a v e l l i n a b a t a l i na e var.
s u c h l o v e n s i s Z a s p. и др.
Д убн ик овск ая свита (ран ее выделявшиеся нижнеш елонские или
верхнечудовские с л о и ), зав ер ш аю щ ая р а зр ез горизонта, представлена
отлож ениями регрессивной фазы чудовской трансгрессии. В стратоти­
пическом р а зр езе близ пос. И зб о р с к свита (12,5 м) представлена темно-зеленовато-серыми пластичными глинами с частыми прослоями мер­
гелей и гипса.
Такие ж е гипсоносные отлож ения лагунной фации максимальной
мощностью д о 15 м (чащ е 5 — 7 м) прослеж иваю тся в бассейн е нижнего
68
течения р. Великая от зап адн ой границы территории до г. Д н о. Н а и ­
большая сум марная мощность пластов гипса (5,9 м) встречена у
пос. Славковичи. На остальной территории листа лагунная фация дубниковской свиты отсутствует, весь разр ез составляют отлож ения мелко­
водного морского бассейна, которые в восточной части Л у ж с к о - Л а д о ж ской моноклинали местами сменяются прибрежно-континентальными о б ­
разованиями.
З а пределами гипсоносной площ ади свита (3 — 11 м) представлена
тем но-зеленовато-серым и мергелями и глинами с прослоями светло-се­
рых пелитоморфных известняков и доломитов. На востоке моноклинали
карбонатные породы в р а зр е з е практически отсутствуют и свита сл о ­
ж ен а пестроокрашенными, с л а бо известковистыми глинами, алевритами
и алевролитами с прослоями кварцевых песчаников. Мощность ее не
превышает 7 — 8 м.
Состав фауны такой ж е, как и в чудовской свите, и отличается
лишь более широким развитием стеногалинных форм морских орган из­
мов. В комплексе спор п ре о б л а д а ю т формы, характерные для позднесаргаевского времени: L e io t r i l e t e s m i n u t i s s i m u s N a u т . , A c an t ho t r i l e t e s
l a r v a t u s N а и т . , A r c h a e o z o n o t r i l e t e s v ar ia b il i s N a u m , и др.
На территории центральных районов Русской плиты рассмотренным
свитам соответствует верхнещ игровская подсвита. В П рибалтике снетогорской, псковской и чудовской свитам соответствует плявиньский го­
ризонт, а дубниковской свите — саласпилсская свита — аналог дубниковского горизонта (см. табл. 3 ).
Даугавский горизонт
( D 3d g ) мощностью от 34 до 70 м.
объ еди няет морские и при бреж н о-м орск и е карбонатные, терригенные и
терригенно-карбонатные отлож ения порховской, свинордской, ильмен­
ской, бурегской и альтовской свит, распространенных на обширной
площ ади в центральной части территории листа.
К северо-востоку от Ильменского озера, в восточной части Л у ж ск о-Л ад ож с к о й моноклинали перечисленные свиты и з-за отсутствия х а ­
рактерных органических остатков и одн о о б р а зн о г о литологического с о ­
става отлож ений не выделяются. З д е с ь горизонт (4 6 — 70 м) представ­
лен толщей красно-бурых, зеленовато-серы х и пестроокрашенных глин,
алевритов, алевролитов, мелкозернистых песков и песчаников с редки­
ми маломощными (менее 2 м) прослоями мергелей и песчанистых и з­
вестняков с редкой фауной брахи оп од, остра к о д и рыб (см. рис. 16).
П орховская свита (3— 12 м ) — ране е выделявшиеся верхнешелонские слои, в стратотипическом р а зр езе (карьер известкового завода у
г. П орхов) мощностью 7,7 м, представлена светло-серыми микро- и
тонкокристаллическими известняками, в отдельных прослоях с тонкой
листоватой слоистостью. В подош ве свиты н аблю дается конгломерат
(0,3 м) с гальками известняка ди ам етром до 3 см.
В Московской синеклизе и в восточной части Латвийской седл ови ­
ны разр ез свиты (4 — 8 м) близок к стратотипическому, отличается лишь
увеличением глинистости п ород и сл або выраженной слоистостью. В о с ­
новании свиты зал егает конгломерат или конгломератовидный извест­
няк.
На з а п а д е Латвийской седловины, в зон е долом итизации, свиту
слагают в основном тонкокристаллические листовато-слоисты е глинис­
тые светло- и зеленовато-серы е, с л а бо битуминозные доломиты (5— 7 м),
перекрытые пачкой крепких тонкокристаллических ноздреватых д о л о ­
митов и доломитизированны х органогенно-обломочны х известняков (до
3,5 м ) .
Состав фаунистических остатков аналогичен составу в вы ш ел еж а­
щей свинордской свите, но отличается отсутствием ряда форм, х а р а к ­
терных для открытого морского бассейна. П о сравнению с саргаевским
69
горизонтом набл ю дается почти полное обновление видового состава всех
групп.
Свинордская свита за л ег а ет трансгрессивно на п ородах порховской свиты. О тлож ения, образов авш и еся в максимальную ф а зу д а у г а в ­
ской трансгрессии, имеют мощность от 9,5 до 23,5, в среднем 18—
20 м. В стратотипическом р а зр езе на р. Колошка близ г. Сольцы свита
мощностью 12,7 м представлена ритмически переслаиваю щ имися слоя­
ми пестроокраш енных известковистых глин и мергелей, светло-серых с
красно-бурыми пятнами органогенных известняков и ракушечников, с
разн ооб р а зн ой фауной беспозвоночных.
В ю го-западном направлении глинистые прослои переходят в мер­
гели, которые постепенно выклиниваются, а известняки становятся доломитизированными. В зап адн ой части Латвийской седловины свита
представлена у ж е серыми метасоматическими, неравномерно каверноз­
ными долом итам и и доломитизированны ми известняками с редкими тон­
кими (м енее 0,3 м) прослоями мергелей. В центральной части синеклизы
(скв. 22, 28,-32 , 37 и др.) свита мощностью 16— 22 м слож ен а преиму­
щ ественно зеленовато-серы ми пятнистыми мергелями и глинами с п од­
чиненными прослоями светло-серых с красноватыми пятнами известня­
ков.
В богатом комплексе фаунистических остатков беспозвоночных
наибол ее часто, местами в массовом количестве встречаются C y r lospirifer s che lo ni cus N а 1., С. d i s j u n c t u s S o w . , С. s t o l b o v i N а 1., A t r y p a
k o l o sc h ka N a I., C y r t i n a d e m a r l i i B o u c h . , S p i n a t r y p a se mi lu k i ana
L j a s с h., P l e u r o t o m a r i a s u t u r al i s R o e m . , B e l l e r o p h o n p e t i n e n s i s N a 1.,
S i r o m a t o p o r a k u d e b e n s i s R i a b., A u l o p o r a c o m p a c t a В. B. T s c h e r n . ,
K n o x i e l l a v ar i a b i li s G l e b , et Z a s p., A p a r c h i t e s cal culus G l e b , et
Z a s p. и др.
Ильменская свита представлена отлож ениями регрессивной фазы
свинордской трансгрессии. Н и ж н яя граница свиты обычно нерезкая,
палеонтологически не вы раженная. М ощ ность отложений изменяется от
5— 6 до 28,5 м.
В стратотипическом р а зр езе на ю ж н ом берегу Ильменского озера
свита (22 м) представлена толщ ей плотных зеленовато-серы х с ф и о ле­
тово-бурыми пятнами микрослоистых алевритистых глин с тонкими про­
слоями пестроцветных и буровато-ж елты х глинистых песчаников и и з­
вестняков-ракушечников. В кровле р азр еза за легает пачка (до 2,5 м)
мелкозернистых песчаников и песчанистых алевролитов.
В ю го-западном направлении, к бассейну р. Великая, в р азр езе по­
степенно увеличивается количество и мощность прослоев карбонатных
пород, а глины переходят в мергели. В среднем и нижнем течении
р. Великая свита (в среднем 13— 15 м) представлена в нижней части
чередую щ имися слоями пестроокраш енных глин, мергелей и микротонкокристаллических органогенных известняков. Выше зал егает пачка
(6— 7 м) пестроцветных глин с пропластками мергелей, а в кровле р а з­
р е з а — слой (2 ,3 — 4,2 м) доломитовы х плитчатых мергелей, местами
переходящ их в пелитоморфный доломит.
Н а зап адн ом склоне Латвийской седловины свита (1 0 — 13 м) сло­
ж ен а пятнисто-темно-серыми глинистыми мелко- и тонкокристалличе­
скими, обычно кавернозными долом итам и и доломитизированны ми и з­
вестняками с редкими маломощ ными (до 0,5 м) прослоями глин. В М о с ­
ковской синеклизе свита (в среднем 14— 18 м) характеризуется п реоб­
л аданием зеленовато-серы х карбонатных глин с частыми прослоями
мергелей и глинистых известняков, р е ж е ракушечников.
К северо-В остоку от Ильменского озера карбонатные прослои в
р а зр езе исчезают и аналоги свиты (1 3 — 18 м) слож ены песками, пес­
чаниками и алевролитами с прослоями глин, со дер ж а щ и м и остатки
70
пресноводной ихтиофауны P s a m m o s i e u s m e g a l o p t e r y x Т г a u t., редкие
лннгулиды и конхостраки.
Фаунистические остатки представлены
свинордским,
несколько
обедненным комплексом. Комплекс спор та к ж е общий со свинордской
свитой. П р е о б л а д а ю т споры подгруппы A rchaeozonotriletes (до 7 5 %) .
представленные в основном видами A r c h a e o z o n o t r i l e t e s v ar ia bi l i s N аu m. и A. n a li v ki ni N а и гл., A. s e m i l u c e n s i s N a u m . Присутствуют Lophozonotrileles
crassatus
Naum,
и H ymenozonotrileies
v ari abil is
N a u m . , H. l ac i ni os us N a u m . , характерные для семилукского гори­
зонта центральных районов платформы.
Бурегская свита (6 — 14 м) в стратотипическом р а зр езе на р. П сиж а
и ю ж н ом берегу И льменского озера представлена в основании пачкой
(1 ,2— 1,6 м) микрокристаллических органогенных известняков с ярким
красно-бурым ож елезнен н ы м прослоем известняка-ракушечника в с р е д ­
ней части. Средняя пачка (3,5— 4,2 м) с л ож ен а серыми и желтовато
серыми,
слабоглинистыми
микрокристаллическими
известняками.
В кровле р а зр еза зал ега ет пачка кавернозных и доломитизированных
микрокристаллических известняков розоватой окраски (2— 2,5 м ), на
отдельных уровнях переполненных х одам и илороющ их организмов.
М естами на площ ади М осковской синеклизы и Латвийской седл о ви ­
ны на этих п о р о дах за л ег а ет пачка микро- и тонкокристаллических, в
основном светло-серых с зеленоваты м оттенком, глинистых известняков
и доломитов, участками брекчиевидных (до 4 — 5 м ). В отдельных с л у ­
чаях она отдел ен а от п одстилаю щ их п ор од прослоем пестроцветных глин
и мергелей (до 0,5 м ). Эти породы относятся к альтовской свите, выде­
ляемой рядом исследователей [9 3 ]. По составу органических остатков
альтовская свита не отличается от бурегской. Ввиду близкого литологи­
ческого и фаунистического состава и неравномерного размыва кровли
ильменско-альтовской толщи р а здел ен и е указанны х свит в о зм ож но не
во всех р азр езах .
На востоке Л у ж с к о -Л а д о ж с к о й моноклинали нерасчлененная бурегско-альтовская толщ а мощностью 12— 18 м представлена пестроцветными комковатыми глинами и глинистыми алевролитами с редки­
ми прослоями песчанистых известняков и известковистых песчаников,
в которых изредка встречаются характерные дл я бурегской и альтов­
ской свит органические остатки беспозвоночных C y r t o s pi r if e r t e nt ic ul um
V е г п., и C y r t o l i t e s e u o m p h a l o d e s N а 1. На остальной площ ади н ай д е ­
ны та к ж е сл едую щ и е типичные виды: A t r y p a ural ica N а 1., P l a t y s c h i s m a
uc ht ens is K e y s., N a t i c o p s i s k i r c hh o l mi e ns i s K e y s . , P a c h t o c e r a s s ca pu s
W e n . , P a r a l l e l o p o r a s oci al is R i a b., P. heckeri R i a b., T ro pi do di sc us
t e n ui l i ne a tus W e n . , A c r a t i a m a y s e l a e E g . , A. g i b b a G l e b , et Z a s p.,
M o s s o l o v e l l a p h i l i p p o v a e E g o r . , M. i n c o g ni t a G l e b , et Z a s p.
По комплексу органических остатков даугавский горизонт соответ­
ствует семилукскому горизонту Ц ентрального поля и Белорусской ССР
(см. табл. 3 ).
Снежский горизонт
( D 3s i ) соответствует нижней половине
р азр еза « н иж н еворон еж ск ого подгоризонта», выделенного в униф ициро­
ванной стратиграфической сх ем е девонских отлож ений 1962 г.
М ощ ность отлож ений наименьшая (3 4 — 47 м) в ю ж н ой части тер ­
ритории (в районе Т ороп ец — С та р и ц а), увеличивается в северном н а­
правлении до 55 — 75 м в бассейн е р. Л овать и до 100— 110 м — в районе
В а л д а я (скв. 28, см. рис. 17). Д а л е е к северо-востоку мощность свиты
сохраняется в п редел ах 8 0 — 90, в за п а дн о й части Латвийской седл ови ­
ны колеблется от 20 до 30 м.
Отлож ения горизонта за л ег аю т на неравномерно размытой п оверх­
ности даугавск ого горизонта и характеризую тся общ ей регрессивной н а­
правленностью смены фациальных типов отлож ен ий вверх по разрезу.
71
Ниж няя граница горизонта повсеместно резкая, верхняя — не везде чет­
кая.
В стратотипическом районе в нижнем течении р. Л овать и ее при­
токов, а т а к ж е на обш ирной территории вокруг него в р а зр езе выделя­
ются отлож ения двух региональных седиментационны х ритмов. О тло ­
жения нижнего ритма мощностью 17— 32 м (до 60 м в Валдай ском ра й о­
не) начинаются обычно голубовато-серы ми и красно-бурыми песчанис­
тыми глинами пли глинистыми алевролитами ( р е ж е песками и песчани­
к а м и ), содер ж а щ и м и гальки подстилаю щ их карбонатных пород. М о щ ­
ность этой алевритово-глинистой пачки, в которой нередки прослои и
линзы ж елваковидны х известняков или доломитов, 5 — 8 м. Выше н аб л ю ­
дается чередование пестроокраш енных глин и глинистых алевролитов
с прослоями голубовато- и буровато-серы х карбонатных глин, п ерехо­
дящ и х в глинистые мергели мощностью до 2 м. В мергелях встреча­
ются прослои ж елваковидны х карбонатных пород, а внутри пачки —
отдельные протяженны е (до 200 м) линзы песков и песчаников м ощ ­
ностью до 3 м.
О тлож енйя верхнего седиментационного ритма (2 5 — 50 м) начи­
н а е т с я пачкой (1,5 — 5,0 м) красно-буры х и голубовато-серы х песчаноалевритистых пород, которые перекрываются пестроцветными м ергеле­
видными глинами и глинистыми алевролитами с прослоями голубовато­
серых глин и алевролитов (до 3 м ). Среди перечисленных пород выде­
ляется характерная пачка глин мощностью до 10— 12 м, окрашенных в
тусклые серовато-буры е тона с многочисленными охристо-серыми и
фиолетово-бурыми пятнами. Эти глины, образовавш и еся, по данным
геохимических исследований, в специфических условиях очень мелко­
водной и сл аб оп одви ж н ой п рибреж ной части моря, встречаются на
всей территории распространения горизонта и сл у ж а т хорошим репе­
ром для корреляции разрезов.
В прослоях карбонатных пород встречены остатки фауны б е с п о з­
воночных, распространенны х т а к ж е в породах даугавского горизонта:
C y r t o s pi r if e r t e n t i c ul u m N а 1., С. s c he lo ni cus N а 1., S c h uc h er t e l l a коsc ha ri c a N а 1., A t h y r i s n ob il is L j a s с h., S p i ri f e r s i r a t s c h oi c us L j a s с h.,
T enti cos pi ri fe r k o m i L j a s с h., P r o d u c t e l l a ts c hud i ca N a 1., L i n g u l a p u n ­
c t a ta H a l l . , C a v e l l i n a l o v a ti c a Z a s p., N o d e l l a q u a s i s y m m e t r i c a Z a s p.,
Js si ne ll a d e v o n i c a R e i t 1. и др.
Остатки ихтиофауны, местами о б р а зую щ и е протяженные линзы
«рыбной брекчии», имеют смешанный «семнлукско-воронежский» со ­
став: B o t h ri o l e p i s m a x i m a G r o s s , P s a m m o s t e u s f a l c at us О b г., Aspid o s t e u s heckeri О b г. и др.
В споровом комплексе п р е о бл а даю т A r c h a e o z o n o t r i l e t e s variabi li s
N а и т . , A. r u g o s u s N a u т . , A. s e m i l u c e n s i s N а и т . , L ei ot ri le te s min u t i s s i m u s N а и т . , H y m e n o z o n o t r i l e t e s inci sus N а и т . , Я. d e n i a t us
N а и т . , L o p h o z o n o t r i l e t e s c u r v a t u s N а и т . , S t e n o z o n o t r i l e t e s conformi s N a u m , н др. Характерно та к ж е появление редких зерен пыльцы
из группы A rchaeoperisaccus.
Вви ду см еш анного средн е-верхнеф ран ского состава органических
остатков сопоставление снеж ского горизонта с р а зр езам и на смежной
территории условное. П о-видимом у, он соответствует верхней глинис­
той части семилукского горизонта в Центральном девонском поле.
Речицкий, воронежский и евлановский горизонты нерасчлененные.
К этим горизонтам отнесена толщ а терригенных и терригенно-карбонатных пород мощностью от 30 д о 96 м, за л ег аю щ ая на отложениях
снеж ского горизонта, в которой ввиду немногочисленности характер­
ных органических остатков вы деление отдельных горизонтов требует
дальнейш их исследований. По литологическим особенностям эта часть
р а зр еза п о дразделя ется на приловатскую и смотинско-ловатскую свиты.
72
Приловатская свита
( D 3pr) объеди няет отлож ения, ранее
относимые к верхней части н и ж н еворон еж ск ого подгоризонта унифированной стратиграфической схемы 1962 г. (н адсн еж ск и е сл о и ). В П ри­
балтике аналогом свиты является памушский горизонт в узком пони­
мании [33, 9 3 ].
Свита за л ег ает с размывом на о тл ож ен ия х онежского горизонта,
характеризуется близким литологическим составом и подобными з а ­
кономерностями изменения мощности. Начиная от ю жной границы п ло­
щ ади листа, мощность свиты увеличивается в северо-восточном направ­
лении от 16— 20 до 6 0 — 63 м в бассейн е р. П ола и сохраняется в этих
п редел ах до северо-восточной границы территории. В зап адн ой части
Л атвийской седловины мощность горизонта 2 1 — 34 м. Аномально вы­
сокая мощность (93 м) установлена в районе г. П естово (скв. 22, см.
рис. 17).
В стратотипическом районе, в нижнем течении р. Л овать и по ее
притокам Полисть и Порусья, свита (4 0 — 45 м) представлена р азн о­
цветными песками, песчаниками и алевролитами с прослоями глин,
глинистых алевролитов и мергелей. По см ене фациальных типов по­
р о д выделяются отл ож ен ия д в у х полных и одного неполного региональн'ых седиментационны х ритмов.
О тлож ения к а ж дого ритма начинаются косослоистыми мелко- и
разнозернистыми красно-бурыми песками, песчанистыми алевритами
или алевролитами мощностью до 13— 15 м. В них со де р ж а т ся о тдель­
ные крупные линзы ф иолетово-буры х и голубовато-серы х глин, н е р ед­
ко с окатанными карбонатными галечниками и облом кам и панцирей
рыб. Выше наблю даю тся ч ередую щ иеся слои глин, алевролитов, гли­
нистых мергелей, р еж е пелитоморфных доломитов и известняков. К а р ­
бонатные породы приурочены обычно к верхней части ритма.
Мощность отлож ений в ритмах зависит от интенсивности размыва
подстилаю щ их пород и м естополож ения р а зр еза в структурно-ф аци­
альной зоне. Мощ ность ритма в бассейн е Ловати составляет 2 1— 27,
уменьш аясь к югу до 8 — 10 и увеличиваясь в северо-восточном направ­
лении д о 35 м в районе В ал да я. Аналогично изменяется мощность
второго ритма (7 — 22 м ). Р а з р е з третьего ритма включает только от­
л ож ения первой фазы трансгрессии и имеет мощность от 2 — 4 до 13—
15 м.
К ю го-зап а ду и востоку от бассейна Ловати увеличивается общая
глинистость и карбонатность свиты, а в восточной части Л у ж с к о - Л а ­
дож ск о й моноклинали п р еобладаю щ и м и становятся светло-серые, в
различной степени ож ел езнен н ы е пески и песчаники, в которых выде­
ление отлож ений различных седиментационны х ритмов в о зм ож но толь­
ко по комплексу минералогических и геохимических признаков.
Фаунистические остатки представлены
редкими брахиоподам и
T he o do s si a ex gr. u ch t en s i s N a 1. и рыбами, образую щ и м и местами
крупные захоронения:
P s a m m o s t e n s f a l c at us О b г., P. t enui s О b г.,
B o t h ri o l e p i s m a x i m a G r o s s , D e v o n o n c h u s l a e v i s G r o s s , E us t h e n od o n
W e n j u k o v i R o l i o п., P l a t y c e p h a l i c h t y s bischoffi V o r o b . , H o l o p t y c h i u s
n o b i l i s s i m u s A g., A s p i d o s t e u s heckeri О b г. и др.
В споровом комплексе дом ин и рую т A r c h a e o z o n o t r i l e t e s ti ma ni cus
N a u т . , A. p r i m a r i u s N а и т . , A. n a l i v k i ni N а и т . , Н y m e n o z o n o t r i l e t e s
r i g i d i s p i n u s N а и т . , Я. l ac i ni osu s N а и т . , Я. m e l a n d u s N а и т . , Leio i r il et es p a r v u s N а и т . , L. n i g r a t u s N а и т . , S t e n o z o n o t r i l e t e s f o r mo s us
N a u m , н др. М естами появляется небольш ое количество пыльцы под­
группы Archaeoperisaccus.
По составу органических остатков приловатская свита п редполо­
жительно сопоставляется с речицким горизонтом Белоруссии, петинской
свитой Центрального девонского поля, а та к ж е нижней частью воро­
нежского горизонта центральных районов Русской плиты (см. табл. 3 ).
73
Смотинско-ловатская
свита
( D 3sl) объ еди няет терригенно-карбонатные отлож ения, соответствую щ ие по унифицированной
стратиграфической схем е 1962 г. верхн еворон еж ск ом у подгоризонту и
евлановскому горизонту. На территории Прибалтики свите соответст­
вует стипинайский горизонт (имульская и бауская свиты).
Свита (от 2 до 16 м) за л е г а ет согласно на породах приловатской
свиты и слагает верхнюю часть третьего посл есн еж ск ого ритма, соот­
ветствующую времени максимального распространения позднефранской трансгрессии.
В стратотипическом р а з р ез е по рекам Л овать и Смота м е ж д у д е ­
ревнями Л а з а р е в о и Серка неполная мощность свиты составляет 7,2 м.
Р а з р е з представлен о тлож ениям и дв ух седиментационны х ритмов. О т­
л ож ения ниж него ритма (3,5 м) зал егаю т на песчаниках приловатской
свиты и представлены серыми и зеленовато-серы ми переслаи ваю щ и ­
мися мергелями и долом итам и с тонкими прослойками крепкого алевритистого песчаника. В кровле н абл ю даю тся с л аб о доломитизированные пестроокраш енны е известняки мощностью 0,6— 0,8 м.
В основании разр еза сл едую щ его ритма за л ег а ет зеленовато- и
буровато-серы е глины и глинистые алевролиты (около 1 м ), которые
перекрываются зеленовато-серы ми глинисто-известковыми мергелями.
Заверш ается р а зр ез микрокристаллическими мелкоплитчатыми светло­
серыми, слегка доломитистыми известняками с остатками гастропод
и брахиопод.
В ю ж н ом и ю го-западн ом направлениях от стратотипической мест­
ности при сохранении общ его харак тера р азр еза н аблю дается з а м е щ е ­
ние известняков долом итам и с появлением гнезд и линз гипса. В ц ент­
ральной части Московской синеклизы основную роль в р а зр е з е играют
пестроцветные мергели и карбонатные глины с тонкими прослоями и з­
вестняков. В Л а д о ж с к о й п о дзо н е Л у ж с к о -Л а д о ж с к о й моноклинали
известняки повсеместно сменяются мергелями и слабо известковистыми глинами, тр удно отличимыми от вм ещ аю щ их песчано-глинистых
пород. М ощ ность аналогов свиты в этой фациальной зон е составляет
3 — 6 м.
Характерные фаунистические остатки представлены T h e o do s si a tana ic a N а 1., Th. ex gr. e v l a n e n s i s N a 1., Th. cf. ar leki ni N a 1., C yr tos pi rifer m a r k o v s k i i N a 1., R i p i d i o r h y n c h u s s v i a s i u s (N a 1.), F a m e n e l l a mis era Z a s p., E v l a n e l l a I j as che nk ov i E g o r . , E. s c u l p t i l i s Z a s p. и др.
По с оде р ж ан и ю акритарх и спор палеофитологический комплекс
типичен для позднеф ранского времени. Большинство видов из н аи бо­
лее многочисленных подгрупп A rchaeo zo notriletes, H y m eno zono triletes,
S te n o z o n o tr ile te s х арак тери зует р азр ез верхов воронежского горизонта
Ц ентрального девонского поля. В то ж е время присутствуют споры, ти­
пичные для евлановского горизонта: H y m e n o z o n o t r i l e t e s tenel lus N аu т . , Я. h a m u l u s N a u m . , Я. s p e c i o s u s N a u m . , Я. i m pe r fe c tu s N a u m . ,
L o p h o z o n o t r i l e t e s e v l a n e n s i s N a u т . , S t e n o z o n o t r i l e t e s g l a b e l l u s N au т . , пыльца представлена A r c h a e o p e r i s a c c u s e l o n g a t u s N a u m и др.
Л и в е н с к и й г о р и з о н т ( D 3/u) сл о ж ен толщей преимущ ествен­
но терригенных отлож ений мощностью от 22 до 48 м, залегаю щ ей с
размывом на п ородах смотинско-ловатской свиты и перекрытых п ал е­
онтологически охарактеризованными карбонатными отлож ениями з а ­
донского горизонта.
В основании горизонта зал ег а ю т пестроцветные и о р а н ж е в о -ж е л ­
тые мелко- и разнозернисты е, местами гравелистые, олигомиктовые,
полевошпатово-кварцевые косослоистые пески и песчаники (от 2 — 3 до
12 м) с галькой и облом кам и подстилающ их пород. В центральной
части М осковской синеклизы базал ьная песчаная пачка зам ещ ается
пестроцветными алевритами и песчанистыми глинами. Выше появля­
ются разноцветные, местами пестроокрашенные глины и глинистые
74
алевролиты с карбонатным цементом, с прослоями фиолетово-бурых и
зеленовато-серы х мергелей, редко доломитов.
Н а северо-зап адн ом склоне М осковской синеклизы в бассейне
Меты р а зр ез имеет трехчленное строение. Н и ж н яя песчаная пачка м ощ ­
ностью около 15 м перекрывается пестроцветными глинами и мергеля­
ми (5 — 10 м ), на которых с размывом за л ег а е т пачка охристо-ж елтых
слюдистых мелкозернистых песков (8 — 10 м) с прослоями и линзами
глин и алевролитов. Е щ е д а л е е к северу горизонт (2 0 — 30 м) п р е д ­
ставлен преимущ ественно пестроцветными глинами с подчиненными
прослоями песков и песчаников.
Фаунистические остатки представлены рыбами P s a m m o s t e u s tenuis
О b г., P. cf. t e nuis О b г. (новый вид) и др., остракодам и Su lc oi ndi v is ia i nopi s Z a s p., C y t h e r e l l a sp., C a v e l l i n a sp. и др., брахиоподами
T h e o d o s s i a sp. и многочисленными гирогонидами.
Характерными видами в комплексе спор являются Le i ot r il e te s simp l i c i s s i m u s N a u m . , S t e n o z o n o t r i l e t e s s i m p l e x N a u m . , S. conf ormi s
N a u m. , L op h ot r i l e t e s l i v n e n s i s N a u m. , A r c h a e o z o n o t r i l e t e s f a me n s i s
N a u m. , A. p o l y m o r p h u s N a u m. , H y m e n o z o n o t r i l e t e s t i c ho m i ro v i N au m. , T r a c hy t ri le t es s o l i d u s N a u m . , R e t u s o t r i l e t e s p y c h o v i i N a u m ,
и д р .^
Споровый комплекс п о д тв е р ж д а е т ливенский возраст отложений
и его корреляцию с амульским горизонтом Прибалтики.
Морские, лагунно-морские, прибреж н о-лагун н ы е и, возм ож но, кон­
тинентальные отлож ения фаменского яр уса (задонский, елецкий, л е б е ­
дянский и данковский горизонты) общ ей мощностью от 125— 130 на
с еверо-зап адн ом склоне М осковской синеклизы и до 2 2 5 — 235 м в ее
центральной части зал ег аю т трансгрессивно на п о родах ливенского
горизонта и в юго-восточном направлении погруж аю тся под н иж н ека­
менноугольные. О тлож ения яруса распространены в юго-восточной
части территории листа, до широты г. Бокситогорск и в бассейне
р. Лидь.
З а д о н с к и й г о р и з о н т ( D 32 <i ) представлен чимаевской свитой
мощностью от 7 д о 17— 18, в среднем 11 — 13 м. В стратотипическом
р а зр е з е у д. Чимаево на р. Кунья нижняя часть свиты (6— 8 м) п р е д ­
ставлена переслаиваю щ имися плотными зеленовато-серы ми и тусклопестроокрашенными карбонатными глинами и мергелями, в которых
в виде линз и прослоев мощностью д о 0,25 м присутствуют тонко- и
микрокристаллические светло-серы е глинистые, обычно неравномерно
долом итизированны е известняки. Н а глинах и мергелях за легает пач­
ка (4,0 — 5,5 м) органогенных известняков, которые вверх по р азр езу
становятся мелкопористыми, трещиноватыми и песчанистыми. В кров­
ле свиты наблю даю тся микрокристаллические ж елваковидны е светлои голубовато-серы е глинистые известняки (0,7 м) с текстурой отмучивапия. Границы свиты литологически четкие.
В ю ж н ом направлении в известняковой пачке увеличивается доля
терригенного м атериала (до 4 0 — 50 % ), вплоть до перехода пород в
известковистые песчаники, и появляются гнезда, линзы и прослои гип­
са мощностью до 0,3 м. На юге Псковской области известняки сильно
доломитизированы.
В северной части площ ади распространения свита с л о ж ен а преим у­
щ ественно известковистыми глинами и алевролитами. П рослои и звест­
няков редки и маломощ ны (до 0,1 м ), часто они присутствуют только
в виде небольш их стяжений. Пачка известняков здесь зам ещ ается гли­
нисто-известковыми мергелями, обогащ енны ми песчаными кварцевыми
зернами при сохранении мощности пачки в п редела х 4 — 6 м. В вер­
ховьях рек Сясь и Л и дь свита мощностью до 12 м с л ож ен а в нижней
части пестроокрашенными глинами, переходящ ими вверх по ра зр езу
в розовато-буры е мергели и светло-серые доломиты.
75
Остатки фауны беспозвоночных приурочены только к известняко­
вой пачке, в которой найдены характерные для задон ск ого горизонта
P l e u r o t o m a r i a s u b i m b r i c a t a W h i d b., A v i c u l a ( L e p t o d e s m a )
kunya
B. N a 1., E v l a n e l l a p e n d u l a Z a s p., B u r e g i a z a d o n i c a P о 1., Acrat ia
z a d o n i c a E g o r . , L i c h w i n e l l a p e n d u l a Z a s p. Остатки ихтиофауны
представлены D i n i c h t h y s sp. 2 О. О b г., P h y l l o l e p i s sp. и др. Много­
численны гирогониды S y c i d i u m p a u c i s u l c a i u m Р г i п., Trochiliscus sexc o s ta t us P r i n. В комплексе микрофоссилий акритархи фаменского о б ­
лика составляют около 80 %. Г осподствуют споры подгруппы Archae­
ozo n o triletes (до 4 5 % ) , значительно участие подгрупп Leiotriletes и
H y m en o zo n o triletes. Н а и б о л е е многочисленны A r c h a e o z o n o t r i l e t e s variabilis N a u m . , A. r u g o s u s N a u m . , L e io t r i l e t e s m i c r o r u g o s u s N a u m . ,
L. r o t u nd u s N a u m. , L. n i g r a t u s N a u m. , H y m e n o z o n o t r i l e t e s radi at us
N a u т . , H. d i l e ct us N a u m. , D i c t y o t r i l e t e s d e v o n i c u s N a u m , и др.
Комплекс спор имеет смешанный ливенско-задонский облик и схо ­
ден с комплексом из круойского горизонта Прибалтики, сопоставимого
с задонским горизонтом Центрального девонского поля.
Елецкий
горизонт
( D 3e/)
представлен тудерской свитой
мощностью от 15— 16 д о 48 м [2 4 ].
В стратотипическом районе, в бассейн е верхнего течения р. М. Тудер, свита за л е г а е т на размытой поверхности задон ск их известняков
и представлена толщей разноцветных мергелевидных глин и глинистых
алевролитов с подчиненными прослоями песков, песчаников, мергелей,
известняков и доломитов. В р а зр езе выделяются отлож ения двух се­
диментационных ритмов.
Нижний ритм ( 1 3 — 18 м) представлен в основании буро ва т о-ж ел­
тыми и зеленовато-серы ми алевритистыми глинами и алевролитами с
присыпками слюдистого песка и отдельными окатышами из подстилаю ­
щих карбонатных пород. М ощ ность базальной пачки 1— 1,5 м. Она пе­
рекрывается пачкой п ереслаиваю щ ихся фиолетово-бурых, красноватокоричневых и голубовато-серы х тонкодисперсных карбонатных глин, ме­
стами мергелей. В верхней части пачки н аблю даю тся отдельные про­
слойки тонкокристаллических долом итов или доломитизированны х из­
вестняков мощностью не бо лее 0,1 м. В кровле залегаю т фиолетово-бу­
рые и голубовато-серы е мергели и м ергелевидные карбонатные алев­
ролиты (1,5— 2,0 м ).
В основании сл едую щ его ритма зал ега ю т светло- и буровато-серые
мелкозернистые пески (около 4,5 м ), р е ж е алевриты и песчанистые
алевролиты. На эти породы л о ж а тся карбонатные глины, алевролиты
или глинистые разноцветны е песчаники, которые перекрываются тол­
щей карбонатных пород, относимых у ж е к л ебедян ск ом у горизонту.
М ощность отлож ений первой половины ритма не превышает 14 м, о б ­
щая мощность свиты в стратотипическом районе колеблется в преде­
л ах 21— 26 м. К югу от стратотнпических разр езов отлож ения ниж не­
го ритма местами обогащ ены линзами, прожилками и прослоями гип­
са мощностью д о 0,15 м.
В северо-восточном направлении мощность свиты возрастает до
36— 48 м. Строение р а зр еза близко к н а б л ю д а е м ом у в стратотипиче­
ском разрезе, мощность отлож ений нижнего ритма 2 5— 30, верхнего —
12— 20 м. Ритмическое строение свиты с преобладани ем пестроокрашенных глин н аблю дается так ж е в бассейне р. Виш ера, где мощность
ее уменьш ается д о 2 0— 25 м. С евернее в бассейн е верхнего течения
Сяси и Чагоды отлож ения свиты сохранились только на отдельных довизейских эрозионных останцах и имеют мощность не более 12— 15 м.
Это преимущественно пестроцветные алевриты и глины нижнего рит­
ма седиментации с редкими линзами и прослоями пелитоморфных д о ­
ломитов.
76
Н емногочисленные фаунистические остатки представлены рыбами
D i ni c h t h ys sp. 2 О. О b г., B o th r i o l e p i s cf. m a x i m a G r o s s , В. ст. spino sa G r o s s . , P h y l l o l e p i s sp., H o l o p l y c h i u s sp. и др., беспозвоночными:
A v i c u l a ( L e p t o d e s m a ) a v i c u l o i d e s V e r n., Er i d oc o nc h a so ci al is E i с h w„
E. aff. t o k m o v o e n s i s E g o r . , E v l a n e l i a p e n d u l a Z a s p., K n o xi e ll a ex gr.
collina Z a s p., K. ex gr. v e n u s t a Z a s p., P l a v s k e l l a cf. f a m e n s i s S a m„
I n d i v i s i a n e l i d o v o e n s i s S a m. , F a m e n e l l a inc on di ti s P о 1., A c r a t i a cf. zad oni ca E g o r .
Остатки микрофлоры представлены гпрогонидами, акритархами
ф аменского облика (до 9 8 % от количества м икроф оссилий), мелкими
спорами из подгрупп L e i o t r il e te s и Tr a c hy tr il e te s, а та к ж е S t e n o z o n o t r i ­
l etes p u s t u l a t u s N a u m . , S. c o n f o rm i s N a u m . , S. p u m i l u s N a u m . , Lop ho z on o t r i l e t e s c u r v a t u s N a u m , и др.
По литологическому составу и полож ен и ю в р а зр езе тудерская
свита предполож ительно Сопоставляется с курсаским горизонтом П р и ­
балтики.
К лебедянскому горизонту
( D 31Ь) по находкам б р а х и о ­
под C y r t o sp i ri f er lefyedianicus N а 1. относится биловская свита мощ но­
стью Ют 10 д о 18 м. В стратотипическом р а зр езе у дер. Билово на
р. М. Тудер свита (13,15 м) за л ега ет на охристо-коричневых песчани­
ках тудерской свиты и представлена переслаиваю щ имися пестроцветнымн мергелями, - плотными известковистыми глинами, светло- и зеленозато-серымн песчанистыми мелкозернистыми известняками. В извест­
няках содерж и тся значительное количество фауны беспозвоночных:
Cyr to spi r if er l e be d ia ni c us N а 1., « C a m a r o t o e c h i a » ex gr. l iv oni ca B u c h ,
Kochi a t ud e r i B. N a !., E c hi no c ar i s t udre ti si s В. B. T s c h e r n . , Po si do n o m y a g i b b o s a W e n., N o r d w e s t i a s o c i a l is ( E i с h w. ) S c h i z o d u s t uderi
B. N a 1., O r t ho c er as h e l m e r s e n i P a c h t., C a v e l l i n a t a m b o v o e n s i s S a m.
и др.
В ю ж ном направлении от стратотипического разр еза увеличивается
общ ая карбонатность пород. Близ ю жной границы свита с л ож ен а в о с ­
новании (3— 5 м) зеленовато-серы ми глинистыми мергелями и извест­
ковистыми глинами. В средней части р а зр еза зал ег аю т микро- и тон­
кокристаллические, местами органогенно-обломочны е светло-серые ком­
коватые известняки (4 — 8 м ), заканчиваю щ иеся прослоем ракушечни­
ка (0,2— 0,3 м ). В ерхн ю ю часть свиты (5— 7 м) слагаю т п ересл аи ваю ­
щиеся микрокристаллические песчанистые светло-серые, местами доломитизированные известняки и голубовато-серы е глинистые мергели
со сл едам и размыва в кровле. В крайней юго-восточной части терри­
тории (скв. 47-Старица и др.) карбонатные породы представлены метасоматическими долом итам и и сильно доломитизированны ми извест­
няками.
В северной части площ ади распространения, в б ассейн ах Меты и
Чагоды, свита (10 — 15 м) представлена в основном яркими пестроокрашенными мергелями и мергелевидными глинами с подчиненными
прослоями зеленовато-серы х доломитистых известняков и доломитов.
К роме приведенных выше органических остатков в биловской свите
встречаются остракоды D e v o n i e l l a d v i n e n s i s S а т . , D. aff. a n g u l a t a
S а т . , N e l i d o v o el l a w e s t i S a т . , K n o x i e l l a t o r o p e z i a n a S a т . , Ba i r di a
cf. e l e z i a n a E g o r , и др. С ледует отметить, что в некоторых скважинах
(43, 45) в нижней части свиты были определены брахиоподы и пелециподы, характерные для елецкого горизонта: C y rt o s p i r i f e r cf. brodi
W e n, C. ex gr. k o s c ha ri c us N a 1., « C a m a r o t o e h i a » ex gr. g r i a s i c a N a 1.,
«С .» ex gr. c e r n o s e m i c a N a 1., «С.» cf. z a d o n i c a N a 1., A v i c u l a ( L e p t o ­
d e s m a ) a v i c u l oi d es Vern. var. e l o n g a t a B. N a 1. Н а этом основании н и ж ­
нюю границу л ебедян ск ого горизонта с л едов ал о бы проводить внутри
биловской свиты. Вопрос тр ебует дальнейш его изучения.
77
Остатки микрофлоры представлены гирогонидами, акритархами
ф аменского облика и спорами L e i o t ri l e t es a t a v u s N a u т . , L. trivialis
N а и т . , L. m i c r o r u g o s u s N а и т . , L. s ol i d u s N а и т . , R e t u s o t r i l e t e s руchouii N а и т . , R. s i m p l e x N a u m , и др. Такой комплекс спор характе­
рен для верхнефам енских отлож ений центральных районов Русской
плиты.
По палеонтологическим данным биловская свита соответствует акменскому п, возм ож но, та к ж е верхней части курсаского горизонта в
П рибалтике (см. табл. 3 ).
К д а н к о в с к о м у г о р и з о н т у ( Dzdn) отнесена льнянская сви­
та террнгенных и терригенно-карбонатных пород изменчивой мощно­
сти (от 5 0— 60 д о 125 м ). На большей части территории распростране­
ния свита перекрывается разновозрастными раннекаменноугольнымн
отлож ениям и турнейского и визейского ярусов. Севернее линии Неболчи— Б а бае в о отлож ения свиты отсутствуют, так как были полностью
уничтожены во время продолж ительного довизейского перерыва в
осадконакоплении.
В ю жной части территории листа льнянская свита литологическп
п одразделя ется на три части: н иж ню ю — преимущественно глинпсто.> мергелистую, средн ю ю — алевритово-глинистую и верхнюю — глинистокарбонатную.
Н иж няя подсвита (4 2 — 55 м) характеризуется однотипным разре­
зом па всей площ ади распространения. Она сл ож ен а в нижней и сред­
ней частях переслаиваю щ имися (по 0,5— 4 м) пестро- и послойно разно­
цветными карбонатными глинами, алевролитами и м ергелями с подчи­
ненными прослоями пелитоморфных известняков и доломитов, реже
песчаников. Верхняя часть р а зр еза мощностью 6— 12 м представлена
преимущ ественно зеленовато- и буровато-ж елты м и мергелями, места­
ми переходящ ими в голубовато-серы е пелитоморфные известняки.
Средняя подсвита мощностью д о 60 м представлена главным об­
разом пестроокрашенными алевролитами, алевритами и алевритистыми плотными глинами с частыми п ереходами глин в пестрые или буро­
вато-розовые мергели. В основании подсвиты зал ег аю т обычно косо­
слоистые пески и песчаники мощностью 3— 4 м, которые в центральной
части синеклизы зам ещ аю т ся в ряде случаев сильно песчанистыми гли­
нами.
Верхняя подсвита присутствует только в наиболее полных разре­
за х (см. рис. 17). Ее мощность достигает 20 м, слож ен а розовато- и
светло-серыми мергелями и долом итам и, в северной части площади
распространения частично та к ж е доломитизированны ми известняками.
В юго-восточном направлении возрастает общ ая карбонатность по­
род всех свит, исчезает их красноватая окраска и появляются тонкие
(менее 0,3 м) прослои гипса— ангидрита (в двух нижних подсвитах).
В ерхняя граница горизонта в центральной части Московской синекли­
зы литологически четкая и проводится в основании пачки желтоватых
и светло-серых долом итов и долом итизированны х известняков заволж­
ского горизонта с прослойками гипса, ангидрита и целестина, нередко
с углистыми примазками.
В северной части площ ади распространения, в Новгородской об­
ласти, свита представлена преимущ ественно разноцветными песчаноглинисто-мергелистыми отлож ениям и с подчиненными прослоями доло­
митов, и вы деление подсвиты становится затруднительным. Д л я глин
нижней и средней подсвит характерно присутствие палыгорскита, ко­
торый местами становится п о р о дообразую щ и м минералом.
О тлож ения свиты бедны органическими остатками. В породах
всех подсвит относительно часты гирогониды S y c i d i u m paucisulcatum
Р г i п., 5 . m a s l o v i S a m . , S. k a r p i n s k y i S a m . , Trochiliscus sexcostatus
P г i n.
78
Р едк ие находки спор
представлены
Le i ol r i le t es
microrugosus
N a u m . , T r ac h y t r i l e t e s s o l i d u s N a u m , и др., имеющими широкое вер­
тикальное распространение.
Д л я нижней и средней подсвит характерны остатки ихтифауны
B oi hr i o l e p i s o r n a t a G r o s s , D i n i c h t y s m a c h l a e v i O . O b г., D e v o n o n c h u s
k e t le r in si s G r o s s , D. t e n ui s p i nu s G r o s s , C he l io p ho ru s v er ne ui li A g.,
P a n d e r i c h t y s b y s t r o w i G r o s s , H o l o d i p t e r u s k i p r i a n o w i P a n d . , Holop i y ch i us f l e m i n g k i A g., O n y c h o d u s d e ll e i G r o s s ,
В нижней подсвите найдены единичные беспозвоночны е S p i r or b i s
o m p h a l o d e s G o l d f., E r i d oc o nc ha so c ia li s E i c h w . ,
Tambovia prima
S a m. , C a v e l l i n a ex gr. t a m b o v o e n s i s S a m . , а в верхней — Glypt ol ichwi ne ll a a d e l a i d a e S a m .
По палеонтологической характеристике н иж ню ю подсвиту можно
сопоставить с мценскими и киселево-никольскими слоями (оптуховская
свита), а средню ю и верхнюю подсвиты — с орловско-сабуровскими,
тургеневскими и кудеяровскими слоями плавской свиты данковского
горизонта Ц ентрального девонского поля. Корреляция подсвит с гори­
зонтами, выделенными на территории З а п а д н о й Прибалтики, неясна
и требует дальнейш его изучения.
К А М Е Н Н О У Г О Л Ь Н А Я С И СТЕМ А
Отлож ения каменноугольной системы распространены в восточной
части рассм атриваемой территории, в п редел ах зап адн ой и се в е р о -за ­
падной окраин П одм осковного каменноугольного бассейна. Они пред­
ставлены здесь всеми тремя отделами. Стратиграфическое расчленение
этих отложений дается в соответствии с унифицированной схемой
(1965 г.) и бо лее поздними дополнениями, принятыми м еж ведом ствен ­
ным стратиграфическим комитетом.
Полная мощность сводного ра зр еза карбона достигает 650 м.
НИЖ НИЙ ОТДЕЛ
Н ижнекаменноугольны е отлож ения развиты в составе турнейского,
визсйского и серпуховского ярусов. На дочетвертичную поверхность
они выходят в п редел ах субм еридиональной полосы шириной от 140
на юге до 10 км на севере. И х мощность зависит от морфологии п од­
стилающей поверхности, условий седиментации и интенсивности после­
дующих эрозионных процессов. Она изменяется в широких п редел ах от
нескольких десятков д о 470 м. Н ерасчлененны е нижнекаменноугольныс отлож ения (С |) выделены только на разрезе.
ТУРН ЕЙ СКИ И ЯРУС
Нижнетурнейский подъярус. Лихвинский надгоризонт ( C\l h) р а с ­
пространен ю ж н е е линии К о м ар ов о — Пестово. О бъем и мощность о т ­
ложений весьма невыдержанны е. Н а и б о л е е полный разр ез лихвинского надгоризонта (мощность 70 м ), включающий отлож ен ия з а в о л ж ­
ского, малевского и упинского горизонтов, вскрыт скв. 34 у дер. М. Кобяки, в 50 км на з а п а д — с е в е р о -за п а д от г. Волоколамск. З авол ж ски й
и малевский горизонты (около 80 м) вскрыты кроме того скв. Старицкой. В районе г. Боровичи мощность лихвинского надгоризонта, п ред­
ставленного только малевскими глинистыми породами, не превышает
3— 5 м. Н а ряде участков лихвинские отлож ен ия полностью ун и ч тож е­
ны п оследую щ им размывом.
79
В п редел ах зап адн ой окраины П одм осковного каменноугольного
бассейн а эти отлож ения впервые были выделены В. А. Котлуковым
(1935 г.) как лихвинский подъярус в составе двух толщ: нижней —
долом итовой и верхней — мергелисто-глинистой. П о зд н е е А. С. Корженевская (1947 г.) расчленила их на три толщи: нижнюю — мергелис­
тую ( п о д д о л о м и т о в у ю ), средню ю — долом итовую и доломитово-извест­
няковую и верхнюю — п есчано-глинистую ( н а д д о л о м и т о в у ю ). В 50-е
годы эти ж е исследователи, на основании изучения палеонтологиче­
ских остатков и сопоставления разр езов зап адн ой и ю жной окраин
П одм осковного бассейна, пришли к выводу о принадлеж ности к лихвппскому горизонту только верхней — наддоломитовой толщи. Н иже­
л е ж а щ и е толщи они отнесли к озерско-хованским образованиям верх­
него девона. О днако в дальнейш ем (Р еш ения М ежведом ственного со­
вещания по р азр аботк е унифицированных, стратиграфических схем
Русской платформы, 1962 г.) граница м е ж д у фаменским и турнейским
ярусами была оп ределена в основании гониатитовой зоны Woklumeria,
т. е. понижена до подошвы озерской толщи. Озерские и хованские от­
л о ж е н и я -б ы л и объединены в заволж ск ий горизонт, включенный в со­
став туриейского яруса.
В п ределах зап адн ой и сев еро-зап адн ой частей П одмосковного бас­
сейна лихвинский надгоризонт палеонтологически охарактеризован сла­
бо и отличается быстрой фациальной изменчивостью по простиранию.
Поэтому' выделить в его составе стратиграфические горизонты можно
только условно, и на геологической карте он показан нерасчлененным.
Заволжский
горизонт
распространен почти полностью в
границах площ ади распространения отлож ений лихвинского надгоризонта, ю ж н ее линии Угловка— Пестово. Естественные обн аж ен и я пород
горизонта известны только на р. Кунянка — притоке р. Полометь. Мак­
симальные мощности его зафиксированы буровыми скважинами в цент­
ральной и ю жной частях региона (Калининская область): № 47 (Стар и ц к а я ) — 51,6 м; Голубые озера — 52,9 м (рис. 19); С е р е б р я н и к и 51,6 м. Выявление нижней границы за в ол ж ск ого горизонта вызывает
большие затруднения в связи с литологическим сходством погранич­
ных кудеяровских и озерских толщ, слож енны х преимущественно суль­
фатно-доломитовыми породами со скудной специфической фауной. Не­
редко граница м е ж д у ними проводится на разных уровнях, и одни и
те ж е отлож ения сопоставляю тся то с кудеяровскими, то с озерскими.
С вы ш ележ ащ ими малевским и упинским горизонтами граница
отчетливая.
На большей части территории в р азр езе зав олж ск ого горизонта
отчетливо выделяются три пачки: нижняя, слож енная светлоокрашен­
ными долом итами и доломитовыми мергелями, тонко- и скрытокристал­
лическими, участками пелитоморфными, слоистыми, плотными, часто
окремненными, с прослоями и гнездами хорош о раскристаллизованного
белого и светло-серого гипса; средняя, так называемая «угледоломи­
товая» пачка, в которой наряду с серыми и темно-серыми сильно перекристаллизованными крепкими долом итами широко распростране­
ны черные битуминозны е доломиты с прослоями, гнездами и пленка­
ми черного углефицированного органического вещества, с обугленными
растительными остатками и рассеянными мелкими зернами пирита и
сидерита. Ш ироко встречаются т а к ж е глинистые известняки, мергели
и коричневато-серые глины, обогащ енны е углистым и сапропелевым ве­
ществом. П ороды сильно огипсованы. Степень углистости и огипсованности средней пачки уменьш ается в северо-зап адн ом направлении.
Выявленный в нижней и средней пачках комплекс спор, содержа­
щий T r a c h y t r il e te s l as ius (W .) N a u т . , H y m e n o z o n o t r i l e t e s rugosus
N a u т . , L o p h o t r i l e t e s exi qu us N a u т . , L. p u n c t a t u s N a u т . , L. inflatus
80
15к
Тешемля
4*
Кувшинрвская
Зубцовская
q
И Г
-v - 1 U r*
Щ в
»■ I - - - P
Н
,
I-— 1« ] ~ - 1 »
Ь П П 15 Г П 16 П П "
Р ис. 19. С хем а к ор реля ци и р а зр е зо в ск в аж и н н а за п а д н о й и с ев ер о -за п а д н о й ок р аи н ах
П о д м о ск о в н о г о б а ссей н а . Н и ж н ий и ср ед н и й к ар бон .
1 — и з в е с т н я к ; ’ 2 — д о л о м и т и зи р о в а н н ы й изв естняк; 3 — глинистый известняк; 4 — о р ­
г ано г ен но -о блом оч ны й изв естняк;
5 — п с ев доо л и то в ы й известняк; 6 — до ло м ит ; 7 —
глинистый д о л о м и т ; 8 — глина и зв ест к о в и ста я , мергель; 9 — глина; 1 0 — глина п е с ­
чаная; 11 — глина угли стая; 12 — песок, песчаник;
13 — у голь бурый;
14 — остатки
ф ауны; 15 — о статки р а стительности; 16 — линзы и ж е л в а к и кремня; 17 — гипс.
Г еол о ги ч еск и е индексы; D 3fm — верхний д ев о н , ф а м ен ск и й ярус; С| — н иж н ий карбон
(горизонты : z v — за в о л ж с к и й , ml — малевский, bb — б о бр и к о в ск и й , tl — тульский, al —
алексп нск ий, m h — м и хай лов ск ий , al + rrih— алек си нск ий и ми хай ловск ий , v n — веневскнй, tr + st — тар усск нй и ст еш евский, рг — протвинский, tr— рг — т а р усск ий — ст еш ев скнй — пр о тв и нск и й); С2 — с р ед н и й к ар б он (гор изонты : vr — вер ейский,
k s — кашир­
ский, ks + p d — к аширский и п о д о л ь с к и й ) ; Р 2пи — в ер хн я я
пермь,
н иж н еуст ьип ск ая
свита; Q — четвертичный пер иод .
Ц и ф р ы с пр а вой стор оны ко ло н о к ск в а ж и н — глу би на , в м.
N a u m , A r c h a e o z o n o t r i l e t e s j a m e n e n s i s N а и т . , D i c t y o l r i l e t e s cancellat us W a l t z., S t e n o z o n o t r i l e t e s l i te ra t us N a u m , и др., позволяет с оп о­
ставить их с озерской толщей центральных районов.
Породы верхней пачки несут явные следы предвизейского разм ы ­
ва. В них встречается кавернозность, трещиноватость, резкая н езак о ­
номерная изменчивость мощности, вплоть д о полного выпадения этой
пачки из р азр еза. В долом итизированны х известняках содерж атся м но­
гочисленные остатки фораминифер, остракод, обломки пелеципод, в
том числе C a lc i s p h a e r a t r a n s p o r a n t a R е i t 1., B i s p h a e r a m i n i m a L i p.,
A r c h a e o s p h a e r a m i n i m a S u 1., A p a r c h i t e s g l o b u l u s P o s n . , Gl yp to li chw i 6
Зак. 391
81
ne ll a s p i ri a li s J o n . et K i r k . , S ul c e l l a m u l t i c o s t a t a P o s n . , H e a ld i a n e l l a
p u n c t a t a P o s n . , G l y p t o p l e u r a e g r e g i a P o s n . , позволяющ ие соп оста­
вить верхнюю пачку за в о л ж ск о го горизонта с хованскими слоями.
Малевский и у пинский г о р и з о н т ы нер асчлененные.
О тлож ения этих горизонтов распространены в тех ж е п ределах, что и
лихвинского надгоризонта в целом. О днако в результате предвизейского
размыва они сохранились лишь в пони ж ени ях п одстилаю щ ей п оверхно­
сти. Естественные выходы малевских и упинских отлож ений известны
только в районе Боровичи— Угловка: на р. Льняная близ пос. Д ерняки,
на р. П е р е т н я .у пос. П а р а х и н о — П о д д у б ь е и на правом берегу Меты, в
1— 1,5 км от дер. Коегощ и. И х мощность варьирует от нескольких с а н ­
тиметров д о 40 м, составляя в больш инстве случаев 10— 15 м. К с е ­
веру от линии К о м а р о в о— П естово они полностью денудированы .
Р а з р е з малевского и упинского горизонтов сл о ж ен преим ущ ествен­
но известков'истыми глинами серого, зелен овато- и голубовато-серого
цветов, в верхней его части пестро- и яркоокрашенными окислами ж е ­
л е за. Глины тонкодисперсные, нередко алевритистые, р е ж е песчаные,
плотные, ж ирны е на ощупь, восковидные, часто тонко- и микрослоистые, с прослоями известняка, долом ита, долом итового мергеля, мелкои тонкозернистого кварцевого песка. По всему р азр езу, о собенн о в
верхней его части, н аблю дается обугленный и ож елезненны й расти ­
тельный детрит, конкреции и зерна пирита. Повышенная глинистость
р а зр еза обуслови л а резкую границу этих горизонтов с заволжским.
Палеонтологические остатки представлены главным об р а зо м с п о ­
рами, характерные комплексы которых, с о д е р ж а щ и е S t e n o z o n o t r i l e t e s
j l e c s u o s u s J u s с h. с тремя разновидностями (до 8 0 % ) , L op h oz o no t r il etes m a l e v k e n s i s N a u m. , A r c h a e o z o n o t r i l e t e s m a l e v k e n s i s N a u m. , H y ­
m e n o z o n o t r i l e t e s p u s i l l i t e s К e d o, D y c l i o t r i l e t e s t sc h e r n is c he n si s J u s c h . ,
L op h ot r i l e t e s r u g o s u s N a u m., A c a n t h o l r i l e t e s r a r i s p i n o s u s J u s с h.
и др., были _ выявлены Е. К- В ан дер ф л и т в районе пос. Угловка
(скв. 135, 1965 г.), пос. Р а ево (скв. 507, 1961 г.) и в ряде других р а з ­
резов.
Верхнетурнейский подъярус. Черепетский горизонт чернышенского
надгоризонта сохранился на двух небольш их разобщ енны х участках в
районе п. Н ел и дово (скв. в дер. Бутаки) и юго-восточнее г. Старицы
(скв. 34, дер. М. К об я к и ). На этих участках он представлен только н и ж ­
ней, так называемой агеевской толщ ей. Н а дочетвертичную поверхность
черепетские отлож ения не выходят. Мощ ность агеевской толщи состав­
ляет 8 — 10 м. Судя по тому, что в полных р а зр ез а х за пределами тер­
ритории она достигает 20 м и более, верхняя часть этой толщи здесь
очевидно размыта.
Поскольку в основании р а зр еза агеевской толщи обычно расп ро­
странен мелкозернистый кварцевый песок, граница ее с подсти лаю щ и ­
ми малевско-упинскими отлож ениям и достаточно отчетливая. Н о к вы­
ш ел еж ащ и м , сходным по вещ ественному составу бобриковским о т л о ­
ж ениям , п ерех од постепенный. Р азли чаю тся они только по составу
комплекса спор.
В целом агеевская толщ а сл о ж е н а светло-серыми, серыми и чер­
ными углистыми, тонкослоистыми глинами и глинистым кварцевым
алевритом, со д е р ж а щ и м многочисленные аллохтонные углефицированные и пиритизированные растительные остатки, конкреции пирита и
мелкие оолиты сидерита.
В глинах и алевритах выявлен характерный для агеевской толщи
пыльцевой комплекс: Ac a nt h o t r i l e t e s , r a ri s p i n o s u s J u s с h., L o ph o z ono i ri le te s cra st i f e r (L u b.) К e d o, T r a c h y t r i l e t e s f l e c s u o s u s J u s c h . , Dy c t io t ri l e t es t e ne l lus N a u m. , L o p h o t r i l e t e s m a l e v k e n s i s N a u m., S t e n o z o ­
n o t r il e te s a m p l e c t u s ( N a u m. ) J u s c h .
82
ВИ ЗЕ Й С К И Й ЯРУС
Нижневизейский подъярус. М алиновский надгоризонт (?) п ред­
ставляет собой элю виально-делю виальны е образов ани я досредневизейской («довизейской») коры выветривания. П о сл е накопления агеевской
толщи, а в бол ее северных частях рассм атриваемой территории — в
послелихвинское время — наступил этап континентального развития,
завершившийся к началу яснополянского времени. В течение этого э т а ­
па здесь был о бр азо в а н расчлененный структурно-денудационный ре­
льеф, на возвышенных участках которого сформировалась глинистая
кора выветривания, частично п еремещ енная — элю виально-делю виаль­
ная (рис. 2 0 ) . Без видимых перерывов и отчетливых контактов покры­
вает она турнейские породы, а на площ адях, где последние отсутству­
ют,— верхнедевонские. Выходы ее на дочетвертичную поверхность не­
известны. От подсти лаю щ и х пород о бр азов ани я коры выветривания от­
личаются блеклой окраской и в особенности своим вещественным с о ­
ставом. В ерхн едевон ск и е и турнейские глины сущ ественно гидрослю ­
дистые. Глины коры выветривания каолинитовые. В легкой части ал ев­
ритовой ф ракции'этих глин резко уменьш ено с о д е р ж а н и е полевых ш п а ­
тов и слюд; биотит превращ ен в мелкочешуйчатую гидрослю ду, кото­
рая, ёС с в о ю очередь, вместе с мусковитом, зонально разруш аясь, п ре­
вратилась в каолинитовую муку. В тя ж ел о й фракции полностью отсут­
ствуют неустойчивые минералы, рутил зам етн о лейкоксенизирован. По
сравнению с подстилающ ими породами в элювиальных глинах зн ач и ­
тельно увеличилось с о д е р ж а н и е полуторных окислов ж е л е з а и алю ­
миния и двуокиси титана при соответствую щ ем снижении содерж ан и я
кремнезема. Эти глины представляю т собой, по-видимому, нижнюю
часть остаточной, местами переотлож ен н ой коры выветривания на довизейских п ородах. О дн озн ачн ое реш ение вопроса о времени их ф о р ­
мирования пока н евозм ож н о. О днако палеогеографический анализ р а з ­
вития территории позволяет предполож ить, что н аибол ее благоприят­
ные условия для формирования «довизейской» коры выветривания с л о ­
жились
на
заключительном
этап е
п озднемалиновского
времени
(В. С. Кофман, 1979 г.).
М ощ ность коры выветривания дости гает 6 — 7 м. Н аи б ол е е п ред­
ставительный-ее р а зр ез известен вблизи дер. Кремница на р. Белая —
правом притоке Меты.
Средневизейский подъярус. О тлож ения яснополянского надгоризонта распространены почти повсеместно на площ ади, занятой каменно­
угольными отлож ениями, отсутствую т лишь местами, где они размыты
в п оздневизейское время. В полном об ъ е м е в составе бобриковского и
тульского горизонтов отлож ения яснополянского надгоризонта ра сп ро­
странены ю ж н е е линии В а л д а й — Бологое. Севернее, по имеющимся
данным, распространен только тульский горизонт. О днако не исклю­
чена вероятность присутствия и здесь, на локальных участках в глу­
боких впадинах довизейской поверхности, сохранивш ихся от размыва
бобриковских отложений.
Д л я п ород яснополянского н адгоризонта характерна изменчивость
вещественного состава, значительное непостоянство мощностей, ш иро­
кое распространение з а л е ж е й бурого угля, огнеупорных глин, бокси­
тов.
Бобриковский горизонт
(C iЬЬ) характеризуется двучлен­
ным строением. Н и ж н яя часть его преимущ ественно песчаная, в е р х ­
н я я — углисто-глинистая. Граница бобриковского горизонта с подсти ­
л аю щ им и турнейскими отлож ениям и (за исключением агеевской т о л ­
щи) резкая, со следам и размыва. С вы ш ележ ащ ими тульскими она ч а ­
щ е неотчетливая.
6*
83
Р и с. 2 0. С х ем а р ел ь еф а д о в и зей ск о й п овер хн ости .
/ — с к в а ж и н а и а б с о л ю т н а я о т м ет к а д о в и з е й с к о й п о вер х н о ст и , в м;
2 — изо ли н ия п о в е р х н о с т и с а б со л ю т н ы м и зн а ч ен ия м и , в м; 3 — г р а ­
ница р а сп р о с т р а н е н и я д о в и з е й с к и х к а м ен н о у г о л ь н ы х о т л о ж ен и й .
Бобриковские пески серые и светло-серые, кварцевые, м елкозернис­
тые, отличаются от девонских повышенным с одер ж а н и ем циркона, т у р ­
малина, ставролита, дистена и практически полным отсутствием слю ­
ды. В них присутствуют линзы и прослои песчаников, сланцеватых у г­
листых глин, алевролитов и песчанистых глин с обугленными расти­
тельными остатками, с ж елвакам и и прослойками сидерита, мелкими
конкрециям пирита. В основании песчаной толщи нередко встречаются
линзы пластичных и сухарных глин. В целом глинистость и углистость
84
песчаной части р а зр еза увеличивается в зап адн ом направлении. Ее
максимальные мощности ( 2 0 — 30 м) приурочены к довизейской впади­
не в районе Кувш иново— Т о р ж о к — С тар иц а— Р ж е в — Зубцов.
Верхняя, углисто-глинистая часть бобриковского горизонта н аи ­
более полно изучена в п редел а х Н елидовского и С елижаровского б у ­
роугольных районов. З д е с ь она именуется «главным угольным комп­
лексом» и с л о ж ен а углистыми и сапропелевыми глинами, сланцами и
углями (четыре с л о я ), с прослоями пластичных и сухарных глин, лин­
зами тонкозернистых, кварцевых песков, с многочисленными стигмариями, ризойдами, конкрециями пирита, ж елв а к ам и сидерита, минерали­
зованными и обугленными растительными остатками. Бурый уголь по
простиранию сменяется углистыми алевритами, глинами и другими
образованиями зоны лагун и мелкого моря. Мощ ность этой части р а з ­
реза не превышает L5, чаще составляя 5 — 7 м. На обширных площ адях
она полностью уничтож ена раннетульским размывом.
Д л я углисто-глинистого комплекса бобриковского горизонта х а ­
рактерны споры T r e m a t o z o n o t r i l e t e s v a r i a b i l i s var. f a v e o l a t u s ( W a l t z )
N a u m , и другие разновидности (3 0 — 50 % ), L e io t r i l e t e s p l a t i r u g o s u s
(W a 1 1 z) N a u т., H y m e n o z o n o t r i l e t e s p u s i l l u s (W a 1 1 z) N a u m., Tril o bo zo no tr il et es
i nc i s o— t r il obus
Naum.,
Eurizonotriletes
l it erat us
(Waltz)
N a u m,, E. p l a n u s
N a u m., P e r i s a c c u s c a m p y l o p t e r u s
( W a 11 z) N a u m. и т. д. П рисутствуют прекрасной сохранности в о до­
росли C la d is c o t h a l l u s k o e p p e n i R. [8 8 ].
Т у л ь с к и й г о р и з о н т ( С \tl) развит почти на всей площ ади р а с ­
пространения карбона, выпадая из р а зр еза лишь в обособленн ы х зонах
послетульского размыва и на отдельных участках естественного выкли­
нивания. Многочисленные об н а ж ен и я пород тульского горизонта и з­
вестны на реках, пересекаю щ их Карбоновый уступ.
Тульскому горизонту присущи литологическая и фациальная пест­
рота разр езов и невыдерж анность мощности (5 — 70 м ), обусловленны е
морфологией подстилающ ей поверхности, интенсивностью и дифф еренцированностью п оследую щ и х размывов.
Граница тульского горизонта с подстилающ ими породами отчет­
лива лишь тогда, когда нижняя его часть с л о ж е н а песком. Во всех
других случаях п ерехо д от п одстилаю щ их пород к породам тульского
возраста постепенный. Н е вы ражена граница и с перекрывающим алексинским горизонтом.
Тульский горизонт сл ож ен прибрежно-континентальными (присклоновыми), аллювиальными, озерно-болотны ми и прибрежно-морскими
образованиям и. Несмотря на то, что его разрезы к северу и югу от
р. Мета зам етн о различаются, в составе горизонта повсеместно четко
выделяются три литологических комплекса: нижний — песчано-глинис­
тый, средний — сухарно-бокситовый и верхний — углисто-песчано-глинистый (В. Г. Горянский, В. С. Кофм ан, 1971 г.).
Песчано-глинистый комплекс, образов ани я которого приурочены к
впадинам довизейской поверхности, представлен кварцевыми песками
со значительной примесью каолинита, алевролитами, песчаными и у г ­
листыми глинами с тонкими прослоями бурого угля и лигнита. В гли­
нах н аблю дается бесцветная слю да, у н и ф и ц и р о в а н н ы е растительные
остатки, ж елваки и конкреции сидерита.
В Боровичском районе и ю ж н ее глины нижнего комплекса обычно
известковистые и нередко с о д е р ж а т прослои глинистого известняка.
В одном из таких прослоев Т. И. Шлыкова (1951 г.) выявила комплекс
тульских фораминифер, состоящий из многочисленных P s e u d o e n d o t y r a
s t r u v e i ( М о е 11.), а та к ж е плохой сохранности эош таф ф елл , эндотир,
редких архсдискусов, текстулярид и гипераммин. В тонкослоистых гли­
нах встречаются остатки лннгул и наутилид. В глубоких депрессиях
мощность нижнего комплекса дости гает 6 0 — 70 м.
85
С оставляю щ ие сухарно-бокситовый комплекс огнеупорные глины
сухарн ого ряда, бокситы, бокситовые и сопутствующие им породы рас­
пространены в п редел ах склонов довизейских возвышенностей. Они
накапливались в л о ж б и н а х и до л и н ах древней эрозионной сети, а так­
ж е в прибортовых частях зал и вообразны х впадин береговой зоны моря.
Ю ж н ее линии В а л д а й — Б о л о г о е — М аксатиха породы сухарно-бок­
ситового комплекса в р а зр ез а х тульского горизонта не встречены. В оз­
м ож н о, они зам ещ ены углисто-глинистыми осадками, тр удно отличимы­
ми от аналогичных о бразов ани й верхнего комплекса. Мощность отло­
ж ен и й среднего комплекса изменяется от 1 до 25 — 30 м. Севернее
р. Мета, на отдельных участках, они частично или полностью уничто­
ж ены послетульским размывом.
Углисто-песчано-глинистый комплекс представлен в основном плас-’
тичными и полусухарны ми огнеупорными глинами и углисто-сажисты­
ми глинами с прослоями или маломощ ными пластами высокозольного
бурого угля (от одного-двух в районе Боровичи— Комарово, до четы­
р е х — в районе Н е л и д о в о ). Степень углефикации осадков и мощность
угольных пластов увеличиваются в ю го-западном направлении [24]
(А. П. Сйломон, 1966 г.; Т. В. А лександрова, Е. А. П етрова, 1957 г.).
Углисто-сажисты е глины переполнены углефицированными и минера­
лизованными растительными остатками, с о д е р ж а т конкреции сидерита,
стяжения и присыпки пирита, в отдельных р а зр еза х отмечается повы­
шенная слюдистость, к югу от ст. Н еболочи, в верхней части разреза,
распространены тонкие прослои мергелистых и песчанистых известня­
ков, с о д е р ж а щ и х остатки ф ораминиф ер, брахиопод, остракод и наутилид. В . их числе P s e u d o e n d o t y r a Candida ( I v a n . ) , E o s t af f el la prisca
R a n s., M e d i o c r i s b r e v i s cu l a ( I v a n . ) , E n d o t h y r o n o p s i c o m p r e s s a R au s. et R e i 1 1, P l e c t o g y r a s i m i l i s (R a n s. et R e i 1 1.), A r c h a e d i s c u s pauxillus S с h 1 у k и др. М ощ ность комплекса изменяется от 7 — 8 до 20—
30 м.
По составу спорового спектра (Реш ения М еж ведом ственного сове­
щания, 1965 г.) [84] нижний и средний литологические комплексы, со­
д е р ж а щ и е споры комплекса H y m e n o z o n o t r i l e t e s p us i ll us J u s с h. соот­
ветствуют раннетульскому этапу геологического развития и объедине­
ны в нижнетульский подгоризонт, а верхний, содер ж а щ и й споры комп­
лекса T ra c hy t r il e te s s u b i n t o r t u s J u s с h., S i m o z o n o t r i l e t e s br evis pinos us
W a l t z . , соответствует позднетульском у этапу развития и составляет
верхнетульский подгоризонт.
Верхневизейский подъярус. Окский надгоризонт объединяет три
горизонта, близкие по своей палеонтологической характеристике — алексинский, михайловский и веневский. Р аспространен так ж е широко, как
и яснополянский, и в нижней части р азр еза по литологическим особен­
ностям весьма с х ож с последним.
На значительной части рассм атриваемой территории разрез алексинского и михайловского горизонтов представляет собой толщ у пере­
слаивания песчано-глинистых пород и известняков. От р азр еза к раз­
резу количество слоев меняется, изменяются т а к ж е и их литологическне
особенности. Н ередк о трудно определить п оложение границы между
ними, что до сих пор вызывает разночтения в этом вопросе (А. И. Оси­
пова и Т. Н. Вельская, 1977 г .), поэтому на геологической карте а л е к с и н с к и й и м и х а й л о в с к и й г о р и з о н т ы (C ial- \- mh) показаны
объединенными.
А л е к с и н с к и й г о р и з о н т перекрывает породы тульского гори­
зонта повсеместно, за исключением полосы К арбонового уступа, где все
горизонты карбона зал ега ю т непосредственно под четвертичными отло­
ж ениям и. Естественные его о бн а ж ен и я многочисленны, особенно на ре­
ках Мета, Круппа, О хомля, Прикш а, Рагуш а. Граница м е ж д у алексин­
86
ским и тульским горизонтами проходит чаще в неотличимых песчано­
глинистых о тлож ен ия х и визуально не вы ражена. В этом случае ее
проводят условно по подош ве нижнего слоя известняка или связанной
с ним глины, и зоби лую щ ей острак одам и и мш анками («остракодовый»
горизонт). На ряде участков разр ез алексинских отлож ений начинает­
ся аллювиально-дельтовыми песками с размывом, залегаю щ им и не
только на тульских, но и нередко на верхнедевонских породах.
П р е о б л а д а ю щ а я мощность алексинских отлож ен ий 2 0 — 25 м; в р а з ­
резах с песчаными толщ ами она в озрастает до 50 м и более.
А лексинские отлож ения накапливались преимущественно в при­
бреж но-м орских условиях. На значительной части территории они пред­
ставлены переслаиванием м аломощ ных слоев органогенного известня­
ка с' песчано-глинистыми породами (серые и углисто-сажисты е глины
с прослойками бурого угля и лигнита, красящие глины и д р .) . Н а и б о ­
лее полный р а зр ез такого типа, с четырьмя слоями известняков ( ai —
а4), о б н а ж е н на р. Мета в районе г. Боровичи. К югу от линии В а л ­
д а й — Б о л ог о е— М аксатиха эти четыре слоя сливаются в два и д а л е е
в один, бо лее мощный (7— 9 м в районе Н ел и дово и д о 15 м в Старицком и З убц овск ом ра й о н а х ). В районе Бокситогорска в р а зр езе встре­
чается лййщ один слой известняка, по-видимому, соответствующий
мстпнскому (а 4). Слою а: здесь соответствует так называемый «о стра­
кодовый горизонт»— слой тонкодисперсной, сургучно-красной, ли стова­
то-слоистой глины, переполненной остракодам и. З д е с ь горизонт с л о ­
жен в основном песчано-глинистыми породами с п р е обл адани ем а л л ю ­
виальных и прибрежно-дельтовы х м елкозернистых кварцевых песков,
заполняю щ их глубокие до л и н оо бр а зн ы е депрессии. В песках встреча­
ются слои сильно ож елезнен н ы х песчаников, светло-серых каолинитовых и углистых глин, отмечаются включения обугленны х и о ж е л е з н е н ­
ных растительных остатков. В ю жных районах в них зам етн а слюдистость. Д л я алексинского горизонта в целом характерны B r a d y i n a roiula
Е i с h w., A r c h a e d i s c u s m o e ll er i var. g i g a s R a u s, A. o p e r o s u s S с h 1 у k.,
P l e c t o gi r a s a m a r i c a R a u s., G i g a n t o p r o d u c t u s p r a e m o d e r a t u s S с h w.,
P ro du c t us c o nt i nn us S о w., S e m i p l a n u s s e m i p l a n u s S с h w., P ar a pa rc hi tes a r m s i r o n g i a n u s J. et K-, J o n e s in a f a s t i g i a t a var. s p i n o s a P o s n ,
Ca ve ll i na a l t e n u a t a J. et К. споры и пыльца комплекса P e r i s a c c u s prim i g e n i u s (D у b. et J s с h .), A c a n t h o t r i l e t e s a r i n ac e us (W a 1 t z .), L o p h o ­
triletes p i r if o rm is (W a 1 1 z ) .
М и х а й л о в с к и й г о р и з о н т распространен повсеместно и х а ­
рактеризуется вы держ анностью основных особенностей на значитель­
ных расстояниях. Естественные обн а ж ен и я михайловского горизонта и з­
вестны там ж е, где и алексинские. О бщ ая мощность его изменяется от
5 — 10 (в районе Бокситогорск— Боровичи) д о 37 м (в районе городов
Рж ев— С тарица).
Н и ж н ю ю границу михайловского горизонта в северной половине
рассматриваемой территории ( В а л д а й — Боровичи— Бокситогорск) про­
водят по подошве слоя известняка а5 [2 4 ], в ю жны х районах (Бирина
и др., 1971 г . ) — по подош ве пачки песчано-глинистых пород, подсти ла­
ющих нижний слой известняка. Граница с веневским горизонтом отчет­
ливая, нередко со следам и размыва.
В наиболее полном р а зр езе на р. Мета у д. Егла михайловский
горизонт представлен тремя слоями органогенно-обломочны х известня­
ков as, а6 и а7 (Р. Ф. Геккер, 1938 г.), разделенны х песчано-глинистыми
породами. Слой а7 (0,8 м) кроме этого р а зр еза не встречен больше
нигде. Нижний слой as (1 — 2 м ), нередко линзовидный, на многих уч а ­
стках севернее с. В о л о ж б а выклинивается, а на ю го-за п аде территории
(район Н е л и дов о — А н дреап о ль— С ел и ж ар ов о ) он р а здел ен на несколь­
ко тонких пропласков. Н а и б о л е е вы держанным и мощным (1— 9 м)
87
является слой а6 — серый и темно-серый известняк с многочисленными
остатками микро- и макрофауны, нередко пронизанный ризойдами.
П одсти л ает его пачка глин в нижней части тонкослоистых, нередко известковистых с многочисленными остатками бр ах и оп од и остракод, а в
верхней — темно-серых углистых с прослоями углисто-сажистой породы
и с тонкими линзочками глинистого бурого угля. В михайловском гори­
зонте широко распространены кварцевые пески, пестро- и яркоокрашенные глины и алевролиты. Он хорош о охарактеризован остатками фау­
ны, среди которых встречены руководящ ие виды; Endothyranopsis
s p h a e r i c u s R a u s. et R e i 1 1., H o w c h i n i a g i b b a (M б e 1 1.) Eostaffella
i ke ns is V i s s., C ri b ro s pi ra p a n d e r i M o e l . , G i g a n t o p r o d u c t u s moderaius
S с h w. , G. g i g a n t e u s ( M a r t . ) , G. m o d e r a t o — c o n v ex us ( J a n . ) , Cavel­
lina forschi P о s n., B a i r d i a m a n d e l s c h t a m i P о s п., споры и пыльца
комплекса T r i l o b o zo n o tr i le t es c a n e a v u s N a u m . var. o k e ns i s J u s c h ,
P e r i s a c c u s p r i m i g e n i u s (D у b. et J s с h.).
В е н е . в с к и й г о р и з о н т ( C iv n) обычно имеет двучленное строе­
ние. На сл або размытой поверхности отлож ений михайловского гори­
зонта зал егаю т песчано-глинистые породы — пестроокрашенные глины
и алевролиты (3 — 5 м ). В ряде районов ю ж н ее р. Мета, на р. Прикша
и местами севернее нее, нижняя часть р а зр еза сл ож ен а косослоистыми
кварцевыми песками (до 2 0 — 25 м ). На многих участках ю ж н ой полови­
ны территории песчано-глинистые породы в основании веневского гори­
зонта отсутствую т (скважины Кувшиновская, Старицкая и др.) или
мощность их незначительна (см. рис. 19). З д е с ь терригенные породы
(мощ ностью д о 7 м) слагают ниж нюю часть р а зр еза горизонта в Селиж аровском районе. Выше зал ег ает слой известняка (слой а9 или мстинского р а зр еза ) мощностью от 5 — 10 (в районе Бокситогорск— Боровпчи) до 17— 19 м (в районе В о л о к о л а м с к а ), непрерывно прослеживаю­
щийся по всей зап адн ой н северо-западной периферии Подмосковного
бассейна. Его выходы на поверхность известны по многим рекам регио­
на. Но особой известностью пользуются разрезы на Р агуш е, Прикше, Мете и Волге
(Р ж е в с к о е П о в о л ж ь е ). Известняк серый, пят­
нистый, массивный, на отдельных участках с отчетливой органогенно­
обломочной структурой, нередко перекристаллизованный и доломнтизированный, с ж елвакам и и редкими цепочками (в ю го-западной части
территории) синевато-серого, ф арф оровидн ого кремня; в нем много
остатков фауны и известковых водорослей. Благодаря выдержанности
основных особенностей этого слоя известняка он является основным
маркирующим горизонтом визейского яруса. В обн аж ен и ях на реках
Мета, Прикша, Р агуш а и др. м е ж д у слоями а6 и в наблюдается еще
один слой известняка а8, который в восточном и южном направлениях
сливаются со слоем в. Он прослеж ивается в виде разобщ енных линз
выщелоченного и ож ел езн ен н ого пятнисто-серого известняка, с остат­
ками фауны плохой сохранности. Поверхность линз сильно корродиро­
вана и покрыта темно-красной ж ел езистой коркой выветривания, что
свидетельствует о ш ирокоамплитудной осцилляции верхневизейского
моря в этой части Московской синеклизы.
Некоторые исследователи [74] склонны проводить по кровле а8
верхнюю границу веневского горизонта и соответственно границу ме­
ж д у визейским и серпуховским ярусами. В веневских известняках оп­
ределены многочисленные виды фораминифер, кораллов, брахиопод,
остракод, в том числе, характерные для горизонта Asleroarchaedi scus
r u g o s u s ( R a u s . ) , E o s t a f f e l l a i ke nsi s t e n e b r o s a V i s s., Forschi el la pris c a M i n h . , D i b u n o p h y l l u m t u r b i n a t u m М. С о у., C h a e t e t e s crustacea
P u g i l i s p u g i l i f o r m i s ( J a n . ) , A n t i q u a t o n i a p r ik s ch ia n a ( J a n . ) , Giganto­
p r o d u c t u s l a ti p ri s c u s S а г., C a rb o n i t a f ab ul ina var. okens is P o s n . Bair­
d i a l e g u m e n (J. et К.) и др. Весьма многочисленны остатки Calcifolium
o k en se S с h w. et В i r.
СЕРП У ХО ВСК И Й ЯРУС
Породы серпуховского яруса, относящ иеся к тарусскому, стешевскому и протвинскому горизонтам, слагаю т верхнюю часть склона К а р ­
бонового уступа и за п а д н у ю окраину К арбонового плато.
На большей части территории, располож енной к югу от р. Мета,
серпуховский ярус представлен однородной толщей карбонатных пород,
в которой выделить стратиграфические горизонты сл ож н о из-за неотчет­
ливости литологических различий.
Н е менее с л о ж н о выделить горизонты на территории севернее
р. Мета, где тарусско-стеш евская часть серпуховского яруса представ­
л яет собой толщ у переслаивания песчано-глинистых пород с извест­
няками и долом итами, количество слоев в которой увеличивается по
мере движ ения к северу.
В связи с указанным, а та к ж е принимая во внимание, что составы
фауны в тарусском и стешевском горизонтах весьма сходны и п ред­
ставлена она в основном видами широкого стратиграфического расп ро ­
странения, на геологической карте рассм атриваемой территории т а ­
р у с с к и й и с т е ш е в с к и й г о р и з о н т ы ( C i / r + s / ) объединены в
одн о м стратиграфическом п одразделении.
Тарусский горизонт хорош о изучен в естественных о б н а ж ен и я х по
рекам Рядань, Рагуш а, Прикша, Мета, Ж у к о п а, Паникля, в Ржевском
П оволж ье. Граница с веневским горизонтом отчетливо вы ражена толь­
ко в бассейн е Меты и севернее, где р а зр ез тарусского горизонта начи­
нается с песчано-глинистых отлож ений, за счет которых он и до сти га­
ет максимальной мощности в 12— 14 м. Эта часть горизонта п редстав­
лена частым переслаиванием пестроокрашенных слоистых глин, песков
и алевролитов, среди которых встречаются прослои тонкослоистых тем ­
но-серых известковистых глин с отпечатками и облом кам и тонкоребристых продуктид и острак од с растительными остатками. Н аи б ол ее
полно они обн а ж ен ы на р. Рагуш а. В ерхняя его часть, а ю ж н ее линии
В а л д а й — Б ологое практически весь, горизонт сл о ж ен долом итами, д о ­
ломитизированными известняками и известковистыми долом итам и с е ­
рого и ж ел товато-серого цвета, плитчатыми, участками сильно перекристаллизованными и окремненными, с прослоями и линзами черных
и коричневых кремней. Только в самых ю жны х районах (Р ж е в ск о е П о ­
волж ье и др.) п реобл адаю т светлоокраш енные органогенные мелкодетрнтусовы е известняки, нередко со следам и обм еления в основании
р азр еза в виде прослоев ризойдного и глинистого известняков. М ощ ­
ность карбонатных пород изменяется от 1 д о 10— 12 м. При отсутствии
песчано-глинистой пачки отличить тарусские карбонатные породы от
веневских очень трудно. В этих случаях граница м е ж д у визейским и
серпуховским ярусами устанавливается по остаткам руководящ ей ф а у ­
ны. За м етн о обедненный комплекс в тарусском горизонте харак тери ­
зуется распространением E o s t af f el la iken si s i ss i s s . E n d o t h y r a n o p s i s crass u s B r a d y , A s t e r o a r c h a e d i s c u s p a r v u s R a u s , тонкостенных б р а х и о ­
под G i g a n t o p r o d u c t u s l a t i e x p a n s u s S a r., G. l at i p ri s cu s S а г., Sp ir if er
p s e u d o t r i g o n a l i s S e m i c h . , M a r g i n i f e r a l o n gi s p it i a S о w., H e a l d i a vitilig a t a Z a n., El. k u d r j a v t z e v i P о s n. и др.
О тлож ения с т е ш е в с к о г о г о р и з о н т а наиболее полно о б н а ­
жены на реках Р агуш а, Прикша, М ета, а т а к ж е в Р ж ев ск ом Поволж ье
(вблизи с. С теш ево). Граница его с тарусским горизонтом сравнительно
отчетливо вы раж ен а только севернее Меты, где нижняя часть горизонта
( 1— 4 м) с л о ж ен а пестроокрашенными тонкодисперсными и песчанис­
тыми слоистыми глинами и глинистыми алевролитами с прослоями тон­
козернистого песка. На большей части территории, ю ж н ее Меты, гра­
ницу м еж д у горизонтами точно установить невозм ож но, так как она
проходит внутри одн о об разн о й толщи карбонатных пород. З де сь сте89
шевский горизонт полностью сл ож ен известняками, доломитами, доло­
митизированными известняками, известковыми долом итами, мергелями,
нередко сильно окремненными с ж елвакам и и цепочками желтовато­
бурых кремней. В крайних ю жных районах (Селижаровский, Ржевское
П оволж ье, Волокаламский и др.) стешевская карбонатная толща пред­
ставляет собой переслаивание окремнениых доломитизированных из­
вестняков, ж елтовато-серы х, глинистых доломитов, пестроокрашенных
и зеленовато-серы х мергелей и тонкослоистых известковистых глин;
среди известняков широко распространены криноидные разности. Сум­
м арная их мощность достигает 14— 15 м.
Стешевские породы ещ е б е д н е е ограническими остатками, чем тарусскпе. Среди них наибол ее характерны для горизонта Endotliyranop r i s s p h a er i c us R a u s., E o s t a f f e l l a d e c u r t a R a n s., Asteroarchaediscus
ba sc hk ir ic us К г e s t et T e o d., C h a e t e t e s r o ss i c u s S о k., Ch. tenuiradiatus S о k., L o n s d a l e i a p a p i l l a i a E d w. et H a i m., P r o d u c t u s concinnis
S о w., M a r g i n i f e r a l o ba t a S о w., Sc h uc h e r t e l l a r o v n e n s i s J а п., Striati­
fera m a g n a J a n. и др.
Протвинский горизонт
(C iр г) частично обн а ж ает ся на
тех ж е реках, что и н и ж ел е ж а щ и е горизонты. Н аи бо л е е полные его
'разрезы, по данным бурения, распространены в восточной части терри­
тории, Н а обширных площ адях севернее г. Осташков протвинский го­
ризонт слагает поверхность К арбонового плато. Повсеместно он пред­
ставлен толщей карбонатных пород, мощность которой нарастает в се­
веро-восточном направлении от 16— 17 (в Р ж ев ск ом П о в о л ж ь е ) , до
45 м (в районе Х войная— П о д б о р о в ь е).
Граница с н и ж ел еж ащ и м горизонтом отчетливая только в север­
ной части территории, где в основании протвинского горизонта зале­
гает пачка (1 — 5 м) серых и коричневых с охристыми пятнами слоис­
тых глин, алевролитов и песков, часто слюдистых и известковистых
Толща карбонатных пород с л о ж е н а в нижней части желтоватыми
долом итам и и сильно перекристаллизованными и окремненными доло­
митизированными известняками с л и нзами и гнездами красно-фиолето­
вой глины, а в верхней — белыми, крепкими, перекристаллизованными
сахаровидными известняками («угловский горизонт»).
Вы держ ан н ость основных литологических особенностей протвинско­
го горизонта на площ ади и сравнительно больш ая мощность дел аю т его
основным маркирующим горизонтом в р а зр е з е карбона всей западной
периферии П одм осковн ого бассейна.
Поверхность горизонта несет отчетливые следы глубокого предверейского размыва (карст, выщелачивание, о ж ел езн ен и е и т. п.). Остат­
ки фауны в протвинском горизонте немногочисленные и плохой сохран­
ности. Среди них встречены характерны е виды: E o s t af f el la protvae
R a u s., E. s u b s p h a e r i c a G a n., B r a d i y n a c r i b r a s t o m a t a R a u s., et
R e i t 1., G i g a n t o p r o d u c t u s s u p e r b u s S а г., G. l a t i s s i m u s S о w., Striatifera
m a g n a J a n , S a n g u i n o l i t e s s t r i a t a - l a m e l l o s u s К о n.
В районе Пестово, М аксатиха и на некоторых других участках, в
восточном и юго-восточном частях территории выше собственно протвинских пород зал ега ет пачка брекчиевидных, глинистых светло- н
пестроокрашенных, нередко перекристаллизованны х известняков мощ­
ностью до 26 м. Их относили к баш кирскому ярусу среднего карбо­
на [2 4 ].
Проведенный в 70-х года х детальный анализ фаунистических остат­
ков из этой пачки [25] показал, что присутствующ ие в ней фораминиферы и брахиоподы представлены в большинстве ранне-каменноуголь­
ными видами, в том числе и характерными для протвинского горизонта
E o st a ff e ll a p r o t v a e ( R a u s . ) , S t r i a t i f e r a m a g n a ( J a n . ) и др., на осно­
вании чего она была введена в состав протвинского горизонта под
названием «пестовская толща».
90
СРЕДН И Й ОТДЕЛ
Отлож ения среднего карбона, распространенны е в восточной части
р ассм атриваемой территории, представлены московским ярусом в с о ­
ставе двух подъярусов: нижнего (верейский и каширский горизонты)
и верхнего (подольский и мячковский горизонты ). О бщ ая их мощность
достигает 120— 130 м.
Нерасчлененные
среднекаменноу г о л ь н ы е о т л о ж е н и я (С2) выделены на разрезе.
Московский ярус. Нижний подъярус. О тлож ения в е р е й с к о г о
горизонта
(С 2 'ог), зал егаю щ и е на размытой поверхности серп у­
ховского яруса, зн ам еную т собой начало нового этапа трансгрессии ка­
менноугольного моря. Они распространены в п ределах площади разви­
тия среднего карбона почти везде. Но немногочисленные естественные
выходы их на дневную поверхность известны только в верхнем течении
Волги вблизи Р ж е в а и З у б ц о в а и на р. В а з у з а около г. Старица.
Мощность верейского горизонта изменяется от 40— 50 м в районе
г. Пестово д о полного исчезновения из р азр еза вблизи зап а дн о й грани­
цы распространения среднего карбона, составляя чаще всего 2 0 — 30 м.
Горизонт* сл ож ен красноцветными песчаными и алевритовыми глинами
монтмориллонитового, гидрослю дистого, р е ж е палыгорскитового со с та ­
ва, песками и известково-доломитовыми глинами с прослоями д о л о ­
митов и мергелей. Степень карбонатности р а зр еза нарастает в восточ­
ном направлении.
Терригенные породы характеризую тся высоким содерж а н и ем поле­
вых шпатов (до 6 7 % легкой ф ракц и и), слабой окатанностью зерен и
плохой сортировкой материала. В ю ж н ой части территории на многих
участк ах красные глины в основании горизонта переполнены о б л о м ­
ками сильно выщелоченного протвинского известняка и кремней. В ви­
де маломощ ного (0,5— 1,0 м) плаща покрывают они поверхность прот­
винского горизонта, представляя собой элювиальные образовани я (к о­
ру выветривания) времени предверейского континентального переры­
ва. Впервые они были выделены в 1938 г. в бассейн е Оки М. С. Ш вецо­
вым и описаны под назнанием «высоковские слои».
Начиная от района Пестова и ю ж н е е в р а зр ез е верейского гори­
зонта отчетливо выделяются четыре пачки пород, которые по редким
фаунистическим остаткам и особенностям вещественного состава могут
быть сопоставлены с шатской (ниж ние две пачки), альютовской и о р ­
дынской (верхняя пачка) толщ ами ю ж н ой окраины Московской сине­
клизы. Р едк ие и плохой сохранности остатки фауны приурочены глав­
ным об р а зо м к прослоям карбонатных пород. С реди них выявлены и
характерные для верейского горизонта виды: ALjutoveLla ex gr. aljutov i ca
R a u s.,
Pseudostaffella compressa
R a u s.,
Orthotetes radiata
F i s c h., A l e x e n i a m i no r ( I v a n . ) , L i n o p r o d u c t u s l a t i p l a n us I v a n ,
и др.
К а ш и р с к и й г о р и з о н т (С 2ks ) распространен так ж е широко,
как и верейский. Граница м е ж д у ними отчетливая, на многих участках
резкая, обусловленная литологическими различиями горизонтов. В то
ж е время с вы ш ележ ащ им подольским горизонтом граница трудно у л о ­
вима и проводится главным об р а зо м на основании смены комплекса
фауны . М ощность каширского горизонта составляет 25 — 30 и только в
рай он ах городов П естово и Калинин достигает 40 м и более.
В большинстве р азр езов каширский горизонт сл ож ен светлоокра­
шенными обломочными и органогенно-обломочны ми известняками, д о ­
ломитизированными известняками и долом итам и с прослоями глин и
мергелей, а иногда и известняковых галечников. Д л я северных районов
характерно широкое распространение в нижней части горизонта псевдоолитовы х известняков. Н а юге в каширских п ор ода х отмечается при­
91
сутствие зем листого флюорита ратовкита. На многих участках по­
роды средней и верхней частей горизонта окремнены (желваки кремня
и кремнистый цемент в п ор оде ). В юго-восточной части территории
(район Калинин— Волок ол ам ск ) каширский горизонт представляет со­
бой толщ у переслаивания известняков и доломитов с глинами и мер­
гелями. З д е с ь в р азр езе отчетливо выделяется шесть лнтолого-стратиграфических толщ [ 2 5 ], снизу вверх: полустовогорская (глины слабопзвестковистые, пестроокрашенные с прослоями д о л о м и т о в ) — 3— 4 м;
нарекая (известняки и доломиты с прослоями мергелей и известковпстых глин) — 13— 20 м; хатунская (известняки с многочисленными тон­
кими прослойками зелен овато-серой глины и м е р г е л я ) — 2 — 4 м; лопаснинская ( и з в е с т н я к и ) — 4 — 7 м; ростиславльская (переслаивание
известняков, ■мергелей и г л и н ) — 4 — 6 м смедвинская (светлоокрашен­
ные фораминиферо-крнноидные известняки с прослоями мергелей и до­
ломитов, с линзами кремней и стнлолитами) — 2 — 6 м. Толщи различа­
ются не только по цитологическим особенностям , но и по остаткам
фауны. К аш ирском у горизонту в целом присущ е обилие, многообразие
и хорош ая сохранность остатков фауны, в том числе и характерных
для него видов H e m i f u s u l i n a ka sc hi ri ca В о 1 с h., Fus ul i na samarica
R г u s. et В e 1., Fus ie ll a p r a e c u r s o r R a u s., S c hu b e r t e l l a m a g n a L e e et
C h e n., A n t i q u a t o n i a ka sc hi ri ca I v a n . , Ch or i st i t e s p ri s cu s E i с h v. и др.
Верхнемосковский
подъярус.
Подольский
горизонт
(С 2 p d ) распространен в п редел ах полосы, ограниченной с з а п а д а ли­
нией
З у б ц о в — Р ж е в — Т ор ж о к — Вышний
Волочек — М ета— П е ст о в о ,П одборовье. О тлож ения его за л ег а ю т на каширских согласно, но с
мелкими местными размывами. Т а к ж е согласно перекрываются они
отлож ениями мячковского горизонта. Немногочисленные естественные
обн аж ен и я и ряд карьеров по добы че подольского известняка известны
на В ерхней Волге и ее притоках В а з у з е и Д е р ж е в районе г. Старица.
По всей территории подольский горизонт представлен вы держанной тол­
щей светлоокрашенных ограногенных и доломитизированны х известня­
ков и доломитов (20— 27 м ). Д ол о м и т и зац и я увеличивается вверху раз­
реза. Н ередк о верхняя его часть полностью сло ж ен а долом итом. В ос­
новании горизонта за л егает слой розоватого глинистого известняка и
мергеля ' (до 2 м ), а на отдельных участках — известнякового конгло­
мерата, которые позволяют уточнить п ол ож ен и е его нижней границы.
Во многих р а зр е з а х отмечается прослаивание карбонатных пород тон­
кослоистой известковистой глины. А ю ж н е е Пестова подольские из­
вестняки и доломиты огипсованы. В районах М аксатихи, Калинина п
Волок олам ск а в составе горизонта отчетливо выделяются две толщи:
нижняя — м ергелисто-карбонатная — и верхняя, сл ож ен н ая преимуще­
ственно мелкодетритовыми органогенными известняками, которые мо­
гут быть сопоставлены соответственно с васькинскими и улитинско-щуровскими слоями Ю ж н ого П одм осковья [2 5 ]. Эти толщи различаются
и по составу фаунистических комплексов. Остатки фауны многочислен­
ные и хорош ей сохранности. И з них характерными дл я подольского го­
ризонта являются F us ul i na e l e g a n s R a u s . et B e l . , Fus ul ine ll a bocki
M o e l l . , H e m i f u s u l i n a s ubromboid. es R a u s . ,
D i c t y o c l o s t u s moelleri
( S t u c k . ) , C h or i s ti t e s s o w e r b y i F i s с h., Ch. m o s q u e n s i s F i s с h., Marg i n if e ra t im a n i c a T s c h e r n . и др.
М я ч к о в с к и й г о р и з о н т (С ч т с .) развит на двух разобщенных
участках на крайнем северо-востоке территории и в восточной ее части,
ю ж н ее Пестова. В немногочисленных естественных выходах горизонта,
известных на р. Колпь, в районе Б а б а е в о и на Верхней Волге в райо­
не Р ж е в — Старица о б н а ж а е т ся только нижняя его часть (10 м ).
Н а и б ол ее полные разрезы вскрыты картировочными скважинами
вблизи Калинина и В ол околам ска, где мощность мячковского горизон­
та достигает 30 м и более, тогда как на остальной территории она не
92
превышает 15— 20 м. Обычно мячковский горизонт л еж и т на подоль­
ском согласно, с очень незначительными местными размывами. Нижняя
граница его четкая и проводится по появлению органогенно-обломоч­
ных известняков («кораллово-ф орам иниф еровая тол щ а »); верхняя —
так ж е достаточно отчетливая.
На северо-восточном участке, в районе Б а б а е в о — Чагода, мячков­
ский горизонт сл ож ен зеленовато-серы ми органогенными и органоген­
но-обломочными известняками и долом итами. В основании его присут­
ствуют грубообломочны е известняки с многочисленными обломками
колониальных кораллов, фораминиф ер и другой фауны, а в верхней
части п р е обл адаю т доломиты и долом итизированны е известняки. По
всему р а зр езу встречаются тонкие прослои доломитовы х и известковых
мергелей и карбонатизированны х глин. Х арактерно сильное огипсование пород.
Ю ж н ее г. Пестово, в районе М а к са т и ха — Волоколамск, разрез
мячковского горизонта в целом не меняется, но более отчетливо под­
разделяется на две толщи, различаю щ иеся не только литологическими
особенностями, но и комплексом фаунистических остатков: нижнюю —
сл ож ей н ую органогенно-обломочны ми ф ораминиферовы ми и коралл о­
выми известняками и коралловыми известняками с прослойками гли­
нистых мергелей, см еняю щ имся вверх по р а зр ез у до лом итизи рован ­
ными известняками и дол ом итам и (13 — 16 м ), и верхнюю — преиму­
щественно известняковую, с о д е р ж а щ у ю многочисленные, хорош ей с о­
хранности остатки фораминиф ер колониальных кораллов, иглокожих
и др. Эти толщи сопоставляю тся соответственно с новлинскими и лес­
ковскими слоями Подмосковья.
Среди многочисленных остатков фауны выявлены характерные для
мячковского горизонта Fu su l i na c y l in d r ic a F i s с h. et M б e 1 1., Fusulinel la bocki M о e 1 1., P r o t r i t i c i t e s o v a t u s P u t г., ProfusulinelLa librovit chi
D u t k., C h o r is ti t e s o n e g a e n s i s B a r c h . , Ch. d i l a t a t u s F i s с h., N o t o i h y r i s
nu c le ol us ( K u t.) и др.
ВЕРХН И Й ОТДЕЛ
Отложения
верхнего
карбона,
представленные
касимовскими
гжельским ярусами, за н и м аю т незначительные по площ ади участки
в северо-восточной части территории, а та к ж е в п ределах узкой поло­
сы, простирающ ейся в ее восточной части м е ж д у М аксатихой и В о л о ­
коламском, зап а д н а я периферия которой п редставляет собой систему
эрозионных останцов. О бщ ая мощность их составляет около 100 м.
Нерасчлененные
верхнекаменноугольные
отложе­
н и я (С 3) выделены на разрезе.
КАСИМ ОВСКИЙ ЯРУС
Кревякинский горизонт
(Сзkr) нигде на современной по­
верхности не о бн а ж а е т ся и вскрыт только буровыми скважинами. М ощ ­
ность слагаю щ их отлож ений составляет 10— 20 м. Н иж няя граница го­
ризонта вы раж ена четко и проходит по подош ве слоя базального кон­
гломерата, верхняя — на большей части территории п рослеживается с
трудом, в основном по смене фаунистических комплексов.
Повсем естно в р а зр е з е кревякинского горизонта выделяются две
пачки. Н иж няя — преимущ ественно известняковая, представлена пе­
реслаиванием светлоокрашенных, мелкодетритовых, криноидно-фора93
миниферовых и брахиподовы х известняков с доломитизированны ми из­
вестняками, долом итами и мергелями. В основании пачки прослеж и­
вается тонкий слой базального конгломерата (0,1— 0,4 м ), состоящего
из известняковых галек, сцементированных глинистым или глиняно­
мергелистым м атериалом. М ощность нижней пачки изменяется 0,1 —
1,5 м д о 9 — 14 м, постепенно увеличиваясь в ю жном и юго-восточном
направлениях. Верхняя пачка — глинисто-мергелистая, на северо-вос­
токе территории образов ана яркоокрашенной и пестроцветной алевритистой глиной с прослоями мелкодетритового органогенного известня­
ка, лнловато-розового мергеля и глинистого долом ита. Ю ж н ее г. Максатнха она в основном мергельная, с прослоями глинистых и органо­
генно-обломочных известняков, долом итов и доломитистых глин, не­
редко сильно огипсованных.
По литологическим особенностям и составу фаунистических остат­
ков эти пачки являются, по-видимому, аналогами суворовской и вос­
кресенской толщ кревякинского горизонта Подмосковья. Фаунистичеекпе остатки., многочисленны и имеют хорош ую сохранность. Х арактер­
ными для кревякинского горизонта являются M o n t i p a r u s p a r a m o n t i p a rils R о s., O b s o l e t e s o b s o l e t e s S с h e 1 1 w., P r o t ri t i c i t e s p s e u d o m o n t i p a r us R о s., Q u a s i f u su l i na l o n g i s s i m a M б e 1 1., C hon et es l at e si nu a t e s
S c h e l l \v., L i n o p r o d u c t u s c o r a — l i n e a t u s I v a n . , Cho r i st it es j u gu l e n s i s
S t u c k , и др.
Х а м о в н и ч е с к и й г о р и з о н т (С 3h m ) во многом подобен кревякннскому и распространен на тех ж е участках, хотя и на меньшей
площ ади. В его р а зр езе выделяются дв е пачки общ ей мощностью около
22 м (район К алин и на). Известняки в них, в отличие от кревякинских,
бо л ее грубообломочные, а глинистость б о л е е слабая. Н и ж н яя и верхняя
границы горизонта неотчетливые и определяю тся только по смене ф а у ­
нистических комплексов.
Н иж няя пачка, соответствую щ ая ратмировской толщ е П о дм оск о­
вья,— известняковая. В п ределах северо-восточной площ ади (район Баба ево) она с л ож ен а грубообломочными органогенными известняками и
долом итам и с прослоями мергелей, глин и алевритов. В с е породы огипсованы и- окремнены. Ю ж н ее М аксатихи в р а зр езе становится меньше
тонкозернистых доломитов, а на ряде участков они совсем исчезают
(район Волок ол ам ск а и д р .) . М ощ ность этой пачки увеличивается с
севера на юг от 1,5 д о 9 м.
Верхняя пачка, соответствую щ ая неверовской толщ е Подмосковья,
отличается сильной изменчивостью своего вещественного состава по
площ ади. В районе г. Б аб а е в о она с л о ж е н а яркоокрашенными пестро­
цветными и красноцветными алевритовыми, известковистыми глинами
с прослойками органогенного известняка или мергеля. Вбли зи М ак са­
тихи и Калинина в составе верхней пачки п рео б л а д а ю т пестроокрашенные, алевритистые, участками долом итовы е мергели с тонкими про­
слойками долом итизированного и глинистого известняка и б л е д н о -зе ­
леной глины. В районе В ол ок а л ам ск а она целиком с л ож ен а зел ен о ва ­
то- п коричневато-серыми глинистыми долом итам и с прослоями пест­
рой глины, доломитизированного. известняка и мергеля. Мощность пач­
ки изменяется от 2 д о 23 м, достигая максимальной величины в районе
Калинина.
Характерная для горизонта ф ауна представлена M o n t i p a r u s m o n t i ­
p a r u s Е h г е n b., М. p a r a m o n t i p a r u s R о s., М. s i n u o s u s R о s., Triticites
s c h w a g i r i n i f o r m i s R a u s., O z a w a i n e l l a a n g u l a t a С о 1., C ho ne te s carbonus L i c h. , B r a c h y t h y r i n a r e c t a n g u l a К u t., T eg ul i f er in a r os si ca I v a n . ,
D i c t y o c l o s t u s mo el le ri S t u c k и др.
Д о р о г о м и л о в с к и й г о р и з о н т (Сз^г) распространен в тех
ж е районах, что и н и ж е л е ж а щ и е горизонты касимовского яруса, зани­
94
мая ещ е меньшую площадь. Н и ж н яя граница дорогомиловского гори­
зонта неотчетлива. С вы ш ележ ащ ими породами на большинстве участ­
ков он контактирует по поверхности размыва, в результате которого
здесь сохранилась только нижняя часть р а зр ез а мощностью 6— 7 м.
П олная мощность горизонта (20 м) установлена бурением в районе
Калинина, где его отлож ения перекрыты породами клязьминского го­
ризонта.
В северо-восточной части территории дорогомиловский горизонт
сл о ж ен сильно огипсованными пористыми дол ом итам и и органогенно­
обломочными долом итизированны ми известняками с прослоями (0,7—
0,3 м) известковых мергелей и глин. От н и ж е л е ж а щ и х пород хамовического горизонта они отличаются бо лее сильной долом итизацией и
огипсованностыо. В полном р а зр ез е в районе Калинина в дорогом илов­
ском горизонте четко выделяются четыре пачки. В основании залегает
пачка светло-серых и розоватых мелкодетритовых, перекристаллизованных и нередко долом итизированны х пористых известняков и доломитов
(2 — 6 м ). Ее перекрывают тонкослоистые доломитистые глины и м ерге­
ли красного и зелен овато-серого цвета, алевритовые, слюдистые, с тон­
кими прослойками долом итизированного известняка
и доломитового
мергеля (2— 4 м ). На глинах за л е г а ю т известняки, во многом п о д о б ­
ные известнякам из нижней пачки, но нередко сильно окремненные
(4 — 5 м ). За в ер ш а ется р а зр ез пачкой глин и мергелей, аналогичных
вышеописанным (2— 4 м ). Эти пачки могут быть сопоставлены соот­
ветственно с перхуровской, мещеринской, яузской и трошковской тол­
щ ами Подмосковны х разрезов.
Остатки фауны многочисленны. Н а и б о л е е характерные виды: Triti cit es a c u t us D u n . et К о n d., Tr. ar c ti c us S с h e 1 1 w. , M o n t i p a r u s sinuosus, R о s., L i n o p r o d u c t u s c or a- l ine a tus I v a n . , C h or i s li t e s j u g u l e n s i s
S t u c k . , T egul if er ina r o s si c a I v a n. и др.
Гжельский ярус. К л я з ь м и н с к и й г о р и з о н т (С 2ki) за в ер ш а ­
ет р а зр ез карбона на территории листа 0 - 3 6 . Он зан и м ает узкую по­
л о с у ( 1 0 — 15 км) протяженностью 110 км в районе Калинина и не­
сколько севернее (юго-восточная часть л и с т а ). Н еполная его мощность
здесь 3 0— 35 м. В северной части полосы на отлож ен иях клязьминско­
го горизонта с размывом за л е г а ю т верхнепермские, а вблизи К алини­
на — верхнеюрские и четвертичные отлож ения.
Клязьминский горизонт сл о ж ен обычно одн ооб разн о й толщей д о ­
ломитов и долом итизированны х известняков с прослоями пестроцвет­
ных глин и мергелей. Только в районе Калинина в р а зр езе выделяются
три толщи. Н и ж н яя (2 — 6 м ) — с л о ж ен а светло-серыми до ло м итизи ро ­
ванными известняками и долом итам и, участками глинистыми и о к рем ­
ненными, с кавернами, выполненными натечным кварцем. И ногда в о с ­
новании зал ега ет конгломерат, состоящий из доломитовы х галек, сц е­
ментированных известковистой глиной. Средняя толща (2 — 6 м) —
преимущ ественно глинистая, с редкими маломощ ными прослоями м ер­
гелей и песчаников. В ерхняя (4— 24 м ) — с л о ж е н а долом итами, р еж е
доломитизированны ми известняками и известняками. Д олом и ты свет­
лоокрашенные, кремово-серые, тонко- и мелкозернистые, кавернозные,
участками глинистые, нередко с о д е р ж а т ж ел в аки кремня и кремнистые
прослои. Описанные толщи по литологическим особенностям могут л ег ­
ко сопоставляться соответственно с русавкинской и щелковской тол­
щами и амеревским горизонтом см еж н ы х районов Подмосковья. П р а в ­
д а , н еобходим ого палеонтологического подтверж ден ия этом у нет. В ы ­
явленные остатки фауны немногочисленны. Среди них наиболее х а ­
рактерные виды: R a u s e r i t e s ex gr. s t u c k e n b e r g i R a u s., R. ex gr. parar c tic us R a и s.,
C h o n e t e s cf.
ural icus M о e 1 1., N e o pi r i f e r t e g u l a t u s
T г d, E n t e l e t e s l a ma r o k i i T i s с h.
95
ПЕРМСКАЯ СИСТЕМА
ВЕРХН И Й ОТДЕЛ
Татарский ярус. Отлож ения н и ж н е г о п о д ъ я р у с а ( Р 2Л) р а з­
виты на нескольких изолированных участках — эрозионных останцах
вблизи восточной границы территории, в бассейн е р. Молога их мощ­
ность составляет 8 — 10, в районе пос. Пестово — 2 4 — 31 и у г. М ак са­
т и х а — 40 м. Она за л ег а ет с размывом на различных горизонтах ср ед­
него и верхнего карбона. Никаких остатков фауны и флоры в них не
об н а р у ж ен о , поэтому бо лее точная их стратиграфическая привязка з а ­
труднена. Р а н е е эти отлож ения относились к уф им ском у ярусу
(А. Н. А л ек сан дрова и Е. А. Петрова, 1957 г.). Р езультаты геологиче­
ской съемки; проведенной в 60-е годы, показали, что они по своим ли ­
тологическим особенностям б л и ж е к нижнеустьинским отложениям из
стратотипического разр еза на р. Сухона, где их нижнетатарский воз­
раст подтверж ден палеонтологически [24, 2 5 ] . Так же, как и в стратотигшческом р а зр ез е , нпж н етатарск и е— нижнеустьинские (?) отложения
представлены здесь красноцветными алевролитами, глинами и песками
& редкими прослоями известняков и доломитов. Алевролиты, за н и м а ю ­
щие основную часть р а зр еза , кирпично-красные, участками зеленые и
бурые, кварцевые, нередко глинистые и слабоизвестковистые, огипсованные. Н а контакте с подстилающ им и породами в них встречаются
мелкие обломки карбонатных пород.
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
На рассм атриваемой территории юрские отлож ения заним аю т не­
большие разрозненны е участки в районе Калинина и к югу от него.
Он относится к батскому, келловейскому, оксфордском у ярусам.
С РЕДН И Й — ВЕРХН И Й ОТДЕЛЫ
Батский-келловейский ярусы (J 2- 3 b t — k) расположены на 25 км
с еверо-зап адн ее г. Волоколам ск в районе пос. Лотош ино — д. Званово. П о данным бурения, на известняках мячковского горизонта с
резким эрозионным несогласием л е ж и т пачка (7 м) тонкозернистых,
глинистых кварцевых песков со значительной примесью неустойчивых
минералов. Пески обогащ ены рассеянным гумусовым веществом, что
обусл ови ло их тем но-серую окраску.
Литологические особенности этих отлож ений свидетельствуют о
том, что они накапливались в континентальных условиях, характерных
для батского века [2 5 ]. В м есте с тем выявленный в них спорово-пыль­
цевой комплекс L op h o t r i l e t e s c a m p t u s J u s с h., S e l a g i n e l l a reclusa
В о 1 с h.,
Gl ei cheni a la et a
В о 1 с h.,
Caytonia oncodes
(Harris)
В о 1 с h., P i n u s sec., D i p l o x i l o n sp. Hap lox il ot i sp. и др. указы вает на их
раннскелловский возраст. В связи с этим рассмотренные континенталь­
ные отлож ения принято считать бат-келловейскими [2 5 ].
ВЕРХНИ Й ОТДЕЛ
В отличие от вышеописанных, отлож ения собственно келловейско(13&) накапливались в морских и прибрежно-морских
условиях и с о д е р ж а т остатки ф ораминиф ер, брахиопод, головоногих
моллюсков.
го
96
яруса
В р а зр е з а х единичных скважин, расп олож ен н ы х вблизи Калинина
и севернее Волок ол ам ск а, по особенностям литологии и комплексу фаунистических остатков выделяются связанные м е ж д у собой постепен­
ным п ереходом средне- и верхнекелловейские отложения.
Среднекелловейские отлож ения (мощностью д о 20 м) п редставл е­
ны преимущ ественно темно-серыми и черными слюдистыми глинами
и глинистыми известковнстыми алевролитами. В основании разреза
залегаю т песчаные глины, включающие линзы мелкозернистого сл ю ­
дистого песка с мелкими облом кам и мергеля, с оолитами сидерита.
В верхней его половине встречаются в изобилии обугленные и пиритизнрованные растительные остатки, конкреции пирита и марказита.
В районе Калинина глины с о д е р ж а т многочисленные остатки бел ем н и ­
тов. Среднекелловейскнй возраст отлож ений п одтверж дается выявлен­
ным в них комплексом фораминиф ер и головоногих моллюсков, среди
которых встречаются характерные виды E p i s t o m i n a m o s q u e n s i s U h 1.,
E. e l s c h a n k a e n s i s M j a t 1., L e n t i c u li na p s e u d o c r a s s a M j a 1 1., L. cultrat i fo rmi s M j a t 1., L. p o lo ni a W i s n., N o d o s a r i a s a m a r e n s i s M j a t l . ,
M a r g i n u l i n a k r y l o v a e M j a t l . , F r on d i c u la r i a m ol l e r i U h 1., P e r i s p k i n c t u s
( P s e u d o p e r i s p h i n c t u s ) cf. m o s q u e n s i s F i s c h . , M e l e a g r a n e l l a echi nata
S m. и др.
Верхнекелловейские отлож ения (мощ ностью 25 м ), как и с р е д н е ­
келловейские, с которыми они связаны постепенным переходом , п ред­
ставлены преимущ ественно темно-серым глинистым тонкослоистым и з ­
вестковым алевритом с конкрециями пирита и гидрогетита с о б у г ­
ленными и о ж елезнеины м и растительными остатками, с тонкими лин­
зочками светло-серого мергеля. Но они отличаются большей карбонатностью и меньшей глинистостью пород. К ром е того, в них отмечено п о­
явление глауконита и высокое с о д е р ж а н и е роговой обманки. В озр а ст
этих отлож ений п одтверж дается выявленным в них комплексом форампнифер E p i s t o m i n a m o s q u e n s i s U h 1., E. e l s c h a n k a e n s i s M j a t l . , Lent ici di na e r u c ae f or mi s W i s п., L. t u m i d a M j a t l . , L. r u s s i e n s i s M j a t l . ,
P l a nu l a r i a c o l l i g a t a В r ii с k., F r ond ic ul ar ia g l a n d u l i n o i d e s W i s n. и др.
Отлож ения оксфордского яруса ( J 3 0 ) на территории известны
только на одном небольшом участке (25 км ю ж н ее К алин и на),
где они вскрыты буровой скважиной. И х неполная мощность состав­
ляет здесь 6 м. Так ж е, как и келловейский ярус, оксфордский слож ен
в основном темно-серым глинистым тонкослоистым известковистым а л е ­
вритом с включениями конкреций пирита и мелких облом ков мергеля.
Минеральный состав пород отличается бо л е е высоким содерж а н и ем не­
устойчивых минералов — роговой обманки, пироксена, эпидота, цоизита.
Граница м е ж д у ярусами не вы раж ена и проводится условно, так
как п ереход от одной толщи алевритов к другой постепенный.
Оксфордский возраст этих отлож ений п одтверж дается находками
C a r d i o c e r a s v e r t e b r a l e S о w., С. q u a d r a l o i d e s N е с.
М ЕЛОВАЯ СИСТЕМА
НИЖ НИЙ ОТДЕЛ
Аптский ярус ( K i« ). Н ебо льш ое поле распространения отл о­
жений выявлено геологической съемкой вблизи г. Зубц ов, на правобе­
реж ье Волги и В а зу зы [2 5 ], на эродированной поверхности с р е д ­
некаменноугольных известняков, перекрытых четвертичными о т л о ж е ­
ниями. Карьером около дер. Яйково вскрыт их р азр ез мощностью до
9 м. З д е с ь они представлены светлым мелкозернистым кварцевым пес­
ком с мелкими л и нзами плотно сцементированного кварцевого песча­
ника, с о д е р ж а щ е г о ф рагментарные растительные остатки Gl ei cheni a
r ot ula Н е е г., Gl eichenia sp., Tui t es e c a r i na t us T г a u t.
7
З а к . 391
97
ЧЕТВЕРТИЧНАЯ СИСТЕМА
Четвертичные отлож ения (до 226 м) распространены на всей рас­
см атриваемой территории; исключение составляют лишь обрывистые
склоны ряда речных долин и денудационны х уступов (Ордовикский,
К арбоновый, Б урегский).
Р а сп р едел ен и е мощностей четвертичных отложений обнаруживает
связь с рельефом (как доледниковы м, так и ледниковы м). Малые мощ­
ности от 1 д о 20 м приурочены к крутым участкам Карбонового и Ор­
довикского уступов и равнинным и низинным районам Карбонового пла­
то и Главного Д ево н ско го поля, большие (7 5 — 226 м) — к древним до­
линам и крупным котловинам, к зонам краевых ледниковых образова­
ний (В ал да й ск ая возвышенность, Л ихосл авльск ая и Вышневолоцкая
гряды, Липовые горы и др.) и м ежлопастным массивам (возвышенности
Ханья, Латгальск ая, Л у ж с к а я , С удом ская и Б еж а н и ц к а я ).
Строение четвертичного покрова отличается значительной сложно­
стью. В его сводном р а зр езе обосновано выделение всех основных чет­
вертичных, стратонов области материковых оледенений Русской рав­
нины^— от нижнеплейстоценовых (окских) д о голоценовых включитель> но. З д е с ь изучены опорные разрезы отлож ений лихвинского и микулпнского м ежледниковий (рис. 21) , которые являются надеж н ой основной
для с у ж ден и я о пространственном развитии моренных горизонтов ок­
ского, днепровского, московского и валдайского оледенений. Причем
озерно-болотны е слои микулинского возраста обн аруж ен ы как пере­
крытые, так и не перекрытые мореной. Таким об разом , важной особен­
ностью территории является присутствие границы максимального рас­
пространения последнего валдайского оледенения.
Расчленение антропогеновой толщи произведено в соответствии с
региональной стратиграфической схемой С евера и С е в ер о -З а п а да Вос­
точно-Европейской платформы (табл. 4 ) , утв ерж ден н ой М С К в каче­
стве унифицированной (май 1984 г.). О днако в связи с тем, что к тому
моменту настоящ ая карта четвертичных отложениий и пояснительная
записка были у ж е составлены, в них не были использованы новые на­
звания и соответствую щ ие индексы некоторых горизонтов (подпорожский, ленинградский).
Н И Ж Н ЕЕ ЗВЕ Н О
Сведения о ниж неплейстоценовых отл ож ен ия х описываемой тер­
ритории ограниченны. Известны реликты ледниковых и водноледнико­
вых о бразов ани й в погребенных деп ресси я х доледникового рельефа на
ю го-востоке площ ади, относимые к окскому горизонту. Д ругие, более
ранние ниж неплейстоценовые отлож ения, изученные на см еж ны х терри­
ториях, здесь не установлены, хотя низы р а зр еза (до 50— 80 м) лед­
никовых и водноледниковых об разов ани й района г. Д е м я н с к [28] и
Вер х н ево л ж ск и х озер ю ж н е е г. С ел и ж а р о во [68] и могли бы им при­
н а дл еж ать. Вследстви е недостаточности данны х дл я их выделения пос­
л едн и е отнесены к окскому горизонту.
О КС К И Й ГО РИ ЗО Н Т
Отлож ения окского горизонта распространены спорадически в юговосточной части территории, главным о бр а зо м в области московского
оледенения. З а л е г а ю т они в основании р а зр ез а четвертичной толщи в
глубоких погребенных древних дол и нах на абсолютных отметках обыч­
но в п редел ах 110— 160 м. И м ею тся данны е о том, что местами эти
98
Лсуцооюское оз.
Рис. 21. Схема располож ения опорных разрезов четвертичных отлож ений.
1— 6 — пункты и и х н о м ер а , с изуч ен ны м и р а зр е за м и с л е д у ю щ и х г ор и зон т ов : I — лихвин ск ого, 2 — гор к и н ск ого ( ? ), 3 — м и к ул и н ск ого ( а — м ор ск и е, б — к онти нентальны е
о т л о ж е н и я ), 4 — с р ед н ев а л д а й с к о г о , 5 — в ер х н ев а л д а й ск о г о (п о зд н ел ед н и к о в ы е сл о и ),
в — голоц ен овы й ; 7— 12 — х а р а к т ер и ст и к а и зуч ен н ост и р а зр езо в : 7 — м ор ск и е м ол л ю с­
ки, 8 — п р есн о в о д н ы е м ол лю ски ,
9 — м ак р оост ат к и
р аст и т ел ь н ости , 10 — пыльца и
сп ор ы , 11 — д и а т о м еи , 12 — о п р е д е л е н и е в о зр а с т а п озд н еч етв ер т и ч н ы х и сов р ем ен н ы х
о т л о ж ен и й п о С 14; 13 — гр ан и ц а в а л д а й ск о г о ол ед ен ен и я .
отлож ения сохранились от последую щ и х процессов ден удаци и и на
древних в о д о р а з д ел а х (о б н а ж ен и е на р. Б. Коша [ 8 3 ] — рис. 22, сква­
жины у пос. Б улатово [68] и вблизи деревень Борутино и Алхимково
[ 6 9 ] ) . Во всех этих пунктах кровля окских отлож ений имеет высокое
гипсометрическое п ол ож ен и е (до 195— 210 м абс. высоты).
Л е д н и к о в ы е о т л о ж е н и я (g Io £ ) мощностью 0,5— 47 м о б р а ­
зу ю т один, а иногда и два разделен н ы х водноледниковыми осадками
моренных горизонта. Ч ащ е всего морена за л е г а е т непосредственно на
дочетвертичных породах, р е ж е покрывает водные отлож ения, которые
накапливались в древних доли нах в период наступления окского о л е ­
денения, а частично, возм ож но, и в бол ее раннее время. Морена п р ед ­
ставлена коричневыми и серыми различных оттенков валунными су7*
99
Таблица 4
С оп оставл ен и е регион альн ы х стр ати гр аф и ч еск и х схем четвертичны х от л о ж ен и й С ев ер а
и С е в е р о -З а п а д а В осточ н о-Е в р оп ей ск ой п латф орм ы , П рибалтики и Б елор усси и
Общад
страти граф ическая
шкала
раздел
звен о
надгори­
з он т
го р и з о н т
Региональная схема С евера
и С е в е р о - З а п а д а ВосточноЕвропейской платформы
( М С К , 1984 г.)
надгор изинт
горизонт
Р е г и о н а л ь н а я сх е м а П р и б а л т и к и
( М С К , 1984 г.)
надгори*
зон т
г о р и з он т
Голоцен овый
Голоцен овый
Голоценовый
О сташ ковский
Ост ашковск ий
(В ерхн евал дай ­
ский)
Л атв ий ск ий
(В е р х н е н я м у н ский)
-
на дг ор изо нт
Р е г и о н а л ь н а я сх е ма Б е л о р у с с и и
1М С К , 1982 г.)
го р и з о н т
Голоцсп овый
Верхнее
Подпорожский
Подпорожский
(Н иж невалдай­
ский)
Вардувский
(Нилсн енямунский)
Мику линек ИЙ
Микулинский
М яркииск ий
В е р х и ег о л оц ен о в ып
С реднеголоцено­
вый
Нижпеголоцсновый
В е р е х п е п о о зе р екпй
П о озер ск и й
С р ед п сп о о з ер C.KIIH
Нижпепоозсрский
Муравинск ий
Нелидовичский
Б орх ов ск и й
тоцен
сз
Л ея сц и ем ск и й
(С р ед н ен я м у н ский)
п о д го р и зо н т
я
я
я
к
03
ой
X
о>
(о
о
о.
н
X
Л ен и нгр а д ск ий
(С редневалдай­
ский)
[ямунский
Л ен и нг р ад ск ий
а л да й ск и й
ал дай ск ий
Голоцен
систе­
ма
М е ж р е г и о н а л ь н а я схема
В о ст о чн о- Е вр о п е й ск ой
п л а т ф о р м ы ( М С К , 1984 г.)
Черпковскпм
J
»х
ч
С
0)
X
et
4)
О.
и
»х
X
X
и
о
а.
о
X
Московский
( С о ж ск и й )
>5
X
Моск ов ск ий
(Б абуш кнпскм й)
С о ж ск и й
Вер х и еу г аи д н ск н й
Горецкий
и
и
(J
CU
о»
«5
о
5
о.
и
Ш кловск ий
Сл авгор одски й
Л ы согор ск и й
X
к-Ъ
и
М огилев ский
Шкловский
Г оркинский
Угловский
Л ю ба н ск и й
Мозы рск нй
Д н еп р о вск и й
Д н еп р о в ск и й
(В о л о г о д ск и й )
Д н еп р о вск и й
Нижнеугандиский
Уздемский
Столинский
Принем анскпй
Ли хвип ск ий
(Т ру ба й скн й )
Лихвип ск ий
А л ександрийский
Б утепайскнй
Копы сский
М алоалексан­
дрийский
О кский ( Б е р е з и н ­
ский)
<и
си
»х
X
о
>>
а.
ч
0)
to
п
X
£
>я
s
X
о
2
я
г;
X
со
О кский (Пичуг ск ий)
зЯ
X
и
п
о
(■“
X
ч
Беловежский
(Мучкапск ий)
Свирский
Донской
( Д зу к и й ск и й )
(?)
И льинский
Пайский
П о к ро в ск ий
П р и о н еж ск и й
М и х айловский
(?)
Б ерези нский
Д а й н а в ск и й
Ту ргляйск ий
ЭХ
X
U
>>
а.
ч
а
СО
Дзукийский
3
X
X
о
2
я
сг
СП
Б ел о в е ж с к и й
Н арев ск ий
>5
S
X
О
н
аj
а.
СО
Верхиебеловежскии
Среднебеловежскнй
Нижнебеловеж ­
ский
глинками, в меньшей степени глинами и супесями, неравномерно насы­
щенными (до 20 — 25 %) разнородны м крупнообломочным материалом.
В составе последнего п ре о б л а д а ю т осадочны е породы чехла Русской
плиты. Обломков изверж енны х и метаморфических пород Кольско-Карельского региона в морене очень мало.
Флювиогляциальные
и озер н о -л едн и к о вы е отло­
ж е н и я (f, lg!o&) зан и м аю т различное п ол ож ен и е в разр езе окского
горизонта, подстилая морену (на дн и щ ах древних д о л и н ), расчленяя ее
на отдельные слои и венчая ледниковую толщу. В последнем случае
водноледниковые отлож ения слагаю т окско-днепровский межморенный
комплекс. В двух пунктах — в верховье Волги в дер. Булатово и на
р. Б. Коша (119, 120*) водноледниковые образовани я перекрыты осад­
ками лихвинского межледниковья. М ощность водноледниковых отло­
ж ений достигает 4 0 — 50 м. Состав их пестрый, дом инирую т пески раз­
личной зернистости с примесью гравия и гальки, встречаются прослои
высокой степени сортированности. П одчиненное значение имеют тон­
кослоистые глины, алевриты и супеси, а та к ж е линзы и прослои гра­
вийно-галечного м атериала. По данным Т. И. Столяровой (1962 г.) и
Н. Г. Бороди н а (1977 г.), в окско-днепровской м еж м оренной толщ е в
фяде р азр езов присутствуют и озерны е отложения: зеленовато-серые
глины и .алевриты с растительными остатками. Палеоботанически они
не изучены, поэтому включены в окский горизонт.
С Р Е Д Н Е Е ЗВЕ Н О
Л И Х В И Н С К И И ГО РИ ЗО Н Т
Озерные
отложения
лихвинского
межледнико­
в ь я (1 117), возраст которых н а д е ж н о обоснован палеоботаническими
данными, встречены лишь в трех пунктах на юге и юго-востоке терри­
тории (см. рис. 2 1 ) . Д в а р а зр ез а находятся в верховьях Волги в райо­
не г. С е л и ж арово — это о б н а ж е н и е на р. Б. К оша у погоста Илья Про­
рок (119) и скважины у дер. Булатово ( 120) ; третий, вскрытый сква­
ж иной ю ж н ее г. Великие Луки у пос. Б андино ( 14 3) , изучен Д . Б. М а­
лаховским и Е. А. Спиридоновой. П ом им о перечисленных имеются еще
два р а зр еза с лихвинскими отлож ениями, вскрытыми при геологиче­
ской съемке на л е в о б е р е ж ь е р. М едведи ц а в непосредственной близо­
сти от восточной границы рассм атриваемой территории у деревень Борутино и Алхимково. М атериалы исследований всех этих разрезов опу­
бликованы [24, 28, 68, 69, 83, 9 2 ] . Осветим лишь основные их резуль­
таты.
М еж ледниковы е отлож ения перекрыты одной верхней для данного
района мореной, валдайской (в р а зр езе Б андино) и московской (в ос­
тальны х). Только у пос. Бандино м ежледниковы е слои выполняют де­
прессию в дочетвертичном рельеф е и зал ег аю т на породах верхнего де­
вона, в други х пунктах они приурочены к древним водор аздел а м и под­
стилаются мощной (3 5— 96 м) толщ ей ледниковых и водноледниковых
образований. Строение четвертичной толщи и условия залегания лихвинских отлож ений в бассейн е Верхней Волги о т р а ж а е т геологический
р азр ез, приведенный на рис. 22.
У пос. Бандино лихвинская толщ а мощностью 28 м слож ен а пере­
слаивающ имися серыми глинами и тонкозернистыми песками [9 2 ]. Гра­
нулометрический и минералогический состав этих слоев, по заключению
Е. В. Рухиной, свидетельствуют о б их озерном генезисе. В остальных
* З д е с ь и д а л е е н ом ер в с к о б к а х со о т в е т с т в у е т н у м ер ац и и р а зр е зо в на сх ем е рас­
п о л о ж ен и я оп ор н ы х р а зр е зо в четверти чн ы х о т л о ж ен и й (см . рис. 2 1 ).
102
сз
КЖКОВСКАЯ
Рис. 22. Геолого-литологические разрезы райсн
Р'
1 — пески; 2 — пески с гравием и галькой; i
т о р ф (сов р ем ен н ы х б о л о т ); 7 — п р осл ои погре
су п есь в ал ун н ая ; 10 — п ерегляци альны е (пои
ных о т л о ж ен и й ; 12 — р а д и о у г л е р о д н ы е дати р о
р ак ови н м ор ск и х м ол лю сков; 14 — б ур ов ы е (
г;
Г еол оги ч еск и е
З а к . 39Г
индексы четвертичны х отлож ен
А
Б
логические разрезы районов: А — Верхней Волги, Б — Л енинграда и его ок­
рестностей.
с грави ем и галькой; 3 — суп еси и алевриты ; 4 — глины; 5 — суглинки; 6 —
о л о т ); 7 — п р о сл о и п о г р е б е н н ы х тор ф я н и к ов ; 8 — сугли н ок валунны й;
9 —
— п ер егл я ц и ал ьн ы е (п ок р ов ные) от л о ж ен и я ; / / — от т о р ж ен ц ы д оч етвер ти ч р а д и о у г л е р о д н ы е д а т и р о в к и п оздн еч етв ер ти ч н ы х
о т л о ж ен и й ;
13 — н а ходк и
1 лю сков;
14 — б у р о в ы е ск в аж и н ы (а — гл уби н ой д о з а б о я , б — с н епол н ой
г л у б и н о й ).
ы четвертичны х о т л о ж ен и й : голоц ен : 11V — озер н ы е, Ы V — би огенны е; в ер х ­
невалдайски й горизонт: 1|
аллю виальны е,
lg lllv d 3
ально-флю виогляциальны е,
] 111 vd i- г — озер н ы е нижне
гори зон та; микулннского
гори зон та: I g l lm s — оэерн<
ные и озерно-ледниковы е,
л едни ков ы е и озерны е днеп
ри эон та; ок ского горизонта
В
3о
*
«a,
П Р И В О Л Ж С К А Я
ГРЯДА
■films
f ilm s
«оt
<P
о
§3 i9
>
1
*!<=.
f.lgUlcr-ms film s A c*
.f i lm s o^uiva;,
),а111к*,
fllr
АИЛ\пА
н евал дайски й горизонт: l g l l l v d 3'b — о зе р н о -л е д н и к о в ы е бал ти й ск о го л ед н и к о в о г о о зе р а , a l l I v d 3 —
аллю виальны е,
l g l l l v d 3 — озер н о -л ед н и к о в ы е,
f l l l v d 3 — ф лю в и огл я ци альн ы е, a f l l l v d 3 — аллю виал ьно-ф лю ви огл яц и альн ы е, g l l l v d 3 — л едни ков ы е; l l l l v d j — о зер н ы е ср ед н ев а л д а й с к о г о горизонта;
II I I v d i _ 2 — озер н ы е н и ж н е-ср ед н ев а л д а й ск о г о г о р и зо н т о в ;
l l l l v d i — озер н ы е
н иж н ев ал д ай ск ого
гори зон та; м и к ули н ского гор и зон та: m l l l m k — м ор ск и е, I b lllm k — озер н о-бол от н ы е; московского
гори зон та: l g l l m s — озер н о-л ед н и к ов ы е, f i l m s — ф л ю в и огл я ци альн ы е, f, I g l lm s — ф лю виогляциаль­
ные и о зер н о -л ед н и к ов ы е, g l i m s — л едни ковы е; f,
lg ,
IIId— m s — ф лю ви огл яци альн ы е,
озерн о­
ледни ков ы е и озер н ы е д н еп р о в ск о го и м оск ов ск ого гори зон тов; g i l d — л ед н и к ов ы е дн еп р ов ск ого го­
р и зонта; ок ского гори зон та: f, l g l o k — ф л ю в и огл я ц и ал ь н ы е и о зер н о-л ед н и к ов ы е, g lo k — ледниковые.
о
m
о
Z
х
I
<
км
0
2
—1
—
1
4
1
6
10
13
ковые ба л ти й ско го л е д н и к о в о г о о з е р а , a l l l v d 3 —
( l l l v d 3 — ф лю в и огл я ци альн ы е, af l l l v d 3 — аллювиIIIIv d 2 — о зер н ы е с р е д н е в а л д а й с к о г о горизонта-,
о р и зо н т о в ;
l l l l v d i — озерные
ннжневалдайского
- м о р с к и е , l b l l l m k — о зер н о -б о л о т н ы е; московск ого
- ф л ю в и о г л я ц и а л ь н ы е, f, I g l l m s — ф лю в и огл я ци альf,
lg,
H i d — m s — ф лю в и огл я ци альн ы е,
о зер н оо горизо нтов; g i l d — л е д н и к о в ы е д н е п р о в с к о г о гоя циальны е и о зер н о -л ед н и к ов ы е, g l o k — ледниковые.
1
4 км
г
О/О/ О/
ъ/ V
<3
ЮВ
Т
Т
14
1»?э97о| 1г
р а зр еза х озерно-болотная толщ а м ежледниковы х отлож ений мощностью
от 4 д о 11 м с л о ж е н а гиттиями различного состава, уплотненными х о ­
рошо разлож ивш имися торфами, глинами и алевритами с обильными
растительными остатками. В се разрезы в палинологическом отношении'
характеризую тся полнотой и представительностью, а о б н аж ен и е на
р. Б. Коша является стратотипическим р азр езом с флорой лихвинского
межледниковья. Спорово-пыльцевые диаграмм ы большинства озерных
толщ о тр а ж аю т изменение растительного покрова ок руж аю щ ей их мест­
ности, характерное для полного климатического цикла межледниковой
эпохи. Состав и последовательность сукцессий растительности с о д н о ­
временной кульминацией хвойных (ели, пихты, сосны) и ш ироколист­
венных (граб, д у б ) пород в ф а зе климатического оптимума, а такж е
присутствие н аряду с другими компонентами теплолюбивой флоры т а ­
ких показательных видов, как T su g a , Ilex, P icea sec. Om orica, P in u s
sec. Strobus однозначно свидетельствуют о накоплении озерных отл о ­
ж ений в лихвинское м ежледниковье. Н а спорово-пыльцевых д и а г р а м ­
мах разр езов на р. Б. Коша, Б андино и А лхимково прослеживаю тся
все палинологические зоны (от Li д о L6) В. П. Гричука [83] для лихвинских отлож ений, в р а зр е з е Булатово — зоны L3— L6, относящиеся к
климатическому оптимуму и концу м еж ледниковой эпохи.
По данным Т. Д . Колесниковой, В. И. Хомутовой и Е. М. Виш нев­
ской, в р а зр езе в пос. Б улатово, кроме широко распространенных бореальных видов, свойственных современной ф лоре этого района, встре­
чены пыльца, споры, а т а к ж е макроостатки растений, типичные для
лихвинского межледниковья: O s m u n d a c i n n a m o m e a L., S a l v i n i a n a ta n s
(L.) A l l . , A ntes sp., L ar i x sp., P ic e a sec. O m o r i c a B o l l e , P ot a m o g e t o n o x y p h y l l y s M i g., N a j a s fl exi li s ( M i l l d.) R os t k. et S с h m. , N.
m i n or A 1 1., H e le o ch ar i s o v a t a ( R o t h . ) R о e m. et. S с h u 1 1., J u g l a n s
sp., C a rp i n u s be t ul us L., Tr a pa n a t a n s L., A r m e r i a e l o n g a t a L., Li gus t ri na a m u r e n s i s R u p r . , A r a c e t e s J o ns t up i i ( H a r t z . ) . О бнаруж енны й ком­
плекс диатом ей является типично пресноводным и свидетельствует о
формировании осадков в п рибреж ной, мелководной зон е зарастаю щ его
озера. Н а р я ду с обилием широко распространенны х эвритермных форм
по всей толщ е обн аруж ен ы ю ж н о-бореальн ы е виды A n o m o e n e i s sphaer o p ho ra ( K i i t z ) P f i t z., S t a u r o n e i s a c ut a W. S m. , N a v i c u l a c u s p i d a t a
К ii t z., N. o b l o n g a K i i t z . , C y m b e l l a e h r e nb e rg i i К ii t z., характерные
для м ежледниковы х отлож ений европейской части С С С Р . П о к а за тел ь­
но присутствие редкого вида A c t i n e l l a b r a s i li e ns i s G г и п., встреченного
в них впервые, а т а к ж е плиоценовой формы F r ag i l a r i a l e p t os ta ur on
Н u s t.
С РЕД Н Е РУ С С К И Й Н А ДГО РИ ЗО Н Т
Д Н Е П Р О В С К И Й ГО РИ ЗО Н Т
На рассматриваемой территории днепровские отлож ения вы деля­
ются предполож ительно, по полож ен и ю в р а зр езе, поскольку лихвинские слои, как у ж е отмечалось, перекрываются непосредственно м ос­
ковской или д а ж е валдайской моренами, а н аходки ра зр езов с д о с т о ­
верными горкинскими (шкловскими) м ежледниковы ми отложениями
здесь отсутствуют.
Д н еп р овск ое оледен ен и е целиком покрывало описываемую терри­
торию. Оставленная им ледниковая толщ а в северо-зап адн ы х районах
сохранилась главным об р а зо м в некоторых погребенных дол и нах (см.
рис. 2 2 ) . По данным Э. Ю. Сам мета (1976 г.), днепровские отлож ения
сл а га ю т основание С удом ской м еж лоп астн ой аккумулятивной возвы­
шенности. На з а п а д е территории в восточных районах Эстонии и Лат103
вии горизонт вследствие недостатка данны х не выделяется и рассм ат­
ривается в комплексе с московским в составе нерасчлененного средне­
русского (угандиский в схем е Прибалтики, см. табл. 4) надгоризонта.
Лиш ь к юго-востоку от границы валдайского оледенения днепровский
горизонт вы держ ан в нижней части четвертичного покрова.
С лож ен горизонт почти исключительно л е д н и к о в ы м и (g ||d ) и
водно-ледниковыми отлож ениями. Особенно широко распространены
образования донных морен. На древних в о д о р а зд е л а х морена обычно
зал егает непосредственно на коренных породах; в депрессиях подсти­
лается водноледниковыми образованиям и, отнесенными к окскому го­
ризонту. Мощность морены от 1 д о 45 м, а на Судомской возвышенно­
сти достигает 62 м. П редстав лен а морена в основном серовато- и ко­
ричневато-бурыми неоднородны ми уплотненными суглинками с вклю­
чениями грубообломочного м атериала. В центральной и юго-восточной
частях территории обломочный материал морены местного происхож ­
дения; на севере, в Приневской низине, резко возрастает содержание
обломков метаморфических и изверж енны х пород, принесенных с Бал­
тийского щита. На юго-востоке встречаются крупные отторженцы юр­
ских и каменноугольных отложений. В толщ е днепровской морены не­
р е д к о присутствуют линзы и прослои песков, песчапо-гравийного ма­
териала и тонкослоистых глин водноледникового генезиса мощностью
д о 15 м.
По данным Э. Ю. Сам мета (1982 г .), на Б ежаницкой возвышенно­
сти в морене, помимо водноледниковых, встречаются, по-видимому, и
озерные отлож ения м еж стади ал ьн ого типа, представленные тонкослоис­
тыми песками и супесями с прослоями глин мощностью д о 14 м.
Д Н Е П Р О В С К И Й — М О С К О ВС К И Й ГО РИ ЗО Н ТЫ
Нерасчлененный
комплекс
флювиогляциальных
озерно-ледниковых
и
озерных
отложений
(t, lg,
1 IId - m s ) слагает м ежморенны й горизонт, разделяющ ий днепровскую и
московскую морены. П оэтом у обычно комплекс этих водных слоев по­
крывает. днепровскую морену, р е ж е за л ега ет непосредственно на д о ­
четвертичных породах. В его составе резко п р еобл адаю т водноледнпковые отлож ения, относящиеся ко времени отступания днепровского и
наступания московского ледников. С тратиграфическое п оложение гори­
зонта, так ж е, как и днепровской морены, оценивается предполож и­
тельно, в основном по условиям его залегания.
Н а и б о л ее широко распространены днепровско-московские отл ож е­
ния к юго-востоку от Валдайской возвышенности, где они, как пра­
вило, о б р а зу ю т сравнительно выдержанный межморенны й горизонт,
вскрытый большим количеством скважин и колодцев, выходящий на
поверхность в склонах глубоко врезанных речных долин бассейна В ерх­
ней Волги. К север о-за п а ду от границы последнего оледенения на В ал ­
дайской, Судомской, Б еж аницкой возвышенностях, в Приневской низи­
не (см. рис. 22) и некоторых других местах днепровско-московские
слои обычно за л ег а ю т в погребенных древних до л и н ах и широких де ­
прессиях дочетвертичного рельефа. Мощность горизонта на водо разде­
л а х обычно д о 10— 15, в пониж ениях д о 3 0— 53 м.
В составе днепровско-московских отлож ений доминируют пески,
р азн ообразны е по крупности зерна и сортированное™ , часто гравийно­
галечные. Большая их часть, по-видимому, флювиогляциальные. Гру­
бозернисты е пески во внутренних участках депрессий фациально заме­
щ аются озерно-ледниковыми тонко- и мелкозернистыми алевритами.
Встречаются здесь линзы и прослои ленточных глин, редко они преоб­
л а д а ю т в р а зр езе и д а ж е слагаю т его целиком.
104
Озерные и в единичных случаях аллювиальные фации, описанные
В. Г. А услендер ом (1974 г .), Э. Ю. С амметом (1982 г.), В. А. Соловье­
вой [2 6 ] , Л . Т. Семененко (1978, 1979 гг.), Н. Н. Соколовым (1940,
1947 гг.), К. К. Р ож дествен ск ой (1978 г.), в р а зр ез а х низины р. Сороти
(99 ), Судомской возвышенности, пос. Угловка (6 7 ), на правобереж ье
р. Поведь, у ж .-д. ст. Ж у к оп а , на р. Б ер еза у дер. Козлово, а так ж е в
некоторых других пунктах юго-восточной части территории, имеют л о ­
кальное распространение и представлены песками, иногда гумусированными, алевритами, серыми и коричневыми глинами и суглинками с
прослоями гиттий и торфа. Палинологические данны е не даю т осн о­
ваний для уверенного суж ден и я о стратиграфическом положении межморенной или подморенной толщи. Присутствие в ряде разрезов пыль­
цы P in u s п одрода H ap lofylon , P. sec. Cembra, P. sec. Strobus, P ise a sec.
Om orica, а так ж е реликтов T su g a и J u g la n s , свидетельствует лишь о
среднеплейстоцёновом возрасте отложений.
М О СКО ВСКИЙ ГО РИ ЗО Н Т
Мобковское оледенение, так ж е, как и п редш ествую щ ее дн епров­
ское, покрывало' всю описываемую территорию.
Л е д н и к о в ы е о т л о ж е н и я ( g l i m s ) . В перигляциальной зоне
валдайского оледенения на юго-востоке территории московская м оре­
на развита повсеместно, слагает все водораздел ы , отсутствуя только в
некоторых речных долинах. Значительные скопления ледникового м ате­
риала встречаются на возвышенностях и грядах (Цнинской, Вы ш нево­
лоцкой, Лихославльской, Торжсковской, Кувшиновской, Тверской, В о ­
л околамско-Дмитровской, Свиных и Ильиных го р а х ), представляющих
собой фрагменты древних краевых зон крупных этапов отступания м ос­
ковского ледникового покрова [6 3 ].
В области валдайского оледенения сплош ное распространение мос­
ковской морены прерывается. З д е с ь она вскрывается, как правило,
скважинами в древних дол и нах или крупных деп ресси ях дочетвертичного рельефа, в зо н ах краевых ледниковых образовани й и на всех межлопастных ледниково-аккумулятивных возвышенностях под комплексом
отложений валдайского оледенения. О днако выходы московской м о ре­
ны на дневную поверхность известны и на этой территории (в верхо­
вьях Волги, в Приильменской низине по р. Л овать и ее притокам, в не­
которых долинах на Вал дай ской возвыш енности).
В ы держанный горизонт московской морены прослеживается в
Предглинтовой низменности, особенно в Приневской (см. рис. 22) и
П ри л адо ж ск о й низинах. На обширных участках Ордовикского и К а р ­
бонового плато, а та к ж е Д евон ской равнины, московская морена с о ­
хранилась местами в понижениях дочетвертичного субстрата.
З а л ег а е т московская морена на днепровско-московских во дн о-л ед­
никовых отлож ениях и на бо лее древних плейстоценовых образованиях,
часто непосредственно на дочетвертичных породах. Н а московской л е д ­
никовой толщ е во многих пунктах (см. рис. 21) зал егаю т микулинские
м еж ледниковы е отлож ения, н а д е ж н о оп редел яю щ ие ее стратиграфиче­
ское положение.
В составе московской м орены п р еоб л ада ю т грубые валунные с у ­
глинки, глины и супеси, различные по окраске, плотные, местами силь­
но известковистые. П овсем естно в морене значительно количество вклю­
чений обломков осадочных и меньше кристаллических пород. Состав
морены изменяется в зависимости от состава подстилающ их пород и
.направления сноса м атериала ледником. В Предглинтовой низменности
это обычно серые и зеленовато-серы е валунные суглинки и глины, ре,же супеси с преобладани ем гранитных, гранито-гнейсовых и порфири105
товых валунов. Обломки пород осадочного чехла присутствуют в не­
большом количестве. В Прнильменской низине, на з а п а д е Валдайской
возвышенности и в м еж лопастны х м ассивах состав морены меняется,
что связано с влиянием девонского субстрата. Она становится здесь
бол ее глинистой, приобретает коричневый и красно-бурый оттенок.
К рупнообломочный материал представлен преимущественно девонски­
ми известняками, долом итам и, песчаниками и алевролитами. Галька и
валуны эрратического прои схож ден ия встречаются в меньшем количе­
стве.
Н а юго-востоке территории развиты в основном карбонатные ва­
лунные суглинки, р еж е глины и супеси. К рупнооблом очная фация в ос­
новной м ассе представлена местными палеозойскими породами. О бл ом ­
ки кристаллических пород малочисленны, среди них п р еобладаю т д и а­
базы и други е породы основного состава. В морене часто встречаются
гнезда, линзы и прослои песков, алевритов и ленточных глин.
Четко выраженные в рельеф е широкие конечно-моренные гряды
крупных стадий отступания московского ледника зам етн о отличаются
по составу от основной морены. Они обычно сложены плохо сортиро­
ванным валунно-галечным и песчано-гравийным материалом, чередую ­
щимся с валунными суглинками и супесями [2 5 ].
Н ередк о в м орене н аб л ю да ю тся отторженцы палеозойских пород,
особенно широко распространенных в районе городов Вышний Воло­
чек и Торжок. М естами ширина зоны распространения громадных отторж енцев, вы раженной в рельефе массивными холмами, достигает
15 км. Встречаются морены напора, слож ен н ы е сдвинутыми с места и
дислоцированными бол ее древними четвертичными отлож ениями (Сви­
ные Горы, у с. Еськина в Вышневолоцком районе, на Лихославльской
гряде).
Мощность московской морены меняется в широких пределах: от
дол ей метра д о 5 0— 60 м. Н а юго-востоке территории в конечно-морен­
ных грядах мощность ее в озрастает д о 6 0— 80 м.
И н огда в толщ е московской морены н абл ю даю тся маломощные
прослои озерных голубовато-серы х и ж елтовато-зелены х суглинков и
глин, а та к ж е алевритов и илистых песков. По палинологическим дан ­
ным эти озерны е слои м ож н о сопоставить с отлож ениями костромского
интерстадиала, выделенного В. В. П исаревой [6 3 ]. Д л я них типичны
лесные спорово-пыльцевые спектры с присутствием элементов перигляциальной флоры. Р асщ епл ен и е московской морены на два литологиче­
ски почти не отличающ ихся горизонта, разделенны х межстадиальными
слоями, отмечает Е. А. Ш улеш кина в бассейн е среднего течения р. М о­
лота, К. К. Р ож д ест вен ск а я — в районе г. Калинин и Э. Ю. Саммет —
на Б еж аницкой возвышенности.
Флювиогляциальные отложения
( f i l m s ) в юго-восточ­
ной части территории о б р а зу ю т зан дровы е равнины, обычно примыка­
ющ ие с дистальной стороны к выделяющимся здесь зонам конечно-мо­
ренных образований. Зан дровы е поля простираются м ежду. Цнинской
возвышенностью и Кувшиновскими грядами, а та к ж е по внешней пе­
риферии последних, и в других районах, где покрывают московскую
морену и зал ег аю т на абсолютных высотах от 170 д о 250 м. Флювио­
гляциальные образовани я приурочены так ж е к зандровы м протокам и
долинным зан др ам , слагаю т озы и частично камы. Мощность их обыч­
но не бо л ее 5— 15 м, лишь в некоторых о за х и к амах достигает 20—
_25 м. Флювиогляциальные отлож ения состоят из разнозернистых косо­
слоистых песков, с о д е р ж а щ и х прослои гравийно-галечного материала.
Озерно-ледниковые отложения
( l g | | m s ) за пределами
валдайского оледенения принимают участие в строении террассовидных
участков, тяготеющ их к некоторым речным долинам , где представлены
песками, супесями, суглинками и глинами, часто имеющими типичную
106
ленточную слоистость. О зерно-ледниковы е песчано-алевритовые отл о­
жения мощностью д о 25 м п р ео бл а даю т и в р а зр ез а х многих камовых
холмов и массивов.
В зон е последнего оледенения озерно-ледниковы е отлож ения, в ча­
стности, ленточные глины мощностью д о 10— 15 м, слагаю т нижнюю
часть московско-валдайской м еж м оренн ой толщи. Распространение их
прослеж ено в районе верхневолж ских озер и в Б ал ти й ско-Л адож ск ой
котловине (см. рис. 2 2 ) , где в кровле ленточных глин чаще всего л еж а т
морские отлож ения микулинского или озерные средн евалдай ск ого во з­
раста.
Нерасчлененные
флювиогляциальные
и озерно­
л е д н и к о в ы е о т л о ж е н и я (f, l g l l m s ) сл ож н ого состава залегаю т
к юго-востоку от границы последнего оледенения на московской м о ре­
не под перигляциальными лессовидными породами валдайского воз­
раста, а к с е в е р о -за п аду от нее вскрыты м е ж д у московской и валдайской
моренами скважинами, иногда карьерами, и выходят на поверхность в
склонах многих речных долин. О собенно хорош о межморенны й гори­
зонт выражен в краевой зо н е валдайского оледенения в широкой по­
лосе, протянувшейся через всю территорию м е ж д у бассейнам и рек Молога и 3. Д ви на, а та к ж е на Латгальской, С удом ской и Бежаницкой
возвышенностях. М ощность водноледниковы х осадков в этом горизонте
от 2— 3 д о 20 м, в широких деп ресси ях московского рельефа и древних
д ол и нах возрастает д о 40 — 63 м. Роль грубых флювиогляциальных о б ­
разований (гравийно-галечные пески) и тонких (пески, супеси, глины)
озерно-ледниковых в этой толщ е примерно одинакова, однако в тех и
д ругих п р е о бл а даю т пески.
В Е РХ Н Е Е ЗВЕ Н О
М И К У Л И Н С К И И ГО РИ ЗО Н Т
Микулинские м еж ледниковы е отлож ения, о бр азую щ и е главнейший
маркирующий горизонт антропогенового покрова региона, представл е­
ны морскими и континентальными фациями. На большей части терри­
тории, за исключением юго-восточной, они перекрыты валдайской м о ­
реной. Условия их залегания, таким о бра зо м , с л у ж а т важнейшим кри­
терием стратиграфического обоснования границы валдайского о л е д е н е ­
ния и соответственно валдайского и московского возраста верхней, р а с ­
пространенной с поверхности морены той или иной части территории.
М о р с к и е о т л о ж е н и я (m lllm fe ) встречаются в п редел ах Предглинтовой низменности вдоль ю ж н ого п обереж ья Финского залива и
Л а д о ж с к о г о озера. З д е с ь они были распространены повсеместно, но
сохранились лишь спорадически (см. рис. 2 2 ) , так как в значительной
мере уничтожены последую щ ими процессами размыва и экзарации.
М еж м оренны е отлож ения морского генезиса, получившие название
мгинской толщи, были впервые обн ару ж ен ы Н. В. Потуловой в 1921 г.
в окрестностях Л ен ин града на р. Мга (18) и с тех пор являются о б ъ ­
ектом всестороннего изучения. М атериалы исследований этого, а такж е
многих други х р азр езов (не менее 10), получили ш ирокое освещ ение в
литературе [24, 26, 28, 8 3 ]. В последние годы в Л ен и н гр а де и его ок­
рестностях о бн а р у ж е н о несколько новых р азр езов мгинской толщи.
В частности, на п равобереж ь е Невы в районе кирпичного зав ода
им. С вердлова она вскрыта несколькими скважинами (см. рис. 2 2).
К числу опорных, н аибол ее полных и комплексно изученных р а з ­
резов мгинской толщи, помимо упомянутого на р. Мга, относятся р а з ­
резы в пос. Ры бацкое на восточной окраине Л ен и н гра да (1 6 ), скв. 7
у бывшей дер. Синявино ( 11) , скв. 20 у оз. Белого близ Л у ж с к о г о з а ­
107
лива (2 2 ), скв. 7/48 у Петрокрепости на ю го-западной оконечности Л а ­
д о ж ск о г о озера (5 ). По данным Д . Б. М ал аховского [2 8 ], кровля д о ­
стоверно установленных мгинских отлож ений в рассм атриваемом райо­
не не поднимается выше абсолютных отметок около + 1 4 м (опускаясь
д о — 50 м в р а зр е з е скв. 20 близ устья р. Л у г а ) . Их мощность подвер­
ж ен а резким колебаниям от 4 до 40 м, что связано как с неполнотой
разрезов, так и с разной интенсивностью осадконакопления.
Мгинская толща с л о ж е н а осадк ам и относительно глубоководной,
застойной части бассейна, представленными характерными темными
(зеленовато-черными и серыми, черными, темно-серыми) глинами и су­
глинками, местами слоистыми, обычно гумусированными, с запахом
битума, с включениями вивианита и раковин морских моллюсков. В со­
ставе последних оп ределена ф ауна арктических — Jol dia ( P o r t l a n d i a )
ar ct i ca G r a y и P o r t l a n d i a a rc ti ca var. si l i qua R о с v e, бореально-субарктических — Tellina c ol carea ( C h e m n . ) , аркто-бореальных — Mytilus e du l is L., р е ж е L i t t or i n a l it torea L. и бореально-лузитанских — Card i u m e du l e L. В глинах встречены т а к ж е обрывки морской травы Zostera m a r i n a L. '
,> Д и атом овы е водоросли появляются в подстилаю щ их мгинскую тол­
щу ленточных глинах н в больш ом количестве содер ж а т ся в морских
отлож ен иях (свыше 200 видов). Н а и б о л е е характерными являются
C o s c in o d is c us p e r f o r a t u s ( E h г.), С. a n t i q u u s G г и п., С. curvatulus,
С. c u r v a t u l u s var. m i n or (E h г.) G r u п., T h a l as s i o s ir a bal t ica (G r u n.)
О s t f., Th. b alt ic a var. f luvi at il us , Th. g r a v i d a Cl . , B a c t e r o s i r a fragilis
G r u п., C h a e t o c e r os sp. (покоящиеся ситры ), A c t a n o p t y c h u s areol at us
(E.) A. S., A c h n a n i t h e s t a e n i a t a G r u n. и др. И з S ilic a fla g e lla ta e : Dis t e p h a n u s s p e c u l u m (E h r.) H o c k . , E b r i a t r i p a rt i t a ( S c h u m m . )
L e m m.
При определении возраста мгинской толщи реш аю щ ую роль сыграл
спорово-пыльцевой анализ, для наиболее полных опорных разрезов
выполненный М. П. Гричук,
В. П. Гричуком,
Н. Д . Агаповой и
Г. С. А бакуменко. П олученные палинологические диаграммы свиде­
тельствуют о том, что морские отлож ения с о д е р ж а т ф лору м еж л едн и ­
кового типа (с о д е р ж а н и е пыльцы широколиственных пород достигает
6 0 — 75 %). По четкому порядку кульминаций широколиственных пород
(дуб->-вяз->-орешник—>-липа->-граб), по очень высокому содержанию
пыльцы орешника и ольхи, а та к ж е присутствию спор O s m u n d a cinnam o m e a e L. мгинская толщ а, несомненно, имеет микулинский возраст.
Д и аграм м ы перечисленных выше опорных разр езов отличаются полно­
той и о т р а ж а ю т историю формирования растительного покрова в тече­
ние всего микулинского м еж л едн пхов ья (зоны от Mi или М2 до М8).
В н астоящ ее время известен ряд ледниковых отторженцев мгин­
ской толщи не только в области ее распространения (на Сойкинской
возвышенности, на правом берегу Невы у Ивановских порогов и др.),
но и за пределами границы мгинской трансгрессии у хутора Эдази
близ пос. Крестцы [2 8 ].
К югу и востоку от Б ал ти й ск о-Л ад ож ск ого (Ордовикского) глинта микулинский м ежледниковы й горизонт представлен континенталь­
ными отлож ениями. П ода в л я ю щ а я их часть относится к отложениям
о з ерно -б оло т н о го генезиса
( l bl l l mf e) и лишь в единичных
случаях (р а зр е з 76, дер. Р я д у оз. У дом ля) — аллювиального. Они
представлены глинами и суглинками обычно серых тонов, обогащ ен­
ными органическими остатками, гиттиями (глинистыми, торфянистыми
и другими) и торфяниками, р е ж е озерным мергелем, песками и алеври­
тами. Мощность озерно-болотны х отложений, д а ж е в достаточно пол­
ных р азр еза х , как правило, не превышает 4 — 6 и лишь изредка дости­
гает 10— 15 м.
108
Д етал ьн ы е исследования условий залегания озерно-болотны х м е ж ­
ледниковых слоев в ряде пунктов Русской равнины (стратотипический
разр ез в с. Микулино [8 3 ], в Центральном лесном заповеднике К ал и ­
нинской области [55] и др!) показывают, что нм свойственно крайне
ограниченное площ адное распространение. Это связано с локальными
условиями их формирования и лишь частичной сохранностью. Тем не
менее к настоящ ем у времени известно бол ее 30 р азр езов с до с то в ер ­
ными озерно-болотны ми м ежледниковы ми отлож ениями (см. рис. 21) .
Они обн аруж ен ы на различных гипсометрических уровнях, как п ра­
вило, значительно выше мгинской толщи в разнородны х геом орф ол о­
гических условиях. В области валдайского оледенения межледниковы е
отлож ения чаще всего перекрыты мореной, в области московского —
лишь перигляциальными (покровными), р е ж е флювиогляциальными,
аллювиальными или болотными образованиям и.
Р ассмотрим лишь два конкретных разр еза микулинской о зе р н о -б о ­
лотной толщи, один из которых расп о л ож ен в области валдайского о л е ­
денения, в т о р о й — в области московского.
Р а з р е з у д. ФеДицианово (130) близ г. Л у д з а на ю го-за п аде тер­
ритории .рвляется стратотипом микулинского (мяркинского, по схеме
Прибалтики, см. табл. 4) м еж ледн ик ового горизонта средней части
Прибалтики (фелициановская сви та). Н а правом берегу р. Л у д з а сква­
жиной па глубине 15,9— 18,0 м вскрыты м еж м оренн ы е слои, состоящие
из голубовато-серой глины, темно-коричневого, хорош о разлож ивш егося
торфа и серого алеврита [ 5 3 ]. В ся толщ а обогащ ена остатками р а с ­
тительности, в алеврите встречены раковины преснозидны х моллюсков.
Почти все растения, остатки которых обн а руж ен ы в разрезе, встре­
чаются на данной территории и в н астоящ ее время. Исключение соста в­
ляет лишь S a l v i n i a n a i a n s (L. ) A l l . , известная в этих районах только
в виде ископаемых макроспор в м ежледниковы х отлож ениях. Споровопыльцевая ди аграм м а свидетельствует о накоплении вскрытой толщи
в течение почти всего м и к у л и н с к о г о межледниковья (зоны M i— М 4, М7,
М8).
Р а зр е з в Центральном лесном зап оведн и ке на вод о р а зд е л е рек
Л и ж а и Тю зьма (129) был изучен Н. Н. Соколовым в 1939 г. [48, 8 3].
Д л я вскрытых здесь ш урфом озерно-болотны х отложений, не перекры­
тых мореной, была получена полная, типичная дл я микулинского м е ж ­
ледниковья спорово-пыльцевая ди аграм м а. В 1973 г. вблизи этого и з­
вестного р а зр еза м еж л едн ик овая толщ а была вскрыта несколькими
скважинами в понижении пологохолмистого моренного рельефа [5 5].
М еж ледн и ковая толщ а мощностью 3,5 м з а л е г а е т под современным
торфяником и озерными слоями начальных этапов валдайского о л е д е ­
нения; представлена голубовато-серы ми глинами и алевритами с р а с ­
тительными остатками, а т а к ж е серыми и черными гиттиями, с о д е р ж а ­
щими гравийные зерна. По палинологическим данным в озерных слоях
прослеживаю тся все зоны микулинского межледниковья
(M i— М8).
В ф а за х климатического оптимума, где с о д е р ж а н и е пыльцы широколистзенны х пород достигает 80 — 85 %, среди папоротникообразны х о б ­
наружены S a l v i n i a n a t a n s (L.) А 1 1., O s m u n d a c i n n a m o m e a L., B r a s e ni a
p u r p ur e a M i c h .
Д а н н ы е по вышеописанным, а та к ж е по п о давл яю щ ем у больш ин­
ству остальных опорных р азр езов опубликованы в многочисленных и з­
даниях. О боснование микулинского возраста озерно-болотны х толщ
базируется главным о б р а зо м на изучении мпкроостатков растительно­
сти. Д л я спорово-пыльцевых ди аграм м характерны особенности, ук а ­
занные выше дл я опорных р азр езов мгинской толщи. Д л я ряда разредов в частности на р. К уйсара близ пос. Ш у го зеро (6) и на р. Полометь возле ст. Д в о р е ц (8 0 ), спорово-пыльцевые данны е дополняются
диатомовыми. В м еж ледниковы х слоях этих р азр езов определена б о ­
109
гатая пресноводная ди атом овая флора. К числу руководящ их тепло­
водных форм, ныне обитаю щ их в южных и юго-восточных районах
страны, относятся A n o m o e o n e i s s p h a e r o p h o r a ( К u t z.) R f i t z, Stauroneis a c u t a W. S m., S. s hu l z ii J e u s e, N a v i c u l a o b l o n g a
K i i t z . var.
s u b c a p i t a t a P a n t . , C u m b e l l a e h r e nb e rg i i K i i t z . , C. t u m i d a ( B r e b )
V. H. , C. t u r g i d a ( G r e g.) С 1.
Д л я многих р азр езов проведено т а к ж е изучение семян и других
макроостатков растительности (см. рис. 21) . Обширный список разно­
образн ы х видов включает и формы, отсутствую щ ие в современной ф ло­
ре сев ер о-зап ада Р С Ф С Р и произрастаю щ ие в южных районах СССР,
в том числе и термофильные виды, которые являются характерными
компонентами микулинских флор: B r a s e n i a p u r p u r e a M i c h . , В. holsatica ( W e b . ) W e b e r b . , D u l i c h i u m a r u n d i n a c e u m (L.) B r i t t . , D. spat h a c e u m P e r s, P o t a m o g e t o n o x y p h i l u s M i q., P. ocut if oli us L i n k , P.
p e c t i n a t u s L., T r ap a n a t a n s (L.) A l l . , N a j a s m a r i n a L., N. mi no r Al l . ,
S c he u c h z e r i a p a l u s t r i s L., Tilia p l a t y p h y l l o s S c o p . , C a r p i n u s bet ul us L.
В озерных м еж ледниковы х отл ож ен ия х часто встречаются рако­
вины пресноводных моллюсков, иногда остатки рыб. И з разрезов на
р. П олометь у ст. Д в о р е ц (8 0 ), на р. Б. Тудер у дер. Борисово (105),
Hit р. Л овать у дер. Сопки (107) И. В. Д аниловским определены Valv a t a p is c ina l i s M u l l , B i t h y n i a t e n t a c u l a t a L., P i s i d i u m c a s e r t a n u m P o1 i., P. m i l i t u i m H e l d . , P. p u l c h e l l u m J e n., P. s u b l u n c a t u m M a l m . ,
R u t i l u s ru ti l us L., C a r e g o n u s v a r e t u s L., A n o d o n t a (?) и др.
П о представлениям
большинства
исследователей, микулинское
м еж ледн ик овье имело продолжительность около 60 тыс. лет и заверш и­
лось приблизительно 80— 70 тыс. лет назад. В ряде пунктов террито­
рии для микулинских отлож ений (торф и древеси на) получены радио­
углеродные датировки, однако все они не являются конечными [3, 78,
90, 103], например, у дер. Сосновка на в о д о р а зд е л е М едведицы и Тих­
винки (92) бол ее 53340 ( Л У -1 5 4 ), у дер. Д ан ильц ево на Лихославльской
гряде (102) бол ее 54930 (Л У -174) и др.
М И КУЛ И НС КИ И — С Р Е Д Н Е В А Л Д А И С К И И ГОРИЗОНТЫ
Озерно-болотные отложения
( l bl l l mf t — v d 2) этого ком­
плекса имеют ограниченное локальное распространение и выделяются
предполож ительно по литологическим признакам и условиям зал ега­
ния в районе ст. Чертолино и на нескольких участках крайнего юговостока региона. З а л е г а ю т они на московской морене или водноледннковых песках в пониж ениях древнего рельефа (озерны е котловины) и
представлены преимущ ественно суглинками, глинами, алевритами и
мелкозернистыми песками, со дер ж ащ и м и включения растительных ос­
татков и торфянистые прослои. П овсем естно озерно-болотны е слои,
имеющие мощность 3— 10 м, погребены под слоем покровных поздне­
валдайских отложений.
ВАЛДАЙ СКИ Й НАДГОРИЗОНТ
Последний (валдайский) ледниковый покров достигал ру беж ей Ка­
лининской области в верховьях 3 . Двины, Волги и Мологи. Этот район
д о последнего времени являлся одним из н аибол ее спорных в отноше­
нии толкования позднеплейстоценовой истории его развития и положе­
ния границы предельного распространения валдайского оледенения.
А.
И. Москвитин (1950, 1965 гг. и д р .) , И. И. Краснов (1965, 1967,
1974 гг.) и С. Л . Бреслав [25] выделяли в послемикулинское время
два самостоятельных оледенения — калининское и осташковское. По
мнению
большинства
и сследователей
(Н. Н. Соколов,
1949 г.;
К. К. Марков, 1940, 1961 гг.; Н. С. Ч еботар ев а, 1961, 1965, 1969, 1974,
110
1977 гг.; С. М. Шик, 1961, 1962, 1981 гг.; Д . Б. М алаховский, 1969 г.
п д р .), с палеографичей сев ер о -за п ада Русской равнины, включая и
бассейн Верхней Волги, хорош о согласуется концепция об одном п о зд ­
неплейстоценовом валдайском оледенении. Трактуется по-разному н по­
л о ж ен и е границы валдайского оледенения (имеется д о пятнадцати т о ­
чек зр е н и я ), впервые намеченное Г. Ф. Мпрчинком в 1930 г. Однако
по принципиальным различиям их м ож н о объединить в две основные
группы. Сторонники калининского (ран невалдайск ого) оледенения н а­
мечают южный р у б е ж его распространения — примерно от верховья
р. Лучеса, несколько за п а д н е е г. Р ж е в , к г. Старица и ю ж н ее К а л и ­
нина. Д р у г и е исследователи границу единого валдайского оледенения
(в различных, но сходных интерпретациях) проводят сущ ественно с е ­
веро-зап адн ее (на 60— 140 км) указан ной выше, примерно с о в п а д а ю ­
щей с границей осташковского (п оздн евал дай ск ого) оледенения в по­
нимании А. И. Москвитина.
В работах Н. С. Ч еботаревой [80, 103], В. Б. Козлова [4 8 ],
Л. Т. Семененко и М. Н. В ал уевой (1973 г.), Д . Б. М алаховского [55]
п други х исследователей приводятся убедительные стратиграфические
и геоморфологические данные, обосновы ваю щ ие среднеплейстоценовый
(московский), а не позднеплейстоценовый (калининский, р ан н ев ал дай ­
ский) возраст верхней морены «спорной» территории, заключенной в
широкой полосе м е ж д у этими границами. Эти данны е включают п р е ж ­
де всего находки р азр езов с микулинскими межледниковы ми слоями,
покрытыми и не покрытыми мореной, а та к ж е фиксирование природно­
го ру б е ж а по изменению облика и степени сохранности рельефа, его завзеренности и распространению покровных лессовидны х пород.
К числу разрезов, где микулинские отлож ен ия перекрыты м оре­
ной или водноледниковыми образов ани ям и с возмож ны м и следами ее
размыва, относятся следующ ие: 76, 85, 87, 123, 109, 112, 113 (см.
рис. 21) . В с е они располож ены в периферической зон е «озерного края»,
вблизи границы последнего оледенения. Ю го-восточнее известна м ного­
численная группа разрезов, в которых микулинские отлож ения не пе­
рекрыты мореной (92, 97, 121, 122, 129, 132 и д р .).
Принятая авторами граница максимального распространения вал­
дай ского оледенения (см. рис. 21) близка к трактовке К. К. Маркова,
Н. С. Ч еботаревой, С. М. Шика и др. [8 3 ]. Б ол ее зам етны е корректи­
вы этой границы, осущ ествленные п оздн ее Н. С. Чеботаревой [80, 104]
и В. Б. Козловым [4 8 ], касаются лишь северо-восточного участка
(район г. М ак са т и х а ), где она см ещ ен а с левого на правый берег
р. Молога.
Испехи ради оуглеродной геохронологии последних 10— 15 лет [3,
30, 90] позволили внести ясность в стратиграфию валдайского ледниковья и п алеограф ию и определить возраст морены, оставленной
последним оледенением при наибольш ем его распространении, который
долгое время оставался спорным (его относили как к ранне-, так и
п оздн евал дай ском у [26, 28, 30, 80, 82, 90. 103]. Теперь же, как отм е­
чает С. М. Шик [107, с. 175], « п одавл яю щ ее большинство и сследов ате­
лей согласно, что в средн ева лда й ск о е время (5 0 — 25 тыс. лет назад)
п реобл адал и умеренно теплые условия м еж стади ал ьн ого типа (с перио­
дам и п о х о л о д а н и й ) ; в п оздн евалдай ское время произош ло наступление
ледника, достигш его около 2 0 0 0 0 лет н а за д границы, которая фиксиру­
ется развитием своеобразн ого озерн ого лан дш аф та».
Н И Ж Н Е В А Л Д А Й С К И Й (П О Д П О Р О Ж С К И Й ) ГОРИЗОНТ
К этому горизонту относятся отлож ения начального этапа в ал да й ­
ского оледенения (примерно 80 00 0 — 50 000 лет н а з а д ) . О днако и объем,
и палеогеография раннего валдая пока ещ е остаю тся дискуссионными.
111
В последние годы появляется все больш е фактических данных, кото­
рые позволяют признать правильным представление Н. С. Чеботаревой,
И. А. Макарычевой [Ю З], Э. И. Д евятовой (1982 г.), X. А. А рслано­
ва [3] и други х о том, что в начале валдайской эпохи ледниковый по­
кров не распространялся на Русскую равнину и не выходил за пределы
окраин Балтийского щита. М орена с обоснованным ранневалдайскнм
возрастом на рассм атриваемой территории отсутствует. Так, корреля­
ция разрезов, детально изученных в районе Л ен ин града, приводит к
заключению о том, что ранневалдайской морены здесь нет, п второй
горизонт основной морены имеет московский возраст (см. рис. 22).
Однако эта точка зрения не является общ епризнанной. И. И. Краснов,
Е. П. Зар р и н а (1965, 1967, 1974, 1982 гг.), Д . Б. Малаховский,
Е. А. Спиридонова [28, 82] и некоторые другие горизонт ранневал­
дайской морены выделяют не только на севере, в Предглинтовой низ­
менности, но и в пограничной зон е оледенения на юго-востоке терри­
тории.
О з е р н ы е о т л о ж е н и я (1 ПЛа!,) наиболее н а д еж н о выделя­
ются в тех.,разрезах, где найдены совместно с микулинскими и залега­
ют без следов размы ва выше слоев, соответствующ их зон е М 8. В об­
л а с т и валдайского оледенения они лучш е всего изучены в Предглин­
товой низменности (5, 11, 22) и на Юкковской возвышенности 1см.
рис. 2 2 ) , представлены озерными и озерно-морскими отложениями
(м ощ ность-до 32 м) заключительных ф аз мгинской трансгрессии, преи­
мущественно тонкозернистыми песками и алевритами, содержащими
иногда вивианит и растительные остатки.
Р ан невал дайск и е отлож ения о бн аруж ен ы та к ж е в ряде разрезов
континентальных образований, главным об р а зо м на юго-востоке терри­
тории {38, 58, .87, 97, 109, 122, 129, 132). М ощность озерных слоев не
превышает 2— 3 м, представлены они в основном глинами, часто с тор­
фянистыми прослоями, р е ж е песками и супесями.
По результатам интерпретации спорово-пыльцевых диаграм м в тол­
ще ранневалдайских отлож ений выше микулинского горизонта выде­
ляются слои первого (курголовского) похолодания, верхне-волжского
м еж ста ди ал а , килешннского похолодания и тосненского межстадиала
[28, 82,. 104].
В Предглинтовой низменности в курголовских и верхневолжекпх
слоях изучен богатый комплекс морских, солоноватоводно-морских, эвригалинных и пресноводных диатом ей [ 2 8 ], а в р а зр еза х устья р. Тосна
и у дер. Килешино {109) В. П. Денисенковым и Ф. Ю. Величкевпчем
определены многочисленные разнородны е по составу макроостатки рас­
тительности с зам етной дол ей участия холодостойких видов бореально-арктического комплекса, свойственных валдайским интерстаднальным флорам [8 2 ].
Р а н невал дайск и е слон охарактеризованы радиоуглеродны ми данны­
ми, однако имеющиеся датировки, полученные дл я разр езов в устье
р. Тосна в 30 км к юго-востоку от Л ен ин града (бол ее 45 000 лет,
Л У — 45) и у дер. Килеш ино на р. Сижина (б ол ее 48 040 лет, Л У — 748
и бол ее 50 000 лет, Г И Н — 6 3 1 ) не являются конечными [28, 78, 82, 90].
С Р Е Д Н Е В А Л Д А И С К И И (Л Е Н И Н Г Р А Д С К И Й )* ГОРИЗОНТ
В п оследние 10— 16 лет проведены большие литолого-стратиграфические и палеонтологические исследования средневалдайских отложений
и получены многочисленные радиоуглеродны е датировки [3, 28, 47, 90],
* Н а зв а н и е
п р о и сх о д и т
Г р а ж д а н с к о г о п р о сп ек т а ).
112
от
ст р ат оти п и ч еск ого
р а зр е за
в Л ен и н г р а д е
(район
согласно которым формирование их относится к хронологическому э т а ­
пу от 2 3 — 24 д о 50 тыс. лет. П ал еогеограф и ческ ие условия ср едн евал ­
д ай ского интервала (м егаи н терстади ала) были неоднородны ми и рит­
м ичны м и— фазы, похолодания сменялись ф а за м и потепления. Е. А. Спи­
ридонова [28, 47] в ср едн евалдай ск ой толщ е выделяет семь палиноло­
гических зон ( S u d i— S vd-i) с господством древесных и недревесных ком­
понентов флоры, отвечающ их сл ож н ой палеоклиматической ритмике с
тремя ф азам и потепления (Suc?2 , Sutlj, S v d 6) и четырьмя относительно
кратковременными стадиями похолодани я ( S v d \ , S v d 3, S vd$, S v d 7).
О з е р н ы е . о т л о ж е н и я (1 IIIv d 2) встречены и изучены в р а з­
личных геологических и геоморфологических условиях территории. П о ­
д а в л я ю щ ее большинство опорных р азр езов р асп о л ож ен о в области вал­
дайского оледенения; за его п ределами они встречаются р еж е и з а л е ­
гают в пониж ениях московского рельефа и перекрыты лишь перигляциальными лессовидными породами.
С редн евалдай ски е отлож ения представлены исключительно конти­
нентальными, в основном, озерными образовани ям и , иногда озер н о -а л ­
лювиальными и озерно-болотны ми. Они отличаются пестротой состава
и представлены всеми озерными фациями от глубоководны х (глины)
д о прибрежных (гравелистые пески с торфяными прослоям и). П р е и м у ­
щественно распространены тонкозернистые пылеватые пески, алевриты
и супеси обычно гумусированные или обогащ енны е растительными о с ­
татками, р е ж е —’суглинки, глины и гиттии. М ощность толщи от 1— 2
д о 12— 24 м, наибольш ая — в полных р а зр ез а х И льменско-Ловатской
и Приневской низин.
В Приневской низине, на северной окраине Л ен ин града и в его ок­
рестностях, озерные с р едн евал дай ск и е отлож ения распространены ши­
роко (от пос. Осиновая Р ощ а через совхоз «Бугры» д о ж е л е з н о д о р о ж ­
ной станции Пискаревка) на абсолютных отметках от — 10 д о + 2 0 м
(см. рис. 2 2 ). Они за л ег а ю т выше мгинских морских отложений, но
местами врезаны в них пли л о ж а тс я непосредственно на ленточные
глины и морену московского возраста.
Озерные слон Приневской низины всесторонне изучены по р а зр е ­
зам нескольких скважин, в частности скв. 6 на Г раж дан ск ом проспекте
в Л ен ин граде (<?) и скв. 1 в совхозе «Бугры» ( 1) . Скв. 6 (Граж дан ски й
проспект) под ленточными глинами и мореной п оздневалдайского воз­
раста вскрыта толщ а (мощность 12 м) тонкозернистых песков с рас­
тительными остатками и алевритов с тонкими прослоями торфа. Они
п ереходят книзу в гиттию, подстилаемую ленточными глинами и мос­
ковской мореной. М еж м ор ен н а я толщ а изучена О. М. Знаменской,
Е. А. Спиридоновой (п алинология), Р. Н. Д ж и н о р и д з е (диатомовые во­
д о р о с л и ), А. А. Беловой (растительные остатки), X. А. Арслановым
(ради о угл ер о дн ое датирование) [3, 28, 4 7 ]. З д е с ь установлены все
палинологические зоны ( S l + i — S v d s), кроме последней, и получены две
радиоуглеродны е датировки: по торфу — 4 0 3 8 0 + 8 0 0 лет
(Л У — 2 2),
фиксирующ ая конец времени первого потепления (зона S v d 2) , и выше
по заторф ованн ом у песку — 39 0 0 0 + 8 1 0 лет ( Л У — 6 3 ) , харак тери зую ­
щая начало полоходания (зона S t>d3).
В скв. 1 (совхоз «Бугры») вскрыта м еж м оренн ая озерная толща
мощностью 24 м, сл ож ен н ая сходными с выше описанными о т л о ж е ­
ниями. С редневалдайский горизонт представлен здесь так ж е почти
всеми зон ам и ( S v d 2— Stid7) . Основная м асса диатом овы х найдена в
большей по мощности (16 м) нижней супесчано-торфянистой части
м еж м оренной толщи (анализы С. С. Горш ковой). К омплекс ди а т о м о ­
вых (до 103 видов) состоит из пресноводных планктонных и бентосных
форм: M e l o s i r a i s l an di c a s ubsp. Helvetica О. M u l l . ,
Stephanodiscus
a s t r a e a ( E h r . ) G г u n., E u n o t i a p r u e r u p t a E h г., E. pa p i li o ( G г u n.)
H u s t . , N a v i c u l a a m p h i b o l a С 1., P i n n u l a r i a bor e al is E h r., P. lata
8
З а к . 391
113
( B r e b . ) W. S m. , P. vi r id is ( N i t z s с h.) E h г., C y m b e l l a h e te rople ura
E h r., H a n t s c h i a a m p h i o x y s ( E h r . ) G r u n. и др. Этот состав х арак те­
рен для пресноводного бассейн а с ум еренно холодным температурным
реж им ом . Количественные и видовые изменения диатомовы х по р а з­
резу свидетельствуют о существенных колебаниях уровня воды вплоть
д о полного ее исчезновения, а находки в отдельных слоях D i d y m o s p h a e n i a g e m i n a t a и M e r i d i o n circulare — о поступлении в озеро х о л о д ­
ных, чистых, быстротекучих вод.
Второй район, где ленинградские слои изучены с достаточной пол­
нотой, известен на юге территории в Приильменской низине (р. Ловать и ее притоки,). В п оследние годы ср едн евалдай ск и е слои в этом
районе были вскрыты и многими скваж и н ам и (Э. Ю. Саммет, 1982 г.).
И х видимая мощность от 2,5 д о 8,5 м, максимальная (в долине р. Ловать) достигает 14— 20 м.
Вблизи дер. Д у н а е в о на р. Л овать в 20 км выше г. Холм (110)
под комплексом 'п оздн ева л дай ск и х ледниковых и озерно-ледниковых
осадков на глубине около 5 м о б н а ж а е т ся толщ а средневалдайских
озерно-аллю виальны х песков и супесей с органическими остатками ви­
димо^ мощностью 8,5 м [28, 47, 103]. В р а зр е з е имеются палинологи­
ческие зоны от S v d t до S v d 7. Д л я прослойки торфа с глубины 6,4 м на
основании ради оуглеродного метода определен возраст 27 5 0 0 ± 1 5 0 0
( Л У — 2 8 а ) , 25 6 0 0 + 3 6 0 ( Л У — 2 8 с ), 25 4 4 0 + 2 7 0 лет ( Л У — 28 в). Д а т и ­
ровки отвечают зон е S v d 6 и наиболее полно харак тери зую т верхнее по­
тепление среднего валдая, получившее по этом у р а зр е з у название Ду­
наевского [47].
Спорово-пыльцевые диаграмм ы по этом у и другим р азр еза м в райо­
не (103, 107, 116, 111, 117, 118, 125) дополняю т друг друга и совместно
харак тери зую т историю с редн евалдай ск ого мегаинтерстадиала Прииль­
менской низменности в полном ее об ъ е м е (зоны S vd^— S v d 7) . По д а н ­
ным Э. Ю. Сам мета, в м еж м оренн ы х озерны х мелкозернистых песках
и супссях, вскрытых скв. 85 на р. Ловать близ пос. Сопки (1 03 ), о б н а ­
р уж ен небольшой в видовом и количественном отношении комплекс
диатомовы х водорослей, типичных для заб ол ач и ваю щ и х водоемов:
E u n o t i a p r a e r u p t a Е h г., Е. p r a e r u p t a var. b i d e n s (W. S m.) G r u n ,
P i n n u l a r i a i n t e r m e d i a L a g e r s t . , P. bor eal i s E h r., G o m p h o n e m a angus i a t u m var. p r o d u c t u m G r u n . , H a n t z s c h i a a m p h i o x y s ( E hr . ) G r u n.
На остальной территории ленинградские озерные слои, так ж е как
и микулинские отлож ения, харак тери зую тся локальным распростране­
нием.
Большой интерес представляет р азр ез «С авала» в С еверо-Восточ­
ной Эстонии ( 34 ), хотя и фрагментарный, но один из опорных средненямунского
(ср едн ев ал дайск ого)
горизонта
Северной Прибалтики
[11, 9 5 ] . З д е с ь семью скваж инами вскрыты гумусированные слоистые
глины, с о д е р ж а щ и е растительный детрит и за л егаю щ и е под двумя мо­
ренами на глубине около 25 м. В нижней половине палинограммы, с о ­
ставленной Э. Д . Л ийвранд, намечается потепление, хорош о сопостави­
мое с палинозоной S v d 2 м еж стади ал ьн ого комплекса в р а зр езе Г р а ж ­
данский пр.
На юго-востоке территории слои этого ж е раннего с р е д н ев ал да й ­
ского потепления в р а зр езе у дер. К илеш ино на р. С иж ина (109) п ред­
ставлены голубовато-серы ми алевритами с облом кам и древесины и д р у ­
гими органогенными остатками и песками с гравием и валунами.
X. А. Арслановым [82] радиоуглеродны м м етодом был определен воз­
раст, равный 41 8 1 0 + 6 0 0 лет ( Л У — 68 2).
З а пределами границы валдайского оледенения на правом берегу
Волги карьером у села Ново-М ончалово (136) под покровными супе­
сями вскрыта толщ а озерны х отлож ений, состоящ ая из алеврита, озер ­
ного ила, гумусированного, с прослойками торфа и плотного неслоис­
114
того ила с растительными остатками и облом кам и древесины м ощ но­
стью бол ее 5 м [4 7 ]. В слое озерны х илов установлено четыре палино­
логических зоны ( S v d 4— S v d 7). П рослой торфа из палинозоны S v d 6
(позднее, дун аевское потепление)
имеет радиоуглеродны й возраст
29 0 8 0 + 3 6 0 лет (Л У — 6 4 6 ) , а древесина из слоев зоны S v d 4 (среднее,
кашинское потепление) — 33 6 9 0 + 3 6 0 лет ( Л У — 6 4 5 ).
В Е Р Х Н Е В А Л Д А Й С К И Й (О С Т А Ш К О В С К И Й ) ГО РИ ЗО Н Т
Р а зн о о б р а зн ы е в генетическом отношении отлож ения ледниковой
формации верхневалдайского горизонта (интервал примерно от 2 4— 25
до 10 тыс. лет н а з а д ) , распространены на описываемой территории
почти повсеместно. В п редел ах границы валдайского оледенения они
представлены главным о б р а зо м ледниковыми и водно-ледниковыми о б ­
разованиями, в перигляциальной зон е — на юго-востоке территории в
обш ирных пониж ениях, л о ж б и н а х и речных до л и н а х — водно-леднико­
выми, озерными, озерно-аллю виальны ми и аллювиальными слоями, на
водораздельны х пространствах — покровными лессовидными породами.
П о здн евал да й ск и е отл ож ен ия распространены на поверхности и
лишь на небольш их участках перекрыты бо лее молодыми голоценовы­
ми образовани ям и . Во внутренней и основной, а нередко и во внешней
зон ах оледенения (зональность по Н. Н. Соколову, 1960 г.) они, как
правило, зал егаю т на дочетвертичных породах, р е ж е — подстилаются
четвертичными бо л ее древними образовани ям и (см. рис. 22).
Основная масса моренного и водно-ледникового м атериала скон­
центрирована во внутренней и основной зоне последнего оледенения,
чаще — в межлопастны х аккумулятивных возвышенностях и поясах
краевых образований, ф иксирующ их н аибол ее значительные этапы с та­
билизации и активизации отступаю щ его леднкового покрова. К севе­
ро -зап а ду границы максимального распространения валдайского о л е д е ­
нения прослеж ивается несколько таких зон краевых ледниковых о б ­
разований, известных под названиями едровская, вепсовская, крестец­
кая, л уж ск ая и невская [28, 3 0 ] . Среди них о с о бо е место зан и м ает вепсовско-крестецкая краевая зона, которая о б р а зу е т широкую полосу
контрастного ледникового рельефа, наиболее ярко вы раженного на с е ­
в еро-зап аде Русской равнины (Озерный край В алдайской возвышен­
ности или главный конечно-моренный п ояс).
Л е д н и к о в ы е о т л о ж е н и я ( g I I I o d 3) распространены на боль­
шей части территории и отсутствую т только в перигляциальной зоне
последнего оледенения. М орена распространена почти повсеместно и
располагается на различных абсолю тны х высотах: от — 15— 20 в П р е д ­
глинтовой низменности д о + 3 3 8 м на Б еж аницкой возвышенности. М о ­
рена слагает обширные равнины и плато, является основным компо­
нентом линейных краевых зон и изолированных аккумулятивных воз­
вышенностей, выполняет древние долины. В пониженных частях релье­
фа, а та к ж е в п ределах камовых массивов морена обычно перекрывается
водно-ледниковыми отлож ениями. М ощ ность ее непостоянна, на в о з­
вышенных равнинах и в низинах колеблется от 1— 2 до 15— 20 м, в пре­
д е л а х холмистых комплексов и в погребенных доли нах — от 10— 15 д о
80— 100 м.
Состав морены различный: от валунных глин до песчано-валун­
ных и валунно-галечных отлож ений, одн ако п ре о б л а д а ю т плотные, час­
то грубопесчаные валунные суглинки. В краевых зон ах и м ежлопастных
возвышенностях часто встречаются прослои и линзы супесей и песков.
Ц вет ледниковых отлож ений оп ределяется окраской подстилающ их
пород, но п р ео бл а даю т коричневые и серые тона. Количество крупнооб­
ломочного материала в морене непостоянно, в среднем — 8— 1 2 %. В его
8*
115
составе — кристаллические архейские и протерозойские, а так ж е о с а ­
дочные п алеозойские породы.
К роме валунного м атериала, в морене наблю даю тся линзы песков,
гравия и галечника, а та к ж е различные по величине отторженцы па­
леозойских отлож ений, мощность которых достигает 2 0 — 50 м, а об ъ ­
е м — 1— 2 млн. м3 и больше. П редставлены они обычно местными по­
родам и и нередко выражены в рельеф е в виде моренно-напорных гряд
и крупных холмов (гора О реховая, Д у д е р г о ф с к и е высоты, район ж.-д.
станции Поповка на Ордовикском глинте ю ж н ее Л енинграда, пос. Вышгородок в бассейн е р. Утроя в Псковской области, на склонах В ал дай ­
ской возвышенности к северу от ж .-д. станции Ефимовская, в районе
ж.-д. станции У гловка). Известны крупные отторженцы, коренные выхо­
ды которых расп олож ен ы к северу на расстоянии 200— 250 км и более,
например, отторженцы кемброордовикских пород на р. Полисть у
дер. Кривёц и вдоль долины р. Л овать н и ж е и выше г. Холм.
Флювиогляциальные
отложения
( f l l l u d 3) распростра­
нены почти исключительно в области валдайского оледенения, где сл а ­
гают разн ообразны е формы рельефа; зан дровы е поля, камовые масси­
в у и гряды, озы, аккумулятивные террасы в л о ж б и н а х стока леднико­
вых вод, а та к ж е и выполняют последние. Значительные площ ади флювиогляциальпых осадков приурочены к дистальным склонам главного
конечно-м оренного пояса Валдайской гряды, о б р азуя на северо-востоке
территории сплош ную, а в бассей н ах верхкеволж ских озер и рек Шлины и Зап адн о й Двины прерывистую полосу зандровы х равнин шири­
ной 30 — 50 км. Обширные зандры , кроме того, развиты на юге регио­
на в верхнем течении р. Ловать. Ш ироко представлены флювиогляци­
альные отлож ения на Л атгальской возвышенности, где слагают комп­
лекс чередую щ ихся водно-ледниковых форм: озовых гряд, камовых
массивов, зандровы х полей.
По гранулометрическому составу флювиогляциальные отложения
весьма разнообразны (от валунно-галечных до мелкозернистых песков,
чаще разнозернистые, гравийные пески). М ощность их па зан др ах не
превышает 15— 20 м, в п редел а х камовых массивов и крупных озов
достигает 3 0— 40 м.
Озер но-ледниковые
отложения
( l g l l l u d 3) представле­
ны рядом генетических разновидностей, связанных с ледниковыми во­
доем ам и различного типа. Н аибольш им распространением пользуются
отл ож ен ия региональных приледниковых озер, развитые на обширных
п лощ адях низменных равнин главным об р а зо м во внутренней и частич­
но во внешней (в пониж ениях рек Песочни и Ж укопы ) зон ах ва лда й ­
ского оледенения на абсолютных высотах от 10— 15 д о 140— 150 м.
Мощ ность их колеблется от 2— 3 д о 20— 25 м, а в составе преобладаю т
тонкие и мелкие сортированные пески и глины, обычно ленточные (су­
глинки и супеси имеют подчиненное зн ач ен и е).
Пески распространены по периферии М олого-Ш екснинской и Приильменской низменностей в С редн ем ол ож ск ой и Мстинской .впадинах,
вдоль долин рек бассейна З а п а д н о й Двины, в центральной части Псков­
ской низины. Значительные площ ади они перекрывают на за п а д е тер­
ритории в понижениях, р аздел я ю щ и х межлопастны е изолированные
возвышенности.
Ленточные глины распространены вблизи проксимального склона
главного конечно-моренного пояса на абсолютных отметках 75— 120 м,
в наиболее пониженной части Ильменско-Волховской депрессии, в
Псковской низине, в бассейн е среднего и нижнего течения р. Великой.
Сплошная полоса их развития н аблю дается на невско-волховском во­
д о р а зд ел е . П огребенны е песками ленточные глины известны в С редне­
моложской и Ц нинско-Ш линской низинах, в бассейн е Зап адн о й Двины
и в районе озер Ж и ж и ц к о е и Двинье.
116
Осадки небольш их по площади внутриледниковых озер слагают
столообразны е поверхности звонцев, характерных форм водно-ледни­
кового рельефа вепсской краевой зоны и м ежлопастны х массивов, а так­
ж е участки камов. Тонкодисперсные глины звонцев обычно имеют м ощ ­
ность 3 — 5 м, редко до 10— 20 м. М елко- и тонкозернистые пески камовых массивов и гряд, характеризую тся наибольшей мощностью: от
20— 30 до 4 0— 45 м и бол ее (на Л у ж с к о й и Б еж аницкой возвыш енно­
стях, Липовых горах за п а д н ее г. Луги, у станции Будогощ ь, в районе
озера С а м р о ) .
Флювиогляциальные
и
озерно-ледниковые
от­
л о ж е н и я (f, l g l l l y d 3) широко развиты на юге и юго-востоке п лощ а­
ди во внешней и перигляциальной зоне валдайского оледенения. Здесь
в Верхневолжской,- Ш ошинской и Цнинско-Ш линской низинах, в райо­
не озер Селигер, Ж и ж и ц к о е и Д винье, а так ж е в бассейне р. Молога
у г. М аксатиха водно-ледниковые отлож ения формировались в условиях
обширных озерных котловин и слагаю т террасовидны е озерно-зандровые равнины на абсолютных отметках 140— 225 м. За л е г а ю т они на
московской или ва'лдайской морене и состоят из песков, иногда с р е д ­
ким гравием и галькой, с прослоями супесей, суглинков и ленточных
глин; мощность их обычно д о 4 — 6 м, местами (в Цнинско-Ш линском
понижении и в районе Ж и ж и ц к о го озер а) до 20— 25 м. Значительная
масса водно-ледниковых отлож ений приурочена к внутренней части
( разреза поздневалдайской ледниковой толщи, слагая м ежосцилляторные слои. Они являются характерным компонентом строения м еж л о п а ­
стных островных возвышенностей, краевых зон и их проксимальных
склонов. Во многих р а зр еза х (в непосредственной близости к В а л д а й ­
ской возвышенности, в районе Воробьевы х гор и Торопецких гряд, в б а с ­
сейне рек Мета и П лю сса, в П редглинтовой низменности по рекам Н а р ­
ва и Л уга , в районе Н овгорода) водно-ледниковые отлож ения р а зд е л я ­
ют п оздн евалдай скую морену на два или д а ж е три слоя. Мощность
м ежосцилляторны х водно-ледниковых отлож ений различна и достигает
местами 20— 30 м. Состав внутриморенных образовани й неоднородный.
Обычно это флювиогляциальные разнозернисты е пески, часто гравий­
но-галечные; сущ ественную роль играют и озерно-ледниковы е фации,
представленные мелко- и тонкозернистыми песками, алевритами и л ен ­
точными глинами.
Аллювиально- флювиогляциальны е
отложения
(а П П Ы з) в перигляциальной зон е валдайского оледенения слагают
третью надпойм енную терр асу рек бассейна Верхней Волги. В долине
Волги она п рослеж ивается спорадически ниж е устья р. Большая Коша,
имея высоту 17— 25 м над урезом воды, а наиболее хорош о выражена
м е ж д у устьем р. В а зу з а и пос. Родня — на протяжении 30 км, где н а­
блю дается непрерывно по обоим берегам и достигает ширины 4 км.
Третья надпойменная терраса выделяется т а к ж е на отдельных уч аст­
ках р. Тверца (высота 22 м ), р. Тьма и в ниж нем течении р. Осуга,
правого притока Тверцы (высота 15 м ). Т ерраса повсеместно цокольная,
мощность аллювиально-флювиогляциальной толщи, зал егаю щ ей на
московской морене, как правило, не превышает 4 — 5 м, лишь у д е р е ­
вень Крючья и Л ады ш кино на В ол ге возрастает до 12— 16 м. В с о с та­
ве толщи плохо отсортированные разнозернисты е, часто гравийные пес­
ки с прослоями гравийно-галечного материала.
Большинство исследователей возраст отлож ений третьей н адпой­
менной террасы считают синхронным максимальной стадии расп ростра­
нения последнего оледенения и начальным этапам его отступления. Их
формирование происходило при стоке ледниковых вод по системе мо­
лодых верхневолж ских долин в бассейн, занимавш ий в это время Волго-Шошинскую низину.
117
Покровные суглинки, супеси и тонкозернистые пески, залегающие
на о тл ож ен ия х разного генезиса *, имеют широкое распространение в
юго-восточной части территории. Ф ормировались они во время валдай­
ского оледенения за пределами границы его распространения (перигляциальные о т л о ж е н и я ), где сплошным или прерывистым чехлом пере­
крывают водораздельн ы е пространства Волги, Тверцы, Шоши и З а ­
падной Двины, расп олож ен н ы е на различных гипсометрических уров­
нях от 150 до 340 м. Отсутствую т они только на склонах речных долин,
в крупных пониж ениях рельефа и на Лихославльской гряде.
Ч ащ е всего покровные отлож ения л е ж а т на московской морене или
покрывающих ее водно-ледниковых о садк ах, в ряде пунктов на микулинских или ср едн евалдай ск и х озерно-болотны х слоях (126, 127, 140,
136, 137).
Мощ ность перигляциального покрова меняется от 0,1 до 6 м, воз­
растая в юго-восточном направлении от границы валдайского оледене­
ния. В этом ж е направлении фиксируется и закономерная диф ф ерен­
циация и изменение состава покровных пород. В бл и зи границы они
представлены обычно легкими пылеватыми супесями, р е ж е тонкозер­
нистыми пылеватыми песками, которые в ю жном и юго-восточном райо­
нах за м ещ аю т ся лессовидными суглинками. Здесь, по данным Л . Т. Семененко и М. Е. М еркуловой, в некоторых р а зр ез а х н аблю дается двух­
слойное строение перигляциальной толщи с наличием маломощ ных тор­
фянистых прослоек в ее нижней части.
В о зр а ст перигляциального покрова определяется, с одной стороны,
залеганием его на микулинских и д а ж е средн евалдай ск и х отложениях,
с другой — распространением к юго-востоку от границы валдайского
оледенения. Таким о б р а зо м , маломощный супесчаный покров вблизи
границы оледенения и по крайней мере верхняя часть мощной перигля­
циальной толщи юго-восточных районов несомненно накапливались в
п оздн ева л дай ск ое время. Н и ж н яя часть покровных суглинков в полных
р азр еза х, по-видимому, имеет ранневалдайский возраст, что подтверж­
дено радиоуглеродны ми данными в други х районах Русской равнины
[ 1 0 4 ].
Сущ ествуют различные мнения по вопросу происхож дения покров­
ных отложений: эоловые, флювиогляциальные, солифлюкционные. Воз­
м ожно, их сл едует рассматривать как образования полигенетические,
формировавш иеся под воздействием целого комплекса факторов. В ря­
де случаев они несут явные следы водного п роисхож дения, в других —
делювиального или солифлюкционного, а на большей части водораз­
дельных площ адей трудно объяснить их присутствие без допущения
эоловой транспортировки и аккумуляции материала.
Поздн еледн ик овы е слои трех (нижнего, среднего и верхнего) дриасовых периодов и раздел я ю щ и х их м еж стади ал ов беллинга и аллереда
завер ш аю т р а зр ез валдайского надгоризонта. В геохронологическом
отношении эти этапы охватывают небольшой предшествующий голо­
цену период последней ледниковой эпохи в интервале примерно от 13,2
до 10 тыс. лет назад.
На описываемой территории позднеледниковы е отлож ения пред­
ставлены большим р азн ообразием генетических типов: озерно-леднико­
выми, озерными, озерно-аллю виальны ми, аллювиальными и болотны­
ми. Они выделяются на основании ради оуглеродны х датировок или по
палеоботаническим данным в тех р а зр еза х, где непосредственно связа­
ны с образовани ям и голоцена (см. рис. 21) .
Озерно-ледниковые отложения
(lgIIIuG?b3) распростра­
нены только на севере территории в Предглинтовой низменности, во
впадине Ч удского озера и в низовьях р. Луга, где слагают террасиро­
* На
118
к а р те п о к азан ы
ш тр и хов к ой
п ов ер х
зак р аск и
п одсти л аю щ ей
поверхности.
ванные равнины на высоте не бо лее 36 — 38 м н а д уровнем моря. Их
накопление п роисходило в обширном бассейне, так назы ваемом Б а л ­
тийском ледниковом озере, который о б р азо в ал ся после того, как
край ледника отступил во впадины Балтийского моря и Л а д о ж ск о г о
озера. Мощность осадков Балтийского ледникового о зера обычно ок о­
ло 10 м, иногда достигает 25 м. В р а зр е з е этой толщи преобладаю т
ленточные глины и пески; подчиненное значение имеют суглинки, с у ­
песи, а та к ж е гравийно-галечные пески (прибреж ны е ф ац и и ). Л енточ­
ные глины приурочены к н аибол ее пониженной части Б ал ти й ско-Л а­
дож ск о й депрессии, пески и супеси распространены по ее периферии,
местами слагаю т верхнюю часть р а зр еза озерно-ледниковой толщи.
Данны ми палинологических и диатомовы х анализов отлож ения
Балтийского ледникового озера охарактеризованы , главным об разо м , в
Приневской низине и в низовьях р. Л у га [28, 3 4 ], где залегаю т под
голоценовыми морскими и озерными осадками. В Лахтинской котло­
вине на северной окраине Л ен ин града ( 1 ) они представлены серыми и
зеленовато-серыми суглинками и ленточными глинами вскрытой м ощ ­
ностью 15 м. На 'основании спорово-пыльцевого анализа этой толщи
К. В. Ж ел у б о в с к а я и Г. И. Клейменова выделяют слои среднего дриаса, ал лереда и верхнего дри аса. По данным Т. Е. Ладыш киной и
Р. Н. Д ж и н о р й д з е , в комплексе диатом овы х водорослей доминируют
типичные пресноводные виды, свойственные крупным озерам , в част­
ности современным Л а д о ж с к о м у и О н еж ск ом у, что указы вает на с у­
ществование глубокого пресноводного бассейна.
В р а зр ез а х парка Л есотехнической академии в Л ен ин граде (3 ) в
песках, которые, по мнению Е. С. М алясовой (спорово-пыльцевой а н а ­
л и з), относятся к ср едн ем у дри а су и ал лереду, найдены листья аркти­
ческих и субарктических растений: B e t a l a папа, S a l i x he r b a c e ae L.,
D r y a s o c t o p e t a l a L.
У поднож ья Ордовикского глинта в р а зр езе пос. Горелово (18)
(около 22— 24 м над уровнем моря) п озднеледниковы е отлож ения П р и ­
невской низины датированы по С 14 [9 0 ]. О б р а зе ц древесины с глубины
1,2 м, отобранный О. М. Знаменской из песчано-галечниковой толщи,
имеет возраст 121 5 0 ± 390 лет (М О — 3 90 ).
О з е р н ы е о т л о ж е н и я (II11гэс?3) распространены спорадически
на всей описываемой территории. Они локализованы в древнеозерных,
чаще всего заторфованны х, небольш их котловинах, р е ж е приурочены к
пониженным участкам равнинных водо р а здел о в, где сохранились о с т а ­
точные озера ледниковой эпохи. В поверхностном залегании озерные
слои встречаются редко. На юго-востоке территории они выполняют
лишь отдельные котловины московско-микулинского рельефа, а в о б л а ­
сти валдайского оледенения распространены в бассейн е Зап а дн о й Д в и ­
ны, где слагают низкие озерны е террасы высотой 3 — 6 м, вложенные
в поздн евал дай ски е водно-ледниковые образования. М ощ ность озерных
отложений здесь изменяется от 2 д о 5 — 7 м, в их составе п р еобл адаю т
мелкозернистые пески, р е ж е глины.
Как правило, озерные позднеледниковы е слои погребены под совре­
менными отлож ениями и выделяются по палеоботаническим и ра ди о ­
углеродным данным в р а зр ез а х многих скважин и обн аруж ен и й. Н а и б о ­
лее полные разрезы, изученные В. Г. А услендер ом , Д . .А. Аграновой,
Г. С. А бакум енко и Т. Е. Лады ш киной (1978 г.), расположены на с е ­
веро-востоке региона в п редел ах главного конечно-моренного пояса вал ­
дайского оледенения и во внешней его зон е — на северо-западной окраи­
не М олого-Ш екснинской низменности (13— 14, 39, 4 1 ) . О тлож ения л о ­
кальных реликтовых озер мощностью 2— 5 м- представлены здесь тонко­
дисперсными и алевритовыми глинами, суглинками с растительным
детритом и песками, обычно глинистыми или илистыми.
119
На палинологических ди а г р а м м а х этих озерны х слоев выделяются
три относительно холодных интервала, соответствующ ие дриасовым пе­
риодам, разделен н ы е двум я теплыми, которые отвечают межстадиалам
беллинг и аллеред. С л едует отметить находки микроостатков таких
элементов, как Ep he d ra , E u r o t i a c er atoides , H e l i a nt h e nu m, S a l s o l a kali,
S al i c o r ni a herbacea, E q u i s e t u m . К ром е того, озерные наслоения содержат
пыльцу и споры тундровых и северо-бореальны х видов B o t r y c h i u m boreale, В. l unaria, S e l a g i n e l l a s e l a g i n o i d e s , A l n a s t e r , таеж н ы х и тундро­
вых плаунов, причем тундровы е элементы в м еж стадиальны х слоях
играют меньшую роль, чем в дриасовы х. Насыщ енность диатомовыми
в различных слоях озерной толщи неодинакова (до 57 видов и разно­
видностей, по данны м анализов в р а зр ез а х 13, 15).
По заклю чению Т. F7 Л ады ш киной, эта ди атом овая флора харак­
теризует холодные, мелководны е озера и п о д тв ер ж дает позднеледнико­
вый возраст вм ещ аю щ и х ее отложений.
В основании крупных водораздел ьн ы х торфяников Валдайской воз­
вышенности (60, 8 6 ) , а та к ж е на Приильменской низине (73) и в кот­
ловине Псковско-Чудского озера (57, 72) обн аруж ен ы озерные глины,
сапропели и мелкозернистые пески мощностью до 1 м, имеющие по дан’ным спорово-пыльцевого анализа п оздн едри асозы й и аллередский воз­
раст [28, 3 5 ] . П одстилаю тся они мореной или озерно-ледниковыми
осадками. В спектрах а лл ереда зам етн о возрастает содер ж ан и е пыльцы
ели, которое достигает 4 0— 50 %.
На юге региона озерны е отлож ения алл ереда, среднего и верхнего
дри аса известны в р а зр езе скважины, пробуренной на низкой террасе
озера Малый Иван к северо-востоку от г. Н евеля (142) . Здесь, по дан­
ным Д . Б. М ал аховского [ 6 7 ] , под озерным мергелем голоценового
возраста за легаю т алевриты и разнозернисты е пески вскрытой мощно­
стью 1,7 м. Н а спорово-пыльцевой д и агр а м м е хорош о зам етен макси­
мум пыльцы ели (до 50 % ), выше и н иж е которого возрастает со держ а ­
ние пыльцы сосны и берез. Состав пыльцы трав с господством полыней
обычен для позднеледниковы х отложений.
Д л я п озднедриасовы х сл або гумусированных алевритов, подстилаю­
щих на глубине 3,07— 3,55 м торфяную за л е ж ь и озерный сапропель в
б о л о т е -Р е м м е с к и ( 8 8) , занимаю щ им небольш ую котловину холмистоморенного л ан дш аф та возвышенности Ханья, А. Лийва [40] получил две
радиоуглеродны е датировки: 1 0 7 7 0 ± 1 3 0 л е т (ТА— 216) и 1 0 7 4 0 ± 1 3 0 л е т
(ТА— 215).
Как известно, с аллередским потеплением связано появление
очагов непрерывного формирования болот северо-западной и цен­
т р а л ь н о й частей европейской территории С СС Р [7 8 ]. В пределах
данного региона аллередский или позднедриасбвый возраст нижней по­
дошвенной части н аиболее древних мощных торфяников установлен в
ряде пунктов, в частности в Тесово-Нетыльском (4 2) , Щ епицком (90),
Втором Таицком (24) болотах, а т а к ж е в Приневской низине на левом
берегу Тосны близ ее устья [42, 6 7].
К о з е р н о - а л л ю в и а л ь н ы м о б р а з о в а н и я м ( 1 а Ш п с 1 з ) от­
несены песчаные отлож ения, распространенные в п редел ах МологоШекснинской и Волго-Ш ош инской низин, а так ж е Мстинской впадины.
П овсем естно они представлены прибрежными и дельтовыми фациями
мелководного бассейна и фациями б л у ж да в ш и х по песчаной равнине
речных потоков.
В Мстинской впадине озерно-аллю виальны е отлож ения по р. Мета
(н иж е устья Вол мы) и ее притоку Холова слагаю т ясно выраженную
широкую (до 10 км) террасу высотой 15— 20 м (абсолютные отметки
3 0 — 40 м ), вл ож енн ую в озерно-ледниковы е осадки. В Волго-Шошинской низине озерно-аллю виальны е пески приурочены ко второй над­
пойменной террасе, имеющей высоту 15— 18 м. По внешнему обрамле­
120
нию эта терраса ограничена уступами, которые отделяю т ее от водноледниковой равнины.
Озерно-аллю виальны ми песками покрыты обш ирные равнинные з а ­
болоченные пространства внутренней части М олого-Ш екснинской н из­
менности, полого наклоненной к юго-востоку с перепадом абсолютных
высот от 140 д о 112— 120 м. Песчаная равнина полесского типа прости­
рается на юго-восток д а л ек о за пределы рассматриваемой территории.
Мощность песчаного покрова колеблется в основном от 3 до 12 м,
максимальная (до 15— 20 м) заф иксирована в М олого-Ш екснинской ни­
зине на правом берегу р Ч агодощ а у дер. Пустынь.
Строение озерн о-ал лю виал ы ю го покрова одн оо бр азн о , его слагают
тонко- и мелкозернистые хорош о отсортированные пески. Лишь в осн о­
вании ра зр еза местами отмечены грубозернисты е разности и линзы гр а ­
вийно-галечного м атериала. Очень редко встречается бол ее тонкий м а ­
териал — супесчаный в М олого-Ш екснинской низине и линзы слоистых
глин в Шошинской.
Д л я песчаной толщи М олого-Ш екснинской низины, изученной
В. Г. А усл ендер ом .,п о обн аж ен и ям рек М ологи, Чагодощ и и К обож и,
характерно наличие отчетливо выраженной слоистости различного типа:
тонкой горизонтальной (п р е о б л а д а е т ), косой перекрещ ивающ ейся и д и а ­
гональной, что свидетельствует о присутствии озерных, п р и б р е ж н о-озе р ­
ных, дельтовых и' аллювиальных фаций.
Погребенны е под голоценовыми осадк ам и позднеледниковы е о з е р ­
но-аллювиальные отлож ения известны в северо-восточном Приильменье,
в дельте р. М ета по р а зр еза м д в у х скважин (62) [28, 6 7 ]. В одном из
этих разр езов под песками на глубине 8 м был вскрыт прослой гипнового торфа мощностью 1,2 м, подстилаемый озерно-ледниковыми л е н ­
точными глинами. По результатам палинологического анализа нижняя
часть торфяника обр азо в а л ась в условиях межстади'ального потепления,
верхняя — в дриасовом периоде.
В р а зр езе второй скважины озерно-аллю виальная толща мощ но­
стью 8 м зал ега ет т а к ж е на ленточных глинах и представлена переслаи­
ванием тонкозернистых песков, супесей, алевритов, суглинков и глин,
с о д е р ж а щ и х древесные и други е растительные остатки. По спорово­
пыльцевым данным нижняя часть этой толщи (глубина 5 — 8 м) с ф о р ­
мировалась в течение всего познеледкиковья (выделяются слои беллинга, алл ереда, трех дриасовы х п ериодов ). Это п одтверж да ю т ради о угл е­
родные данные 1 0 4 0 0 ± 1 6 0 лет (Л У -384) растительных остатков с глу­
бины 5,5— 5,65 м (возраст соответствует верхнему д р и а с у ).
А л л ю в и а л ь н ы е о т л о ж е н и я ( а Ш в ^ ) слагаю т первую и вто­
рую надпойменны е террасы н аибол ее крупных рек юго-восточной части
территории в периферической перигляциальной зон е валдайского о л е ­
денения. К ним относятся Волга с основными (Тверца и Ш ош а) и вто­
ростепенными притоками, а т а к ж е З а п а д н а я Д вина.
Вторая надпойменная терраса в дол и н е Волги характеризуется п ре­
рывистым развитием и п рослеж ивается ниж е устья р. Больш ая Коша,
имея высоту 9— 15 м и ширину от 0,1 д о 3 км [2 5 ]. Выше устья р. Б оль­
шая Коша терраса сливается с низкими зан драм и времени отступания
льдов от основной (вепсовской) краевой зоны, что оп редел яет ее поздвалдайский (осташковский, по С. Л . Б ресл аву) возраст. В доли не З а ­
падной Двины и у притоков Волги высота второй террасы меняется от
4— 6 д о 8— 13 м, ширина, как правило, не превышает 0,5— 1 км. На З а ­
падной Д в и н е терраса повсеместно имеет аккумулятивный характер,
в доли нах рек бассейна Волги она преимущ ественно цокольная.
Первая надпойменная терраса н аблю дается спорадически на всех
реках ук азанного выше района. Высота ее у Волги на отдельных о т р ез­
ках долины обычно — от 3,5— 7 д о 12— 15 м и иногда достигает 25 м.
В дол и не Зап а дн ой Двины и у притоков Волги высота первой надпой ­
121
менной террасы колеблется от 3 д о 10 м. Первая терраса в основном
аккумулятивная, что о собенн о характерно для Зап а дн ой Двины, Тверцы
и Шоши, и лишь местами имеет цокольное строение.
Мощ ность аллювиальной толщи второй надпойменной террасы до
3 — 5 м, изредка д о 10 м; первой — д о 10— 12 м, иногда (на Волге) 16—
22 м .
В составе аллювия надпойменны х террас дом инируют разнозерни­
стые, горизонтально и косослоистые пески, часто с включениями гравия
и гальки кристаллических и осадочны х (карбонатных) пород. Нередко
в основании толщи отмечаются грубые пески и гравийно-галечный ма­
териал. В р а зр езе первой террасы изредка наблю даю тся маломощные
прослои супесей, суглинков и алевритовых глин, иногда с раститель­
ными остатками.
Р а зр е з позднеледниковы х аллювиальных отложений комплексно
изучен в верхнем течении р. Л овати (138) у бывшей дер. Л еоново [28,
6 7 ]. Наибольш ий интерес представляет ископаемая флора, определен­
ная К. И. Солоневичем (1938 г.). Основная масса растительных макро­
остатков п ри надл еж ит субарктическим видам, в первую очередь Betula
.папа. Радиоуглеродны й возраст растительных остатков, отобранных в
1963 г. Н. С. Ч еботаревой, о к азался равным 1243 0± 400 лет (М о— 374).
П о данным Р. В. Ф едоровой, за хорон ен ие растительных остатков про­
исходило в условиях арктического климата.
По данным Д . Б. М ал аховск ого и други х исследователей [28],
аллювиальные отлож ения представлены 8.5-метровой толщей горизон­
тально и косослоистых песков с прослоями гравия, гальки, а так ж е су­
песей и глин, приуроченных к нижней части разреза. В супесях и гли­
нах встречаются растительные остатки и ф ауна пресноводных моллю­
сков. В подош ве аллювиальной толщи вскрыта валдайская морена.
По данным спорово-пыльцевого анализа нижняя часть аллювиаль­
ной толщи с глубины 3,6 м дати руется позднеледниковьем. На палинограмме фиксируются признаки потеплений м еж стади альн ого типа. Одно
из них м ож н о сопоставить с беллингом, другое — с аллередом , что под­
тв ер ж дает ся абсолютным Еозрастом растительных остатков с глубин
6,0— 6,4 м и 8 ,15 — 8,38 м, равным 1 1 8 40 ± 140 ( Л У — 24) и 1 2350± 140 лет
(Л У— 2-5).
СОВРЕМ ЕННОЕ ЗВЕНО
Современные (голоценовые) отлож ения на рассматриваемой терри­
тории распространены почти повсеместно, но на меньшей площади, по
сравнению с образовани ям и плейстоцена. Они представлены следующ и­
ми генетическими типами: болотными, озерными, озерно-аллювиальны­
ми, аллювиальными, эоловыми и морскими. Известны и другие группы
современных отлож ений (химические, элювиально-делювиальные, тех­
ногенные), имеющими весьма ограниченное распространение.
По утвердивш имся представлениям [24, 26, 28, 40] за нижнюю гра­
ницу голоцена принимается момент отступания материкового леднико­
вого покрова от южнофинс-ких конечных морен Сальпауселькя (около
10200— 10300 лет н а з а д ) , что отвечает началу пребореального времени
по климатической ш кале Б литта-С ернандера.
В се основные генетические типы современных отложений террито­
рии всесторонне изучены в значительном числе опорных разрезов (см.
рис. 21) . Они п одр аздел я ю тся на д в е больш ие группы: отлож ения после­
ледниковы х стадий Б алтийского моря и континентальные образования.
М о р с к и е о т л о ж е н и я ( m lV ) распространены только в узкой
п олосе вдоль п обереж ья Финского залива и в п редел ах его акватории.
Они включают осадки с л едую щ и х основных стадий развития послелед122
пиковой Балтики: пребореального иольдиевого моря, анцилового озера,
лнторинового и лимниевого морей.
Голоценовые отлож ения Б алтийского моря детально изучены на
п о бер еж ье Финского залива [24, 26, 28, 34, 40, 42] и в п ределах восточ­
ной части его акватории (А. Е. Ры бал к о и др., 1982 г.).
О тлож ения пребореального иольдиевого моря зал ега ю т на низких
абсолютных отметках (от — 11 д о + 2 м) и перекрыты бол ее молодыми
о садк ам и Балтики. Они установлены по данным спорово-пыльцевого и
диатомового анализов в р а зр езе Лахтинской котловины (У) и в при­
устьевой части р. Л у га у озер Х абаловск ого и С удачьего (27, 2 8 ) . Иольдиевы е слои в этих р а зр еза х имеют мощность 1,5— 9,5 м и п редставле­
ны супесями, суглинками и мелкозернистыми песками с примесью ра ­
стительных остатков. Д л я них характерно присутствие значительных
количеств солоноватоводны х диатомовы х, главным обр а зо м D i p l o n e i s
s m i t h i i (В г е b.) C l . и C a m p y l o d i s c u s e che ne is Е h г. Верхи иольдиевого
р а зр еза в Л ахтинской котловине, представленные супесями и погребен­
ным торфом, свидетелсьтвуют о продолжительной регрессии моря, при­
уроченной ко времени пребореального м аксимума березы
(около
9300 лет н а з а д ) .
О тлож ения анцилового озера, которое сущ ествовало в бореальное
время в течение 1,3— 2 тыс. лет, известны в Л е н и н г р а де и его окрестно­
стях, в Ковашской впадине, в Принарвской низменности на Курголовском п о л у о с т р о в е -( / , 2, 17, 27, 28, 32, 3 3 ) , а т а к ж е в акватории Фин­
ского залива. Кровля анциловых осадков в районе Л ен и н гра да и к з а ­
п аду от него располагается на высоте не бо лее 5 — 6 м над уровнем моря
и только на Курголовском полуострове поднимается д о отметок 17—
18 м. Сложены они супесчано-глинистыми и песчаными осадками с р а ­
стительными остатками и л и нзами сапропеля и погребенного торфа, в
Финском заливе и алевропелитами. М ощ ность от 0,3 до 6,5 м. Местами
встречаются характерные моллюски A n c u l u s f l uv i a t i l i s M u l l . В ком­
плексе диатом овой флоры присутствует небольш ое количество типичных
пресноводных форм — M e l o s i r a a r e n a r i a M o o r e , Coc cone is d is cul us
( S c h u m . ) Cl . , Achnanth.es o e s t r u p i i (A. Cl . ) H u s t . , A. ca lc ar Cl . ,
C i r o s i g m a a t t e n u a t u m и др. Спорово-пыльцевой состав анциловых о с а д ­
ков характеризуется максим умом пыльцы сосны, падающ им повсемест­
но на нижнюю часть разреза.
Н ередк о озерны е отлож ения отделены от перекрывающих литориновых осадков слоем торфа мощностью д о 0,5 м, о б р а зо в а н и е которого
происходило после анциловой регрессии, по палинологическим д а н ­
н ы м — в конце бореальной климатической стадии. Радиоуглеродны й
возраст этого торфяника определен в Лахтинской котловине (У): 8 1 8 0 ±
± 1 6 0 лет (Л У — 3 6 ) , на р. Коваши у пос. К алищ е (9) — 7 7 2 0 ± 1 8 0 лет
( М о — 220) и близ г. Сосновый Бор ( 8 ) — 7 8 1 0 ± 1 7 0 лет (М о— 2 18 ),
8 0 6 0 ± 7 0 лет (ТА— 196), на правом берегу р. Н арва ( 3 3 ) — 7 3 7 0 ±
± 2 6 0 лет ( Л е — 13).
Отлож ения лнторинового моря распространены в Финском заливе
и вдоль его берега в виде узкой полосы, расш иряю щ ейся в понижениях
р ельеф а (в низовьях рек Н арва и Л у г а , в устье Невы) д о 15— 20 км.
А бсол ю тн ая высота их изменяется от 6 — 7 м близ глинта д о 14 м на
К урголовском полуострове и 8 — 9 м в районе Л ен ин града. М ак си м ал ь­
ной мощности (до 13,6 м) они дости га ю т в нижнем течении Невы, где
представлены гумусированными голубоваты ми и серыми песками, с у ­
песями и суглинками, местами с включениями вивианита и с вы дер ж ан ­
ным прослоем торфа в середи не толщи. К з а п а д у от Л ен ин града в с о ­
с тав е литориновых отлож ений п ре о б л а д а ю т пески от гравелистых до
мелкозернистых, р е ж е супеси или суглинки с растительными остатками.
О тл ож ен ия прибрежны х фаций слож ены гравийно-галечным м атери а­
л о м мощностью д о 3 — 4 м. Л иториновы е и постлиториновые отлож ения
123
внутренней зоны Финского залива дости гаю т мощности 10— 15 м и со­
стоят из алевропелнтоз и пелитов, с о д е р ж а щ и х прослои сапропелевпдных илов, растительный дегрит и обломки раковин морских моллюсков.
В комплексе диатом овы х водорослей литориновых осадков наблю­
дается д о 280 различных видов. По литологическим особенностям тол­
щи и расп ределени ю диатом ей м ож н о выделить осадки двух трансгрес­
сивных ф аз литоринового моря: первой, относящейся по палинологиче­
ским данным к началу атлантического периода (около 7000 лет назад),
второй —- максимальной (около 5400 лет н а з а д ) , характеризую щ ихся пре­
обл ада н и ем солоноватоводны х форм D i p l o n e i s s m i l h i i var. rhombica
(В г e b.) С 1., D. d i d y m a (S h г.) С 1., N i t z c h i a s c al ar i s G r u n . , N. pun­
c t a t a ( E h r.) R a 1 t s., N. c i r c u m s u t a ( B a i l . ) G r u n., M e l o s i r a monili­
f o r m i s (О. M ii 1 1.) A g., N a v i c u l a p e r e g r i n a E h г., A c h n a n t h e s toeni ai a,
C o s c i n o d i s c u s l a c u s t u s var. s e p t e n t o n a l i s и др.
В донных о с а дк ах Финского залива морские литориновые слои со­
д е р ж а т комплекс фораминиф ер (до 20 ви дов ), среди которых преобла­
да ю т C a s s i d u l i n a s u b ac u ta , Ci bi c id e s lobat us , С. l obat ul us, Ast rononion
g a l l o w a y i , E l p h i d i u m c l a v a t u m.
Регрессивны е фазы литоринового моря представлены лагунными
'Ьбразованиям и — ди атом итам и, диатомитовыми илами и супесями мощ­
ностью д о 8,5 м, зал егаю щ и м и в виде крупных линз протяженностью
до 7— 8 Км (н и ж н ее течение Е1арвы и Л у г и ).
В литориновых отло ж ен и я х встречаются раковины L i i to r in a litlor e a L., C a r d i u m e du le L., M y t i l u s e d ul i s L., Unio t u m i d u s P h i l . , плоды
T r ap a n a t a n s (L .), кости рыб и орудия тр уда первобытного человека.
П о сл едн и е относятся к расцвету мезолитической и началу неолитиче­
ской культур (П. М. Д о л у х а н о в и др., 1967 г.). В г. Н арва на высокой
цокольной терр асе р. Н арва (35) определен радиоуглеродный возраст
трех культурных слоев мезолитической стоянки, разделенны х прослоями
песка. А. Лийва [40] получена серия из восьми датировок в диапазоне
от 5300 д о 7640 лет н а за д , отвечающ их времени литорииовой транс­
грессии.
Отлож ения лимниевой стадии об р азов ал ись в условиях общей ре­
грессии Балтийского моря. Они распространены вдоль современного
берега Финского залива в виде узких (0 ,1 — 3 км) полос на высоте до
6 — 7 м над уровнем моря. М ощ ность отлож ений колеблется от 0,5 до
3 м, достигая в берговых валах 6 м. Состав их р а зн ообразен — от раз­
нозернистых песков д о суглинков и глин с неравномерным содержанием
органического м атериала. В песках нередки остатки раковин моллю­
сков Tellina b a l ti ca (L .), C a r d i u m e d ul e L., R a d i x o v a t a (D г a p.), Unio
sp., H y d r o b i a sp. и др. Состав диатом овы х водорослей указы вает на зна­
чительное опреснение бассейна — количество морских и солоноватых
форм не превышает 2 0 — 22 %. Ниж няя граница осадков по палинологи­
ческим ди агр ам м ам проводится по суб бо р еал ьн о м у максимуму ели
(около 3500 лет н а з а д ) . Микрофаунистический анализ донных осадков
Финского залива показал, что нижняя часть толщи лимниевых слоев,
относящ ихся к су бб ор еа л ь н о м у периоду, характеризуется значительным
видовым ра зн об рази ем ф ораминиф ер (комплекс, сходный с литориновыми о тл о ж е н и я м и ). В верхних (субатлантических) слоях встречена
только C a s s i d u l i n a s u b ac u ta , что, по мнению А. Е. Рыбалко, связано
с сильным современным опреснением восточной части залива.
Э о л о в ы е о т л о ж е н и я ( v I V ) . Основными районами их развития
являются п обереж ья Финского зал и ва, Л а д о ж с к о г о , Псковского, Чуд­
ского и В ер х н евол ж ск и х озер, о зерн о-зан дровы е и озерно-аллювиаль­
ные песчаные равнины М олого-Ш екснинской, Средн ем олож ской , Цнинско-Шлинской, Волго-Ш ош инской и Мстинской низин, надпойменные
террасы рек бассейнов Волги и М ологи. Эоловые образования выделя­
ются по морфологическим признакам, б л агодаря ярко выраженным
124
формам рельефа — дюны, эоловые гряды, массивы бугристых песков.
Они представлены светлоокрашенными, хорош о отсортированными тон ­
ко- и мелкозернистыми кварцевыми песками мощностью от 2 до 15—
20 м.
О з е р н ы е о т л о ж е н и я (1 I V) . Все голоценовые озерные отл о­
жения на описываемой территории м ож н о подразделить на отложения
крупных озер (Л а д о ж с к о г о , Псковского, Ч удского и И льм енск ого), м ел ­
ких современных озер и исчезнувших к настоящ ем у времени озерных
бассейнов. П ода в л я ю щ ее большинство голоценовых озер являются р е­
ликтами озерно-ледниковы х бассейнов.
Среди отлож ений первой группы н аибол ее детально изучены д о н ­
ные осадки Л а д о ж с к о г о и П сковско-Чудского озер [3 5 ]. В прибрежной
зон е ю жной окраины Л а д о ж с к о г о о зера донны е осадки имеют небол ь­
шую мощность и представлены песками, а вдоль берега н аблю даю тся
валунные накопления. В доль ю ж н ого берега Л а д о ж с к о г о озера в виде
полосы шириной от 1,5 д о 10 км развиты отлож ения ла дож ск ой тр ан с­
грессии, имевшей место во второй половине суббореал ьн ого времени.
Они представлены^ песками с включением гравия и гальки, р е ж е ило­
ватыми глинами с прослоями и л и нзами песков. М ощ ность осадков
1— 5,3 м.
В Псковско-Чудской котловине озерны е отлож ения представлены
преимущественно песчано-алевритовыми и сапропелиевыми накопле­
ниями мощностью. 3 — 5, иногда д о 10— 15 м. В доль современных б е р е ­
гов Ч удского и Псковского озер они за н и м а ю т узк ую полосу шириной
от нескольких десятков метров д о нескольких километров. В значитель­
ной части прибрежной зоны озерны е отл ож ен ия перекрыты торфом,
об р азов ани е которого началось в атлантическое время. По споровопыльцевым, диатомовы м (45, 57, 63, 7 1) , литологическим и геом о р ф ол о ­
гическим данным многими и сследователям и выделяются отложения
двух трансгрессивных и регрессивных циклов [26, 3 5 ] . Озерные слои
трансгрессивных ф аз, по данным Н. Н. Д авы довой , с о д е р ж а т сравни­
тельно богатый комплекс диатом овы х водорослей, преимущественно
планктонных форм: M e l o s i r a i s l a nd i c a s u b s p. Helvetica О. M ii 1 1., М. gran u la ta (E h г.) R a I f s, M. a m b i g u a ( G r u n . ) О. M ii 1 1., S t e p h a n o d i s c u s
a s t r a e a ( E h r.) G r u n . et v а г. Встречаются та к ж е виды, характерные
для эвтрофных
озер (роды Fr ag il ar i a, N a v i c u l a и
д р .) . По данным
Н.-М. Пуннинга [3 5 ], сапропель, залегаю щ и й в нижней части разреза
органогенных озерны х отлож ений (западный берег Чудского озера —
45) и по палинологическим данным относящийся к бореальному вре­
мени, имеет радиоуглеродны й возраст 8 3 4 0 + 7 0 (T in— 32) и 7 7 4 5 + 8 5
(Tin— 43) лет.
Отлож ения о зера Ильмень мощностью до 9 м (органические илы,
пески и алевриты) ф ормировались в течение всего голцена. М ак си ­
мальные мощности (до 4 — 5 м) имеют осадки атлантического-суббореального возраста, с о д е р ж а щ и е богатый комплекс ( 119 видов) пресно­
водных диатом ей, сходных по составу с отлож ениям и П ск овско-Ч удск о­
го озера.
В составе отлож ений мелких современных и ныне исчезнувших
ранне- и среднеголоценовых озер, помимо песков, тонких супесей, с у ­
глинков и иловатых глин, больш ую роль играют сапропели и гиттии,
в частности на территории Л енинградской (о зер о Х а бал овск ое) и К а ­
лининской (о зер а Коломенское, Кафтино, Ящино) областей, где их м ощ ­
ность достигает 5 — 11 м. Большей частью органогенные озерны е отл о­
ж ения за л егаю т под торфяными з а л е ж а м и п озднеголоценового возраста.
Интересные геохронологические и палеогеограф ические данные, х а ­
рактеризую щ ие голоценовую историю Ж и ж и ц к о г о озера, были получе­
ны П. М. Д о лу ха н о вы м и А. М. Микляевым (1975 г.) при изучении
неолитической стоянки Н а ум ово ( 139) . О зерная толщ а, включающая
125
культурные слои, имеет с л о ж н о е строение с чередованием слоистых пе­
сков, алевритов, сапропелей и торфяников. Она с размывом залегает на
позднеледниковы х алевритах — радиоуглеродны й в о з р а с т — 10140± 200
(ТА — 468) лет. П огребенны е торфяники озерной толщи и древесные
остатки культурных слоев охарактеризованы серией из девяти датиро­
вок, три из них фиксируют окончание регрессивных ф аз развития Жиж ицкого озера: 4 9 2 0 ± 5 0 ( Л Е — 1006), 3 9 0 5 ± 7 0 (ТА — 466) и 1510± 50
(Т А — 464) лет том у назад.
Озерно-аллювиальные
отложения
(la lV )
образуют
дельты некоторых крупных рек территории (М ета, Ловать, Пола, Вели­
к а я), а та к ж е развиты в п р едел ах проточных озер и озеровидны х рас­
ширений рек (Волхов, Сороть, М ета, Л овать, Л о к н я ). Обычно они сло­
жены перем еж иваю щ и м и ся мелкозернистыми песками и супесями с лин­
зам и и прослоями суглинков, глин, илов и торфа общ ей мощностью до
12 м. Д л я р а зр еза озерно-аллю вальной толщ и характерна насыщен­
ность многочисленными растительными остатками, нередки находки
пресноводных моллюсков и диатом овой флоры.
По данным Э. Ю. С ам мета (1982 г.), диатомовы е водоросли в от­
л о ж ен и я х бассейна р. Сороть представлены большим видовым разнооб­
разием. Типичной формой озерно-аллю виальны х осадков является Merid i o n c i r c ul a t e A g. — обитатель быстротекущ их чистых и прохладных
вод. Отмечается отсутствие или незначительное развитие планктонных
форм. Н а и б о л е е часты E p i l h e m i a r eb r a (Е h г.) K i i t z . , C y m b e l l a hete­
r o p le u ra С 1., Co c con e is p l a c e n t u l a E h г., N a v i c u l a a m e r i c a n a E h г., свой­
ственные мелководным проточным бассейнам .
А л л ю в и а л ь н ы е о т л о ж е н и я ( a lV ) распространены в доли­
нах всех основных рек территории и представлены русловыми, поймен­
ными и старинными фациями. Они протягиваются в виде извилистых
полос шириной от несколькх десятков метров до нескольких киломе­
тров (на некоторых участках долин Волги, Шоши, Ч аг о дощ и ), где сла­
гают пойменные и первую н адпойм енную террасы. В области валдай­
ского оледенения последняя п рослеж ивается спорадически в долинах
наиболее крупных рек. М ощ ность современны х аллювиальных отлож е­
ний достигает 15— 20 м (реки Волга, М е т а ), в среднем составляет
6 — 8 м. .
Р условой аллювий сл ож ен разн ообразны м м атериалом — от грубо­
облом очного гравийно-галечного д о супесчаного и суглинистого.
Аллювиальные отлож ения, слагаю щ ие пойму и первую надпоймен­
ную террасу, представлены п еремеж иваю щ имися песками, супесями и
суглинками, р еж е — глинами с прослоями и линзами торфа или хемогенных осадков.
Многочисленные палинологические анализы и определения абсо­
лю тного возраста в различных пунктах территории свидетельствуют
о том, что накопление аллювия в д о л и н а х крупных рек продолжалось
в течение всего голоцена. О б р азо в ан и е первых надпойменных террас
относится в основном к бо реальн ом у времени, а начало формирования
пойменных — к атлантическому.
Р а ди о у гл е р о д н о е дати рован и е старинных фаций аллювия первых
надпойменны х террас высотой 4 — 8 м д а л о сл еду ю щ и е результаты:
р. Мета у дер. З м еев о ( 5 9 ) — 8 6 0 0 ± 1 4 0 ( Л Е — 350) и 8 4 2 0 ± 170 лет
( Л Е — 3 5 2 ); р. Кунья около дер. Сухая Горка ( 1 2 4 ) — 7 1 2 0 ± 245
(М о— 244) и 6 6 7 5 ± 2 4 5 (М О — 243) лет; р. Щ е б ер ех а (приток Полы)
у дер. Рвеницы ( 9 6 ) — 7 8 3 5 ± 2 5 5 (М о— 293) лет [28, 7 8 ]. Геохроноло­
гическими данными охарактеризованы и отлож ения пойменных террас
[35, 4 0 ]: р. П лю сса у дер. Б р о д (52) — 4 8 9 0 ± 100 лет (Л У — 106); р. Выхан ду, неолитическая стоянка К яэпа (77) — 4865 ± 2 3 5 лет (Т А— 5).
А ллювиальные отл ож ен ия обычно с о д е р ж а т обилие разнообразных
растительных макроостатков, богатый комплекс диатомовой флоры и
126
современных моллюсков. По данным И. В. Д ан ил овск ого (1931 г.), в
аллювиальной толщ е первой надпойменной террасы р. С е р еж а (приток
Куньи) найдены ископаемые растительные остатки, в том числе м оре­
ный д у б , черная ольха и плоды орешника, относящиеся, по-видимому,
к атлантическому времени.
Богатая ф лора диатом овы х водорослей оп редел ена в аллювиальных
отлож ен иях р. Великой ( 10 6) . П о данным Э. Ю. Сам мета (1982 г.), она
п ринадлеж ит к 128 видам и разновидностям 26 родов, среди которых
п реобл адаю т P i n n u l a r i a (23 в и д а ), N a v i c u l a (17 ви дов ), E u n o t i a (13 ви­
д о в ) , S t a u r o n e i s .и J o m p h o n e m a (по 10 ви дов).
Б о л о т н ы е ( б и о г е н н ы е ) о т л о ж е н и я (Ы У) распространены
очень широко, охватывая около 10 % рассм атриваемой территории. Н а и ­
бо лее крупные болотные массивы п лощ адью свыше 100 км2 приуроче­
ны к плоским водораздельны м и м еж дуречны м (в низинах) простран­
ствам, а та к ж е -н а б л ю д а ю т с я вдоль юго-восточных берегов Ильменского
и П сковско-Чудского озер. Многочисленные болота встречаются в межхолменных пониж ениях в п редел ах развития холмисто-моренного и камового рельефа, вокруг небольш их олиго- и эвтрофных озер, в долинах
равнинных рек.
С реди болот региона встречаются все основные морфологические
типы: низинные, переходные, смеш анные и верховы е\при преобладании
последних д в ух типов. Болотные отлож ен ия представлены торфом, в
котором иногда н аблю дается слоистость. Краевые и придонные части
крупных торфяников обычно слож ены низинным (осоково-топяным), а
центральные и верхние — п ереходны м и верховым типами за л е ж и (типа
сф агн у м -ф у ск ум ). В отдельных торфяниках н абл ю даю тся линзы гажи,
супесей, суглинков и песка.
М ощ ность торфа колеблется от 0,5 д о 13 м. Скорость прироста т о р ­
фяных зал е ж е й , рассчитанная на основе ради оуглер одного датирования
разрезов, составляет в среднем 0,6 мм в год.
П одстилается торф разн ообразны м и отлож ениями: мореной, о зе р н о ­
ледниковыми и озерными суглинками, супесями, песками, р е ж е гиттией,
сапропелитом.
Н ач ал о формирования торфяников относится ещ е к п оздн ел едн и ­
ковому времени. В основном ж е о б р азо в ан и е крупных современных т о р ­
фяников п роисходило в раннем голоцене — пребореальном периоде, а
большинства средних и мелких — в б о л е е позднем, атлантическом и
д а ж е субатлантическом времени.
Болотные отлож ения описываемой территории к настоящ ем у вре­
мени изучены с наибольшей полнотой. В п редел ах региона насчитыва­
ется свыше 30 опорных деталь но исследованны х разр езов торфяных з а ­
л еж ей , н аходящ ихся в разны х районах и в различных геоморф ологиче­
ских условия (см. рис. 21) [2 4 — 26, 28, 35, 40, 55, 6 7 ].
Палинологические исследования и многочисленные определения а б ­
солютного возраста образц ов торфа (77 датировок с ди ап а зо н ом зн а ч е ­
ний от 505 д о 9130 лет н а зад ) ук азан ны х разр езо в с л у ж а т основой
др обн о го стратиграфического расчленения болотных отлож ений с выде­
лением всех послеледниковых климатических стадий Б литта-С ернандера
от субатлантической д о пребореальной и пыльцевых зон развития р а ­
стительности П оста-Н ильссона (I— IX ), а та к ж е установления х рон о­
логических р у б е ж ей м е ж д у ними.
ТЕКТОНИКА
Р ассм атри ваем ая территория расп о ло ж ен а в п ределах северо-за­
падной части Русской плиты, в непосредственной близости от южной
окраины Балтийского щита. О собенности ее тектоники определяются
строением кристаллического основания и условиями залегания плат­
форменного чехла.
•>
СТРУКТУРЫ КРИ СТА ЛЛИ Ч ЕСК О ГО ОСНОВАНИЯ
Состояние геологической изученности и глубина залегания кристал­
лического основания заставляю т принимать в качестве основного мате­
риала при геотектоническом районировании территории сведения о ха­
рактере, основных зак он ом ерн остях и особенностях физических полей
региона. И сходными м атериалами послуж или Государственные грави­
метрические карты и карты аномального магнитного поля масштабов
1 : 2 0 0 ООО и 1 : 1 000 000, карты трансф ормаций гравитационного поля
м асш таба 1 : 2 500 000 (Г. А. Завинская, 1975 г.) и магнитного поля мас­
ш таба 1 : 1 000 000 (О. О. П леханов, 1985 г.) (рис. 2 3 ) , а та к ж е о бо бщ а­
ющие работы, выполненные Э. Э. Фотиади (1958 г.), Р. А. Гафаровым
(1963 г.), В. Н. За н д е р о м (1972 г .), Л. И. Сухановой (1973 г.),
Л . Я. Цирульниковой (1975 г.), Т. И. Симоненко (1975 г.), В. А. Фа­
деевым (1976 г.), И. В. Головиным (1978 г.). При районировании тер­
ритории по харак теру физических полей за основу приняты карты гра­
витационного поля, осредненного с ради усам и от 30 до 130 км. Д л я по­
лучения дополнительной информации привлечены материалы по деш и­
фрированию космических снимков, ли неам ентному анализу рельефа со­
временной поверхности, дочетвертичного рельефа, поверхности кристал­
лического основания, а та к ж е данны е изучения глубинного строения
земной коры.
По результатам анализа поля силы тяжести, осредненного с ра­
ди усом 130 и 100 км, выделяются Л а д о ж с к и й и Вы боргско-Новгород­
ский мегаблоки (Г. А. Завинская, 1975 г.). Первый из них характери­
зуется положительным полем, второй — отрицательным. О ба'м егаблока
имеют о бщ ее северо -за п адн ое простирание и распространяются широко
на см еж ны е территории. С уменьш ением радиуса осреднения от 80 до
30 км в гравитационных полях мегаблоков выделяются области изо­
метрической формы и р а здел я ю щ и е их вытянутые зоны. Гравитацион­
ное поле областей — преимущ ественно отрицательное, зон — положи­
тельное. В структурно-тектоническом плане первым отвечают мезоблоки; вторым — структурные зоны (рис. 1, 2 4 ).
В п редел ах В ы боргско-Н овгородского м егаблока выделяются Вы­
боргский ( I) , Н овгородский ( II) , Кимровский ( I V) , Нелидовский (III)
и Прибалтийский (V) мезоблоки, а та к ж е Нарвская ( А) , Псковская
(Б) и К рестц овско-В алдай ск ая ( В) структурные зоны (рис. 1). Един128
К М 25
О
25
50
75
Ю ОКМ
г- И '- b r l j 2'
Рис. 23. Карта аномального магнитного поля (материалы бывшего Зап адн ого геофи­
зического треста).
И зо д и н а м ы
магнитного поля А Т а с оцифровкой в сотнях нанотесл: 1 — полож итель­
ные; 2 — отрицательные; 3 — нулевые
ственным структурным элементом Л а д о ж с к о г о м егаблока в п ределах
рассм атриваемой территории является Тихвинская (Г) структурная
зона. Границы м е ж д у выделяемыми элементам и близки к линейным и
контрастно проявляются в физических полях. В гравитационном поле
они нередко фиксируются зонам и высоких градиентов, в магнитном —
протяженными интенсивными аномалиями или резким изменением х а ­
рактера поля (см. рис. 1, 2 4 ) . И х п р о дол ж ен и е п рослеживается и за
пределами разделяем ы х блоков (в основном по харак теру магнитного
поля) на многие сотни километров. О собенно четко фиксируются гра­
ницы Новгородского м езобл ок а (II) с Псковской (Б) и КрестцовскоВалдайской (В) структурными зонами. В некоторых случаях границы
м е ж д у зон ам и фиксируются по харак теру гравитационного поля, не н а­
ходя явного отражения в магнитном поле (м е ж д у Нарвской и Тихвин­
ской зо н а м и ), в других границы в магнитном поле смещ аю тся. Почти во
всех случаях границы, вы деляемые по картам трансформаций с р а з ­
личными радиусами, смещ аю тся, а зач астую изменяется и их направ­
ление.
9
З а к . 391
129
¥*Ш М Ш
^Я нф гф ерсуо'д^;
ч •
ы£^
I-
иввеж
2—Ч\
I ajI.
50
*Ш} и
75
tOO КМ
у ) г
Рис. 24. Схема районирования по характеру физических полей.
1 — о б л а ст и а н о м а л ь н о г о г р ав и тац и он н ого п оля , о п р ед е л ен н о го с р а д и у со м 3 0 км: а —
п о л о ж и т ел ь н ы е, б —■отр и ц ател ьн ы е; 2 — к онтур ы а н ом ал и й г р ав и тац и он н ого поля в
р ед у к ц и и Б у ге: а — п о л о ж и т ел ь н о го , б — от р и ц ател ьн ого; 3 — зон ы вы соких гради ен ­
т ов гр а в и та ц и о н н о го п оля в р ед у к ц и и Б уге; 4 — лин ей ны е зон ы , вы дел я ем ы е по ха­
р а к тер у гр а в и та ц и о н н о го и м агн и тн ого п оля (а) и п о х а р а к т е р у м агн и тн ого поля
(б ) — у зк и е п р о т я ж ен н ы е а н ом ал и и о б о и х зн а к о в , л инейны е зон ы н ар уш ен и я корреля­
ции; 5 — границы гео ф и зи ч еск и х о б л а ст е й и зо н , и м ею щ и х н ео д н о р о д н ы й х ар ак тер фи­
зи ч еск и х полей ; 6 — границы п л о щ а д ей с о д н о р о д н ы м х а р а к т ер о м ф и зи ч еск и х полей.
Геоф изические
области:
I — В ы бор гск ая ,
II — Н о в го р о д ск а я , III — Н ели­
д о в с к а я , IV — К и м р ов ск ая , V — П р и б а л т и й ск а я . Г е о ф и з и ч е с к и е
зоны:
А—
Н а р в ск а я , Б — П ск ов ск ая , В — К р е с т ц о в с к о -В а л д а й с к а я , Г — Т и хвин ск ая.
М езобл ок и имеют размеры (3 0 0 — 400) Х ( 150— 200) км. Структуры
меньшего порядка — блоки разм ером (50— 70) X (9 0 — 100 к м ) — пред­
ставляют собой относительно стабильные элементы. Исключение состав­
ляю т Новгородский и Н оворж евск ий блоки (элементы Новгородского
м е зо б л о к а ), с разм ерам и, значительно превышающими указанны е выше,
которые, при наличии более детального геолого-геофизического обес­
печения, вероятно, могли быть разделены на меньшие структуры.
С тр уктурны е— (25 0— 350) X (1 0 0 — 150) км — и вн утр ен н и е— (130—
150) X (3 0 — 50) км зоны о б л а д а ю т значительно большей протяженно­
стью, чем м езоблоки и блоки, что отвечает их роли в структурном пла­
не территории, как связую щ их (или р аздел я ю щ и х) блоки элементов.
130
В о зм о ж н о , в их линейном облике и в составе слагаю щ их пород отр а­
ж а ет ся резул ьтат разрядки - динам ических напряжений на границах
крупных структурных элементов (Псковская структурная зона и д р .).
Вы боргскому м езоблок у (I) на картах осредненного гравитацион­
ного поля отвечает одноим енная аномальная область I (см. рис. 24)
отрицательного знака с эпицентром, расположенны м за пределами рас­
см атриваемой территории, а на исходных картах — спокойное, с л а б о ­
отрицательное поле. В магнитном поле зд ес ь выделяется вытянутая в
широтном направлении положительная аномалия.
Нарвская структурная зона (А) входит в состав (В. А. Пуура,
Б. А. Судов, 1 976-г., Д . И. Гарбар, 1978 г., 1981 г.) трансрегиональной
системы, протягивающейся из района г. Таллин к О н еж ск ом у озеру.
Она выполнена комплексом вы сокоглиноземистых гнейсов, а м ф и б ол и ­
тов и кварцитов, в .знач ительн ой степени переработанны х под в о з д е й ­
ствием процессов м е тасом атоза и м етам орф и зм а. Н а картах гравитаци­
онного поля, осредненного с радиусами 30 и 50 км, Нарвская струк­
тур ная зона фиксируется положительной аномалией, вытянутой в севе­
ро-восточном направлении. На исходных картах в ее п редела х на фоне
спокойного поля силы тяж ести н абл ю дается ряд малоинтенсивных по­
л ож ительны х аномалий. С покойное слабоотри ц ательн ое магнитное поле
этой зоны по своему характеру почти не отличается от поля Н ов г ор од­
ского м езоблок а. Северная граница структурной зоны четко фиксиру­
ется высокими градиентами поля силы тяжести. Ее ю ж ная границы в
магнитном поле чёткого отр аж ен ия не н аходит и проводится по и зм е­
нению характера поля (в Нарвской зон е оно бол ее спокойное) и изгибу
изолиний. Эта граница проходит от ю ж ного берега Ч удского озера на
северо-восток (ази м ут 60°) в направлении г. Волхов.
Новгородский м езобл ок (II) зан и м ает центральную часть р а с с м а ­
триваемой территории. На всех картах трансф ормированного гравита­
ционного поля ему отвечаем область глубокого минимума ( II). Н а кар­
т а х с радиусом осреднения 80 км эта область имеет изометрическую
ф ор м у, а при осреднении с ради усам и 50 и 30 км она приобретает ф о р ­
му равнобедренного треугольника, обращ ен ного вершиной на юг. На
картах исходного поля Новгородский м езо бл ок на всей площади, за
исключением его ю жной части, т а к ж е характеризуется отрицательным
полем, на фоне которого выделяются аномалии преимущ ественно отри­
цательного знака. М агнитное поле м езобл ок а спокойное, с л а б о д и ф ф е ­
ренцированное, отрицательное, небольш ой интенсивности, с немногочис­
ленными изометрическими аномалиями интенсивностью до 200 нТл ( р а з ­
мером 1 0 x 2 0 к м), не н аходящ ими отраж ения в гравитационном поле.
Восточная, ю ж н ая и за п а дн ая границы структуры имеют линейный х а ­
рактер, четко фиксируются в гравитационном поле зонам и высоких
градиентов, а в магнитном поле — линейными аномалиями и переходом
к интенсивным положительным полям ок р у ж аю щ и х м езобл ок П сков­
ской, Тихвинской и К рестц овско-В алдай ск ой зон. М енее отчетливо вы­
р а ж е н а в харак тере физических полей северная граница м езоблока.
В поле силы тяжести она фиксируется гравитационной ступенью неболь­
шой амплитуды, в магнитном — п ереходом к б о л е е спокойному полю и
и зм енением ориентировки его изолиний. Эта граница имеет линейный
характер и трассируется от ю ж н ого берега Чудского о зе р а до г. Волхов.
П о харак теру физических полей Новгородский м езо бл ок разделяется на
собственно Н овгородский (3) и Н оворж евский (5) блоки.
В п редел ах Н овгородского блока п рослеж ивается зон а активиза­
ции в полосе (шириной 4 0 — 50 км) с е веро-зап адн ого простирания (а зи ­
мут 312°) по линии г. Р ж е в — г. Сольцы — г. Сланцы. З д е с ь с о ср едо то­
чена большая часть отрицательных гравитационных и магнитных ан о­
малий, включая н аибол ее интенсивную (до 600 нТл) разм ером 2 5 X
Х 5 0 км, р асп о л ож ен н ую к з а п а д у от озера Ильмень. В п редел ах этой
9*
131
ж е полосы, вблизи восточной границы зоны, имеется ряд положитель­
ных аномалий, в целом не характерных для этой площади. Ещ е более
четка в физических полях эта полоса на ее
ю жном
продол­
ж ении, за пределами Н овгородского м езобл ок а, где она резко сужается
(до 16— 12 км) и проявляется в виде линейного минимума магнитного
и гравитационного полей. В дол ь этой полосы разрываются и смещаются
контуры линейных магнитных аномалий Крестцовско-Валдайской зоны
( В) . В Н елидовском м езо бл ок е (III) эта полоса, фиксируясь линейной
ориентировкой изолиний, р а зд е л я ет области с различным характером
поля. Вторая полоса со специфическим характером гравитационного
поля, нетипичным для Н овгородск ого блока, прослеживается в его се­
верной части. При ширине около 30 км она простирается от г. Чудово
в широтном направлении и выходит за пределы блока. В этой полосе
выделяются, две сл о ж н о построенные магнитные аномалии интенсивноностью д о + 6 0 0 нТл, а в северной части — одна положительная гра­
витационная аномалия. З д е с ь ж е группируется ряд отрицательных гра­
витационных аномалий. Н оворж евский блок (5) Новгородского мезо­
блока: южный элемент характеризуется переходом к положительному
гравитационному полю, на фоне которого фиксируется ряд обширных
п о л о ж и т е л ь н ы х гравитационных аномалий.
Псковская (Ч удск о-П сковск ая по Д . И. Г арбару, 1978 г., 1981 г.)
структурная зона (Б ) зан и м ает за п а д н у ю часть территории и находится
на северном п родолж ении Б елорусско-Э стонской структурной зоны. По
аналогии с р азр езам и Ю жной Карелии, Эстонии и Б елоруссии предпо­
л агается, что слагаю щ и е Псковскую структурную зо н у породы отно­
сятся к осадочно-м етам орфическим образовани ям раннепротерозойского
возраста (Н. А. Болотовская, 1971 г.). Структурная зона характеризу­
ется на картах Дg с ради усам и осреднения 30 и 50 км положительной
аномалией. Н а исходных картах в п редел ах этой зоны выделяется ряд
положительны х и отрицательных вытянутых аномалий, ориентирован­
ных на северо-зап ад. М агнитное поле зоны имеет сложный характер и
представляет собой линейную систему преимущ ественно положительных
аномалий, протягивающ уюся на с ев ер о -за п ад и вы ходящ ую за пределы
рассм атриваемой территории. Характерной особенностью ее является
значительная ширина (150 км) при дл и не в 2 8 0 — 300 км и наличие
серии субпараллельны х внутренних зон, ослож н яю щ и х внутреннее
строение. П о с л е д н ее обстоятельство, вероятно, является следствием не­
однократности тектоно-магматической активизации и, возм ож но, субгоризонтальных движ ений. З а п а д н а я граница зоны находится за пре­
дел ам и рассм атриваемой территории. Восточная имеет линейный харак­
тер и четко фиксируется меридиональной полосой магнитных аномалий
и почти совп адаю щ ей с ней зоной высоких градиентов гравитационного
поля (Опочецкая внутренняя зона — К ) . Система линейных аномалий,
ограничивающ их с востока Псковную зону, трассируется и д а л е е на се­
вер (ази м ут 4°), го р а зд о менее контрастно проявляясь в п ределах Нов­
городского м езоблок а и Нарвской структурной зоны характерным изги­
бом изолиний, а в Выборгском м езоб ло к е — в харак тере гравитацион­
ного поля. Ю ж н ая граница зоны контрастно вы ражена в изменении х а­
рактера магнитного поля, обозн ач аясь переходом от интенсивных ли­
нейных аномалий к спокойному, сл абоотрицательном у полю Прибалтий­
ского м езобл ок а (V ) по линии С е б е ж -К а р с а в а (316°). Северная гра­
ница Псковской зоны четкая, она фиксируется уменьшением интенсив­
ности линейных магнитных аномалий и постепенным переходом к спо­
койному, бл и зк ом у к нормальному, полю Нарвской зоны. По характеру
физических полей в п р едел а х Псковской структурной зоны выделяются
внутренние зоны: Ч удск ая ( б ) , Псковская ( г ) , Островецкая ( б ) , Пыталовская ( и ) и Опочецкая (к ). Магнитные поля Псковской (г) и Пыталовской ( и ) внутренних зон представлены сериями достаточно протя­
132
женны х (до 20 км) интенсивных (до 1800 нТл) положительных магнит­
ных аномалий, р аздел я ем ы х линейными минимумами. Н екоторое р а зл и ­
чие в ази м утах осей положительны х аномалий (290°) и линейных ми­
нимумов (306°), как правило, прослеж ивается в характере магнитного
поля за пределами Псковской зоны, что, в озм ож но, от р а ж а е т проявление
на рассм атриваемой территории процессов регмагенеза. В гравитацион­
ном поле внутренних зон выделяется ряд линейных аномалий; прости­
рание их в северной части в основном субм ер иди он альн ое (8 0°), в ю ж ­
н о й — сев ер о -за п адн ое (310— 315°). Островецкая ( д ) подзона харак те­
ризуется меньшей интенсивностью магнитного поля и преобладанием
отрицательных, магнитных аномалий широтного простирания. П ротя­
ж енность последних меньшая, по сравнению с северной и ю жной частя­
ми зоны, многие из них с овп адаю т с гравитационными аномалиями, пре­
имущественно отрицательного знака.
Крестц овско-В алдай ск ая структурная зона (В ) занимает в п р еде­
л ах рассм атриваемой территории почти центральное п оложение, протя­
гивается с юго-востока на сев е р о -за п а д на 350 км и обрам л яет с востока
и юго-востока Н овгородский мезоблок. Ш ирина зоны 120 км. На картах
гравитационного, поля, осредненного с ради усам и 30 и 50 км, она ув е­
ренно выделяется как линейная зона полож ительного знака северо-вос­
точного направления, разделя ю щ ая Новгородский и Бологоевский мини­
мумы (Г. А. Завинская, 1975 г.). На картах с радиусами 80 км и более
зона четко не вы ражена. На картах наблю ден н ого поля A g a и А Т Я
К рестц овско-В алдай ск ая аномальная зона представляет собой полосу
интенсивных аномалий, вытянутых в северо-восточном направлении.
Основной особенностью ее магнитного поля является линейный х ар ак ­
тер, при этом изолинии хорош о согласуются с общ им северо-восточным
простиранием зоны. З а п а д н а я граница уверенно фиксируется з о ­
ной высоких градиентов гравитационного и магнитного полей, восточ­
ная — переходом от положительного аномального поля значительной
интенсивности к отрицательному, расп олагаю щ ем уся восточнее Н е ­
лидовского
м езобл ок а.
Наиболее
отчетливо
линейный
характер
зоны проявляется в ее центральной и северной частях, где вы­
деляется Крестцовско-Холмская (е ) и В алдай ск о-С ел и ж а р овск а я (ж)
внутренние зоны, разделя ем ы е Окуловской (в) и Д ем янск ой ( л ) . К рест­
цовско-Холмская внутренняя зона представляет собой интенсивную (до
1400 нТл) положительную линейную магнитную аномалию, частично
с овп адаю щ ую с гравитационной аномалией такой ж е формы (контуры
последней несколько смещены на юг относительно магнитной а н ом а­
л и и ). М агнитное поле В ал дай ско-С ел и ж ар овской внутренней зоны п ред­
ставляет собой серию положительны х магнитных аномалий овально­
вытянутой формы, оси которых ориентированы в северо-зап адн ом и се ­
веро-восточном направлениях (п осл едн ее п р е о б л а д а е т ). Магнитные поля
внутренних зон, по-видимому, фиксируют интрузии основного-ультраоснового состава, возникшие в обстановке растяжения, характерной для
зон рифтогенеза. Окуловская и Д е м я н с к ая внутренние зоны харак те­
ризуются бо лее спокойным слабоотрицательны м магнитным полем.
В центральной части К рестцовско-Валдайской зоны полоса магнитных
аномалий прерывается линейным минимумом северо-зап адн ого прости­
рания (ази м ут 325°), фиксирующим так н азы ваемую Р жевско-Сланцевскую зону активизации. Разрывы и смещ ения магнито-активных тел
вдоль этого направления указы ваю т на сдвиговый характер проявив­
шихся здесь тектонических движений. С юга интенсивные линейные
положительны е аномалии ограничиваются линией северо-западного про­
стирания (ази м ут 310°). Это наруш ение трассируется и д а л е е на североз а п а д в пределы Н овгородского м езобл ок а и Псковской структурной
зоны, особенно ярко проявляясь в последней. В северной части К рест­
ц овско-В алдайской зоны линейные магнитные и гравитационные а н о м а­
133
лии изменяют свое направление с меридионального на северо-восточное,
а магнитное поле приобретает бо лее сложный, мозаичный, характер.
З д е с ь фиксируются ещ е две узкие полосы магнитных аномалий: одна
из них трассируется м аксимумами магнитного поля по линии В алдай —
М алая Виш ера — Ч удово (ази м ут 33 0°), вторая — линейным миниму­
мом, проходящ им в меридиональном направлении через г. Боровичи.
П ересечение этих линейных аномалий о б р а зу е т в магнитном поле свое­
образный «узел», после которого полоса линейных аномалий приобре­
тает северо-восточную ориентировку — 45° и 52°, выходя за пределы
Тихвинской зоны. Строение южной части Крестцовско-Валдайской зоны
бо лее гетерогенно: по харак теру физических полей здесь выделяется
ряд блоков, форма которых близка к изометрической. Губановский (6 ),
Великолукский (9) и Ж арковский (10) блоки характеризую тся спо­
койными, слабоотрицательны ми полями. Торопецкий (7) и Пустошкинский (<5) блоки, несколько вытянутые в северо-восточном направлении,
характеризую тся положительны м магнитным полем с субширотной
ориентировкой локальных аномалий, часть которых
с о п р ов ож д а­
ется локальными гравитационными аномалиями.
К
КрестцовскоВ алдай ской структурной зон е приурочен Крестецкий авлакоген, выпол­
ненный рифейскими образованиям и. В современном рельефе дофанерозойского основания эта структурная зона вы раж ена глубокой линейновытянутой впадиной с крутыми бортами, образованны ми серией высо­
коамплитудных ступенчатых сбросов (рис. 2 5 ) . Эта структура при­
урочена к И льм енско-О неж ской зо н е (Д . И. Гарбар, 1987 г., 1981 г.),
являющейся, в свою очередь, частью Л адож ск о-Н евел ьск о й . Вм есте они
об р а зу ю т трансрегиональную зон у глубинных разломов. Супракрустальные образования Л а д о ж ск о-Н ев ел ь ск ой зоны сопоставляются (Н. А. Б о ­
лотовская, 1971 г.) с л а д о ж ск о й серией ниж него протерозоя, в составе
которой карбонатные породы, пара- и орто-амфиболиты, амфиболовые
сланцы, филлиты, кристаллические сланцы, гнейсы и мигматиты. И н­
трузии основных и ультраосновны х пород, приуроченные к полосе наи­
бол ее интенсивных магнитных аномалий, протягивающейся из района
г. Боровичи в направлении на северо-северо-восток, судя по структур­
ной позиции и физическим характеристикам могут п ринадлеж ать к
комплексу интрузивных образовани й рифтогенного типа и свидетель­
ствовать о проявлении п озднепротерозойской д а ж е фанерозойской ак­
тивизации.
Нелидовский м езобл ок (III) на картах гравитационного поля,
осредненного с радиусами 50 и 30 км, характеризуется пониженными
значениями силы тяж ести (сущ ественную ее часть зан и м ает так назы­
ваемый Бологовский м иним ум ). Н а ф о н е переменного поля A g a в пре­
д е л а х зоны выделяется ряд положительны х гравитационных аномалий.
М агнитное поле зоны однородн о, хотя и является бол ее простым и ме­
нее контрастным по сравнению с полями Тихвинской (Г) и Крестцов­
ско-Валдайской структурных зон; зд е с ь выделяется ряд крупных поло­
жительны х и отрицательных аномалий небольшой интенсивности, форма
которых близка к изометричной. Н а и б о л е е характерной чертой физиче­
ских полей Н ели довского м езоблок а является их гетерогенность, несо­
впадение в плане контуров гравитационных и магнитных аномалий,
секущий характер зон высоких градиентов гравитационного поля по от­
ношению к магнитным аномалиям. Северная и зап адн ая границы м асси­
ва не столь определенны и устанавливаю тся в магнитном поле по пере­
х о д у от интенсивных линейных аномалий Тихвинской и КрестцовскоВал дай ской структурных зон к спокойному, слабоотрицательном у полю,
а т а к ж е по северной и за п адн ой границе минимума гравитационного по­
ля, осредненного с радиусом 30 км. Д а л е е на юг зап адн ая граница Н е­
лидовского м езоблок а контролируется зоной высоких градиентов грави­
тационного поля. С востока м езоблок ограничивается минимумом осред134
ненного гравитационного поля; в магнитном поле эти границы отм еча­
ются переходом от положительного знака к отрицательному. По х арак ­
теру физических полей в Н елидовском м езоблок е выделяются Б олотов­
ская (з) и Торж ковская (м) внутренние зоны, а та к ж е Ржевский (11)
и Лотошинский (12) блоки. В п редела х Болотовской внутренней зоны
находятся интенсивные минимумы гравитационного поля, осредненного
с радиусом 30 км, и магнитного поля; линейный характер южной гра­
ницы, четко выраженной в магнитном поле, в озм о ж н о указы вает на ее
тектоническую природу. Торж сковская зона характеризуется п о л о ж и ­
тельным магнитным полем с двум я крупными положительными а н ом а­
лиями в районе городов С ел и ж ар ово и Т орж ок, сопровож даю щ им ися
гравитационными аномалиями. Магнитные аномалии разделены линей­
ным минимумом магнитного поля, ориентированным в меридиональном
направлении и, видимо, фиксирующим крупное тектоническое н аруш е­
ние, которое трассируется в физических полях через всю р ассм атри вае­
мую территорию по линии Р ж е в — Вышний Волочок — Ефимовский.
Рж евский и Лотошинский блоки характеризую тся преимущественно о т ­
рицательным магнитным полем, различаясь ориентировкой локальных
положительны х магнитных и гравитационных аномалий. В п ределах
Р ж ев ск ого их ориентировка с еверо-зап адн ая, в п редел а х Лотошинского — северо-восточная.
К востоку от Н елидовского м езоблок а располагается Кимровский
м езобл ок ( I V) , характеризую щ ийся на картах гравитационного поля,
осредненного с ради усам и 30 и 50 км, глубоким минимумом изометричной формы. На рассм атри ваем ую территорию эта структура выходит
лишь своей северной незначительной частью, которой свойственны сп о ­
койные слабоотрицательны е магнитные и гравитационные поля.
Прибалтийский м езоблок ( У) , расположенны й в ю го-западной ча­
сти рассм атриваемой площ ади, харак тери зуется отрицательным грави­
тационным полем. В центральной части м езобл ок а (район г. Резек не)
выделяется обш ирная область спокойного, слабоотрицательного магнит­
ного поля, которая с севера, з а п а д а и юга обрам ляется серией м а л о ­
интенсивных вытянутых положительны х магнитных и коррелирующихся
с ними положительных и отрицательных локальных гравитационных
аномалий преимущ ественно северо-восточного простирания.
В северо-восточной части территории в п редел а х Л а д о ж с к о г о м ега ­
блока выделяется Тихвинская структурная зона или узел (Г ). На кар­
тах осредненного гравитационного поля ей отвечает обширный интен­
сивный максимум. Н а исходных картах она т а к ж е характеризуется пре­
обл ада н и ем положительного аномального поля. С уменьш ением радиуса
осреднения ю ж ная и восточная границы области см ещ аю тся на север
и восток соответственно, при бл иж аясь к границам, которые устан авл и ­
ваются по характеру магнитного поля (переходом от спокойных, м ал о­
интенсивных полей к интенсивным магнитным ан ом ал и ям ). Магнитное
поле этой зоны является наиболее сложны м и неоднородны м по своему
характеру. В центральной части (А нциферовская внутренняя зона)
четко просматривается северо-восточное п р одол ж ен и е аномалий Крестцовско-В алдайской структурной зоны, ю ж н о е п р одол ж ен и е линейных
аномалий Паш ского грабена, а т а к ж е протяженная полоса сл ож н о по­
строенных магнитных и гравитационных аномалий, протягивающаяся
от г. Ч удово в широтном направлении и ух одящ а я на восток за пре­
делы Тихвинской зоны (Ч удовско-С азоновская зона активизации). Эти
три линейные полосовые аномалии пересекаю тся в центральной части
зоны, севернее г. Анциферово, где фиксируется крупная ( 4 0 x 4 0 км)
сл о ж н о построенная магнитная аномалия интенсивностью д о 1800 нТл,
и с ней совп адает наиболее интенсивная на этой территории гравитаци­
онная аномалия. В границах Тихвинской структурной зоны по х ар ак ­
теру более спокойных гравитационных и магнитных полей выделяются
135
Тихвинский ( / ) , Бабаевский (2) и Пестовский (4) блоки. П реи м ущ е­
ственная ориентировка изолиний магнитного поля в п ределах Тихвин­
ского блока — субм еридиональная, Б абаевск ого — северо-западная и
Пестовского — северо-восточная. Границы блоков контрастно выражены
в смене характера магнитного и гравитационного полей, близки к ли­
нейным, что указы вает на их тектоническую природу, и прослеживаю т­
ся в характере магнитного поля да лек о за пределами территории.
Р ассм отрени е общ его структурного плана кристаллического осно­
вания территории позволяет сделать некоторые выводы относительно ее
геотектонических особенностей и геодинамической активности. О п реде­
ляющим для этой территории является история развития Новгородского
м езоблок а и Крестецкой зоны глубинных разломов. Собственно Н овго­
родский мезоблок, сформировавш ийся в архейское время в качестве сре­
динного массива, в дальнейш ем , по-видимому, играл роль наиболее
ж есткого элемента региона. Он обрам л ялся зонами раннепротерозой­
ской активизации, выполнявшимися обломочными и высокоглиноземи­
стым материалами и древними вулканитами. М ож н о предположить, что
пройдя в раннекарельское время (23 00 — 1900 млн. лет) стадию консо­
лидации прбтоорогенного этапа развития, а в позднекарельское время
(.1900— 1650 млн. л е т ) — стадию кратонозации субплатф орменного эта­
па, рассм атриваемая территория вступила в платформенный этап р а з­
вития, начальной стадией которого была рифейская авлакогенная. В это
время зал о ж и л ся Крестецкий авлакоген, приуроченный к древней зоне
активизации, обрам лявш ей с востока Новгородский срединный массив.
М ехани зм формирования и история развития Крестецкой палеорифтогенной структуры (авлакогена) привели к см ещ ению Новгородского ме­
зо блок а в зап адн ом направлении, что, в свою очередь, повлекло за со­
бой повышение геотектонических напряжений в п редел ах Псковской
структурной зоны и формированию серии линейно-вытянутых субпараллельных структур, несущ их следы относительного сжатия, развальцевания и д и н а м о м ета м ор ф и зм а . В свою очередь в п ределах Крестецкой
рифтогенной структуры возникли условия, способствовавш ие проникно­
вению магматогенного м атериала и ф ормированию серий интрузий р а з­
личного состава. П ерем ещ ен и е Н овгородск ого массива относительно
Выборгского могло повлечь за собой повышение геодинамических на­
пряжений в п редел ах Нарвской зоны и привести к переработке м атериа­
ла «рамы» и внедрению небольш их интрузий кислого и основного со­
става. Б ол ее слож ной представляется история развития Тихвинского
структурного у зл а, р асп олож ен н ого на границе Л а д о ж с к о г о и Вы борг­
ско-Н овгородского мегаблоков и формировавш егося под влиянием гео­
динам ических условий, возникавш их на границе этих структур, о чем
свидетельствует с л о ж н о е строение самого у зл а и слагаю щ их его э л е ­
ментов.
Ф ормирование структурного плана кристаллического основания
платформы п родол ж ается и в плитную стадию развития Восточно-Евро­
пейской платформы в ф ан ерозой ск ое время. Об этом свидетельствуют
как отмеченные выше проявления зон тектонической активизации, так
и многочисленные следы трещиноватости в породах кристаллического
основания и осадочного чехла. В п о р о дах кристаллического основания
дизъюнктивные нарушения фиксируются, в основном, по геофизическим
данным. В физических полях они проявляются в виде зон градиентов
поля силы тяжести, зон потери корреляции изолиний магнитного поля
и поля силы тяжести, линейного расп олож ен и я оси магнитных ан ома­
лий, о б р а зу ю щ и х в совокупности линейно-вытянутые зоны, о т о ж д е ­
ствляемые с зонам и тектонических напряжений. К этим зонам обычно
приурочены многочисленные линейно-вытянутые аномалии, интерпре­
тируемые, как трещинные интрузии. Как правило, по данным единич­
ных скважин, пройденных в этих зон ах, отмечаются проявления тре­
136
щиноватости, катаклаза, милонитизации, многочисленные прожилки и
други е признаки проявления дизъюнктивной тектоники в породах кри­
сталлического основания. Отмеченные зоны проявления дизъюнктивной
тектоники в п ородах кристаллического основания приурочены к грани­
цам срединных массивов и ра здел я ю щ и х их структурных зон, образуя
при этом систему регматических решеток глубинных разломов корового и мантийного за л о ж е н и я (Д . И. Г арбар и другие, 1984 г.), контро­
лирующ их расп олож ен и е, морфологию и кинематику структур кристал­
лического основания.
СТРУКТУРЫ ОСА ДО ЧН О ГО ЧЕХЛА
Современный структурный план поверхности кристаллического
основания находит отр аж ен и е в основных особенн остях строения п лат­
ф орменного чехла (рис. 2 5 ) . Крупнейшими структурами на рассм атри­
ваемой территории являются с е в е р о-зап а дн о е и за п а д н о е крылья М о ­
сковской (впадины) синеклизы и восточное крыло Латвийской с е д л о ­
вины, На юге территории находится линейно-вытянутый Крестецкий
прогиб, являющийся структурным элементом С реднерусского авлакогена. Н а крайнем юге он сочленяется через Торопецкий прогиб с север­
ным окончанием: Оршанской впадины.
С еверо-зап адн ое крыло Московской синеклизы, простирающееся
на север за пределы рассм атриваемой территории, полого наклонено
(3 — 4 м/км) на юго-восток к приосевой зоне. А бсолю тны е отметки по­
верхности кристаллического основания в его п ределах сниж аются от
— 1 0 0 ------- 150 м на ю ж н ом п о б е р е ж ь е Финского залива д о — 1000 м
юго-восточнее о зера Ильмень, вдоль борта Крестецкого прогиба. С е ­
верная часть крыла синеклизы д о абсолютных отметок — 500 м, а то и
— 1000 м, некоторыми исследователям и выделяется как южный погру­
женный склон Балтийского щита или Балтийская ( Л у ж с к о -Л а д о ж с к а я )
моноклиналь. На см еж ной с севера территории выделяется Л а д о ж с к а я
впадина. Структурный элемент этой впадины — Пашский г р а б е н о о б р а з­
ный прогиб — по-видимому, п ро дол ж а ет ся и на север рассматриваемой
территории в районе г. Тихвин. З а п а д н о е крыло Московской синеклизы
(впадины) условно ограничиваются по линии соединяющ ей города
Опочка, Остров, Псков и Н арва. С внешней (зап адн ой) стороны рас­
положены такие структуры, как Вырусская седловина и Локновский
выступ в п ределах Балтийской моноклинали, Гулбенская впадина и В и ­
ленский выступ в Латвийской седловине с ам плитудам и 2 0 0 — 300 м.
Восточное крыло Латвийской седловины по поверхности кристалличе­
ского основания отр а ж ается изогипсами минус 6 0 0 — 800 м.
Крестецкий прогиб протягивается на 250 км от г. Торопец на с е ­
веро-восток к г. В а лда й и д а л е е в субш иротном направлении через
Б ологое до восточной границы площ ади, выходя за ее пределы и за м ы ­
каясь в непосредственной близости от нее. Глубина прогиба в приосевой
зон е достигает 3000 м. Его борта, приуроченные к зонам глу­
бинных разломов, крутые, ступенчатые с ам плитудам и до 1000— 1500 м.
С еверо-западный борт о сл ож н ен Пестовским выступом с абсолютными
отметками поверхности в своде — 1 4 5 0 --------1500 м. М орфология поверх­
ности ф ундам ента в приосевой зон е прогиба характеризуется чередова­
нием выступов, ступеней, депрессий с ам плитудам и 2 0 0 — 500 м. К юговостоку от Крестецкого прогиба выделяются Нелидовский и Торжковский выступы и раздел я ю щ ая их Осташ ковско-Выш неволоцкая впадина
с амплитудами 200— 300 м.
Платформенный чехол рассм атриваемой территории сл ож ен шестью
структурными ярусами: нижним и верхним байкальскими, каледонским,
нижним и верхним герцинскими и альпийским (рис. 2 6 ). Они разделя137
к м 25
0
. 25
50
~75
100 КМ
I - 7Ч ’ Е Е З 2 1’>чу - I3
Рис.
25.
Схема
рельефа
поверхности
к ри с та л л и че ск ог о
Д . И. Г ар б ар .
основания.
Составил
1 — с к в а ж и н а и а б с о л ю т н а я о т м е т к а поверхности, м; 2 — изолинии, м; 3 — уступы по­
верхности.
ются отчетливыми стратиграфическими перерывами и различаются
структурными планами. М енее значительные стратиграфические пере­
рывы, фиксируемые внутри ярусов, не наруш аю т их структурной цело­
стности.
Н ижнебайкальский структурный ярус сл ож ен рифейскими и ранне­
вендскими терригенными отлож ениями и вулканогенными образов ани я­
ми, выполняющими линейно-вытянутые прогибы: Крестецкий, Пашский
и Орш анскую впадину. О бразовани я структурного яруса зал егаю т резко
несогласно на денудированной поверхности кристаллического основа­
ния. Мощ ность их от 600— 700 м в северной зоне Оршанской впадины
до 1000 м в Крестецком прогибе.
Верхнебайкальский структурный ярус о б р а зую т поздневендские
(валдайская серия) и ниж некем брийские (балтийская серия) о т л о ж е ­
ния, повсеместно зал егаю щ и е на п ородах кристаллического основания
и ниж небайкальском структурном ярусе в п редел ах Крестецкого, Пашского прогибов и в Оршанской впадине. О тлож ения, слагаю щ ие структур­
ный ярус, в северной части территории выходят узкой полосой на дочетвертичную поверхность. Мощность их возрастает с северо-зап ада на
юго-восток от 100 м на северо-зап адн ом крыле Московской синеклизы
138
25
50
75
100КМ
6.
7.
<>
о
ю.
Ри с. 26. Т ек т онич ес к ая схем а. С о с та в ил А. С. Яновский.
1— 5 — современ ны е грани цы р а сп р о с т р а н е н и я с т р у к т у р н ы х ярусов: / — н и ж н е б а й к а л ь ­
ского, 2 — кал едо нск ого , 3 — ниж негерцинского, 4 — в ерхнегерцинского,
5 — а ль п и й ­
ского; 6 — 8 — изопахи ты , м, с т р у к т у р н ы х ярусов: 6 — верх н еб ай к а л ьс к о го, 7 — к а л е д о н ­
ского, 8 — ниж негерцинского; 9 — л о к а л ь н ы е стр у к т у р ы ; 10 — т р у б к а в зр ы в а (Миши-
ногорская).
до 400— 500 м вблизи приосевой зоны. В своде Пестовского поднятия
она сокращ ается до 200 м. В ал дай ская и балтийская серии разделены
стратиграфическим перерывом.
Каледонский структурный ярус слагают постбалтийские кембрий­
ские, ордовикские, силурийские и раннедевонские преимущественно
карбонатные и терригенно-карбонатные отлож ения. Они залегаю т с пе­
рерывом на образов а н и ях верхнебайкальского структурного яруса,
обычно на коре выветривания синих глин. О бразовани я структурного
яруса распространены почти повсеместно, отсутствуя вследствие более
поздней эрозии на севере территории и на юге, в районе городов Невель, Торопец, Н елидово, Зубц ов. В приглинтовой зон е породы струк­
турного яруса выходят на поверхность, слагая Ордовикское плато. М о щ ­
ность яруса возрастает на юго-восток, достигая 4 0 0 — 500 м в приосевой
зон е Московской синеклизы. В п р е дел ах восточной части Латвийской
седловины она составляет 300— 315 м, а в своде Локновского поднятия
резко сокращ ается до 10 м и меньше.
139
Нижнегерценский структурный ярус сл о ж ен терригенными и карбо­
натными отлож ениями девона, от эйфельских и д о ф аменских включи­
тельно, и турнейскими ниж него карбона. Он простирается широко на
рассм атриваемой территории и выходит преимущ ественно на дочетвертичную поверхность. О бразов ани я этого яруса залегаю т с размывом
на различных уровнях каледонского структурного яруса, а в пределах
Н елидово-Торж ковского и в своде Л окновского поднятий — на породах
верхнебайкальского структурного яруса. Мощ ность отлож ений увеличи­
вается в юго-восточном направлении и достигает 300 м на северо-зап ад­
ном крыле Московской синеклизы — 700— 800 м в ее приосевой зоне, и
находится в п редел а х 4 0 0 — 500 м на Латвийской седловине.
Верхнегерценский структурный ярус объ еди няет посттурнейские ка­
менноугольные и п озднеперм ские отлож ения, по составу в основном
карбонатные и р е ж е терригенно-карбонатные. Седиментационный пере­
рыв (от раннепермского д о казанского времени) не наруш ает структур­
ной целостности яруса. О бразов ани я его распространены в восточной
части территории, в п редел ах за п а дн ого и северо-зап адн ого крыльев
Московской синеклизы, где повсеместно выходят на дочетвертичную по­
верхность. Мощность сл агаю щ и х его образовани й увеличивается на во­
сток-юго-восток и достигает вблизи восточной границы 150— 200 м.
В строении альпийского структурного яруса участвуют юрские
(средний и верхний отделы ) и меловые (нижний отдел) отложения,
распространенные узкой прерывистой полосой вдоль юго-восточной гра­
ницы территории, где мощность их колеблется от 10 д о 40 м. Они з а л е ­
гают резко несогласно на поверхности размыва образований верхнегерцинского структурного яруса. В строении структурного яруса участвуют
и четвертичные отлож ения, сплошным покровом зал ега ю щ и е на п ал ео­
зойских и м езозойских образованиях.
На фоне крупнейших региональных структур на рассматриваемой
территории выделяются структуры меньших порядков. К числу их от­
носится Вал м иерск о-Л ок новское в а л оо бр азн ое поднятие (синонимы:
В алм иерское, Локновское, Х ан ьяск о-Л о к н ов ск о е), повторяющее в сгла­
ж енны х ф ор м а х структуру поверхности кристалилческого основания.
Оно отчетливо проявляется в верхнебайкальском и каледонском струк­
турных ярусах, меньше — в нижнегерцинском. В а л о о б р а зн о е поднятие
ориентировано в субш иротном направлении и восточнее дер. Локно вып олаживается, не достигая р. Великая, на з а п а д продол ж ается вдоль
границы Латвии с Эстонией за пределы рассм атриваемой территории.
П однятие ассиметричное с пологим северным и крутым южным крыль­
ями, приурочено к зон е разлом ов в кристаллическом основании, огра­
ничивающей с севера Л атвийскую седловину. Амплитуда ВалмиерскоЛокновского поднятия по основанию балтийской серии достигает 200 м.
В своде его сокращены мощности валдайской и балтийской серий, х а ­
рактерны бол ее мелководные п рибреж ны е терригенные отлож ения, пол­
ностью размыты ордовикские образов ани я. В нижнегерцинском струк­
турном ярусе поднятие отразилось лишь в обра зо в а н и ях мелких, л о ­
кальных куполовидных складок. Описываемая структура, зародившись
в вал дай ск ое время, испытала н аиболее интенсивный рост в ордовик­
ский и силурийский периоды.
В п редел ах северо-восточного окончания Латвийской седловины,
к югу от Л окновского поднятия, расп ол ож ен а Гулбенская впадина, о т ­
четливо проявленная в верхнебайкальском, каледонском и герцинском
структурных ярусах. На фоне депрессии этой впадины в ниж негерцин­
ском структурном ярусе выделяется Вилякский вал, вытянутый с юговостока на с ев ер о-зап а д на 50 км при ширине 10— 12 км.
В Московской синеклизе, юго-восточнее Крестецкого прогиба, вы­
деляю тся Н ели дово-Т орж к овск ое поднятие, повторяющ ее в общ их чер­
тах структуру поверхности кристаллического основания. В его сводовой
140
части отсутствуют вследствие предэйфельской эрозии кембрийские и
ордовикские отлож ения и на валдайской серии венда залегаю т с р а з­
мывом осадочны е образовани я верхнего девона. П оследние, как и вы­
ш ел еж а щ и е каменноугольные отлож ения, смяты в пологие локальные
куполовидные и вытянутые складки. На северо-зап адн ом склоне М о ­
сковской синеклизы в северо-восточной прибортовой части Крестецкого
прогиба в верхнебайкальском структурном ярусе проявлено П естов­
ское поднятие.. А бсолютная отметка поверхности структуры составляет
в своде (скв. Пестовская) — 1298,5 м (по кровле я р у с а ). Увеличенная
мощность каледонского структурного яруса в п ределах структуры сви­
детельствует об инверсии вертикальных движ ений в это время. П овто­
рился подъем участка в позднегерцинский этап развития. Структура
вы ражена в ф орме вала, вытянутого на северо-восток с наклоном оси
в том ж е направлении (до 2,5— 3,0 м / к м ) — обратном наклону поверх­
ности кристаллического основания. С еверное крыло поднятия пологое,
ю ж н ое относительно крутое (2,5— 3,0 м /км ). В его своде на дочетвертичную поверхность выходят каширские, а на зап адн о м окончании —
верейские отлож ения. На крайнем северо-востоке описываемой террито­
рии по верхнегерце'нскому структурному ярусу выделяется ю го-западн ое
окончание Кильузерского вала, протягивающегося за ее пределы (см.
рис. 20) в северо-восточном направлении. Ш ирина структуры 10— 15 км,
ам плитуда подъема 7 0— 80 м, с крутым северо-западны м (уклоном 15—
20 м/км) и пологим юго-восточным (до 8 м/км) крыльями.
Н ар я ду с перечисленными структурами И и III порядков на р а з ­
ных уровнях в осадочном чехле имеются локальные изгибы слоев, при­
уроченные, в основном, к зонам нарушений в кристаллическом осн ова­
нии. На северо-западном крыле М осковской синеклизы локальные струк­
туры выявлены в нижних горизонтах венда. Это в основном куполовид­
ные поднятия площ адью 10— 35 км2 с ам плитудой 10— 20 м, выполаживаю щиеся к верхним слоям верхнебайкальского структурного яруса
(Гатчинское, Павловское, Колпинское, Озерецкое, Мгинское, Будогощ ск о е). Они обычно симметричны: пологие юго-восточное и восточное
крылья и бо лее крутые северо-зап адн о е и зап адн ое.
Д р у г а я группа поднятий, р а сп олож ен н ая в зап адн ы х районах т е р ­
ритории, вблизи городов Псков, П орхов, Печора, Остров, а т а к ж е в
Приильменье, проявились в слоях ордовика и девона. Ф орма и размеры
их изменяются от горизонта к горизонту. З а н и м аем ая площ адь к олеб­
лется от 5 до 100 км2, амплитуды — от 10 д о 40 м. Н екоторые из них
(Ханьяская, Печорская, Сутокская, Волковская, Л оп атовск ая) отр а­
ж аю тся в рельефе современной поверхности. На ю го-востоке территории
на склонах обш ирного Н ели дово-Т орж к овск ого поднятия выделяются
локальные куполовидные и вытянутые складки в слоях девона и кар­
бона. П о п равобереж ью Волги, от г. Р ж е в д о г. Осташков, и в районе
г. С ели ж арово выделяется ряд локальных асимметрических поднятий
малой амплитуды (10— 15 м) по алексинскому горизонту. В районе Н е ­
л и до во н аблю дается по слоям верхнедевонских и ниж некам енноуголь­
ных отлож ений зона небольш их поднятий северо-зап адн ого простирания.
На юго-восточном склоне Н елидово-Торж ковской структуры встречают­
ся локальные поднятия в районе городов Р ж е в и Старица. Д л я них х а ­
рактерны пологие крылья и амплитуды (по верейскому горизонту) от 10
д о 50 м. В доль западной границы распространения верхнегерцинского
структурного яруса н абл ю даю тся пологие складки в ниж н екам енн о­
угольных слоях, ориентированные на з а п а д и северо -за п а д (Б ори сов­
ское, Тальбовичское и др.) с ам плитудам и по алексинскому горизонту
50 м. Юго-восточное крыло Пестовского поднятия осло ж н ен о Клинцовским локальным поднятием, вытянутым на северо-восток почти на
15 км, при ширине 2,5— 3 км с амплитудой до 10 м по верейскому го­
ризонту.
141
Дизъюнктивны е нарушения в осадочном чехле проявлены слабо.
Они за т у ха ю т снизу вверх и проявляются в осадочном чехле об р а зо в а ­
нием куполовидных и вилообразны х складок, а т а к ж е флексурных пе­
регибов слоев. К последним приурочены трещинные зоны и проявления
карста, линейноориентированные вдоль основных разлом ов в кристал­
лическом основании. Линейные зоны повышенной трещиноватости
имеют меридиональное, северо-восточное и редко близш иротное направ­
ление (Гдовская, Котловская, Гатчинская, Мгинская, В ол ховск ая). Их
протяженность колеблется от 20 д о 150 км, ширина от нескольких
(двух-трех) сотен метров до 5 км. А. П. Салом он (1971 г.) о тож деств­
ляет эти зоны с разрывными нарушениями в осадочном чехле. Однако
прямых геологических данных, свидетельствующ их о заметны х см ещ е­
ниях слоев по тектоническим разрывам сравнительно немного. Г еоло­
гическими построениями с использованием данны х бурения разрывные
нарушения выявлены в отло ж ен и я х силура и ниж него девона.
На северной оконечности Гдовской зоны на Ленинградском и
Кохтла-Ярв^нском м ест о р о ж ден и ях горючих сланцев в слоях ордовика
нарушения сплошности пород имеют ступенчатый характер с амплиту­
дам и смещений от нескольких сантиметров д о 2 — 5 м, а в целом по зоне
д о 15— 20 м. Зоны нарушений, ориентированные в северо-восточном,
меридиональном и р е ж е широтном направлениях прослежены на рас­
стоянии от 5 до 25 км, при ширине 2 — 5 км.
На п родолж ении Гдовской зоны протягивающейся вдоль восточ­
ного берега Ч удского озера, расп ол ож ен а М ишиногорская дислокация
трубочного типа, в п редел ах которой на глубину д о 900 м вскрыт агломерато-брекчиевый комплекс пород чехла и ф ундам ен та, окруженный
зоной кольцевых разрывов со смещенными блоками пород коренного
залегания и увеличенными- углами наклона слоев к центральной части
структуры. В современном эрозионном ср езе она имеет грушевидную
форму и размеры 4 x 2 , 5 км. В составе цементирую щ его перетертого
материала в небольш ом количестве присутствуют туфы и туфо-лавы.
В обрам ляю щ ей зон е в некоторых блок ах выходят верхнедевонские от­
лож ен и я, отсутствую щ ие в агломерато-брекчиевом комплексе. П оле рас­
пространения верхнедевенских отлож ений отстоит от описываемой
структуры на 3 5 — 40 км к юго-востоку. Характерные особенности ее
строения и приуроченность к линейной зон е разрывных нарушений в
кристаллическом ф ундам ен те позволили рассматривать Мишиногорскую
ди слокацию трубкой взрыва, время образования которой — поздний д е ­
вон (Ш маенок, Д . Б. М алаховский, 1974 г.). Как конечный результат
криптовулканической деятельности рассматривал гдовские дислокации
Б. П. Асаткин (1938 г.) впервые их изучивший. Только недостаточная
изученность структуры на тот период привели к широкораспространившемуся мнению о ее ледниковой природе: гигантском отторженце, з а ­
хороненном в доли не выпахивания (Чихачев, 1936 г.).
В последние годы получены новые данные, позволившие по-новому
представить импактное п р о и схож ден ие М ишиногорской структуры как
древнего (п алеозой ск ого) метеоритного кратера (В. Л. Масайтис,
1973 г., 1974 г.; Ш аденков, 1980 г.). З д е с ь о бн аруж ен ы планарные эле­
менты, конусы разруш енил. диаплектовы е минералы, стекла. Однако
авторы настоящей записки, анализируя тектоническую обстановку тер­
ритории, морфологию структуры, значительную (б о л е е 900 м) глубину
нарушений, п ридерж иваю тся эндогенной природы Мишиногорской
структуры, т. е. трубки взрыва.
Котловское куполовидное локальное поднятие, в основании кото­
рого лом оносовская свита относительно опущ ена, а мощность лонтоватской свиты аномальна увеличена, та к ж е м о ж ет рассматриваться, по
мнению авторов, как структура центрального типа (трубка взрыва).
142
Н а В еймарском участке Л енинградского м есторож дения горючих
сланцев установлены в карьере и в разведочных вы работках сбросы
пласта с кукерситом на 6— 12 м.
И сходя из сущ ествую щ их представлений о геологическом строении
территории, во зм о ж н о предполож ить тектоническую природу известного
выхода каменноугольных образований на р. Робья (правый приток
р. Л овать) среди с п л о ш н о ю распространения девонских отложений.
Ранее этот выход описан Н. Н. Сколовым и Ю. В. Трошневым (1957 г.)
как ледниковый отторженец. О днако северо-восточному направлению
переноса ледником глыб каменноугольных отлож ений с Карбонового
уступа противоречит весь комплекс данны х по ледниковом у литоморфогенезу (наличие ледниковых трогообразны х долин северо-зап адн ой ори ­
ентировки, зам еры длинных осей ледниковых в ал ун ов). Объяснение
этого выхода м о ж ет быть найдено, вероятно, при допущ ении сброса
блока каменноугольных отлож ений с ам плитудой около 250 м, ранее,
по-видимому, распространенны х в этом районе и впоследствии денудированных. Такое во зм о ж н о ещ е и потому, что выход каменноугольных
пород на р. Робья приурочен к относительно активной тектонически
зон е, находящ ейся в п редела х северо-восточного борта Крестецкого п ро­
гиба.
Разрывные нарушения фиксируются та к ж е в каменноугольных о т ­
л о ж ен и ях на К арбоновом уступе. Разры вной тектоникой, возм ож но, вы­
звано об р а зов ан и е локального вы хода среднекаменноугольных пород на
ручье Бобровец, в районе г. Бокситогорск, на поле нормально з а л е г а ю ­
щих нижнекаменноугольных пород, по данным разведочного бурения,
амплитуда сброса составляет 70 м. Д о появления этих данных н аруш е­
ние рассматривалось как о тторж ен ец или древний карст.
Собственно гляциодислокация на рассм атриваемой территории р а с ­
пространена широко. Одним из основных районов проявления гляциотектоники является Б ал ти й ско-Л ад ож ск ий глинт. Н а и б о л е е изученными
в этом отношении являются Д у д е р г о ф ск и е дислокации. Они выражены
в рельеф е в виде изолированных «гор», возвыш аю щ ихся на 60 м и резко
контрастирую щ их с ок ру ж а ю щ ей плоской равниной. Корреляция р а з ­
резов около 250 скважин и обн аж ен и й, а т а к ж е изучение рельефа при­
вело к выводу о том, что Д у д ер г о ф с к и е дислокации представляют собой
парагенетический единый комплекс образовани й , возникших у края ак­
тивного ледника.
В районе г. Павловск на реках Поповка, Славянка, И ж о р а и Тызьва наблю даю тся выходы кембрийских, ордовикских и девонских пород,
смятых в крутые складки, брекчированных, перевернутых и п одсти л ае­
мых мореной. Отторженцы выявлены бурением в районе совхоза «Ф е­
доровское», вблизи г. П етродворец. Они видны и в карьере у станции
Мартышкино. В доледниковой долине, расширенной ледником и за п о л ­
ненной его насосами, близ оз. Копанского, буровой скважиной вскрыт
отт о р ж ен ец кембрийской глины. Х орош о изучены гляциодислокации
В айварских (Синих) гор, располож енны х за п а д н е е Нарвы (Мийдел и
другие, 1969 г.). Зд е с ь зафиксированы опрокинутые складки с мореной
в ядре и крупные отторженцы. Вблизи бровки глинта известны много­
численные гляционарушения у поселков У долосово, Керстово, Глядино,
Ропш а, Пулково, Саблино, у деревень Колокольня, Д у бр ов к а, вблизи
г. Кингисепп (аллохтонная глыба кемброордовикских пород площадью
3,5 км2, мощностью около 35 м ), о тторж ен ец кембрийских песков около
И ван-Города. Д а в н о известны дислокации у станции Серебрянки, где
на протяжении 1,5 км среди сплошного поля развития девонских отл о­
жений о бн аж аю тся породы кембрия и ордовика, бли ж ай ш и е выходы
которых в нормальном залегании находятся в 130 км севернее. В Ю ж ­
ном Приильменье среди верхнедевонских отлож ений в о б н аж ен и я х по
берегам рек Ловати, Полисти, Порусьи, у деревень Больш ие Куницы,
143
Сопки, Б ел ебек а, Трупехина, Д о л г а , Кривей имеются мощные блоки
дислоцированных п ород кембрия и ордовика объ ем ом от 0,5 до
8 млн. м3. Н а ю ж н ом обрывистом берегу оз. Ильмень ещ е Г. П. Гельмерсен описал многочисленные дислокации в девонских породах. По
мнению В. С. К оф м ана ( i 971 г.), они различны по происхож дению . Л е д ­
никовый генезис имеет разрывные наруш ения, а куполовидные склад­
к и — тектоническую природу. З д е с ь ж е описаны ледниковые валуны,
вдавленные в глины ильменских слоев. Своеобразны ледниковые нару­
шения в девонских п ородах по л е в о б е р е ж ь ю р. Великой, получившие
название горушек. Зд е с ь отторженцы «насаж ен ы » на гляциоскладки.
В п редел ах ВышнеЕОЛоцко-Новоторжковского вала многочисленные
отторженцы, заключенные в толщ е морены, о б р а зу ю т цепь холмов и
гряд высотой до 70 м, протягивающ уюся в меридиональном направле­
нии на расстояние 120 км ог оз. Мстино д о г. Старица (В. Г. Сименков,
1933 г.; А- П. Москвитин, 1938 г.). Среди среднекаменноугольных о б р а ­
зований известны глыбы раздр облен н ы х известняков и глин нижнего
карбона, подстилаемы х мореной, а та к ж е отторженцы пород ордовика
и кембрия. М ощ ность их дости гает 36,5 м.
Известны проявления гляциотектоники та к ж е в плейстоценовых отЛЬжения, в большинстве своем ледникового генезиса, вследствие чего
об н а р у ж е н и е их затрудн ено, особенно в керне буровых скважин, в свя­
зи со спецификой вм ещ аю щ их отлож ений (наличие гляциодинамических
структур в морене, сходства сорены с вмещ ающ ей мореной). На Сойкинской возвышенности и Синявинских высотах встречаются блоки
мгинских отлож ений, заключенные в морене. В некоторых местах оттор­
женцы мгинской толщи перенесены ледником на расстояния, исчисляе­
мые сотнями километров (отторженцы мгинских глин у хутора Эдази
близ пос. Крестцы).
Таким об р а зо м , ледниковые нарушения весьма характерны для
рассматриваемой территории, а для некоторых ее районов (БалтийскоЛ а д о ж с к и й глинт, Вы ш неволоцко-Н овоторж ковский вал) их присутствие
является больш е правилом, чем исключением.
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
Р ассм атри ваем ая территория характеризуется общ ностью геологи­
ческого развития в четвертичное время и единством генезиса рельефа;
здесь представлено все р а зн о о б р а з и е ледниковых форм, свойственное
областям развития покровных оледенений. В м есте с тем для нее х ар ак ­
терна зависимость облика современного рельефа от состава и формы
поверхнрсти дочетвертичных пород. В связи с этим анализу н а б л ю д а е ­
мого рельефа н ео бх оди м о предпослать общ и е сведения о подстилающем
субстрате (рис. 2 7 ).
В целом эта поверхность представляет собой ден удац и о н н у ю п л а­
стово-моноклинальную равнину. В связи с тем, что она сло ж ен а полого­
наклонно залегаю щ и м и пластами п алеозойских пород различной устой ­
чивости против ден удаци и , зд е с ь обособи л ись куэстовые возвышенно­
с т и — плато, которые чередую тся с низинами. П лато и низины сложены
соответственно карбонатными и песчано-глинистыми породами. С ф о р ­
мировались они на месте единой исходной поверхности, главным о б р а ­
зом, морской аккумуляции в континентальный период развития, про­
дол ж авш ий ся в течение м езозоя и раннего кайнозоя.
О бособлени е этих макроформ дочетвертичного субстрата протекало
в условиях селективной экзарации, проявившейся особенно интенсивно
во время первых оледенений, которые занимали значительно большую
площадь, чем последнее, валдайское. Это обусловило длительную л е д ­
никовую д е н уда ц и ю территории, располож енной б л и ж е к центру о л е д е ­
нения. П о расчетам А. Н. М аккавеева и В. И. Исаченкова она была
неравномерной, но в среднем составляет не менее 60 м. Некоторые
исследователи (В. А. М атвеев, Р. А. Б аева) считают, что одним из ф ак ­
торов, ок азавш их влияние на ориентировку форм рельефа субстрата
явились господствующ ие направления трещиноватости его пород.
Н а и б ол ее низкое гипсометрическое п ол ож ен и е зан и м ает так назы ­
ваемая К ембрийская низина, вы работанная в котлинских и лонтоваских
глинах венда и нижнего кембрия. Ее плоская поверхность р а сп ол агает­
ся вдоль ю ж н ого п обереж ья Финского залива, Л а д о ж с к о г о озера и К а ­
рельского перешейка. А бсолю тны е отметки в п ределах этой ступени м е­
няются от — 25 д о + 5 0 м (см. рис. 2 7 ).
С л едую щ ая ступень, получившая н азвание Ордовикского плато,
сложена известняками и отделена от предыдущ ей уступом, известным
под названием глинта. Глинт ориентирован в субш иротном направле­
нии, согласно о б щ ем у простиранию ордовикских пород, меняя на уч аст­
ке Копорье — Кингисепп свое простирание на субм еридиональное. Вы ­
сота и ширина глинта различны. На участке К расное Село — Копорье
его высота составляет 60— 80 м при ширине 4,5— 7 км. Х у ж е всего глинт
выражен на м еж дуреч ьях Нарвы и Луги, Мги и Тосны, где его высота
не превышает 17— 20 м при ширине 1— 2 км. Поверхность Ордовикского
плато полого наклонена к югу, на востоке района к юго-востоку, а так ­
ж е з сторону уступа и имеет максимальные отметки до 125— 150 м
10
З а к . 391
145
КМ 25
О
25
50
75
100К М
г.
Р ис. 27. С хем а ти ч еск ая к а р т а р е л ь е ф а до ч ет вер т и ч н ы х о т л о ж ен и й .
С о ст ав ил и В. Г. А у с л е н д е р и Е. С. Э пштейн.
1 — изогипсы
поверхности д о ч етв ертич ны х о т л о ж е н и й , м; 2 — др е в н и е долины;
а бсо л ю т н ы е отметки до ч ет в ер т и ч н ы х пород , м.
3—
в районе пос. Котлы (г. Г атчина), откуда она плавно сниж ается к за ­
п аду и востоку до абсолютной высоты 30 — 60 м.
В юго-восточном направлении карбонатные породы ордовика сме­
няются песчано-глинистой толщей нижнего и среднеге девона. Эта по­
л оса тянется от восточного п обереж ья Псковско-Чудского озера до ни­
зовьев р. Волхов, слагая северо-зап адн ую окраину обширной ступенча­
той низины, получившей н азвание Д евон ской и занимаю щ ей централь­
ную, наиболее значительную часть рассм атриваемой территории. Ее
абсолю тны е высоты изменяются от 0 д о 75 м. Н изина вытянута в целом
с ю го-запада на северо-восток в соответствии с общ им простиранием де­
вонских отложений. К ее н аи бол ее пониженной части приурочены доли­
ны современных рек Волхов и Ш елонь, а та к ж е котловина ПсковскоЧ удск ого озера, и мею щ ая бл изм еридиональную ориентировку. Юго-во­
сточная часть низины вы работана в песчано-глинистых и чередующихся
с ними карбонатных п ородах верхнего девона. К арбонатны е породы де­
вона выходят под четвертичной толщ ей на за п а д е и ю го-западе террито­
рии, в полосе м е ж д у оз. Ильмень, южным берегом Псковского озера и
бассейном среднего и нижнего течения р. Великая. В п ределах этой по146
лосы выделяются два уступа, протягивающиеся вдоль ю ж н ого берега
оз. Ильмень (Б урегски й ), и уступ, ограничивающий с севера Стругокрасненскую и Л окновскую возвышенности (так назы ваемая Д ево н ск ая куэ с т а ) . Высота первого из них составляет около 2 0— 25 м, второго — до
50 м. О б е эти возвышенности располагаю тся на месте размытых п лат­
форменных структур. А бсолю тны е отметки в п редел ах Стругокрасненской возвышенности дости гаю т 105— 110 м, а Л о н к о в с к о й — 150— 160 м.
Юго-восточная часть Д евон ской низины харак тери зуется повышением
абсолютных отметок от 50 до 150 м, что не всегда связано с наличием
более устойчивых пород. В целом представляется, что рельеф поверхно­
сти дочетвертичных пород в п р е де л а х Д евон ской низины не отр а ж ает
наличие имеющ ихся здесь структур; неотектонический этап не создал
здесь сколько-нибудь значительных неровностей рельефа.
П оверхн ость дочетвертичных пород н аибол ее приподнята вдоль
восточной границы территории, о б р азу я верхнюю ступень рельефа —
К арбонов ое плато, с л ож ен н о е в основном устойчивыми против д е н у д а ­
ции известняками, а в ю жной части верхнедевонскими долом итам и, че­
редую щ им ися с песчано-глинистыми породами. Его поверхность накло­
нена к юго-востоку согласно об щ ем у падению пород зап адн ого крыла
Московской синеклизы. Н аи бол ьш и е высоты, расп олож ен н ы е вдоль з а ­
падной окраины плато, составляют на севере 150— 170 м, а в южной ча­
сти 2 0 0 — 225 м, до х о д я в отдельных точках д о 2 4 0 — 277 м. На востоке
они плавно сниж аю тся д о 100— 75 м. Край плато расчленен древними
и современными дол и нам и и ледниковыми лож б и н ам и . Н а и б ол ее з н а ­
чительное зал и в о о б р а зн о е понижение, именуемое Мстинской впадиной,
ориентировано с северо-зап ада на юго-восток и глубоко вдается в пре­
делы плато.
С з а п а д а плато ограничено уступом, выработанным в каменноуголь­
ных и девонских породах. Ориентировка К арбонового уступа соответ­
ствует о б щ ем у простиранию каменноугольных пород — северо-северовосток. На юге (в районе городов А ндреаполь и Н е л и дово) она м еня­
ется на юго-восточную. Относительная высота уступа колеблется от 75
д о 125 м, ширина его обычно составляет 10— 15 км, так что термин
«уступ» фактически не о т р а ж а е т морфологию этого довольно пологого
перепада высот.
Н еотъ ем л ем ой частью рельефа дочетвертичных отлож ений являются
так называемые «древние» долины, глубокие и узкие врезы, выявлен­
ные бурением в различных частях рассм атриваемой территории. О с о ­
бенно густая речная сеть о б н а р у ж е н а у поднож ья К арбонового уступа,
в Ильменской и П сковско-Чудской котловине, а та к ж е в районе верх­
него течения р. Луга. Тальвеги многих долин находятся на низких, ми­
нусовых, абсолютных отметках (— 128 оз. Копанское, — 106 г. Л е н и н ­
град, — 119 ж е л е з н о д о р о ж н а я станция Неболичи, — 130 пос. Лю бытино,
— 117 и — 113 в бассейн е р. Полометь, — 48 в районе Н овгорода, — 73
в пос. Ляды, — 70 у поднож ья Локновского п однятия). С ледует отм е­
тить, что на тех участках, где имеется достаточно больш ое количество
буровы х скважин, м ож н о говорить о малой их ширине ( 1— 2 км) при
глубине вреза до 200 м и более. При этом многие долины врезаны в
песчано-глинистые отлож ения. В се это говорит об интенсивном и крат­
ковременном врезе, связанном с падением бази са эрозии. Согласно с у ­
щ ествующим представлениям об р а зо в а н и е древних долин относится к
средн ем у плиоцену. А нализ рисунка древней гидрографической сети
говорит о том, что он в значительной степени был обусловлен о рогра­
фическим планом бо лее древнего куэстового рельефа.
Современный, наблю даем ы й , рельеф об я зан своим прои схож ден ием
аккумуляции последнего (валдайского) и предпосл едн его (московского)
оледенения и в общ и х черзах является в известной мере ун а сл ед о в а н ­
ным от дочетвертичного рельефа.
10*
147
С точки зрения возраста и отчасти морфологии (степени «свеже­
сти» рельеф а) н аблю даем ы й ледниковый рельеф территории может
быть п одр аздел ен на д в е геоморфологические провинции; провинцию
ледникового рельефа времени московского оледенения и провинцию
ледникового рельефа времени валдайского оледенения.
Рельеф времени московского оледенения развит в юго-восточной
части территории в п редел ах К арбонового плато и Верхневолжской ни­
зины (рис. 28) и отличается сгл аж ен ностью форм за счет большой
длительности п осл ед ую щ и х склоновых, эрозионных, перигляциальных и
др уги х процессов. Д л я этой территории характерно почти полное отсут­
ствие озер, последние спущены пятящейся эрозией; их котловины обыч­
но заполнены осадк ам и или заторфованы . Оставшиеся озера занимают
обычно лишь небольш ую часть своих котловин. Речная сеть сильно раз­
ветвлена', основные реки имеют широкие долины, широко развиты до­
линные зандры.
Большая, зап адн ая, часть провинции включает Вельскую и Цнинскую возвышенности, Выш неволоцкую и Торж ковскую гряды, Свиные
;)ц Ильи Горы, имею щ ие абсолю ны е высоты 2 00— 300 м. З дес ь же на­
ходится и наивысшая абсолю тная отметка териртории листа — 347 м.
Д л я возвышенной части провинции характерен крупнохолмистый и хол­
мистогрядовый моренный рельеф с превышениями д о 20 — 30 м. Холмы
в плане округлые или овальные с ди ам етром от нескольких сотен ме­
тров д о 1— 2 км, вершины плоские, склоны длинные и пологие. Среди
беспорядочно разбр осан н ы х холмов протягиваются холмисто-грядовые
формы, фиксирующ ие п олож ение небольш их ледниковых языков. Наи­
бол ее четко вы раженные и протяженны е гряды отмечены к востоку от
Л п хо сл авл я и М ол одого Туда, а та к ж е в полосе м е ж д у Старицей и Ка­
лининым. Н. С. Чеботарева, Э. Е. Л е х т и други е [63] выделяют здесь
два ледниковых языка — Угранский и Москворецкий, разделенные Боровско-Выш неволоцкой л едо р а здел ьн ой зоной, к которой приурочен
Вы ш неволоцко-Н овоторж ский вал [25, 6 3 ] , протягивающийся в мери­
диональном направлении на расстояние свыше 100 км. Он представляет
собой одну или несколько цепей массивных гряд и холмов, относитель­
ной высотой до 70 м. Ширина вала 5— 15 км. В его строении большую
роль играют крупные ледниковые отторженцы дочетвертичных пород.
Значительны е площ ади провинции зан и м аю т моренные равнины,
расп олож ен н ы е здесь на абсолютных отметках 150— 250 м. Озерно-лед­
никовые аккумулятивные равнины приурочены к наиболее пониженным
участкам (район г. К алин и на).
Современные реки используют иногда ледниковые ложбины (Волга
от пос. Ельцы д о устья Итомли, М едведи ца в верхнем течении). Над­
пойменные террасы (до т р е х ), п рослеж и ваем ы е в дол и н а х большинства
крупных рек, датирую тся валдайским оледенением [2 5 ]. В пределах
возвышенностей они узк и е (несколько сотен м етров), а в низинах зна­
чительно расширяются. В ерхняя терраса в дол и н а х крупных рек до­
стигает высоты 20 — 25 м, а в д о л и н ах малых рек 10— 15 м. Д л я долин
таких крупных рек, как Волга, З а п а д н а я Д ви на, Тверца, характерно
расш ирение этой террасы вверх по течению, где она сливается с долин­
ными, а ещ е выше с водораздельны м и зан драм и . Н и ж н яя терраса раз­
вита в д о л и н ах всех рек, но сохранилась главным образом в излучи­
нах; ее высота от 6 — 8 д о 10— 15 м. Ш ироко и повсеместно развита
пойма с ее характерным микрорельефом — старицами и гривами. В пре­
д е л а х В ерхн евол ж ск ой низины пойма цокольная: под современным ал­
лювием выступает морена, что свидетельствует о невыработанности до­
лины Волги и ее верховьев [ 2 5 ] .
Р азвитие карста связано с распространением карбонатных подсти­
л а ю щ и х пород. Карст зд е с ь закрытый, он приурочен к придолинным
понижениям с небольшой мощностью четвертичных отложений. В окре148
КМ 25
0
I
25
I
I
H ill5- ШЖ
^ [Z Z > I1!'!'!!3u.
|
♦
|ie.
50
• • •
• •
[>>—1—
I
76
I-
100КМ
]а.
| э.
[ г _ т _ 4 о-
111111 К
| C ; ^ | i3. К ^ Г > | го р - — “j zi.
Рис. 28. Схем ати ч еск ая г еом ор ф о лог и ч еск а я карта.
/ —-холм исто-м оренны й ре льеф;
2 — моренные гряды; 3 — моренные равнины; 4 — о зе р но -л ед ни­
ковые равнины;
5 — звонцы;
6 — эандры; 7 — к ам о в ы й рельеф ;
8 — к ам о в ы е гряды; 9 — озы;
10 — озе рные и о зе р н о -а л л ю в и а л ьн ы е равнины; 11 — морские равнины;
12 — болотны е равнины;
13 — эоловы е
формы
рельеф а (дюны, гряды, бугристы е м ассивы ); 14 — речные дельты; 15
речные долины;
16 — ледниковы е отторж ен цы , в ы р а ж е н н ы е в рельеф е; 17 — Б а л т н й с к о - Л а д о ж ский уступ ( Г л н н т );
18 — К а рбо н ов ы й уступ; 19 — м е ж л о п а с т н а я де н у д а ц и о н н а я возвышенность
(И ж орская),; 20 — м еж л о п а ст н ы е л е д н и к о в о -а к к у м у л я т и в н ы е возвышенности: 1 — Ханья, 2 — Л а т ­
гал ьская, 3 — Л у ж с к а я , 4 — С удом с к ая , 5 — Б е ж аницкая; 21 — грани ца вал д айск о го оледенения.
З а к . 391
Ь > , \ ] 'г - f
3
стностях А ндреаполя, Н ел и дова, С ел и ж аро ва, Т орж ка, Старицы и в
других районах Калининской области встречены поноры, воронки, ис­
чезающие реки [2 5 ]. Так, в верховьях М е ж и известны крупные карсто­
вые провалы. Приток М е ж и р. Паникля исчезает в закарстованны х и з­
вестняках и течет под зем л ей на протяжении бо лее 3 км.
Рельеф времени валдайского оледенения на зап аде , северо-зап аде
и севере региона за н и м а ет п р е о б л а д а ю щ у ю часть территории, отличаясь
«свежестью» ледниковых форм, вследствие относительной молодости
рельефа, претерпевшего сравнительно слабы е изменения в п осл еледн и ­
ковое время. Н есомненно, что в о бразов ани и валдайского рельефа оп р е­
деленную роль играла экзарация, о чем свидетельствует крайняя н епол­
нота геологического р а зр еза (в п редела х проксимальных равнин развит
лишь один горизонт морены небольшой м ощ ности), наличие большого
количества ледниковых отторженцев, л ож би н ледникового выпахивания.
Однако основная рел ьеф ооб р а зую щ а я деятельность последнего ледника
связана с аккумуляцией. П ода вл я ю щ ую часть р а зр еза составляет м о­
рена, но ра зн о о б р а зи е форм рельефа связано главным о бр азом с во д н о ­
ледниковой аккумуляцией и инверсией рельефа.
С точки зрения преобладани я того или иного процесса рельефообразования и по отношению к краю последнего ледника провинция
п одразделяется на три зоны [24, 28, 83 ]: проксимальную (внутрен­
нюю ), главный конечно-моренный пояс и дистальную (внеш ню ю ).
Проксимальная зона за н и м а ет п р ео бл а даю щ ую часть территории.
Она ограничена с востока главным конечно-моренным поясом ( В а л д а й ­
ской возвыш енностью ). Р ел ь еф у этой зоны при всем его разн ообразии
свойственны общ и е черты: широкое развитие моренных и озе р н о -л е дн и ­
ковых равнин, возникших в х оде деграда ц и и валдайского ледника и по­
ступления значительных о бъем ов талых вод, подпертых плотиной глав­
ного конечно-моренного пояса; спорадическое распространение ак кум у­
лятивного холмистого и грядового ледникового и водно-ледникового
рельефа как в виде крупных изолированны х возвышенностей, так и не­
больших гряд и массивов. На эти общ и е для всей зоны закономерности
оказывали влияние местные условия и п р е ж д е всего характер поверх­
ности субстрата. В 'с в я зи с этим в п ределах проксимальной зоны вы де­
ляются три геоморфологические области со специфическим обликом как
современного [2 8 ], так и древнего рельефа: П редглинтовая, ВолховоЛ оватская и И ж о рск о -Б еж ан и ц к ая .
П ервая из них располагается в понижении доледниковой поверхно­
сти (Кембрийской низине). Н и зк ое гипсометрическое п ол ож ен и е кровли
субстрата и его интенсивная эрозионная расчлененность сп особствова­
ли консервации мощной толщи четвертичных, главным о бр азом водных
отложений. Современный рельеф отличается равнинностью и п редстав­
ляет собой комплекс абразионно-аккум улятивны х террас п оздн е-п осл е­
ледникового времени, наклоненных к Финскому зал и ву и Л а д о ж с к о м у
озеру, которые отделяются друг от др у га абразионными уступами, с о ­
п ровож даем ы ми сериями береговых валов.
В доль Финского залива протягивается аккумулятивная трасса Литоринового моря с абсолютными отметками поверхности от 5 до 25 м.
)стальная территория области занята озерно-ледниковой равниной,
среди которой встречаются небольш ие участки, слож ен н ы е мореной. П о ­
верхность ее ровная, террасированная. Лишь в п редел а х Л у ж с к о -Н а ю в ск ого пнижения и на Карельском перешейке имеются изолированные
эзвышенности Сойкинская, Семейская, К олтуш ская и Всеволож ская
относительной высотой д о 6 0 — 100 м. Возвышенности, представляющ ие
собой аккумулятивные образовани я, слож ены целиком четвертичными
отложениями и имеют крутые террасированные склоны. Н а и б о л е е вы­
сокие террасы (до 60 — 100 м) распространены спорадически вдоль глин149
та и на склонах указанны х возвышенностей и, видимо, сформировались
в разобщ енны х локальных водоем ах. Н и ж е л е ж а щ и е поверхности имеют
региональное распространение. Н а и б о л е е широко развита терраса с от­
метками тылового шва 25 — 28 м, уступы ее дости гаю т высоты 20 м
и более, а серии береговых валов высотой 2 — 3 м прослеживаются на
15— 20 км. Низина ограничена с юга глинтом. П оследний является уна­
следованной формой, в п редел ах Эстонии он «подновляется» за счет
современной абразии. Уступ характеризуется извилистыми очертаниями,
обусловленны ми расчленением ледниковыми лож би н ам и (Ропшинской,
К расносельской) и современными эрозионными формами, отчленяющи­
ми от него иногда эрозионны е останцы (гора Колокольня).
Вол ховск о-Л оватск ая область является самой крупной во всей про­
ксимальной зон е валдайского оледенения. М а ло расчлененная поверх­
ность доледникового субстрата способствовала равномерному отступа­
нию ледникового края, сохраняю щ его активное состояние, в связи с чем
ледниковые отлож ения большей частью не со зда вал и значительных хол­
мистых образовани й , а облегали дочетвертичную поверхность чехлом
донной морены небольшой мощности. Б л агодаря этому элементы древлнего рельефа часто выражены в современном рельефе и определяют
общий орографический план территории.
Современная поверхность в целом представляет собой равнину по­
лого наклоненную от периферии, где она имеет высоту 9 0 — 100 м, к
центру — Ильменской и Грузинской низинам, характеризую щ ихся мини­
мальными отметками (до 20 — 25 м ). Н есмотря на то, что рельеф ее
вырабатывался под воздействием позднеледниковы х бассейнов, отчет­
ливо вы раженные и хорош о п рослеж иваю щ иеся террасы наблюдаются
на ограниченных участках (например, на п р а во бер ж ье р. Ш елонь).
В генетическом отношении равнины п одразделя ю тся на абрадированные моренные и аккумулятивные озерно-ледниковые. В их распре­
делении обн ар уж и вает ся определенная закономерность. Центральные
и северные низменные районы (И льменская, Грузинская котловины,
П риволховское, Н и ж н еш елонск ое, Тихвинское и Притосненское пони­
ж ен и я) заняты аккумулятивными озерно-ледниковыми равнинами низ­
ких уровней (от 20 д о 4 0 — 50 м, р еж е д о 60 м ). Внутренние их части
имеют плоскую поверхность и сложены ленточными глинами, а более
высокие, периферические, слож ен н ы е песками, об л а д а ю т волнистым
рельефом. Н а и б о л е е пониженные участки Ильменской и Грузинской
котловин заняты современными озерными и озерно-аллювиальными рав­
нинами. На северо-зап адн ом п о б ер еж ь е оз. Ильмень наблюдается ред­
кая форма рельефа — дельта вреза. Наличие дельты в верховьях Вол­
хова, встречное направление течения ряда притоков при ничтожном
уклоне русла, а та к ж е случаи обратного его течения при заторах
льда, — все это говорит о том, что в недавнем прошлом Волхов тек в
обратную сторону.
О зерно-ледниковы е равнины окаймляются с за п а да на юг и восток
поясом абрадированны х моренных равнин, имеющих отметки от 50—
60 м до 9 0 — 100 м. Они имеют выравненную поверхность, на которой
местами н аблю даю тся скопления валунно-галечного материала («валун­
ные м о ст о в ы е » ), пятна озернс-ледниковы х песков, а на отдельных участ­
ках береговые валы и абразионны е уступы небольшой протяженности.
З д е с ь встречаются обш ирные водораздельн ы е болотные массивы, пло­
щ адь которых дости гает нескольких десятков тысяч гектаров. Морен­
ные равнины обычно подступ аю т к проксимальным склонам Валдай­
ской гряды, иногда ж е они отделены от нее участками аккумулятивных
озерно-ледниковы х равнин высоких (70— 100 м) уровней, протягиваю­
щихся в виде прерывистой полосы (Холмская, Приловатская низины).
Зд е с ь обычно встречаются абрази он н ы е террасы, береговые валы, дель­
ты. В с е эти образов ани я фиксируют последовательные стадии сокра­
150
щения приледниковых озер, располагавш ихся на уровнях 110— 100,
85 — 80, 7 5— 72, 7 0 — 67 м. У поднож ья проксимальных склонов возвы ­
шенностей располож ены озерно-аллю виальны е равнины, образованн ы е
в резултьате зам едл ени я скорости течения и интенсивной аккумуляции
материала русла крупных рек М ета, П олометь, Л овать при выходе на
равнину.
Краевые образов ани я в п р еде л а х Волховск о-Л оватск ой области з а ­
нимают незначительную площ адь и представлены главным образом л и ­
нейными формами: моренными грядам и и маргинальными озами, имею ­
щими обычно размытый, выположенный облик. К югу и ю го-зап а ду от
оз. Ильмень, в бассей н ах рек Л овать, Полисть, Порусья, П си ж и р а з ­
виты многочисленные цепочки гряд высотой не бол ее 3— 5 м, ориенти­
рованные главным об р а зо м по дуге, идущей с севера на ю го-запад или
радиально от оз. Ильмень. С евернее г. Великие Луки наблю даю тся р а ­
диальные (меридиональные) моренные гряды длиной 5 — 8 км, хорошо
выделяющиеся на ф оне болот, несмотря на свою м алую высоту (до
5 м ). Б о л ее крупные гряды (высотой до 10— 15 м, шириной 1— 2 км и
протяженностью 5— (5 км) расположены вдоль р. Волхов. Часть из них
перекрыта ленточными глинами. В верхнем течении р. Л у га и на м е ж ­
дуречье Л уги и М шаги в северо-восточном направлении протягивается
полоса размытого и вы полож енного холм исто-грядового ориентирован­
ного моренного рельефа с относительными превышениями порядка 10—
15 м, фиксирующ его м аксимальное распространение льдов в луж ск ую
стадию оледенения. З а п а д н е е эта краевая зона смыкается с обширными
камовыми массивами, окаймляю щ ими с северо-востока Л у ж с к у ю (Стругокрасненскую) возвышенность. Н а востоке области в среднем течении
рек П аш а и Тихвинка к л уж ск ой краевой зон е относится полоса по­
лого-холмистого моренного рельефа и камовые возвышенности, вытя­
нутые в северо-восточном направлении.
В нижнем течении рек Мга и Тосна располагается группы м орен ­
ных и флювиогляциальных гряд (Р о м болов ская , Ш ап к и -К и рси н ск ая),
имею щ их ф орм у дуг, обращ енны х выпуклой стороной к югу и востоку.
Н а и б о л ее значительным является Шапки-Кирсинский м ежлопастной камовый массив, представленный двум я грядами высотой 4 0 — 50 м, шири­
ной от 1— 2 д о 8 км и общ ей протяженностью около 60 км. Поверхность
гряд, располагаю щ аяся на абсолютных отметках 50 — 90 м, харак тери ­
зуется сложным холмистым рельефом.
И ж о р ск о-Б еж ан и ц к а я область сущ ественно отличается от осталь­
ных областей проксимальной зоны сложны м и разн ообразны м сочета­
нием холмистого и равнинного рельефа (см. рис. 2 8 ). Ее св оеобрази е
п р е ж д е всего связано с наличием широкой полосы изолированных х о л ­
мистых возвышенностей м еж лоп астн ого (л едо р а здел ьн ого ) типа, на
150— 200 м поднимающ ихся над о к руж аю щ и м и их равнинами. А б с о л ю т ­
ные высоты в п редел ах этих возвышенностей достигаю т значений в
170— 338 м.
Р ельеф поверхности дочетвертичных отлож ений этой области та к ж е
отличается большой контрастностью. Так, на ф оне равнин, имеющих а б ­
солютные отметки 2 5— 75 м, выделяются возвышенные участки с высо­
тами до 150— 160 м, являющиеся цоколями упомянутых возвышенностей.
Р асп р едел ен и е мощностей четвертичного покрова на И ж о р с к о -Б е ж а ницкон области является крайне неравномерным: наибольш ие приуро­
чены к ледораздельн ы м аккумулятивным возвышенностям и древним
долинам (80— 220 м ), на равнинах ж е являются обычными для всей
проксимальной зоны (10— 15 м); на И ж орском плато — минимальные
(до 2 — 5 м ). Изолированны е островные возвышенности группируются
в две меридиональные цепи- восточную (И ж о р ск а я , Л у ж с к а я или Стругокрасненская, С удом ская, Б еж ан и ц кая ) и зап ад н у ю (П андивера *, Ка151
р у л а * , О т е п я * , Ханья, Л а т га л ь с к а я ), м е ж д у которыми располагаются
Ч удско-В еликорецкая гляциодепрессия. На юге последняя замыкается
С ебеж ск о й дугой краевых ледниковых образовани й , соединяющей Беж ани ц кую и Л атгал ьск ую возвышенности. Возвышенности Ижорская,
Пан дивере, Ханья и отчасти Л у ж с к а я с севера ограничены уступами ор­
довикской и девонской куэст.
Северные возвышенности обеи х цепей (И ж о р ск ая и Пандивере) яв­
ляются денудационны м и. И ж о р с к а я возвышенность представляет собой
плато, поверхность которого плавно сниж ается от центра к периферии.
А бсолю тны е высоты составляют 125— 150 м, максимальные достигают
160— 168 м. З д е с ь развита первичная (не абради рован н ая) моренная
равнина, на ней имеются участки холм исто-моренного рельефа, отдель­
ные моренные гряды, а та к ж е крупные морены н а п о р а — Дудергофские
высоты. Развиты карстовые формы рельефа.
В се остальные возвышенности представляют собой изометрические
или слегка вытянутые массивы холмистого рельефа, возникшего на сты­
ке ледниковых языков б л агода р я избыточной локальной аккумуляции
внутриледНйкового материала приподнятой на поврехности дочетвертич;jHых пород. В п ределах этих образовани й обычно набл ю дается опреде­
ленная зональность рельефа, обусловленная последовательным измене­
нием гляциодинамических условий [5 7 ]. Зд е с ь имеется сложный ком­
плекс ледникового и водно-ледникового рельефа. К максимальным от­
меткам приурочены озерно-ледниковы е плато, слож енны е глинами, по­
лучившие название звонцев. П ом им о элементарны х звонцев, распола­
гающихся обычно группами встречаются более слож н ы е образования,
зан и м аю щ и е площ адь д о 20 км2 и более. Они представляют собой ком­
плексы соединенных м е ж д у собой систем плато различных уровней,
ок р у ж аю щ и х или причлененных к высоким моренным холмам, реже
камам и озам. К звонцевым комплексам относятся и расположенные
м е ж д у плато глубокие, часто занятые о зерам и или заболоченны е кот­
ловины. Склоны звонцев, имеющ ие высоту от 15 д о 60 м, нередко тер­
расированы и расчленены оврагами. Больш е всего звонцев находится
в восточной части Б еж аницкой и на Латгальской возвышенностях.
Пом им о звонцев на максимальных абсолютных отметках встреча­
ются и шишаки — изолированные одиночные куполообразные флювиокамы. Н а и б о л е е широко развит холмисто-моренный и камовый рельеф,
отличающийся значительным разн ооб р а зи ем . Линейные формы значи­
тельной протяженности не характерны. Они чаще встречаются в преде­
л ах краевых зон, соединяю щ их Б еж ан и ц кую возвышенность с Лат­
гальской (С еб е ж с к ая д у г а ) и В ал дайской (Ловатская д у г а ) . Зде с ь опи­
саны протяженны е извилистые гряды камов, ориентировка которых
близка к меридиональной. О собого внимания за с л у ж и в а е т так называе­
мый Шкяунский вал, расположенный в районе Освейского озера. Он
п редставляет собой п лоскозерш инную гряду высотой 3 0— 40 м при ши­
рине 1,5— 2 км, протягивающ уюся в северо-восточном направлении на
16 км. Вал сл о ж ен 50-метровой толщ ей ленточных глин и, видимо, воз­
ник в результате заполнения трещины в теле ледника.
В п ределах И ж о р ск о-Б еж ан и ц к ой области такж е, как в прокси­
мальной зон е в целом широким развитием пользуются аккумулятивные
озерно-ледниковы е и абрадированны е моренные равнины с участками
холмистого рельефа и грядами. И х абсолютные отметки снижаются от
склонов возвышенностей к котловине Псковско-Чудского озера от 110—
90 до 4 0 — 30 м. А бради рован н ы е моренные равнины развиты, главным
об разом , на севере территории; значительно шире распространены пес­
чаные аккумулятивные равнины. А бразионны е уступы наблюдаются
главным об р а зо м вблизи возвышенностей и на склонах холмистого
* Р а сп о л о ж е н ы за п р ед е л а м и р а ссм а т р и в а е м о й тер р и тор и и .
152
рельефа, их высота дости гает 10— 15 м, а крутизна составляет 15— 20°.
В бассейн е р. Великой и на восточном берегу Ч удского озера широко
развиты береговые валы, которые фиксируют следую щ и е уровни акку­
муляции: 90, 8 5— 80, 75— 70, 60, 57 — 55, 4 2 — 40, 38 — 35 м. Н аи более
детально изучена поздне- и послеледниковая история зам кнутого Псков­
ско-Чудского бассейна, причем многими авторами отмечается перекос
береговых образований, связанный с гляциоизостатическим поднятием
его северного берега [26, 28, 3 5 ] . В близи п обереж ья имеются участки
эолового рельефа (дюны и бугристые пески).
Холмистые образов ани я, представленные главным о б р а зо м лимнокамами свеж его облика, развиты повсеместно. Они отсутствуют лишь
в п ределах самого низкого уровня. Так, на восточном берегу Псковского
озера на абсолютных отметках 3 8— 45 м развит контрастный х олм исто­
грядовой рельеф с бессточными впадинами глубиной д о 15— 20 м и
склонами крутизной до 25 — 30°. Н а и б о л е е значительные площади камы
зан и м аю т вблизи возвышенностей и м е ж д у ними. И ногда они слагают
линейные полосы, протягивающиеся на значительные расстояния. Среди
них выделяется своим контрастным рельефом гряда Липовые горы,
протягивающаяся В'ш и ротн ом направлении от г. Л уга д о пос. Ляды
на расстояние около 50 км [2 8 ]. Она имеет относительную высоту до
70 м при ширине 2 —3 км. П ом им о камов в различных частях области
встречаются массивы холм исто-моренного типа.
Среди линейных форм п реоб л ада ю т озы, о собенн о широко р азв и ­
тые в бассейн е нижнего и среднего течения р. Великая. Они имеют
близм еридиальную , р е ж е северо-восточную ориентировку, извилисты в
плане. Д л и н а гряд.и зм ен яется от 2— 3 д о 10 км, высота 5— 20 м, склоны
д о 25°. Н а и б о л ее крупным является оз, северная оконечность которого
находится около г. Остров. Его общ ая протяженность составляет около
60 км, высота гряды 2 5 —30 м, ширина 0 ,2 5— 1 км. У дер. Д ем еш к и но
она увеличивается д о 3 км за счет причлинения массива камов. П ов ер х ­
ность оза неровная, осло ж н ен а многочисленными вытянутыми вдоль его
оси термо-карстовыми котловинами различного разм ера, местами рас­
членяющими единую гряду на ряд гребней. В ряде этих котловин с о ­
хранились реликтовые озера, часть их заторф ов ана. Причем Д . Б. М а ­
лаховским и другими (1983 г.) установлено, что торфонакопление про­
исходило в течение всего голоцена.
М оренны е гряды встречаются реж е. В центральной части Великорецкой низины п рослеж ивается серия гряд меридиональной и северо-во­
сточной ориентировки. Гряды сильно размыты, имеют высоту не более
8— 10 м, их длина достигает 15 км. Б о л ее крупные массивные гряды,
высотой д о 4 0 — 50 м и длиной д о 10 км, н аблю даю тся к югу от Л у ж ской возвышенности, восточнее возвышенности Ханья, на м еж дуречье
Иссы и Великой.
Главный конечно-моренный пояс на данной территории представ­
лен Валдайской возвышенностью, зан и м аю щ ей ее восточную часть. Она
составляет основную зону краевых ледниковы х образований последнего
оледенения и состоит из ряда холмистых возвышенностей и гряд, не
имеющих четких орографических границ: Осташковской, Торопецкой,
Тихвинской; Ревенецких и Воробьевы х гор; Ш ереховичских высот.
К В алдайской возвышенности приурочен главный в одо р а здел Русской
равнины, разделяю щ ий бассейны Балтийского и Каспийского морей.
На возвышенности п р ео бл а даю т высоты свыше 150— 200 м, которые
в отдельных пунктах достигаю т 300 м и более. Она представляет собой
наиболее мощ ную и вы держ ан н ую полосу холмистого ледникового
рельефа, состоящ ую из краевых образовани й вепсской и крестецкой
стадий, сближ енны х м е ж д у собой.
Валдай ская возвышенность отдел ен а от равнин проксимальной
зоны пологим скатом. Основные черты современного рельефа возвышен153
ности и ее склона являются унаследованны ми, однако наблюдаемый
рельеф отличается мелкой пересеченностью за счет неравномерной лед­
никовой аккумуляции. С троение четвертичного покрова в зоне краевых
образований характеризуется большой сложностью , частой сменой ге­
нетических типов и литологического состава, изменчивостью мощностей
слоев. О бщ ая мощность четвертичной толщи составляет здесь 40—60 м,
д о х о д я нередко д о 100 м. П р е о б л а д а е т морена, с о дер ж а щ а я линзы пе­
сков различной зернистости, р е ж е встречаются алевриты и глины. Довалдайские отлож ения обн аруж ен ы бурением, как правило в древних
долинах.
Зона краевых ледниковых образований представляет собой интен­
сивно пересеченный холмисто-озерный л ан дш аф т (так называемый
Озерный край). Н аибольш ие площ ади заняты холмисто-моренным рель­
ефом, п р еоб л ада ет крупнохолмистый и холмисто-грядовый. Диаметр
холмов изменяется от 200 до 1 км, относительная высота составляет
15— 30 м, ф орм а холмов часто неправильная, крутизна склонов 10—20е.
М оренные гряды обычно разбросаны среди холмов и не имеют опреде­
ленной ориентировки. М еж хо л м н ы е понижения заболочены или заняты
озерам и р а зн ообразной формы и разм ера, р е ж е (вблизи уступа) освое■> ны речной сетью, подчеркивающей контрастность рельефа. Доминирую­
щие высоты часто занимаю т звонцы, обычно мелкие и разнообразные
по форме. Р а й онам и наибольш его их распространения являются Шереховичские высоты (район деревень В нуто и З в о н е ц ), а та к ж е участок
вблизи ж ел езн о й дороги м е ж д у станциями 'Гербино и Угловка. Озы
характеризую тся разн оо бра зн ой ориентировкой и встречаются в виде
отдельных гряд длиной д о 10— 12 км. В районе озер Городно и Видпмир они об р а зу ю т грядовый рельеф. Участки камов распространены по
всей территории, особенн о широко в районе г. В ал дай и станции Окуловка, а т а к ж е на в о д о р а з д е л е Ловати и Куньи. Встречаются также
озерно-ледниковы е равнины (последние наибольш ую площ адь занимают
в Мстинской вп а ди н е ), участки камов и моренных равнин.
Н а и б о л е е крупные ледниковые лож б и н ы развиты на проксималь­
ном склоне возвышенности. Они имеют северо -за п а дн ую ориентировку
и возникли в результате преобразован и я тех участков древних долин,
которые были направлены против дви ж ен и я ледника. Н ижняя часть их
была зап олнена осадками, а верхняя спрямлена и расширена. Такие
тр огообразны е лож бины обычно используются современными реками —
Р етеш ей, Тихвинкой, В о л о ж б о й , Метой, Полометью , Явонью. В районе
поселков Л ю бы тино и Ш ереховичи имеется разветвленная система та­
ких л ож б и н , н аибол ее крупная из которых имеет ширину до 2 — 2,5 км
при глубине д о 80— 90 м.
На Валдай ской возвышенности и особенно вблизи уступа широко
распространены проявления карста, представленные воронками от 5 до
2 0 — 30 м в ди ам етре, глубиной от 2 — 3 д о 8 м. Р е ж е встречаются кар­
стово-эрозионные лож бины , суходолы с уходящ и м и под зем л ю реками
(П онеретка, Р агуш а, Суглица, К у й с а р а ). К числу карстовых озер, зна­
чительно изменяющ их свой уровень, относятся Боровно, Городно, Ямное, Пирос, Ш ерегодра.
Д и стальн ая (внешняя) зона валдайского оледенения в пределы опи­
сываемой территории за х о д и т лишь частично. Она представлена преры­
вистой полосой за н дров, примыкающей к основной краевой зоне. Гра­
ница зан дрового и моренного рельеф а является весьма неровной и не­
редко нечеткой. Н аличие за н дро в о бусл овлен о общ им наклоном под­
стилаю щ его рельеф а от основной зоны краевых образований. Мощность
четвертичных отлож ен ий здесь уменьш ается д о 20 — 30 м.
А бсолю тны е отметки рельеф а сниж аю тся в восточном направлении
от 180 до 120 м. Поверхность зан дров волнистая, более контрастная
вблизи контакта с краевыми образовани ям и . М естам и зандры превеяны.
154
К р о м е зан дров во внешней зон е встречаются отдельные конечно-морен­
ные гряды и участки холм исто-моренного рельефа, образованны е во
время едровской и бол огозск ой стадий оледенения. Н а и бо л ее значи­
тельны они в районе поселков Удомля и П естово (Л есн ая Г р яда), а
та к ж е на п р ав о бер еж ь е З а п а дн о й Двины (Торопецкие гряды), где вер­
шины холмов достигаю т абсолютных отметок 200 м и более. Часто
острова холмисто-моренного рельефа «тонуз» среди зандров. Рельеф х а ­
рактеризуется сглаженны ми, плавными очертаниями, что объясняется
последую щ им размывом водами, стекавшими с края ледника вепсовской
стадии. Значительные площ ади на севере заняты волнистыми моренны­
ми равнинами. На востоке региона в М олого-Ш екснинской (западная
ок раина) и С редн ем олож ской низинах зандры постепенно п ереходят в
озерно-ледниковы е равнины, которые в н аиболее пониженных участках
м еж дуреч ий Мологи, Ч агодощ и и К о б ож и , в свою очередь, сменяются
одн ообразн ы м и песчаными озерно-аллю виальны ми равнинами полесско­
го типа.
В п ределах дистальной зоны встречаются флювиогляциальные л о ж ­
бины, отличающиеся от ледниковых л о ж б и н большей протяженностью,
извилистостью, меньшей глубиной и шириной. Ш ирокое развитие п ол у­
чили крупные водораздел ьн ы е торфяники. Р азви т карст. Д л я области
характерны крупные озера неправильных очертаний (озера Меглино,
Вели кое).
Речные долины области распространения последнего оледенения
молоды и не разработаны . Сжазанное относится и к дол и не наиболее
крупной реки Волхов, который преставляет собой протоку м е ж д у И л ь ­
менским и Л а д о ж с к и м озерам и. Д оли ны таких значительных рек, как
М ета, Ловать, Великая, Л уга, П лю сса, пересекаю т несколько геом ор­
ф ологических районов и часто состоят из разновозрастны х участков,
характеризую щ ихся различной морфологией. З а л о ж е н и е речной сети
о п редел ялось общим уклоном поверхности к северу и северо-западу,
который значительно увеличился во время д егр ада ц и и валдайского о л е ­
денения за счет возникновения главного конечно-моренного пояса. П е р ­
воначально этот уклон был использован талыми водами, вы работав­
шими лож бины стока, к которым нередко приурочены участки совре­
менных рек. Ф ормирование долин и высоких террас было связано с
историей развития приледниковых водоемов. Так, комплексы высоких
(второй, третьей) надпойменны х террас в крупных речных дол и н а х х о ­
рошо увязываются м е ж д у собой, что объясняется сущ ествованием е д и ­
ного озера, занимавш его Псковско-Чудскую , Ш елонскую и Ильменскую
депрессии. Н а бо р и высота бол ее низких террас является индивидуаль­
ным, что связано с распадением единого в одоем а на ряд бо лее мелких,
имевших различные уровни. О бр а зо в а н и е первой надпойменной т е р р а ­
сы и поймы регулировалось колебанием уровней Балтики и реликтовых
озер — Л а д о ж с к о г о , И льменского и Псковско-Чудского.
Исчезновение такого мощного рел ьеф ооб р а зу ю щ его фактора, каким
являлся ледник и его талые воды, сдел ал о бол ее заметным влияние
геологического строения на рельеф. С казан ное относится в первую оче­
редь к гидрографической сети, развитой в п р едел ах равнин с малой
мощностью четвертичных отлож ений. В различных частях территории
рисунок гидрографической сети в о бщ и х чертах совп адает с простира­
нием тех или иных горизонтов дочетвертичных пород, наличием пер­
пендикулярных систем трешин или разлом ов в кристаллическом ф у н д а ­
менте (бассейн среднего течения рек Л у га и П л ю с с а ). О бщ ая протя­
женность систем прямолинейных участков рек и долин достигает ино­
гда сотен километров (В ол х ов — П е р е х о д а — Северка — Ш елонь — У д а ) .
Н овейш ие (в том числе и изостатические) дви ж ен и я сказались на х а ­
рактере береговой линии Великих европейских озер. Так, северное п о­
бе р е ж ь е Ильменя и южный берег Псковского озера имеют трансгрес­
155
сивный облик [26, 28, 3 5 ] , что п одтверж да ется и геологическими дан­
ными (дно Псковского озера с л о ж е н о наземным торфом суббореального
в о з р а с т а ). Ш ироко известны следы л адо ж ск о й трансгрессии [28, 48],
развитой на севере района.
Современный рельеф представляет собой результат длительной гео­
логической истории, в течение которой могут быть выделены следующие
этапы рельеф ообразования: м езозойско-раннекайнозойский (возникно­
вение структурно-денудационного куэстового рельеф а); среднеплиоце­
новый (о бр азо в ан и е глубоких и узких «древних» долин, связанных с
быстрым падением б ази са э р о з и и ) ; плейстоценовый (ледниковая экза­
рация в раннем и среднем плейстоцене и ледниковая аккумуляция во
время московского и валдайского оледенений; этот этап был наиболее
результативен и фактически привел к обр азо в ан и ю н аблю даем ого рель­
е ф а ) ; голоценовый (э рози он ное освоение территории, образов ани е торфя­
ников, морских и озерны х террас, склоновые и эоловые процессы, воз­
никновение карстовых форм р ел ьеф а).
ГИДРОГЕОЛОГИЯ
Р ассм атри ваем ая территория входит в состав северо-западной ч а ­
сти С реднерусского артезианского бассейна. Согласно принципам струк­
турно-гидрогеологического районирования И. К. З ай ц ев а и Н. И. Толстихина [38] границы этого бассейна определены Б. Н. Архангельским
и примерно совп адаю т с границами М осковской синеклизы [6 ].
С реднерусский артезианский бассейн делится на два артезианских
бассейна второго порядка [4 5 ], совп а даю щ и е с гидрографическими б а с ­
сейнами: Ленинградский — на ю ж н ом склоне Балтийского щита со сто­
ком в Балтийское море и Московский — со стоком в гидрографическую
сеть Верхней Волги. Граница их во д о р а зд е л а проводится по Вепсовской
и Валдайской возвышенностям. В одосбо р н ы е площ ади подзем ного и п о­
верхностного стока практически совпадают.
Территория в целом изучена достаточн о хорош о, но неравномерно;
она почти на две трети покрыта геолого-гидрогеологической съемкой
м асш таба 1 :2 0 0 ООО, проведенной в 1957— 1982 гг., на остальной части
территории геологической съемкой м а сш таба 1 :2 0 0 ООО. К роме того, во­
круг Л ен ин града и други х крупных промышленных городов и сельско­
хозяйственных объектов в эти ж е годы были проведены комплексные
инженерно-геологические
и гидрогеологические
съемки
м асш таба
1 :5 0 ООО и крупнее для целей строительства и мелиорации земель, с о ­
провож давш иеся составлением карт общ его и специального н азн аче­
ния. На отдельных участках проведены детальны е работы по разведке
подземных питьевых и минеральных лечебны х вод. В 1983 г. Г о суда р ст­
венной комиссией по зап асам С С С Р (Г К З С С С Р ) утверждены регио­
нальные эксплуатационны е запасы п одзем ны х вод Л енинградского ар­
тезианского бассейна (В. В. Селадьина, Л . И. Г охберг и др., 1982 г.).
Д л я Прибалтийского и М осковского артезианских бассейнов эти з а п а ­
сы утверждены Г К З С С С Р в 1978 г. (В. И. И одк ази с, А. П. Зузяви чус
и др., 1977 г.; В. С. Плотников, 1977 г.).
Систематическое изучение реж и м а подзем ны х вод в регионе о с у ­
ществляется гидрорежимны ми партиями ПГО «С евзапгеология» и
«Центргеология», а та к ж е Управлений геологии Эстонской и Л а т в и й ­
ской СС Р. Р асп р еделен и е наблю дательны х точек по площ ади н еравно­
мерное: наибольш ая их плотность на И ж о р с к о м плато, в зон е Б алти й ­
ск о -Л а дож ск ого уступа, в сланцевом горно-промышленном районе С е ­
веро-Восточной Эстонии и Лен ин градск ой области и в районе г. К а л и ­
нин. Н абл ю дательн ы е скважины имеются на дей ствую щ их водозаб ор ах ,
в зо н е их влияния, и на участках с естественным, ненарушенным экс­
плуатацией, реж им ом подзем ны х вод.
Значительная часть территории представляет собой зал есен н у ю и
заболоченную волнистую равнину с характерным моренным л а н д ш а ф ­
том, с абсолютными высотами поверхности д о 350 м, чаще 50 — 100 м.
З ап адн ая и с е веро-зап адн ая части территории заняты Прибалтийской
низменностью, восточная — В а лдай ской возвышенностью с м аксим аль­
157
ными для данной территории высотами. К ром е этих основных орогра­
фических элементов на описываемой территории р асп олож ен ряд более
мелких гряд среди равнинного пространства : Латгальская, Хаанья,
С удом ская, Б еж ан и ц кая возвышенности. П ониж ения в рельефе заняты
Финским заливом, Л а д о ж ск и м озером , с л уж ащ и м и базисом эрозии се­
верной, зап адн ой и центральной частей территории. Базисом эрозии
юго-восточной части территории является глубоко врезанная долина
р. Волги. Значительными понижениями на территории так ж е являются
Пр иильменская низина с оз. Ильмень (абсолю тная отметка 17 м) и
Псковско-Чудская низменность с одноименными озерам и (абсолютная
отметка 30 м ). Некоторы е реки имеют погребенные древние долины,
являющиеся крупными коллекторами подзем ны х вод. В области неглу­
бокого залегания карбонатных пород на Ордовикском и Карбоновом
плато широко развит карст. Средняя заболоченность территории 10%.
К лимат умеренно-континентальный с чертами морского в западной ча­
сти. Вся территория входит в зон у избыточного увлаж нения, что при
положительны х среднегодовы х те м п ературах воздух а (3,7— 4,7 °С) со­
з д а е т благоприятные условия для п родолж ительного инфильтрационного питания подзем ны х вод. Средний модуль естественных ресурсов
.(Подземных вод зоны активного водо об м ен а составляет 1— 3 (л/с) км2.
Геологическая история Московской синеклизы и ее современное
строение оп ределяю т основные особенности сущ ествую щ их зд е с ь гидро­
геологических условий. В осадочном чехле дочетвертичных образований
выделяются два структурно-гидрогеологических яруса: нижний, вклю­
чающий рифейский и вендский водоносные комплексы с порово-трещинно-пластовыми водами, и верхний, представленный чередованием терригенных и карбонатных водоносных комплексов от нижнекембрийского
д о мелового с разными типами скоплений вод — порово-пластовыми,
трещинно-пластовыми и карстовыми. Гидрогеологические ярусы разде­
лены региональным водоупором , представленным мощной толщей глин
котлинского горизонта. Н иж ний ярус гидравлически связан с трещин­
но-жильными водами кристаллических пород ф ундам ента. Оба гидро­
геологических яруса имеют связь с поверхностью артезианского бас­
сейна бл агодаря моноклинальному зал еган ию пород. Современная по­
верхность ф ундам ен та о с л ож н ен а двум я глубокими прогибами — Ор­
шанским и Крестецким, выполненными наиболее древними осадочными
и эф ф узивно-осадочны м и образов ани ям и рифея.
В соответствии с геологическим строением и гидродинамическими
условиями территории в гидрологическом р азр езе в стратиграфической
последовательности снизу вверх выделены 23 водоносных горизонта и
комплекса, которые характеризую тся скоплениями подземны х вод оди­
накового типа, и р а здел я ю щ и е их водоупорные горизонты:
архейско-нижнепротерозойский водоносный комплекс с трещинно­
жильными водами в изверж енны х и м етаморфических п о родах (AR—
PRi ) ;
рифейский водоносный комплекс с трещинно-пластовыми водами в
терригенных и вулканогенных п ор ода х ( R) ;
вендский водоносный комплекс с порово-трещинно-пластовыми во­
дам и в песчаниках и конглом ератах с прослоями глинистых и вулканомиктовых пород (V i, V 2rd, V 2k i ) \
котлинский водоупор, представленный толщей глин, V 2kt\
нижнекембрийский (ломоносовский) водоносный горизонт с поровотрещинно-пластовыми водам и в песках и песчаниках ( 6 \1т)\
сиверский (лонтоваский) водоупор, представленный толщей глин
(е,дп);
кембро-ордовикский водоносный горизонт
с порово-трещиннопластовыми водам и в песках и песчаниках (G ilk + ts, 6 2+з. Oip k ) \
158
ордовикско-силурийский водоносный комплекс с трещинно-карсто­
во-пластовыми водам и в карбонатных о тл ож ен и я х ( О ь 0 2, О, Si ) ;
ниж не-среднедевонский водоносный горизонт с порово-пластовымн
водами в песчаных п ородах ( D rfl, D 2rz, D 2p r ) \
наровский водоносный горизонт с трещинно-пластовыми водами в
до лом итах и других карбонатных п о р о дах (D 2nr);
старооскольско-швентойский водоносный комплекс с порово-трещинно-пластовыми водами в песках и песчаниках ( D 2ar, D 2br, D 3s u ) ;
саргаевско-даугавский водоносный комплекс с трещ инно-пластовы ­
ми водами в известняках и до л о м и т а х (D 2sr, D 3d g ) ;
снежско-данковский водоносный комплекс с трещинно-пластовыми
и порово-пластовыми водам и в карбонатных, чередую щ ихся с терригенными, п ородах ( D 3s i , D 3pr, D 3sl, D 3tv, D 3z d , D 3el, D 3lb, D 3d n ) \
лихвинско-михайловский водоносный комплекс с трещ инно-пласто­
выми и порово-пластовыми водами в карбонатных, чередую щ ихся с терригенными, породах ( С \1п, С \bb, C\tl, C ial, С]m h ) \
веневско-протвинский водоносный комплекс с трещинно- и карсто­
во-пластовыми водам и в известняках и до л о м и т а х ( C ivn, C \ t r , C ist,
Cip r ) \
верейский водоупор, представленный толщей глин (С 2vr) ;
каширско-мячковский водоносный комплекс с трещ инно-карстово­
пластовыми водам и в известняках и до л о м и т а х (С2ks, C 2pd, C2m c);
касимовский водоносный горизонт с трещ инно-карстово-пластовыми
водами в до л ом и т а х и других карбонатных п ор ода х (С 3kr, С3hm, С3d r ) \
клязьминский водоносный горизонт с трещ инно-карстово-пластовы ­
ми водами в дол о м и т ах и други х карбонатных п о р о дах (С 3kl);
горизонт спорадического обводнения в песчано-глинистой толщ е
ниж нетатарского яруса верхней перми ( P 2/ i ) ;
горизонт спорадического обводнения в песчано-глинистых о т л о ж е ­
ниях средней-верхней юры (J2~3b t — k, i 3k, J3o);
ниж немеловой водоносный горизонт с порово-пластовыми водами
в песчаных п ородах (K i^);
водоносный комплекс порово-пластовых вод в песчано-глинистых
отл ож ен и я х четвертичного возраста.
ПОДЗЕМ НЫ Е ВОДЫ ДО ЧЕТВЕРТИ ЧНЫ Х ОТЛО Ж ЕНИЙ
Архейско-нижнепротерозойский водоносный ком­
п л е к с (A R — P R i) . Водон осность кристаллического ф ундам ен та на р а с ­
сматриваемой территории почти не изучена. П о дзем н ы е воды приуроче­
ны к трещ инам в кристаллических п ородах и к их выветрелой верхней
части, развитой локально. Трещ иноватость пород неравномерная. Р а з ­
личаются трещины выветривания, о б р а зу ю щ и е кору выветривания, и
тектонические, характер которых зависит от тектонической активности
региона в целом, ведущ ей к обр азо в ан и ю разрывных нарушений. Мощ'ность коры выветривания изменяется от 1— 2 м до нескольких десятков
метров. В одовм ещ аю щ и е породы представлены гнейсами, гранитами,
мигматитами и кристаллическими сланцами, р е ж е габ бро и габбро-норитами. Скопления п одзем ны х вод трещинного и трещ инно-жильного
типа ввиду отсутствия р аздел я ю щ его водоупора об р а зу ю т единый во­
доносный комплекс с вендским и рифейским водоносными комплексами.
К тектоническим зонам приурочена повышенная трещиноватость, в е д у ­
щая к накоплению трещ инно-жильных вод в п ородах ф ундам ента.
В целом породы классифицируются как локально обводненные. В одообильность низкая, удельный деби т скважин измеряется тысячными д о ­
лями литра в секунду. Трещинные воды напорные, статистический у р о ­
159
вень при неглубоком залегании ф ундам ен та располагается близко к по­
верхности, в п ониж ениях рельефа н абл ю дается самоизлив — в Северной
Эстонии уровень воды в ск важ и н ах устанавливается на метр выше
поверхности земли. Химический состав и степень минерализации под­
земных вод близки к соответствующ им характеристикам вышележащих
водоносных комплексов осадочной толщи. В зон е неглубокого залегания
воды хлоридные натриевые с м инерализацией 1— 3 г/кг (Северо-Восточ­
ная Э стон и я). В юго-восточном направлении с погружением фундамен­
та растет величина напора и степень минерализации трещинно-жиль­
ных вод.. В г. Гатчина в скваж ине уровень воды установился на абсо­
лютной отметке + 9 0 м при глубине залегания пород фундамента
— 428 м; воды хлоридные натриевые с минерализацией 11,5 г/кг.
В скв. Пыльва опробованы трещинные воды гнейсов, вскрытые в ин­
тервале 550— 610 м. Статический уровень — 58,4 (абсолю тная отмет­
ка) , деби т — 0,05 л/с при понижении уровня воды на 48,5 м; минера­
лизация хлоридных натриевых в о д — 15,6 г/кг. В г. Старая Русса на­
блю дал ось фонтанирование с глубины 964 м с деби том 0,7 л/с; минера­
лизация вскрытых рассолов — 69,7 г/кг. В Бологоевской скважине опро­
бованы совместно воды кристаллических пород и песчаников рифея в
интервале 2 7 9 9 — 2851 м, здесь минерализация рассолов достигла
189,3 г/кг, с о д е р ж а н и е бром а 175 мг/кг и йода — 1,4 мг/кг. Рассолы на
этой глубине становятся хлоридными натриево-кальциевыми, выражае­
мые ф ормулой химического состава:
Вг 175 1 1 .4 М „ м
c , 52(NT / " ) 4.M g7 Т 41 P H W -
Т е м пература трещинных вод в м естах неглубокого залегания фунда­
мента 15— 20 °С, с глубиной она растет и достигает 30 °С в городах
Старая Р усса и М аксатиха, 4 1 — в Б ологое и 60 °С — в г. Валдай. На
карте подзем ны х вод да н а граница гидротермических поясов с макси­
мальной температурой п одзем ны х вод по поверхности кристаллического
ф ундам ен та. Сведений о растворенных г а за х в водах пород фундамента
нет, имеются только данны е по Смоленской скважине: состав газа пре­
имущественно азотный ( %) : N 2 — 71,5, с о д е р ж а н и е безаргонного азота
составляет 5 9 % от всего азота, С Н 4 — 2,6; С 0 2 — 1, 9). В скважинах
Хилово и Ч ереха при совместном опробовании вод вендских песчани­
ков и трещинных вод гранитов в составе растворенного газа определен
углекислый газ в количестве 37,4— 47,4 %, наличие которого м ожно объ­
яснить тектонической активизацией в рассм атриваемом районе. Прак­
тического значения трещ инно-ж ильные воды фундам ента в описывае­
мом районе не имеют.
Р и ф е й с к и й в о д о н о с н ы й к о м п л е к с (R) распространен в
граб ен о об р а зн ы х впадинах кристаллического ф ундам ента — Оршан­
ском, Крестцовском и Паш ском. В одо вм ещ аю щ и е породы — плотно сце­
ментированные песчаники, гравелиты, туфопесчаникп, туфобрекчии с
пластовыми телами д и а б а зо в , долеритов. М ощ ность комплекса в
скв. Б о л о г о е — 1075 м. Вскрытая мощность рифейских пород в скважи­
нах Торопец и Н е л и д о в о - - 2 6 , 2 и 24,0. Трещинно-пластовые воды ри­
фея опробованы в скв. Б ол огое в интервалах глубин 1768— 1778, 2326—
2356 и 2 7 9 9 — 2851 м, в последнем — совместно с трещинными водами
пород ф ундам ен та. Воды рифея высоконапорные, с напором 1450 м.
Д е б и т скважины 0 ,23 — 0,25 л/с. Скважиной вскрыты крепкие хлоридные
натриевые рассолы в верхнем интервале, хлоридные и кальциево-на­
т р и е в ы е — в среднем и хлоридные натриево-кальциевые — в нижнем.
М инерализация рассолов 193— 217 г/кг с со держ ан и ем брома до
526 мг/кг и йода 14 мг/кг. Тем пература рассолов в интервале 2326—
2356 м достигла 41 °С.
160
Ф ормула химического состава:
1 14 ВГ516 М^ М к , + К)СбУса24Ме1и ™
РН
Состав растворенного газа в интервале 2 3 2 5 — 2356 м ( %) : N 2 — 94,2;
Н 2 — 3,4; С Н 4 — 0,538; угл еводороды тяж елы е — 0,03. В интервале
2799— 2851 м увеличивается с о д е р ж а н и е С Н 4 д о 4,96 % и тяж елы х угл е­
водородов д о 2,71 %. Отсутствие аргона свидетельствует, что весь азот
органогенного прои схож ден ия, и эти воды не имели контакта с атм о­
сферой. Вы соком инерализованные хлоридные натриево-кальциевые воды
рифея больших глубин являются водами очень древними, сильно метам орфизованными процессам и катионного обм ена. Характерной о с о б е н ­
ностью этих рассолов является повышенное со д е р ж а н и е йода (14 мг/кг),
что нетипично для рассолов вендской песчаниковой толщи С р едн е­
русского артезианского бассейна. Катионный состав этих вод су щ е ­
ственно зависит от состава водовм ещ аю щ и х пород. Эта зона наиболее
изолированная от влияния дневной поверхности. Основные гидрогеоло­
гические закономерности здесь контролируются условиями растворим о­
сти солей к ати он ною обм ена, конвекции и ди фф узии. Здесь, на глубине
бо л ее 2500 м, начинается за м ещ ен и е хлоридов натрия и магния хлори ­
д а м и кальция, и рассолы хлоридные кальциево-натриевые зам ещ аю тся
хлоридными натриево-кальциевыми. Рифейский водоносный комплекс
по п р еоб л ада ю щ ем у азотном у составу растворенного газа рассм атрива­
ется Ю. В. Мухиным (1969 г.) как малоперспективный для поисков
нефти и газа.
Вендский водоносный
к о м п л е к с (V) объ еди няет в о д о ­
носные слои вильчанской и волынской серий ниж него венда, редкинской свиты и котлинского горизонта валдайской серии верхнего венда.
Р аспространен комплекс повсеместно, за исключением Локновского под­
нятия в зап адн ой части территории. Н а большей части площ ади он
за л егает на поверхности кристаллического ф ундам ен та, в пределах
Оршанского и Крестецкого прогибов и П аш ского грабена — на разм ы ­
той поверхности рифея. В кровле водоносного комплекса повсеместно
за л егает мощный котлинский водоупор. В одо в м ещ аю щ и е породы п ред­
ставлены песчаниками, алевритами с прослоями алевролитов и глин,
с гравелитами и'грубозернистыми песчаниками в основании (10 м ). Глу­
бина залегания водоносного комплекса увеличивается от 90 — 100 м
(С еверо-Восточная Эстония, Л ен ин град) д о 1558 м (скв. Бологое) и
1830 (скв. М аксати ха) в направлении погружения кристаллического
ф ундам ен та. В ю го-западной части С реднерусского артезианского б а с ­
сейна комплекс за л е г а е т на глубине 85 0 — 872 м (скважина Малта,
Л у д з а ) . О бщ ая мощность водоносного комплекса изменяется от 4 0 —
70 м в северо-западны х районах д о 20 0 — 250 м в юго-восточных за счет
присоединения ниж невендских осадков. Мощность перекрывающих котлинских глин увеличивается от 41,5 (Л ен ин град) д о 204 (М аксатиха)
и 238— 258 м (Старица, З у б ц о в ). В районе Л окновского поднятия м ощ ­
ность водоупора уменьш ается д о 2 7— 12 м и д о полного его выклини­
вания. Пачки глин и аргиллитов р аздел я ю т комплекс на несколько во­
доносны х горизонтов. В предглинтовой низменности, к югу от Л е н и н ­
града, выделяются два водоносных горизонта. Н ижний, так н азы вае­
мый стрельнинский, за л ег а е т на глубине 270— 440 м и отделяется от
верхнего (гдовского) толщей глин мощностью 5 — 20 м. Воды поровотрещинно-пластовые, высоконапорные. Н апор увеличивается с погру­
жением комплекса от 8 0— 130 м в северных районах д о 6 0 0 — 800 м в
центральных и до 1300— 1400 м в юго-восточных районах. Статистиче­
ский уровень на большей части территории устанавливается на глубине
5 0 — 70 м. На п обер еж ье Финского залива и Л а д о ж с к о г о озера в н ена­
рушенных эксплуатацией услови ях скважины фонтанирует. В области
11 Зак. 391
161
глубокого погружения комплекса статистический уровень устанавлива­
ется на глубине 143 м (города Пестово, Н ел и дово) и 152— 152,5 м (го­
рода Бологое, В а л д а й ). Область питания комплекса находится на юге
в районе Белорусско-Л итовского выступа за пределами рассматривае­
мой территории. О бласть д р е н а ж а — Финский залив и Л а д о ж с к о е озе­
ро, в направлении к которым и дви ж утся подземны е воды с юга и юговостока из области питания и области гидравлического воздействия.
Схема пьезоизогипс, построенная разными исследователями в разные
годы (М. А. Гатальский, 1954 г.; Б. Н. Архангельский, 1963 г.; А. Е. Гу­
ревич, 1969 г.; Г. П. Якобсон, 1976 г.) показывает одно направление
движ ения п одзем ны х вод — с юго-востока на северо-запад. Установлено
повышение абсолютных отметок пьезометрической поверхности от верх­
них горизонтов к нижним и восходящ ий характер фильтрационного по­
тока в области разгрузки. К ром е основной области дренирования на
пути движения подзем ны х вод имеются местные области разгрузки —
И льм енско-В олховская впадина (абсолю тная отметка 18— 50 м) и
П сковско-Чудско Наровская впадина (абсолютной отметкой 10— 30 м),
где н аблю дается самоизлив п одзем ны х вод с напором над поверхностью
земли от 1,5 д о 100 м. Следствием этой разгрузки является образование
районе городов Старая Р усса и Сольцы минеральных источников.
Зд е с ь напорные воды по тектоническим трещинам поднимаются в выше­
л е ж а щ и е водоносные горизонты ордовика и девона, засолоняю т их и
прорываются на поверхность. В одообильность комплекса пестрая, зна­
чительная в северных районах. Удельный деби т скважин Северо-Вос­
точной Эстонии и в районе Л е н и н г р а д а — 1— 2 л/с, иногда — достигает
3,8 л/с. Д е б и т эксплуатационны х с к в а ж и н — 10— 17 л/с. Н аи бол ее до­
стоверные гидрогеологические параметры получены для комплекса в
районе Л ен ин града к К охтла-Я рве по данным опытно-эксплуатацион­
ных наблюдений, выполненных в 1964— 1966, 1970— 71 и в 1976 гг., и
по результатам анализа длительной эксплуатации подземных вод груп­
повыми водо за бор ам и . Величина водопроводим ости для Ленинграда со­
ставляет 320 м2/сут., для г. К охтла-Я рве — 300 м2/сут. Коэффициент
пьезопроводимости
1— 2,6-10® м2/сут.
Величина
водопроводимости
уменьш ается с севера на юг и юго-восток д о 50— 5 м2/сут. В СевероВосточной Эстонии и на з а п а д е Л енинградской области воды слабо­
минерализованные. З а п а д н е е линии Тарту-Йыхви воды комплекса прес­
ные (до 1 г/кг), в восточном и ю ж н ом направлении минерализация по­
степенно увеличивается, таю в Л ен и н гр а де она составляет 2— 5 г/кг.
С п огружением комплекса на юго-восток и юг появляются соленые
воды (в г. Гатчина — 7,8 г/кг, пос. Р опш а — 11,6 г/кг, пос. М ехикорма —
13,5 г/кг, а от района г. Л у га распространены рассолы (36,1 г/кг). На
глубине бол ее 1000 м появляются крепкие рассолы с минерализацией
до 2 09— 217 г / k i (города Старица, З у б ц о в ) . В Ю го-Восточной Латвии,
по данным В. Я. Карпицкого и др. (1978 г.), в вендских песчаниках
вскрыты рассолы с минерализацией 99,8— 106,6 г/кг (города Малта,
Ш к я ун е). По химическому составу пресные веды венда гидрокарбонат­
ные или хлоридно-гидрокарбонатны е, р е ж е хлоридные натриево-каль­
циевые и кальциево-натриевые. Соленые воды и рассолы — хлоридные
натриевые с высоким соде р ж ан и е м бром а, которое закономерно увели­
чивается от 5 — 15 мг/кг в слабосолены х д о 25 — 60 мг/кг в соленых и до
4 7 0 — 5 3 4 — 873 мг/кг в рассол а х (города Пестово, Торопец, Бологое).
М аксим альное с о д е р ж а н и е бром а в рассол а х приурочено к наиболее
погруженной части водоносного комплекса (Оршанский и Крестецкий
прогибы ). С о д е р ж а н и е йода не превышает 2 мг/кг. Растворенные в воде
газы азотные с повышенным со дер ж ан и ем гелия характеризую тся не­
значительной упругостью. В глубоких ск важ и н ах в городах Порхов и
В ал дай эти газы в 2 — 3 раза обогащ ены биогенным азотом и почти не
с о д е р ж а т углеводородов. В скв. Б о л огое отсутствует аргон, содержание
162
угл ев о дор ода повышается до 1,09 %; тяж елы х углеводородов — 0,775 %.
Это свидетельствует об отсутствии связи подзем ны х вод с поверхно­
стью. А зот биогенного п р ои схож ден ия содерж и тся в количестве 89,28 %.
Состав газа по другим скважинам (% ): N 2 + редкие — 77,2— 100, H 3S +
+ С 0 2 — 1,4— 4,1, С Н 4 — 0,01. В районе Л ен ин града отмечено высокое
с о д е р ж а н и е С Н 4 от 8 — 18,8 д о 55,6 % (Ю. В. Мухин, 1964 г.), что о б ъ ­
ясняется поступлением метана из четвертичных отлож ений, содер ж ащ и х
горючий газ. В ск важ и н ах Ч ереха, Хилово и Л у д з а в составе раство­
ренного газа содерж и тся углекислый газ (до 4 7 ,4 % на глубине 700—
900 м ). Тем пература п одзем ны х вод в Северо-Восточной Эстонии и
Л ен и н гр аде 10— 12 °С, в 10 км к югу от Л ен и н гра да она повышается
до 18 °С, в г. Л у г а — 22 °С, в г. П орхов — 30 °С, в г. В ал да й — 41 °С.
Зон а максимальных температур приурочена к глубоким прогибам в
кристаллическом ф ундам енте. Н апорны е воды вендских песчаников
имеют больш ое практическое значение на значительной площ ади рас­
пространения. В результате усиленной эксплуатации реж им этого ком­
плекса нарушен в районе городов Л ен ин град, К охтла-Я рве и о к р у ж а ю ­
щей местности. Эксплуатация пресных вод дл я хозяйственно-питьевых
н у ж д, соленых вод для технических целей в Л ен ин граде привели к с о­
здан и ю обширной пьезометрической депрессии. К 1983 г. снижение
пьезометрической поверхности н абл ю дается на площ ади 20 тыс. км2 и
п рослеживается на расстоянии 120 км с з а п а д а на восток и 60— 80 км
с севера на юг. -На з а п а д е она сливается с депрессией, образованной
на территории Э С С Р радиусом бо лее 50 км с за п а д а на восток и до
25 км с севера на юг. О б щ е е сн иж ени е уровня от первоначального до
среднего в 1982 г. на большей части площ ади составило 59,3— 72,5 км.
Минеральные воды могут использоваться для бальнеологических целей
как лечебно-столовые, лечебно-питьевые и лечебны е для наруж н ого при­
менения. В некоторых пунктах (Сестрорецк, П етродворец, НарваИ ы эсу) они у ж е применяются, в други х (Л уга, Ч ереха, Хилово, Вярска III) скважины та к ж е пробурены, планируется ввести в эксп луата­
цию в текущей пятилетке. Г л убок озал егаю щ и е горизонты вендских от­
лож ен и й могут быть использованы и дл я захоронения плохо очищаемых
промышленных стоков. И зм ен ен и е напоров в гдовском горизонте о б у с ­
ловлено только воздействием эксплуатации этого горизонта в Л ен и н ­
граде. С е в ер о -З ап а дн а я гидрогеологическая партия ПГО «Севзапгеология» и гидрореж им ная партия Управления геологии Э С С Р проводят
стационарные н аблю дения за реж им ом эксплуатации с целью охраны
этого горизонта от истощения и загрязнения, а так ж е рационального
использования подземны х вод.
Нижнекембрийский
(ломоносовский)
водоносный
г о р и з о н т (Gi 1т) приурочен, в основном, к одноименной свите н и ж ­
него кембрия; на территории Э С С Р — к нижней части р а зр еза лонтоваской свиты и к верхней части котлинского горизонта (воронковская
свита). П о д маломощ ным покровом четвертичных отлож ений он просле­
ж ивается узкой полосой вдоль ю ж н ого п обережья Финского залиВа на
глубине 1,3— 14 м. П о д акваторию Финского залива выходит на терри­
торию Э С С Р и здесь выклинивается. На остальной части территории
он перекрыт лонтоваскими водоупорными глинами, мощность которых
увеличивается от 2 — 10 м на севере (п об ер е ж ь е Финского залива) до
60 — 80 — на юге и 120— 130 м — на востоке. Глубина залегания в одо ­
носного горизонта увеличивается д о 225 м — в г. Сланцы и 300 м — в
пос. Столбово. Мощность горизонта увеличивается от 4 ,6— 12,6 м на
п о бе р еж ь е Финского залива д о 3 5 — 43 м в г. Сланцы и 50 — 65 м в
г. Кингисепп. На Локновском выступе мощность горизонта ум еньш ает­
ся д о 6 м (пос. Петсери) к д о полного его выклинивания к з а п а д у от
этого пункта. В п ределах Ю го-Восточной Латвии горизонт зал ега ет на
11*
163
глубин е 61 4 — 778 м (скважины М алта, Ш кяуне) и его мощность здесь
составляет 4 5— 71 м. В зон е наибольш его погружения (В а лда й , П есто­
во, М аксатиха) глубина залегания горизонта достигает 1400— 1500 м,
мощность 2 0— 30 м. В юго-восточной части территории (Нелидово,
Зуб ц о в , Старица) горизонт выклинивается. В подош ве горизонта по­
всеместно за л ег а ю т водоупорные котлинские глины. Горизонт сложен
мелко- и среднезернистыми песчаниками, переслаивающ имися с тонки­
ми прослоями алевролитов и глин. Эффективная мощность горизонта
уменьш ается к востоку и югу за счет увеличения глинистости осадков.
Воды напорные, напор в озрастает от п обереж ья Финского залива к
ю гу — от 6 0 — 70 (пос. Котлы) до 4 5 0 — 530 м (г. П етсер и ). В централь­
ной части и на востоке территории листа напор увеличивается до 870—
1250 м (Крестцы, Пестово, В а л дай , К увш иново). Пьезометрическая по­
верхность сниж ается на север и с ев ер о-зап а д к Финскому заливу
(рис. 2 9 ) ; Первоначальны е уровни п одзем ны х вод горизонта устанавли­
вались на глубине от 5,5 м (г. Кингисепп) д о 21 м (г. Сланцы) и 54 м
(пос. К отлы ). Глубина залегания уровня увеличивается к югу и юговостоку от 26 — 36 м (скважины Л у д з а , Д и гов о щ а) до 60 — 146 м (сква­
жины П е с т о в о ,.Ш а л а х о в о ) и 182 м (скв. К увш иново). В п редел ах ЧудЙсой, Псковской и Волховск о-И льм ен ск ой впадин скважины фонтани­
руют. Водооби льн ость лом оносовского горизонта пестрая, преимущ е­
ственно незначительная. Удельный де б и т скважин в северных районах
0 ,8 — 4,0 л/с, в среднем составляет 1,5 л/с. Эксплуатационный деб и т в
районе К охтла-Я рве — 5 — 6 л/с, по отдельным скважинам до 10 л/с.
К югу и востоку удельный деб и т резко сн иж ается и составляет десятые
дол и литра в секунду (Кингисепп, К отлы). П р ео бл а даю щ и й удельный
де б и т в восточных районах 0,2— 0,4 л/с. М аксимальная водопроводимость 100— 140 м2/сут характерна дл я северо-зап адн ы х районов, в цен­
тральной части территории она сн иж ается д о 5 — 10 м2/сут и менее.
К оэф фициент пьезопроводимости для городов Сланцы, Кингисепп,
К охтла-Я рве — 5 - 1 0 5— 2 - 1 0 6 м2/сут. В северо-зап адн ой части территории
до линии пос. Стрельна — г Сланцы горизонт с о дер ж и т пресные воды
гидрокарбон атного и хлоридн о-ги дрок арбон атн ого натриево-кальциевого
состава с м инерализацией 0,1— 0,6 г/кг. З д е с ь горизонт усиленно экс­
плуатируется. К югу и востоку повышается общ ая минерализация под­
зем н ы х вод и изменяется их химический состав. Хлоридные натриевые
воды с минерализацией 1,2— 2,5 г/кг встречены к югу от Ленинграда —
в пос. Н ово-П ан ово, А лександровка, Глинка. В районе г. Колпино ми­
нерализация вод дости гает 3,5 г/кг, в городах Печоры и Петсери —
9 ,8 — 13,5 г/кг, а к востоку от оз. Ильмень, в деревн ях Тютицы и Подбе р е зь е — 21,1 г/кг. Д а л е е к юго-востоку соленые воды сменяются рас­
солами, м инерализация которых на глубине бол ее 6 0 0 — 800 м достигает
8 5 — 110 г/кг (скважины Ш алахово, Невская, Д и г о в о щ а ), а на глубине
бо л ее 1100— 1400 м появляются крепкие рассолы с минерализацией
137— 184 г/кг (скважины Кувшиново, П естов о ). С о д е р ж а н и е брома уве­
личивается с глубиной и с ростом м инерализации подземны х вод от
3 0 — 38,5 мг/кг (при м инерализации 9 ,8— 13,5 г/кг) до 115— 140 мг/кг
при м инерализации 4 6 — 80 г/кг. В глубоком прогибе Московской сине­
клизы, в Крестецкой и Пестовской скваж инах, рассолы ломоносовского
горизонта
имеют
промышленные
концентрации
брома — 257,6
и
442 мг/кг, со д е р ж а н и е йода не превышает 2 мг/кг. Состав растворен­
ного га за ( %) : N 2 — 87,8— 92,5; С Н 4 — 0,9; СОг — 0 ,8 — 3,1. В скв. Б ол о ­
гое в крепких ра ссо л ах (148,7 г/кг) на глубине 1330— 1335 м состав
газа ( %) : Ы2 — 78,93; 0 2 — 18,16; Н 2 — 0,21; Н е — 0,123; С Н 4 — 0,144;
тя ж ел ы е углеводороды — 2,8; Аг отсутствует; по-видимому, азот органо­
генного п роисхож дения. Тем пература подзем ны х вод при неглубоком
залегании (15 м) зависит от климатических факторов и изменяется от
6,1 д о 7,6 °С (средн егодовая тем пература — 6,6 °С). На глубине 28 м
164
КМ 25
3*
О
25
50
75
100 к м
ЕЕЗ=
Р и с. 29. С х ем а ги д р о и зо ги п с и п ь езои зоги п с к аш и р ск о-м я ч к овск ого, л и хв и н ск о-м и хай л о в ск о го , с а р г а ев ск о -д а у г а в ск о г о , о р д о в и к ск о г о
и
н и ж н ек ем б р и й ск о го
в одо н о сн ы х
к ом п лек сов .
1— 5 — ги д р ои зоги п сы и п ь езои зоги п сы в о д о н о сн ы х к ом п лек сов : 1 — к аш и р ск о-м я ч к ов ­
ск о го с т р ещ и н н о -к а р ст ов о-п л астов ы м и в о д а м и в и зв ест н я к а х и д о л о м и т а х , 2 — лихв и н ск о -м и х а й л о в ск о го с тр ещ и н н о-п л астовы м и и п о р ов о-п л аст ов ы м и в о дам и в к а р б о ­
н атны х п о р о д а х ч ер ед у ю щ и х ся с тер р иген ны м и , 3 — с а р г а ев ск о -д а у г а в ск о г о с т р ещ и н ­
н о-п ластов ы м и в о да м и в и зв ест н я к ах и д о л о м и т а х , 4 — ор д о в и к ск о -си л у р и й ск о го с
т р ещ и н н о -к а р ст о в о -п л астов ы м и в о дам и в песчан ы х п о р о д а х , 5 — н и ж н ек ем бр и й ск ого с
п о р о в о -т р ещ и н н о -п л а стов ы м и в о д а м и в п еск а х и п есчан ик ах; 6 — границы р а сп р о ст р а ­
н ения в о д о н о сн ы х к ом п лек сов ; 7 — и золи н ии ср ед н ем н о го л ет н и х м о д у л ей п о д зем н о го
ст ок а, (л/'с) км2.
среднегодовая тем пература — 8,2 °С. С погружением горизонта на глу­
бину 6 5 0 — 830 м (Порхов, Л у д з а ) тем пература воды возрастает до
20 — 21 °С. В скв. Б ологое на глубине 1330 м тем пература пластовых
вод достигает 24 °С. В районе скв. П естово на глубине 1400 м в соо т­
ветствии с общ ей геотермической зональностью она возрастет до 40 —
45 °С. Водоносный горизонт усиленно эксплуатируется в С е в е р о -В о с ­
точной Эстонии, в Кингисеппском и Сланцевском промышленных рай о­
нах. В результате этого здесь о бр азо в ал ась региональная пьезометриче­
ская депрессия, площ адь которой в зап адн ой части Ленинградской о б ­
ласти достигла 6 тыс. км2. О б щ ее пониж ение уровня от первоначаль­
ного составило в Кингисеппском районе 35,2 м и в Сланцевском 58,8 м.
165
Центр депрессионной воронки в Эстонии находится в г. Силламяэ, где
первоначальный уровень воды понижен на 40 м, а в К охтла-Ярве — на
36 м. М инеральные хлоридные воды с содерж а н и ем брома более
25 мг/кг, м инерализацией бол ее 10— 30 г/кг и температурой бол ее 20 °С
могут использоваться как лечебные в пос. Череха, городах Лудза,
Порхов, Н овгород и к югу и юго-востоку от этих пунктов. Промышлен­
ные бромные рассолы в глубокопогруж енной части артезианского бас­
сейна (скважины Д и го вощ а , Бологое, П естово) могут быть использо­
ваны для извлечения из них брома. Ломоносовский горизонт является
основным источником водосн а бж ен и я Северо-Восточной Эстонии и з а ­
падной части Ленинградской области. В связи с этим н еобходим о осу­
ществлять мероприятия по регулированию эксплуатации подземных вод,
дл я чего ц ел есо обр азн о переводить некоторые населенные пункты
(Н арва, И ван город) на использование поверхностных вод р. Нарва.
К е м б р о - о р д о в и к с к и й в о д о н о с н ы й г о р и з о н т ( G J k + ts,
+ 3 , O ip k) приурочен к разновозрастным песчано-глинистым породам
нижнего, среднего и верхнего кембрия и к тосненской свите пакерортского горизонта ниж него ордовика. П о д четвертичными отложениями
г ори зон т зал егает на глубине 1— 10 м в п редел ах узкой (2— 10 км) по­
лосы Ордовикского глинта. К югу и юго-востоку от этой полосы гори­
зонт погр уж ается под к арбонатную толщ у ордовика и девона на глу­
бину бол ее 400 м (район г. Старая Р у с с а ) . В п редел ах Оршанской и
Крестецкой впадин глубина залегания горизонта достигает 1000 м и
бол ее (скважины В ал дай , Кувшиново, П есто в о). Горизонт выклинива­
ется на Л окновском поднятии и на юго-востоке, в Калининской обла­
сти. Водоупорной кровлей горизонта с л у ж а т диктионемовые сланцы
пакерортского и алевролиты леэтского горизонтов мощностью 0,5— 3 м,
р е ж е 4,5— 5,0 м, представляю щ ие собой локальный относительный водоупор. В Эстонии и Латвии в кровле горизонта зал егает мощный
ордовикско-силурийский водоупор. Подош вой горизонта повсеместно
с л уж и т толщ а лонтоваских синих глин, являющаяся региональным водоуп ором , мощностью от 110— 130 в зо н е Ордовикского глинта до 160 м
в юго-восточной части территории (П е стов о ). М ощность водоносного
горизонта изменяется от 2— 5 м в области глинта д о 45 — 60 м в цен­
тральной части территори, а в районе Пестово, Бологое она достигает
140— 180 м. В одо в м ещ аю щ и е породы представлены песками и слабосцементированными песчаниками тонко- и мелкозернистыми с маломощ ­
ными прослоями глин и алевролитов. Глинистость в р азр езе увеличи­
вается к востоку и юго-востоку. Воды горизонта, в основном, напорные
и высоконапорные; безнапорны е и слабонапорны е наблю даю тся лишь
в п ределах приглинтовой полосы. К югу и востоку от глинта напор уве­
личивается д о 30 0 — 400 м, а в Ю го-Восточной Латвии — д о 650 м. На
юго-востоке территории, в области прогиба ф ундам ента напор дости­
гает 9 0 0 — 1000 м и бол ее (скважины В ал дай , Кувшиново, Пестово, Бо­
л о г о е ). Уровень подземны х вод устанавливается на глубине от 0,7— 2,7
до 2 1 — 25 м и д о 5 0 — 60 м на возвышенности П андивере. В долинах
рек Волхов, Л у га, а та к ж е в Приильменской, Псковско-Чудской впа­
ди н ах и Волховской низине пьезометрический уровень устанавливается
на 1,2— 60,0 м выше поверхности земли. П ьезометрическая поверхность
сниж ается на северо-зап аде. На И ж ор ск о й возвышенности в Л енин­
градской области, и П андиверской в Э С С Р , в основной области пита­
ния горизонта, н абл ю дается са м ое высокое п олож ен и е пьезометрической
поверхности (70 — 120 м — рис. 3 0 ) . Питание осуществляется путем пе­
ретекания вод из в ы ш ележ ащ его ордовикского водоносного комплекса.
В п редел а х узкой полосы вдоль глинта питание происходит путем ин­
фильтрации атмосферны х о с а д к о з через четвертичные отложения.
Вбл и зи основных рек и озер абсолютные высоты пьезометрической по62
166
■хЗЕ
)1 I
о
if
50
75
io o km
12 EZZ33 1 - I4 I
1? I
1*
Р и с. 30. С х ем а г н д р о и зо ги п с и п ь езо и зо ги п с в ен ев ск о-п р от в и н ск ого, сн еж с к о -д а н к о в ск о го , ст а р о о ск о л ь ск о -ш в ен т о й ск о го и к ем б р о -о р д о в и к ск о г о в о д о н о сн ы х ком п лек сов.
1— 4 — ги д р ои зоги п сы и п ь езои зоги п сы в о д о н о сн ы х к ом п лек сов : 1 — в ен ев ск о-п р от в и н ­
ск о го с т р ещ и н н о -к ар ст ов о-п л астов ы м и в о д а м и в и зв ест н я к а х и д о л о м и т а х , 2 — сн еж с к о -д а н к о в с к о г о с тр ещ и н н о-п л аст ов ы м и и п о р ов о-п л аст ов ы м и в о д а м и в к ар бон атн ы х
ч ер ед у ю щ и х ся с терриген ны м и , п о р о д а х , 3 — ст а р о о ск о л ь ск о -ш в ен т о й ск о г о с п ор ов отр ещ и н н о -п л а ст о в ы м и в о д а м и в п еск ах и п есч ан и к ах, 4 — к ем б р о -о р д о в и к ск о г о с п о р о ­
в о -т р ещ и н н о-п л астов ы м и в о д а м и в п еск ах и п есч ан и к ах; 5 — границы р асп р остр ан ен и я
в о д о н о сн ы х к ом п лек сов ; 6 — изоли н ии ср ед н ем н о го л ет н и х м о д у л ей п о д зем н о го сток а,
(л /с ) км2.
верхности сниж аю тся до 20 — 40. Глинт и речные долины являются
основными областями естественной разгрузки горизонта — здесь н абл ю ­
даю тся нисходящие, р еж е восходящ ие, родники с деби том от 0,06 до
4 л/с. В п ределах Грузинской котловины в дол и не р. Волхов происходит
перетекание вод горизонта в вы ш ележ ащ ий ордовикский водоносный
комплекс. Искусственная разгрузка вод горизонта происходит путем
шахтного водоотлива в районе г. Сланцы. В одооби льн ость невысокая,
но стабильная. Удельный д е б и т скважин в Эстонии изменяется от
0,05 д о 1,5 л/с, в среднем составляет 0,3— 0,5 л/с, коэффициент фильтра­
ции 0,4— 5,0 м/сут., чащ е 1,0— 1,5 м/сут.; водопроводим ость 25—
80 м2/сут., коэффициент пьезопроводим ости 1 -1 0 4— 1 -106 м2/сут. Филь­
трационные свойства пород горизонта изучались на Кингисеппском м е­
сторож ден ии фосфоритов, на Л енинградском м есторож ден и и горючих
167
сланцев, а та к ж е в районе г Тосно при детальной разведке подземных
вод. Удельный деб и т скважин изменяется от 0,23 до 2,9 л/с, в среднем
составлял 0,7— 1,0 л/с; средний коэффициент фильтрации — 3 м/сут.,
коэффициент п ьезо п р о в о д н о сти — 1— 2 - 1 0 6 м2/сут. Водопроводимость из­
менялась от 36 до 378 мя/сут. На большей части площ ади распростра­
нения водопроводим ость г о р и з о н т а — 100— 200 м2/сут. В зоне глинта и
на Ордовикском плато развиты пресные гидрокарбонатны е кальциевые
воды. С п огружением пород на юго-востоке появляются хлоридные на­
триевые воды, сначала солоноваты е и соленые, а в районе Крестцов,
В а л д а я , Пестово, Бологое, Кувшиново и на ю го-западе территории
( Л а т в С С Р ) распространены рассолы с минерализацией 100— 173 г/кг
с с о дер ж ан и ем бром а до 200— 670 мг/кг. В нижнем течении рек Волхов
и Сясь распространены солоноваты е воды (1— 4 г/кг) сульфатного на­
триево-кальциевого состава (дер. Столбово, глубина 79,2— 98,6 м)
.
S0
3 -7
4
7 5 C l 18 Н С 0 3
6
С а 53 ( N a + К ) 3 9 M g 27
и сульфатного магниево-кальциево-натриевого состава
глубина 115,2— 210,35 м)
..
(дер. Иконово,
S 0 4 72 C l 18 Н С О 3 10
jl
(N a + К ) 39 С а 34 M g 27
'
В составе растворенного газа п ре о б л а д а е т азот. Температура подзем­
ных вод в приповерхностной зон е зависит от метеорологических факто­
ров и изменяется от 4,5 д о 7 °С. С п огруж ением горизонта к югу тем­
пература вод возрастает: в П орхове на глубине 600 м она достигает
16 °С, такую ж е тем п ературу на той ж е глубине имеют воды в сква­
ж и н ах М алта и Ш кяуне, несколько выше — в скв. Л у д з а (20 °С) на
глубине 700 м и скв. Б ологое (22 °С) на глубине 1170 м. Максимальные
температуры (4 0 — 50 СС) п одзем ны х вод, очевидно, приурочены к наи­
бол ее погруженной части горизонтов в районе В а л д а я и Пестово. Как
источник водо сн аб ж ен и я горизонт наибольш ее значение имеет в приглинтовой полосе, где распространены пресные воды с минерализацией
0,1— 0,9 г/кг, чащ е 0,3— 0,5 г/кг гидрокарбонатного магниево-кальциевого
состава. Горизонт эксплуатируется для водо сн аб ж ен и я городов, посел­
ков, совхозны х и колхозных ферм. В результате д р е н а ж а водозаборами
и шахтным водоотливом вокруг г. Сланцы в пьезометрической поверх­
ности горизонта об р а зо в а л а с ь обш ирная депрессионная воронка радиу­
сом 25— 30 км с пониж ением уровня воды в центре д о 74 м. В перспек­
тиве планируется водопотребность частично удовлетворить за счет вод
р. Плю сса. Среди пресных вод представляю т интерес слаборадиоактив­
ные воды, связанные с выщелачиванием диктионемовых сланцев пакерортского горизонта. Воды родников дер. Л опухинка с о д е р ж а т радон
(16 0— 200 э м а н ) , но де б и т их незначителен (0,1— 0,3 л /с ). Температу­
р а — 6 °С. Родники у дер. Путилово с деби том 0 ,1— 0,3 л/с содержат
в воде радон до 114 эман. Соленые хлоридные натриевые бромистые
воды могут быть рекомендованы к использованию в качестве минераль­
ных лечебных вод (города Порхов, Ч ереха, П ечоры ). М инеральная вода
с м инерализацией 2,2 г/кг и с меньшим с о дер ж ан и ем брома (9,6 мг/кг)
используется в Эстонии (м ест о р о ж д е н и е Вярска II). Она по составу
близка воде «М иргородская». В о д а «В я р ск а-П » разливается в бутылки
на Тартуском пивоваренном зав оде. Сульфатные натриево-кальциевые
воды с м инерализацией 2,7— 3,7 г/кг распространены на глубине 35—
100 м в районе Волховстрой — Колчаново — Столбово. Они могут быть
рекомендованы для использования в качестве лечебно-столовой мине­
ральной воды. Хлоридные натриевые рассолы с минерализацией 130—
170 г/кг с со дер ж ан и е м Вг — 30 7 — 670 мг/кг (скважины Серебряники,
168
Пестово, В ал дай , Б ологое) относятся к промышленным минеральным
водам и могут быть использованы с целью извлечения из них брома.
Ордовикско-силурийский
водоносный
комплекс
(О ь 0 2, 0 3, Si ) приурочен к горизонтам ордовика и нижнего силура.
На поверхность под четвертичные отлож ения он входит полосой почти
широтного простирания и за л егает на глубине 0,5— 30,0 м. В районе
Локновского поднятия и в юго-восточной части территории водоносный
комплекс выклинивается. К югу и юго-востоку комплекс погружается
под относительно водоупорную наровскую толщ у мощностью д о 50 —
100 м на глубину 5 5 0 — 650 м в районе городов Валдай , Крестцы и
1000— 1100 м в районе городов Кувшиново, Пестово, М аксатиха. В Л а т ­
вии в кровле комплекса за легаю т породы ниж него девона. Водоносными
породы являются только в северной приповерхностной зон е (СевероВосточная Эстония, Л ен ин градск ая о б л а с т ь ). На остальной части пло­
щ ади они практически безводны . В основании комплекса зал егаю т пес­
чано-глинистые глауконитовые мяэкюльские слои и диктионемовый гли­
нистый битуминозный пласт мощностью от 2— 5 м на Ордовикском п ла­
то д о 4 0— 50 м в' юго-восточных районах территории. Мощ ность ком­
плекса изменяется от 10— 20 м в северной части д о 270— 317 м на п ло­
щ ади глубокого залегания. В толщ е карбонатных пород выделяется
целый ряд локальных водоносных горизонтов и слоев. В одовм ещ аю щ и е
породы представлены долом итизированны ми и глинистыми известня­
ками с прослоями горючих сланцев с подчиненными им долом итами и
глинами. Вся толщ а известняков разби та системой трещин разного ге­
незиса. Н а и б о л е е интенсивно трещ иноватость и закарстованность про­
явились в приповерхностной зон е в Северной Эстонии и на И ж орском
плато, где сочетание трещин различного прои схож ден ия со зд а л о бл а г о ­
приятные условия дл я развития карста д в ух типов — древнего, додевонского, и современного. Выявлена горизонтальная этаж ность закарстования (А. И. Коротков, 1967 г.). По мере погружения комплекса к юговостоку степень трещ иноватости и закарстованности водовм ещ аю щ их
пород уменьш ается. В П рибалтике ордовикско-силурийские отлож ения
юго-восточнее линии Т ар т у -К ал л асте рассматриваются как практиче­
ски водоупорные (удельный де б и т скважин — менее 0,001 л /с ). В при­
поверхностной зо н е воды безнапорны е или слабонапорны е, к югу и юговостоку напор увеличивается д о 700— 800 м в районе городов Валдай —
Кувшиново — Бологое. Глубина залегания статистического уровня и зм е ­
няется от 1— 5 до 2 0— 30 м, максимальная глубина залегания уровней
приурочена к возвышенностям П ан ди в ере и И ж орской . О бщ ее направ­
ление движ ения п одзем ны х вод радиальное от возвышенностей к о б л а ­
стям разгрузки (см. рис. 1). В до л и н ах рек В олхов, Л у га , О р едеж , на
п об ер еж ье Ч удского и Псковского озер, в Приильменской низине пьезо­
метрический уровень устанавливается на высоте 1,0— 17,5 м выше по­
верхности земли. В дол и н е р Ш елонь уровень воды в отдельных с к в аж и ­
нах устанавливался на 37 м выше поверхности земли. На фоне падения
пьезометрической поверхности к се в е р о -за п а д у выделяются обширные
области питания на Ордовикском плато и П андиверской возвышенности
с абсолютными отметками пьезометрической поверхности 100— 140 м.
Д р ен и р у ет ся комплекс Ордовикским глинтом с образов ани ем большого
количества родников в Северной Эстонии и Л енинградской области.
В центральной части территории областью разгрузки является Чудское
и Псковское озера, Приильменская низина, долины многих рек. И ск ус­
ственная разгрузка вод комплекса осущ ествляется шахтным и карьер­
ным водоотливом на Л енинградском м есторож ден н и и горючих сланцев
и Кингисеппском м есторож ден и и фосфоритов. В районе г. Сланцы в р е­
зультате водоотлива о б р а зо в а л ась крупная депрессионная воронка р а ­
ди усо м до 2 5 — 30 км. Водооби льн ость комплекса довольна пестрая.
169
Н а и б ол ее водообильные участки расположены в местах выхода ком­
плекса на поверхность и в тектонически ослабленны х зонах, отмечае­
мых по геофизическим данным в до л и н а х рек Л уга, Плю сса, в низовье
Волхова. Н еодн ородн ость карбонатной толщи по степени трещиновато­
сти, закарстованности и обводненности была установлена на Ленинград­
ском м есторож дении горючих сланцев, где коэффициент фильтрации
изменялся от 1 д о 21 м/сут., и на Кингисеппском м есторож дении фосфо­
ритов, где коэффициент фильтрации варьировал в пределах от 0,15 до
95 м/суТ. Удельный деб и т скважин здесь изменялся от 0,1 до 5,5 л/с,
в среднем составил 1,1 л/с. По данным многочисленных эксплуатацион­
ных скважин удельный деб и т изменяется от 0,03 до 2 — 13 л/с. Резкое
увеличение деби та (бо л ее 10 л/с) отмечалось вблизи зон тектонических
нарушений .(Северная Э стон и я). Н а и б о л е е высокая водопроводимость
(1000— 8000 м2/сут.) характерна дл я И ж ор ск о го плато, а в долине
р. Л уга й в районе П сковско-Чудской котловины она составляет 213—
377 м2/сут. На остальной большей части площ ади распространения ком­
плекса водопроводим ость не превышает 3 0— 70 м2/сут. Коэффициент
пьезопровод-имости, определенный на участках разведки, изменялся от
2 - 1 0 3 м2/сут. (Таицкий в о д о з а б о р ) д о 1 -1 0 7 м2/сут. (г. Л у г а ) . В север­
ной части территории воды комплекса пресные (0,2 — 0,7 г/кг) гидро­
карбонатные магниево-кальциевые или кальциево-магниевые. На пло­
щ ади залегания комплекса под девонскими отлож ениями минерализа­
ция вод постепенно нарастает, меняется и химический состав вод.
К востоку от Волховского плато, в Киришском районе, распространены
сульфатные натриевые, хл оридно-сульфатны е магниево-кальциево-на­
триевые и сульфатные натриево-кальциевые воды с минерализацией
1,1— 4,8 г/кг на глубине от 33 д о 145 м (поселки Кусино, Витка, Кириши, Бор, Крапивно, Б е с т о л о г о в о ). К югу и юго-востоку подземны е воды
становятся хлоридными натриевыми с м инерализацией 1— 8 г/кг (горо­
да Тосно, Бабино, Чудово, П ечоры ). В районе городов Вал дай — Кувшнново — Пестово на глубине 9 4 6 — 1067 м распространены хлоридные
натриевые рассолы с минерализацией 129,8— 156 г/кг с содержанием
бром а в промышленных концентрациях — 2 1 3 — 427 мг/кг. Содержание
йода не превышает 1,7 мг/кг. Тем пература подземны х вод при неглу­
боком залегании зависит от климатических факторов и колеблется от 6
до 8 °С (поселки Столбово, Большой Бор, М алукса, Померанье, Будог о щ ь ) . С погружением комплекса растет и тем пература — в г. Порхов —
15 °С, дер. Д и говощ а — 25 °С, г. Пестово — 30— 35 °С, в г. Редкино —
4 0 — 50 °С. Состав растворенных газов преимущественно азотный, и
лишь в скв. Ч ереха при относительно неглубоком залегании водонос­
ного комплекса (2 91— 391 м) состав газов углекисло-азотный ( %) :
N 2 — 65,09; С 0 2 — 32,34; С Н 4 — 0,04; 0 2 — 0,8; А г — 1,68; Н е — 0,0447;
Н2 — 0,001. Пресные воды комплекса широко используются для хозяй­
ственно-питьевого в одосн абж ен и я в Э С С Р и Л енинградской области.
Н а и б о л е е интенсивно воды эксплуатаирую тся на И ж орском плато, ко­
торое является громадным естественным аккумулятором подземных вод
с их вы ходами на поверхность в виде мощных родников (до 600 л/с и
б о л е е ). В о д о с н а б ж е н и е городов Л ом оносов , Больш ие И ж оры , Стрельна,
Петродворец, К ронш тадт осущ ествляется водопроводам и от каптажей,
оборудован н ы х на крупных родниках (Вильповицких, Варваринских,
П ерелесинских и д р .) , и пидпруж енны х озер, питаемых родниками из
ордовикских отлож ений. Д л я водосн а бж ен и я П етродворца и Стрельны
используются воды рек Шингарка и Стрелка, сток которых формирует­
ся родниками, выходящ ими на Ордовикском глинте вблизи поселков
Кипень и Ропш а. Ш ироко эксплуатирую тся подзем ны е воды отдельными
буровыми скважинами и в о д о за б о р а м и из нескольких скважин. Кроме
того, воды комплекса дренирую тся горными выработками, карьерами,
и ш ахтами на Э с т о н ск о м . Л енинградском м есторож ден и ях горючих
170
сланцев и на Кингисеппском м есторож ден и и фосфоритов. Силурийскоордовикский водоносный комплекс, в основном, не защ ищ ен от поверх­
ностного загрязнения, которое имеет площадный характер. На терри­
тории населенных пунктов, промышленных и горных предприятий про­
исходит загрязнение подзем ны х вод бытовыми и промышленными сточ­
ными водами. В сельской местности больш ую угрозу чистоте подземных
вод с о зда ю т навозохранилищ а, силосные ямы, ядохимикаты и у д о б р е ­
ния, которыми обрабаты ваю тся пашни и поля. М алая мощность чет­
вертичного покрова, аквальные участки, широко развитый поверхност­
ный карст и тектонические нарушения с оздаю т благоприятные условия
для проникновения загрязнителей в подзем ны е воды. П оэтом у при экс­
плуатации н е обходим о о с об ое внимание уделять вопросам охраны и
п редупр еж ден ия загрязнения подзем ны х вод. К роме хозяйственно-питье­
вых целей воды комплекса представляю т интерес как минеральные л е ­
чебные и промышленные. Бромистые хлоридные натриевые воды с ми­
нерализацией от 2 д о 10 г/кг распространены в полосе ю ж н ее городов
Печоры — Порхов — Н овгород — Чудово. Сульфатные кальциевые и
хлоридно-сульфатны е кальциево-натриевые воды с минерализацией 2—
4 г/кг распространены в Волховском и Киришском районах, а в районе
Пскова (дер. Ч ер еха) — хл оридно-сульфатны е со смешанным катионным
составом. В центральной и юго-восточной частях территории в одон ос­
ный комплекс перспективен на промышленные бромные воды (В ал дай ,
Д иговищ а, Бологое, Кувшиново, П естово ).
Нижне-среднедевонский
водоносный
горизонт
( D .Д, D 2vz, D 2рг) приурочен к отлож ениям тильж еского горизонта н и ж ­
н его девона, резекненского и пярнуского горизонтов среднего девона.
П о д четвертичными отлож ениям и он за л е г а е т в узкой полосе (3 — 4 км)
близш иротного простирания в Восточной Эстонии и на отдельных уч аст­
ках в Л енинградской области. Породы его выполняют эрозионные л о ж ­
бины широтного направления в додевонской поверхности — ю жнее
Н арвского водохранилищ а, в верхнем течении р. Мга, восточнее
пос. Шапки. П одсти л аю т горизонт ордовикские породы. В кровле гори­
зонта зал егаю т практически неводоносны е породы наровского горизонта.
Глубина залегания кровли варьирует от 15— 27 м в полосе его выхода
на дочетвертичную поверхность д о 4 0 0 — 500 м в Ю го-Восточной Л а т ­
вии, 750— 775 м на юге (города Торопец и Н ели дово) и 9 10— 1073 м
на юго-востоке (скважины Серебряники, Кувшиново, З убц о в, С тарица).
М ощ ность горизонта в полосе выхода изменяется от 1— 2 д о 25 — 30 м.
С погружением слоев мощность увеличивается д о 53 м (скважины П е ­
чоры, Паниковичи) и 6 0— 79 м (скважины Н елидово, Торопец и З у б ­
цов). На Локновском поднятии мощность горизонта уменьш ается до
4 2 — 32 м. В одовм ещ аю щ и е породы в северной и северо-западной частях
территории листа представлены мелко- и среднезернистыми слабосцементированными песчаниками и песками с подчиненными прослоями
глин, алевролитов, доломитов и мергелей. В районе городов Н елидово,
Торопец, З уб ц о в пярнуский горизонт сл ож ен в основном монолитными
карбонатными породами и о б р а зу е т вместе с наровскими глинисто-кар­
бонатными породами водоупор. Водоносный горизонт опробован, в
основном, в приповерхностной зоне. В д о л и н а х рек Мга, Тосно, Тигода
он опробован несколькими скважинами, удельный де б и т их — 0,1 —
0,4 л/с. В Северной Эстонии водообильность горизонта значительная,
но непостоянная — удельный де б и т колеблется от 0,3 д о 5,2 л/с, с р е д ­
н и й — 2 л/с. Воды напорные, напор изменяется от 1 д о 44 м на севере
д о 2 6 0 — 365 м на ю го -зап аде (Выру, К р аснодудов о, А луксне) и 700—
900 м в восточной и юго-восточной частях территории (Серебряники,
З уб ц о в , Торопец и К увш иново). Глубина залегания уровня воды за в и ­
сит от современного рельефа: на в одораздел ьн ы х пространствах у р о ­
вень устанавливается на глубине 15— 21 м (Шапки-Кирсиновский ка171
новый м а сси в), 20 — 35 м (возвышенности Отепя, Х аанья); в пониже­
ниях сважины ф онтанирую т — уровень воды устанавливается на 1—4 м
выше поверхности зем ли (долины рек Мга, Б ер езов к а). По химическо­
му составу на большей части Северо-Восточной Эстонии воды гидро­
карбонатные кальциево-магниевые или магниево-кальциевые с минера­
лизацией 0,2— 0,6 мг/кг. На локальном участке вблизи Ордовикского
плато в Ленинградской области горизонт так ж е содерж и т пресные
гидрокарбонатны е кальциевые и магниево-кальциевые воды с минера­
лизацией 0,16— 0,28 г/кг. На юго-востоке Эстонии воды хлоридные с ми­
нерализацией д о 1 г/кг и более; в г. Выру — сульфатно-хлоридны е с ми­
нерализацией 2,0 г/кг. В Ленинградской области, в районе г. Тосно,
воды имеют м инерализацию 1,2 г/кг и гидрокарбонатно-хлоридный со­
став. Н арастан и е м инерализации подзем ны х вод идет с увеличением
глубины залегания. В Юго Восточной Латвии, в скв. Алуксне, на глу­
бине 370 м она достигает 10,6 г/кг, в районе городов Малта и Шкяуне
на глубине 2 8 0 — 390 м составляет 20— 31 г/кг с содерж а н и ем брома
39 ,5 — 56,7 мг/кг. На юге л юго-востоке территории листа (скважины
Серебряники, Торопец) м инерализация увеличивается д о 177,5 г/кг, а
с о д е р ж а н и е бром а в озрастает д о 381 мг/кг. Удельный де б и т этих сквал ж ин незначителен — 0,02— 0,17 л/с. Естественное восполнение запасов
подзем ны х вод путем инфильтрации атмосферны х осадков и перетека­
ния вод вы ш ележ ащ и х горизонтов происходит в области неглубокого
залегания на сев е р о-зап ад е территории. Поток подземны х вод направ­
лен от Б елорусско-М азурского выступа ф ундам ен та к Балтийскому
морю. Воды горизонта ра згр уж а ю т ся та к ж е в местные понижения рель­
ефа. И спользую тся подзем ны е воды для хозяйственно-питьевого водо­
сн абж ен ия в Прибалтике в ряде населенных пунктов, м аслозаводами it
другими предприятиями. В Ленинградской области горизонт эксплуати­
руется ограниченно ввиду малой площ ади распространения и слабой
водообильности. М инеральные воды горизонта пригодны для бальнеоло­
гических целей и как промышленные с целью извлечения брома.
В Эстонии на м есторож ден и и « В я р ск а -I» добы ваются минеральные
воды хл оридно-сульфатного натриево-кальциевого типа с минерализа­
цией 4,6 г/кг. Утверж денны е з а п а с ы — 1460 м3/сут. В районе г. Выру
скважиной с деби том 10 л /V при понижении уровня воды 11 м вскрыты
воды с м инерализацией 2,0 г/кг сульф атно-хлоридного кальциево-на­
триевого состава, пригодные как лечебно-столовы е при хроническом
колите, забол еван и я печени и ж елчевы водящ их путей.
Наровский
водоносный
г о р и з о н т (D 2nr) приурочен к
одноим енном у горизонту среднего девона. П о д четвертичными отложе­
ниями он п рослеж ивается узкой полосой (1 5 — 25 к м ), протягивающейся
из Северо-Восточной Эстонии вдоль северного п обереж ья Чудского озе­
ра д о р. Волхов. На остальной площ ади листа горизонт погружается
под бол ее молоды е отлож ения среднего и верхнего девона. Горизонт
за л е г а е т на размытой поверхности ордовика и, реж е, пярнуского гори­
зонта среднего девона. Глубина залегания кровли увеличивается с се­
вера и юга на юго-восток от 2— 3 м д о 37 0 — 380 м (Алуксне, Шалахов о ), 453 м (Крестцы ) — 757 м (В а л д а й ) и 93 0 — 940 м (Зубц ов, Кувши­
ново, С та р и ц а). М ощ ность горизонта в приповерхностной зоне изменя­
ется от 5 д о 30 м, возрастая в ю жном направлении д о 85 — 130 м
(Кувш иново, К рестцы ). Горизонт сл о ж ен слаботрещиноватыми доло­
митами, переслаиваю щ имися с мергелями и глинами, с редкими про­
слоями алевролитов и песчаников. На значительной части территории
породы огипсованы, а в районе Н ел и дово и З уб ц ов а с о дер ж а т прослои
каменной соли и ангидрита. В области неглубокого залегания горизонт
характеризуется умеренной водообильностью: удельный деби т скважин
не превышает 0,1— 0,5 л /с с возмож ны м эксплуатационном дебитом
д о 3 — 5 л/с. В б ассей н е рек Тосно и Тигода удельный деби т скважин
172
достигает 1 л/с. С погружением под старооскольско-ш вентойский в одо ­
носный комплекс породы наровского горизонта становятся практически
водонепроницаемыми, удельный д е б и т составляет тысячные, реж е сотые
доли литра в секунду. Повышенная водообильность в периферийной
части объясняется трещ иноватостью и закарстованностью пород. Воды
наровских отложений имеют свободн у ю поверхность в приповерхност­
ной зоне со статическим уровнем от 2— 4 до 15— 44 м н иж е поверхно­
сти земли. С погружнеием горизонта воды приобретают напор д о 2 00—
400 м. П ьезометрический уровень устанавливается в зависимости от
рельефа на вы с о те.д о 5,25 м на глубине до 37 м. Скважины ф онтани­
рую т в Приильменской впадине. Основное питание горизонт получает
в п ределах площ ади распространения под четвертичными отлож ениями
путем инфильтрации атмосферны х осадков и за счет перетекания из
см еж н ы х с ним водоносных толщ в соответствующ ей гидродинамической
обстановке. Д р ен иров ани е горизонта в зоне его неглубокого залегания
осущ ествляется долинам и рек. В зон е выхода на поверхность воды го­
ризонта пресные с м инерализацией 0,2— 0,6 г/кг, преимущ ественно гид­
рокарбонатные магниево-кальциевые. С глубиной м инерализация п о д­
земных вод повышается, и состав меняется от сульфатного кальциево­
натриевого до хлоридного кальциево-натриевого. В области глубокого
залегания минерализация вод в озрастает д о 59,3 г/кг (Кувшиново)
и 62,5 г/кг (III алахово) с содерж ан и ем бром а соответственно 83,7 и
110 мг/кг. В скв. Зу бц ов на глубине 9 4 4 — 977 м минерализация воды
достигла 136,9 г/кг. Эксплуатация воды горизонта весьма ограниченна.
На большей части площ ади наровский горизонт является относитель­
ным водоупором, разделяю щ и м водоносные комплексы девона и о р д о ­
вика, служ и т переходной зоной м е ж д у зонам и активного и застойного
водообм ена, обусловливая резкое изменение гидродинамического р е ж и ­
ма и химического состава подзем ны х вод.
Старооскольско-швентойский
водоносный
ком­
п л е к с ( D 2ar, D 2br, D 2su) приурочен к арук ю ласск ом у и буртниекскому
подгоризонтам старооскольского горизонта среднего девон а и швентойскому горизонту верхнего девона. Распространен он в Юго-Восточной
Эстонии, Восточной Латвии и на значительной площ ади в П риильмен­
ской низменности, где водоносный комплекс за л е г а е т под четвертичны­
ми отложениями; на остальной территории перекрывается снетогорскими глинистыми породами мощностью 8 — 15 м, с л уж ащ и м и относитель­
ным водоупором , отделяющ им его от в ы ш ележ ащ и х водоносных гори­
зонтов. Подстилается комплекс относительно водоупорной толщей н а­
ровских мергелей, глин и долом итов мощностью д о 140— 150 м. Глубина
залегания кровли изменяется от 2 до 20 м в северных районах, к югу
и юго-востоку она возрастает д о 200 м — в погребенных дол и нах В о с ­
точной Эстонии, 420 м — Ю го-Восточной Эстонии, 420 м — в Ю го-В ос­
точной Латвии и д о 700— 800 м на востоке и ю го-востоке территории
листа, в районе городов Пестово, М аксатиха, Старица. М ощ ность ком­
плекса растет от 5 — 10 м на севере д о 2 0 0 — 260 м на юге и юго-востоке,
чаще составляет 100— 150 м. В од ов м е щ аю щ и е породы представлены
вы держанной толщей песков и слабосцем ентированны х песчаников, пе­
реслаивающ ихся с глинами и алевролитами. В восточном и юго-восточ­
ном направлениях отмечается увеличение глинистости и появляются
редкие прослои мергелей. Воды комплекса в п редел ах площ ади неглу­
бокого залегания под четвертичными о тлож ениям и безнапорны е и сл а­
бонапорные, величина напора 2 — 10 м. К югу и юго-востоку напор в о з ­
растает до 100 м и более. Статический уровень обычно зал егает на глу­
бине, не превышающей 5 0 - 60 м от поверхности земли; в дол и н ах рек,
озерны х впадинах обычно устанавливается на 10— 16 м выше ее по­
верхности (Приильменская низина, П сковско-Ч удская в п а ди н а). П ь е зо ­
метрическая поверхность п адает к сев ер о -за п аду в сторону Балтийского
173
моря (см. рис. 2 ). Наивы сш ее ее п олож ен и е фиксируется на возвышен­
ностях (Хаанья — 120 м, О т е п я — 140 м, В и д з е м с к а я — 140 м, Лужская,
Б еж ан и ц кая и Н евельская — 120— 140 м ). С этих возвышенностей сток
направлен к до ли нам рек. Крупным очагом разгрузки является Приильменская низина, где пьезоизогипсы сниж аю тся до абсолютной отмет­
ки 25 м, здесь н аблю даю тся соленые в осходя щ ие источники в долинах
рек Ш елонь, М ш ага, Равань, являющиеся следствием подтока вод по
тектонически ослабленны м зонам . Примером их являются минераль­
ные воды городов Сольпы и Старая Р усса. Водообильность комплекса
обычно сравнительно высокая. Удельный деб и т скважин составляет
0,2— 2,2 л/с, чащ е 0,5— 1,5 л/с. Д е б и т эксплуатационны х скважин 3—
10 л/с, иногда дости гает 30— 40 л/с. Д е б и т родников 0,1— 5,0 л/с,
р е ж е — 15— 20 л/с. В одоп роводи м ость изменяется от 50— 100 до
1000 м2/сут., зависит в основном от мощности водоносного комплекса,
поэтому величина водопроводим ости растет с увеличением мощности
к югу и юго-востоку. Н а и б о л е е характерна водопроводимость 100—
200 м2/сут. К оэф ф ициент пьезопроводимости по данным разведочных
рабЬт составляет 3 — 5 - 1 04 м2/сут. (города Лю бань, Печоры) и 4 -1 0 5—
1 -1 0 6 м2/сут. (г. П о р х о в ). В открытой части комплекс содерж и т обычно
пресные воды, представляю щ ие о с об ую ценность при практическом
использовании и в связи с н а деж н ой защ ищ енностью от поверхностного
загрязнения. М и нерали зац и я пресных вод — 0,2— 0,6 г/кг, воды гидро­
к арбонатные кальциевые и магниево-кальциевые. Выделяются участки
с водам и гидрокарбонатно-сульф атного и хлоридно-сульфатного состава
(к северо-востоку от г. Остров и к север о -зап аду от г. П ор хов ). В Приильменской низине и в до ли н е р. Ш елонь соленые воды с минерализа­
цией 5 —4 4 г/кг вскрыты на глубине 20— 30 м, что связано, вероятно,
с тектоническими наруш ениями в районе городов Порхов, Сольцы, Ста­
рая Р усса, Крестцы. В во дах комплекса н абл ю дается повышенное со­
д е р ж а н и е ж е л е з а (от 1 д о 64 мг/кг). Среди солоноватых вод выделя­
ются хлоридный тип (в дол и н е р. Волхов и к з а п а д у от оз. Ильмень,
в дол и не р. Ш ело н ь), сульфатно-хлоридны й (Порховский район Псков­
ской о б л а с т и ), хлоридно-сульфатны й и сульфатный (район городов
Волховстрой и Кириш и). В катионном составе солоноватых вод преоб­
л а д а е т ион натрия. Повы ш ение м инерализации указы вает на смешение
его вод с минерализованными водами выше — и н и ж е л е ж ащ и х горизон­
тов. П еретекание происходит в сводовых частях локальных структур,
связанное с интенсивной трещ иноватостью пород, и в бортах погребен­
ных эрозионны х врезов. А. И. Коротков [50] указы вает на два фактора
формирования химического состава подземны х вод песчаниковой тол­
щи девона: поступление снизу рассолов, обогащ аю щ и хся сульфатами в
процессе своего движ ения через толщ у наровского горизонта и движе­
ние рассолов по восстанию пласта и постепенное их смешение с инфильтрационными пресными водами гидрокарбонатного кальциевого состава.
Основные очаги поступления рассолов фиксируются по аномально вы­
соким значениям м инерализации подзем ны х вод в бассейне р. Шелонь,
в низовье р. Полнеть, под оз. Ильмень. С погружением комплекса к
центральной части Московской синеклизы появляются соленые хлорид­
ные натриевые воды с повышенным с о дер ж ан и ем брома (курорт Ста­
рая Русса: минерализация р а с с о л о в — 19,7 г/кг, Вг — мг/кг). В районе
городов В алдай и Кувшиново м инерализация увеличивается до 42,5 г/кг
(глубина 760 м) и 46,4 г/кг (глубина 690 м) с бромом соответственно
97 и 111 мг/кг. Д а л е е к востоку и юго-востоку картируется зона разви­
тия хлоридных натриевых рассолов, которые вскрыты в скважине па
территории до м а отдыха «Голубы е о зер а» в Калининской области. Здесь
на глубине 7 2 2 — 803 м минерализация рассолов — 74,7 г/кг, брома —
187,9 мг/кг. Б о л ее слабы е рассолы вскрыты Пестовской скважиной на
глубине 661 м (м инерализация 58,5 г/кг, В г — 142,7 мг/кг). Состав рас­
174
творенного газа азотный 1N2 — 9 2 , 4 % ) . Области инфильтрационного
питания приурочены к современным возвышенностям. Питание к о м п л ек ­
са осущ ествляется та к ж е за счет перетекания вод выше- и н и ж е л е ж а ­
щих водоносных горизонтов (ордовикского и верхнедевонского), о чем
говорит соотнош ение пьезометрических поверхностей этих горизонтов.
Воды комплекса интенсивно дренирую тся доли нам и рек, тем самым при­
нимают основное участие в питании рек. На площ ади развития пресных
вод мощность этой зоны достигает 500 м. П ресны е воды широко экс­
плуатируются дл я в о досн а бж ен и я крупных городов в Прибалтике, явля­
ются основным источником централизованного в одосн абж ен и я Южной
Эстонии, основной части территории Латвии. В п ределах Л ен и н гр ад­
ской, Псковской и Н овгородской областей
насчитывается более
1500 скважин, эксплуатирую щ их комплекс, с суммарным водоотбором
бо лее 33 тыс. м3/сут. Ресурсы хлоридны х минеральных вод комплекса
значительные. Соленые бромистые воды используются курортом Старая
Р усса. Сульфатные и хл оридно-сульфатны е натриевые и кальциево­
натриевые воды с м инерализацией 2 — 5,3 г/кг, распространенные на
площ ади м е ж д у г. Волхов и пос. Б удогощ ь, могут использоваться как
минеральные лечебно-столовые. Воды песчаников обогащ ены ж ел езом :
в дол и н е р. О р е д е ж в ск важ и н ах о б н а р у ж е н о повышенное соде р ж ан и е
ж е л е з а — от 28 д о 64 мг/кг. что позволяет отнести их к минеральным
ж елезисты м водам типа «П олю строво» (В. В. Селадьина, 1977 г.).
Саргаевско-даугавский
водоносный
комплекс
( D 3sr, D 3d g ) приурочен к саргаевском у и д ау г ав ск о м у горизонтам верх­
него девона. Картируется под четвертичными отлож ениям и полосой ши­
риной до 100 км с ю го -за п ада на северо-восток. В кровле горизонта
за лега ю т сн еж ск ие глинистые водоупорные слои, в подош ве водоупором
с л у ж а т глины и мергели нижней части саргаевского горизонта и глини­
сто-алевритовая пачка швентойского горизонта. В зон е распростране­
ния комплекса под четвертичными отлож ениям и глубина залегания
кровли изменяется от 0,5— 10 м д о 2 0— 40 м в Новгородской и Псков­
ской областях, от 4 0— 50 д о 90 м на северо-востоке Л енинградской о б ­
ласти и в Ю го-Восточной Латвии от 2 0 — 30 до 5 0— 80 м. По мере по­
гружения водоносного комплекса на восток и юго-восток глубина з а ­
легания кровли увеличивается д о 143 м (г. К рестц ы ), 179 м (пос. К у ­
нья), 247 м (пос: Ш и м ово). М ощ ность комплекса изменяется от 3 — 20 м
в приповерхностной зон е до 124— 135 м на глубине. В составе комплек­
са п реобл адаю т карбонатные породы — известняки, доломитизированные известняки, доломиты с подчиненным развитием мергелей и глин
(мощность прослоев 0,1— 2,3 м ). К северо-востоку и востоку по латерали происходит ф ациальное зам ещ ен и е пород — мощность и количе­
ство прослоев глин и мергелей возрастает от 5 — 15 м. К востоку и с е ­
веро-востоку от оз. Ильмень количество глинистых и мергелистых про­
слоев резко увеличивается, появляются извесгковистые алевролиты и
песчаники, сокращ ается мощность известняковых слоев. В районе горо­
д ов Порхов, И зборск , в доли не р. Ш елонь в составе слоев присутствуют
прослои гипса мощностью 0,2— 2,0 м. Б л агода ря наличию прослоев сла. бопроницаемы х глин и мергелей в водоносном комплексе выделяется
ряд отдельных водоносных горизонтов. Карбонатны е породы, слагающ ие
саргаевско-даугавский водоносный комплекс, трещиноваты и закарстованы. Вся толща известняков и долом итов разбита системой трещин
различного направления, благоприятствую щ их скоплению подземных
вод. Н аибольш ая трещиноватость отмечается в о бн а ж е н и я х в долинах
рек Пскова, Великая, К у д еб и В еда. Р азви т а трещиноватость, связан ­
ная с тектоническими наруш ениями в районе городов Пыталово, С ебеж ,
Великие Луки. Фиксируются гидрохимические аномалии, вы раж аю щ и е­
ся в повышенном содер ж а н и и в во дах хлоридов, не характерных для
вод этого комплекса. К роме того, очень характерна кавернозность в ре175
т о н а л ь н о м плане. Н а и б о л е е интенсивная трещиноватость и закарстованность пород н аб л ю да ет ся в известняках, за лега ю щ и х неглубоко от
поверхности, перекрытых песчаными разностями четвертичных отложе­
ний (г. П ск ов). С п огруж ением комплекса трещиноватость и закарстованность (кавернозность) затухаю т. Н аличие зон с повышенной трещи­
новатостью здесь б у д е т связано только с тектонической активностью.
Это выявлено в районе г. Великие Л ук и при разв едке подземных вод.
Водоносный комплекс со д е р ж и т безнапорны е и слабонапорные воды
в полосе выхода под четвертичные отлож ения (долины рек Волхов,
В е л и к а я ). Напорный реж им характерен для Латгальской, Судомской
и Б еж аницкой возвышенностей, в районе пос. Кунья. Пьезометрическая
поверхность располагается чаще всего на глубине 3 0 — 50 м, варьируя
от 10— 15 м. д о 6 0 — 70 м. В до л и н ах рек Великая, Волхов, в озерных
котловинах скважины ф онтанирую т — уровень устанавливается на 10—
15 м выше поверхности земли. Н ап равлен ие дви ж ен и я подземных вод —
от возвышенностей, являющихся областями питания к местным очагам
разгрузки — озерным впадинам и долинам рек (см. рис. 2 9 ). На возвы­
ш ен н остях -п ьезо м етри ческ и й уровень комплекса устанавливается на
,.£>— 10 м выше уровня старооскольско-ш вентойского комплекса, в доли­
нах рек и озерны х впадинах соотнош ение обратное. Такое ж е соотно­
шение н аблю дается и с вы ш ележ ащ им снежско-данковским водонос­
ным комплексом. Д л я водоносного комплекса характерна резкая измен­
чивость фильтрационных свойств, объясняю щ аяся неравномерной тре­
щ иноватостью и пестрым литологическим составом водовмещающих
пород. В целом, водообильность невысокая, удельный деби т скважин не
превышает десятых долей литра в секунду. Н а и б о л е е водообилен дау­
гавский горизонт, распространенный к югу от оз. Ильмень, удельный
деби т скважин достигает нескольких литров в секунду (города Старая
Р усса, Великие Л у к и ). В Восточной Латвии водообильность горизонта
довольно высокая, удельный деб и т изменяется от 0,2 д о 2,5 л/с. Дебит
эксплуатационны х скважнн — д о 10— 12 л/с, чаще 2 — 6 л/с. Водопроводимость изменяется от 100 д о 1200— 1400 м9/сут. Коэффициент пьезо­
проводимости изменяется от 1 , 0 - 105 (г. Д н о ) д о 2 , 2 - 107 м2/сут. (участок
И льм енский). Питание водоносного комплекса осущ ествляется путем
инфильтрации атмосферных осадков и особенно весной за счет талых
вод через карстовые воронки. Основные области питания — возвышен­
ности Хаанья, Л атгальская, С удом ская, Б еж ан и ц кая, Л у ж ск ая , где
абсолютные отметки пьезометрической поверхности достигают 120—
150 м. Питание комплекса осущ ествляется и за счет перетекания вод
выше- и н и ж езал ег аю щ и х водоносны х горизонтов в соответствующих
гидродинамических условиях. Д рен и ро в ан и е осущ ествляется гидрогра­
фической сетью и озерными впадинами. Водоносный комплекс на пло­
щ ади выхода под четвертичные отлож ения со д е р ж и т обычно пресные
воды гидрокарбонатного кальциевого и магниево-кальциевого состава
с м инерализацией 0,2— 0,9 i /кг. Среди пресных вод выделяются участки
хлоридных и сульфатных вод с повышенной минерализацией, которые
приурочены к гипсоносным слоям саргаевского горизонта и прослежи­
ваются от района г. П орхова на ю го-за п ад к г. Остров. Минерализация
этих вод возрастает до 3,7 г/кг, местами с с е р о в о д о р о д о м — до 23 мг/кг
(курорт Х и лово). В Приильменской впадине, в низовье р. Шелонь и в
верховье р. Волхов (Сольцы — Ш имск — Н овгород — Чудово) распро­
странены хлоридные воды, а в районе г. Кириши — сульфатные натрие­
вые воды с повышенной м инерализацией, подним ающ иеся по тектониче­
ским трещинам из н и ж е л е ж а щ и х водоносных горизонтов. С погруже­
нием комплекса под пестроцветную толщ у верхнего девона минерализа­
ция подземны х вод быстро нарастает. В зон е глубокого залегания ком­
плекса на юго-востоке территории (г. Кувшиново, глубина 600 м) ми­
нерализация вод в озрастает д о 22,6 г/кг, воды с о д е р ж а т бром в коли­
176
честве 68,8 мг/кг, тем пература воды — 14 °С. Пресные воды комплекса
представляю т осо бую ценность в связи с тем, что на большей части
территории они н а д е ж н о защ ищ ены от поверхностного загрязнения. С о ­
лоноватые воды с м инерализацией 1— 3 г/'кг преимущественно хлоридного натриевого состава используются для технических и хозяйствен ­
ных н у ж д, а та к ж е в сельском хозяйстве для водопоя скота (города
Н овгород, П о р х о в ). Д л я бальнеологических целей в г. Старая Русса
используются солоноваты е воды комплекса. В среднем течении р. В о л ­
хов повышенная сульфатность вод связана с подтоком солоноватых вод
аналогичного состава из н и ж е л е ж а щ и х водоносных горизонтов. Д ля х о ­
зяйственно-питьевого водосн а бж ен и я комплекс является основным для
зап адн ой и центральной части территории (Ю го-З ап адн ая Эстония и
Восточная Латвия, зап адн ая и центральная части Псковской области,
зап а дн а я часть Н овгородской о б л а с т и ).
С не ж ско - д а н к о в с к и й в о д о н о с н ы й
комплекс
( D 3sz,
D 3prl, D 3sl, D 3tv, D 3z d , D 3e/, D 3lb, D 3dti) приурочен к отлож ениям с н еж ­
ского, речицко-евлановского. ливенского, задон ск ого, елецкого, лебядинского и данковского горизонтов верхнего девона. П о д четвертичными
отлож ениями комплекс картируется полосой шириной д о 150 км от
верхнего течения р. Л овать д о оз. Ильмень и р. В олхов и д а л е е на с е ­
веро-восток к О н еж ск о м у озеру. В восточном и юго-восточном н аправ­
лениях водоносный комплекс перекрывается песчано-глинистыми отл о ­
ж ениям и нижнего карбона, в подош ве комплекса залегаю т глины и
алевролиты бурегской свиты мощностью 12— 18 м. Глубина залегания
комплекса колеблется от 10— 20 м на низменных участках в от­
крытой зон е до 4 0 — 100 м на В а лдай ской , Б еж аницкой и других
возвышенностях, увеличиваясь до 300 м в районе К арбонового
плато. М ощность комплекса изменяется от 10— 15 в зоне выкли­
нивания д о 200— 340 м на остальной большей части территории. Он
представляет собой с л ож н ую слоистую песчано-глинистую толщ у с про­
слоями карбонатных пород, р еж е к арбонатную с прослоями песчано­
глинистых пород. Н еодн оро дн о сть строения р а зр еза, чередование в о д о ­
вм ещ аю щ их и водоупорных слоев обусловливает наличие нескольких
водоносных горизонтов, невыдерж анны х по мощности и простиранию.
В одоупорны е слои та к ж е не вы держаны в пространстве и не нарушают
гидравлическую связь водоносных слоев и горизонтов. Д о л я водовм е­
щ аю щ их пород (песков, песчаников, известняков и долом итов) в р азр езе
комплекса составляет от 10— 20 до 60 — 80 %. На всей площ ади распро­
странения он имеет единую пьезометрическую поверхность, повторяю­
щую рельеф поверхности зем ли (см. рис. 3 0 ) . Н а и б о л е е низкие ее а б ­
солютные отметки (3 0 — 50 м) приурочены к Приильменьской, Приловатской, Волховской низинам, а та к ж е к долинам крупных рек. На в о з­
вышенностях пьезометрическая поверхность находится на абсолютной
отметке 100— 180 м. Глубина залегания уровней варьирует от плюс 10
д о 52 м, чаще составляя 20 м. С амоизлив наблю дается в долинах рек.
Н аи больш и е напоры (от 60 до 100 м) приурочены к возвышенностям.
Основное питание водоносный комплекс получает путем инфильтрации
атмосферны х осадков через толщ у четвертичных отложений. Н езн ач и ­
тельная доля в питании комплекса при надлеж ит н и ж е л еж а щ е м у саргаевско-даугавском у водоносному комплексу. Естественная разгрузка
вод комплекса происходит е до л и н ах рек, в котловине оз. Ильмень, яв­
ляющ ихся основными дренам и данного комплекса, что п одтверж дается
выходами подземны х вод па поверхность в виде многочисленных р о д ­
ников. Значительная часть подзем ны х вод комплекса р азгруж ается в
н и ж ел еж а щ ей саргаевско-даугавский водоносный комплекс в соответ­
ствующей гидродинамической обстановке. В одообильность комплекса
неравномерная, но в основном невысокая. Условия для накопления
вод весьма неблагоприятные в связи со сложным слоистым строением
12
Зак. 391
177
толщи п п реобладанием глин в р а зр езе на большей части территории.
Удельный деби т скважин обычно не превышает десятых долей литра
в секунду. Максимальный удельный деб и т — 0,5— 1,0 л/с характерен
для карбонатного типа р азр еза в южной части территории. Расп реде­
л ение значений водопроводимости по площ ади находится в прямой з а ­
висимости от литологического состава, коэффициента песчанистости,
глинистости, степени трещиноватости и мощности водовм ещ аю щ их сло­
ев. М аксимальные значения водопроводим ости 100— 300 м2/сут., в еди­
ничных случаях — д о 500 м2/сут. Коэффициент пьезопроводимости,
определенный по данным опытных откачек, составил в г. Боксито­
г о р с к — 0,7— 1 ,2-1 03 м2/сут., в пос. Крестцы — 1,61 — 1 ,9 9 - 105 м2/сут. На
большей части территории под четвертичными отлож ениями водоносный
комплекс со д ер ж и т пресные гидрокарбонатны е кальциевые воды и толь­
ко на незначительной территории — солоноваты е воды (1— 3 г/кг) суль­
фатные натриевые и кальциевые, в п ределах участков загипсованных
пород. Мощ ность зоны пресных вод составляет 5 0 — 120 м. На юге и югоз а п а д е территории контуры солоноваты х вод в кровле выделяются в
районе г. Великие Луки, на участках поселков Куркино-Усвяты, Бурщина и З аб ел ье. В дер. Ш арапово и в г. Н ели дово Калининской о бла­
сти в пестроцветной толщ е верхнего девон а вскрыты сульфатные воды
с м инерализацией 1,2— 3,0 г/кг, близкие к сульфатным водам, связан­
ным с гипсоносностью. С сульфатными водам и связаны и проявления
сероводородны х вод (г. Великие Луки, дер. Н а зи м о в о ), с содержанием
H 2S д о 136 мг/кг [3 7 ]. Формирование хлоридных, гидрокарбонатнохлоридны х и хлори дно-гидрокарбонатны х вод связано с подтоком хло­
ридных из нижних горизонтов по зонам тектонических нарушений и
древним речным дол и нам (поселки М акущи, Б ояры -Я м н и к ), где н аблю ­
дается восходя щ ее д в и ж ен и е п одзем ны х вод. С погружением водонос­
ного комплекса под бо лее поздн и е отлож ения, минерализация вод бы­
стро растет. В городах Торопец, Кувшиново она составила 11 — 17,7 г/кг
(глубина 26 2 — 400 м ), воды сульф атно-хлоридны е кальциево-натриевые.
С погружением комплекса на глубину д о 500 м появляются хлоридные
натриевые рассолы с минерализацией 76 г/кг (г. З у б ц о в ) . Водоносный
комплекс на площ ади глубокого залеган ия изучен слабо. Пресные воды
комплекса- эксплуатирую тся большим количеством скважин в Ленин­
градской, Новгородской, Псковской и Калининской областях. М ине­
ральные сероводородн ы е воды используются бальнеолечебницей в г. В е ­
ликие Луки.
Лихвинско-михайловский
водоносный
комплекс
( C iIn, С \bb, Ci//, C ial, C im h) приурочен к лихвинскому, бобриковскому,
тульскому, алексинскому и михайловскому стратиграфическим горизон­
там ниж него карбона. В ы ход комплекса на поверхность прослеж ивает­
ся узкой полосой вдлоь В алдайской возвышенности с юга на север к
оз. О нежское. В кровле комплекса зал егаю т глины и алевролиты веневского горизонта ниж него карбона мощностью 3 — 5 м, в подош ве — от­
л ож ен и я верхнего девона. Глубина залегания комплекса возрастает с
з а п а д а на восток и юго-восток от 10— 50 д о 200— 300 м в районе горо­
дов Пестово, Кувшиново, Зуб ц ов. О бщ ая мощность водоносного ком­
плекса изменяется от нескольких метров в открытой части до 100—
160 м на остальной площ ади. Водоносны й комплекс представляет собой
сл о ж н у ю слоистую систему, где прослои глин чередую тся с песчаными
и карбонатными породами. На большей площ ади распространения доля
водовм ещ аю щ и х пород в р а зр е з е колеблется от 5 д о 50 %. Наибольшей
эффективной
мощностью
обладает
комплекс
в
центральной
и
юго-восточной частях территории, где нарастает общ ая мощность ком­
плекса и в р а зр езе появляются алексинские и тульские пески значи­
тельной мощности. Водоносный комплекс на всей площ ади распростра­
нения имеет единую пьезометрическую поверхность, повторяющую рель­
178
еф поверхности (см. рис. 2 9 ). П ьезометрическая поверхность снижается
в сторону карбонатного уступа и к долинам рек, дренирующ им водо­
носный комплекс. На востоке сниж ение пьезометрической поверхности
происходит в сторону М олого-Ш екснинской низменности. Безнапорные
и слабонапорны е воды распространены вдоль карбонового уступа. Н а ­
растание напора происходит с с еверо-зап ада на юго-восток в направ­
лении общ его погружения комплекса под вы ш ел еж ащ и е горизонты.
Статический уровень подзем ны х вод устанавливается на глубине от 1
д о 54 м, ч а щ е — 10— 20 м. В д о л и н ах рек скважины самоизливаю т. П и ­
тание водоносного комплекса происходит путем инфильтрации атм о­
сферных осадков и перетекания вод из вы ш ележ ащ его вененско-протвинского водоносного комплекса, пьезометрическая поверхность кото­
рого часто зал ег ает выше, и водоупорные породы в кровле комплекса
часто б ы в а ю т . размыты. Н езначительную д ол ю в питании водоносного
комплекса составляют воды н и ж е л е ж а щ е г о снеж ско-данковского ком ­
плекса. Естественная разгрузка вод комплекса происходит в долинах
рек, врезаю щ ихся в отлож ения лихвинско-михайловского комплекса
(реки Пяльница, Тихвинка, М е т а ). Зде с ь ж е наблю даю тся выходы п о д­
земных вод в виде источников. Значительная разгрузка вод происходит
в н иж ел еж а щ и й и в вы ш ележ ащ ий водоносные комплексы. В одо об и л ь­
ность комплекса пестрая, в основном, невысокая. Д остаточн о хорошо
водоносность изучена в п редел ах неширокой полосы вдоль карбонового
уступа. Удельный деб и т скважин изменяется от 0,001 до 10 л/с, чаще
не превышает 0,5 л/с, зависит от гранулометрического состава песков,
трещ иноватости.и кавернозности известняков и бокситовых пород. Н а и ­
бо л е е высокие значения водопроводим ости приурочены к южной части
территории (2 00 — 500 м2/'сут.). На остальной площ ади водопроводимость
колеблется в п ределах от 50 до 100 м2/сут. и менее. На площади з а л е ­
гания под четвертичными отлож ениями комплекс с о дер ж и т пресные
гидрокарбонатны е кальциевые воды, р е ж е гидрокарбонатно-сульфатные
кальциевые. Хлоридно-сульфатны е и сульф атно-хлоридны е воды с мине­
рализацией д о 1,8— 10 г/кг встречены в области развития огипсованных пород и связаны с подтоком более минерализованных вод н и ж ­
него комплекса в зо н ах тектонических нарушений. С погружением ком­
плекса растет минерализация подзем ны х вод: от солоноватых к со л е­
ным (в скв. М аксатиха на глубине 323 м минерализация подземных
вод достигла 10 г/кг, воды имели сульфатно-хлоридный кальциево­
натриевый с остав). Пресные воды комплекса эксплуатируются в о д о з а ­
борам и городов В алдай , Осташков, Н елидово. Кроме того, производит­
ся значительный водоотлив при осушении действую щ их м есторождений
огнеупорных глин и бокситов.
В е н е в с к о - п р о т в и н с к и й в о д о н о с н ы й к о м п л е к с (Сщп,
C itr, C ist, Ciр г ) приурочен к веневскому, тарусском у, стешевскому и
протвинскому горизонтам нижнего карбона, характеризую щ имся о б щ ­
ностью литологического состава; распространен в п ределах К ар бо н о­
вого плато. П од четвертичными отлож ениями он зал егает в узкой по­
лосе, протягивающейся с юга на север вдоль К арбонового уступа.
К востоку от этой полосы комплекс перекрывается водоупорными верейскими глинами среднего карбона мощностью 5 — 20 м. В подошве
комплекса зал егаю т веневские или михайловские глины мощностью от
1 до 25 м, чаще 5 м. Глубина залеган ия комплекса изменяется от 7—
8 м в открытой части д о 100— 180 м в восточной части территории, где
он п огружается под толщ у б о л е е молодых отлож ений. С за п а д а на
восток увеличивается и мощность водоносного комплекса от 2— 15 м до
£ 0 0 — 100 м. В одовм ещ аю щ и е породы представлены известняками и д о ­
ломитизированными известняками, переслаиваю щ имися с песчано-гли­
нистыми породами. К аж ды й горизонт имеет двучленное строение —
верхняя часть (больш ая) с л ож ен а карбонатными породами, нижняя
12*
179
часть — песками и глинами. В целом, в р а зр езе комплекса уменьшается
доля песчано-глинистых пород с з а п а д а на восток до полного за м е щ е ­
ния их карбонатными породами. Характерной особенностью комплекса
является закарстованность карбонатных пород. Н а и б о л ее закарстованы
они в зап адн ой части в области выхода комплекса под четвертичные
отлож ения. Ш ироко развит поверхностный и глубинный карст. Н аи ­
большим распространением пользуются воронки, поноры, котловины,
овраги, карстовые о зера и реки. Ш ироко развит карст в бассейне
р. Мета. В полосе шириной д о 2,5 км вдоль уступа К арбонового плато
породы сдренированы. Б езн ап орны е и слабонапорны е воды распростра­
нены в п редел ах площ ади выхода комплекса под четвертичные отло­
жения, с погружением его под бол ее молодые отлож ения карбона воды
комплекса становятся напорными (100 — 150 м ). Статистический уровень
подземных, вод зал ег ает на глубине от 0,5 д о 70 м, ч а щ е — 10— 30 м.
П ьезометрическая поверхность, в основном, повторяет рельеф поверх­
ности зем ли (см. рис. 3 0 ) . Главный подземный водо раздел проходит
примерно в меридиональном направлении и является границей между
Л енинградским и М осковским артезианскими бассейнам и стока. Пита­
ние комплекса осущ ествляется путем инфлюации поверхностных вод
в толщ у закарстованны х известняков и инфильтрации атмосферных
осадков через толщ у четвертичных отлож ений, а та к ж е за счет перете­
кания вод выше- и н и ж е л е ж а щ и х водоносных комплексов. Разгрузка
вод комплекса осущ ествляется гидрографической сетью, где наблю дает­
ся больш ое количество восходя щ их и нисходящ их источников. Водообильность комплекса довольно высокая, зависит от трещиноватости и
закарстованности известняков. Удельный деб и т скважин изменяется от
0,1 д о 27 л/с. Д е б и т источников колеблется от десяты х долей литра
до сотен литров в секунду, чаще 5 — 20 л/с. Водопроводим ость изменя­
ется в широких п редел ах — от 10— 30 д о 7000 м2/сут. и более. Наиболь­
шая водопроводим ость н абл ю дается в до ли н е р. Волга и ее притоков,
где она составляет — 20 0 — 500 м2/сут. В о до р а здель н ы е и междуречные
пространства характеризую тся невысокими значениями водопроводимости (до 100 м2/с у т .). Повышенные значения водопроводимости харак­
терны для закарстованны х известняков (район городов Пикалево, Бок­
ситогорск, У гловка), трещ иноватых зон в до л и н ах р. М сга и ее прито­
ков. Эти районы являются н аибол ее перспективными для во д о сн а б ж е ­
ния. Почти на всей территории распространения комплекса воды прес­
ные гидрокарбонатны е кальциевые и магниево-кальциевые с минерали­
зацией 0,1— 0,7 г/кг, чаще 0.2— 0,4 г/кг. В некоторых пунктах встречена
вода с повышенной м инерализацией (1,1— 6,6 г/кг) гидрокарбонатно­
сульфатного и хл оридно-сульф атного состава, что объясняется подто­
ком бо лее м инерализованных вод из н и ж ел е ж а щ е г о водоносного ком­
плекса. П одзем н ы е воды комплекса широко используются для водо­
сн абж ен ия городов, поселков и мелких населенных пунктов путем кап­
т а ж а источников, проходки скважин и колодцев. В районе г. Калинин
об р а зо в а л а с ь глубокая депресси он н ая воронка (70 м от первоначаль­
ного у ровн я). Воды комплекса принимают участие в обводнении
карьеров известняков (г. П икалево) и бокситов (район г. Бокситогорск).
Установлено, что протвинский горизонт подверж ен поверхностному з а ­
грязнению, особенно в районах промышленных объектов. Н и ж е л е ж а ­
щие стешевский, тарусский, веневский горизонты менее подвержены за­
грязнению б л агодаря процессам самоочищения при фильтрации загрязненых вод протвинского горизонта.
К а ш и р с к о - м я ч к о в с к н й в о д о н о с н ы й к о м п л е к с ( C 2ks,
С2p d, С 2т с ) приурочен к каширскому, подольскому и мячковскому стра­
тиграфическим горизонтам. Он распространен на Карбоновом плато на
востоке территории, где выходит на поверхность в полосе шириной до
100 км, протягивающейся от Верхней Волги д о г. Бокситогорск. Верх180
ним водоупором комплекса с л у ж а т кревянинские глины верхнего кар­
бона мощностью 5 — 8 м, которые не имеют сплошного распространения.
Н иж ним водоупором водоносного комплекса с л у ж а т глины верейского
горизонта среднего карбона мощностью 10— 20 м. Глубина залегания
комплекса в открытой части изменяется от 0,5 д о 15 м, увеличивается
на возвышенностях д о 70 — 80 м. По мере погружения комплекса глу­
бина залегания кровли возрастает д о 3 5— 50 м. М ощность водоносного
комплекса изменяется от 0,5— 10 м в периферийной зап адной части до
51— 90 м в восточной. Комплекс
сл о ж ен
карбонатными
п оро­
д а м и — долом итами и известняками в различной степени огипсованными. Известняки и доломиты трещиноваты и закарстованы, м еста­
ми разрушены до мучнистого состояния. По всей толщ е карбонатных
пород встречено несколько прослоев пестроцветных водоупорных глин
мощностью от 0,1 до 1,85 м (чаще 0,1— 0,3 м ). Н аибольш ая трещино, ватость пород н аб л ю д а е т с я в до л и н а х рек и по берегам озер, мень­
шая — на водораздельн ы х площ адях. С глубиной трещиноватость и закарстованность затухаю т. Ш ирокое развитие поверхностных форм кар­
ста приурочено к долинам рек Ч агода, Колпь, Волга и других. Глубина
залегания статического уровня на водораздел ьн ы х п л о щ а д я х — 10,0—
40,0 м, в дол и н а х рек скважины фонтанируют. Воды безнапорны е и с л а ­
бонапорные. Поверхность гидроизогипс и пьезоизогипс повторяет рельеф
поверхности и имеет уклон к востоку и юго-востоку (см. рис. 2 9 ). Н а и ­
бол ее высокие абсолютные отметки уровня установлены в пределах
Вепсовской, Тихвинской, Вышневолоцкой и В ал дайской возвышенностей
(210— 230 м ). О бщ ее направление дви ж ен и я подзем ны х вод — в сторону
М олого-Ш екснинской и В ер хн е-В ол ж ск ой низин. М естное сниж ение н а­
поров н абл ю дается в сторону глубоких речных долин. На в о д о р а з д е л ь ­
ных площ адях пьезометрический уровень каширско-мячковского ком­
плекса располагается на 5 — 15 м выше уровня веневско-протвинского
комплекса. В до л и н ах рек разность уровней уменьш ается д о нуля и
устанавливается обратное соотнош ение уровней подземны х вод этих
комплексов. По Вепсовской и В алдайской возвышенностям проходит
граница м е ж д у Л енинградским и М осковским бассейнам и стока, соот­
ветствующая п одзем н о м у в о д о р а з д е л у каширско-мячковского в одон ос­
ного комплекса и совп адаю щ ая с главным в о дор азде л ом гидрограф и­
ческой сети бассейнов стока Балтийского моря и Волги. Область пи­
тания комплекса совпадаем с п лощ адью распространения. Разгрузк а
происходит гидрографической сетью, в до л и н ах рек фиксируются м но­
гочисленные родники с деби том от долей до сотен литров в секунду.
Б ольш ую роль в питании комплекса играет карст, где происходит ин­
тенсивная инфлюация вод из карстовых озер через поглощ аю щ ие поноры. Водоносный комплекс характеризуется значительной, но н еодно­
родной водообильностью, что о бусловлен о неравномерной трещ и н ова­
тостью и кавернозностью карбонатных пород. Сильная водообильность
отмечается в пониж ениях рельефа, вблизи речных долин и озерных впа­
дин. Удельный деби т скважин изменяется от 0,2 д о 6,0 л/с. Величина
водопроводим ости та к ж е очень изменчива — от 10— 30 д о 2230 м2/сут.
Н аи бол ьш и е значения водопроводим ости (30 0— 600 мг/сут.) о п р едел е­
ны в области разгрузки в д о л и н а х рек. В до ли н е Волги водоп роводи ­
мость дости гает 1100 м2/суг. В области погруж ения под вышележащий
водоносный комплекс водопроводим ость сн иж ается до 100— 50 м2/сут.
Воды каширско-мячковского водоносного комплекса на всю его м ощ ­
ность пресные с м инерализацией д о 500 мг/кг, гидрокарбонатны е каль­
циевые, р е ж е хлоридно- и сульф атно-гидрокарбонатны е магниево-каль­
циевые и натриево-кальциевые. В скв. М аксатиха в известняках вскры­
ты сульфатные магниево-кальциевые воды с м инерализацией 2,5 г/кг,
являющиеся минеральными лечебными. Повы ш ение минерализации вод
объясняется подтоком м инерализованных напорных вод из нижнего ве181
невско-протвинского
комплекса,
имею щ его
здесь
минерализацию
6,6 г/кг. В водах комплекса отмечено аномальное со д е р ж ан и е фтора,
что объясняется повышенным с одер ж ан и ем флюорита в отлож ениях ка­
ширского горизонта. Воды комплекса широко используются для водо­
снабж ения. На глубине 3 — 5 м они вскрываются колодцами индивиду­
альных хозяйств. Интенсивно эксплуатирую тся воды комплекса в Кали­
нинской области целым рядом в одозаборов. В результате эксплуатации
в районе г. Калинин о б р азов ал а сь депрессионная воронка глубиной до
50 м.
К а с и м о в с к и й в о д о н о с н ы й г о р и з о н т (С 3kr, C 3h m , C3dr)
приурочен к касимовскому ярусу верхнего карбона в составе кревякин­
ского, хамовнического и дорогом иловского горизонтов. Он распростра­
нен в северо-восточной часги территории и в узкой полосе, протягиваю­
щейся от г. М аксатиха д о г. Волоколамск. В кровле горизонта на севере
зал ег аю т четвертичные отлож ения, а на юге — глины дорогомиловского
горизонта. От н и ж е л еж а щ е г о водоносного комплекса он отделяется
красноцветными глинами и мергелями кревякинского горизонта. Глуби­
на залегания под четвертичными отл ож ен иям и не превышает 10 м, с по. гружением под бол ее молоды е осадочны е породы глубина залегания
'увели чи вается д о 3 0 — 40 м М ощ ность горизонта в открытой части —
2 0 — 30 м, с погружением слоев увеличивается д о 50 м (Р е д к и н о ). Водовм ещ аю щ ие породы представлены закарстованны ми трещиноватыми до­
ломитами и известняками, переслаиваю щ имися с доломитизированными
мергелями и пестрыми глинами. Воды безнапорны е и слабонапорные
в п ределах выхода горизонта под четвертичные отлож ения и приобре­
таю т напор (3 0 — 40 м) в области погружения горизонта. Уровень под­
земных вод устанавливается на глубине 5 — 10 м, в дол и н а х рек сква­
жины самоизливаю т. П ьезом етрическая поверхность сниж ается к вос­
току и юго-востоку. О бласть питания горизонта совп адает с площадью
его распространения под четвертичными отлож ениями. Д ренируется го­
ризонт гидрографической сетью. И скусственное дренирование осуще­
ствляется крупными в о д о за б о р а м и в Калининской области. Водообиль­
ность горизонта значительная, удельный де б и т скважин колеблется в
п редел ах 0,1— 17,0 л/с, чащ е 0,5— 2,5 л/с. Д е б и т родников 10— 15 л/с.
Водоп роводи м ость на в о д о з а б о р а х Калининской обл. изменяется от 16
д о 1866 м2/сут., в среднем составляет 413 м2/сут. В зон е залегания го­
ризонта под четвертичными отлож ениями, на северо-востоке территории
листа и в узкой полосе на юге распространены пресные гидрокарбонат­
ные магниево-кальциевые воды с минерализацией 0,2— 0,5 г/кг. По мере
погружения горизонта под клязьминские и пермские отлож ения мине­
рализация вод возрастает. В районе г. М аксатиха и в доли не р. Молога
распространены сульфатные, сульф атно-гидрокарбонатны е и гидрокарбонатно-сульфатные воды с минерализацией 1— 3 г/кг, приуроченные
к огипсованным породам. Они пригодны дл я использования в качестве
минеральных лечебны х вод Пресные воды горизонта используются в
Вол огодской и Калининской о б л астя х колодцами, скважинами и капти­
рованными родниками. В Калининской области естественный режим
горизонта нарушен интенсивной эксплуатацией с образовани ем депрессионной воронки в г. Калинин. П