Возрастные тектонические подразделения

В основу региональной схемы возрастных тектонических подразде­лений положены структурные ярусы и подъярусы, принципы выделения KOTop^g^ были указаны выше при характеристике методики тектониче- ского'Штализа.

В геологической литературе последних лет для обозначения возра­стных тектонических подразделений использовались либо названия оро- генических эпох (байкальский, каледонский и другие комплексы по Богданову, 1964), либо порядковая нумерация (первый, второй и т. д. структурные ярусы по Т. Н. Спижарскому, 1964).

Унифицированные названия для возрастных тектонических единиц до настоящего времени не выработаны. Поэтому для их обозначения в целях более точной геолого-географической привязки указанных текто­нических подразделений в настоящей работе применены местные (или из смежных регионов) географические названия. При этом использова­лись названия тех населенных пунктов или административных районов, в которых впервые были выявлены, наиболее полно изучены и наиболее широко распространены отложения, охваченные данным возрастным тектоническим подразделением.

В геолого-структурном разрезе северо-западной окраины Русской плиты выделены следующие возрастные тектонические подразделения (А. П. Саломон, Г. И. Егоров, 1967 г.):

1) Архангельский структурный ярус, сложенный осадками рифея и волынской серии вендского комплекса, распространенный в пределах крупных отрицательных форм поверхности кристаллического фунда­мента;

2) Ленинградский структурный ярус, сложенный осадками валдай­ской серии вендского комплекса и нижнего кембрия, залегающий на структурно-денудационной поверхности довалдайской части осадочного чехла и кристаллического фундамента;

3) Путиловский структурный ярус, объединяющий отложения сред­него кембрия (?) и ордовика, залегающий на поверхности ленинград­ского структурного яруса;

4) . Вологодский структурный ярус: новгородский структурный подъярус, объединяющий девонские и турнейские отложения, сформиро­ванный на структурно-денудационной поверхности путиловского и ле­нинградского структурных ярусов; Боровичский структурный подъ­ярус, сложенный осадками карбона и перми (в районе ст.

Структура осадочного чехла

Территории Ленинградской, Псковской и Новгородской областей совпадают с северо-западной частью Московской синеклизы. Кроме нее, здесь расположены восточная окраинная часть Балтийской синеклизы, Порховская седловина и северное окончание Белорусско-Литовского выступа. *

До настоящего времени многие авторы (Котлуков и др., 1957 г.; Зан­дер, 1967 и др.) основные структуры осадочного чехла на рассматри­ваемой территории выделяют по формам рельефа кристаллического фун­дамента. При этом моноклинально залегающие отложения осадочного чехла от выхода на поверхность до глубины залегания кристаллического фундамента на отметках —500 м или —1000 м относят к склонам Балтийского щита (В. А. Котлуков, 1957 г.) или к Балтийскому щиту (Зандер и др., 1967). К юго-востоку от щита или его склонов назван­ные авторы выделяют Московскую синеклизу (Московскую впадину).

25 Зак. 17

Таблица 17

Сопоставление возрастных тектонических подразделений для Северо-Запада Русской плиты

* По сравнению с авторским оригиналом из таблицы исключены графы .состав" и .мощность" для приведенных комплексов; в отличие от авторской таблицы, комплексы распо­ложены в стратиграфдческол последовательности; схемі приводится без кайнозойского комплекса.

** Схема приводится без второго и третьего подъярусов четвертого структурного яруса.

Другие авторы не делают такого различия.

Рис. 53. Тектоническая карта осадочного чехла Ленинградской, Новгородской и Псковской областей. Составил А. П. Саломон (1969 г.)

1 — граница осадочного чехла Русской плиты; 2 — граница структурных ярусов и подъярусов; 3— граница распространения Архангельского структурного яруса (на глубине); 4 — Архангельский структурный ярус; 5 — Ленинградский структурный ярус; 6 — Путиловский структурный ярус: 7 — Новгородский структурный подъярус; 8 — Боровичский структурный подъярус; 0 —Шенкурский структурный подъярус; 10 — Яренский структурный ярус; изогипсы подошвы структурных ярусов ^и подъярусов: И — Ленинградского, 12 — Путиловского, 13 — Новгородского, 14— Боровичского, 15 — Шенкурского, 16— Яренского; 17 — разрывы и флексуры в осадочном чехле; 18 — новейшие разрывные нарушения (по данным морфоструктурного анализа); 19 — наземные вулканические излияния рифейского времени; 20 — локальные структуры в осадочном чехле; 21 — проявления аномальной тектонической трещиноватости; 22 — линии геологических разрезов

клизы; Е. П. Брунс (1964) отмечает, что «северо-западное крыло Мо­сковской синеклизы расположено на склоне Балтийского щита, полого спускающегося в юго-юго-восточном направлении». В состав осадочного чехла Московской синеклизы она включает отложения позднего проте­розоя, раннего кембрия, ордовика, среднего и позднего девона, карбона, перми, триаса,' юры и мела. Те же отложения в составе толщи, слагаю­щей Московскую синеклизу, принимают М. М. Толстихина (1958 г.),

Рис. 54. Геологические разрезы по линиям А—Б и В—Г (см. рис. 53). Составили А. П. Саломон и В. Н. Зандер (1969 г.)

I — архейские срединные массивы; 2 — архейские системы складчатости, переработанные процес­сами складкообразования в протерозое; 3 — свекофенская складчатая система нижнего протерозоя; 4 —.

14 — индексы структурных ярусов и подъярусов

А. С. Новикова (1964 г. )и В. С. Журавлев (1966 г.) при описании тек­тоники СССР, Европы и Евразии. По мнению названных авторов, ось Московской синеклизы погружается в северо-восточном направлении, проходя на характеризуемой площади приблизительно в южной ее части.

По существующим представлениям (Новикова, 1964; Журавлев, 1966), Московская синеклиза заложилась над системой грабенообраз­ных прогибов (авлакогенов)', заполненных рифейскими отложениями. По последним же данным (Валеев, Клубов, Островский, 1969) складывается представление, что Московская синеклиза развивалась над так назы­ваемым Средне-Русским авлакогеном, в систему которого входит Кре- стецкий грабен.

Опираясь на фактический геологический материал и учитывая изло­женные выше взгляды своих предшественников, А. П. Саломон приходит к мнению, что на рассматриваемой территории в осадочном чехле основ­ной структурой является северо-западная часть Московской синеклизы, сложенная отложениями от вендского комплекса до верхнепермских включительно. В южной части территории в основании синеклизы распо­ложен Крестецкий авлакоген, представляющий собой структуру ранней стадии развития плиты. Меньшей по размеру структурой, характеризую­щей раннюю стадию развития плиты, является Ладожский грабен, рас­положенный у границы распространения осадочного чехла. '

В пределах северо-западной части Московской синеклизы располо­жено несколько более мелких структур: Крестецкий авлакоген, северо­западный борт Московской синеклизы и Порховская седловина, разде­ляющая Московскую и Балтийскую синеклизы и ряд других.

Крестецкий авлакоген. Основной его особенностью является мощное развитие архангельского структурного яруса, установленного в этой Ла­сти Московской синеклизы и, кроме того, в Ладожском грабене. Архан­гельский структурный ярус занимает долинообразное понижение в дори- фейском рельефе, протягивающееся от г. Великие Луки к северо-востоку и от г. Валдая к востоку между ст. Пестово и ст. Максатиха. Абсолют­ные отметки подошвы архангельского структурного яруса меняются от —1200 до —2700 1А\ его поверхность наклонена на юго-восток от —1000, ^до —1700 м. О внутреннем строении этого яруса судить невозможно, •гак как он пересечен только одной скважиной, расположенной в крае- вой^его части, вблизи г. Крестцы. Наличие туфов и диабазов в волын-! ской серии, слагающей верхнюю часть структурного яруса, указывает на активную в это время вулканическую деятельность. Вытянутая форма, разломы, образующие уступы в кристаллическом фундаменте вдоль бортов впадины, и присутствие эффузивных образований позволяют считать эту структуру в архангельском структурном ярусе авлакогеном.

Следует остановиться на представлении об Оршанско-Крестецком прогибе, простирающемся к Ладожскому озеру («Международная тек­тоническая карта Европы», 1964 г.; Гейслер, 1966). Возможно, что Ла­дожский грабен не является непосредственным продолжением Крестец- кого авлакогена, так как между этими отрицательными структурами расположен участок поверхности кристаллического фундамента с вы­сокими отметками, при которых нет места для рифейских и волынских осадков. В Ленинградском и путиловском структурных ярусах над Кре- стецким авлакогеном существует незначительный прогиб, отмечаемый по изогипсе подошвы балтийской серии —800 м. Ось прогиба наклонена ст г. Велике Луки в северо-восточном, а от г. Валдая —в восточном на­правлениях. В вологодском структурном ярусе указанный прогиб не проявляется и осадки залегают моноклинально. В боровичском струк­турном подъярусе над авлакогеном располагается широтный Борович- ский вал.

Северо-западный борт Московской синеклизы простирается прибли­зительно от северной границы Ленинградской области до линии Чер­ская— Старая Русса — Крестцы — Хвойная и далее в северо-западные районы Вологодской области. Внешний его контур совпадает с грани­цей распространения осадочного чехла Русской плиты. В южной части территории он сливается с Порховской седловиной, а на юго-востоке плавно переходит в Крестецкий авлакоген.

Характерной особенностью борта Московской синеклизы является пологое погружение слагающих его ленинградского, путиловского и во­логодского структурных ярусов в юго-восточном направлении.

Архангельский структурный ярус распространен здесь только в пре­делах Ладожского грабена. У западного берега Ладожского озера по­дошва архангельского структурного яруса расположена предположи­тельно на отметке около —600 м. Отметка его кровли (скважина в пос. Денисово) —100 м. Южнее г. Приозерска он выходит на днев­ную поверхность. На юго-восточном побережье Ладожского озера (в низовьях рек Сяси, Паши и Свири) подошва архангельского яруса в краевой части грабена пересечена буровыми скважинами на отметках —751 м (ска. Малошаты) и —514 м (скв. Усадище), судя по геофизи­ческим данным, в наиболее погруженной его части может достигать от­меток около —1000 лі абсолютной высоты.

Ленинградский структурный ярус, распространенный, как и выше­лежащие структурные ярусы, повсеместно, погружается в южном на­правлении (в среднем 3 м/км). Абсолютные отметки подошвы отложе­ний балтийской серии плавно изменяются от нуля на побережье Фин­ского залива до минус 700—800 м у границы с Крестецким авлакогеном. Южнее Ленинграда в нижней части ленинградского структурного яруса установлены дизъюнктивные нарушения небольшой амплитуды.

Путиловский структурный ярус погружается в юг-юго-восточном направлении (приблизительно 2 м/км). Подошва волховского горизон­та нижнего ордовика имеет отметки от 10 до —400 м абсолютной высоты.

Падение новгородского подъяруса вологодского структурного яруса к Юго-востоку составляет около 1,5—2,0 м/км. Отметки подошвы старо­оскольского и саргаевского горизонтов изменяются от 10—50 до —400 м абсолютной высоты. В пределах новгородского структурного подъяру­са установлены локальные перегибы слоев: на восточном берегу Чудско­го озера — меридионального и вблизи г. Новгорода — северо-западного простирания. В районе г. Пскова и к югу от него, а также вблизи го­родов Луги, Сольцов, у д. Вины (Новгородской области) и в ряде других мест отложения, объединенные в новгородский структурный подъярус, образуют многочисленные удлиненные и куполовидные складки. _ц

Боровичский структурный подъярус выделяется в самой восточной части территории. Его структура характеризуется моноклинальным по­гружением слоев карбона к юго-востоку до 2,0 м/км (отметки подошвы окского надгоризонта изменяются от 100 до —50 м). У западной грани­цы распространения этого структурного подъяруса наблюдается вол­нистое залегание слоев. Оси небольших пологих складок, выявленных в отложениях карбона, ориентированы в западном и северо-западном направлении. К югу от Онежского озера в боровичском структурном подъярусе выявлена обширная, вытянутая в северо-восточном направ­лении пологая структура, названная Кильозерским валом (Горянский и др., 1958; Кофман, 1962). Установленная протяженность вала состав­ляет около 200 км, при ширине 10—30 км. Амплитуда поднятия дости­гает 70—80 м. Падение северо-западного крыла 15—20 м]км, а юго­восточного до 8 мікм. На широте г. Боровичи также в отложениях кар­бона выявлена другая пологая вилообразная структура, простирающая­ся с запада на восток, названная Боровичским валом (Саломон и др., 1967 г.). Видимая ее протяженность составляет около 150 км, ширина до 50 км.

В результате обобщения имеющихся данных о разрывных наруше­ниях слоев, анализа распределения мощности структурных ярусов и подъярусов, а также установления гипсометрического положения мар-

Рис. 55. Схематический структурно-геологический разрез по линии Д—Е (см. рис. 53). Составили А. П. Саломон и А. А. Каплан (1969). Пунктирные линии — оси зон текто­нических нарушений (Гатчинской, Мгинской, Волховской)

нирующих поверхностей (Саломон и др., 1967 г.) на северо-западном борту Московской синеклизы выявлены зоны сбросов или флексур, вы­тянутые в меридиональном, северо-восточном, реже в широтном на­правлениях. Наиболее отчетливо они проявляются в путиловском струк­турном ярусе (Гдовская, Котловская, Гатчинская, Мгинская, Волхов­ская, Восточно-Ладожская и Западно-Онежская зоны нарушений). Судя по имеющимся данным, в пределах этих зон смещения слоев имеют ступенчатый, кулисообразный характер. Амплитуда вертикаль­ных перемещений по отдельным разрывам достигает 40—45 м, по зоне в целом 70 м. Протяженность зон тектонических нарушений колеблется от 20 до 100—150 км, ширина от сотен метров до 5 км и более. К ним приурочены нарушения, наблюдаемые в горных выработках на Ленин­градском месторождении горючих сланцев, в карьере Алексеевский руд­ник, вблизи населенного пункта Веймарн, в районе ст. Котлы, в обна­жениях на южном берегу оз. Ильмень и др. Пример строения некоторых нарушенных зон показан на рис. 55.

Гдовская зона нарушений проходит от г. Гдова до г. Усть-Нарвы. Вблизи г. Гдова в новгородском структурном подъярусе по подошве наровского и старооскольского горизонта среднего девона амплитуда смещения слоев составляет 10—12 м. На Ленинградском месторожде­нии горючих сланцев в путиловском структурном ярусе вертикальные разрывные нарушения (установленные в шахтах и буровыми скважи­нами) вытянуты в северо-восточном (35°), меридиональном и реже ши­ротном направлениях. Длина зон нарушения 8—25 км, ширина от 2 до 5 км, положение смещенных слоев ступенчатое. Амплитуда сбросов ме­няется от нескольких сантиметров до 15—20 м по зоне в целом. Опу­щены северо-западные и южные крылья. В районе г. Усть-Нарвы в Ле­нинградском структурном ярусе по подошве ломоносовской свиты кембрия смещение составляет 13—15 м. Опущено восточное крыло. Юго-восточнее г. Гдова, у д. Мишина Гора, очевидно на продолжении гдовской зоны нарушений, находится участок, издавна привлекавший к себе внимание геологов. Здесь расположены так называемые «гдов- ские дислокации» — выходы на поверхность сильно дислоцированных пород архея, кембрия и ордовика среди сплошного поля нормально за­легающих девонских отложений. Впервые описавший их Б. П. Асаткин (1938) указывал, что в строении этих дислокаций много общего с крип­товулканическими структурами. Однако затем утвердилось мнение (Чихачев, 1936; Котлуков, Митгарц, 1955) о гляциотектоническом про­исхождении «гдовских дислокаций», их стали считать ледниковым от­торжением.

В последние годы в районе «гдовских дислокаций» (Мишина Гора), Северо-Западным геологическим управлением (Д. Б. Малаховский и А. И. Шмаенок) было пробурено несколько скважин, одна из которых достигла глубины 903 м. Этой скважиной вскрыты интенсивно дислоци­рованные породы архея, верхнего протерозоя, кембрия и нижнего ордо­вика. Основную часть разреза составляют брекчии — глинистые, глини­сто-карбонатные, карбонатные, карбонатно-глинистые и др., в составе которых преобладают обломки котлинских «синих глин», карбонатных пород нижнего ордовика, кристаллических пород и гдовских песчаников. Они содержат также вулканогенный материал. Среди брекчий зале­гают несколько крупных блоков, представленных породами кристалли­ческого фундамента, котлинскими глинами, гдовскими песчаниками, из­вестняками и доломитами нижнего ордовика. При этом падение оса­дочных пород почти вертикальное.

Полученные новые данные позволяют отвергнуть существовавшую' трактовку мишиноігорских нарушений как гляциодислокацию и считать их сложной тектонической структурой, видимо родственной трубкам взрыва.

В настоящее время на Мишиной Горе продолжается бурение глубо­ких скважин и проводятся геофизические работы.

Котловская зона нарушений протягивается между г. Котлы и оз. Самро. Существование этой зоны установлено в путиловском струк­турном ярусе по волховскому горизонту нижнего ордовика. Западное ее крыло опущено относительно восточного приблизительно на 35 м„ Эта зона характеризуется наличием сбросов в отложениях ордовика на Веймарнском участке Ленинградского месторождения горючих слан­цев и пликативными дислокациями в районе г. Котлы.

Сбросы на Веймарнском участке установлены по изменению поло­жения пласта горючих сланцев в карьере и разведочными выработка­ми. Их направление СВ 40°, амплитуда 6—12 м, установленная протя­женность 5 км\ ширина зоны нарушений 1—1,2 км. Внутреннее строение зоны ступенчатое. Опущен последовательно в северо-западном направ­лении каждый соседний блок между сбросами.

Собственно котловская дислокация, площадью 0,6 км², представляет собой складку куполовидной формы с амплитудой около 40 м. Ею за­хвачена ломоносовская свита и все вышележащие отложения кембрия и ордовика до кукерского горизонта включительно. В отличие от выше­лежащих отложений, приподнятых в центральной части купола, ломо­носовская свита в центре купола опущена (глубина 150 м), а мощность глин лонтоваской свиты здесь значительно увеличена. В свете совре­менных представлений о тектонических особенностях рассматриваемой территории основной причиной возникновения Котловских дислокаций -следует, по-видимому, считать вертикальные смещения, имевшие место в Котловской зоне нарушений.

Гатчинская зона нарушений расположена на линии г. Красное Се­ло— г. Гатчина — ст. Батецкая. Установлена в путиловском структурном ярусе в отложениях ордовика южнее г. Красное Село и юго-западнее г. Гатчины. Предположительно она продолжается на юг до Лужских дислокаций (у ст. Батецкая). Протяженность зоны 115 км (подтвержде­но бурением 25 км). Вблизи Гатчины структура состоит из трех блоков, ступенчато приподнятых относительно друг друга в восточном направ­лении; амплитуда перемещения отдельных блоков составляет около 10 м.

Мгинская зона нарушений проходит от г. Приозерска вдоль запад­ного берега Ладожского озера и дальше к югу до г. Чудово. Выявлена в путиловском структурном ярусе в отложениях ордовика на участке между ордовикским глинтом и г. Чудово. В Ленинградском и Архан­гельском структурных ярусах вдоль берега Ладожского озера эта зона нарушений показана предположительно, на основании особенностей строения поверхности кристаллического фундамента, установленных скважинами и по геофизическим данным, а также по аналогии с Кот- ловской и Гдовской зонами. У г. Чудово Мгинская зона прерывается Волховской зоной нарушений и дальше к югу не наблюдается. Азимут простирания зоны СЗ 345°, протяженность около 100 км, ширина 5— 30 км.

В Мгинской зоне выявлены три разрыва, расположенные паралле­льно и кулисообразно, между разрывами опущены относительно друг .друга соседние восточные блоки. Амплитуда смещения слоев по зоне в целом около 70 м-, смещение по отдельным разрывам достигает 30 м.

Волховская зона нарушений проходит вдоль рек Свири и Волхова, через оз. Ильмень и далее продолжается по рекам Псиже и Северке до района ст. Дедовичи. Установлена скважинами на протяжении 150 км\ в путиловском структурном ярусе в отложениях ордовика на участке ст. Чудово — ст. Кириши — г. Волхов и в вологодском струк­турном ярусе, в отложениях верхнего девона у г. Новгорода и на берегу оз. Ильмень. Предполагается, что она протягивается на 80 км к северо­востоку от г. Волхова, обусловливая своеобразный угловато-изломанный контур распространения отложений девона (Брунс, 1964) и на 90 км юго-западнее г. Новгорода через дислокации на южном берегу оз. Иль­мень и вдоль прямолинейных отрезков рек Псижи и Северки. Азимут простирания зоны СВ 20°, общая протяженность около 320 км, ширина 7—10 км. Строение зоны сложное. В ней отмечен ряд параллельных раз­рывов, расположенных кулисообразно. У г. Кириши и севернее г. Нов­города опущенными являются западные крылья сбросов, входящих в эту зону; у г. Чудово опущено восточное крыло. Амплитуда разрывов достигает 20—45 м, местами они затухают.

Дислокации на южном берегу оз. Ильмень наблюдаются в извест­няках бурегского горизонта верхнего девона. Они представляют собой вертикальные и наклонные разрывы, сопровождаемые мелкими складка­ми. Простирание разрывов и складок северо-восточное, амплитуда пе­ремещений по вертикали до 0,7 м, по наклонной плоскости до 1,5 м. Ширина нарушенной зоны по берегу озера около 5 км. К югу она про­слежена на 2 о до с. Буреги на р. Псиже. Относительно происхожде­ния названных дислокаций существуют две точки зрения. Согласно одной из них, высказанной И. Лагузеном (1873) и подтвержденной

В. М. Сенюковым (1947), это проявление тектоники; по другой, выдви­нутой И. В. Даниловским (1932 ) и поддерживаемой М. Э. Янишевским (1932 г.), В. А. Кузнецовым (1946 г.) и В. С. Кофманом (1966), это гляциодислокации. Учитывая строение и определенную ориентировку на­рушений в естественных обнажениях, а также ограниченное распростра­нение нарушений, совпадающее с положением Волховской зоны, А. П. Саломон и В. Н. Зандер разделяют первую точку зрения.

Восточно-Ладожская зона нарушений прослеживается приблизи­тельно по линии г. Лодейное поле — г. Пикалево, на протяжении около 120 км. Выявлена в Ленинградском структурном ярусе при построении гипсометрической карты подошвы отложений балтийской серии. Вблизи выхода ломоносовской свиты на дочетвертичную поверхность установ­лено смещение в положении ее подошвы амплитудой около 200 м (аб­солютные отметки соответственно —58 и —265 м). К югу амплитуда смещения постепенно сокращается. На абсолютной высоте —300 м она составляет около 50 м и на абсолютной высоте —400 м около 25 м. Воз­можно, что на всем протяжении или преимущественно в южной части смещение представляет собой флексуру. Южнее г. Пикалево, на продол­жении этой зоны нарушений в осадочном чехле, намечается зона раз­ломов в кристаллическом фундаменте (по геофизическим данным). .

Западно-Онежская зона нарушений протягивается от с. Вознесенье через Шимозеро приблизительно на 100 км. Она выявлена в Ленинград­ском структурном ярусе при построении гипсометрической карты подош­вы балтийской серии. Вблизи выхода ломоносовской свиты на додевон­скую поверхность она зафиксирована скважинами, в районе которых амплитуда смещения составляет 40—80 м. Южнее, на отметке —400 м, разрыв сокращается до 30—40 м и, наконец, затухает. Здесь также можно предположить наличие флексуры.

В додевонское время участки территории, заключенные между Кот- ловской и Гатчинской, а также между Майнской и Волховской зонами были опущены. В последевонское время, наоборот, они оказались при­поднятыми, а покрывающие их отложения девона эродированы. В ре­зультате этого, как видно на геологической карте, отложения ордовика над приподнятыми блоками вдаются к югу в поле распространения от­ложений девона, будучи ограничены почти прямолинейными контурами. Блоковые перемещения привели к тому, что в настоящее время подош­ва волховского горизонта на одной линии простирания у Чудского озе­ра расположена на абсолютной высоте 30 м, а южнее Ладожского озе­ра на высоте —100 м (см. рис. 55).

Тектонические движения вызвали не только вертикальные смеще­ния и разрывы слоев. Они обусловили образование внутри и вблизи зон нарушения складок куполовидной и вытянутой формы небольших разме­ров и амплитуды и, кроме того, возникновение многочисленных горизон­тальных послойных перемещений отдельных пачек известняка (до 50— 70 см) по маломощным (2—3 см) прослоям глины или мергеля. Эти прослои смяты, раздроблены и в них наблюдаются следы волочения.

Порховская седловина в ленинградском структурном ярусе оконту­рена изогипсой подошвы балтийской -серии —600 м, а в путиловском — изогипсой подошвы волховского горизонта —400 м. В новгородском структурном подъярусе она не проявлялась. К сожалению, отсутствие необходимых данных не позволяет охарактеризовать эту структуру бо­лее подробно. .

Балтийская синеклиза. В пределы рассматриваемой территории за­ходит лишь восточная окраинная ее часть. Здесь отсутствуют отложения рифея. Из этого следует, что в дорифейское и рифейское время впади­ны в кристаллическом фундаменте на этом месте не существовало.

Остается пока неясным, как проявилось прогибание в этой зоне в вендское и кембрийское время. Данные бурения и изучения естествен­ных обнажений показывают (Котлуков, Митгарц, 1955), что в районах ж.-д. станций Локно и Черская, а также городов Острова и Порхова (восточная окраина Балтийской синеклизы и примыкающая к ней часть Порховской седловины), в ордовике и силуре отсутствуют отложения прибрежно-морских фаций и, следовательно, как утверждают В. А. Кот­луков и Б. Б. Митгарц, отложения этого возраста распространялись не-

Рис. 56. Разрез Локновского вала. Составил А. П. Са­ломон (1969 г.). Пунктирная линия — разлом

прерывно в восточном направлении. С севера Балтийская синеклиза ограничена зоной разломов широтного направления, пересекающих кри­сталлический фундамент, а также Ленинградский и Путиловский струк­турные ярусы. Результаты гравиметрических и аэромагнитных съемок позволяют допустить, что положение восточной границы этой структуры также определяется разломами в фундаменте и осадочным чехле. Оче­видно, прогибание восточной части Балтийской синеклизы началось в ордовике в результате опускания по разломам крупных блоков кри­сталлического фундамента и доордовикской осадочной толщи, одновре­менно с формированием путиловского структурного яруса.

По сравнению с Локновским валом в восточной части синеклизы ленинградский структурный ярус опущен по разломам больше чем на 100 м и внутри ее наклонен к юго-востоку. Мощность путиловского структурного яруса в Балтийской синеклизе значительно больше, чем на окружающих пространствах, где слагающие этот ярус отложения сильнее подверглись последующей додевонской денудации. В новгород­ском структурном подъярусе (в отложениях девона) разрывные нару­шения не установлены; мощность его в синеклизе также увеличена. Об условиях залегания отложений путиловского структурного яруса и нов­городского подъяруса из-за недостатка данных судить затруднительно.

Локновский вал, крупная положительная структура вытянутой формы расположена в 30 км к югу от Псковского озера, на границе с Эстонией (рис. 56). Она ориентирована в широтном направлении па­раллельно зоне разломов, отделяющих по кристаллическому фунда­менту Балтийскую синеклизу от соседнего с ней склона Балтийского щита. Локновский вал отчетливо проявляется в кристаллическом фун­даменте, а также в ленинградском и путиловском структурных ярусах. Амплитуда вала по подошве отложений балтийской серии составляет около 200 м. Северное крыло вала пологое, южное — крутое и ослож­нено разрывами, амплитуда которых достигает 150 л. В новгородском структурном подъярусе, залегающем на размытой поверхности ленин­градского и путиловского структурных ярусов, вал отражается в виде небольших куполовидных складок. К западу Локновский вал протяги­вается на территорию Эстонии и Латвии. К востоку амплитуда разло­мов, с которыми связано возникновение вала, затухает и он выполажи- вается к западу от р. Великой. Формирование вала относится к ордо­вику и является одновременным с образованием северо-восточной части Балтийской синеклизы. Большинство предыдущих исследователей (Котлуков и др., 1955; Люткевич и др., 1957 ; Паасикиви, 1966 и др.) рассматривали Локновский вал как крупную локальную куполовидную структуру.

Белорусско-Литовский выступ. О северном окончании Белорусско­Литовского выступа, так же как и о Порховской седловине, имеется очень мало данных. Известно только, что он отчетливо выражен в релье­фе поверхности кристаллического фундамента и хорошо обрисовывается изогипсой —600 м подошвы балтийской серии. Особенности его текто­нического строения и характер границ пока не изучены.

Локальные структуры

На рассматриваемой территории размещение локальных структур тесно связано с зонами разрывных нарушений в осадочном чехле. При этом чаще всего они бывают расположены на их поднятых крыльях. Наибольшее количество известных локальных структур связано с зона­ми нарушений, расположенными южнее Ленинграда и по линии с. Лок- но — г. Порхов — г. Крестцы.

Между структурами указанных двух районов имеется ряд суще­ственных различий. Локальные структуры вблизи Ленинграда имеют куполовидную форму, выявлены в отложениях гдовского горизонта и приурочены к разломам в кристаллическом фундаменте. Их размеры и амплитуда обычно небольшие. Вверх но разрезу они выполажива- ются в пределах толщи ленинградского структурного яруса. К структу­рам этого вида относятся разведанные и частично уже используемые для подземного хранения природного газа Гатчинская, Павловская, Колпинская, Озерецкая и Правобережная локальные структуры (Пей­сик, 1962). Все они приурочены к поднятым крыльям разломов северо­восточного простирания в кристаллическом фундаменте, имеют ампли­туду около 10 м и площадь от 10 до 35 км². Юго-восточные и восточные крылья перечисленных структур — пологие, а северо-западные и запад­ные— значительно круче. К структурам этого же вида могут быть от­несены Красносельская, Сиверская, Котловская и Будогощская струк­туры, расположенные также в приленинградской зоне.

На примере Гатчинской и некоторых других локальных структур Н. И. Кузнецова (А. П. Саломон и др., 1967 г.) установила, что струк­туры в отложениях гдовского горизонта формировались в процессе осадконакопления под воздействием медленных колебательных движе­ний отдельных блоков кристаллического фундамента. Современный вид эти структуры приобрели позднее в результате перемещений по разло­мам северо-восточного направления, которые также были наиболее ак­тивными в первую стадию своего развития.

Структуры, выявленные в районе городов Пскова, Порхова, Крест­цов, Старой Руссы и Острова, крупнее описанных выше, они проявля­ются не в одном, а в нескольких стратиграфических горизонтах. Вместе с тем их форма и размеры от горизонта к горизонту могут изменяться. По типу они приближаются к плакантиклиналям Н. С. Шатского. По­давляющее большинство этих структур (кроме Сутокской и структур Островской группы) расположено на поднятых крыльях зон разломов в кристаллическом фундаменте и осадочном чехле. И хотя визуально разломы в районе городов Порхова и Старой Руссы не установлены, все геологические, гидрогеологические и геофизические данные указы­вают на их присутствие. Многие структуры этого вида устанавливались только в естественных обнажениях по девонским породам. Винская, Невская (в районе г. Крестцы) и Лопатовская (в районе г. Пскова) структуры изучены при помощи бурения, Стремутская структура в от­ложениях ордовика выявлена с помощью геофизических методов. Раз­меры структур весьма разнообразны. Их площадь колеблется от 5 до W0 км², амплитуда составляет 10—40 м. Они, как правило, асиммет­ричны и преимущественно вытянуты параллельно зоне разломов. При этом отдельные структуры, по-видимому, связаны не с основным нару­шением, а с параллельными ему разрывами меньшей амплитуды и про­тяженности.

Положение локальных структур, сгруппировавшихся в районе г. Острова, со стороны опущенного крыла Локно-Крестецкой зоны разломов остается пока неясным. Весьма немногочисленные геологиче­ские и геофизические данные о строении кристаллического фундамента и глубоких горизонтов осадочного чехла в этом районе позволяет лишь высказать предположение о существовании здесь крупных разломов, осложняющих строенние Порховской седловины.

Ряд локальных структур, выявленных в верхних частях разреза осадочного чехла: Ханьяскзя, Печорская, Локновская, Гнилухинская, Волковская, Горушка-Родионовская, Коровье-Сельская, Сутокская, Ло­патовская отразились и в рельефе современной поверхности. Ниже при­водится описание некоторых наиболее характерных локальных структур.

Павловская структура расположена между городами Павловском и Гатчиной, в северо-восточной части Гатчинско-Павловского валообраз- ного поднятия (рис. 57). Она охарактеризована данными 40 скважин (К- А. Бриксман, Е. А. Кастрюлина, 1962 г.). Проявляется в неровно­стях поверхности кристаллического фундамента и в аномальном зале­гании осадочных отложений верхнего протерозоя и нижнего кембрия (характер залегания гдовского горизонта определяется рельефом по­верхности кристаллического фундамента). Структура имеет асимме­тричное строение с крутым северо-западным крылом, вдоль которого проходит разрыв северо-восточного простирания со смещением слоев в 8—13 м. Юго-восточный склон структуры, совпадающий с региональ­ным погружением слоев, имеет падение около 4 м/км. В более высоких частях разреза, а именно в ломоносовской,,свите, отмечается смещение свода структуры в северо-восточном направлении, выполаживание скло­нов, уменьшение площади и амплитуды поднятия. Лонтоваская свита в верхней части структуры размыта. По фундаменту и гдовскому гори­зонту площадь структуры 25 км², амплитуда поднятия по отложениям гдовского горизонта 8—9 м\ по песчаникам ломоносовской свиты пло-

Рис. 57. Строение Павловской локальной структуры. Составил А. П. Саломон, 1969 р.- (по данным К. А. Бриксман и Е. А. Кастрюлиной)

Изогипсы локальной структуры: 1 — по поверхности кристаллического фундамента, 2 — по по­дошве III (третьего) песчаного пласта Cniigd; 3 — линия вертикального тектонического на­рушения; 4 — линии геологических разрезов; 5 — буровые скважины; ff — породы кристаллического-

фундамента; 7 — пески и Песчаники; 8 — глины и алевролиты

щадь 9 км², амплитуда 6 м. Простирание структуры северо-восточ­ное 50°.

Лопатовская структура расположена в 20 км восточнее г. Пскова (рис. 58). Выявлена по данным геологической съемки (В. А. Селива­нова, О. Н. Элькин, 1947 г.), по разрезам двенадцати структурных бу­ровых скважин (Л. Г. Паасикиви, 1958 г.), электроразведки методами ВЭЗ и ДЭЗ (С. А. Погребинский, 1957 г.) и сейсморазведки КМПВ (В. С. Борисов, Ю. Ф. Соломкин,. 1960 г.). По данным геофизики, на поверхности фундамента вырисовывается асимметричный выступ с по­логим северо-западным и крутым юго-восточным крыльями. В отложе­ниях кембрия и ордовика отмечается пологая асимметричная складка с более крутым юго-западным и пологим северо-восточным крылом. Мощность кембрия и ордовика на крыльях и в своде поднятия почти не меняется. Начиная от кровли лонтоваской свиты вверх по разрезу до пакерортского горизонта включительно структура выполаживается. Свод ее (скв. 11) расположен севернее д. Гнильно. В девоне по подошве снетогорских слоев Лопатовское поднятие представляет собой симмет­ричную брахиантиклиналь с пережимом в средней ее части. Мощность отложений девона на крыльях и в сводовой части поднятия остается без изменений. Свод структуры смещен к юго-востоку в направлении д. Лопатево.

Лопатовская структура отражается как в дочетвертичном, так и в современном рельефе. В кембрийских и ордовикских отложениях под­нятие несколько вытянуто в направлении СЗ 285° и занимает площадь около 10 км². В девоне (по подошве снетогорских слоев) структура при­обретает широтное простирание, площадь ее увеличивается до 15 км². Относительная амплитуда поверхности фундамента в юго-восточной части выступа 40—50 м\ амплитуда структуры по кровле лонтоваской свиты более 6 м, по кровле пакерортского горизонта около 3 м, по по­дошве снетогорских слоев приблизительно 25 м. По кровле пакерорт- ских слоев наклон юго-западного крыла структуры достигает 5 м)км, а северо-восточного 2 м/км. По подошве снетогорских слоев наклон крыльев около 16 м/км (или 0°55').

Невская структура расположена у д. Невская, в 12—17 км северо­западнее г. Крестцы. Характеризуется данными восемнадцати скважин, достигших кристаллического фундамента (Г. Ф. Макарова, 1965 г.), и геофизических исследований: электроразведки ТТ, сейсморазведки КМПВ и МОВ (Ю. И. Миронович и др., 1964 г.). Невская структура проявляется в кристаллическом фундаменте, в отложениях вендского комплекса, кембрия, ордовика и девона. По поверхности фундамента и по кровле 1-го песчаного пласта гдовского горизонта вырисовывается асимметричное поднятие с крутым северо-западным и пологим юго­восточным крылом. По предварительным данным, вдоль северо-запад­ного края структуры в кристаллическом основании предполагается тек­тоническое нарушение.

В осадочном чехле с северо-запада поднятие ограничено неболь­шим прогибом, юго-восточное его крыло постепенно сливается с регио­нальным погружением борта Московской синеклизы. Снизу вверх в раз­резе, от отложений вендского комплекса до ордовика, структура выпо­лаживается, но площадь ее остается неизменной. В девоне общий облик •структуры сохраняется прежним, но амплитуда снова возрастает. Струк­тура вытянута в направлении СВ 35°, площадь ее 100 км². Амплитуда поднятия по поверхности фундамента и кровле 1-го песчаного пласта гдовского горизонта около 45 м, наклон северо-западного крыла 30 м/км, юго-восточного 7—8 м[км\ амплитуда поднятия по подошве волховского горизонта 12 м, наклон северо-западного крыла 8 м/км,

Рис. 58. Строение Лопатовской локальной структуры. Составил А. П. Саломон, 1969 г. (по данным Л. Б. Паасикиви и Е. А. Кастрюлиной)

Контуры локальной структуры. 1 — по поверхности кристаллического фундамента, по стратоизо­гипсам: 2 — подошвы ордовика, 3 — наровского горизонта среднего девона, 4 — саргаевского гори­зонта верхнего девона; 5 — буровые скважины; 6—линии геологических разрезов; 7 — валунные глины; 8 — пески; 9 — глины; 10 — известняки; 11 — мергели; 12 — доломиты

26 Зак. 17

юго-восточного 3 4 м/км-, амплитуда по подошве снетогорских отло­жении 25 м, наклон соответственно 16 и 6 м/км.

Волковская структура расположена в 15 км юго-восточнее г. Пско­ва у деревень Воскресенщина, Волкова, Большая Горушка. Выявлена при геологической съемке по выходам швентойского горизонта верхнего' девона среди сплошного поля развития чудовских слоев (Брунс 1940- Александрова, Жарков, 1948 г.; Шмаенок, Саммет, 1963 г.). Площадь, структуры 6 км². Замерами в каменоломнях установлена ее изометриче­ская форма. Амплитуда поднятия превышает 60 м. Северо-западный склон структуры более крутой, погружение 30 м/KM', юго-восточный склон пологий, погружение 10 MjKM.

Мочаловская структура расположена у д. Мочалово на р. Великой, в 9 км северо-западнее г. Острова. Выявлена при геологической съемке (Голубков, Корнеева, 1947; Александрова, Жарков, 1948 г.) по ано­мальному залеганию свинордских и ильменских слоев, в русле р. Ве­ликой, среди поля„ развития отложений бурегского возраста. Поднятие осложнено пологой гофрировкой слоев. Углы падения на крыльях скла­док достигают 2—3°. Площадь структуры составляет примерно 10 км¹. Амплитуда поднятия по подошве ильменских слоев 15—20 м.

Трещиноватость горных пород

Трещиноватость присуща всем без исключения горным породам, начиная от кристаллических пород фундамента до четвертичных отло­жений включительно. Трещины образуют в них правильную сетку в пре­делах одного или нескольких пластов. В подавляющем большинстве случаев трещины вертикальные. Трещиноватость разделяется на фоно­вую и аномальную. Фоновая трещиноватость распространена повсеме­стно и независимо от возраста пород имеет северо-западное и северо­восточное направление. Аномальная (усложненная) трещиноватость выражается появлением дополнительных трещин с направлениями, близкими к широтному и меридиональному, и наблюдается при нару­шении моноклинального залегания слоев (складки, разрывы) также независимо от их возраста. Густота трещин определенного направления зависит от литологических особенностей горных пород. Так, наибольшее количество трещин наблюдается в известняках, аргиллитах и алевроли­тах, затем в глинах и мергелях и меньше всего трещин в гипсах, пес­ках и песчаниках. ’

В 1965 1966 гг. Е. В. Чаплыгин, А. П. Саломон и Я. А. Головко

(Саломон и др., 1967 г.) провели специальное изучение трещиновато­сти горных пород в Ленинградской, Новгородской и Псковской обла­стях. Они замерили и описали 26 тысяч трещин в 560 обнажениях, рас­положенных по площади более или менее равномерно. В результате об­работки собранных материалов, Е. В. Чаплыгин разработал характери­стику трещиноватости горных пород, приводимую ниже.

Фоновая трещиноватость постоянна во всех частях региона Для нее характерны азимуты СЗ 300—330° и СВ 30—60°. При этом 60% фоновых трещин находится в интервале СЗ 310—320° и СВ 40—50°. Угол между направлениями фоновых трещин равен 90°. Северо-запад­ные трещины четкие, обычно с гладкими стенками, выдержанные по направлению. При хорошей обнаженности пород они прослеживаются на десятки и сотни метров. Трещины северо-восточного направления короче, с неровными стенками, Чаще бывают извилисты. По мнению Е. Н. Пермякова (1949, 1951) и ряда других исследователей, гладкие стенки характерны для толщ, возникших под влиянием сжатия, а не­ровные — растяжения. ’

Система дополнительных трещин (широтных и меридиональных), образующая усложненную трещиноватость, местами отсутствует, ино­гда трещины в ней наблюдаются единицами или, наоборот, насчитыва­ются во множестве. Угол между меридиональными и широтными трещи­нами, как 'правило, бывает несколько больше или меньше 90°. В отли­чие от фоновых, дополнительные трещины менее сконцентрированы, распределены веерообразно или образуют по два максимума. Вслед­ствие перечисленных особенностей распределения широтных и меридио­нальных трещин всякое усреднение и обобщение данных по трещинова­тости горных пород может создать ложное представление о повсемест­ном распространении аномальных трещин и, следовательно, об одно­образном характере трещиноватости на больших пространствах.

В табл. 18 приводятся данные о преобладающих направлениях тре­щин на тектонически однородных участках в пределах рассматривае-

Таблица 18

Преобладающие азимуты трещин

2S*

мой территории. Внутри отдельных площадей в связи с расположенны­ми в их пределах структурами или вертикальными нарушениями моно­клинального залегания слоев в направлениях трещин наблюдаются значительные колебания.

Фактов, прямо указывающих на последовательность возникновения трещин (по их заполнению и т. п.), нет и судить об этом можно только по косвенным признакам. Северо-восточные и северо-западные трещи­ны пересекаются между собой наиболее часто; при этом они не меняют первоначального направления и остаются четко выраженными. Мери­диональные и широтные трещины нередко прерываются трещинами северо-западного направления. Неоднократно дополнительные трещины прерывают распространение фоновых. Наконец, в ряде пунктов трещи­ны всех четырех систем взаимно пересекаются.

В г. Боровичи на р. Мете существует небольшая куполовидная складка в доломитах лихвинского возраста. В них наряду с обычными фоновыми трещинами, отчетливо видны радиальные и концентрические, возникшие только в пределах данной структуры. Поскольку распростра­нение дополнительных трещин ограничено площадью небольшой струк­туры, то очевидно, что они образовались под воздействием локальных тектонических сил одновременно с возникновением самой структуры. Следовательно, вполне вероятно наличие прямой связи между формой локальных структур и ориентировкой дополнительных систем трещин, образовавшихся при их возникновении. ’

Можно считать доказанным, что направление трещин не зависит от характера горных пород, а все остальные особенности — густота, ха­рактер стенок, ширина, форма — в большей или меньшей степени свя­заны с литологическими свойствами пород. При этом наиболее досто­верные результаты по выявлению тектонически осложненных участков получаются при замерах трещин в каменистых и плотных породах. '

Наиболее^интенсйвная трещиноватость (фоновые и дополнительные трещины) наблюдается в западной части Ордовикского плато на Ижорской возвышенности (между Котловской и Гатчинской зонами на­рушений). Здесь в породах ордовика проходит целая система верти­кальных разрывов и зачастую наблюдаются мелкие складки, а по гео­физическим данным намечается осложнение строения поверхности кри­сталлического фундамента. Эта территория испытала неоднократные движения разного знака, что и явилось, по всей вероятности, главной причиной раздробленности пород. Интенсивная трещиноватость отло­жений ордовика и девона вдоль Мгинской и Волховской зон нарушений подтверждает тектоническую природу образования заключенного меж­ду ними выступа ордовикских отложений, направленного к югу. Услож­ненная трещиноватость установлена вдоль так называемого везенберг- «скоро уступа в районе г. Сланцы. Замеры трещин в карьере у д. Миши­на Гора показали, что их направления совпадают с простираниями тре­щин, развитых на всей прилегающей территории. Это может свидетель­ствовать о коренном залегании пород, которые С. М. Чихачев (1936) и В. А. Котлуков (1955) принимают за отторженцы. Наклонное поло­жение как фоновых, так и дополнительных трещин свидетельствует, скорее всего, о вторичном характере нарушения моноклинального зале­гания слоев. Следовательно, результаты изучения трещиноватости гор­ных пород указывают на тектоническую природу Гдовских дислокаций.

Аномальной трещиноватостью пород подтверждается сложное гео­логическое строение осадочного чехла и кристаллического фундамента г районе г. Пскова и южнее. Все обнаруженные в этом районе локаль­ные структуры совпадают с зоной интенсивной трещиноватости. Сле­дует указать, что усложненная трещиноватость в девонских и камен­ноугольных отложениях вдоль карбонового глинта приурочена к по­вышенным участкам довизейского рельефа, что является дополнитель­ным доказательством его структурно-денудационного характера. Трещи­новатостью подчеркивается проявление Боровичского вала в борович- ском структурном подъярусе. Аномальная трещиноватость приурочена также к зонам новейших проявлений разрывной тектоники, выявленным путем морфоструктурного анализа — например в районе Крестцов, Старой Руссы и др. (Саломон и др., 1967).

По поводу причин возникновения трещиноватости горных пород на Русской плите существуют самые различные точки зрения. Н. С. Шат- ский (1955) полагал, что для всей платформы выдерживаются одни и те же системы трещин (ортогональная и диагональная). Е. Н. Пермяков (1949) считает все трещины на платформе тектоническими и связывает их расположение с очертаниями структурных форм залегания слоев. А. С. Новикова (1951), напротив, считает всю трещиноватость плат­формы нетектонической, возникшей при уплотнении пород и не видит в расположении трещин ясных закономерностей. В. В. Белоусов (1962) относит трещиноватость пород платформы к развитой повсеместно об­щей трещиноватости, возникшей в результате диагенетического уплот­нения пород. Вместе с тем он допускает, что направление трещин пред­определено текстурными особенностями пород и, может быть, частично тектоническими причинами. С. С. Шульц (1964) считает, что трещино­ватость горных пород на Русской плите является эндогенной, т. е. воз­никшей в результате изменения объема горных пород стяжением при их охлаждении или высыхании, как это ранее предположил и В. В. Бе­лоусов (1954, 1962 гг.). Направление трещин, по его мнению, обусловле­но внешними (экзогенными) причинами, связанными, по-видимому, с- планетарными явлениями (изменение скорости вращения Земли, из­менение формы Земли, твердые приливы и иные причины). Используя термин, употреблявшийся Н. С. Шатским (применительно к сетке раз­ломов и тектонических швов, возникших, как он предполагал, в связи с вращением Земли и , возможно, с изменением его скорости), С. С. Шульц предложил называть трещиноватость горных пород, на­блюдаемую на Русской плите, также «планетарной». При этом он пред­полагает, что азимуты трещин в отложениях разного возраста должны быть различными, так как связывает это с изменением положения оси вращения Земли. И В. В. Белоусов, и С. С. Шульц обращают внимание на недостаточную изученность вопроса о трещиноватости горных пород и необходимость дальнейших исследований в этом направлении.

Собранный богатый разнообразный фактический материал по тре­щиноватости горных пород рассматриваемой территории и всего северо­запада Русской плиты позволяет предположить, что фоновые трещины действительно образовались под воздействием диагенеза и причин пла­нетарного характера, а дополнительные широтные и меридиональные трещины возникли одновременно с локальными структурами и разры­вами как следствие местных тектонических процессов. Вместе с тем никаких внешних различий между фоновыми и дополнительными трещи­нами заметить не удается. Повсеместное распространение и идентичность ориентировки трещин, начиная от архейских пород фундамента до чет­вертичных образований включительно, позволяют рыдвинуть предполо­жение о том, что образование фоновых трещин — процесс постоянный и непрерывный. Должно быть, трещины, возникшие в осадочных поро­дах при диагенезе осадков, окончательно формируются в процессе их литификации; при этом трещины в вышележащих слоях наследуют ори­ентировку трещин подстилающих пород. Ориентировка трещин не ме­няется даже при отсутствии в разрезе отложений, уничтоженных или

не отложившихся во время длительных континентальных перерывов (например между нижним кембрием и ордовиком, ордовиком и верх­ним девоном). Приуроченность дополнительных трещин к локальным поднятиям или вертикальным разрывным нарушениям указывает на одновременное с ними образование под воздействием тектонических сил, действовавших їв определенные промежутки времени.

Связь между геологическим строением территории и современным рельефом

Главная особенность соотношения между геологической структурой территории и ее современной поверхностью состоит в том, что наиболее приподнятому положению кристаллического фундамента и отложений осадочного чехла на границе с Балтийским щитом соответствуют наибо­лее пониженные участки современной поверхности, в пределах которых расположены крупнейшие водоемы, приуроченные к древним грабено­образным структурам (Финский залив, Ладожское и Онежское озера, Белое море). Все это пространство, названное Балтийско-Беломорской низменной зоной (Масляев, 1955), с юго-востока ограничено Валдай­ской возвышенностью, образующей Валдайско-Онежский уступ, обра­щенный к северо-западу; со стороны Балтийского щита граница низмен­ной зоны проходит севернее Финского залива — от Выборга до Сорта- еэлы, откуда поворачивает на Медвежьегорск. Поверхность Балтийско­Беломорской низменности имеет ступенчатое строение. Валдайско­Онежский, или иначе Карбоновый, уступ образует внешнюю ступень. Внутренняя ступень, расположенная на 100—150 м ниже, образована Балтийско-Ладожским уступом, или Ордовикским глинтом. Кроме того, на южном берегу оз. Ильмень в бурегских известняках выработана не­высокая ступень длиной в несколько километров. •

Эти уступы на всем протяжении достаточно детально изучены бу­рением и геофизическими методами. Полученные данные указывают на денудационное происхождение этих уступов без прямой связи с верти­кальными тектоническими нарушениями.

Непосредственное выражение геологической структуры в современ­ном рельефе отмечается на северо-западном склоне Московской сине­клизы. Так, Ижорская возвышенность образовалась в результате под­нятия блока путиловского структурного яруса, заключенного между Котловской и Гатчинской нарушенными зонами. Небольшая возвышен­ность, расположенная южнее Ладожского озера, соответствует незна­чительно приподнятому выступу путиловского структурного яруса меж­ду Мгинским и Волховским нарушениями. Отдельные структурные эле­менты нашли отражение в контурах берегов Финского залива и Ла­дожского озера. Широкие выступы берега Финского залива севернее Ижорской возвышенности, в районе поселков Косколово и Усть-Луга, соответствуют поднятым блокам в осадочном чехле. По направлениям нарушенных зон, ограничивающих указанные блоки, наблюдается спрямленность контуров берега.

Отдельные локальные структуры, например Локновская, Печор­ская, Лопатовская, Волковская и другие, наблюдаемые в новгородском структурном подъярусе, как уже говорилось, также выражаются воз­вышенностями в рельефе современной поверхности.

Вместе с тем далеко не все известные возвышенности в современ­ном рельефе отражают положительные тектонические структуры. Так, например, широко известные Валдайская гряда и Судомская возвышен­ность (Шульц и др., 1963) представляют собой типичные аккумулятив­ные ледниковые формы.

Перечисленные выше примеры показывают широкое проявление прямых связей современного рельефа со структурами осадочного чехла рассматриваемой территории. К аналогичному выводу пришел и Б. Н. Можаев (1966). Противоположное мнение о преобладании на се­веро-западе Русской плиты обращенных форм рельефа высказывают Ю. А. Мещеряков (1953, 1961) и И. П. Герасимов (1959). В статье «Но­вые данные о тектонике Ильменской впадины» В. С. Кофман (1966 г.) также развивает представление об обращенном рельефе.