РОССИЙСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ПЕДАГОГИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ им. А.И. ГЕРЦЕНА Никитин Михаил Юрьевич

РОССИЙСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ПЕДАГОГИЧЕСКИЙ
УНИВЕРСИТЕТ им. А.И. ГЕРЦЕНА
На правах рукописи
Никитин Михаил Юрьевич
ТРАВЕРТИНОГЕНЕЗ ИЖОРСКОГО ПЛАТО В ГОЛОЦЕНЕ
Специальность: 25.00.25. – геоморфология и эволюционная география
Диссертация на соискание ученой степени
кандидата географических наук
Научный руководитель:
доктор педагогических наук,
кандидат геолого-минералогических наук
профессор Е.М. Нестеров
Санкт-Петербург
2015
ОГЛАВЛЕНИЕ
Введение – стр. 3
Глава 1. Общая характеристика природной среды Ижорского плато и
соседних территорий – стр. 11
Глава 2. Травертины, как природные маркеры разрывных нарушений – стр. 29
Глава 3. Генетические особенности пресноводных карбонатолитов – стр. 75
Глава 4. Пресноводные карбонатолиты Ижорского плато – стр. 109
Глава 5. Палеогеографическая и палеоэкологическая реконструкция условий
формирования пресноводных карбонатолитов Ижорского плато – стр. 162
Заключение – стр. 176
Литература – стр. 179
2
Введение
Актуальность работы. В течение ХХ века в отечественной и зарубежной
науке были обобщены сведения о континентальном карбонатообразовании:
Формирование
залежей
вторичных
карбонатных
пород,
таких
как
разнообразные пещерные образования, травертины (называемые также
известковыми
отечественной
туфами),
традиции,
калькарениты,
называемые
известковые
гажой),
алевро-пелиты
каличе,
(в
обусловлено
распространённостью в местном строении коренных карбонатных пород
(известняков, мергелей, доломитов и т. д.). Деятельность подземных вод,
переносящих растворённые карбонатные соединения приводит к проявлению
карстовых процессов, зависящих от ряда климатических факторов, прежде
всего, таких как баланс влажности, количество и периодичность атмосферных
осадков и сезонный ход температур. Таким образом, долгое время процесс
формирования
хемогенным
континентальных
моделям.
карбонатонакоплении
Если
карбонатолитов
сводился
к
чисто
биогенный
фактор
в
морском
ведущим,
особенно
в
последние
признавался
десятилетия, то значение биоты (особенно в отечественной науке) в
формировании континентальных карбонатолитов рассматривалось редко.
Современная интеграция естественнонаучных исследований вывела на новый
уровень
представление
о
континентальном
карбонатогенезе,
как
многофакторном природном явлении. Произошло это в результате появления
новых сведений о природе геодинамических процессов, дегазации и
дегидратации
недр
планеты,
роли
биоты
в
разнообразных,
подчас
экстремальных средах, успехов изотопной диагностики. Ижорское плато, как
и вся Балтийская куэста, представляет собой уникальный полигон для
подобного рода исследований. В течение четвертичного периода эта
территория
претерпела
неотектоническую
перестройку,
началось
формирование впадины Балтийского моря, происходили неоднократные
контрастные климатические изменения, сопровождавшиеся покровными
3
оледенениями. Преобразование ландшафтов шло с высокой степенью
интенсивности. До настоящего времени на Ижорском плато сохранился
специфический рельеф, свидетельствующий о параллельном действии
неотектонического и ледникового факторов. На голоценовом этапе развития
территории происходило масштабное пресноводное карбонатонакопление,
максимум которого отмечается в бореальной стадии с постепенным
снижением интенсивности вплоть до настоящего времени. При изучении
залежей ранне-среднеголоценовых травертинов и немногочисленных очагов
современного травертинообразования Ижорского плато можно получить
необходимую информацию об обстоятельствах многих природных процессов
в прошлом, отвечая на вопросы: какие из факторов действовали в раннем
голоцене
и
почему
не
действуют
сейчас.
Тем
самым,
появляется
принципиальная возможность для экстраполяции, так весьма велика
вероятность цикличной природы этих процессов. Что особенно важно в
контексте усиления антропогенной нагрузки на территорию.
Представленное исследование направлено на получение информации о
природе и истории ландшафтов Ижорского плато, посредством изучения
генетических
интенсивного
особенностей
зон
травертиногенеза
генерации
Ижорского
травертинов,
плато
времени
ограниченного
продолжительностью функционирования зон – проводников водно-газовых
флюидов, содержащих CO2.
Объектом исследования являются зоны генерации пресноводной извести:
биохемогенных травертинов, калькаренитов и несвязных алевро-пелитовых
карбонатолитов.
Предмет
исследования
–
особенности
пресноводного
карбонатного
литогенеза с участием специфичных фотоавтотрофных сообществ в составе
биогеоценозов в условиях Ижорского плато.
Целью настоящей работы является установление природных особенностей и
хронологии активного континентального карбонатонакопления в пределах
Ижорского плато.
4
Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:
Изучение разновидностей пресноводных карбонатолитов, их структурных и
текстурных особенностей, их географического распространения;
Изучение видового состава биоты, участвующей в осаждении разнообразных
литологических вариантов травертинов;
Поиск и применение эффективных методов датирования пресноводных
карбонатолитов и генетически связанных с ними других образований на
территории Ижорского плато;
Изучение системы дислокаций Ижорского плато.
Защищаемые положения:
1. Зоны формирования травертинов являются природными маркерами
дизъюнктивных дислокаций – одними из наиболее характерных структурных
особенностей Ижорского плато.
2.
Травертины
жизнедеятельности
Ижорского
автотрофных
плато
формируются
сообществ
в
в
результате
условиях
транспорта
плато
обусловлена
природных растворов через систему дизъюнктивов.
3.
Хронология
травертиногенеза
Ижорского
уменьшающейся интенсивностью флюидно-эманационной разгрузки недр в
течение голоцена.
Теоретической и методологической основой диссертации являются труды
классиков географии и геологии северо-запада России: С.С. Куторги, Ф.Б.
Шмидта, С.Г. Войслава, С.А. Яковлева, М.М. Тетяева, М.Э. Янишевского,
И.В. Даниловского, Г.А. Дымского, К.К. Маркова, Р.П. Мянниль, В.В.
Алабышева, С.С. Кузнецова, Б.Н. Можаева, Е.Л. Грейсера, Д.Б. Малаховского,
Д.Д. Квасова, И.М. Экмана, И.Я. Даниланса, Т.Д. Бартош, Я.Э. Юдовича, а
также специалистов по вопросам пресноводного карбонатогенеза Западной
Европы и США: Аллана Пентекоста (Allan Pentecost), Дитхарда Сандерса
(Diethard Sanders), Роберта Фолька (Robert L. Folk) и др.
В основу диссертационного исследования положен принцип системности.
Под системностью понимается определённая упорядоченность в пространстве
5
природных объектов и явлений. Их закономерная взаимосвязь и коэволюция.
Травертиногенез Ижорского плато рассматривается в контексте синхронных
ему событий, как регионального, так и глобального масштаба.
Материалы и методы. Фактический материал, положенный в основу
диссертации, представляет собой результаты тематических исследований на
территории Ижорского плато. Они включают в себя инструментальные
измерения элементов залегания геологических тел и дизъюнктивов, их
нарушающих (более чем в 200 точках), описания естественных обнажений и
шурфов, а также кернов из скважин, которыми пройдены ключевые для
исследования участки, изучение залежей пресноводных карбонатолитов в
контексте геологической и геоморфологической обстановки,
датирование травертинов,
14
230
Th/U –
С – анализ органического материала из толщ,
содержащих карбонатолиты, определение изотопного состава по δ18O и δ13C
из разреза «Пудость», изучение состава палеонтологических остатков, их
тафономических особенностей и приуроченности к палеоландшафтам.
230
Th/U и
14
С датировки выполнены в Лаборатории палеогеографии и
геохронологии четвертичного периода факультета географии и геоэкологии
СПбГУ в следующем составе: Арсланов Х.А. (д.г-м.н., профессор СПбГУ),
Кузнецов В.Ю. (д.г-м.н., профессор СПбГУ), Максимов Ф.Е. (к.г.н., научный
сотрудник, СПбГУ), Жеребцов И.Е. (мл. научный сотрудник СПбГУ),
Левченко С.Б. (мл. научный сотрудник СПбГУ), Баранова Н.Г. (мл. научный
сотрудник СПбГУ).
Лабораторные анализы определения δ18O (‰ V-PDB) и δ13C (‰ V-PDB) в
травертинах из разреза «Пудость» проведены на оборудовании Kiel IV
automated carbonate device с масс-спектрометром ThermoElectron Delta V Plus в
Университете Невады (США) Джонатаном Бейкером (Jonathan L. Baker).
В точках современной и древней генерации травертинов проводился сезонный
и суточный полевой мониторинг показателей среды субаквальных экосистем
(tºC, pH, dGH, dKH) с помощью Eutech Instruments TDS 6+ и Hanna pHep-2.
6
Исследование образцов проводились методом сканирующей электронной
микроскопии
для
изучения
микроструктур
современных
и
древних
травертинов. Образцы предварительно напыляли золотом (толщина слоя
напыления ~ 100 Ǻ). Съемка проводилась на сканирующем электронном
микроскопе ABT-55 (Япония) при ускоряющем напряжении 25 kV в
лаборатории изотопной геологии Института геологии и геохронологии
Докембрия РАН аналитиком М.Р. Павловым.
Минеральный состав образцов определялся методом рентгенофазоваго
анализа в рентгендифракционном центре СПбГУ (аналитики А.М. Николаев,
А.Р. Изатулина). Для диагностики фаз использовался программный комплекс
PDWIN (НПП «Буревестник») и стандартные дифракционные данные из базы
данных Международного Центра дифракционных данных (PDF-2, JCPDS –
International Centre of Diffraction Data). Съемку образцов проводили на
порошковом рентгеновском дифрактометре Rigaku-MinIFlex (CuK-излучение;
напряжение 30 кВ, ток 15 мА, щели Соллера: DS×SS×RS=1.250×1.250×0.3мм,
шаг 0.04°, экспозиция 2,5 с., 2Θ =5-90°.
Шлифы травертинов изготавливались в мастерской ФГУП «Всероссийский
научно-исследовательский геологический институт им. А. П. Карпинского».
Ископаемая
малакофауна
из
голоценовых
отложений
изучалась
в
Зоологическом институте РАН. Видовой состав автотрофной биоты из
источников Ижорского плато диагностировался на кафедре ботаники,
биолого-почвенного факультета СПбГУ и Ботаническом институте им. В.Л.
Комарова РАН. Материалы для аналитических исследований получены
непосредственно из зон генерации пресноводных карбонатолитов на
территории Ижорского плато.
7
Научная новизна.
Получены
новые
данные,
устанавливающие
генетическую
связь
зон
генерации травертинов Ижорского плато с его системой дислокаций.
Подтверждён и уточнён биогенный характер травертинов Ижорского плато.
Изучена и определена современная и ископаемая малакофауна, содержащаяся
в зонах генерации травертинов и гажи.
Получены новые данные о хронологии формирования травертинов Ижорского
плато, с применением 230Th/U-метода датирования.
Впервые
на
материале
травертинов
Ижорского
плато
выявлены
закономерности изотопных соотношений: 16О – 18O и 12С – 13C.
Теоретическая значимость заключается в конкретизации определяющей
роли фотоавтотрофных сообществ в механизме генерации травертинов.
В новом методологическом подходе к изучению интенсивности и времени
функционирования зон разрывных нарушений с помощью датирования
синхронных им травертинов.
В выявлении местных палеоклиматических событий в течение голоцена на
основании изотопной диагностики по δ18O и δ13C в контексте других
региональных событий.
Практическая
значимость
работы:
Сравнение
особенностей
ранне-
среднеголоценового и современного травертиногенеза даёт полноценную
информацию для прогностики развития природных систем в условиях
повышенной антропогенной нагрузки. Информация из данной работы может
применяться в разнообразных, по своей методике, исследованиях: в
геологическом, геоморфологическом, геоэкологическом, гидрогеологическом,
геохимическом, гидробиологическом изучении природных объектов, в том
числе, в образовательном процессе. Авторская информация о пресноводных
карбонатолитах использована Центром государственного геологического
картографирования
ФГУП
ВСЕГЕИ
для
работы
по
созданию
Государственной Геологической Карты четвертичных образований масштаба
1:1000000 (листы О-35 (с клапаном N-35), О-36).
8
Достоверность исследований определяется:
Разносторонним
исследованием
территории
с
применением
полевой
информации.
Сбором и обработкой исторических и этнографических сведений о залежах
травертинов и других пресноводных карбонатолитов, а также способах их
использования.
Перекрёстными методиками определения изотопного возраста:
230
Th/U – по
травертинам и 14С – по органическим остаткам.
Определением количественной характеристики δ18O (‰ V-PDB) и δ13C (‰ VPDB) из пресноводных карбонатолитов и органических остатков, содержащихся
в них.
Вспомогательными анализами: фациальным, палеонтологическим.
Апробация работы: Основные положения диссертации изложены в 18
печатных работах, из них – 3 статьи из списка рецензируемых изданий.
Результаты
исследования
докладывались,
обсуждались
и
получили
положительную оценку на: V и VI созывах международной конференции
«Геология в школе и ВУЗе» в Санкт-Петербурге (РГПУ им. А.И. Герцена), в
2007 и 2011 годах; ХХХ пленуме геоморфологической комиссии РАН
«Отечественная геоморфология: прошлое, настоящее, будущее» в СанктПетербурге, в 2008 году; работе международного семинара «Геология,
геоэкология, эволюционная география» в Санкт-Петербурге (РГПУ им. А.И.
Герцена) в 2003, 2008 и 2011 годах; в I Международной научно-практической
конференции молодых ученых и специалистов, посвященной памяти
академика А. П. Карпинского в 2009 году (Санкт-Петербург, ВСЕГЕИ), в VII
Всероссийском совещании по изучению четвертичного периода в г. Апатиты,
в 2011 году, в совещании и экскурсиях INQUA Peribaltic Working Group, во
Всероссийском литологическом совещании, посвящённого 100–летию со дня
рождения Л.Б. Рухина в 2012 году; в VIII Всероссийском совещании по
изучению четвертичного периода: «Фундаментальные проблемы квартера,
итоги изучения и основные направления дальнейших исследований» (ЮНЦ
9
РАН,
г.
Ростов-на-Дону,
июня
10-16
2013
года);
в
конференции
Геологического Общества Америки (Geological Society of America) в Денвере
(Колорадо,
США)
27-30
октября
2013
года;
в
VII
Всероссийском
литологическом совещании в Новосибирске, 28-31 октября 2013г.
Структура работы:
Диссертационная работа содержит: введение, пять глав, заключение и список
литературы.
Благодарности:
Моему научному руководителю – Евгению Михайловичу Нестерову;
Моим друзьям, наставникам и соратникам – Александре Александровне
Медведевой, Фёдору Евгеньевичу Максимову, Эрику Викторовичу Табунсу,
Павлу Владимировичу Кияшко, Вячеславу Григорьевичу Колокольцеву,
Светлане Викторовне Смирновой, Елене Геннадьевне Пановой, Ольге
Викторовне
Франк-Каменецкой,
Георгию
Сергеевичу
Бискэ,
Георгию
Сергеевичу Искюлю, Павлу Олеговичу Мирошниченко, Ларисе Михайловне
Зариной,
Александру
Юрьевичу
Ишукову,
Михаилу
Германовичу
Демидовичу, Святославу Юрьевичу Енгалычеву, Джонатану Ллойду Бейкеру,
Наталии Владимировне Касимцевой, Татьяне Павловне Митюшевой, Елене
Николаевне Патовой, Якову Эльевичу Юдовичу, Евгению Анатольевичу
Гусеву, Полине Сергеевне Вахрамеевой, Дмитрию Владимировичу Пушке,
Екатерине
Дмитриевне
Валяевой,
Александре
Евгеньевне
Кротовой-
Путинцевой, Роберту Вилховичу Руотси, Петру Петровичу Рятте, Ивану
Петровичу Рятте, Анаит Суреновне Григорян, Раисе Никоновне Медведевой;
Геофизикам Горного института: Владимиру Васильевичу Глазунову и
Ильдару Исмагилову;
Гидрогеологу компании «Химбур» – Александру Владимировичу Зыкову;
Коллективу буровой бригады ФГУП «Севзапгеология»;
Коллективу администрации Пудостьского сельского поселения;
И ещё многим другим замечательным людям, помогавшим в работе над этим
диссертационным исследованием.
10
Глава 1
Общая характеристика природной среды Ижорского плато и соседних
территорий
Геолого-геоморфологическая характеристика такого объекта, как Ижорское
плато, наиболее полно может быть увязана с продолжением его структур или
соседними структурами, пространственно или генетически связанными с его
локальными особенностями. Поэтому для полного понимания процессов,
способствующих или препятствующих такому явлению, как пресноводный
карбонатогенез, а также для обобщения природных событий, рассмотрение
объекта исследования требуется в контексте окружающих территорий.
Территория, занимаемая Ижорским плато, находится на северо-западе
Восточно-Европейской (Русской) платформы и располагается в северной
части
Балтийской
моноклизы,
в
зоне
контакта
между
основными
структурными элементами платформы: Балтийским (Фенноскандинавским)
кристаллическим щитом и Русской плитой. В строении рассматриваемой
территории традиционно выделяются два структурных этажа: нижний –
кристаллический фундамент и верхний – осадочный чехол. Кристаллический
фундамент Русской платформы представлен сложно дислоцированными и
интенсивно метаморфизованными породами архея – раннего протерозоя,
прорванными интрузиями различного состава. Осадочный чехол сложен слабо
дислоцированными,
метаосадочными
субгоризонтально
породами
рифея
залегающими,
и
осадочными
преимущественно
породами
венд-
фанерозойского возраста.
Строение осадочного чехла на территории, занимаемом Ижорским плато, во
многом напоминает соседние приглинтовые области: плато Пандивере и
Волховское плато. Региональные различия заключаются в вариативности
мощностей
и
латерального
простирания
стратиграфических
единиц.
Геологические тела, формирующие свиты, как правило, не имеют сплошного
вдольглинтового простирания. В основании разреза, на эродированной
11
дорифейской
поверхности
фундамента
залегает
осадочный
комплекс
валдайской и балтийской серии венда (до 300 метров по мощности) (Геология
СССР, 1971).
Венд согласно перекрыт глинистыми и алевро-песчаными отложениями
нижнего кембрия. В кровле нижнекембрийских «синих» глин (ломоносовская
и сиверская свиты) выработана эрозионная поверхность, выше которой
залегают отложения люкатинской свиты, характеризующиеся переслаиванием
глин и мелкозернистых песчаников. Мощность люкатинской свиты на
Ижорском плато вариативна и увеличивается в западном направлении,
достигая в Эстонии 75 м. Перекрывающая её тискреская свита сложена
кварцевыми косослоистыми песчаниками, с тонкими линзами глин в своей
нижней части. Мощность тискреской свиты на Ижорском плато достигает 15
м. В естественных обнажениях эти свиты хорошо представлены в долинах рек
Сума и Ломашка.
К востоку от Красного Села, отложения нижнего кембрия перекрыты
терригенными
образованиями
саблинской
свиты
среднего
кембрия
(отсутствующей на западе области), представленными, преимущественно,
кварцевыми
мелко-среднезернистыми
песчаниками.
С
выраженно
контрастным несогласием саблинская свита перекрывается отложениями
верхнего кембрия, которые на Ижорском плато представлены двумя свитами.
На восток – от Дудергофа до устья реки Сясь распространены отложения
ладожской свиты, которые преимущественно представлены кварцевыми
песчаниками с раковинами беззамковых брахиопод. Ладожская свита с
залегает на саблинских песчаниках и расчленяется на нижнюю и верхнюю
подсвиты (на Ижорском плато распространена только верхняя). К западу от
Дудергофа отложения верхнего кембрия представлены ломашкинской свитой,
трансгрессивно
залегающей
на
нижнекембрийских
образованиях.
Ломашкинская свита сложена кварцевыми песчаниками с битуминозными
аргиллитоподобными сланцами, мощностью до двух метров, она установлена
только на западном участке Ижорского плато.
12
На эродированной поверхности пород кембрийской системы с несогласием
залегают терригенные образования тосненской свиты нижнего ордовика, с
обилием
раковин
беззамковых
брахиопод.
В
верхах
красноцветных
песчаников тосненской свиты, согласно в большинстве экспозиций, залегают
углеродистые
ордовика.
аргиллитоподобные
Их
мощность
сланцы
наиболее
копорской
свиты
нижнего
вариативна,
среди
других
стратиграфических подразделений ордовикской части разреза. В плане,
область распространения отложений копорской свиты также необычна. Она
представляет собой «восьмёркообразное» в плане, пластовое тело, на западе
которого фиксируются максимальные мощности – до 6 метров (в районе
стратотипа – села Копорье). На восточном окончании глинта (в районе
нижнего течения реки Сяси) мощности копорской свиты не превышают
одного метра. В центральной части «восьмёрки» – в районе Мги, свита
полностью срезана аренигской трансгрессией. В восточной части Ижорского
плато (в районе Павловска или Саблино) мощности этой свиты обычно не
превышают 10-25 см (Геология СССР, 1971; Геологическая карта…, 2007;
Зубцов, 1995).
В кровле копорской свиты фиксируется несогласие, соответствующее новому
трансгрессивному этапу. Залегающие выше отложения леэтсеской свиты
представляют собой небольшие по мощности (30 – 40 см) глинистые, с
обилием
зёрен
глауконита,
с
карбонатными
стяжениями,
кварцевые
песчаники. Эти отложения лежат в основании мощной (до 150 м) карбонатной
толщи,
начинающейся
глауконитовыми
пакстоунами,
вакстоунами
и
грейнстоунами, со значительной долей терригенной, в том числе глинистой
примеси. Нижняя часть названной толщи (до 6 м), именуемая волховской
свитой, состоит из множества интервалов, представляющих элементарные
прослои, сформированные в условиях приливной и штормовой аккумуляции.
Выше волховской свиты залегают известняки обуховской, медниковской,
вийвиконнаской, грязновской, шундоровской, хревицкой, елизаветинской,
врудской и изварской свит. Количество терригенной составляющей этой
13
карбонатной толщи уменьшается вверх по разрезу, при некотором увеличении
доломитизации в этом же направлении (Геология СССР, 1971; Зубцов, 1995;
Дронов, 1999).
В приглинтовой полосе Ижорского плато верхи ордовикской карбонатной
толщи обычно ограничены обуховской свитой, южнее линии глинта
последовательно обнажаются более молодые отложения ордовика. Область
распространения пород девонской системы имеет на Ижорском плато весьма
изрезанную северную границу. Обычно это объясняется более слабыми
механическими свойствами девонских пород, которые в своей нижней части
здесь представлены мергелями наровской свиты и перекрывающих её с
несогласием песчаниками арукюлаской свиты среднего девона. Наиболее
северным участком распространения пород девонской системы на Ижорском
плато является участок между Дудергофом и Павловском. В пределах
Лужско-Оредежской равнины арукюлаская свита перекрыта мощными
терригенными красноцветами оредежской свиты среднего девона. Особый
интерес представляет то обстоятельство, что в некоторых экспозициях
наблюдается угловое несогласие между кровлей ордовика и подошвой девона
(Геология СССР, 1971; Яковлев, 1926; Кузнецов, 1968).
Почти повсеместно на Ижорском плато палеозойские осадочные образования
перекрыты позднеплейстоценовыми ледниковыми отложениями лужской
стадии,
представленными,
преимущественно,
валунными
глинами
и
суглинками, мощностью до 10-12 метров. Среди часто встречающихся
включений в моренных образованиях – обломки местных палеозойских пород
(чаще всего ордовикских известняков), в северной части плато они обычно
доминируют. Валунные пески и супеси по площади распространения
занимают подчинённое положение, обычно, в составе немногочисленных
озов.
Отложения
приледниковых
бассейнов
на
территории
плато
распространены незначительно, преимущественно на его востоке и юговостоке. Голоценовые отложения представлены аллювиальными, озёрными,
14
болотными осадками, нередко с различной карбонатной составляющей
(Геологическая карта…, 2007).
Современный рельеф представляет собой результат сложной и длительной
геологической истории. В настоящее время преобладает мнение, что с
середины мезозоя и до середины кайнозоя на северо-западе Русской равнины
существовал
континентальный
режим.
В
результате
длительной
многофакторной денудации моноклинально залегающих терригенных и
карбонатных палеозойских пород образовалась пластово-моноклинальная
равнина со куэстовым рельефом. В период неоген-эоплейстоценовой
тектонической активизации Восточно-Европейской платформы и Балтийского
щита,
вызванной
альпийским
тектогенезом,
произошли
подвижки
пенепленизированной поверхности, созданной на предыдущем этапе. В это
время сформировались структуры, находящие свое отражение в чередовании
современных возвышенностей и низменностей северо-западной части Русской
плиты (Спиридонов, 1978; Геология и геоморфология…, 1991; Геологическая
карта…, 2007).
Региональные особенности рельефа Балтийской куэсты состоят в том, что он
весьма
типичен
для
зоны
тектонического
сочленения
Балтийского
кристаллического щита и Русской плиты. Эта зона, характеризующаяся
единым планом строения, протягивается, в том числе, вдоль всего БалтийскоЛадожского глинта: от острова Эланд, в южной Швеции до устья реки Сясь в
Ленинградской области. По особенностям происхождения, развития и
морфологии рельефа Балтийской куэсты выделяются два района. Один
располагается в пределах суши, соответствуя Североэстонскому, Ижорскому
и
Волховскому
плато,
второй
соответствует
прилегающей
к
ним
предглинтовой низине и подводному продолжению её во впадине Финского
залива. Выделение морфоструктуры с таким названием обусловлено единым
тектоническим планом и единым геоморфологическим своеобразием. В
настоящее
время
рассматриваемой
принято
территории
считать,
что
являются:
основными
особенностями
незначительная
интенсивность
15
современных
тектонических
движений
(определяемая
платформенным
режимом), отсутствие молодых кайнозойских (за исключением четвертичных)
отложений и активная экзарационная и аккумулятивная деятельность
плейстоценовых ледников и их талых вод, обусловившая разнообразие и
молодость современного рельефа. По мнению многих исследователей, в
результате деятельности осташковского оледенения
здесь сформировался
рельеф, нивелировавший все предыдущие геоморфологические процессы, тем
самым, создавая все основные особенности современных ландшафтов
(Малаховский, 1995; Астахов, 2006).
Доледниковый
рельеф,
будучи
существенно
нивелирован
под
перекрывающими его четвертичными отложениями, оказывается более
контрастным, нежели собственно форма поверхности Балтийской куэсты. При
моноклинальном залегании пластов коренных палеозойских пород и их
различной устойчивости к денудации на северо-западе Русской равнины
образовались структурные ступени. Среди них выделяются ордовикское и
карбоновое плато, осложнённые частными уступами, чередующиеся с
кембрийской и девонской низинами.
Кембрийская низина, выработанная в породах венда и нижнего кембрия,
занимает
наиболее
низкое
гипсометрическое
положение.
Ее
слабовсхолмлённая поверхность располагается вдоль южного побережья
Финского залива, Ладожского озера и Карельского перешейка. Абсолютные
отметки в пределах этой ступени меняются от –25 до +50м. Ордовикское
плато, формирующее следующую ступень, сложено карбонатными породами
и ограничено с севера Балтийско-Ладожским глинтом. Основание глинта
врезано в верхнюю толщу нижнекембрийских глин лонтоваского горизонта,
выше которой залегает кембро-ордовикская терригенная толща, перекрытая
известняками ордовика. Глинт ориентирован в субширотном направлении,
согласно общему простиранию ордовикских пород, бронирующих плато. В
пределах линии глинта многочисленны эрозионные врезы, наиболее крупные
из которых представляют собой Лужскую и Тосненскую ложбины. Высота
16
(относительное превышение над низиной) и ширина (расстояние от «бровки»
до «подошвы» по горизонтали) глинта различны. На участке Красное Село –
Копорье его высота иногда составляет 60-80 м при ширине 4,5-7 км.
Наибольшие абсолютные отметки участка глинта в пределах плато отмечены
в районах дер. Капорское и ур. Хабони – около 125 м. В междуречьях Нарвы и
Луги, Мги и Тосны его высота не превышает 17-20 м при ширине 1-2 км.
Поверхность Ордовикского плато (в Ижорской её части) полого наклонена к
югу, на востоке района – к юго-востоку. К северу, в сторону уступа эта
поверхность круто наклонена к Кембрийской низине. Имеет максимальные
отметки до 125-150 м в районе дер. Бегуницы (не считая локальных и
наиболее выраженных в рельефе Дудергофских высот – 176 м), откуда она
плавно снижается к западу и востоку до абсолютной высоты 30-60 м (Грейсер,
Дашко, Колтукова, Малаховский, 1980; Геологическая карта…, 1989).
Такой тип рельефа создан комплексной денудацией палеозойских осадочных
пород во время длительного континентального этапа развития, который
установился на всей изучаемой территории в течение мезозоя и первой
половины кайнозоя. Этот мезокайнозойский пенеплен просуществовал, как
минимум,
до
начала
существенных
преобразований,
связанных
с
тектонической перестройкой планеты. Они начались на рубеже миоцена и
плиоцена, во время начального альпийского орогенического этапа, который
сопровождался регрессией Мирового океана. Поверхность дочетвертичных
пород расчленена глубокими палеодолинами, тальвеги которых находятся на
низких, минусовых абсолютных отметках. Начало их формирования принято
связывать с глубокой регрессией Мирового океана на рубеже миоцен –
плиоцен. Предполагается, что его уровень в то время был на 200 метров ниже
современного (Клиге, 1980). Анализ рисунка древней гидрографической сети
говорит
о
том,
что
он
в
значительной
степени
был
обусловлен
геоморфологическим планом более древнего куэстового рельефа. Достаточно
распространено мнение, что заложение палеодолин происходило по древним
зонам трещиноватости и другим системам дизъюнктивов. Так как эволюция
17
рельефа развивалась под действием неотектонических, ледниковых и других
процессов, длительность его формирования на последнем этапе можно
определить интервалом от неогена до настоящего времени (Рычагов, 2006).
Особенности рельефа Ижорского плато прямо указывают на тектонический
план его строения. Прежде всего, это куэстообразная форма самого плато,
обусловленная моноклинальным залеганием фундамента и дочетвертичной
осадочной толщи. Большая часть невысоких изолированных (или образующих
группы) возвышенностей в пределах плато представляют собой, выраженные
в рельефе, складки. К ним относится, например, специфический «грядовый»
рельеф, который является, по нашему мнению, своеобразным симптомом
неотектонических процессов. Подобные системы гряд распространены на
всей территории Балтийской куэсты и наиболее многочисленны в северной
Эстонии. Депрессии в рельефе заполнены разнообразными четвертичными
осадками: делювиальными, аллювиальными, лимническими, гляциальными,
часто смешанного генезиса. Наиболее распространены осадочные комплексы,
где псаммо-алевритовые ритмичные отложения сменяются прослоями
галечников и валунников. В наибольшей степени это соответствует
чередованию условий и скорости осадконакопления, что нередко является
результатом изменения базиса эрозии, при котором речной врез сменяется
стабилизацией стока и приводит к формированию озёр. Немногочисленные
депрессии в рельефе Ижорского плато чаще всего представляют собой
дизъюнктивы, нередко сложной конфигурации, образовавшиеся в результате
сочетания разрывных структур различного простирания. Таковы, например,
впадины Хюльгюзи и Каськово-Анташи, где располагаются небольшие
слабопроточные озёра. Такие своеобразные водоёмы ещё предстоит выделить
в соответствующую категорию, так как их водообмен осуществляется через
систему трещин (в той или иной степени закарстованных), а водный режим
существенно зависит от уровня грунтовых вод.
Морфология
впадины
Финского
залива
отчётливо
регулируется
обрамляющими её структурами. Отчасти это связано это с тем, что вся
18
подводная территория расположена в той же области моноклинально
залегающих осадочных пород, рельеф поверхности которых также, до конца
миоцена, по всей видимости, был довольно ровным. Таким образом, впадину
Финского залива следует рассматривать, как наиболее гипсометрически
низкую часть Балтийской куэсты. Простирания отрезков береговой линии во
многом совпадают с системой дизъюнктивов, подробное описание которых
следует
ниже.
Принципиальное
геоморфологическое
значение
имел
позднеплейстоцен-голоценовый этап развития рельефа, когда попеременно
действовали ледниковые и морские факторы рельефообразования на фоне
активных тектонических движений. По существующим представлениям
рельеф морского дна представлен следующими генетическими элементами
рельефа: ледниковым, водно-ледниковым, водным и техногенным. В
геоморфологических условиях мелководного шельфа, каковым является
Балтийская котловина, наложенный рельеф еще более усложняется по своим
характеристикам (Геология и геоморфология Балтийского моря…1991;
Жамойда и др., 2008).
Большая
часть
акватории
Финского
залива
является
относительно
мелководной. Максимальные глубины обычно не превышают 60 м, а наиболее
распространенные значения глубин находятся в пределах от 20 до 40 м. Лишь
в горле залива существуют впадины с отметками, превышающими -100 м. Тем
не менее, морфология рельефа дна довольно разнообразна и нередко имеет
директивный характер. В пределах территории, генетически близкой
Балтийской куэсте, выделяются четыре зоны, заметно различающиеся как по
своим морфологическим, так и, частично, по генетическим особенностям
(Жамойда и др., 2008).
Первая зона располагается в восточной части залива от Санкт-Петербурга до
Копорской губы. Она характеризуется наиболее выровненным рельефом.
Здесь наблюдается плавное увеличение глубин в западном направлении от 0-5
м в Невской губе до 30-35 м в районе м. Шепелёв. Характер дна здесь связан с
интенсивными абразионно-аккумулятивными процессами, проявляющимися
19
на мелководье. Кроме того, существенное влияние на особенности рельефа
оказывает аккумулирующая функция твёрдого стока р. Невы, проявляющая
себя, как минимум, последние 2-3 тысячи лет (Жамойда и др., 2008).
Вторая зона охватывает Копорскую губу, где расчлененность донного рельефа
существенно возрастает: здесь находится большое количество гряд и ложбин.
Относительные превышения гряд невелики и редко превышают 10-15 м. В
Копорской губе присутствуют как изометричные, так и линейные формы,
которые имеют северо-западную (320-350°) ориентировку. Высота холмов от
8-10 до 12-15 метров, склоны пологие – 1-2 градуса. Примером рельефа такого
типа служит район Деманстейнских банок, расположенный в северной части
Копорской губы. Подобный рельеф обычно связывают с ледниковой
деятельностью и руслами палеорек. Лишь в прибрежных частях наблюдается
развитие выровненных абразионных и, в меньшей степени, аккумулятивных
поверхностей (Жамойда и др., 2008).
Третья зона находится в западной части Финского залива, охватывающая
Лужскую губу и Нарвский залив. В этой зоне, особенно вблизи островов
Сескар и Малый, преобладают уже более крупные линейные гряды и
ложбины с перепадами высот от 10 до 25 м, имеющие такую же
ориентировку, как и Копорской губе. (В.А. Жамойда и др., 2008). Необходимо
отметить, что эти направления характерны и для соседних территорий
Ижорского плато, где можно видеть системы гряд, а также трещин с теми же
простираниями.
Четвёртая зона располагается вдоль эстонского побережья, начинаясь с
«Нарвской стенки» – резкого перепада глубин на более чем 10 метров. Она
характеризуется
наиболее
контрастным
рельефом,
холмисто-грядовым
рельефом, который носит прямое соответствие с простираниями разрывных
нарушений Северо-Эстонского плато. Вблизи побережья наблюдаются
подводные пологие гряды, в структурной основе которых отмечены
пликативные дислокации (Жамойда и др., 2008).
20
Древние климаты территории Балтийской куэсты развивались в соответствии
с общим трендом событий, происходивших Европе в течение плейстоцена –
голоцена.
Неоднократные
оледенения,
сменявшиеся
межледниковьями,
приводили к череде контрастных климатических изменений. Территория
Ижорского плато начала освобождаться ото льда в течение деградации
ледников Лужской стадии. Волховское плато в это время находилось под
ледником, в Невскую стадию – частично, под водами Новгородского
приледникового озера (Квасов, 1975).
В начале бёллинга, около 13,4 тыс. лет назад, с окончанием лужской стадии
валдайского оледенения территория Ижорского плато освободилась от
ледниковых покровов. На его южном склоне некоторое время продолжали
существовать остатки приледниковых водоёмов. В котловине Финского
залива продолжал формироваться один из плёсов Балтийского Ледникового
озера, которое частично распространялось на территорию самого плато,
особенно в его восточной части. В это время здесь преобладали тундровые
ландшафты, развивавшиеся на моренной равнине. Остаточные озёрные
бассейны постепенно заболачивались, так как началось медленное поднятие
территории. В среднем дриасе (невская стадия), 12,2-11,8 лет назад,
произошли новые подвижки скандинавских ледниковых покровов, которые
привели к изменениям площади БЛО, постепенно освобождавшим восточную
часть Ижорского плато (Квасов, 1975).
Начало аллерёда ознаменовано быстрым потеплением, продолжавшимся 500600 лет и приведшем к появлению на плато берёзовых и еловых лесов, что
достоверно устанавливается в пыльцевых спектрах местных торфяников.
Непродолжительное и сильное похолодание в позднем дриасе не привело к
исчезновению лесов на плато, хотя их состав в это время немного обеднел.
Катастрофический спуск БЛО в начале голоцена привёл к осушению очень
большой территории, в том числе и на востоке плато. Понижение базиса
эрозии
спровоцировало
заложение
первичной
речной
системы,
первоначально, по-видимому, имевшей сток в бассейны палео-Тосны и Луги.
21
Некоторая часть водотоков довольно быстро отмерла, ещё до начала
бореальной стадии, остатки этих аллювиальных отложений встречаются на
значительной территории Тосненского, Гатчинского и Ломоносовского
районов (Геологическая карта…, 1989).
Трансформация климатов голоцена северо-запада Русской равнины наиболее
тщательно изучена на основании палиноспектров, полученных из многих
сотен разрезов (Клейменова, 2000). Климаты, близкие к современным,
сформировались на территории Балтийской куэсты уже к началу бореальной
стадии голоцена (около 9300 лет назад). Она отмечена в региональных
палиноспектрах появлением зрелых лесных сообществ, с преобладанием
берёзы и сосны. В это время началась миграция широколиственных пород
(липы, орешника, ясеня, дуба) в северном направлении. Начало бореальной
стадии характеризуется значительным потеплением, наиболее проявлявшимся
в летний период. Предполагается, что средние июльские температуры были
близки к нынешним значениям, так как зональность палеорастительности
стала напоминать современную. Граница между северной и средней тайгой
проходила примерно по 62°30′ с.ш. Берега Ладожского и Онежского озер
занимали сосновые и березово-сосновые леса, а на южном побережье
Анцилового озера преобладали ельники, которые глубоко распространялись
по долинам рек на территорию Ижорского плато. Таким образом, в
бореальное время эта территория приобретает черты, позволяющие отнести её
к среднетаежному подтипу ландшафтов (Хотинский, 1973, 1982). Это время
исследователями пресноводного карбонатогенеза обозначается как эпоха,
когда интенсивность генерации пресноводной извести в пределах северозапада Восточно-Европейской равнины достигла максимума (Даниланс, 1959,
1963; Мянниль 1963, 1964; Бартош 1976).
В отношении ландшафтов раннеголоценового Ижорского плато любопытной
оказывается информация, полученная нами по малакофауне из разрезов
«Антелево» и «Антропшино». Таксономический состав пресноводных и
сухопутных
моллюсков отражает характер
окружающих
ландшафтов.
22
Неожиданным оказался тот факт, что принципиального изменения видов
моллюсков как в ландшафтах суши данной территории, так и в субаквальной
среде на протяжении большей части голоцена не произошло. В основании
названных разрезов, соответствующих бореальному времени, обнаружены
представители малакофауны, встречающиеся как на всём стратиграфическом
протяжении разрезов, так и в современных ландшафтах Ижорского плато
(Никитин, Кияшко, 2009). Означает это то, что раннеголоценовое потепление
привело к достаточно быстрому появлению растительных сообществ
современного типа. Палинологический спектр Пудостской травертиновой
залежи
демонстрирует
появление
уже
в
бореальной
стадии
таких
термофильных родов, как: Ulmus, Tilia и Corylus (Рис. 1.) (Бартош, 1976).
Рис. 1.
Палинологическая диаграмма разреза «Пудость», составленная Т.Д. Бартош (Бартош, 1976)
Особенности современного климата Балтийской куэсты находятся в прямой
зависимости от её субширотного положения. В зоне преобладающих
23
западных ветров на этой территории слабо увеличивается климатическая
континентальность по направлению на восток. Но эти географические
различия не настолько велики, чтобы выявить региональные климатические
нюансы, существенные для понимания природы генерации пресноводной
извести.
Карстовый
рельеф,
рассматриваемый
в
контексте
травертиногенеза,
неотделим от деятельности подземных вод, циркуляция которых может
усиливаться или ослабевать в зависимости от климатических обстоятельств.
Помимо атмосферных вод, в ней принимают участие глубинные водногазовые смеси, поступающие по системам разрывных нарушений. Наиболее
закарстованные районы Земли – это, прежде всего, районы альпийского
орогенеза и, в несколько меньшей степени, районы неотектонических
поднятий более старых структур. Возможно, климатическая составляющая не
во всех случаях является наиболее значимой, так как баланс коллекторов
подземных вод и водоносных горизонтов зависит не только от количества
поступающей с атмосферными осадками воды и годового хода температур.
Кроме того, собственно термический фактор не является ведущим, так как
карстовые процессы наблюдаются во всех широтах, включая арктические.
В пределах Ижорского плато карстовые (преимущественно поверхностные)
формы достаточно широко распространены: обычны карстовые воронки,
отдельные впадины и сухие карстовые долины длиной от 1 до 26 км, шириной
от 100 до 600 м, глубиной 5-12 м, с крутизной склонов от 5° до 40°.
Территория плато отнесена А.Г. Чикишевым – известным исследователем
карста к Прибалтийской карстовой области, которая охватывает северозападную часть Русской равнины. Она подразделяется на две карстовые
провинции: Северо-Прибалтийскую и Южно-Прибалтийскую, различающиеся
в литолого-тектоническом, морфоструктурном и зональном отношениях.
Северо-Прибалтийская карстовая провинция, охватывающая Эстонию и
Ленинградскую
область,
характеризуется
сравнительно
широким
распространением карста, который развивается в ордовикских, силурийских и
24
частично девонских карбонатных породах. Северо-Прибалтийская карстовая
провинция по особенностям развития и распространения карста, характеру
карстовых форм и их комплексов подразделяется на три карстовых округа:
Западно-Эстонский, Северо-Эстонский и Ижорско-Волховский, который
делится на три карстовых района: Нарва - Лужский, Ижорский и Волховский
(Чикишев, 1978).
Влажный и умеренно-прохладный климат побережья Балтийского моря, по
мнению А.Г. Чикишева, способствует интенсивному развитию карстовых
процессов. Годовое количество осадков увеличивается к западу от 560 до 640
мм. Наблюдения на Ижорской возвышенности показали, что 39 – 59 % от
общего количества выпадающих осадков инфильтруется в толщу известняков,
определяя их выщелачивание. Зима – сравнительно мягкая, средняя
температура
-7,
-8°.
Высота
снежного
покрова
около
0,5
м,
а
продолжительность его залегания 120 – 140 дней. Лето – тёплое, средняя
температура июля около 16,5°. Летние осадки, почти в два раза превышающие
количество осадков холодного времени года, в питании подземных вод почти
не участвуют, а расходуются в значительной мере на испарение, что
указывает на ослабление карстовых процессов в летние месяцы. Осенью,
когда в связи с уменьшением испарения большая часть выпадающих осадков
инфильтруется, карстовые процессы активизируются (Чикишев, 1978).
По мнению А.Г. Чикишева, именно в связи с широким развитием карста на
Ижорском плато, речная сеть «вообще отсутствует» (А.Г. Чикишев, 1978).
Тем не менее, реки там, всё же, имеются. Сума, Систа, Ломашка, Копорка,
Воронка, Рудица, Шингарка, Стрелка, Ижора, Верхний Оредеж – неполный
список из них. Кроме того, на Ижорском плато известны отмершие раннесреднеголоценовые
речные
долины,
свидетельствующие
о
большей
обводнённости территории в прошлом (Карта четвертичных отложений: О-35,
О-36). Озёр, как это отмечает А.Г. Чикишев, действительно мало. Они
приурочены, преимущественно, к периферии упомянутых плато. Самые
крупные из озёр региона – Бабинское, Копанское и Глубокое. Они занимают
25
Нижнелужскую котловину и образованы в результате глубоких эрозионных
процессов по системе трещин на протяжении довольно долгих и разобщённых
во времени (поздний плиоцен – ранний голоцен) и разнообразных генетически
эрозионных процессов (Чикишев, 1978).
Карстовые
формы
А.Г.
Чикишевым
отмечены
вдоль
вертикальных
тектонических трещин, в толще карбонатных пород, но особенно широко они
распространены в верхней её части, до глубины 25 м. Этот поверхностный
карст представлен воронками, понорами, курису, котловинами, суходолами и
нишами. Воронки преимущественно небольшие, редко до 20 м в диаметре и 4
м глубины. На дне многих воронок водопоглощающие поноры. Для
Ижорского плато Чикишевым описаны карстовые воронки с плоским дном и
отвесными склонами высотой до 3 м, при поперечных размерах от 15 до 30 м.
По его мнению, эти воронки образовались в результате разрушения крупных
блоков, отделившихся от карбонатного массива в связи с выщелачиванием
пород вдоль тектонических трещин. Эти ящикообразные воронки формируют
сложные лабиринты понижений, на дне которых располагаются останцы
коренных пород, находящиеся в разных стадиях разрушения. Для окраинных
частей Ижорской возвышенности указываются карстовые источники, которые
часто объединяются в группы: Орловские, Таицкие, Ропшинские, Глядинские,
Оржицкие, Гостилицкие, Лопухинские, Велькотские, Хревицкие и др. По А.Г.
Чикишеву, расход одиночных источников изменяется: от 0,5 до 100 л/сек, а у
групповых может составлять до 400 л/сек. Каверны и полости подземного
карста прослеживаются по всей толще карбонатных пород, их объем нередко
достигает 3 – 5 м3 (Чикишев, 1978).
А.Г. Чикишев указывал, что наиболее широко карст распространён в
окрестностях деревень: Гостилицы, Глядино, Оржицы, Дятлицы, Скворицы,
Тешково, Каськово, Анташи (Рис. 3), Черемыкино, Шундорово, Торосово,
Муратово, Волгово, Губаницы, Кикерино, Телези, Кезелево, Вохоново и
урочищ: Верепье, Хюльгюзи и Финско-Высоцкое.
26
«…Воронки чаще всего вытянуты в цепочку или встречаются небольшими
группами. В некоторых местах (близ деревень Телези, Гостилицы, Верепье)
они завалены валунами и заросли кустарником. Интересны молодые провалы,
указывающие на активное развитие современных карстовых процессов. Один
из таких провалов, расположенный у дер. Кезелево, имеет вид ямы с
обрывистыми стенками, глубиной 1,5 м, и в поперечнике 2,5 м. На дне
провала небольшой понор. Средняя плотность воронок – около 2 на 1 км2.
Часто встречаются колодцеобразные поноры (диаметр 0,5 м, глубина 1,5 –
2,0 м), отводящие поверхностные воды вглубь карстующегося массива.
Карстовые
блюдца
хорошо
выявляются
по
растительности.
Они
отличаются пологими склонами, которые незаметно переходят в равнинную
поверхность. Глубина блюдец 2 – 3 м, диаметр 20 – 40 м. Котловины
встречаются редко. Наиболее крупная из них, расположенная к северу от д.
Дятлицы, достигает 160 м длины, 80 м ширины и 8 м глубины…» (Чикишев,
1978).
Указанные А.Г. Чикишевым формы рельефа Ижорского плато как карстовые,
не являются только лишь таковыми. Более правильно, вероятно, говорить о
формах смешанного генезиса. В своей основе эти провалы, воронки и прочие
формы представляют собой относительно молодые разрывные тектонические
структуры. Кроме того, некоторая часть провалов обусловлены горными
выработками по добыче известняковой плиты (по-местному – «бута»),
таковые известны, например, в окрестностях деревень Телези и Аропаккузи.
По всей видимости, А.Г. Чикишеву о штольнях ничего не было известно, так
как работы в них проводились ещё в довоенный период.
По нашему мнению, возраст большинства проявлений карстовых процессов
Балтийской куэсты можно охарактеризовать, как голоценовый. Значительных
по размерам и по площади распространения карстовых форм здесь нет. Все
они развиваются по системам тектонических разрывов, так как их
простирания всегда соответствует местным особенностям дизъюнктивной
решётки. Часть таких дизъюнктивов, вероятно, была сформирована в раннем
27
девоне, впоследствии заполненных средне-позднедевонскими осадками. На
сегодняшний
день
каких-либо
проявлений
палеокарста,
датируемого
последевонским временем, не обнаружено, за исключением, разумеется,
четвертичных форм. По времени своего образования почти все они относятся
к голоцену, так как более ранние четвертичные проявления карста, вероятно,
многократно уничтожались ледниковой экзарацией.
28
Глава 2
Травертины как природные маркеры разрывных нарушений
К настоящему времени сформировались два, во многом полярных подхода к
интерпретации
позднекайнозойской
геологической
истории
Русской
платформы. Суть такой поляризации заключается в том, что пока с трудом
достигается компромисс между сторонниками и противниками эндогенной
составляющей в происхождении ряда структур северо-западной части
платформы. В значительной степени это относится к сложному структурному
рисунку Ижорского плато – территории, где широко распространены залежи
травертинов, главного объекта диссертационного исследования. До сих пор
нет однозначного ответа на вопросы: «Каков возраст и происхождение
региональных и локальных пликативных и дизъюнктивных структур,
сопровождающихся геохимическими аномалиями?» «Достаточно ли для
обоснования всех структур, имеющих директивный рисунок, одной только
гляциотектоники?».
Многие
локальные
структурные
феномены,
в
особенности расположенные в северо-западной части платформы (вблизи
периферии Балтийского щита), например: Котловская, Лопецкая или
Турышкинская структуры изучаются достаточно давно, однако их возраст и
генезис по-прежнему дискуссионен. Также, достаточно широко обсуждается
проблема эндогенной природы похожих геоморфологических объектов, таких
как «Красный Маяк» в Лужском районе Ленинградской области, Мишина
гора в Псковской области или Андомская гора в Вологодской области
(Афанасов, Казак, 2009). В контексте тектонической истории, возраст и
генезис системы трещиноватости пород Русской плиты также неоднозначно
интерпретируются, особенно в связи проблемой радоноопасности (Мельников
и
др.,
1993).
Гидрогеологические
исследования
(химический
состав
подземных вод, донных отложений разных гидрологических объектов) также
приводят
к
геохимически)
выводам
о
коллекторах
существенно
подземных
различных
вод,
(литологически
причём
эти
и
различия
29
свидетельствуют не столько об изолированности водоносных горизонтов друг
от друга, сколько об их множественности и сложной геометрии.
В строении Балтийской моноклизы известен ряд локальных структур,
приуроченных, вероятно, к зонам нарушений кристаллического фундамента.
Эти структуры представлены флексурами различной конфигурации и
куполовидными складками с амплитудами до 10-20 м и площадью от 10 до 40
км2. В нижней части разреза они обычно более контрастны чем в верхней.
Такие структуры описаны в окрестностях Санкт-Петербурга, из которых
наиболее значимы Озерецкая, Колпинская и Гатчинско-Павловская. Две
первые из названных структур – куполовидные, третья – валообразная,
которая изучена достаточно хорошо по материалам из скважин. Она
проявляется в неровностях поверхности кристаллического фундамента, а
также в аномальном залегании отложений венда и нижнего кембрия.
Гатчинско-Павловская
структура
характеризуется
северо-восточным
простиранием (50°) и асимметричным строением. Вдоль крутого северозападного
крыла
проходит
разрыв
северо-восточного
простирания
с
вертикальным смещением в 8-13 м. Выположенный юго-восточный склон
этой структуры совпадает с характером регионального погружения пород
осадочного комплекса моноклизы, с падением около 4 м/км (Геология СССР,
1971).
Морфологически схожие нарушения осадочного чехла встречаются по всему
северо-западу Русской платформы: от Эстонии – на западе, до Вологодской
области – на востоке и до Тверской области – на юге. Например, некоторые
аналогичные дислокации, которые отражаются и в современном рельефе,
описаны в районе Порхова, Печор и дер. Лопатово (Геологическая карта…,
1989; Геология СССР, 1971).
Трещиноватость характеризует практически весь известный разрез Русской
платформы, начиная от кристаллических пород фундамента до четвертичных
отложений
включительно.
Трещины
образуют
в
них
правильную,
субортогональную сетку, как правило, в пределах группы пластов. В
30
подавляющем большинстве случаев трещины вертикальные. Трещиноватость
традиционно
разделяется
на
фоновую
и
аномальную.
Фоновая
трещиноватость распространена повсеместно и независимо от возраста пород
имеет
северо-западное
и
северо-восточное
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
(Геология СССР, 1971).
В 1965–1966 гг. Е.В. Чаплыгин, А.П. Саломон и Я.А. Головко проводили
специальное исследование трещиноватости горных пород на северо-западе
России. По результатам их исследования, фоновая трещиноватость оказалась
постоянной 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 простираниями фоновых трещин близок
к 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 названных исследователей, гладкие стенки характерны для толщ,
возникших под влиянием сжатия, а неровные – растяжения. Система
дополнительных
трещин
(обычно,
широтных
и
меридиональных),
образующая усложненную трещиноватость, местами отсутствует, иногда
трещины в ней наблюдаются единицами или, наоборот, насчитываются во
множестве. В отличие от фоновых, дополнительные трещины менее
сконцентрированы, иногда могут быть распределены веерообразно. К
широтным и меридиональным трещинам неприменимо всякое усреднение их
простираний, это может создать ложное представление о повсеместном
распространении аномальных трещин и, следовательно, об однообразном
31
характере
трещиноватости
на
больших
пространствах
исследуемых
территорий (Геология СССР, 1971).
Фактов, прямо указывающих на последовательность возникновения трещин
(по их заполнению и т.п.), немного и судить об этом можно только по
косвенным признакам. Пересечения трещин северо-западного и северовосточного простираний можно наблюдать наиболее часто; при этом они
могут немного менять направление и не всегда остаются четко выраженными.
Меридиональные и широтные трещины также нередко прерываются
трещинами северо-западного направления. И наоборот, можно нередко
видеть, как дополнительные трещины прерывают распространение фоновых.
Наконец,
в
ряде
пунктов
трещины
всех
четырех
систем
взаимно
пересекаются. Теперь общепринято, что простирание трещин не зависит от
характера горных пород, а все остальные особенности – частота, характер
стенок, ширина, форма – в большей или меньшей степени связаны с
механическими
свойствами
пород.
При
этом
наиболее
достоверные
результаты по выявлению тектонически осложненных участков получаются
при замерах трещин в литифицированных породах (Геология СССР, 1971).
Собранный разными исследователями, в течение долгого времени, богатый
фактический материал по трещиноватости горных пород рассматриваемой
территории и всего северо-запада Русской плиты позволяет предположить,
что фоновые трещины действительно образовались под воздействием причин
планетарного характера. Дополнительные широтные и меридиональные
трещины вероятно возникли одновременно с локальными структурами и
разрывами как следствие местных тектонических процессов. Повсеместное
распространение и идентичность ориентировки трещин, начиная от архейских
пород фундамента до четвертичных образований включительно, позволяют
предположить, что образование фоновых трещин – процесс, периодически
повторяющийся во времени, например, при тектонических обстановках
растяжения (Геология СССР, 1971).
32
В плитном комплексе дизъюнктивные нарушения находят выражение также и
в разрывах, осложняющих куполовидные складки и флексуры. К последним
приурочены трещинные зоны, линейно ориентированные вдоль основных
разломов
в
фундаменте.
Эти
трещинные
зоны
(зоны
повышенной
проницаемости) для плитных территорий являются важнейшим критерием
тектонической активности. Выделяются они на основании дешифрирования
аэрокосмоснимков, а также при проведении высокоточных аэрогеофизических
работ и переинтерпретации результатов гравиметрических съемок прежних
лет. Связаны они обычно с отдельными тектоническими зонами фундамента,
зонами глубинных разломов, в частности с узлами пересечения шовных
поясов. Подавляющее большинство этих разломов сопровождается высокой
флюидной активностью по радону, что может указывать на повышенную
проницаемость земной коры (Геология СССР, 1971; Ауслендер и др.,1997).
Широко распространено мнение, что на рассматриваемой территории прямые
геологические свидетельства о достаточно энергичной последевонской
тектонической деятельности отсутствуют. Безусловно влияние разломной
тектоники на нижние структурные ярусы чехла в интервале венд – нижний
палеозой (отчасти, из-за чрезвычайной их пластичности, при значительной
мощности). Возможно, влияние додевонской блоковой тектоники на
вышележащие образования не находит чёткого выражения, так как амплитуда
и наклон крыльев структур вверх по разрезу уменьшаются. Тем не менее,
признаки заметной тектонической деятельности отмечены в пограничных
разрезах кембрий – ордовик, ордовик / силур – девон, и в четвертичных
отложениях (Яковлев, 1926; Тетяев, 1941; Кузнецов, 1968; Геология СССР,
1971).
В
контексте
неотектоники,
весьма
показательны
выраженные
сейсмодислокации в четвертичной части разреза. Они охватывают комплексы
ледниковых, морских и озёрных отложений на побережьях Балтийского моря,
Ладожского и Онежского озёр. Примечательно, что признаки молодых
сейсмодислокаций распространены не только в периферической зоне
33
Балтийского щита, но и, собственно, в его пределах. К таковым относятся,
например, районы Валаамского архипелага, северного побережья Ладожского
озера и Кольского полуострова. Нередко разрядка тектонических напряжений
происходила по указанным направлениям трещиноватости (Никонов, 1977;
2007; Верзилин, Севастьянов, 2001; Николаева, 2011; Сумарева, Ассиновская,
Бискэ, Шитов, 2011). Встречаются также сейсмодислокации, которые чаще
всего выражены в виде трещин с заполнением материалом из вышележащих
слоёв. Разломы в палеозойских отложениях Ижорского плато, так же как и
повсеместно
на
Балтийской
куэсте,
характеризуется
значительной
концентрацией геохимических аномалий (Афанасов, Казак, 2009; Панова,
Казак и др.; 2011, 2012).
Среди аномальных структур Ижорского плато, в районе посёлка Котлы особо
выделяется Сумская кольцевая структура, названная по реке Суме,
расположенная над крупным гранитоидным массивом карельского возраста в
узле пересечения разломов северо-восточного, меридионального и широтного
направлений. На юго-западном фланге она осложнена дочерней Котловской
структурой. По мнению исследователей, Сумская структура имеет ряд
признаков, позволяющих считать ее эндогенной (Афанасов, Казак, 2009).
Возможно,
эндогенный
«Колпанская»,
производственной
характер
описанная
компанией
имеет
Буровой
«Химбур».
также
кольцевая
структура
гидрогеологической
научно-
По
мнению
этих
авторов
исследования Колпанского озера (Гатчинский район), морфология котловины
и
её
обрамления,
а
также
гидрогеология
водоносных
горизонтов
свидетельствует о её взрывной природе. Авторы склоняются к импактной
модели, однако вопросы генезиса требуют доисследования этой структуры.
Таким образом, к настоящему времени накоплены довольно многочисленные
свидетельства о периодически возобновляемой эндогенной активности
северо-запада Русской платформы. Наиболее часто они отражаются в
необычных структурах, связанных с флюидо-эманационной, иногда даже
эксплозивной разгрузкой недр. Своеобразными уликами этих процессов
34
являются: геохимические аномалии, структурные дислокации разного
порядка; необычный, для спокойных в тектоническом плане областей, рельеф;
а также как это показали наши исследования, травертиногенез.
Н.Ф. Скопенко, А.И. Иванов, С.А. Скороспелкин и их коллеги выделяют на
участке сочленения Балтийского щита и Русской плиты в западной части
Ленинградской области несколько геоблоков (геодинамических систем).
Каждый из них имеет собственную эволюцию, которая, по мнению Е.Б.
Андерсона, является отражением их глубинного строения. Так, например,
один из наиболее возвышенных в рельефе участков глинта на отрезке Красное
Село – Гостилицы обнаруживает в фундаменте куполовидную интрузию
плагиомикроклиновых гранитов (Андерсон и др., 2006).
Похожая ситуация, связанная также с гранитными куполами (рапакиви)
наблюдается в Эстонии. Во всех этих случаях отмечается постплейстоценовое
поднятие территории, обусловленное, наиболее вероятно, гляциоизостазией и,
возможно, тектонической активизацией зоны сочленения Балтийского щита и
Русской плиты. Границы геоблоков выделены Е.Б. Андерсоном по наиболее
выраженным разломам и зонам трещиноватости. Соседние с Ропшинским
блоком – Ижорский и Котлинский компенсационно опущены, причем, внутри
каждого
из
них
уверенно
намечаются
более
локальные
структуры,
геоморфологически выраженные с разным знаком, в том числе, в пределах
сегодняшнего дна Финского залива.
В рельефе Ижорского плато, отчасти его южной периферии и прилегающих с
севера территорий Приглинтовой низменности отчетливо выделяются
системы небольших субпараллельных гряд. Типичные гряды сформированы
заметно дислоцированными карбонатными породами ордовика и, несколько
реже – терригенными породами девона (в зоне распространения пород этой
системы) и квартера. Некоторая часть аналогичных гряд, находясь севернее
линии глинта, сложена породами кембрия, а в пределах дна Финского залива
– венда. Значительная часть территории Ижорского плато занята безлесными
пространствами пастбищ и поэтому грядовый рельеф нередко подчёркнут
35
валунами, перемещёнными с полей, и низкорослым древостоем, обычно
ольхой и лещиной. В топонимике Ижорской земли одним из наиболее
распространённых названий деревень являются «Горки» (в том числе «Малые
Горки», «Большие Горки», «Старые Горки» и пр.), а также «Хиетамяки»,
«Пудомяки», «Несомяки» и другие ингерманландские смысловые аналоги.
Такое обилие этнографического материала лишь подчёркивает региональную
знаковость этого геоморфологического феномена. Для безлесных пространств
Ижорского плато характерен рельеф, образно именуемый
местными
жителями, «стиральной доской» (Рис. 2).
Рис. 2.
Система гряд северо-восточного простирания в окрестностях
дер. Таровицы, август 2010.
Описания похожих структур можно встретить в обширной литературе,
посвящённой гляциальным процессам в геоморфологии, в том числе по
гляциотектонике. Например, по терминологии Э.А. Левкова, это так
называемые «скибы» – линейные складчато-чешуйчатые сооружения, как
правило,
бескорневые,
происхождение
которых
он
связывает
с
36
дислоцирующим эффектом покровных плейстоценовых ледников (Левков,
1980). Типичные скибовые комплексы, описанные на территории Белоруссии,
представляют собой дугообразные в плане сооружения, выгнутые в сторону
движения ледника (на ЮЮЗ) и состоящие из параллельно расположенных
индивидуальных
надвинутых
друг
морфологические
скиб,
преимущественно
на
аналоги
друга.
В
скиб
(в
антиклинального
окрестностях
понимании
строения,
Санкт-Петербурга,
Э.А.
Левкова)
ССВ
простирания, выявленные при геологической съемке, были диагностированы
как напорные морены (Марков, 1931; Малаховский, 1995; 2000). Такая
интерпретация основана на присутствии в составе осадочных комплексов
дислоцированного
диамиктона
экзотических
глыб,
при
существенно
поверхностном характере дислокаций, затухающих на глубине от 2-3м до 10м.
Однако, повсеместное наличие на данной территории линейных дислокаций с
существенно иным простиранием было незамечено или проигнорировано.
Грядовый рельеф Ижорского плато обнаруживает лишь поверхностное
сходство с настоящими скибами, поэтому для обозначения этого феномена
нами в работе 2011 года употребляется более нейтральный термин – «гряды»
(Искюль, Никитин, 2011).
Расположение в плане гряд на Ижорском плато носит геометрически
упорядоченный, системный характер. Это выявила выполненная нами
в
течение 2009-2011 годов структурная съёмка. Системы гряд (СГ) обычно
прямолинейны или дугообразны и состоят из однотипно ориентированных
линейно вытянутых горок, расположенных пунктиром или параллельно.
Протяженность СГ варьирует от 2 до 8 км; они ориентированы,
преимущественно, в северо-восточном и северо-западном направлении,
причем практически повсеместно на изученной территории СГ обладают
близкими
азимутальными
характеристиками.
Северо-восточные
СГ
характеризуются простиранием 50°-70° и 20°-35°. Они, как правило, наиболее
контрастно выражены в рельефе. Северо-западные СГ показывают два
устойчивых направления: 290°-310º и 340°-350°, они, обычно, более пологие.
37
Встречаются также системы гряд, ориентированные субмеридионально.
Пересечение северо-западных и северо-восточных СГ образует решетку,
геометрически близкую дизъюнктивной. В местах пересечения систем
наблюдаются L-, Т- и иногда крестовидные гряды.
Для выявления особенностей грядового рельефа на северо-западе России
(лист O-35-VI) нами проведена интерпретация изолиний рельефа на
топооснове масштаба 1:200000 с дополнениями по топоосновам масштаба
1:100000 и 1:50000 (Рис. 3).
Рис. 3.
Расположение грядовых систем, их соотношение с дизъюнктивами и залежами
травертинов: 1. Оси гряд. 2. Северные границы выходов ордовика (О) и девона (D). 3.
Линейные зоны трещиноватости по Л.Г. Кабакову. 4. Ориентировки линейных структур:
гряд (А), разломов (Б), трещин (В); 5. Разломы, выделенные по эманациям радона:
достоверные и предполагаемые; 6. Разломы, выделенные по элементам денудационного
рельефа. 7. Разломы, отраженные в рисунке гидросети. 8. Административные границы
Санкт-Петербурга. 9. Зона генерации травертинов. 10. Залежи травертинов. (По Искюль,
Никитин, 2011, с изменениями).
Показательно, что грядовые системы сохраняют свою прямолинейность,
переходя с карбонатного Ижорского плато в поле развития кембрийских и
даже вендских образований (в пределах предглинтовой низменности и дна
Финского залива), а также терригенных отложений девона на южном склоне
плато, хотя их количество там сокращается. Во многих случаях бутовые
38
карьерные выработки приурочены именно к СГ из-за малой мощности или
отсутствия четвертичных отложений на вершинах горок. В карьерах наиболее
отчетливо виден характер складчатых и разрывных нарушений в верхней
части карбонатной толщи. Наиболее типична ситуация, когда интенсивность
нарушений затрагивает преимущественно поверхностную часть последней.
Складчатые нарушения морфологически разнообразны (от прямых и
наклонных до лежачих складок и чешуйчатых покровов), их шарниры слабо
ундулируют в горизонтальной плоскости (совпадая с осями СГ) и гораздо
заметнее, с перепадом высот до десятков метров – в вертикальной. Выпуклой
стороной линии шарниров отдельных гряд ориентированы довольно
разнообразно. Некоторые гряды, структурно выраженные как асимметричные
складки, нередко демонстрируют нетипичное для местных напорных
образований (по сути, обратное) восстание осевых поверхностей – в северных
румбах (Рис. 4).
Рис. 4.
Эродированная лежачая складка с азимутом восстания осевой плоскости
около 350º. Западная стенка карьера в окрестностях
пос. Русско-Высоцкое. Август 2010.
39
Особенности разрывных нарушений состоят в том, что дизъюнктивная
решетка представлена макросетью активных разломов и микросетью
трещиноватости горных пород. Предполагается, что первая отражает
региональные поля напряжений и контролирует флюидо-эманационную
разгрузку недр, что с успехом выявляется, например, при эманационной
съемке. Со второй, как уже здесь отмечалось, связывают поля напряжений
ротационной природы, изменения термического режима платформ или же
вовсе, экзогенные процессы (Геология СССР, 1971; Мельников и др., 1993).
На Рис. 3 можно выделить пять систем разломов – субмеридиональная
(Гатчинская), северо-западные: Пулковская, Петергофская (Искюль, Никитин,
2011), Вещево-Чудовская (Кабаков, Скопенко, 1998) и северо-восточная –
Онежско-Рижская (Кабаков, Скопенко, 1998; Ядута, 2008), частично
дешифрированные по карте прогнозной радоноопасности. Выделенные
системы
разломов
в
большинстве
случаев
отражаются
современной
гидросетью и палеоэрозионными формами рельефа.
Гатчинская система разломов (Васкелово-Павловск и др.) характеризуется
субмеридиональным простиранием и постепенным разворотом разрывных
структур к западу от 0° (севернее р. Нева) до 5° – 10° (южнее р. Нева) и 15° –
20° (южнее глинта). Расстояние между основными разломами составляет 6-7
км, между второстепенными – около 3 км. Места пересечения разломов с
линией глинта маркируются широкими эрозионными ложбинами. На
Ижорском плато близкую ориентировку (около 20°) обладают линейные зоны
трещиноватости, выделенные по данным бурения и электроразведки (Кабаков,
Скопенко, 1998; Ядута 2008).
Пулковская система разломов характеризуется азимутами простирания 290° –
310°, они располагаются с шагом 2, 4 и 8 км. Этой системой разломов, повидимому, контролируются очертания северного и южного побережий
Финского залива в районе Невской губы, элементы рельефа его дна,
береговые линии о. Котлин, а также простирание линии глинта в районе
40
Пулковских высот. К этой же системе приурочен разлом, выявляемый на
космо-аэроснимках, соответствующий истокам рек Ижора и Стрелка.
Дизъюнктивы с близкими азимутами выявляются также по денудационному
рельефу дочетвертичных пород в районе Ропши и Красного Села.
Сравнительно узкая (~20 км) Петергофская зона разломов северо-западного
простирания (~340°), которая выделяется по данным бурения и геофизики и
сочетанию денудационного дочетвертичного рельефа (врезы и т.д.) с
эманационными аномалиями (Кабаков, Скопенко, 1998).
Выделенная Л.Г. Кабаковым и Н.Ф. Скопенко Вещево-Чудовская система
состоит из двух параллельных разломов, идущих на расстоянии 4-5 км;
каждый состоит из северной и южной ветвей с простиранием 320°,
соединенных по линии с более крутым простиранием около 350°. Она
проходит в восточной части Санкт-Петербурга и поэтому не находит
отражения в дизъюнктивах Ижорского плато. Впрочем, возможно, ей
соответствует выделяемая нами Пулковская система.
Онежско-Рижская система с простиранием дизъюнктивов: 50° – 60° и
расстоянием между ними в 4-6 км, которая выявляется в виде полосы
шириной 18 км, проходящей через центр Санкт-Петербурга. На территории
Ижорского плато эта система немного меняет свою геометрию, здесь
характерны азимуты простирания: 45° – 50°.
Вероятно, ориентировка элементов сети трещиноватости обусловлена не
только региональным полем напряжений, но и особенностями взаимодействия
между блоками, ограниченными разломами. В известняках Ижорского плато
наиболее характерны северо-западные и северо-восточные простирания
трещин, варьирующие от обнажения к обнажению в пределах 10-15° (Рис. 5).
В целом, на Ижорском плато и смежных территориях наблюдается
значительное совпадение ориентировки горок и элементов дизъюнктивной
решетки (Искюль, Никитин, 2011).
41
Рис. 5.
Роза-диаграмма результатов замеров трещин (около 200) в осадочных образованиях
Ижорского плато (по результатам полевых сезонов 2005-2011).
Системы гряд с азимутами 20° – 35° практически параллельны и прямо
совпадают в плане с линейными зонами трещиноватости, выделенными
Кабаковым и Скопенко; последние, возможно, входят в Гатчинскую систему
разломов. Системы гряд с простиранием (45º – 50°) вероятно отвечают
Онежско-Рижской зоне активных разломов и соответствующему направлению
трещин
в
породах
Ижорского
плато.
Они
образуют
юго-западное
продолжение этой зоны, но распространены в более широкой полосе.
Системы гряд, ориентированные по 290° – 310° аналогичны или весьма
близки линеаментам Пулковской системы разломов и соответствующему
направлению трещин в известняках. Системы гряд с азимутами простирания
330° – 346° отвечают простиранию Петергофской зоны разломов (которые
прямо трассируются пунктиром гряд) и соответствующей системы трещин.
Однако, полоса распространения таких систем гряд на Ижорском плато вдвое
больше,
чем
упомянутой
зоны
разломов.
Геометрическое
подобие
дизъюнктивной и грядовой решеток не может быть случайным, что указывает
42
на
необходимость
приразломных
доизучения
эманационных
этого
зон,
необычного
следов
явления.
интенсивной
Наличие
вторичной
минерализации в коренных породах, а также травертинов, фиксирующих зоны
проницаемости, свидетельствует об очевидных признаках недавней флюидной
активности. Мы полагаем, что системы Ижорских гряд представляют собой
сравнительно
молодые,
возможно
приразломного
сжатия,
бескорневой
даже
голоценовые,
характер
которых
структуры
может
быть
обусловлен горизонтальными срывами по прослоям более пластичных пород
в верхней части известняковой толщи (Искюль, Никитин, 2011).
В ряде работ описаны морфологически и, возможно, генетически похожие
структуры, образующиеся в сдвиговых системах. На фронте таких сдвигов
формируются
надвиговые
чешуйчатые
веера
сжатия.
В
тылу
перемещающегося крыла происходит образование чешуйчатых вееров
растяжения, которые представлены сбросами. Образующиеся в зоне сдвига
кулисовидные эшелонированные складки располагаются почти параллельно
друг к другу, под некоторым углом к направлению перемещения. При
интенсивной деформации эти складки становятся крутыми и их шарниры
могут приобретать субвертикальную ориентировку. Такие складки принято
называть аксоноклиналями, их наличие является характерным признаком
сдвиговых деформаций в районе исследований. Складки, зеркала скольжения,
разломы, трещины и прочие структурные элементы, образовавшиеся
одновременно со сдвигом, формируют единый структурный парагенезис. Это
относится не только к сдвигам, но и к любым структурам, сформированным в
один этап деформаций и в едином поле тектонических напряжений
(Крапивнер; 1986, 1992; Прокопьев и др., 2004).
Наиболее выраженным дизъюнктивом в северной части Ижорского плато
является разрывная структура с азимутом простирания 310°, ориентированная
по линии, соответствующей истокам рек Ижора и Стрелка. Характер
пространственной ориентации этой разрывной структуры находится в явной
связи, как с регматической сетью, так и с крупными дизъюнктивами Фенно43
Скандинавии. Симптоматично то обстоятельство, что азимут простирания
этой структуры идентичен простиранию ряда участков береговой линии
побережья Финского залива, подводных гряд на его дне и очертаниям острова
Котлин. На космических снимках эта крупная разрывная структура
прослеживается как линеамент от посёлка Оржицы до деревни МызаИвановка. В современном ландшафте, помимо линейно ориентированных
водотоков, она фиксируется зонами генерации травертинов.
В толщах карбонатных пород соседней Эстонии также наблюдаются системы
вертикальных и горизонтальных трещин, а также пликативные структуры,
отражённые в рельефе. В эстонской литературе также описываются
вертикальные трещины северо-западного и северо-восточного простирания.
По мнению эстонских геологов, наиболее ясно там выражены трещины
северо-восточного
направления,
довольно
часто
они
заполнены
эпигенетическим кальцитом или доломитом и пиритом. В некоторых районах
в этих трещинах встречается в небольшом количестве галенит. Пликативные
структуры Эстонии наиболее контрастны на её северо-востоке, в районе
Вайвара (Vaivara vald) – «Синие холмы» (Sinimäed), морфологически они
чрезвычайно похожи на Дудергофские высоты. В голоцене Эстонии также
происходило неотектоническое поднятие земной коры, что отразилось, в том
числе, и на болотном осадконакоплении. В юго-восточной части территории,
где неотектоническое поднятие меньше, мощность отложений торфов
низинных болот (устье р. Суур-Эмайыги) достигает 6 м, а в северо-западной
части, где более интенсивное неотектоническое поднятие способствует
понижению уровня грунтовых вод, мощность этих отложений значительно
меньше (1—2 м) (Геология Эстонии, 1960; Изучение озерно-болотных
формаций… Ред. А. Раукас, 1986).
Описанная ситуация с торфонакоплением характерна и для Ленинградской
области. Минимальные мощности торфа (обычно менее 2 м) фиксируются
именно на высоких частях Балтийской куэсты. Накопление торфа в пределах
Ижорского плато происходило, в основном, в немногочисленных депрессиях,
44
первоначально занятых неглубокими впадинами в течение первой половины
голоцена. Отчасти это относится и к речным долинам, например к среднему
отрезку реки Ижоры (Антелево – Антропшино), где накопление торфа
началось в пребореале и закончилось, вероятно, в бореальной стадии
голоцена. Несколько иная ситуация встречается в замкнутых бассейнах
(бессточных котловинах, занятых озёрами и болотами), где первоначально
доминирующее
карбонатонакопление
сменилось
накоплением
органокластики.
В связи с проблемой пресноводного карбонатогенеза Ижорского плато
показательна гидрогеологическая ситуация, которая находится в прямой
зависимости от особенностей строения чехла Балтийской моноклизы.
Деятельность подземных вод обусловлена различными литологическими
характеристиками пластов, слагающих территорию. Главным водоупором
здесь
принято
считать
кристаллический
фундамент,
над
которым
фиксируются стрельнинский и нижнекотлинский водоносные горизонты в
основании осадочного комплекса валдайской серии. Верхнекотлинские глины
являются вторым водоупором, в кровле которого находится ломоносовский
водоносный горизонт, соответствующий ломоносовской свите нижнего
кембрия – основанию осадочного комплекса балтийской серии. Сиверская
свита, представленная массивной толщей плотных «синих» глин – третий
региональный водоупор, фиксирующий большинство выходов подземных вод
у подножия глинта. В верхней части терригенного комплекса саблинской и
тосненской свит (средний кембрий – нижний ордовик) располагается
стратиграфически дифференцированный, неоднородный по мощности и
местами сильно дислоцированный пласт аргиллитоподобных углеродистых
(«диктионемовых») сланцев – отложений копорской свиты. С этим, четвёртым
водоупором,
принято
радонопроявлением
связывать
(Грейсер,
1969;
многочисленные
Вопросы
источники
гидрогеологии…
с
1986;
Андерсон и др., 2006).
45
Рис. 6.
Структурно-формационная основа Балтийской моноклизы и соседних территорий
Балтийского щита (По Андерсон и др., 2006).
Так
как
этот
водоупор
далеко
не
непрерывный,
следовательно,
количественная составляющая эманаций радона должна заметно различаться.
Это действительно так, вот только максимальные концентрации отмечаются
совсем не там, где отмечены наибольшие мощности отложений этой свиты.
Пробоотборы радона из почвенного порового пространства также показывают
существенно различные значения вне прямой зависимости от мощности или
глубины
залегания
отложений
копорской
свиты.
В
таком
случае,
радононосность вод и порового пространства горных пород может быть
объяснена
не
столько
ураноносностью
собственно
сланцев,
сколько
чрезвычайной тектонической дезинтеграцией пород чехла. На Рис. 6
изображены,
выделенные
Е.Б.
Андерсоном,
генеральные
разломы,
являющиеся проводниками глубинного вещества. Таким образом, миграция
подземных вод, содержащих
238
U, могла происходить по системе трещин
непосредственно из фундамента. Так как органический углерод является
естественным коллектором урана и ряда других тяжёлых элементов, то совсем
46
не удивительны их пиковые концентрации в «диктионемовых сланцах» и
почвах.
В современных науках о Земле традиционно понимается, что всплески
эндогенной активности планеты сопровождаются процессами диастрофизма,
эвстатическими событиями, формированием молодого контрастного рельефа,
климатической дифференциации, как следствие – биотическими кризисами.
Ряд авторов полагает, что периферическая зона Балтийского щита, имеет
довольно
сложное
строение
и
длительную
историю.
Гипотетически
предполагается, что здесь проявляют себя восходящие тепловые потоки и
сопряжённые с ними газофлюиды. Эндогенная активность на платформах
выражается в проявлении необычных минералогических и геохимических
аномалий,
возникновении
криптовулканических
структур,
нередко
повышенной сейсмичности (Гарбар, Головизнин, Трофимов, 1992; Скублов,
Марин и др., 2007, 2008; Афанасов, Казак, 2009, 2012; Панова, Казак; 2011).
В последние годы значительно возрос интерес к таким территориям в связи с
перспективами
их
алмазоносности.
Сейчас
установлено,
что
в
разновозрастных породах чехла встречаются обломки вулканических стёкол,
мелкие зёрна алмазов и их спутников: пиропов, хромдиопсидов, хромшпинели
и др. Находки их известны на обширной территории: от Латвии до
Новгородской области. Таким образом, была выделена Западно-Русская
кимберлитовая провинция среднепалеозойского возраста. К краевой зоне
Русской плиты безусловно можно отнести диатремы Архангельской области,
к ней же традиционно относят проблематичные структуры южного склона
Балтийского щита: Котловскую, Дудергофскую, Турышкинскую, Назиевскую,
Правобережную и другие (Афанасов, Казак, 2009, 2012; Панова, Казак; 2011).
Дудергоф часто фигурирует в качестве примера структур эндогенного
генезиса. В.А. Бурневская (главный геолог ПГО «Невскгеология») в её
пределах выделила СЦТ (структуру центрального типа), которая «состоит из
сложно (неравномерно) поднятого на 90-100 м ядра и серии концентрических
прогибов и валов, осложненных более мелкими поднятиями» (из докладной
47
записки В.А. Бурневской гл. геологу ПГО «Невскгеология» Е.К. Мельникову
от 11 февраля 1982 г.). Геологи давно обращали внимание на красно-бурые,
гидротермально
переработанные
доломитизированные
известняки,
с
баритовой минерализацией. В шлиховой пробе из керна скважины,
вскрывшей образования, как считалось ранее, «глубоко (на 80 м) вдавленной
морены» (трактовалась как гляциодислокация), в центральной части
структуры В.А. Бурневская обнаружила обломки вулканических стекол и
шлака, оплавленных металлических сферул. В гравитационном поле
Дудергофские
высоты
характеризуются
разуплотнением
(локальным
понижением поля) (Афанасов, Казак, 2009, 2012).
Структура центрального типа также была выделена В.А. Бурневской в
среднем течении р. Волхов. Здесь, вдоль прямолинейного меридионального
участка долины проходит зона «высоких градиентов поля силы тяжести»,
интерпретированная Б.Н. Можаевым, как разлом (Можаев, 1973). Комплекс
шлиховых минералов из аллювия ручья Плавницкий, протекающего в южной
части г. Кириши, по заключению В.А. Бурневской и А.П. Казака,
соответствует составу пород щелочного комплекса сиенитов Хибинского и
Ловозерского массивов. Эти минералы слабо окатаны или вообще не несут
следов механического износа. В 2006 г. А.П. Казаком были изучены шлихи с
территории г. Кириши (опробовался рыхлый моренный материал из канав,
пройденных при строительных работах в городе, и шлих из шурфа на садовом
участке на левом берегу р. Волхов в 14 км от г. Кириши). В шлихах из
подпочвенных грунтов г. Кириши тоже было обнаружено золото в виде
бесформенных частиц в ассоциации с металлическими, стеклянными
сферулами и их сростками, «хвостатыми» каплями и пр. Впоследствии, они
были названы волховитами. Возраст волховитов определен как голоценовый,
поскольку они развиваются в теле четвертичной морены (как и флюидолиты в
аллювии р. Мга) (Скублов, Марин и др., 2007; 2008; Афанасов, 2011;
Афанасов, Казак, 2009; 2012).
48
Нельзя сказать, что региональные тектонические особенности Русской
платформы как-то особенно уникальны. Практически везде фундаменты
древних платформ имеют сложный погребённый рельеф, сформированный на
завершающих стадиях их развития. В этом отношении наиболее близки к
Русской
платформе:
Сибирская,
Восточно-Китайская
(Сино-Корейская,
Хуанхэ), Южно-Китайская (Янцзы) и Северо-Американская (Лаврентийская).
Во всех случаях тектоническая картина для «Северных» («Лавразийских»)
платформ похожая: докарельский (догуронский – Северная Америка,
долюйлянский
–
Китай)
архейско-раннепротерозойский
кратон,
последовательно опоясанный рифейскими образованиями, в свою очередь
перекрытыми
послебайкальским
плитным
комплексом.
«Северные»
платформы имеют ещё одно немаловажное общее свойство, заключающееся в
конструктивно сходном обрамлении их поясами байкалид, каледонид и
герцинид. (Короновский, Хаин, Ясаманов; 2008).
На
сегодняшний
день
пока
нет
единого
мнения
относительно
одновозрастности тектонических событий всех названных платформ, однако в
позднем рифее – венде все они испытали тангенциальные нагрузки, связанные
с обстановками растяжения. Выразилось это в формировании системы
грабенов (авлакогенов), в своём основании заполненных тиллитовидным
диамиктоном, переслаиваемым вулканокластикой. В палеозое похожий
сценарий реализовывался уже при достаточно мощном плитном комплексе и
приводил к образованию крупных дизъюнктивных структур, таких, как
например Припять-Днестровский (Русская платформа) или ПатомскоВилюйский (Сибирская платформа) авлакогены. В терминальной фазе каждой
тектоно-магматической эпохи происходило омоложение ряда платформенных
структур, сопровождаемое энергичными движениями, формированием систем
дизъюнктивов (рифтов) с зонами проводимости (тепловой, флюидной),
нередко с образованием закономерных пликативных дислокаций в общем
парагенезисе (Короновский, Хаин, Ясаманов; 2008).
49
Природа
формирования
системы
авлакогенов
и
других
крупных
грабеноподобных структур фундамента Восточно-Европейской платформы до
сегодняшнего дня является предметом дискуссий. Их эволюция не
закончилась в венде, движения в них и в их обрамлении продолжилась в
фанерозое, что выразилось в ряде случаев в виде активизации магматизма, в
том числе, кимберлитового. Наиболее заметные перестройки фундамента в
фанерозое происходили в ордовике, на рубеже силур
– девон, в
позднедевонско – раннекарбоновое время. Менее заметные движения на
северо-западе платформы в позднем карбоне и перми компенсировались
формированием мощного герцинского складчатого обрамления Уральской
зоны на востоке и Донецкого кряжа на юге, а также герцинид Центральной и
Западной Европы на западе. Существует мнение, что фундамент нарушен и
совсем молодыми (четвертичными) дизъюнктивами, так как практически все
крупные элементы рельефа, такие, например, как Смоленская, Валдайская или
Вепсовская возвышенности отчасти маркируют всё те же авлакогены или
другие тектонические депрессии, осложнённые по своим бортам системами
поднятий и сбросов. Недавней тектонической перестройке подвергся и
Балтийский щит, его многочисленные молодые (неоген-четвертичные)
разрывные
нарушения
привели
к
дифференцированным
движениям,
выразившимся как в формировании молодых отрицательных структур (таких,
например, как Балтийская впадина) или в «реставрации» таких древних
структур,
как
Кандалакшская,
Ладожская
или
Онежская.
Также
дискуссионным является вопрос о полигенетичности или моногенетичности
таких
структур
проявлявшимися
в
связи
неоднократно
с
гляциоизостатическими
в
течение
движениями,
четвертичного
периода
(Короновский, Хаин, Ясаманов; 2008).
В последнее время появились сведения, что северо-запад Русской плиты,
значительная часть Балтийского щита и Западно-Европейской плиты
характеризуются
СЗ
–
ЮВ
горизонтальным
региональным
сжатием.
Направление и тип деформаций определялись неоднократно российскими
50
(Л.А. Сим) и зарубежными – Дж. Рейнекером (John Reinecker), О. Хейдбахом
(Oliver Heidbach) и их коллегами. Генератором тектонических напряжений
сжатия на северо-западе Европы принято считать спрединг в пределах
серединно-океанического хребта в Атлантике. Механизм передачи таких
напряжений обычно связывают с функционированием флюидосодержащего
волновода в верхней части литосферы, тогда как сами деформации
распространяются по наиболее ослабленным её зонам.
Сформировавшаяся молодая сеть разломов, с той или иной сдвиговой
компонентой, охватила Балтийский щит и его значительную периферию от
линии Тейссера-Торнквиста на западе до Кольско-Канинской зоны на востоке.
Начало воздействия такого поля напряжений коррелирует с началом
формирования котловины Балтийского моря на рубеже нижнего и среднего
плейстоцена. Северная и Центральная части Русской плиты совместно с
Тимано-Печорской эпибайкальской плитой характеризуются региональным
субмеридиональным сжатием и субширотным растяжением в горизонтальной
плоскости. Вдоль границы между Балтийским щитом и Русской плитой
выделяются новейшие структуры, формирующиеся в обстановке растяжения
(Сим, 1996).
Карельские геологи А.П. Светов и Л.П. Свириденко рассматривали структуру
тектоно-магматического
каркаса
(ТМК)
Балтийского
щита,
как
унаследованную в рамках концепции автоволновой нелинейной геодинамики.
Геоструктуры
Карельского
интерпретировали
как
и
Свекофеннского
саморазвивающиеся
геоблоков
системы
они
литосферы.
«Естественная неравномерность размещения горных масс на поверхности и
в
недрах
литосферы
явилась
причиной
постоянно
действующей
гравитационной неустойчивости щита и, как следствие – основой ее
напряженного
состояния,
видоизменений
кинематики
и
общей
энергоструктуры. Наиболее радикальные и эффективные перестройки
волнового поля региональных напряжений происходили вслед за завершением
51
тектоно-магматических циклов и с началом деструкции новообразованной
коры» (Светов, Свириденко, 2007).
Сегодняшнее состояние литосферы отвечает активной фазе альпийской
тектоно-магматической эпохи. Напряжённое состояние таких древних
структур, какими являются кристаллические щиты, выражается в новейшем
разломообразовании, оживлении древних дизъюнктивов и в транспорте
глубинного вещества по этим разрывным структурам.
Внимание геологической общественности достаточно давно приковано к
Центрально-Европейской рифтовой системе, известной такими структурами
растяжения, как например, Рейнские грабены или грабены Осло и Веттерн.
Эта система начала развиваться в неогене и её формирование ещё не
закончилось, что отмечается ежегодным мониторингом. К эмбриональным
рифтовым системам, начало формирования которых началось в последние
несколько сотен тысяч лет, относят также Восточно-Балтийскую, состоящую
из рифтов тройного сочленения – Ботнического, Финского и Готландского
(Сим, 1996). Сейчас известно о многих сотнях сейсмических событий,
происходивших в акватории Балтики и её обрамления, начиная со
средневековья (из письменных источников) и из материалов по изучению
сейсмодислокаций. К Готландскому отрезку этой системы приурочено,
например, известное землетрясение в окрестностях Калининграда 21-22
сентября 2004 года, а к Финскому – регулярные сейсмические события в
Эстонии. Так, например, 1976 году в Эстонии произошло землетрясение в
районе острова Осмуссаар в Финском заливе, магнитуда толчков составила
4,7 (Никонов, Сильдвээ, 1988).
Деформации
и
сейсмические
события,
связанные
с
постледниковой
релаксацией территории давно изучаются на территории Финляндии. Наряду
с вертикальным поднятием, фиксирующимся со скоростями до 11 мм в год,
отмечаются горизонтальные подвижки – до 2 мм в год, из которых, не менее 1
мм, по мнению исследователей, занимает тектоническая составляющая. Так
52
же, как и на всём северо-западе Европы, здесь отмечается региональное
сжатие в направлении СЗ – ЮВ. (Ojala, Kuivamäki, Vuorela; 2004).
Вероятно, можно говорить о цикличном характере смены обстановок
растяжения и сжатия на платформах, а также, о некоторой унаследованности
разрывных
структур.
Это
относится
как
к
системе
планетарной
трещиноватости, так и к локальным дизъюнктивам. Разрывные нарушения
Ижорского плато на последнем, четвертичном этапе истории, кроме
деформирующей функции плейстоценовых ледниковых покровов, могли
формироваться в результате сдвиговых процессов, осложнённых сбросами,
взбросами и надвигами. Однако их вклад до сих пор является предметом
дискуссий.
Рисунок пликативных дислокаций восточной части Ижорского плато, в
совокупности с постледниковыми разрывными нарушениями плитного
комплекса
также
может
свидетельствовать
о
проявлении
сдвиговой
тектоники. Возможным примером эшелонированных лежачих складок,
формирующихся на фронте сдвиговых структур являются особенности
строения Кирхгофской возвышенности и территории между г. Павловск и пос.
Фёдоровское (Тосненского р-на). Складки здесь нередко отпрепарированы в
рельефе, что оголяет породы палеозоя на значительных пространствах и
позволяет
охарактеризовать
весь
парагенезис
нарушений.
Молодые
деформации наблюдаются во многих вариантах четвертичных отложений,
включая ледниковые. Известны, например, деформации флювиогляциальных
отложений на территории между г. Павловск и пос. Коммунар, в карьере
около дер. Бор (Гатчинский район), а также, в собственно голоценовых
отложениях, например, в травертинах Пудости.
На рубеже плейстоцен – голоцен на северо-западе Русской платформы,
включая территорию Балтийского щита, в зонах разрывных нарушений
началось интенсивное пресноводное карбонатонакопление, которое медленно
ослабевало в течение второй половины голоцена. Это явление можно связать с
гляциоизостатическими
движениями,
реставрировавшими
древние
53
дизъюнктивы, а также, с системой сдвиговых деформаций, охвативших
северо-запад Европы в это же время. Из разрывных структур Балтийской
куэсты, по-видимому, наиболее энергично проявились в раннем голоцене
нарушения северо-западного простирания, так как именно к ним относятся
наиболее контрастные формы рельефа, а также как это выявили наши
исследования, залежи пресноводных карбонатолитов. В настоящее время
слабая флюидно-эманационная разгрузка отмечается по трассам разрывных
нарушений как на Ижорском плато, так и в донных осадках Финского залива.
При повсеместной распространённости трещиноватости коренных пород,
проявления пресноводного травертинообразования носят локальный характер.
Изучение топологии генерации травертинов Ижорского плато позволило нам
выделить закономерности тектонического рисунка и выделить специфические
зоны травертиногенеза, являющихся маркерами разрывных структур. В свою
очередь,
разностороннее
пресноводной
извести
(их
проведение
исследований
географии,
генетической
зон
генерации
приуроченности,
литологических разновидностей, установление геологического возраста)
позволяет, в конечном счёте, выйти на время формирования структурных
дислокаций. Как это отмечалось выше, для Ижорского, Североэстонского и, в
меньшей степени, Волховского плато характерна система эшелонированных
поверхностных
малоамплитудных
складок,
которые
могут
являться
надёжными диагностическими признаками сдвиговых деформаций. Они
закономерно ориентированы, образуя при этом структурные группы в виде
кулис, с изогнутыми в плане шарнирами (Рис. 7).
Механизм
их
формирования
мы
связываем
с
позднеплейстоцен-
раннеголоценовыми подвижками в верхней части литосферы, причиной
которых было совокупное действие тектонических и гляциоизостатических
факторов, охвативших своим влиянием обширную территорию северо-запада
Европы. В процессе развития сдвиговых структур формируется складчатость
нагнетания, захватывающая верхнюю часть платформенного чехла (А.В.
Прокопьев и др., 2004). Присдвиговые складки, похожие на ижорские,
54
описаны в северной Карелии и восточной Финляндии, на о. Колгуев, п-ове
Ямал, на территории Сосьвинско-Белогорского Приобья в Западной Сибири
(Экман, 1989; Крапивнер; 1986, 1989, 1992).
Рис. 7.
Разрывная структура «Оржицы – Кипень – Пудость» (изображена синим пунктиром)
и оперяющая её система складок (показана красными кривыми)
(Бейкер, Никитин, 2013; с изменениями)
Одной из наиболее выраженных на востоке Ижорского плато является
разрывная структура, соответствующая верховьям рек Ижора (от истока в дер.
Скворицы до дер. Мыза-Ивановка) и Стрелка (от истока в пос. Терволово до
пос. Кипень), в ряде участков отчётливо выявляющаяся в рельефе в виде
линейной депрессии. Здесь, помимо участков со сбросами, как например, на
правом склоне долины реки Ижора, немногим ниже дер. Скворицы или на
участке между посёлками Терволово и Кипень (особенно хорошо этот сброс
виден на Таллиннском шоссе, в виде уступа), разрывная структура выявляется
прямыми геологоразведочными методами. При бурении скважин на воду,
55
выполнявшихся компанией «Химбур» в дер. Алапурская, была обнаружена
полоса брекчированных ордовикских известняков того же простирания.
Северный отрезок этого дизъюнктива фиксируется в обнажениях ордовика на
отрезке: дер. Малые Горки – урочище Хабони, далее на северо-запад он
соответствует отрезку глинта от дер. Забородье до пос. Оржицы. Севернее
линии глинта названная разрывная структура угадывается по рисунку участка
долины реки Чёрная около урочища Порожки (Рис. 8).
Рис. 8.
Участок долины реки Чёрная около урочища Порожки
(получено с помощью Google Earth).
В предглинтовой низине система складок менее очевидна, так как территория
сложена
рыхлыми
осадочными
образованиями.
По
мнения
ряда
исследователей, такая морфология долин может свидетельствовать о
сдвиговых деформациях, возможно, сопровождавшихся сейсмическими
явлениями (Палеосейсмология.., 2011).
56
Оперение складок этой разрывной структуры иллюстрирует сложную картину
деформаций, охвативших восточную часть Ижорского плато. Значительная
часть складок этого района выражена в рельефе в виде упомянутых выше
систем гряд, часть которых можно наблюдать в разрезе в многочисленных
карьерах и, в ряде случаев, в обрывах долины реки Ижоры.
На Рис. 9 изображены зоны разрывных нарушений, одна из которых
устойчиво
маркируется
цепочкой
очагов
генерации
голоценовых
пресноводных карбонатолитов. Мы предполагаем, что она соответствует
правосдвиговой
зоне
деформации
платформенного
чехла
территории
Ижорского плато. Возможно, это подчёркивается тем обстоятельством,
хорошо видимым на радарном снимке, что субширотная линия глинта
несколько смещена по азимуту 130º ЮВ, где сместителем является
упомянутая разрывная структура. Так как плоскость сместителя редко бывает
идеально прямой на всем своем протяжении, обычно наблюдаются нарушения
в её простирании. Сместитель сдвига вдоль простирания в таких случаях
прерывается, и перемещение осуществляется по сдвигам, субпараллельным
основному разлому. Известно, что для сдвиговых деформаций характерны
двойные изгибы. Такие растягивающие приразломные изгибы обычно
формируют структуры транстенсии: сбросы, флексуры, впадины типа pullapart. Механизм таких деформаций довольно подробно описан в литературе
(Прокопьев и др., 2004; Палеосейсмология.., 2011).
На Рис. 7 (в районе пос. Кипень) изображена зона разъединения разлома,
которая могла сформироваться в процессе продолжавшихся движений,
переместивших северный отрезок разрывной структуры на восток. Вторичные
складки на крыльях этой, по-видимому, транстенсионной правосдвиговой
структуры – достаточно приемлемая иллюстрация достоверности такой
трактовки. Не исключено, что Кипеньская котловина, ныне заполненная
водами водохранилища, так же, как и Пудостьская депрессия, представляет
собой отрицательную структуру, сформировавшуюся в дуплексе растяжения в
результате неравномерности сдвиговых деформаций.
57
Рис. 9.
Разрывные нарушения Ижорского плато, выделяемые в линеаментном анализе,
проявляющиеся в зонах дробления и вторичной минерализации палеозойской осадочной
толщи, фиксирующиеся в зонах голоценового карбонатонакопления
(Схема составлена по материалам полевых сезонов 2007-2013, материалам исследований
И.В. Даниловского, Г.А. Дымского, Т.Д. Бартош, материалам ФГУНПП «Севморгео»).
Структурный парагенезис дислокаций Балтийской куэсты свидетельствует о
многочисленных сдвиговых нарушениях пород осадочного чехла платформы
58
по направлению СЗ – ЮВ. Вопрос о связи этих нарушений с предполагаемым
тектоническим
развитием
Балтийской
впадины
в
настоящее
время
нерешённый. Не исключено, что совокупность деформаций является
результатом
независимого
течения
однонаправленных
тектонического и гляциотектонического.
процессов:
Часть очевидных разрывных
структур на Ижорском плато кажется «слепыми», то есть замкнутыми, без
видимых при линеаментном анализе продолжений. Таковыми, например,
являются впадины «Хюльгюзи» и «Каськово – Анташи», которые, возможно,
также
представляют
собой
структуры
pull-apart.
Показательно
то
обстоятельство, что эти впадины ограничены сбросами, которые были
выявлены нами в процессе проведения полевых работ. Морфология береговых
линий этих водоёмов соответствует простиранию элементов местной сетки
трещиноватости. На карте четвертичных отложений (лист О-35-VI) обеим
структурам соответствуют голоценовые аллювиальные осадки, которые
простираются за пределы современных впадин в юго-восточном направлении.
Эти отмершие долины, вероятно, свидетельствуют о большей обводнённости
территории в первой половине голоцена, заметно уменьшившейся вследствие
её поднятия (Геологическая карта…, 1989). Ряд разрывных структур выражен
в глинте в виде ложбин, вероятно, также выработанных по дизъюнктивам. К
таким структурам, например, относятся Красносельская и Ропшинская
ложбины.
В Бюллетене ФГУНПП «Севморгео» за 2009 год были опубликованы данные,
полученные
в
сейсмоакустического
результате
проведённого
профилирования.
На
высокочастотного
сейсмограммах
в
районе
Шепелёвского маяка, в донных осадках Финского залива зафиксированы поля
поп-маков – точек прорыва газофлюидов через толщу рыхлых осадков
(Информационный бюллетень Севморгео. №11, 2009) (Рис. 10,11). Находясь в
одной зоне простирания с упомянутой разрывной структурой, на границе двух
блоков фундамента (как это указывается в бюллетене Севморгео), они могут
подтверждать нашу гипотезу об участии эндогенного углерода в генерации
59
раннеголоценовых
и
современных
травертинов
на
разных
участках
Ижорского разлома.
Рис. 10.
Результат локации бокового обзора дна в районе выхода газофлюидов
на дне Финского залива. Стрелкой показан поп-мак.
(Информационный бюллетень Севморгео. №11, 2009).
Рис. 11.
Сейсмоакустический профиль дна Финского залива в районе мыса Шепелёв.
Стрелкой показан поп-мак (Информационный бюллетень Севморгео. №11, 2009).
В береговой зоне Финского залива (бухта Графская Лахта), на участке южнее
мыса Серая Лошадь также выявлена полоса железистого оруденения,
60
обусловленная формированием в многочисленных береговых источниках
бактериальных матов с участием железобактерий Thiobacillus ferrooxidans
(Рис. 12). Известно, что эти хемоавтотрофы образуют обширные колонии
вблизи природных источников CO2. Похожую картину можно наблюдать в
термальных водах, где дегазация недр очевидна. Вероятно, в зоне Ижорского
разлома
происходит
достаточно
энергичная
флюидная
разгрузка,
поддерживающая как современный травертиногенез на приглинтовом участке
в
верховьях
реки
Шингарки,
так
и
формирование
источниковых
бактериальных матов в зонах выхода на поверхность подземных вод,
обогащённых соединениями двухвалентного железа.
Рис. 12.
Колонии Thiobacillus ferrooxidans в береговых источниках.
Бухта Графская Лахта, июль 2013
Российские
(в
том
числе,
советские)
исследователи
пресноводного
карбонатогенеза не заостряли внимание на локальности формирования
пресноводных карбонатолитов и приуроченности его к конкретным зонам.
61
Общий тезис о трещиноватости карбонатной части разреза долгое время
казался
достаточным
для
обоснования
особенностей
географии
зон
травертиногенеза, а узкий хронологический интервал их формирования
объяснялся исключительно климатическими факторами. В отечественной
геологической
литературе,
посвящённой
четвертичным
пресноводным
карбонатолитам, указывается бореальная стадия голоцена как наиболее
активная фаза формирования пресноводных карбонатов на северо-западе
России и в Прибалтике (Даниланс, 1959, 1963; Мянниль, 1963, 1964; Бартош,
1976; Экман, 1989). Традиционное объяснение заключалась в том, что
особенности сухого и прохладного бореального климата способствовали
образованию залежей. Тем не менее, весьма затруднительно связать с этим
тезисом то обстоятельство, что активное формирование пресноводных
карбонатолитов, например, в Восточной Европе, синхронно происходило на
огромной территории: от Кольского полуострова до южной России.
Постепенное замедление травертиногенеза началось в течение атлантической
стадии, и климат тогда тоже не был однообразным на указанной территории.
По нашему мнению, пресноводный карбонатогенез – это явление, мало
зависящее от климатических обстоятельств.
Приблизительно одновозрастные залежи известны на обширной территории
от Центральной России (Московская, Смоленская, Тверская области) до
Архангельской и даже Мурманской области (месторождение «Аммональное»)
(Бартош, 1976). Кроме того, колебания климата на отрезке бореал –
современность не настолько велики, чтобы активизировать генерацию
источниковых карбонатолитов или прекращать её. Всё же, в течение всего
этого времени большая часть этой территории находилась в пределах
умеренного климатического пояса с сезонными температурными переходами
через «ноль». Наконец, измеренная температура вод на выходе из источников
колеблется от 4°С до 8°С и мало зависит от сезонов года. Следует упомянуть
такое важное обстоятельство, как наличие эманаций радона (222Rn) в
источниковых водах Ижорского плато. Известно, что количественная
62
составляющая радоновых эманаций существенно зависит от баланса водногазовых систем подземных вод, так как радон всегда сопровождает выделение
CO2, CH4, H2, He и некоторых других газов глубинной природы (Афанасов,
Казак, 2009, 2011, 2012).
Попытки решения проблемы датирования пресноводных карбонатолитов
предпринимались
палинологическими
(Бартош,
1957-1983)
и
малакостратиграфическими (Даниловский, 1925-1961; Никитин, Медведева,
2005-2007) методами. Первые – ограничены в своём использовании для
травертинов тем, что они нередко бывают засорены более поздней
палинофлорой из-за своей чрезвычайной проницаемости для грунтовых вод.
Малакостратиграфия, при всей своей привлекательности, также мало
оправдывает себя на голоценовом отрезке истории Северной Европы.
Некоторые виды моллюсков, фиксировавшие по В.И. Даниловскому начало
атлантической стадии голоцена, встречаются заметно ниже этой границы,
отмеченной палинологами (Т.Д. Бартош). Так, например, Bithynia tentaculata
(Linnaeus, 1758) известна из лимнических осадков Средней Ижоры (дер.
Антелево), возраст которых составляет 9500 лет (датировки получены в ходе
анализов по
14
С и
230
Th/U). Несмотря на то, что раковины битиний
сравнительно мелки и их высота составляет примерно половину от размера
рецентных представителей, их количество довольно велико и составляет
примерно 20 - 30 экземпляров на дм3. Также, В.И. Даниловский утверждает,
что нахождение раковин Anisus acronicus (Ferussac, 1807) указывает на арктобореальный тип климата (Даниловский, 1955). По его мнению, исчезновение
этого вида в большинстве среднеголоценовых разрезов свидетельствует об
атлантическом потеплении. Большая часть современного ареала A. acronicus
действительно охватывает крайний северо-запад России и Фенноскандию,
однако локальные популяции встречаются вплоть до Кавказа и Казахстана
(Старобогатов, 1970). Присутствуют они также и в рецентной фауне
Ленинградской области, в том числе в районе исследования: в прудах
Павловска, Пушкина и окрестностях станции Тайцы. Таким образом,
63
малакостратиграфическая шкала едва ли в принципе составима для голоцена
данного региона.
Однако, при малой пригодности пресноводной малакофауны для прямого
датирования, она даёт необходимую информацию о палеоэкологии водоёмов
и окружавших их ландшафтов. Возможности палинологического метода
также ограничены для Ижорского плато. В первую очередь, потому, что здесь
сравнительно мало естественных коллекторов осадков. Озёр и болот на этой
территории немного, большая их часть сосредоточена на юге и западе плато.
Небольшая площадь естественных коллекторов приводит к искажённой
палинологической информации, так как в их осадках захоранивается
преимущественно
локальная
местообитаний.
В
палинофлора,
результате
в
изучения
стороне
от
плакорных
многих
десятков
позднеплейстоценовых и голоценовых разрезов, складывается впечатление о
гораздо более значительной обводнённости территории Ижорского плато на
ранних этапах голоценовой истории. Многие озёра и болота деградировали и
исчезли здесь ещё до наступления субатлантической стадии.
Большая часть методик определения геологического возраста травертинов до
недавнего
времени
исчерпывалась
относительной
геохронологией:
палинологическими исследованиями, изучением макроостатков биоты и
археологических артефактов. Традиционное
14
С – датирование, как правило,
показывает нестабильные результаты, из-за «эффекта мёртвого (литогенного)
углерода», который проявляет себя всякий раз, когда источниковые воды
содержат анионы НСО3- и СО32-, привнесённые из коренных карбонатных
пород.
Для
определения
возраста
карбонатолитов
континентального
происхождения (травертинов, почвенных, пещерных или иных натёчных
образований), а также, заключённых
в них органических
остатков,
сравнительно недавно стал использоваться 230Th/U (уран-ториевый) метод. Он
позволяет оценить хронологические рамки кристаллизации кальцита до
возраста, оценочно не превышающего 350 тыс. лет, что вполне пригодно для
позднеплейстоцен-голоценовых отложений. В некоторых случаях, при
64
условии закрытых изотопических систем, подобная методика даёт вполне
валидные результаты (Вагнер, 2006; Максимов, Кузнецов, 2010).
Процесс формирования залежей источниковых карбонатолитов Ижорского
плато начался синхронно с процессами развития разрывных структур.
Транспорт газофлюидов осуществлялся через новообразованные и древние
дизъюнктивы
на
очень
большой
территории,
в
результате
гляциоизостатических и неотектонических движений в пределах Балтийского
щита и его периферии. Их максимум пришелся на первую половину голоцена.
Формирование карбонатолитов в источниках во многом обусловлено работой
организмов – фотоавтотрофов, большей частью прокариот. Их колонии
покрывают сплошным ковром субаквальные поверхности в тех местах, где
предполагается восхождение потока газофлюидов через разрывы сплошности
коренных пород. Сейчас таких мест немного. Если в раннем голоцене
пресноводное карбонатоосаждение происходило повсеместно, там, где
выражены крупные системы дислокаций (на Ижоре и Луге, прежде всего), то
сейчас этот процесс наблюдается наиболее выраженно только в верховьях
реки Шингарки. Мы полагаем, что пресноводное карбонатообразование на
Ижорском плато имеет в значительной степени биогенный характер,
спровоцировано гляциотектоническими и/или неотектоническими процессами
и медленно убывает с середины голоцена до настоящего времени.
Подавляющее большинство залежей травертинов и других карбонатолитов,
генерация которых происходит в настоящее время, приходится на области
альпийского орогенеза, где их
формирование обусловлено
активной
гидротермальной деятельностью в зонах, подвергшихся разрывной тектонике.
Практически во всех этих случаях эндогенная активность подчёркивается
проявлениями магматизма. Поэтому «травертиновая классика» в круге
специалистов, изучающих это явление, связана преимущественно с Италией
(Тиволи), Грецией, Турцией (Памук-Кале, Карахайыт) и другими странами
Средиземноморья. В Евразиатском поясе альпид, так же как и в
Тихоокеанском поясе, являющихся наиболее молодыми континентальными
65
структурами, осадочные комплексы, сложенные с участием вторичных
карбонатов (травертинов, пещерных образований и т.д.) в таких зонах –
привычное явление.
Общеизвестны
травертины
альпийской
зоны
Средиземноморья:
от
Пиренейского полуострова до Турции, Кавказа и Предкавказья (Özkul, 2002),
герцинской Германии (Koban, Schweigert, 1993; Frank, Braun and others, 2000)
и каледонской Северной Англии и Шотландии (Pentecost 1994, 1996, 2001;
Gilbert, Goldie and others, 2005), в зоне киммерид северо-западной периферии
Южно-Китайской платформы (Хуанлун) (Chang-Chai Nga, 2006). Травертины,
формировавшиеся
на
участках
неотектонической
активизации,
древних
платформ,
практически
всегда
подвергшихся
демонстрируют
приуроченность к молодым разрывным структурам и неоген – четвертичный
возраст, например, в Египте и Ливии (Smith, Giegengack, and Schwarcz; 2004).
Таким образом, пресноводный (вторичный) карбонатогенез обязательно
присутствует там, где есть карбонатные породы в плитном комплексе и где
присутствуют неотектонические факторы развития территории.
Конечно, разрывная тектоника проявляет (или проявляла) себя и в пределах
более древних структур, например, в зонах континентального рифтинга
современной Восточной Африки (грабены озёр Малави, Танганьика и др.),
Ближнего Востока (грабены Мёртвого моря и реки Иордан) или Центральной
Азии (грабены оз. Байкал и Хубсугул). Эти зоны также характеризуются
активной гидротермальной деятельностью, также приводящей к энергичному
транспорту вещества через дизъюнктивы.
В природе генерации пресноводной извести всегда присутствует эндогенный
фактор,
так
как
возраст
большей
части
известных
докайнозойских
травертинов соответствует эпохам диастрофизма. Зоны древнего рифтинга,
связанные, например, с распадом Гондваны характеризуются не только
привычными вулканогенными формациями, но и залежами пресноводных
карбонатолитов. Таковые описаны в юго-восточной Бразилии (палеоценовая
66
формация Итабораи) (Sant’Anna, Riccomini, 2004). Примеры древнего
травертиногенеза указываются и для раннего палеозоя (Майдль, 2006).
Неотектонической
активизации
подверглась
территория
сегодняшнего
Египта, в связи с развитием системы рифтов Красного моря, с подчинёнными
ветками; Суэцкой и Акаба. Нижний отрезок течения Нила от Эдфу до ЭльКусии
располагается
в
области
системы
разломов,
параллельной
Красноморской рифтовой долине. Здесь, в оазисах Дахла и Харга, известны
залежи травертинов, которые формировались в течение плейстоцена –
голоцена. Проведённые исследования указывают на узкий хронологический
интервал местного травертиногенеза, пик которого также пришёлся на первую
половину голоцена, в связи с усилением транспорта эндогенного вещества
(Smith, Giegengack and Schwarcz; 2004).
Разрывные структуры, осложняющие план строения внеальпийской Европы,
также маркируются зонами вторичного оруденения и пресноводного
карбонатогенеза.
классические
Наиболее
залежи
характерным
травертинов
примером
Центральной
и
здесь
являются
Южной
Германии
(Бельцингслебен, Эринсдорф, Каннштат и др.) (Koban, Schweigert, 1993)
Формирование в неоген-четвертичное время Рейнской системы грабенов
обусловило чрезвычайно энергичный всплеск эндогенной активности,
выразившейся
во
флюидном
транспорте.
Максимум
генерации
этих
травертинов пришёлся на начальный период формирования системы
разрывных нарушений. Растущий интерес к неотектонике, которая долгое
время
была
уделом,
преимущественно,
геоморфологов,
может
быть
подкреплён информацией о травертиногенезе – надёжном свидетельстве
функционирования реставрированных или молодых разрывных структур.
В Восточной Европе большинство известных зон генерации пресноводной
извести сосредоточены в следующих регионах: Прикарпатье, Крым и
Северный Кавказ (Иванова, 1947). Такая география, в пределах молодых
тектонических структур вполне оправдана и понятна. Во вторых, это
разрывные нарушения Поволжья и Прикамья. Системы дизъюнктивов,
67
связанные с «Волжским разломом», вероятно, начали развиваться ещё в
плиоцене, в связи с изменениями в геодинамической ситуации на южных
границах Русской платформы (Милановский, 1940; Ступишин, 1972). В
третьих, это обширная зона внешней периферии Балтийского щита: южной
Швеции, Польши, Прибалтики, Беларуси, северо-запада России, включая
Ленинградскую, Псковскую, Новгородскую, Тверскую, Вологодскую и
Архангельскую области (Т.Д. Бартош, 1976). Наконец, в четвёртых, это
территория самого Балтийского щита (Бартош, 1976; Экман, 1989).
До настоящего времени генерация всех разновидностей пресноводных
карбонатолитов в отечественной геологии увязывалась с климатическими
изменениями в течение голоцена (Алабышев, 1932; Бартош, 1976; Экман,
1989). По нашему мнению, Балтийская система дизъюнктивов, вероятно,
получила новый импульс развития синхронно процессу дегляциации
территории в конце плейстоцена, что может подтверждаться интенсивностью
пресноводного
карбонатонакопления.
Во
всех
случаях
проявления
пресноводного карбонатогенеза на этих территориях обусловлены флюидноэманационной разгрузкой недр по системам разрывных нарушений.
Озёрные известковые отложения (гажа) описаны в южной Швеции, в донных
осадках озера Игельшён (Igelsjön) (Hammarlund, 2002). Аналогичных
месторождений пресноводных карбонатолитов в южной Швеции много и их
топология во многом напоминает то, что характеризует территории
Ижорского
плато
и
Эстонии:
расположение
в
зоне
сочленения
кристаллического щита и плитного комплекса, карбонатные породы ордовика
– силура в коренном разрезе, и наконец, приуроченность к системе разрывных
структур. В южной Швеции это, прежде всего, система грабенов Веттерн.
Осадконакопление
в
виде
известково-органогенных
алевро-пелитов
продолжается там и сейчас, что характерно и для некоторых областей
Балтийской куэсты.
Меньше
всего
ожидается
возникновения
подобного
явления
на
кристаллических щитах, однако и там, при наличии карбонатных, пусть даже
68
метаморфизованных пород наблюдается осаждение гажи в озёрах и
формирование залежей травертинов в руслах ручьёв. Подобные залежи
известны
на
Кольском
полуострове
(месторождение
«Аммональное»)
(Бартош, 1976), и на территории Карелии (Экман, 1989).
Балтийский щит как специфический структурно-тектонический элемент
Русской платформы в принципе мало отличается условиями формирования
голоценовых озёрных известковых отложений от другой её морфоструктуры –
Русской плиты, в пределах которой древние кристаллические комплексы
пород перекрыты осадочным платформенным чехлом. Накопление озёрной
извести в водоёмах Балтийского щита зависело, в первую очередь, от
присутствия в кристаллическом фундаменте карбонатных и ультраосновных
пород (известняков, карбонатитов, пироксенитов и др.) и в перекрывающих их
четвертичных отложениях повышенного содержания карбоната кальция.
Редкая, всё же, встречаемость известковых отложений в озёрах Карелии
обусловлена несоизмеримо малым участием карбонатсодержащих пород в
строении докембрийского основания по сравнению с их присутствием в
составе фанерозойского осадочного чехла Русской плиты (Экман, 1989).
Естественно, что в пределах Балтийского щита на ход седиментации озёрной
извести влияли и такие важные условия, как климат, процессы выветривания,
химизм и температура вод, тип питания водоёмов (подземное, поверхностное,
смешанное),
жизнедеятельность
геоморфологические
факторы.
биоты,
структурно-тектонические
Накопившийся
к
настоящему
и
времени
фактический материал свидетельствует, что на Балтийском щите, включая,
по-видимому, его области, расположенные севернее полярного круга, в
течение всего голоцена существовали обстановки для формирования озёрных
известковых отложений. По мнению И.М. Экмана, наилучшие природногеологические условия для их седиментации имели место в пребореальном и
бореальном периодах. Во всяком случае, в атлантическое время наметилось
значительное
сокращение
числа
водоёмов,
в
котором
продолжалось
69
осаждение пресноводной извести. Процесс карбонатонакопления сменялся
седиментацией сапропеля или заторфовывания озёр (Экман, 1989).
В Карелии наиболее благоприятные условия для формирования озёрных
известковых отложений существуют на её крайнем северо-западе, в пределах
размещённой там Паанаярви-Куолаярвской нижнепротерозойской структуры.
В разрезе слагающих её ятулийских осадочных и вулканогенных толщ
заметную роль играют карбонатные породы, прежде всего, доломиты
(Геология Карелии, 1987). Аналогичные образования, входящие в состав
единой
структурной
зоны,
протягиваются
к
северу
на
территорию
Мурманской области и широко развиты западнее и юго-западнее в смежном с
территорией России районе Финляндии (провинция Куусамо). Начиная с 30-х
годов и в последующие десятилетия XX века, в приграничной полосе
соседнего государства, были выявлены озёра и значительные по площади
болота, в разрезах которых установлены озёрные извести, мощностью до 2
метров. Также есть обрывочные сведения о том, что, по крайней мере, в одном
из озёр вблизи границы Карелии с Мурманской областью известны находки
известковых осадков (Экман, 1989).
Восточнее Паанаярви-Куолаярвской зоны выделяется ряд более мелких
ятулийских
структур,
среди
которых
наиболее
известной
является
Кукасозерская. Они характеризуются сходным с первой типами разреза
ятулийских отложений. Помимо литологических особенностей ятулийских
отложений Карелии, в рассматриваемом районе существовал и ряд других
конкретных факторов, которые способствовали седиментации озёрной
извести. Среди них, прежде всего, следует выделить развитие различных по
морфологии приразломных складок, в которые смяты ятулийские отложения,
что и определяет создание здесь резко расчленённого, тектонически
обусловленного
крупногрядового
и
грядово-холмистого
рельефа.
Его
относительные превышения обычно колеблются в пределах 150 - 200 м,
иногда достигая 250 – 300 м. Местами рельеф этого района имеет облик
мелкогорья, в пределах которого высота отдельных вершин превосходит 500
70
м над уровнем моря. Озёра в таких областях часто размещаются в линейно
вытянутых
депрессионных
участках
складок.
Котловины
водоёмов
ограничены крутыми склонами тектонических рвов. Высота этих склоновых
уступов оценивается многими десятками метров. А иногда достигает 100 –
150 м и более. В химизме и повышенной минерализации вод, и
соответственно в качестве состава донных осадков озёр, расположенных в
подобных геолого-геоморфологических условиях, не могла не отразиться
существенная или даже доминирующая роль подземно-родникового типа
питания (Геология Карелии, 1987).
На северо-востоке Финляндии, в озёрах Юля-Куйвасъярви и Ванхалампи,
расположенных в северной части провинции Куусамо, накопление гажи
непрерывно продолжается и до настоящего времени. Есть сведения от
финских коллег о седиментации карбоната кальция в наши дни и в озере
Саариярви,
расположенном
в
юго-восточной
части
Финляндии.
Следовательно, карбонатонакопление в современных озёрах Финляндии (в
том числе, ныне заболоченных) прекращалось по отдельным объектам
неодновременно, растягиваясь на значительный по протяжённости интервал
времени голоцена. Начало этого процесса, всё же, совпадало с пребореальным
временем (Экман, 1989).
Во многом похожую геолого-геоморфологическую картину можно наблюдать
в известном урочище Пым-Ва-Шор, находящемся в Заполярье (67°09' с.ш.), в
северо-восточной части Большеземельской тундры, в пределах Ненецкого
автономного округа. В тектоническом плане эта местность является частью
Тимано-Печорской плиты. Это урочище известно своими термальными
источниками и образующимися в них травертинами. Источники Пым-ВаШора генетически приурочены к интенсивно дислоцированным палеозойским
карбонатным породам гряды Чернышёва, что в свою очередь традиционно
связывается с неотектоническими процессами в неоген – четвертичное время
(Митюшева и др., 2011; Функционирование… (Ред. Боголицин), 2011).
71
Молодые разрывные структуры северо-западного простирания повсеместно
осложняют тектоническую картину Балтийского щита. Поэтому, всюду, где в
коренном
разрезе
участвуют
карбонатные
породы,
пресноводный
карбонатогенез развивался за счёт вертикального транспорта кальция
посредством глубинных газофлюидов. Даже в том случае, когда участие
карбонатсодержащих пород в коренном разрезе очень мало, в водоёмах, где
замечены характерные виды автотрофной биоты, активно участвующей в
травертиногенезе, можно видеть тончайшие сезонные корки биогенного
кальцита.
Из
этого
следует
вывод,
что
специфические
альго-
и
цианобактериальные сообщества сами по себе также являются маркерами
разрывных нарушений. Сезонные колонии Schizothrix и Batrachospermum
наблюдаются, например, на мелководье Сейдозера, в Ловозёрских тундрах
Кольского п-ова (Рис. 13).
Рис. 13.
Колонии Schizothrix и Batrachospermum в водах Сейдозера. Кольский п-ов, август 2011.
В настоящее время процесс генерации травертинов во внеальпийской зоне
континентов сильно замедлен даже по сравнению с относительно недавним
72
прошлым – атлантической эпохой голоцена. Именно этот момент фигурирует
в
большинстве
источников,
как
время
прекращения
пресноводного
карбонатогенеза не только на Ижорском плато, но и в Прибалтике, Польше,
Великобритании, Финляндии и других территориях Северной Европы
(Даниланс, 1959; Бартош, 1976; Экман, 1989; Pentecost, 1996; Hyyppä, 1936,
1963, 1969;
Gradziński, Jach
and
Stworzewicz, 2001). Формирование
травертинов на Ижорском плато, а также в пределах всей Балтийской куэсты
и на многих других пространствах Русской равнины происходило только с
началом дегляциации каждой конкретной территории (Даниланс, 1959;
Бартош, 1976). Пока, к сожалению, на Ижорском плато ничего не известно о
межледниковых проявлениях этого процесса, как, впрочем, и о плиоцен –
эоплейстоценовых. Хотя этого следовало бы ожидать, так как этому
способствовал и климат, и даже более контрастный рельеф территории,
нежели в течение голоцена.
В моренных отложениях Русской равнины пока не найдены переотложенные
фрагменты травертинов. Из этого, конечно, не следует, что пресноводный
карбонатогенез мог проистекать только лишь в голоцене. Об этом
свидетельствуют
многочисленные
плиоцен-четвертичные
датировки,
полученные исследователями травертинов других регионов, прежде всего это
области альпийского орогенеза и некоторые соседние с ними, а также области
интенсивного неотектонического поднятия части герцинид и каледонид, а
также участков древних платформ (Ford, Pedley, 1996; Koban, Schweigert,
1993; Pentecost 1994, 1996, 2001; Frank, Braun and others, 2000; Kele, Vaselli,
Szabó, Minissale, 2003; Gilbert, Goldie and others, 2005), в том числе на
территории
Северной
Америки
(Srdoč,
Chafets
and
Utech,
1984).
Приуроченность залежей травертинов к молодым структурам и так ясно
свидетельствует о возрасте. Этот комплекс осадочных пород крайне
неустойчив в стратисфере, так как все участки генерации пресноводной
извести исчерпываются сушей, нередко с очень молодым рельефом, где
73
экзогенные процессы быстро приводят к денудации небольших участков
развития континентальных карбонатолитов.
По нашему мнению, в процессе активного травертинообразования, наряду с
гляциоизостатическими
факторами,
могли
также
действовать
и
неотектонические, приведшие к реставрации древних разрывных структур, в
том числе таких, как палеозойские системы разломов и зоны трещиноватости.
Мы
предполагаем,
травертиногенеза
что
регуляторные
минимально
зависят
механизмы
от
собственно
биохемогенного
климатических
изменений, особенно, на фоне периодического транспорта глубинного
вещества, так как синхронная генерация травертинов наблюдалась в голоцене
от тропиков до арктических широт. Таким образом, на Ижорском плато одним
из ключевых признаков флюидно-эманационной разгрузки недр являются
залежи травертинов, тем самым маркирующие разрывные структуры, что
отвечает
первому
травертинов
защищаемому
являются
положению:
природными
Зоны
маркерами
формирования
дизъюнктивных
дислокаций – одними из характерных структурных особенностей
Ижорского плато.
74
Глава 3
Генетические особенности пресноводных карбонатолитов
При всех известных трудностях точной минералогической, структурной и
генетической диагностики карбонатных осадочных образований, следует
признать, что континентальные пресноводные карбонатолиты представляют
собой довольно узкий спектр таких специфичных, в плане своего генезиса,
пород. Классификация карбонатных пород неоднократно подвергалась
ревизии и сейчас геологической общественностью наиболее востребованы
структурные классификации Р.Л. Фолка (R.L. Folk, 1959) и Р.Ж. Данхэма (R.J.
Dunham, 1962). В отечественной литературе наиболее известна систематика
глинисто-карбонатных пород С.Г. Вишнякова, а также относительно недавние
обзоры В.Г. Фролова, Н.В. Логвиненко, В.Н. Шванова, В.Г. Кузнецова,
которые принимают опыт британской седиментологии (Систематика и
классификация.., 1998).
Карбонатолиты – это осадочные образования, сложенные более чем на 50%
карбонатными
минералами,
образующие
по
вещественно-структурной
классификации В.Н. Шванова особый подкласс горных пород. Наиболее
распространенными карбонатолитами являются известняки, с преобладанием
кальцита (CaCO3) и доломиты, где доминирует одноимённый минерал
(CaMg(CO3)2). Другие минералы имеют в природных карбонатолитах
существенно меньшее распространение. Для карбонатных пород характерно
исключительно большое разнообразие структурных видов, заключающееся в
многообразии
седиментологических
породообразующие
карбонатные
устойчивостью
постседиментационных
в
обстановок.
минералы
При
характеризуются
изменениях
по
этом
меньшей
сравнению,
например, с алюмосиликатным составом составом вещества кластолитов.
Сложный характер порового пространства карбонатолитов обусловлен не
только
их
первично-седиментационными
структурно-текстурными
75
особенностями, но и различными диагенетическими преобразованиями
(Систематика..., 1998; Платонов, Тугарова, 2003).
Результаты определения минерального состава пресноводных карбонатолитов
указывают на два доминирующих минерала: кальцит и арагонит. Первый
значительно преобладает в холодноводных источниках, где температуры
отчасти соответствуют сезонным ритмам. Второй преобладает в термальных
источниках, где температура вод не зависит от сезонности (Sanders, Wertl,
Rott,
Фазовая
2010).
травертиноподобных
рентгеновской
получавшиеся
диагностика
карбонатолитов,
дифрактометрии
даёт
рентгенограммы
подавляющего
большинства
осуществлявшаяся
близкие
результаты.
соответствуют
методом
Почти
все
слабомагнезиальному
кальциту, даже в тех случаях, когда материал отбирался «свежим» из
травертинов, формировавшихся в достаточно горячих (до 27°С) источниках.
Арагонит может доминировать только в молодых складчатых областях, да и
то – не во всех. Как правило, только в тех, где температура источников
превышает 45°. Ряд известных месторождений в Испании, Италии, Греции и
Турции характеризуются повышенными отношениями арагонит/кальцит,
вероятно объясняющимися присутствием в водах источников, генерирующих
травертины, Sr и Ba, а не только высокими температурами. Есть мнение, что в
гипергенных условиях арагонит вместо кальцита обычно появляется при
повышенном
содержании
бария,
стронция
и
других
элементов,
"навязывающих" минералу ромбическую решётку. Витерит (карбонат бария) и
стронцианит
(карбонат
стронция)
обладают
ромбической
сингонией.
Соответственно, микрочастицы витерита или стронцианита формируют
вокруг себя карбонат кальция также ромбической сингонии. Некоторая
(незначительная) доля арагонита в травертинах обнаруживается и во
внеальпийских областях. Обычно это объясняется наличием в их составе
раковин моллюсков (Карбонаты: Минералогия и химия, 1987).
«Холодноводные»
(метеогенные
–
в
западноевропейской
традиции)
травертины в настоящее время изучены в меньшей степени, чем их
76
«тепловодные» (термогенные) аналоги. Причины этого, вероятно, связаны с
тем, что большинство разбатывавшихся залежей исторически находились в
странах Средиземноморья, где распространены, преимущественно, отложения
термальных источников. При разработке залежей травертинов римлянами в
тогдашних Галлии и Германии, методы добычи и использования этих
материалов существенно не изменились. Поэтому и терминология была
механически перенесена на новые, внешне похожие объекты. Большая часть
травертинов из внеальпийской зоны Европы является «холодноводными», что,
обычно, диагностируется их изотопным составом. В областях их генерации,
вероятно, не происходили выраженные термальные явления. Также как и в
случае с «тепловодными» травертинами, их генерация в настоящее время
наблюдается преимущественно в областях распространения коренных
карбонатных пород, подверженных той или иной степени механической и
химической дезинтеграции. Даже в том случае, когда коренные карбонатные
породы перекрыты терригенными толщами, мощностью в десятки метров,
транспорт кальция осуществляется по системам дизъюнктивов. В последнее
время внимание исследователей привлекает механизм образования таких
травертинов, связанный с непосредственным участием в их осаждении
колоний
прокариот
(прежде
всего,
цианобионтов,
в
составе
цианобактериальных матов) и других организмов – фотоавтотрофов: от
хризофитовых, зелёных, харовых водорослей и багрянок до мхов и цветковых
растений. Массовое развитие фотоавтотрофных организмов в природных
водах, содержащих высокие концентрации соединений кальция, способно
вызвать нарушение карбонатного равновесия. Процесс фотосинтеза водных
организмов
обусловлен
поглощением
СО2
из
растворов
природных
источников, что в свою очередь приводит к образованию микробиальных
карбонатных корок на субаквальных поверхностях, а также замещению
живых тканей растений кальцитом, выражающемся в формировании на
поверхности
фотосинтезирующих
органов
и
в
тканевых
жидкостях
кристаллического кальцита. Обрастание экспонированных субаквальных
77
поверхностей
колониями
цианей
с симбиотическими
водорослями
в
фотоактивный период и последующее образование кальцитовых корок
происходит довольно быстро. В.Г. Колокольцев характеризует этот процесс
замещения, как метасоматоз (Колокольцев и др., 2005). В настоящее время
твёрдо установлено, что, несмотря на множественность форм углекислоты в
водном растворе CO2, в процесс фотосинтеза вовлекается именно свободный
CO2. А его концентрация в субаквальных природных системах может заметно
варьировать (Климов, 1999). Скорость формирования таких кальцитовых
корок хорошо фиксируется ежегодным мониторингом и обычно составляет
первые миллиметры (в некоторых случаях – до 1,5 см) в год.
Основные физико-химические, и биологические механизмы пресноводного
карбонатообразования изучаются достаточно давно. До сегодняшнего дня
карбонатные породы традиционно делят на две генетические группы:
абиогенные и биогенные. Принято считать, что карбонатолиты всегда
содержат СаСО3 смешанного происхождения. Процессы растворения и
поведения СаСО3 в водных растворах определяются сочетанием следующих
факторов: 1) давлением углекислоты в воздухе и ее концентрацией в самом
растворе; 2) температурой раствора; 3) влиянием солей в составе раствора; 4)
влиянием живых организмов, обитающих в этой среде. Хорошо известно
мнение, что морское карбонатонакопление зависит от физиологической
экстракции СаСО3 животными, а в континентальных водоёмах эту функцию
выполняют преимущественно растения (Колокольцев и др., 2005).
Растворимость СаСО3 в дистиллированной воде очень небольшая (по данным
разных авторов – от 10 до 34,7 мг/л), но сильно увеличивается в присутствии
СО2 и мало зависит от температуры. В растворе, содержащей СО2, молекулы
СаСО3 распадаются на ионы Са2+ и СО32-. Далее ионы Н+ реагируют с СО32-,
образуя ион НСО3-, который, в свою очередь, связываясь с Са2+, приводит к
равновесию, обычно называемому карбонатным: Са2+ + 2НСО3-  Са(НСО3)2.
Если углекислота из раствора удаляется, то происходит нарушения
равновесия свободного СО2 с ионами Н+ и НСО3-, что приводит к диссоциации
78
иона: 2НСО3- → СО2 + Н2О + СО32-. В результате этого процесса, легко
растворимый Са(НСО3)2 превращается слабо растворимый СаСО3, который и
выпадает в осадок. Освободившийся при этом СО2 приводит к увеличению
парциального давления этого газа в растворе и может быть причиной
обратного растворения части образовавшегося СаСО3. Такого рода инверсии
могут происходить в замкнутых водоёмах, но маловероятны в проточных
водах, так как в зону выпадения осадка непрерывно поступают новые порции
насыщенных вод (Даниланс, 1963; Бартош, 1976; Колокольцев и др., 2005).
Природные карбонатные растворы всегда находятся под влиянием обитающих
в них организмов, метаболизм которых регулирует режим СО2. В
отечественной
литературе
важнейшим
фактором
пресноводного
континентального карбонатообразования традиционно признается климат, с
которым тесно связан определяющие этот процесс температуры, химизм вод,
газовый состав почвенного воздуха и т. д. Однако, эндогенной составляющей
концентрации СО2 в природных водах до последнего времени не уделялось
достаточно внимания.
В
числе
механизмов
растворения
первичных
карбонатов
(коренных
известняков, доломитов, мергелей и т. д.) называлась также и деятельность
кислых почвенных и болотных вод. По мнению ряда исследователей, такие
воды могут довольно далеко распространяться по латерали. Таким образом,
например,
объясняется
топология
многих
залежей
пресноводных
карбонатолитов у подножия склонов, руслах рек и ручьёв, берущих своё
начало в болотах. Нахождение пресноводных карбонатолитов в котловинах
объясняется следующим образом: кислый почвенный сток захватывает из
коренных пород ионы Са2+ и переносит их в прогретые водоёмы. При
увеличении температуры растворимость СО2 уменьшается, в результате чего
избыток
кальция
переходит
в
карбонаты,
кристаллизующиеся
на
субаквальных поверхностях. Наличие растительности в водоёмах ещё более
стимулирует процесс кристаллизации вторичных карбонатов. Таким образом,
карбонатное равновесие в таких водах легко смещается с растворения
79
карбонатов
на
кристаллизацию
кальцита
при
участии
организмов,
осуществляющих фотосинтез (Колокольцев и др., 2005). Однако нередкой
оказывается ситуация, когда наиболее богатыми автотрофными сообществами
оказываются водотоки, слабо связанные с болотными или почвенными
водами. Особенно это касается источников. В большинстве случаев в них
обитают весьма сложноустроенные сообщества, таксономический состав
которых довольно своеобразен. Основу таких биоценозов составляют
цианобактериальные маты с симбиотическими зелёными, диатомовыми,
красными и другими водорослями (Pentecost, 1994, 1996; Sanders, Wertl, Rott,
2010).
Степень биогенности в различных вариантах пресноводных карбонатолитов
достаточно сильно варьирует, но чаще всего является определяющей. В
последнее время появилось достаточно много публикаций, где утверждается,
что многие карбонатолиты, как, кстати, и некоторые другие водно-осадочные
образования (например, гейзериты) являются в той или иной степени
биогенными. Если до последней четверти ХХ века подобные утверждения
были революционными, то начиная с открытий специфических биоценозов
«белых» и «чёрных курильщиков» в областях выхода ювенильных водногазовых
источников
этот
тезис
становится
привычным
обобщением
(Кузнецов, 2001).
В одном из новейших учебников по литологии (Япаскурт, 2008) утверждается:
«Установлено, что, начиная от древних времён (по крайней мере, от начала
мезозойской эры) и до наших дней включительно, среди известковых пород
господствуют биогенные образования, при весьма подчинённых значениях
чисто хемогенных и обломочных накоплений. Допускается вероятность, что
в домезозойское время роль хемогенных карбонатных осадков была
значительнее, чем теперь; но и в те времена, вплоть до раннего докембрия,
жизнедеятельность оказывала существенное влияние на извлечение из вод
солей угольной кислоты». Существуют и более радикальные точки зрения,
например у В.Г. Кузнецова: «Морское и океаническое карбонатонакопление в
80
венде-кембрии было биохемогенным, то есть в определяющей степени
обусловлено жизнедеятельностью организмов, которые главным образом
создавали геохимическую среду, способствующую осаждению карбонатного
вещества. Начиная с первой трети палеозоя этот механизм был
практически
полностью
замещен
чисто
биогенным.
В
палеозое
карбонатонакопление происходило в основном в обширных шельфовых морях,
в мезозое областью накопления карбонатов стали внутриокеанические
отмели, рифы и пелагиаль, в кайнозое главной зоной карбонатонакопления
стала пелагиаль и в меньшей степени рифы» (Кузнецов, 2001).
Гипотезы об участии микроорганизмов в формировании карбонатолитов
континентальных водоёмов были распространены в конце XIX – начале XX
веков (Г.А. Надсон, 1903). Впоследствии доминирующие представления о
генезисе континентальных карбонатолитов изменились и в дальнейшем
преобладали хемогенные модели. Сейчас наблюдается постепенный возврат к
прежним представлениям, во многом обусловленным успехами изотопной
геохимии и натурными наблюдениями (Кузнецов, 2001; Pedley, Rogerson and
Middleton, 2008).
В водах континентальных водоёмов карбонатонакопление – явление не самое
распространённое. Если учесть, что и сами континентальные водоёмы в
современном понимании появились только начиная с девона, то додевонские
пресноводные
карбонатолиты
исключительно
редки.
Некоторая
часть
травертинов формируется в условиях, близких к субаэральным, например, на
скальных выступах, в местах выхода подземных вод. Геологический возраст
древних травертинов отнюдь не всегда соответствует эпохам с высокой
расчётной концентрацией атмосферного CO2 (термоэрам). Обычно залежи
травертинов соответствуют эпохам диастрофизма.. Например, известны
находки
палеозойских
травертинов
(Майдль,
2006),
хронологически
соответствующих термическим минимумам, которые, в свою очередь,
соответствуют терминальным фазам тектоно-магматических эпох (криоэрам),
когда концентрация парниковых газов минимизируется. В таком случае,
81
любопытным оказыватся вывод, что высокая концентрация СО2 в атмосфере
прямо не влияет на интенсивность травертиногенеза, хотя в это же время
усиливается морское карбонатонакопление. Это может означать, что углерод,
поступавший в состав травертинов, скорее всего, мало зависит от
атмосферных источников, так как поступает в систему по разрывным
нарушениям в период их активизации.
Химический состав большинства литотипов пресноводных карбонатолитов
довольно однороден. Собственно травертины обнаруживают в своём составе
почти исключительно CaCO3, достигающий в объёмном процентном
отношении величин порядка 99,99%. Среди часто встречающихся примесей
обычны: MgCO3, CaMg(CO3)2, MnCO3, FeCO3, Fe2O3 и Сa5(РO4)3(F, О, ОН), а
также сильно варьирующая в количественном отношении примесь SiO2
(обычно, это кварц, иногда – эпигенетический халцедон). В телах
карбонатолитов четвертичного возраста нередки остатки органического
вещества, представленного торфом, сапропелитами, нелитифицированной
древесиной, хитиновыми покровами насекомых и т.д. Таким образом,
концентрация органогенного углерода может быть весьма различной
(Систематика и классификация.., 1998).
Состав элементов с небольшой атомной массой в природных средах всегда
варьирует, поскольку их изотопы фракционируются в процессе физических,
химических и биологических процессов. К группе таких элементов,
отличающихся значительными природными вариациями в изотопном составе,
относятся кислород и углерод. Будучи одними из наиболее распространённых
на Земле, они тесно связаны с процессами, происходящими в биосфере,
гидросфере и литосфере. Изучение их фракционирования дает необходимую
информацию о средах прошлого, в частности о климате.
Равновесное
фракционирование
тяжелого
изотопа
кислорода
(18О)
в
карбонатных скелетах беспозвоночных в зависимости от температуры
морских вод, в которых они обитали, впервые установил Г.К. Юри (Urey,
1948). В дальнейшем на основании этих представлений был разработан
82
изотопно-кислородный метод измерения температуры осаждения скелетного
карбоната кальция. Впоследствии этот метод был расширен для изучения
других осадочных пород. Успешно он применяется и для диагностики
седиментологической
среды,
где
формируются
или
формировались
пресноводные карбонатолиты.
Изотопный состав кислорода и углерода традиционно выражается с помощью
величины δ – «дельта», отражающей относительное содержание более
тяжелого изотопа данного элемента в образце. Величины относительной
плотности
18
Ои
13
С характеризуют разность отношений тяжелого и легкого
изотопов в образце и в стандарте; они измеряются в промилле:
18
О = ((18О/16О) образца – (18О/16О) стандарта) / (18О/16О) стандарта  1000
13
С = ((13C/12C) образца – (13C/12C) стандарта) / (13C/12C) стандарта  1000
Известно, что углерод имеет два стабильных изотопа:
приходится 98,89 % от всего углерода, и
13
12
С, на долю которого
С (1,11 %), а кислород – три:
16
О
(99,63 %), 17О (0,0375 %) и 18О (0,1995 %). В качестве стандарта принимается
углерод из ростров головоногого моллюска Belemnitella americana (Mort.) из
верхнемеловой формации Pee Dee в Южной Каролине (США), обозначается
как PDB, а в последнее время используют Венский вторичный стандарт,
обозначаемый как V-PDB. В этом стандарте соотношение
13
С/12С = 0,01125,
где величина δ13C (PDB) принимается за «0» (Захаров, Смышляева, 2006;
Юдович, Кетрис, 2011).
Разнообразные пути природного геохимического круговорота углерода
приводят к его фракционированию. Начальной фазой этого круговорота
традиционно считается выделение СО2 из мантии в процессе магматизма, а
также при метаморфическом преобразовании карбонатных пород. При
поступлении СО2 во внешние оболочки происходит его распределение между
атмосферой и гидросферой. В океане происходит взаимодействие СО2 с
ионами Са и Mg, в результате которого формируются известняки и доломиты
преимущественно биогенного происхождения. Значительная часть СО2 в
атмосфере и в эвфотической зоне гидросферы (включая континентальные
83
водоёмы) ассимилируется фотоавтотрофами. В современной биосфере
подавляющая часть биомассы (около 99,95%) после гибели растений и
животных окисляется с образованием СО2, диффундирующим в атмосферу,
лишь небольшая доля (около 0,05%) фоссилизируется в осадках в составе
органического вещества. Таким образом, необратимые потери органогенного
углерода для обозначенного круговорота невелики, если, конечно, не
учитывать глобальные аноксические события в прошлом планеты. Пути
природного фракционирования чрезвычайно многообразны и источников
углерода в седиментологической среде может быть довольно много: помимо
растворённого в воде углекислоты (в виде HCO3-) из горных пород
карбонатного состава, это СО2, СО, CH4 и другие углеводороды, а также
собственно органическое вещество (Юдович, Кетрис, 2011).
Среди естественных источников СО2 в атмосфере заметно преобладает
эффузивный магматизм, окисление органического вещества в воздухе, в том
числе путём горения, а также дыхание аэробов. Кроме того, СО2 производится
анаэробными микроорганизмами в результате процессов брожения, т.е.
процессов ферментативного разложения органики. Не говоря уже о
многочисленных антропогенных источниках. Однако первые два фактора
количественно преобладают. Природный углеродный цикл во многом
регулируется автотрофными организмами, прежде всего – фотосинтетиками.
Образующийся при фотосинтезе вторичный продукт – молекулярный
кислород используется аэробами при дыхании, а также при других
окислительных процессах, в том числе абиогенных (Одум, 1986).
Природные источники углерода всегда находятся в некотором равновесии с
процессами, извлекающими соединения углерода из атмосферы. Значительная
часть CO2, помимо участия в фотосинтезе, растворяется в водах гидросферы,
где переходит в нерастворимые карбонатные соединения. Таким образом, в
течение всего периода осадочного карбонатонакопления на планете,
некоторая часть углерода оказывается надолго исключённой из природных
циклов.
84
По своему абсолютному количеству, диоксид углерода заметно доминирует
(не считая воды) среди других газов в процессе вулканизма, ежегодно его
эмиссия составляет 130-230 млн. тонн (Gerlach, 1991). Это, конечно, не
означает,
что
концентрация
вулканического
СО2
до
периода
инструментальных измерений не отличалась от современной, известны
достаточно крупные эксплозивные события, происходившие, в том числе, и в
исторический период. Однако, как это показали исследования кернов из
ледников Антарктиды, в течение второй половины четвертичного периода
природные изменения концентрации атмосферного CO2 мало отличались от
современных ритмов. При этом, например, в период климатического
оптимума голоцена средняя температура планеты была приблизительно на 12°C
выше
современной,
а
среднегодовая
положительная
аномалия
температуры в Субарктике могла достигать 9°C (Кошкарова, Кошкаров, 2004).
Изотопный
состав CO2
глубинного происхождения очень близок
к
изотопному составу атмосферного, что создаёт существенные трудности
точного определения вклада собственно вулканогенного CO2. Некоторые
особенно
крупные
вулканические
извержения
могут
приводить
к
значительному выбросу углекислого газа в атмосферу. Такие события
случаются сравнительно редко, и обычно они не оказывают заметного
влияния на уровень концентрации этого газа в атмосфере, так его избыток
достаточно быстро ассимилируется автотрофами. Тем самым, сказывается
существенная гибкость природных экосистем (Gerlach, 1991).
Что касается CO (монооксида углерода), то он обычно образуется при
переработке органики анаэробами или при её горении (при дефиците
свободного кислорода), обычно это бывает в результате пожаров. Общее
соотношение биогенного и абиогенного CO в открытых природных системах
обычно объясняется комбинацией действующих факторов, среди которых
могут быть как периодические, так и случайные. Концентрация CO во всех
видах седиментологических сред исчезающее мала, но в тех случаях, когда
продукция монооксида углерода связана с жизнедеятельностью анаэробов85
метаногенераторов, его углерод, при дальнейшем окислении (уже в аэробной
среде, до CO2) может существенно увеличивать интенсивность фотосинтеза.
Непрерывно
накапливающиеся
искусственных
карбонатных
данные
систем
исследований
определенно
природных
и
свидетельствуют
о
реализации в природе весьма эффективных механизмов абиогенного
кинетического изотопного диспропорционирования углерода. Например, при
карстогенезе, образовании фосфато- и марганценосных кор выветривания,
формировании
гидрогенно-инфильтрационной
минерализации
изотопное
фракционирование углерода достигает столь значительных масштабов, что по
этому показателю вторичные карбонаты могут вполне конкурировать с
углеродистым веществом биогенного происхождения. Можно добавить, что
изотопное модифицирование карбонатного углерода в упомянутых выше
геологических объектах обычно сопровождается и некоторым сдвигом в
изотопном составе связанного с ним кислорода (Юдович, Кетрис, 2011;
Силаев, Хазов, 2003).
Для пресноводных карбонатолитов характерными называются значения: от 15 до -5 δ13C VPDB (Юдович, Кетрис, 2011). На сегодняшний день накопилось
достаточно много информации об изотопном составе пресноводных, в том
числе в той или иной степени термальных карбонатолитов. Так как их
формирование зависит не только от химического состава природных
источниковых вод, литологических особенностей их коллекторов, а также от
степени присутствия в них примесей из глубинных эманаций, всегда
содержащих углерод в виде разнообразных соединений. Этот углерод, так или
иначе, бывает задействован в формировании вторичных карбонатолитов. В
настоящее время для объяснения природы соответствующих изотопных
дисперсий как правило привлекается модель пассивного смешения вещества
биогенного и абиогенного происхождения. На основании именно такой
модели чаще всего и трактуются соответствующие изотопные эффекты и даже
осуществляются
расчеты
пропорций
между
"смешивающимися"
субстанциями гипотетических источников углерода (Силаев, Хазов, 2003).
86
Систематическое изучение пресноводных карбонатолитов в России началось в
середине XIX века. Одна из первых работ принадлежат С.С. Куторге, в 1852
году им была опубликована 10-вёрстная геогностическая карта СанктПетербургской губернии, с отмеченными залежами «известковых туфов». В
1861 году была опубликована работа К.И. Гревингка (C. Grewingk),
профессора геологии и минералогии Дерптского (Юрьевского, Тартуского)
университета, в которой рассматриваются месторождения пресноводных
карбонатных отложений Эстонии, Лифляндии (Литвы) и Курляндии (Латвии).
Далее
Гревингк
занимался
изучением
эстонских
месторождений,
в
особенности залежью Кунда. В 1882 году им была опубликована работа, где
всесторонне (геологически и археологически) описывался этот объект. После
смерти Гревингка, эту залежь продолжили исследовать шведский геолог А.Г.
Натхорст (Alfred Gabriel Nathorst), который известен своими путешествиями в
Арктике и П. Томсон (P.W. Tomson). Последнему также принадлежит первая
(1935) палинологическая характеристика разреза Кунда. Также, одни из
наиболее ранних работ по геологии известковых отложений Эстонии
принадлежат Г. Людвигу (Ludwig, 1878) и Б. Доссу (Doss, 1897). В
инженерно-геологических изысканиях Санкт-Петербургской губернии залежи
пресноводной извести изучались С.Г. Войславым в 1888-1896 годах. Пожалуй,
первые, наиболее обстоятельные российские исследования пресноводных
карбонатных отложений принадлежат В.В. Алабышеву (1926, 1932), И.В.
Даниловскому (1925, 1932, 1955), П. Галениексу (1925). Изучениями условий
карбонатонакопления
занимались
такие
классики
европейской
и
отечественной геологии, как Ф.Б. Шмидт (1884, 1897), Г. Потонье (G. Potonie,
1920), Дж. Пиа (J. Pia, 1933), Г.А. Дымский (1932, 1933), Н.М. Страхов (1951),
И.Я. Даниланс (1957, 1959, 1963), Р.П. Мянниль (1963, 1964). Механизмом
образования известковых сапропелей в послевоенный период занимались
также и биологи, в частности: В.Н. Сукачёв (1946), Д.А. Ласточкин (1949),
Н.В. Кордэ (1949) (Schmidt, 1884, 1897; Труды Бюро… 1896; Даниловский,
87
1925, 1932, 1940, 1955, 1961; Дымский, 1932, 1933; Алабышев, 1932;
Даниланс, 1959, 1963; Мянниль 1963, 1964; Бартош 1976).
Наиболее
существенный
вклад
в
изучение
залежей
пресноводных
карбонатолитов северо-запада России и Прибалтики внесла Т.Д. Бартош
(Бартош, 1957 – 1976). Вслед за В.В. Алабышевым (Алабышев, 1932), Т.Д.
Бартош постулирует, что механизм генерации пресноводной извести носит
хемогенный характер и зависит, в первую очередь, от климатических
изменений. В её обобщающей монографии собраны сведения о 3953
месторождениях. Будучи специалистом в области палинологии квартера,
Бартош сосредоточилась на изучении пыльцевых спектров многих из них. В
результате этих многолетних работ выяснилось, что начало генерации
пресноводной извести относится ко времени дегляциации указанных
территорий в течение раннего дриаса – пребореала. Максимум такой
генерации пришёлся на бореальную эпоху голоцена, в ряде случаев этот
процесс продолжался в атлантическое и суббореальное время. Общий вывод
исследований Бартош сводится к тезису, что максимум интенсивности
образования
залежей
пришёлся
на
бореальную
эпоху
голоцена
и
регулировался изменениями климата (Бартош 1976).
Литифицированные
разновидности
пресноводных
карбонатов
в
отечественной геологической литературе обычно именуют: пресноводной,
ключевой или источниковой известью, пресноводным туфом, известковым
туфом или травертином. В этимологических словарях указывается, что
русское слово «известь» греческого происхождения, изначально звучащего,
как «asbestos» – «неугасимый». Это слово появилось в русском языке из
византийских текстов, написанных по-гречески, в том числе библейского
содержания. Интересно, что название минерала «асбест» пришло из того же
источника гораздо позже и совершенно независимо (Фасмер, 1986 – 1987).
Рыхлая нелитифицированная разновидность пресноводных карбонатных
отложений называется «гажа», иногда «луговой мергель» или просто «озёрная
известь» (Геологический словарь, 1978).
88
Термин «туф» (tofus - лат., tufa, tuffa) – во многих европейских языках
первоначально
имел
однозначную
генетическую
привязку:
пористые
разновидности отложений вулканической тефры. Параллельно с этим
существует ещё, как минимум, две разновидности «tufa» – кремнистые
«туфы», т.е. опоки (гейзериты) и известковые «туфы». Смысловые аналоги
последних в немецком языке: «Kalktuff» - собственно «известковый туф» и
«Quellkalk» - источниковая известь, морфологически чаще всего именно
туфоподобная, так как описанные разновидности представляют собой
фитоморфозы по мхам, в английском языке им эквивалентны: «calcareous
tufa» – «известковый туф», «tufaceous stone» – «туфовый камень», иногда и
вовсе «freshwater limestone» - «пресноводный известняк». Английское
словосочетание «calcareous sinter» – «известковый агломерат» наиболее
размыто по смыслу. Обычно имеются в виду абиогенные, чаще всего
источниковые, карбонатные осадки, с текстурами сезонной ритмики (Flugel,
2004).
В
другой
интерпретации
они
соответствует
аллювиальным
калькаренитам (Pentecost, 1994, 1996). Английский термин «springstone» –
«источниковый камень» обозначает одну из разновидностей ежегодно
нарастающих карбонатных образований в ручьях, склонах долин рек и в
водопадах, в результате жизнедеятельности циано-альгобактериальных матов
и других автотрофных сообществ. Немецкое слово «Wiesenkalk» – «луговая
известь», идентично по смыслу русскому «луговой мергель» и «гажа». Поанглийски им соответствует «lacustrine lime» – «озёрная известь». В научной
немецкой
литературе
также
встречается
слово
«Süßwasserkalk»
–
пресноводная известь в широком смысле. Во многих литературных
источниках особо отмечается, что не следует путать разные «туфы» (Pentecost,
1994, 1996; Flugel, 2004; Sanders, Wertl, Rott, 2010). Обилие синонимов
привело геологическую общественность к необходимости навести порядок в
терминологии,
касающейся
карбонатолитов,
генетически
связанных
с
пресными и минерализованными грунтовыми и источниковыми (в том числе
89
термальными) водами, а также озёрных, речных, болотных и карстовых
карбонатных отложений.
Что касается ныне распространённого в европейской научной литературе
английского термина «springstone» – «источниковый камень», то его
происхождение наиболее интересно. Если этот эпитет прочесть как
«весенний», то появляется и второе своебразное значение. Не исключено, что
в народном названии камня может быть отражено наблюдение образования
карбонатных корок в естественных водотоках в начале сезонного максимума
инсоляции, который приходится в северном полушарии на период: апрель –
май.
Естественно,
что
донные
образования
мелких
водотоков,
где
кристаллизуется спрингстоун, в это время ещё не затенены листвой деревьев.
Это не означает, что в другое время года кристаллизации не происходит. Дело
в том, что в течение года в цианобактериальных и альгобактериальных
сообществах друг друга сменяют разные виды фотоавтотрофов. В течение
зимы работа этих организмов также не прекращается – в это время даже подо
льдом функционируют диатомовые водоросли, которые при благоприятных
условиях также откладывают тончайшие кальцитовые корки (Sanders, Wertl,
Rott, 2010).
Наши наблюдения за сезонной ритмикой жизнедеятельности автотрофных
сообществ
в
справедливости
верховьях
таких
русла
реки
наблюдений.
Шингарки
свидетельствуют
Например,
о
формирование
пальмеллоидных колоний Schizothrix calcicola – одними из основных
организмов, формирующих карбонатные корки, приходится на период с конца
марта до конца сентября, а максимум функционирования наблюдается с конца
апреля до начала июня, что, в общем, не вполне соответствует сезонному
термическому максимуму для этих широт. Отчасти это, конечно, обусловлено
тем, что водотоки, где генерируются травертины, к середине лета
существенно затенены наземной растительностью. В течение весны и первой
половины лета маты усложняют свою структуру за счёт функциональной
90
дифференциации отдельных биотических компонентов (Никитин, Медведева,
2011).
До недавнего времени было общепризнано, что классический травертин
(«lapis tiburtinus» – лат., «travertino» – итал.) представляет собой натёчные
агрегаты кальцита, выделившиеся из раствора термальных источников, без
какого-либо участия живых организмов. Однако в последнее время появились
публикации, свидетельствующие о весьма заметной роли микробиоты в
процессе осаждения кальцита даже в горячих источниках. Кроме того,
классик американской седиментологии, профессор Техасского университета
Роберт Фольк (Robert L. Folk), опубликовал ряд работ по до сих пор ещё
спорной проблеме существования «нанобактерий» – организмов, размерность
«клеток» которых не превышает 20-100 нм. По его утверждению, именно эти
организмы участвуют в синтезе карбонатных структур разнообразной
природы, в том числе и классических травертинов. Во всяком случае,
первоописание было сделано на материале итальянских гидротермальных
источников (Folk, 1990, 1994).
Другой классик американской седиментологии, Дж. Петтиджон (Петтиджон,
1981) интерпретирует механизм образования пресноводных карбонатов
следующим образом: «Известковый туф (calcareous tufa) и травертин
(travertine) представляют собой известняк (limestone), образовавшийся при
испарении вод источников и рек. Известковый туф – это губчатый
пористый материал, образующий тонкий поверхностный налет вокруг
источников
или
мест
просачивания
грунтовых
вод,
а
также
в
исключительных случаях в реках. Он редко образует крупные скопления и
встречается главным образом в современных и четвертичных отложениях в
различных формах: литоидный туф, в виде сотовидного покрытия на
различных
материалах,
переплетенные
гейлюсситу,
тинолитовый
кристаллы
и
кальцита,
дендроидный
туф,
туф,
представляющий
собой
образующие
псевдоморфозы
по
образующий
сферические
или
полусферические подушковидные тела с крупнорадиальной структурой. Эти
91
туфовые отложения образуют значительные по размерам холмы или купола
по берегам многих древних озер…» Травертин, в терминологии Петтиджона,
это более плотные ленточные отложения, нежели «туфы», характерные для
известковых пещер, где они образуют хорошо известные натечные
образования, включая сталактиты и сталагмиты. Луговой мергель – термин,
как отмечает Петтиджон, имеющий размытое значение. Преимущественно он
используется
для
обозначения
сыпучих
карбонатных
земель,
накапливавшихся в современных пресноводных озерах (гажи, по-нашему), но
также применяется и по отношению к глауконитовым зеленоцветным пескам
(формирующимся в некоторых прибрежных обстановках осадконакопления)
(Петтиджон, 1981).
Петтиджон также отмечает, что некоторые растения, в особенности харофиты,
могут получать двуокись углерода для фотосинтеза из раствора. В результате
нарушения карбонатного равновесия, кальцит осаждается в виде корковидных
наростов на листьях и стеблях растений. Обломки таких биогенных
образований накапливаются на дне озер, образуя своего рода псевдобрекчию.
Мелкие угловатые обломки и чешуйки карбоната кальция заключены в
иловую массу такого же состава. Образованный таким образом материал
обычно дополняется кальцитом, осажденным микроорганизмами, и арагонит,
выделенный пресноводными моллюсками. Пресноводные мергели (the marl,
«гажа» – в русскоязычной терминологии) являются до некоторой степени
глинистыми образованиями и часто используются в качестве составной части
при
изготовлении
портландцемента.
Некоторые
из
таких
пород
характеризуются желваковым строением. При их микроскопическом изучении
видно, что порода сложена округлыми сгусткообразными скоплениями
плотного, тонкозернистого карбоната, скрепленного более чистым и
крупнозернистым карбонатом. Термин «мергельная порода» или «марлит»
(the marlite) применяется также к более твердым породам того же состава, что
и мергель. (Петтиджон, 1981).
92
Авторитетный специалист по генерации травертинов Аллан Пентекост (А.
Pentecost) пришёл к выводу о немалой роли фотоавтрофов в этом природном
процессе. Заметный вклад в понимание биогенных аспектов травертиногенеза
принесли его совместные работы с альгологами и другими исследователями
аквальной флоры (Pentecost, Zhaohui, 2001; Gilbert, Goldie, Hodgson, Marker,
Pentecost and others, 2005). Известность его исследований по вопросам
травертиногенеза принесли работы, посвященные разнообразным вариантам
пресноводных
карбонатолитов,
распространённых
в
северо-восточной
Англии, а также других регионах Западной Европы. Систематика травертинов
по Пентекосту (Рис. 14.) предполагает подразделение их на две генетические
(в том числе, геохимические) разновидности: thermogene – травертины
термальных источников и meteogene – травертины прочих (холодноводных)
источников и вод поверхностных и подземных водоёмов. Пентекост
предлагает разделять их по величинам δ13C. В «термогенных» травертинах он
называет величины δ13C в диапазоне: -4 – 8‰, V-PDB в «метеогенных»
травертинах – заметно меньше: -11 – 0‰ V-PDB. Также уверенно они
различаются и минералогически: «термогенные» травертины на поверку
оказываются в той ли иной степени обогащёнными кристаллическими
агрегатами арагонита, тогда как в «метеогенных» травертинах всегда
доминирует кальцит, за исключением, конечно, арагонитовых раковин
моллюсков, которые всегда в избытке присутствуют в таких карбонатолитах.
Основным источником углерода в «термогенных» травертинах Пентекост
считает коренные карбонатные породы. Как правило, это морские известняки,
доломиты, мергели или их всевозможные метаморфиты. Участие в
гидротермальных процессах эндогенного CO2, изотопный состав которого
близок
к
атмосферному,
безусловно,
привносит
известный
вариетет
конечному продукту – травертинам. В изотопном составе «метеогенных»
травертинов
Пентекост
усматривает
эдафический
фактор.
То
есть,
облегчённый почвенный углерод, по его мнению, транспортируется в
водоёмы, где происходит генерация травертинов, а затем при сохранении
93
близких значений δ13C, консервируется в травертинах. Вопросы, связанные с
характером периодичности и интенсивности генерации пресноводной извести
в голоцене, Пентекост связывает с климатическими изменениями (Pentecost,
1994; 1996).
Рис. 14.
Классификация травертинов по А. Пентекосту (Pentecost, 1994).
Формальное терминологическое разделение травертинов давно существует в
гидрогеологической
«тепловодные
среде.
травертины»
Термины
стали
«холодноводные
привычными
травертины»
обобщениями,
и
однако
наполнение их новым смыслом произошло только после успехов изотопной
диагностики.
Несмотря
классификационные
на
названия
то
стали
обстоятельство,
привычными
что
для
подобные
специалистов,
изучающих природу травертинов, следует всё же признать, что понятие
«thermogene» требует пояснения в плане градуативности, а «изотопно
тяжёлые» травертины не обязательно приурочены к термальным водам.
Термин «meteogene», указывающий на ведущую роль атмосферного, а затем
«растительного» и «почвенного» (изотопно лёгкого CO2), совсем не отражает
94
участие трещинных и поровых водно-газовых смесей, которые так же могут
содержать различные изотопные композиции по углероду.
В жизнедеятельности бактериобиоты, особенно, глубинной части осадочной
толщи участвует и эндогенный углерод. Поэтому фракционирование углерода
происходит ещё до выхода источниковых вод на поверхность. Ещё один
источник углерода, участвующего в генерации травертинов – метан (CH4),
который может быть как истинно эндогенным (транспортироваться из пород
фундамента), так и являться результатом жизнедеятельности анаэробных
бактерий
–
метаногенераторов.
Хорошо
изучен
биогенный
процесс
восстановления углекислого газа до метана: CO2 + 4H2 → CH4 + 2H2O. Он
осуществляется представителями архей (Archaea), облигатными анаэробами,
которые нередко являются экстремофилами, то есть существующими в
агрессивной среде, с экстремальными значениями давлений, солёности, pH
водно-газовых смесей и высокими – до +100 (а в «чёрных курильщиках» до
+300°C), их температурами. Обратный процесс столь же распространён, так
как метан любого происхождения участвует в жизненных циклах бактерий –
метанотрофов, например, представителей родов Methylomonas, Methylotrophus
и других (Заварзин, 1993).
Австрийский исследователь природы травертинов Дитхард Сандерс (D.
Sanders) характеризует изучаемый объект следующим образом: В Восточных
Альпах формирование древних SAL (spring-associated limestones – связанных с
источниками известняков) и современных «springstones» происходило в
источниках под влиянием одних и тех же геологических условий.
Максимальный выявленный радиометрический возраст ископаемых SAL
соответствует последнему ледниковому максимуму в Восточных Альпах (2421 тыс. лет). По мнению Сандерса, наиболее распространены следующие
фации отложений SAL, осаждающихся в настоящее время и ископаемых:
фитокластический
туф,
микробиальный
известняк
(springstone),
и
литифицированный мох, которые формируются в водопадах, системах ручьёв,
на
заболоченных
подножиях
склонов,
в
том
числе
коллювиально95
делювиальных шлейфах («hillslope» – ориг.). Минеральный состав включает в
себя кальцит, а в источниках повышенным соотношением Mg / Са, доломит и
арагонит. При насыщении источниковых вод атмосферным кислородом,
происходит переокисление оксидов двухвалентного железа в трёхвалентное.
При осаждении этих оксидов в виде тонких плёнок на поверхности SAL,
формируется своего рода минералогическая зональность. Биота, осаждающая
карбонатные отложения включает цианобактерии; зеленые, хризофитовые,
диатомовые водоросли и мхи. Осаждение источниковых карбонатов здесь,
очевидно, ускорено при посредничестве биологических сообществ. В
Восточных Альпах, залежи SAL формируются на отметках от 190 до 2520 м
над уровнем моря, при соответствующей среднегодовой температуре от 10°С
до менее чем 0°C. На высотах ниже сплошной линии многолетней мерзлоты,
около 2600-3000 м над уровнем моря, в зависимости от местоположения,
осаждение SAL в основном контролируется балансом между притоком вод и
достаточным пересыщением для CaCO3, вне зависимости от среднегодовой
температуры (Sanders, Wertl, Rott, 2010).
По причине довольно широкого спектра литологического состава пород,
химического состава вод, которые через них проникают, а также своеобразной
биоты,
зоны
«limestone-precipitating
springs»
предоставляют
собой
естественные лаборатории генерации карбонатных отложений. Кроме того,
Сандерс и его коллеги отмечают, что в европейских регионах за пределами
Альп осаждение SAL практически прекращалось во время ледниковых эпох, и
восстанавливалась в течение межледниковий, поэтому климатические записи,
полученные из залежей SAL, могут помочь восполнить пробелы в 16О – 18О –
хронологии
пещерных
образований.
Помимо
физико-химических
и
биологических процессов, имеющих отношение ко всем вариантам SAL,
таких, например, как химизм и температура вод, механизм CO2-дегазации,
состав циано- и альгобиоты, необходимо учитывать региональные факторы
формирования SAL, то есть - принимать во внимание физико-географические
условия (Sanders, Wertl, Rott, 2010).
96
Д. Сандерсом для района Восточных Альп созданы предварительные базы
данных, главным образом в результате осмотра геологических карт и
проведения экскурсий почти на 300 точек генерации SAL, возможно даже, что
их найдётся в будущем несколько больше. Восточно-альпийские отложения
SAL изучаются с учётом высоты и среднегодовой температуры. По мнению
Сандерса и его коллег, исследования показывают, что SAL-отложения в
основном регулируются химическим составом воды и в гораздо меньшей
степени зависят от климата. Дитхард Сандерс особо подчёркивает, что
типичный спрингстоун формируется в водотоке, вблизи источников с
существенно разной температурой: от 4-5°C до 20°C и больше. Источники
могут варьировать по своему химизму и составу аквальной флоры, в том
числе микробиальной (Sanders, Wertl, Rott, 2010).
Образование
спрингстоуна
по
Д.
Сандерсу
не
отличается
от
уже
общепринятого: при подъёме грунтовых вод с высокой концентрацией Ca2+ и
HCO3-, высокое парциальное давление CO2 в пределах водоносного слоя
приводит к дегазации. В свою очередь, CO2 - дегазация приводит к осаждению
CaCO3:
Ca2+ + 2HCO3-  CO2(g) + CaCO3 + H2O
Дегазацию стимулируют снижение давления, турбулентность в водном
потоке, нагрев и испарение. Извлечение из природных растворов HCO3, по
мнению этих исследователей, происходит в результате органического
фотосинтеза. Однако, в этой работе ничего не говорится о конкретной
химической форме угольной кислоты, которая по их мнению задействована в
ассимиляции автотрофами (Sanders, Wertl, Rott, 2010).
Свои исследования Д. Сандерс проводил в окрестностях г. Лингенау
(Lingenau), (федеральная земля Форарльберг (Vorarlberg)). Источником
кальция в местных травертинах (Д. Сандерс называет их здесь Quellkalkes)
служат конгломераты Weissach. Им были проведены исследования по
механизму кальцификации водной флоры. Микроскопические исследования
показали, что в формировании спрингстоуна участвуют представители трёх
97
таксонов, каждый из которых формирует обособленные слои: 1 слой,
представленный Oocardium, микроскопическими зелеными водорослями из
семейства
Desmidiaceae,
образующие
сферические
колонии;
2
слой,
сформированный колониями Rivularia – нитчатыми цианобактериями, и 3
слой, состоящий из колоний Scytonema, также нитчатых цианобактерий.
Основную часть таких водорослево-цианобактериальных матов в травертинах
составляют Oocardium. Расположены колонии Oocardium изолированно,
каждая клетка формирует вокруг себя кальцитовую трубку. Колонии
Oocardium устроены таким образом, что живые клетки увенчивают
кальцитовые трубки. Так как клетки делятся в процессе роста, кальцитовые
трубки
имеют
ответвления,
при
сохранении
пространственной
(кристаллографической) ориентации и физической преемственности. Таким
образом, образуются кустарниковые формы монокристаллов кальцита, до 10
мм в высоту. Такое, биологически опосредованное формирование крупных
монокристаллов карбоната кальция является геологически уникальным.
Полевые исследования, проводившиеся на протяжении нескольких лет,
показали, что осаждение извести носит сезонный характер и многое другое
связано с жизненным циклом Oocardium: с весны до осени (в течение восьми
месяцев), когда растут эти микроскопические водоросли, образуются
известковые корочки до 10 мм в толщину. Поздней осенью и зимой колонии
Oocardium
неактивны
и
покрываются
коричневыми
биопленками,
характерными для диатомовых водорослей. В этих колониях диатомовых
также проходит формирование кальцита в виде микритовой корочки.
Первоначально это изолированные микроскопические монокристаллы в
своеобразном «желе» из биопленки. Тонкая плёнка микрита, образующаяся в
результате жизнедеятельности диатомовых не превышает 1 мм в толщину.
Таким образом, формируются тонкие микритовые плёнки, чередуемые с
толстыми (летними) спаритовыми прослоями. В зависимости от времени года,
формирование травертинов в Лингенау происходит в результате активности
разных организмов – фотоавтотрофов. Примечательно, что водоросли,
98
осаждающие известь (Kalkgrünalgen – ориг.) и диатомовые показывают, в
общем, то же соотношение, что и диатомеи и зелёные водоросли в умеренных
и теплых районах морей. Из нитчатых цианобактерий, среди колоний
Oocardium, локально встречаются Rivularia и Scytonema, которые тоже
участвуют в формировании травертинов. Размер колоний Rivularia варьирует
и составляет иногда до двух десятков сантиметров в длину. Корки яркожёлтого кальцита, образуемого ривулярией, достигают толщины около 10 мм.
Это крупные трубчатые монокристаллы, строение которых показывает, что в
отличие от корок кальцита, образуемых Oocardium, они расположены
регулярно, как веер. В тёмноокрашенных ковриках Scytonema происходит, повидимому, образование исключительно микрита, иногда переходящего в
микроспарит. Заметной роли макроводорослей в формировании травертинов в
Лингенау не наблюдалось. Лишь в небольшом водопаде Брук, недалеко от
основного
месторождения,
макроводоросли
Vaucheria
(Xanthophyceae)
активно осаждали известь (Sanders, Wertl, Rott, 2010).
Большинство современных исследователей травертинов и травертиногенеза
указывают, что синонимическая база вокруг этого седиментологического
объекта и, соответственно, явления, непомерно увеличена. В подавляющем
большинстве
работ,
где
описывается
современный
травертиногенез,
опубликованных в Великобритании, Германии, Австрии, Италии, Турции и
Китае указывается необходимость терминологического единства. Поэтому
имеются серьёзные основания возвратиться к терминологии, сообразно
действующим петронимическим традициям.
Термин «травертин», по сравнению с другими употребляемыми синонимами,
действительно кажется более валидным и подходящим по смыслу. Он,
конечно, не раскрывает генетической сущности этого литотипа, однако, в
европейской геологической традиции принято называть любые объекты и
явления по своеобразному географическому эталону. Тибурский, он же
тиволийский камень, добываемый в Сабинских горах, в местечке Тиволи
(провинция Лацио), в 24 км, к северо-востоку от Рима. Термальные
99
источники, где происходит генерация тибурского камня, были хорошо
известны ещё в доримские времена, названные «Acque Albule» из-за белого
цвета его вод (происходит от латинского «albula» – «беловатая»). Цвет воды
обусловлен дегазацией вод источников (СО2 и Н2S) в результате падения
давления. Наиболее известны источники по берегам озёр Реджина и
Колонелле, их температура в настоящее время составляет 23°C и она не
колеблется в течение года. Само понятие «травертин» появилось именно
здесь. Кроме того, этот термин наиболее старый из всех, упоминающихся в
литературе, поэтому даже по формальным признакам его необходимо
признать как предпочтительный.
Так как геологическая общественность вынуждена использовать внутренне
противоречивую терминологию, некоторые упомянутые названия этого
довольно узкого спектра осадочных пород следует признать не вполне
подходящими для пресноводных карбонатолитов, таких, например, как на
Ижорском плато, тем более что они никак не отражают биологическую
компоненту их генерации. Существующее в геологической литературе
разночтение давно требует ревизии. Дискуссионный вопрос о соотношении в
их генезисе эндогенных и экзогенных факторов, также как и вопрос о степени
биогенности следует соотнести с существующими петронимическими
традициями в литологии и петрологии. «Термогенные» травертины в
понимании А. Пентекоста возможно следует именовать «настоящими» или
«ортотравертинами» (от др.-греч. òρθός – настоящий). В том случае, когда
термальный фактор минимизирован, а генерация карбонатного осадка
происходит преимущественно биогенным путём, образующиеся породы мы
предлагаем называть «паратравертинами» (от др.-греч. παρα – около).
Другим, весьма распространённым литотипом пресноводных карбонатов
является так называемая «гажа». Это обычно рыхлые (нелитифицированные)
алевро-пелиты, накапливающиеся в озёрах, луговых болотах и искусственных
водоёмах, в том числе прудах и водохранилищах. Помимо доминирующего в
этих породах кальцита, могут в разных концентрациях и соотношениях
100
присутствовать глинистые минералы, мельчайшие зёрна кварца и халцедона, а
также всевозможная органокластика. В составе структурном составе гажи
всегда принимают участие раковины моллюсков, остракод и в той или иной
степени минерализованные остатки покровов насекомых. В текстурном
отношении гажи, наиболее характерной её деталью является рисунок
сезонной
ритмики,
часто
подчёркнутый
градационной
слоистостью,
«зимними» прослоями с лимонитовыми плёнками.
Скорость механического осаждения карбонатной взвеси всегда меньше, чем
при участии биогенного фактора, обычно она оценивается не более чем 0,5 –
1мм в год, тогда как формирование травертинов, по-видимому, происходит
заметно
быстрее.
Вопрос
об
участии
планктонных
водорослей
в
формировании частиц гажи требует своего доисследования. Во всяком случае,
в замкнутых морских лагунах описано явление, называемое «whiting» –
«побеление» поверхностных вод, вызванное образованием карбонатной
взвеси. По мнению исследователей, «whiting» возникает при массовом
размножении фотосинтезирующих динофлагеллят, как геохимический ответ
на интенсивную ассимиляцию CO2 (Карбонаты: Минералогия и химия, 1987).
Биогенный
фактор
формирования
отложений
гажи
также
может
реализовываться во время массового размножения планктонных водорослей,
то есть «цветения» стоячих водоёмов. В некоторых случаях гажа (также как и
обломки травертинов) может вовлекаться во вторичные седиментологические
циклы. Так, например, на некоторых участках долин рек (Оредеж, Ижора,
Шингарка)
аллювий
сложен
известковыми
алевро-псаммитами
(калькаренитами), образующими оригинальные структурные разновидности.
Нередко они сложены отсортированными обызвествлёнными трубочками
тубифецид, раковинами моллюсков и чехликами личинок ручейников.
Замечательным
свойством
всех
разновидностей
пресноводных
травертиноподобных карбонатов является то, что они обладают великолепной
способностью консервировать органическое вещество: стебли, листья, кору,
древесину и даже части хитиновых покровов членистоногих, не говоря уже
101
про привычные раковины моллюсков. Кости позвоночных сохраняются
исключительно редко, так как в карбонатных породах фосфатные содинения
часто уходят в поровые растворы ещё на стадии диагенеза.
В течение всего времени активного изучения механизма генерации
травертинов ставились принципиальные вопросы: из каких источников, каким
образом и в каком количестве осуществляется привнос двуокиси углерода в
районы генерации пресноводных карбонатолитов? Следуя сформировавшейся
традиции, можно назвать эти источники:
1. Эндогенный: CO2 и CH4, выделяемые при магматизме и метаморфизме из
природных петрокомплексов или непосредственно из мантии по системам
дизъюнктивов, в виде горячих или уже охлаждённых водно-газовых смесей, в
том числе, так назывемых «сипов».
2. Литогенный CO2, образующийся при взаимодействии кислых грунтовых
вод и коренных карбонатных пород.
3. Атмогенный: CO2 и CO, накопленные в атмосфере в результате
эффузивного магматизма или окисления природной органики: пожаров,
жизнедеятельности биоты.
4. Биогенный: CO2, CO и CH4, образующиеся при органическом метаболизме
и почвообразовании, непосредственно в районах травертиногенеза.
Судя по результатам обобщения накопленной информации, эндогенный
транспорт углерода практически всегда превалирует над прочими, поэтому
следует признать терминологию А. Пентекоста не совсем удачной. Так как
«метеогенные» травертины из холодных природных вод, обнаруживая в своём
составе изотопно лёгкий углерод, образуются также в процессе транспорта
эндогенного углерода. Изотопная лёгкость объясняется значительно большей
интенсивностью функционирования автотрофной биоты, как на уровне
анаэробов-метаногенераторов (в глубинах коллекторов подземных вод), так и
аэробов-фотосинтетиков в водах источников уже на дневной поверхности, а
также минимизацией дегазационного фактора в холодной воде источников
внеальпийской
зоны.
Изотопное
фракционирование
углерода
в
102
холодноводных условиях происходит исключительно эффективно, так как
видовое разнообразие здесь существенно возрастает за счёт большего участия
в сообществах эукариотических фотоавтотрофов.
Интенсивность испарения и сопровождающая её дегазация термальных вод
заметно
утяжеляет
изотопный
состав
травертинов.
Именно
поэтому
«термогенные» травертины у А. Пентекоста оказываются изотопно тяжёлыми
по углероду и кислороду. Термальный фактор здесь действительно ведущий,
но не потому, что только таким образом себя проявляют эндогенные процессы
(они и так проявляют себя практически всюду, где наблюдается генерация
травертинов), а потому, что здесь велик дегазационный фактор и более
агрессивная среда для автотрофных эукариот, способствующих изотопному
фракционированию.
Степень участия специализированных фиксаторов карбоната кальция в
термальных
источниках
пока
находится
под
вопросом.
Проблема
жизнедеятельности «нанобактерий» в настоящее время находится в стадии
изучения. Однако общепризнано, что биогенный фактор может существенно
влиять на изотопное фракционирование и в условиях горячих источников, так
как специфическая прокариотная, прежде всего, цианобактериальная флора
энергично ассимилирует углекислоту из раствора (Folk, 1990; 1994).
По мнению канадского исследователя изотопного фракционирования в
природных системах Джеффри Тёрнера (J.V. Turner), именно биогенное
фракционирование пока не поддаётся теоретическому рассмотрению и
выявляется только лишь эмпирическими наблюдениями. Им был установлено
уменьшение δ13C по мере увеличения скорости фитогенной преципитации
кальцита. Вследствии этого «эффекта Тёрнера», а возможно и других причин
(например, в связи с включением в CaCO3 метаболического CO2) значения
δ13C и δ18O органогенных карбонатов отклоняется от предсказанных для
равновесных условий. Биоморфные карбонатолиты, формирующиеся в
источниковых циано-бактериальных и альго-бактериальных матах наилучшим
образом характеризуют такого рода «лавинную преципитацию», так как
103
интенсивность фотосинтеза в таких системах увеличивается в течение
инсоляционных максимумов в десятки раз (Карбонаты: Минералогия и химия,
1987).
Массовое развитие колоний фотоавтотрофов, участвующих в генерации
травертинов не всегда происходит непосредственно вблизи выходов
источников на поверхность. По нашим наблюдениям, участки выраженного
травертиногенеза топографически соответствуют зонам выноса глубинного
вещества, содержащего участвующий в фотосинтезе CO2. Во всех случаях эти
зоны совпадают с трассой активных разрывных структур. Типичным
примером являются участки травертинообразования в окрестностях деревень
Глядино и Забородье. В местных источниках можно наблюдать тонкие
необызвествлённые цианобактериальные и водорослевые плёнки или нити.
При пересечении руслами ручьёв зон разрывных нарушений видовой состав
перифитона
заметно
обогащается
и
начинают
встречаться
тонкие
инкрустированные кальцитом корки, быстро сменяющиеся массивными
травертинами.
Участки
распространения
русловых
травертинов
здесь
невелики по своей протяжённости и редко превышают 200-300 метров. Во
всех ручьях, образующих верховья реки Шингарки они совпадают с трассой
выделяемого нами Ижорского разлома.
Некоторые исследователи природы травертинов отмечали сходство их
биоморфных текстур со строматолитами (Folk, 1990, 1994; Pentecost, 1994).
При отсутствии прямых параллелей с докембрийскими строматолитами,
формировавшихся большей частью в анаэробной среде, обычно отмечается
поразительное их сходство на ультраструктурном уровне. Связано это, прежде
всего, с многокомпонентной структурой цианобактериальных матов. Такие
маты известны во многих районах современной биосферы. Наиболее часто их
можно встретить в гиперсолёных лагунах, обособившихся от основной
акватории моря, в горячих источниках, в том числе в гейзерах, в эфемерных
водоёмах
аридных
областей
(Заварзин,
1993).
Всё
это
довольно
экстремальные по многим показателям среды, поэтому появление таких
104
архаичных сообществ закономерно в местах разгрузки подземных вод в зонах,
где наблюдается транспорт глубинного вещества.
Классические цианобактериальные маты, вне зависимости от локализации,
представляют собой многослойные «ковры», основу которых составляет
сложноустроенное сообщество цианей и бактерий. Маты функционально
структурированы, наиболее генерализованно их можно представить в виде
трёхслойной конструкции. В верхней части мата располагаются облигатно
аэробные автотрофы и гетеротрофы, «пасущиеся» на «ковре». В средней
части,
так
называемой
«подкладке»,
функционируют
бактерии,
осуществляющие анаэробный биосинтез, здесь источником водорода является
уже не H2O, а например, H2S. При этом побочным продуктом такого
биосинтеза уже является не кислород, а молекулярная сера, которая тоже
далее может участвовать в литогенезе, например, при образовании сульфидов.
Верхние два слоя мата представляют собой его фотическую зону, под которой
располагается третий, афотический слой, структурную основу которого
составляют облигатные анаэробы. На поверхности мата в фотоактивный
период кристаллизуется кальцит, который может существенным образом
препятствовать фотосинтезу, обменным процессам и тому же росту колонии.
Поэтому в процессе роста колонии происходит периодический (суточный и
сезонный) фототаксис, чередующийся с такими же латентными периодами.
(Заварзин, 1993; Еськов, 2007).
Сообщества, генерирующие травертины в водах Ижорского плато, заметно
более сложно организованы, чем классические цианобактериальные маты,
известные в современной биоте в условиях экстремальных сред. Структурное
и функциональное усложнение происходит за счёт участия в сообществах
эукариотических организмов. Кристаллизация кальцита в них может
происходить и внутри самих матов, при этом они могут быть заметно
массивнее, образуя плотные слизистые чехлы вокруг тех же колоний мхов,
например. В умеренных и высоких широтах сезонная периодичность
формирования травертинов довольно отчётлива и усложняется изменением
105
видового
состава
доминирующих
в
соответствующий
период
фотоавтотрофов. Если такие сообщества оказываются подо льдом на зиму,
латентный период может длиться несколько месяцев, после чего происходит
реколонизация
прежних
карбонатных
корок.
Скорость
роста
таких
цианобактолитов (а также, альго- и бриолитов), по нашим наблюдениям в
верховьях реки Шингарки, обычно исчисляется величинами от 0,5 до 5 мм.
Видовой состав аэробных фотоавтотрофов в источниковых водах Ижорского
плато, где наблюдается травертиногенез, весьма разнообразен (Рис. 15, 16, 17,
18). В верховьях реки Шингарки отмечены следующие представители цианей:
Schizothrix, Phormidium, Calotrix, Gloeocapsa, Rivularia, Heteroleibleinia,
Homoeothrix, а также золотистых (Hydrurus), зелёных водорослей (Gongrosira,
Chlorotilium,
Chaetophora,
Stigeoclonium
и
Oocardium),
багрянок
(Batrachospermum, Chantransia), диатомей (Didymosphenia, Diatoma, Synedra,
Achnantes, Gomphonema, Navicula), харовых водорослей (Chara, Nitella) и
мхов (Brachythecium, Rhynchostegium, Hygrohypnum) (Никитин, Медведева;
2011).
По результатам этой части исследования можно сформулировать второе
защищаемое положение: Травертины Ижорского плато формируются в
результате жизнедеятельности специализированных фотоавтотрофных
сообществ.
106
Рис. 15.
Фотоавтотрофные сообщества в ручье Ривкузи. Август 2011.
Рис. 16.
Сообщества харовых водорослей и мхов в русле ручья Ривкузи. Август 2011.
107
Рис. 17.
Подушковидные колонии мхов на частично литифицированных слоевищах хары.
Ручей Ривкузи, август 2011.
Рис. 18.
Колонии Batrachospermum sp. с известковыми инкрустациями на опавшей древесине
в русле ручья Ривкузи, август 2011.
108
Глава 4
Пресноводные карбонатолиты Ижорского плато
На территории Ижорского плато залежи пресноводных карбонатолитов
распространены
чрезвычайно
широко.
Традиционно
это
объясняется
близостью карбонатных пород ордовика, подстилающих четвертичные
отложения. Значительная часть известковых отложений носит точечный
характер, так как буквально во всех долинах рек этой территории в строении
аллювия или на береговых обрывах обнаруживаются проявления локального
травертиногенеза. Многие обследованные озёрные или болотные котловины
показали в строении своих осадков ту или иную карбонатную составляющую.
В классических работах (Куторга, 1852; Дымский, 1932; Бартош, 1976)
описывались
наиболее
крупные
залежи,
так
как
их
преполагалось
разрабатывать на цементное и другое стоительное или сельскохозяйственное
сырьё. Нами исследованы многие упоминающиеся в литературе залежи
пресноводной извести Ижорского плато. Список дополнен объектами,
изученными в разной степени в течение полевых сезонов 2005-2012 годов:
1. «Антелево» («Антелева» – И.В. Даниловский, 1925)
2. «Антропшино» («Антропшина» – И.В. Даниловский, 1925)
3. «Велькота»
4. «Вруда» («Врудское» - Т.Д. Бартош, 1976)
5. «Глядино - Забородье» (С.С. Куторга, 1852; И.В. Даниловский, 1925;
«Глядино-Забородское» – Г.А. Дымский, 1932; Т.Д. Бартош, 1976; В.Г.
Колокольцев, 2005)
6. «Гостилицы» («Гостилицы» – С.С. Куторга, 1852; «Гостилицкое» – Т.Д.
Бартош 1976)
7. «Графское» (Н.А. Натальин, 2005)
8. «Донцо» («Кюрлевское» – Г.А. Дымский, 1932; Т.Д. Бартош, 1976)
9. «Дудергофское озеро» (Г.А. Дымский, 1932)
10. «Кайболово»
109
11. «Кипень»
12. «Кобрино» («Кобринское», – Т.Д. Бартош, 1976)
13. «Ломаха»
14. «Малые Горки» (Т.Д. Бартош, 1976)
15. «Нейма»
16. «Оржицы» («Левалово» – Г.А. Дымский, 1932)
17. «Парица» («Парицкое» – Т.Д. Бартош, 1976)
18. «Порзолово» (С.С. Куторга, 1852; «Парзоловское», - Т.Д. Бартош, 1976)
19. «Пудость» (С.С. Куторга, 1852; С.Г. Войслав, 1896; Т.Д. Бартош, 1976)
20. «Ропша» (С.С. Куторга, 1852; «Ропшинское» – Г.А. Дымский, 1932; Т.Д.
Бартош, 1976)
21. «Самсоновка»
22. «Тяглино» («Тиглинское», – Т.Д. Бартош, 1976)
23. «Хюльгюзи»
Ряд объектов, описанных в литературе, не нашли своего отражения на Рис. 8,
так как указана привязка к никогда не существовавшим населённым пунктам.
К таковым мы относим «Антиповское» и «Ижорское» (Бартош, 1976).
Некоторые из объектов, указанных обобщающей монографии Т.Д. Бартош,
ныне находятся на территории, подвергшейся современной застройке или же
мелиоративным мероприятиям, например «Романовское» и «Лятцы».
Залежи
пресноводных
карбонатолитов,
описанные
Т.Д.
Бартош
как
месторождения «Антиповское» (около дер. Антипов) и «Ижорское» (дер.
Муталево) в описании приурочены к береговым образованиям реки Ижоры.
Мы проанализировали карты местности, начиная со шведских карт
Ингерманландии XVII века до топографических карт 70-х годов, однако
деревень с такими названиями на реке Ижоре и вообще на Ижорском плато не
нашлось. Остаётся предположить, что Т.Б. Бартош работала с картами времён
коллективизации (20-е годы ХХ века), когда в этих местах появилось много
хуторов, нередко носивших фамилии владельцев. Часть из таких хуторов
110
присутствует, например, на полётных картах Люфтваффе времён II мировой
войны, но и там подобных названий нет. При переписывании названий, могла
также вкрасться опечатка: Муталевым может оказаться и Моделево и
Местелево, а Антиповым – и Антелево, и Антолово и Антропшино. Привязка
к Муталево у Т.Д. Бартош весьма расплывчата: «от ж.-д. моста через р.
Ижора, вверх по течению до д. Муталево, по склонам речной долины».
Железнодорожных
мостов
через
реку
Ижору
шесть,
все
они
уже
функционировали в 70-х годах и находятся около станций: «Ижоры»,
«Колпино», «34 км», «Антропшино», «Новое Мозино» и «Пудость». На
контурной карте, воспоизведённой Т.Д. Бартош, метки залежей находятся в
районе сегодняшнего посёлка «Коммунар», который к 70-м годам объединил
несколько деревень и хуторов. Наиболее вероятно, что Т.Д. Бартош имела в
виду именно участок течения Ижоры выше Антропшинского моста. Однако
сейчас, береговые обнажения пресноводной извести можно найти только
непосредственно ниже моста (на расстояние до двухсот метров), либо выше
посёлка Коммунар, вплоть до посёлка Лукаши (в пяти километрах, вверх по
течению). На сегодняшний день можно выделить два обособленных участка
со значительными мощностями пресноводной извести (около трёх метров): в
районе деревни Антелево (1) (левый берег р. Ижоры) и в пятидесяти двухстах метрах ниже железнодорожного моста, в одном километре на юг от
станции «Антропшино» (2), на правом берегу. Именно эти залежи
пресноводных карбонатолитов внесены в указанный выше список, как
доступные для изучения. Сказать, что между этими участками совсем нет
проявлений пресноводной извести, было бы тоже неправдой. Перемещённые
частицы травертинов так или иначе участвуют в строении аллювия береговых
образований Средней Ижоры.
Береговые
обнажения
залежей
пресноводной
извести
«Антелево»
и
«Антропшино» впервые описаны И.В. Даниловским в 1925 году в работе
«Материалы по изучению четвертичных раковин из слоев II террасы р.
Ижоры» (Изв. Геол. Ком. Т. XIV, вып. 4.). Учитывая то обстоятельство, что с
111
20-х годов местность сильно изменилась, приходится констатировать, что
точки описаний обнажений и отбора проб И.В. Даниловского и М.Э.
Янишевского не совпадают с сегодняшними. Не существовало посёлка
Коммунар, который образовался в результате агломерации нескольких
деревень (Антропшина, Местелева, Гайколова, Ванги-Мызы) на южной
окраине слободы Большая Графская. Тогда ещё не было столь густой
застройки и почти сплошной распашки берегов Ижоры, как не было и
зарослей борщевика, появившегося здесь в конце 70-х годов. Судя по
подробному описанию местности И.В. Даниловским, залежи «известковых
туфов» располагаются ниже деревни Коброловой (сейчас – Кобралово),
немногим выше Антелевой (ныне – Антелево), у моста (?) и ниже
«писчебумажной фабрики бывш. Печаткина». Ясно, что имеется в виду
фабрика
«Коммунар»,
до
национализации
называвшаяся
«Фабрика
товарищества наследников К.П. Печаткина». Исходя из изменений в
географии деревень и гидрографического рисунка русла Ижоры в течение
почти века, приходится признать, что залежи пресноводной извести
описывались в нескольких сотнях метров от сегодняшних обнажений.
Возможно, точки описания обнажений И.В. Даниловского в настоящий
момент либо заросшие, либо распаханные, либо застроенные, кроме того
указывается правый берег, возможно ошибочно, так как названные деревни
исторически находятся на левом берегу. Вместе с тем, очевидно, что
геологическое тело, сформированное пресноводной известью, представляет
собой
протяжённое,
прерывистое,
но
моногенетичное
образование,
сформированное среднеголоценовыми речными отложениями.
Разрез «Антелево» неоднократно нами изучался в 2008 – 2011 годах. В
октябре 2010 года шурфом удалось пройти до кровли среднедевонских
песчаников арукюлаского горизонта, благодаря низкому уровню воды в реке
Ижора. В разрезе были выделены две основные пачки: Толща озёрных
осадков,
сложенная
растительной
органокластикой
и
толща
речных
112
отложений, в значительной степени сформированная карбонатолитами (Рис.
19, 20).
Рис. 19.
Верхняя, «травертиновая» часть разреза «Антелево»
Описание обнажения разреза «Антелево» (1):
Пос. Антелево, 59° 36,43' с.ш. 30° 20,75' в.д.
Река Ижора, левый берег, в 400 м вниз по течению от пешеходного моста.
Высота обнажения 2.8 м от уреза воды, высота БС - 54 м
Обнажение
находится
в
обрыве
первой
надпойменной
террасы
и
экспонировано на юго-восток.
113
За условный «0» принимается резко выраженное стратиграфическое
несогласие в кровле пачки 1.
Рис. 20.
Нижняя, органогенная часть разреза «Антелево».
Пачка I
1.1: -2.00 м – -1.70 м
Тёмный, красновато-коричневый торф с остатками древесины сосен и раковин
пресноводных гастропод. Торф подстилается коренными песчаниками
арукюлаского
горизонта
среднего
девона,
в
верхней
части
тёмноокрашенными, вероятно, органогенным углеродом из вышележащих
голоценовых отложений. Контакт с вышележащей пачкой ясный, но, повидимому, согласный.
1.2: -1.70 м – -0.45 м
Плотные сизовато-бурые алевро-пелиты с карбонатными стяжениями и
обильной
органокластикой:
преимущественно
остатками
гигрофитов
(тростника, осок), вероятно in situ и переотложенной наземной древесной
растительности (преимущественно, сосна и ель) в виде постседиментационно
114
деформированных стволов (до 20 см в диаметре), веток и коры. В составе
пачки многочисленны раковины пресноводных гастропод, преимущественно:
Bithynia tentaculata; Bithynia leachii; Valvata cristata и Planorbis planorbis.
Встречаются также двустворки сем. Euglesidae.
1.3: -0.45 м – -0.05 м
Рыхлые тонко- и неясно слоистые буровато-серые алевро-пелиты с
карбонатными
стяжениями,
залегающие
согласно
на
нижележащих
органокластических алевро-пелитах, включают фрагменты (до нескольких
десятков сантиметров) растительных остатков, преимущественно гидрофитов.
Состав моллюсков тот же.
1.4: -0.05 м – 0.00 м
Рыжеватые
(железистые)
известковые
алевро-пелиты;
на
контакте
с
вышележащей пачкой окраска изменяется до голубовато-сизой. В прослое
отмечен мелкий раковинный детрит. Нижний контакт неясный, видимо,
согласный.
Граница
с
вышележащей
пачкой
неровная,
выраженно
несогласная.
Форма всех прослоев плащевидная, в пределах обнажения выклинивания не
наблюдается.
Пачка II
2.1: 0.00 м – 0.55 м
Рыхлые комковатые травертины светло-охристого цвета с включениями
кварцево-полевошпатового
неокатанного
крупнозернистого
песка;
встречаются отдельные слабоокатанные гальки кристаллических пород; тела
травертинов округлой формы, представлены корковидными образованиями, в
том числе инкрустациями на отдельных гальках, зёрнах песка, раковинах
моллюсков
и
чехликах
ручейников,
а
также
фитоморфозами
(кальцитизированными остатками растительности). Характерной структурной
деталью этой части разреза являются так называемые «свистульки» –
карбонатные инкрустации по фрагментам опавшей древесины.
115
2.2: 0.55 м – 1.40 м
Плотная толща травертинов, состоящая из отдельных глыб с неясными
границами до 0.5 м в диаметре, округлой, караваеобразной формы; между
ними
отдельные
желваки
с
незначительной
примесью
кварцево-
полевошпатового неокатанного крупнозернистого песка (около 5% от общего
состава); известковые образования в виде натечных форм и инкрустаций по
фитофоссилиям: веткам, листьям, корням; встречаются отдельные целые
раковины гастропод.
Форма тел, слагающих пачку, чрезвычайно разнообразна, с преобладанием
линзовидных и караваеобразных. В нижней части пачки терригенная
составляющая существенно более выражена, чем в верхней. В структуре
нижней части пачки доминируют директивно ориентированные терригенные
частицы: гальки и зёрна песка, которые в совокупности демонстрируют
конседиментационные текстуры однонаправленной косой слоистости, с
азимутом падения около 20º. Вся толща пачки подверглась вторичной
карбонатной цементации.
Пачка III
1.40 м – 1.70 м
Рыхлые травертины, в том числе, в виде инкрустаций по фитофоссилиям,
преимущественно харовым водорослям; отдельные тела плотных травертинов,
чаще неправильной формы; на контактах между ними – натечные и корковые
формы;
терригенные
отдельные
примеси
малочисленные
практически
раковины
отсутствуют;
гастропод.
В
встречаются
основании
пачки
обнаружен несплошной, неправильно линзовидный пласт торфа, мощностью
до 5 см, с остатками листьев осок.
Пачка IV
1.70 м – 2.20 м
Почва со следами вспашки и бессистемно расположенными фрагментами
травертинов разной генерации и галек и гравия кристаллических пород.
116
Как это следует из описания разреза, в строении четвертичных осадков этого
участка второй террасы р. Ижоры присутствуют две части: нижняя,
представляющая собой гиттию, с большим количеством органокластики,
лежащая непосредственно на терригенных породах среднего девона. Выше, с
резким несогласием залегает более чем двухметровая толща травертинов, в
нижней своей части со значительной долей терригенной составляющей.
Несогласие нами было охарактеризовано, как свидетельство размыва,
который, вероятно, связан с катастрофическим спуском Пудостского
палеоводоёма (Никитин, Медведева; 2008 – 2011; Никитин, Медведева,
Максимов и др., 2011).
Доразмывная часть антелевского разреза демонстрирует комплекс видов,
экологически соответствующий олиготрофному слабопроточному озеру или
эстуарию, с большим зеркалом открытой воды, заросшего по берегам
сосняком с подлеском из ольхи. Дно этого водоема было заилено, что
способствовало консервации упавшей древесины. В наибольшей степени
такой характер озера подтверждают раковины двустворок из семейства
Euglesidae: Cingulipisidium nitidum и Conventus conventus, которые в
современных условиях являются исключительно озерными видами. Летние
температуры в водоеме могли быть в диапазоне 13 – 26 С°; а pH: 7 – 9.
Состав малакофауны в первой пачке антелевского разреза:
Cl. Gastropoda sub./cl. Pectinibranchia Blainville, 1814 Fam. Bithyniidae Troschel,
1857: Bithynia tentaculata (Linnaeus, 1758); Bithynia leachii (Sheppard, 1823);
Bithynia sp. juv. Fam. Valvatidae Gray, 1840: Valvata cristata Müller, 1774.
Sub./cl. Pulmonata Cuvier in Blainville, 1814 sub./o. Basommatophora Keferstein,
1864 Fam. Acroloxidae Thiele, 1931: Acroloxus lacustris (Linnaeus, 1758). Fam.
Planorbidae Rafinesque, 1815: Anisus sp. juv. Fam. Lymnaeidae Rafinesque, 1815:
Lymnaea palustris (Müller, 1774). Sub./o. Stylommatophora Fam. Succineidae
Beck, 1837: Succinea putris (Linnaeus, 1758); Succinella oblonga (Draparnaud,
1801). Cl. Bivalvia Linnaeus, 1758 Fam. Euglesidae Pirogov et Starobogatov, 1974:
Tetragonocyclas milium Pirogov et Starobogatov, 1974; Henslowiana lilljeborgi
117
(Clessin, 1886); Cingulipisidium nitidum Jenyns, 1832; Conventus conventus
(Clessin, 1877).
Выше поверхности несогласия, в собственно травертиновой части разреза,
остатков малакофауны, в количественном отношении меньше. Но видовой
состав моллюсков несколько обогагащается, за счёт активного, в том числе
паводкового переноса раковин моллюсков. В этой части разреза появляются:
Lymnaea stagnalis (Linnaeus, 1758); Lymnaea balthica (Linnaeus, 1758); Lymnaea
glutinosa (Müller, 1774); Lymnaea truncatula (Müller, 1774); Lymnaea glabra
(Müller, 1774); Anisus vortex (Linnaeus, 1758); Bathyomphalus contortus
(Linnaeus, 1758), Triсhia sp.( Linnaeus, 1758), Vallonia tenuilabris (Al. Braun,
1843) и резко уменьшается количество двустворок из сем. Euglesidae.
Изменение в составе и количественном соотношении раковин моллюсков
свидетельствует об изменении гидродинамики среды, в направлении, большей
её активности, а также транспортировке раковин тех видов, которые в
природе встречаются вдалеке от водоёмов (Никитин, Кияшко, 2009).
В шлифах травертины из разреза «Антелево» демонстрируют тонкие
микрозональные,
вероятно
отвечающие
ежегодному
приросту,
корки
микробиальной природы. Биоморфизм отмечается практически во всех
вариантах травертинов Ижорского плато на всех уровнях, включая
ультраструктурный (Рис. 22, 23, 24, 25). Рецентные аналогичные образования
широко распространены в русле ручьёв Ривкузи и Фабричный («ГлядиноЗабородье»). РФА биоморфных тел антелевских травертинов (Рис. 21)
показывает устойчивое доминирование в их составе кальцита:
Рис. 21.
РФА травертинов из Антелево, пачка № 3.
118
Рис. 22.
Фитоморфозы по харовым водорослям. «Антелево». Июль 2009
Рис. 23.
Фитоморфозы по харовым водорослям. Шлиф. Пачка №3 из разреза «Антелево».
Во многих случаях сохраняется клеточная структура харовых.
119
Рис. 24.
Биоморфное инкрустационное образование (цианобактолит) из нижней части пачки №2
разреза «Антелево». Шлиф. На срезе внешней части цианобактолита видны вееровидные
структуры, морфологически идентичные современным обызвествлённым колониям
Schizothrix calcicola.
Рис. 25.
Электронная микрофотография фитоморфоз по харовым водорослям.
Пачка № 3 разреза «Антелево».
120
В
2011
году
карбонатная
радиохимически
часть
датирована
антелевского
230
по
Th/U
разреза
нами
(уран-ториевому)
была
методу
неравновесной (радиоизотопной) геохронологии. Методика исследования
включала предварительное растворение CaCO3 в HNO3 (примерно 1:1 с H2O).
Для расчета возраста применили методику расчета, приведенную в работе
(Ф.Е. Максимов, В.Ю. Кузнецов, 2010). При построении изохроны по всем
шести
точкам,
с
коэффициентом
корреляции
R=0,956;
получено
средневзвешенное значение – T=6.8±0.6 тыс. лет. При такой выборке
согласованность
индивидуальных
датировок
оказалась
неудачной
(со
значительным разбросом датировок, с учетом их ошибок), χ 2=7,8. Тогда было
принято решение построить изохрону по четырем из шести точек (без обр. №
616 и № 634 – самых верхних), и получено средневзвешенное значение –
T=6.8±0.5 тыс. лет. Согласованность индивидуальных датировок получилась
достаточно корректной (разброс датировок с учетом их ошибок – вполне
допустимый), χ2=1,1. Таким образом, за возраст части толщи травертинов
можно принять
230
Th/U-дату T=6.8±0.5 тыс. лет (Рис. 26). Обнаруженная в
разрезе изотопная инверсия объясняется значительной концентрацией урана в
почве, что является прямым свидетельством функционирования зоны
вертикального газофлюидного транспорта (Никитин, Медведева, Максимов и
др., 2011).
50
230
Th/232Th
40
30
y = 0,0674x + 2,2089
R = 0,956
20
y = 0,0659x + 2,1540
R = 0,963
10
0
0
20
40
60
234
80
100
120
140
U/232Th
Рис. 26.
Изохроны в координатах Th/ Th - U/ Th, построенные по аналитическим данным
растворения образцов травертинов разреза «Антелево».
230
232
234
232
121
Полученная дата хорошо согласуется с 230Th/U – датировкой из кровли залежи
«Пудость», что может вполне отображать синхронность этих событий,
наиболее вероятно, являющихся звеньями одного процесса.
Разрез «Антропшино», находящийся в 5,5 км ниже д. Антелево по течению р.
Ижоры. Были пройдены два шурфа на разных участках берегового обнажения
(Рис.
27).
Его
статиграфические
особенности
в
некоторой
степени
напоминают Антелевский разрез. Здесь также фиксируется резкое несогласие,
разделяющее генетически различные толщи. Однако нижняя часть изученного
разреза представляет собой калькарениты, свидетельствующие о том, что этот
палеобассейн служил коллектором частиц пресноводных карбонатолитов,
которые выносились из верхнего участка Палео-Ижоры. Вверх по разрезу,
гранулометрический состав частиц заметно уменьшается, появляется большое
количество погребённой органики в виде углефицированных прослоев и линз,
а также фрагментов древесины. Верхние 20 см доразмывной толщи
представляют собой тонкоритмичные известковые алевро-пелиты, накопление
которых прервалось в результате события, связанного с размывом.
Мы допускаем, что поверхности несогласия в разрезах «Антелево» и
«Антропшино» могут быть синхронными. Отчасти это подтверждается
видовым составом моллюсков, заметная смена которых происходит именно на
стратиграфическом
отличия
разреза
(доразмывная)
уровне,
соответствующем
«Антропшино»
его часть
заключаются
свидетельствует о
несогласию.
в
том,
Локальные
что
нижняя
формировании русловых
биогенных карбонатолитов в районе, находившемся неподалёку от точки
исследуемого разреза.
Описание обнажений залежи травертинов «Антропшино» (2)
Обнажение №1, р. Ижора, правый берег, обрыв в первой надпойменной
террасе.
125 м вниз по течению от железнодорожного моста
122
59°62,942 с. ш., 30°42,636 в. д.,
Высота Б.С. - 46 м
За условный «0» принимается уровень воды в Ижоре.
Пачка I
0м – 0,12 м
Тела рыхлых калькаренитов, с рыжими пятнами постседиментационного
прокрашивания, с отдельными желваками, диаметром до 10 см, неправильной
формы; фитоморфозы по мхам и харовым водорослям; обильны целые
раковины гастропод и мелких двустворок.
Пачка II
0,12 м – 0,50 м
светло-серые,
бежевые
рыхлые
калькарениты,
в
нижней
части
с
карбонатными желваками, до 5 см в диаметре и с углистыми линзами до 50 см
диаметром и до 7 см мощности; встречаются целые раковины гастропод и
мелких двустворок.
Пачка III
0,50 м – 0,60 м
светлые, буроватые калькарениты с мелкими до 1 см карбонатными
желваками; обильные раковины гастропод; согласно переходит в следующую
пачку.
Пачка IV
0,60 м – 0,80 м
пестроцветная
пачка,
сложенная
сизыми,
голубоватыми,
охристыми
карбонатными алевро-пелитами; переслаивания нечеткие; с пятнами до 1 см
диаметром, углефицированной растительности;
встречаются отдельные
раковины гастропод и остатки древесины. В кровле пачки резко выраженное
несогласие. Её поверхность неровная, с карманами.
Пачка V
0,80 м – 1,20 м
123
гравий и гальки до 12 см в диаметре, состоящие из связных травертинов,
заключенные в сплошную рыхлую известковую массу. В них встречаются
фитоморфозы по мхам и харовым водорослям, а также инкрустации по
раковинам моллюсков и чехликам ручейников. В нижней части пачки –
углефицированные линзы до 30 см диаметром и до 5 см по мощности; в
видовом
составе
моллюсков
обнаруживается
заметное
увеличение
представителей Planorbidae. Характерной структурной деталью пачки
являются «свистульки» - инкрустации по опавшей древесине в виде
пустотелых или вторично заполненных карбонатных трубок.
Пачка VI
1,20 м – 1,50 м
почвенный слой, размытый, преобразованный; с включениями гравия и галек
кристаллических пород, а также фрагментов травертинов. Встречаются целые
раковины пресноводных и наземных моллюсков.
Обнажение №2, р. Ижора, правый берег, первая надпойменная терраса.
250 м вниз по течению от железнодорожного моста
59°63`019 с. ш., 30°42`644в. д.
Высота БС - 46 м
Обнажение вскрыто шурфом, основание которого на 20 см ниже уровня
Ижоры.
За условный «0» принимается уровень воды в Ижоре.
Пачка I
1.1: -0,20 м – 0,05 м
калькарениты,
темно-коричневого
цвета,
с
рыжими
пятнами
постседиментационного прокрашивания; в верхней части пачки в меньшей
степени, в нижней обильный раковинный детрит, а также множественные
остатки древесины.
Пачка II
2.1: 0,05 м – 0,20 м
124
светло-бурые
известковые
алевро-пелиты,
с
рыжими
пятнами
постседиментационного прокрашивания; с выраженным в верхней части
пачки темно-бурым линзовидным прослоем; в строении пачки участвует
раковинный детрит и мелкие, до 0.5 – 0.7 см диаметром углефицированные
остатки растительности.
Пачка III
2.2: 0,20 м – 0,90 м
светло-бурые известковые алевро-пелиты с рыжими пятнами, с примесью
раковинного детрита; практически однородные.
Пачка IV
0,90 м – 1,20 м. Почвенный горизонт.
Рис. 27.
Шурф в обнажении №1 на правом берегу р. Ижоры, ст. Антропшино. Сентябрь 2008.
125
Доразмывная часть Антропшинского разреза характеризуется комплексом,
богатым пресноводными и наземными гастроподами и включающим
незначительное количество двустворок, что говорит об относительно
крупном, мелководном, сильно заросшем, местами заболоченном водоеме. О
последнем свидетельствует присутствие видов: Succinea putris и Lymnaea
truncatula, ведущих земноводный образ жизни. Planorbis planorbis, Armiger
crista и Cincinna macrostoma характерны для трясин и заболоченных участков.
Наличие Bathyomphalus contortus и Hippeutis complanatus указывает на
слабопроточный характер водоёма. Летние температуры воды укладываются в
диапазон 13 – 26°С; pH: 5 – 9. Берега, по всей видимости, были представлены
влажными лугами с высоким травостоем и разрозненными массивами сосен и
мелколиственных пород. Присутствие Conventus conventus указывает все же
на наличие открытой воды. Как и в предыдущем разрезе, раковины
моллюсков не имеют следов переотложения, что так же свидетельствует о
лимническом характере данного водоема. Возможно, в данном случае мы
имеем
дело
с
заболоченной
поймой
или
старицей,
периодически
сообщающейся с основным водоемом:
Cl. Gastropoda sub./cl. Pectinibranchia Blainville, 1814 Fam. Bithyniidae Troschel,
1857: Bithynia tentaculata (Linnaeus, 1758); Bithynia leachii (Sheppard, 1823).
Fam. Valvatidae Gray, 1840: Valvata cristata Müller, 1774; Cincinna macrostoma
Mörch, 1864; Cincinna piscinalis (Müller, 1774); Borysthenia naticina (Menke,
1845). Sub./cl. Pulmonata Cuvier in Blainville, 1814 sub./o. Basommatophora
Keferstein, 1864 Fam. Acroloxidae Thiele, 1931: Acroloxus lacustris (Linnaeus,
1758). Fam. Lymnaeidae Rafinesque, 1815: Lymnaea fragilis (Linnaeus, 1758);
Lymnaea stagnalis (Linnaeus, 1758); Lymnaea balthica (Linnaeus, 1758); Lymnaea
glutinosa (Müller, 1774); Lymnaea truncatula (Müller, 1774); Lymnaea glabra
(Müller, 1774). Fam. Planorbidae Rafinesque, 1815: Planorbis planorbis (Linnaeus,
1758); Anisus vortex (Linnaeus, 1758); Bathyomphalus contortus (Linnaeus, 1758);
Hippeutis complanatus (Linnaeus, 1758); Armiger crista (Linnaeus, 1758). Fam.
Carychiidae Jeffreys, 1830: Carychium tridentatum (Risso, 1826). Sub./o.
126
Stylommatophora Fam. Succineidae Beck, 1837: Succinea putris (Linnaeus, 1758).
Fam. Hygromiidae Tryon, 1866: Trihia sp. Fam. Valloniidae Morse, 1864: Vallonia
tenuilabris (Al. Braun, 1843). Fam. Vertiginidae Pilsbry, 1918: Vertigo antivertigo
(Draparnaud, 1801). Cl. Bivalvia Linnaeus, 1758 Fam. Euglesidae Pirogov et
Starobogatov, 1974: Conventus conventus (Clessin, 1877) (Никитин, Кияшко,
2009).
Почти непрерывное расположение залежей пресноводной извести на участке
средней Ижоры, несомненно, связано с интенсивно дислоцированным
участком территории. Зигзагообразный рисунок речной долины от Лукашей
до Войскорово ясно указывает на дизъюнктивы, ориентированные по
азимутам: 350° – 10°, 40° – 60°, 300° – 320°. Участок русла Ижоры от МызыИвановки до Лукашей неоднократно подвергался антропогенным изменениям
(особенно, начиная с XIX века), в связи со строительством мельниц,
дноуглубительных работ, а то и спрямлению некоторых участков. Поэтому он
не может служить достоверной иллюстрацией соответствия русла Ижоры
системе разрывных дислокаций. По этой же причине, по всей видимости,
исчезли
береговые
образования,
сложенные
пресноводной
известью,
описанные Т.Д. Бартош, как «Романовское» месторождение. Деревня
Романовка (она же – Куйволова, Mäyrylä) , существующая здесь, как
минимум, начиная с XVII века, всегда жила обширными покосами на берегах
Ижоры. Обильный травостой здесь обеспечивался дерново-карбонатными
почвами, подстилаемыми (помимо карбонатного ордовика) ещё и залежами
пресноводной извести.
Геологические тела, образованные осадочными породами, содержащими
пресноводные карбонатолиты, в среднем течении Ижоры от деревни МызаИвановка до урочища Самсоновка представляют собой три литологических
варианта:
1. биоморфные микробиолиты, с фитоморфозами по мхам, харовым и другим
гидро- и гигрофитам.
2. аллювиальные калькарениты.
127
3. лимнические или гелосные известковые алевро-пелиты.
Первые из них характерны для выходов грунтовых вод на скальных выступах,
ручьёв и быстрых рек с родниковым питанием, типичный вариант –
классический «springstone», вторые - для пойм и русел зрелых рек, третьи –
для озёр (в том числе, сезонно пересыхающих), прудов, речных стариц,
низинных болот и заболоченных лугов. Во многих случаях можно видеть
первые два варианта пресноводных карбонатолитов, фациально замещающих
друг друга, где детритово-кластические разновидности обычно преобладают
над микробиолитовыми.
Такая литологическая картина характерна не только для долины средней
Ижоры, но и типична в верховьях реки Шингарки («Глядино – Забородье»
(5)), вблизи истоков Леваловского ручья («Оржицы» (16)), реки Стрелки
(«Ропша» (20)) и Велькоты («Велькота» (3)). Третий тип отложений
распространён ещё более широко, однако он мало где достигает мощностей до
нескольких метров.
Залежь пресноводной извести, описанная у Т.Д. Бартош, как месторождение
«Гостилицкое» (6) фигурирует и на геогностической карте, выполненной
С.С. Куторгой в 1852 году (Рис. 28). Пятно на карте, соответствующее
«известковым туфам», охватывает область приглинтовой полосы, на площади
около 6 км2. На момент создания карты – это район, располагавшийся к северу
от мызы Медвежий Конец, деревни Гостилицы и деревни Новая (которые
позднее вошли в состав деревни, под общим названием «Гостилицы») до
участка левого берега реки Чёрной, в районе деревни Порожки (сейчас –
урочище). В 1929 – 1930-годах на участке глинта: «Красное Село – Котлы»
Г.А. Дымским проводились геологоразведочные работы «… на известковые
туфы в западной части приглинтовой полосы Ленинградского округа.
Поисками были охвачены территории Урицкого (ныне – Гатчинского),
Ораниенбаумского, Копорского и Котельского районов (сейчас входят в
состав Ломоносовского
инициативе
Н.П.
района).
Яхонтова
Поисковые работы
(который
тогда
проводились
стоял во
главе
по
отдела
128
строительных
материалов
Ленинградского
ГЕОЛКОМа)
цементного
портландцементный
завода
завод
и
им.
осуществлялась
В.В.
"Железо-Цемент",
Воровского
АО
для
нужд
(бывший
соединенного
портландцементного завода Д. Вольского и Б. Зейферта), использовавшего до
того момента в портландцементном производстве гажу из Пудости и
Кюрлевского карьера…» (Дымский, 1932).
При проведении полевых работ в окрестностях современного села Гостилицы,
в 2007-2011 годах, выяснилось, что на выделенном С.С. Куторгой и
описанном Г.А. Дымским участке приглинтовой полосы, заметно выраженная
залежь
пресноводной
извести
отсутствует.
На
этом
участке
нами
прокладывались разведочные шурфы, глубиной до 2 метров, местами
достигшие кровли палеозойских пород. Однако было бы неправильным
охарактеризовать
эту
местность,
как
совсем
лишённую
признаков
голоценового пресноводного карбонатонакопления. Во многих ручьях,
пересекающих глинт можно видеть тонкие карбонатные корки, а также
фитоморфозы по мхам и другой водной и околоводной растительности.
Четвертичные
отложения,
представленные
ленточными
глинами
позднеледниковых бассейнов, иногда подстилаемые моренными суглинками,
во многих случаях перекрыты маломощными (до 1 метра) голоценовыми
озёрными и болотными осадками, которые содержат торф, нередко
обогащённый известью. Среди исследованных в середине ХХ века залежей
пресноводной извести, где содержатся значительные по мощности озёрные и
болотные осадки, в разной степени карбонатизированные, упоминается
«Порзолово» (18), (у Т.Д. Бартош - «Парзоловское»). Этот объект достаточно
хорошо был изучен тем же Г.А. Дымским, при разбуривании осушенного
участка болота. В течение большей части голоцена Порзоловская котловина
была заполнена водами озера, которое было постепенно заболочено. Затем, в
результате отвода вод реки Шингарки (в начале XVIII века) для прокладки
Петергофского водовода, болото быстро деградировало. На картах XIX и
начала ХХ века ещё сохранялись отдельные участки открытой воды. Сейчас
129
эта территория находится в зоне строительства дачных посёлков, поэтому
ныне она малодоступна для полевых работ.
При сопоставлении исторических и современных карт со схемой Дымского,
становится ясно, что обнажение «на склоне Гостилицкого ручья», отмеченное
Г.А. Дымским цифрой «3» сейчас находится под водами нижнего паркового
пруда (Рис. 29). Вероятно, в период работ Г.А. Дымского пруды были
спущены. Скорее всего, это произошло в начале Гражданской войны 19171923 годов, когда многие усадьбы, в том числе Гостилицкая, последним
владельцем которой был А.Н. Гривениц, зять барона К.Ф. Сименса, были
разорены. Специальным указом В.И. Ленина от 1918 года, были начаты
работы
по
восстановлению
прудового
рыбоводческого
хозяйства,
функционировавшего ещё при первом владельце усадьбы - Х.А. Минихе, в
начале XVIII века. Но наступление войск генерала Н.Н. Юденича осенью 1919
года надолго прервало эти работы. Скорее всего, тогда плотины и пострадали.
Мелиоративные работы по восстановлению хозяйства (тогда уже колхоза
«Балтика») привели к обнажению голоценовых озёрно-болотных отложений,
описанных Г.А. Дымским.
Рис. 28.
Фрагмент геогностической карты Санкт-Петербургской губернии, с участками залежей
пресноводной извести: «Гостилицы», «Порзолово» и «Ропша»
(Куторга, 1852).
130
Рис. 29.
Схематическая геологическая карта района: Гостилицы – Красное Село
(Дымский, 1932).
Восстановление разрушенных плотин происходило уже в послевоенные годы,
об этом говорит характер бетона и других, применявшихся в постройке,
материалов. Детальное исследование окрестностей Гостилиц привело нас к
выводу, что С.С. Куторга, отметив на геогностической карте проявления
пресноводной извести, имел в виду все известные к тому времени
перспективные участки для промышленной разработки. Таковым ему
показалась и местность к северу от сегодняших Гостилиц, прежде всего за
счёт обычных здесь кальцитовых микробиальных корок в многочисленных
ручьях. Все последующие исследователи пристально изучали этот участок и
находили здесь изолированные пятна травертинопроявлений, правда, после
Г.А. Дымского, едва ли кто-нибудь делал это с особым тщанием. Так или
иначе, отнести его к значительным, по мощности, залежам пресноводной
извести едва ли оправдано. Вместе с тем, так как география генерации
вторичных
карбонатов
подчиняется
системе
разрывных
дислокаций,
нахождение на одной линии простирания (310°) участков генерации
131
пресноводной извести «Пудость», «Кипень» и «Глядино – Забородье», с
участком глинта в районе Гостилиц, подчёркивает закономерность в их
пространственном расположении.
Травертины в окрестностях пос. Пудость (19) Гатчинского района известны
довольно давно, так как выжигали известь здесь ещё в средневековье.
Наиболее
плотные
разновидности
местных
травертинов
широко
использовались в архитектуре (Казанский собор в Санкт-Петербурге,
Гатчинский дворец и т. д.) Этот объект долгое время считался хорошо
изученным и, вероятно, поэтому, между трудами С.Г. Войслава (80-90-е годы
XIX века), и работами Т.Д. Бартош (60-70-е годы ХХ века) информации о нём
было опубликовано очень мало (Войслав, 1896; Бартош, 1976). Пудость
упоминается в работе Г.А. Дымского, но описания состояния «Пудостских
ломок» на момент 30-х годов там нет (Дымский, 1932). Добыча так
называемого «пудостского камня» велась до 40-х годов ХХ века, а само
месторождение считается выработанным (Рис 30).
Рис. 30.
Вид на современные выработки на месте карьера XIX века,
вскрывающего Пудостскую травертиновую залежь. Октябрь 2007.
132
Особенность пудостского разреза состоит в том, что он аномально велик по
своей мощности, по сравнению с аналогичными залежами травертинов
Ижорского плато. Максимальная мощность, измеренная ещё в XIX веке,
достигает местами более 21 фута (6,4 метра) (Войслав, 1896). Т.Д. Бартош
называет величину несколько большую – 7,6 м. Размеры Пудостской залежи –
около 2,5 километров в длину, при ширине около 300 метров. Её массив
вскрывается рекой Ижорой, а также карьерными выработками, среди которых
есть и весьма свежие (90-е годы ХХ века). Линейный характер этого
геологического тела имеет прямое соответствие с разрывной структурой, в
пределах которой располагается Верхняя Ижора, на участке д. Скворицы – д.
Мыза-Ивановка (Рис. 7). На космических снимках хорошо выражен
линеамент, соответствующий Верхней Ижоре и ориентированный по азимуту
310°, он же фиксируется долиной реки Стрелки, также, в её верхнем течении.
Характерная деталь пудостских травертинов – наличие отчётливого сезонного
текстурного рисунка.
Ритмичная слоистость подчёркнута лимонит-гидрогётитовыми плёнками на
зёрнах травертина в «зимних» прослоях, что является достоверными
признаками
изменения
окислительно-восстановительной
обстановки
палеоводоёма, что бывает только в стоячих водоёмах, особенно, в течение
смены
сезонов.
В
разрезе
это
выражается
охристыми
прослоями,
чередующимися с более светлоокрашенными. Для умеренных широт такая
ритмичность характерна потому, что аэрационный режим озёр заметно
варьирует в течение года. Минимизируется он зимой, во время ледостава.
Подо льдом в озёрах, особенно малых, свободный кислород интенсивно
расходуется
на
окисление
разлагающейся
органики,
накапливается
углекислота и сероводород. Поэтому в донных осадках образуются продукты
анаэробного биосинтеза, в том числе гидросульфиды, такие, например, как
гидротроилит (FeS×nH2O). После освобождения весной водоёма ото льда,
гидротроилит в донном осадке окисляется до гидроокислов железа. В этом и
заключается природа текстурного рисунка травертинов Пудости. Анализ
133
шлифов показал, что эти специфические карбонатолиты представляют собой
ритмично-слоистые микроспариты (Рис. 31). В минералогическом отношении
– это почти чистый кальцит, с ничтожной примесью кварца, глинистых
минералов и других терригенных частиц, это указывает на то обстоятельство,
что первичный осадок не являлся классической «гажой», впоследствии
литифицированной (Рис. 32).
Рис. 31.
Травертин из пудостской залежи. Шлиф. Поперечный срез через поверхности
напластования. 50 см от кровли залежи, в пределах карьера XIX века.
Рис. 32.
РФА травертинов Пудости.
134
Важной тафономической особенностью этого разреза является обилие
раковин пресноводных моллюсков (Рис. 33), преимущественно пионерных
видов: Lymnaea (Lymnaea) stagnalis stagnalis (Linnaeus, 1758); Lymnaea
(Stagnicola) atra (Schranck, 1803); Lymnaea (Peregriana) peregra (Muller, 1774);
Lymnaea (Peregriana) balthica (Linnaeus, 1758); Lymnaea (Omphiscola) clavata
(Westerlund, 1885), Segmentina nitida (O. F. Muller, 1774); Planorbis planorbis
(Linnaeus, 1758); Anisus vortex (Linnaeus, 1758); Anisus contortus (Linnaeus,
1758); Anisus spirorbis (Linnaeus, 1758); Anisus acronicus (Ferussac, 1807). В
верхней части разреза встречаются также Bithynia tentaculata (Linnaeus, 1758),
немногочисленные остатки створок Pisiidae. Помимо малакофауны, по всему
разрезу встречаются мелкие раковины остракод. Отдельные прослои
насыщены замещёнными кальцитом обрывками слоевищ харовых водорослей
и листьев гигрофитов, в частности, осок. Такой биотический состав прямо
указывает на мелководное, возможно, частично пересыхавшее, зараставшее
озеро, на мелководье переходившее в заболоченные луга (Медведева, 2007;
Никитин, Медведева, 2010).
Рис. 33.
Раковины гастропод из верхней части Пудостской залежи.
135
Питание
озера
было
преимущественно
родниковым,
что
объясняет
интенсивную генерацию травертинов. Стратиграфическая последовательность
малакофауны указывает на увеличение уровня озера и некоторое повышение
летних температур. На протяжении своей истории озеро, вероятно, не было
одинаковым. Образовалось оно как родниковые мочажины в понижениях
рельефа; затем, они объединились в мелкое, поросшее осоками озеро; в
зрелом состоянии оно постепенно увеличивало свой объем. В некоторые годы
озеро, возможно, пересыхало и разбивалось на отдельные лужи. При этом в
период паводка, озеро, возможно, периодически становилось проточным. В
конечном счете, уровень повышался, но это, по-прежнему, компенсировалось
карбонатонакоплением. Судя по общей мощности залежи (7,6 метров) и
результатам определения пыльцевого спектра, выполненного Т.Д. Бартош,
среднюю скорость травертинообразования в Пудостском древнем озере
можно примерно оценить: чуть более 150 см за одну тысячу лет, то есть 1,5
мм за один год. Вместе с тем, весьма высока вероятность, что скорость
генерации травертинов некоторым образом варьировала на всём протяжении
времени существования озера. В верхней части разреза, массово встречается
вид, характеризующий регулярно пересыхающие водоемы: L. atra, который
дополняется в кровле разреза L. clavata. Фактически, момент появления этого
последнего вида фиксирует резкое обмеление и исчезновение Пудостского
палеоозера.
Палинологическое исследование пудостского разреза, проведённое в 70-х
годах Т.Д. Бартош, привело к выводу о том, что карбонатонакопление в этом
озере происходило с начала пребореальной до конца атлантической эпохи
голоцена. В самом разрезе никаких литологических признаков деградации
водоёма не наблюдается, что подтвердилось изучением местами уцелевшей
кровли залежи, которая не была полностью уничтожена при выработке
карьера или ранее, в результате естественной денудации.
Ранее нами была предложена гипотеза о прорыве вод Пудостского древнего
озера в бассейн Палео-Ижоры в районе посёлка Мыза-Ивановка. Здесь русло
136
Ижоры совершает крутой изгиб, размывая замок антиклинальной структуры,
изогнутый в плане шарнир которой ориентирован по азимуту 45º – 50º, по
линии, соединяющей посёлки Сокколово и Верево. Вероятно, до момента
прорыва Ижора уже существовала, её верховья соответствуют современной
реке Парица, что это отчасти следует из их общего гидрографического
рисунка.
Затем,
понижение
базиса
эрозии,
вызванное,
возможно,
регрессивными эпизодами в истории Балтийских палеобассейнов, привело к
усиленному русловому врезу и попятной эрозии в верховьях рек Ижорского
плато. Одним из итогов этого был катастрофический прорыв вод Пудостского
древнего озера. Вероятно также, что прорыв мог быть спровоцирован
сейсмическим событием. Подтверждением нашей гипотезы о «Пудостском
прорыве» является обнаруженное в среднем течении Ижоры резкое
стратиграфическое несогласие в низах аллювиальной толщи в районе д.
Антелево, ж/д станции Антропшино и урочище Самсоновка. Остатки
древесины, найденные ниже поверхности несогласия в деревне Антелево,
датированы в 9500
14
С-лет (ЛУ - 6162). Сам прорыв, вероятно, произошёл
гораздо позже, так как значительная часть сформированных позднее этой
даты отложений была размыта. Таким образом, для получения более
детальных данных о геологической истории территории Ленинградской
области, чрезвычайно важно было выяснить дату точечного события,
соответствующего «Пудостскому прорыву», а также привязать начало
генерации травертинов к активной неотектонической фазе в истории
Балтийского региона (Никитин, Медведева, 2007-2011).
Нами
были
изучены
литологически,
изотопометрически
(230Th/U)
и
биостратиграфически (малакофауна) два метра разреза, частично обнажённые
в Пудостском карьере. Образцы отбирались из свежей стенки карьера, а также
монолита, выпиленного для этих целей из нижней (не обнажённой в карьре
части залежи). Для определения количественного возраста Пудостской
травертиновой залежи нами был применен
230
Th/U (уран-ториевый) метод
неравновесной (радиоизотопной) геохронологии. Для чистоты эксперимента
137
мы
опробовали
также
традиционный
14
C-метод
в
отношении
этих
травертинов. Однако, как и ожидалось, здесь также проявил себя «эффект
литогенного углерода», заметно искажающий ожидаемые возрастные оценки.
Как показали исследования травертинов Пудости, использование
230
Th/U-
метода вполне применимо к тем вариантам травертинов, которые после
кристаллизации
остаются
в
условиях
закрытой
изотопной
системы.
Пудостский палеобассейн вполне отвечал этим необходимым условиям, так
как после быстрого исчезновения озера массив травертинов был обезвожен и
привнос урана сильно замедлился. Только в этом случае можно получить
валидный результат, если допустить, что при кристаллизации травертины
захватывают
гидрогенный
уран,
почти
не
включая
торий.
Из
аккумулированного урана в результате радиоактивного распада накапливается
дочерний изотоп
234
230
230
Th. Современные отношения активностей
Th/234U и
U/238U в карбонате являются мерой возраста в случае выполнения двух
необходимых предпосылок 230Th/U-метода радиохронологии:
1. В момент образования (в данном случае кристаллизации) отложения
включают только изотопы урана;
2. В постседиментационное время (после кристаллизации) сохраняются
условия закрытой радиометрической системы относительно изотопов урана и
тория (нет поступления в систему или удаления из нее изотопов урана и
тория).
В пудостском разрезе из двухметровой толщи травертинов отобраны образцы
для
230
Th/U-датирования. Экспериментальные данные по содержанию
изотопов урана и тория семи образцов по всему вертикальному профилю
показали возможность прямого
(или не обнаружение)
230
232
230
Th/U определения возраста. Отсутствие
Th позволило предположить, что
232
Th, а значит
Th, не попадали в травертины в момент их кристаллизации, что
соответствовало идеальному выполнению первой предпосылки метода.
Возрастные
данные
располагаются
по
вертикальному
профилю
в
соответствии со стратиграфической последовательностью (Табл. 1). Если бы
138
было поступление урана (как более подверженного миграции элемента) в
травертины в постседиментационное время, то омоложение прямого возраста,
вероятно, сопровождалось бы увеличением содержания урана в образцах.
Однако уменьшение возраста от подошвы к кровле толщи наоборот
сопровождается
уменьшением
удельной
активности
урана.
обстоятельства предполагают выполнение второй предпосылки
Эти
230
Th/U
метода.
Зависимость
230
Th/U-возраста от глубины залегания образцов травертинов
позволяет предположить, что скорость травертинобразования в нижней
половине карбонатной толщи была 56 ± 9 см/тыс. лет и возрастала до 147 ± 9
см/тыс. лет в верхней, начиная, примерно с 7.4 ±0.4 тыс. лет.
Таблица 1.
Результаты радиохимического изучения образцов травертинов из разреза «Пудость»
ЛУУ
№
Глуб
см
541
0-10
542
40-50
523
90-100
520
90-100
868
150-160
867
160-170
866
170-180
Возрастные
238
U
расп. в
мин. на г.
0.7970±
±0.0362
0.8579±
±0.0463
0.8838±
±0.0320
0.9408±
±0.0292
1.5359±
±0.0545
1.4947±
±0.0779
1.5911±
±0.0481
данные
234
U
расп. в
мин. на г.
1.1339±
±0.0462
1.2110±
±0.0590
1.2243±
±0.0410
1.3226±
±0.0381
2.0996±
±0.0692
2.1377±
±0.1019
2.2652±
±0.0633
230
Th
расп. в
мин. на г.
0.0691±
±0.0033
0.0771±
±0.0039
0.0809±
±0.0042
0.0879±
±0.0036
0.1517±
±0.0073
0.1667±
±0.0070
0.1803±
±0.0076
располагаются
232
Th
расп. в
мин. на г.
н.о.
н.о.
н.о.
н.о.
н.о.
н.о.
н.о.
по
230
Th/234U
234
0.0609±
±0.0038
0.0637±
±0.0045
0.0661±
±0.0041
0.0665±
±0.0033
0.0722±
±0.0042
0.0780±
±0.0049
0.0796±
±0.0040
U/238U
1.4227±
±0.0672
1.4116±
±0.0783
1.3853±
±0.0473
1.4058±
±0.0399
1.3670±
±0.0453
1.4302±
±0.0716
1.4237±
±0.0393
вертикальному
Абс.
возраст
тыс. лет.
6.8±0.4
7.1±0.5
7.4±0.5
7.4±0.4
8.1±0.5
8.8±0.6
9.0±0.5
профилю
в
соответствии со стратиграфической последовательностью. Если бы было
поступление урана (как более подверженного миграции элемента) в
травертины после их кристаллизации, то омоложение абсолютного возраста,
вероятно, коррелировало бы с увеличением содержания урана в образцах.
Однако уменьшение возраста от подошвы к кровле наоборот сопровождается
некоторым уменьшением удельной активности урана. Эти обстоятельства
предполагают выполнение второй предпосылки 230Th/U метода.
139
Полученные
результаты
свидетельствуют,
что
230
по
древнее
Th/U-датированию
озеро,
где
Пудостской
осуществлялась
залежи
генерация
травертинов, было спущено немногим позднее 6800 лет назад. Достаточно
точные датировки таких кратковременных событий многократно повышают
ценность
фундаментальных
исследований
по
геологической
истории
Балтийского региона и России (Никитин, Медведева, Максимов и др., 2011).
Необходимо отметить, что почвенный профиль на месте бывшего карьера
«Пудостские ломки» весьма слаборазвит. Это обстоятельство связано с тем,
что по счастливой случайности здесь никогда не проводились мероприятия,
связанные с земледелием. Следов распашки на уцелевших фрагментах кровли
Пудостской залежи не наблюдается. Ввиду того, что органическое вещество
почвы в зоне флюидной активности накапливает уран, как это отмечается
практически везде на Ижорском плато, а в точке отбора проб почвенного
покрова практически не было, результаты
230
Th/U-датирования получились не
искажёнными.
Зимой 2011 и летом 2012 года были отобраны образцы на изучение
изотопного
состава
Пудостской
залежи.
Исследования
проведены
в
Университете Невады (Лас-Вегас, США) Джонатаном Ллойдом Бейкером.
Результаты проведённых исследований (Табл. 2 и Рис. 37) хорошо
согласуются
с
рабочей
седиментологической
моделью
Пудостского
палеобассейна. Интенсивная работа организмов-фотоавтотрофов обусловила
«облегчённый» изотопный состав травертинов по углероду. Немаловажно
также и то обстоятельство, что изотопный состав раковин моллюсков оказался
ещё более лёгким, чем сами пудостские травертины.
140
Таблица 2.
Изотопный состав карбонатолитов Пудостской залежи (из верхней части разреза) по δ13C
V-PDB и δ18О V-PDB
Изотопный состав карбонатолитов Пудостской залежи
по δ13C V-PDB и δ18О V-PDB
№ образца
глубина
δ13C V-PDB
δ18О V-PDB
отбора от
(‰)
(‰)
кровли (см)
1.
4
-9,09
-12,12
2.
5
-8,78
-11,72
3.
10
-8,57
-11,94
4.
15
-8,46
-11,82
5.
20
-8,84
-11,66
6.
25
-8,96
-11,85
7.
30
-8,47
-12,25
8.
35
-8,40
-11,97
9.
40
-8,55
-11,83
10.
50
-9,15
-11,88
11.
60
-8,54
-12,18
12.
70
-9,09
-12,36
Изотопный состав раковин моллюсков Пудостской залежи
по δ13C V-PDB и δ18О V-PDB
№ образца
глубина
δ13C V-PDB
δ18О V-PDB
отбора от
(‰)
(‰)
кровли (см)
1М
4
-14,36
-11,58
2М
27
-12,78
-11,15
3М
62
-14,47
-11,75
Это объяснимо ещё одним, частным геохимическим барьером на уровне
трофических связей водной биоты. Для выделения мантией моллюска
раковины необходим карбонат кальция, который извлекается из пищи. В
большинстве своём, основным пищевым объектом гастропод, которые
доминируют в пудостском разрезе, являются зелёные водоросли, а также
некоторые высшие растения. У разных представителей Planorbidae меню
может существенно варьировать. Такие виды, как Anisus acronicus, обычно
«пасутся» на дне, среди детрита, другие же, такие, например, как Planorbis
141
planorbis, Anisus vortex и Anisus contortus предпочитают держаться в зарослях
растений. Lymnaeidae являются эврифагами, помимо растительной пищи, они
могут питаться трупами животных и каннибализм среди них – тоже не
редкость. Не исключено, что при более тонкой изотопной аналитике удастся
выявить все пути миграции углерода в субаквальных системах.
Рис. 34.
Выпиливание монолита пудостских травертинов для аналитических работ. Июнь, 2012.
Как показали результаты бурения в разных точках «Пудостских ломок»,
погребённых почв, так же как и прослоев торфа или иных макроостатков
органики в породах, подстилающих травертины, нет. Это существенно
минимизирует присутствие в родниковых водах почвенного или близкого по
δ13C углерода, во время генерации травертинов. Среднее значение δ13C для
пудостских травертинов ~ 8,7 ‰ V-PDB могло образоваться при малом
участии почвенного углерода, в результате деятельности фотоавтотрофных
сообществ при поступлении эндогенного CO2.
142
Рис. 35.
Подготовка монолита пудостских травертинов для аналитических работ. Июнь, 2012.
Рис. 36.
13
18
Отбор проб на δ C V-PDB и δ О V-PDB из монолита.
Пудость, июнь 2012.
143
Небольшие по мощности прослои торфа обнаружены только в северозападной периферической части залежи, где генерация пресноводной извести
некоторое
время
продолжалась
после
исчезновения
Пудостского
палеоводоёма. Родники в изобилии присутствуют в верховьях современной
Ижоры, но нигде в них не отмечено современного травертинообразования.
В настоящее время для объяснения природы соответствующих изотопных
дисперсий как правило привлекается модель пассивного смешения вещества
биогенного и абиогенного происхождения. На основании именно такой
модели чаще всего и трактуются соответствующие изотопные эффекты и даже
осуществляются
расчеты
пропорций
между
"смешивающимися"
субстанциями гипотетических источников углерода.
δ13C эндогенного
(мантийного) CO2, около –5‰ (Юдович, Кетрис, 2011). Исходные значения
δ13C в ордовикских карбонатных породах Балтийской куэсты близки к
средним значениям морских известняков, в интервале волховского –
кукрузеского горизонтов, участвующих в строении района Пудости, они
колеблются от -1 ‰ V-PDB до 1,5 ‰ V-PDB (Martma, 2005; 2006). Участие в
изотопном
фракционировании
углерода
из
существенно
различных
источников, таких, как глубинные водно-газовые смеси, коренные породы,
биота, населяющая субаквальную среду, и, наконец, атмосферный CO2,
приводит к тому результату, который мы наблюдаем во вторичных
карбонатолитах
Ижорского
плато.
минерализации
и
в
участии
При
этом
гидрогенно-инфильтрационной
процессе
автотрофов
изотопное
фракционирование углерода может достигать столь значительных масштабов,
что по этому показателю вторичные карбонаты могут сравниться с веществом
собственно биогенного происхождения (Юдович, Кетрис, 2011).
Характер полученных кривых по δ13C V-PDB и δ18О V-PDB соответствует
климатическому
тренду
первой
подтверждает ранее полученные
половины
230
голоцена
и,
тем
самым,
Th/U-даты формирования травертинов
Пудостской залежи (Рис. 37).
144
Рис.37.
Стратиграфическая колонка Пудостской травертиновой залежи и графическое изображение
её изотопного состава. Травертины подстилаются плейстоценовыми флювиогляциальными
отложениями, перекрывающими коренные ордовикские известняки. Вертикальные линии
отражают парные точки изотопных данных по δ18O и δ13C. Величины погрешностей
вычислены на основе стандартных отклонений в каждой изотопной паре из четырёх
различных проб отбора. В правой части колонки показаны ранее опубликованные
датировки, полученные 230Th/U (уран-ториевым) методом неравновесной (радиоизотопной)
геохронологии (Бейкер, Никитин, 2013; Baker, Lachniet, and Nikitin, 2013; с изменениями).
В процессе бурения на территории «Пудостских ломок» выяснилось, что
преобладающие мощности травертиновой залежи варьируют от 2,5 до 3,5
метров. Подошва тела травертинов имеет довольно сложную геометрию,
145
связанную, в том числе и с тем, что подстилающие породы представляют
собой флювиогляциальные отложения, представленные галечниками и
валунниками, их мощность также переменная и колеблется в пределах 3 – 5
метров.
Флювиогляциальные
отложения
фиксируются
и
на
дневной
поверхности, например на северо-западной окраине дер. Репузи (историческая
часть Пудости) или обнажены в неглубоких карьерах, как, например, на
северо-восточной окраине дер. Ивановка, на южном склоне долины р. Ижоры.
Они,
в
свою
очередь,
подстилаются
деформированными
доломитизированными известняками ухакуского и кукрузеского горизонтов
верхнего ордовика.
Состав флювиогляциальных отложений типичен для севера Ижорского плато:
преобладают
гальки
кристаллических
и
пород
валуны
ордовикских
Фенноскандии.
известняков,
Проведению
а
также
буровых
работ
предшествовала геофизическая разведка, выполненная с целью изучения
рельефа
подошвы
Пудостской
травертиновой
залежи
совместно
с
сотрудниками Горного Университета: профессором В.В. Глазуновым и
ассистентом И. Исмагиловым в июне 2012 года.
Результаты разведки не дали достоверного результата по мощностям
травертинов
ввиду
поглощения
сигналов
георадара
травертинами.
Водонасыщенность травертинов оказалась довольно высокой, кроме того, она
возрастает с глубиной. Верхняя часть толщи флювиогляциала функционирует,
как водоносный горизонт, к нему приурочены многочисленные родники,
например, вблизи моста через Ижору, на южной окраине деревни ПокизенПурская.
По нашему мнению, Пудостскую депрессию следует интерпретировать как
часть транстенсионной структуры, так как морфология правого склона
долины сегодняшней верхней Ижоры контролируется продольными сбросами,
хорошо выраженными в рельефе. То, что эти ступени не являются террасами,
а именно сбросами, выяснилось при закладке серии шурфов при поперечном
профилировании долины. Возможно, формирование залежи завершилось ещё
146
до окончания активной фазы неотектонических процессов, так как слои
травертинов деформированы на всём протяжении их распространения. В
свежих выработках отчётливо наблюдается падение обнажённой толщи (10°)
в направлении осевой части долины р. Ижоры. При этом выявленное падение
не является результатом оползневых явлений (Никитин, Медведева, 2011).
Участок «Глядино – Забородье» (5) выделяется среди многих на Ижорском
плато тем, что здесь доныне наблюдается активный травертиногенез. В
истоках реки Шингарки, начинающейся группой родников в деревнях
Глядино, Большое и Малое Забородье, на разных участках нескольких ручьёв
обнажаются раннеголоценовые залежи травертинов. В ручьевых руслах,
практически на всей, доступной для инсоляции поверхности, образуются
современные травертины. Особенно энергично сезонные биоморфные
карбонатные корки формируются в ручьях Ривкузи и Фабричном. В ручье
Егузи в настоящий момент травертинообразования не происходит, вероятно,
потому, что его воды загрязнены стоками из деревни Глядино.
видимости,
специфические
автотрофные
сообщества,
По всей
генерирующие
травертины, очень уязвимы. В руслах названных ручьёв обнажены древние
травертины, вероятно, близкие по возрасту к антелевским и антропшинским.
Толща этих древних травертинов обнажена на правом берегу ручья Ривкузи,
достигая 3 метров видимой мощности. Ещё около 3 метров обнажено под
водами искусственной выработки, ныне затопленной. Совокупная мощность
может достигать 7-8 метров, но вряд ли более, так как в 10 метрах от старых
выработок на дневной поверхности обнажены, подстилающие травертины,
моренные суглинки. Четвертичные отложения, в свою очередь, подстилаются
карбонатными
отложениями
ордовика
(в
своей
верхней
части
–
ласнамягиского горизонта).
Генерация травертинов в верховьях реки Шингарки начинается на некотором
удалении от воклюзов, обычно, в 200 – 300 метрах. Максимум этой генерации
приходится на отрезок течения ручья Ривкузи около 500 метров, около
дороги.
Аналогичный
участок
современного
травертинообразования
147
наблюдается на Фабричной речке. Хотя он несколько меньше по площади,
показательно то обстоятельство, что его расположение строго увязывается с
простиранием
выделенной
нами
зоны
разрывных
нарушений.
Столь
незначительные по площади пятна травертинопроявления свидетельствуют о
локальности активного восходящего потока трещинных и поровых вод,
содержащих значительную примесь газов, поступающих из плитного
комплекса. Именно в этом месте отмечаются наиболее экстремальные
значения (для всего Ижорского плато) по жесткости воды в ручье Ривкузи (26
dGH, при 16 dKH), при средних значениях pH  8,3 – 8,5 и при температурах
от +4°C до +11°C. Температура колеблется, безусловно, в зависимости от
близости воклюзов и в соответствии с сезонным ритмом. Суточные
температурные колебания даже в середине лета незначительны из-за
открытости системы и значительной скорости потока.
Значения δ13C VPDB современных травертинов ручья Ривкузи составляют -11
‰. Аналогичный показатель δ13C зафиксирован для среднеголоценовых
травертинов Антелево. Это значение заметно меньше, чем в травертинах
Пудости (-8,7 ‰), несмотря на то обстоятельство, что в обоих случаях здесь
имеется
единая
зона
травертиногенеза,
обусловленная
активностью
Ижорского разлома. Мы это связываем с различиями в режиме водоёмов и,
как следствие, с различным видовым составом водной биоты.
Генерация травертинов в верховьях Шингарки наблюдается в течение всего
фотоактивного периода, когда брио-альго-цианобактериальные сообщества
энергично развиваются. Как это уже отмечалось, период активного
функционирования сообществ, а значит и генерации травертинов, несколько
сдвинут по отношению к инсоляционному максимуму в июне. Практически
сразу после схода ледостава, в конце марта – начале апреля, начинается
образование
новых
сезонных
цианобактолитов,
генерируемых,
преимущественно, колониями Schizothrix calcicola (Рис. 38). В течение весны
и начала лета состав сезонных сообществ существенно усложняется, по
большей части – альгобиотой (Рис. 39).
148
Рис. 38.
Колония Schizothrix calcicola на опавшей ветке ольхи. Ручей Ривкузи. Апрель 2011.
Рис. 39.
149
Сообщество цианей и водорослей. Ручей Ривкузи. Июль 2011.
Начиная с конца мая – начала июня генерация травертинов ослабевает. Мы
это связываем с уменьшением уровня инсоляции в результате развития
листвы на деревьях, которая заметно экранирует участки дна ручьёв.
Сообщества мхов также являются субстратом и основой для генерации
травертинов.
В
зарубежной
литературе
выделяется
соответствующий
морфологический тип травертинов – «moss and hepatic tufas» (A. Pentecost,
1984). Вместе с тем, что морфология таких разновидностей травертинов
конфигуративно соответствует слоевищам мхов, следует отметить, что мхи
(печёночные, в том числе) в этих сообществах живут в симбиозе с теми же
цианеями и водорослями (Рис. 40).
Рис. 40.
Частично литифицированные слоевища мхов. Ручей Ривкузи, апрель 2011
В течение всего периода генерации травертинов в верховьях Шингарки
наблюдаются периодические изменения её скорости, вплоть до временного
прекращения
образования
кальцитовых
корок.
Вероятно,
это
может
150
объясняться периодическим поступлением CO2 в систему. Поп-маки,
выявленные в донных осадках Финского залива, фиксирующие прорывы
газофлюидов по линии простирания зоны разрывных нарушений – достаточно
достоверная иллюстрация периодичности этого процесса. Литологические и
гидрогеологические исследования, а также сезонный мониторинг побережья
Финского залива привели к обособлению зоны периодического выброса на
поверхность вещества газофлюидов. Помимо железистых источников с
бактериофлорой Thiobacillus ferrooxidans и связанных с ними локальных
участков гематитового оруденения, отмечались случаи массовой гибели рыб и
птиц.
Химический состав вод Ижорского плато хорошо изучен в скважинах, а также
в многочисленных родниках компанией Химбур. В своей основе это
гидрокарбонатные воды, с концентрацией Ca – до 1г/литр, Mg – до 260
мг/литр в различных сочетаниях. Кроме того, в подземных водах Ижорского
плато всегда присутствуют: Fe (до 1мг/литр) и Mn (до 150 мкг/литр), Cr (до
28,4 мкг/литр), Ni (до 0,044 г/л), Cu (до 195 мкг/литр), Zn (до 0,03 мкг/литр),
Ag (до 0,068 мг/литр ), галогены: F (до 0,63 мг/литр ), Cl (до 0,32 мг/литр), Br
(до 0,04 мг/литр) и I (до 0,16 мг/литр). По понятным причинам варьируют
количества соединений Al и SiO2. Кроме того в этих водах могут
присутствовать соединения фосфора и серы. Нередко обнаруживается азот:
обычно это нитраты, но иногда и свободный аммиак (NH3). Присутствие
гидразина (N2H4) и цианидов (CN) может истолковываться по-разному,
однако, гидразин в сочетании с аммиаком может свидетельствовать о
деятельности анаэробной биоты. Несколько удивляют довольно значительные
колебания (от одного водоносного горизонта к другому) концентрации
кислорода (до 10,2 мг/литр). Эти данные по разным водоносным горизонтам
специалисты компании «Химбур» получали в течение нескольких лет с
помощью полевой лаборатории «Hanna C-200».
Химизм Глядинских источников находится в процессе изучения, уже
появились достоверные свидетельства признаков флюидной активности
151
местного участка Ижорского разлома. В местной топонимике следует
отметить название одного из небольших водоёмов на холме, в 1 км к востоку
от ручья Ривкузи – «Ведьмино болото». Название обусловлено выделением и
самовозгоранием газообразного метана, замеченного местными жителями.
Водоём неглубок, не более 1,5 метров, находится практически на вершине
холма, на месте урочища Хабони.
Залежь травертинов «Глядино – Забородье» активно разрабатывалась в
течение
XVIII-XIX
веков.
Эта,
пожалуй,
наиболее
декоративная
разновидность травертинов использовалась преимущественно, для внешней
отделки павильонов, беседок, мостиков и прочих малых архитектурных форм.
Наиболее известные примеры применения в архитектуре шингаркинского
травертина: Отделка внешней колоннады Константиновского дворца (до
последней
реконструкции),
декоративные
мостики
в
Царском
Селе,
Павловске, Гатчине, Гостилицах; фонтаны и террасы в Петергофе, Летнем и
Ботаническом садах. Старожилы деревни Забородье ещё помнят мастеров,
которые некогда выпиливали блоки местных травертинов и отвозили их на
телегах на продажу. Промышленная выработка травертинов в верховьях реки
Шингарки прекратилась перед Великой Отечественной войной и более не
возобновлялась, за исключением эпизодических периодов добычи для
частных декоративных целей. Большая часть послевоенной нерегулируемой
выработки пришлась на 90-е годы ХХ века.
Участки распространения пресноводной извести: «Кипень» (11), «Малые
Горки» (14), и «Оржицы» (16) генетически связаны с травертиновыми
залежами «Пудость» и «Глядино – Забородье». Все они обнаруживают
характерную приуроченность к зоне разрывных нарушений, с азимутом
простирания 310º, описанной в главе 3.
Раннеголоценовая
генерация
травертинов
участка
«Ропша»
(20),
находящегося в четырёх километрах на север от зоны Ижорского разлома,
являлась результатом развития системы разрывных нарушений по северовосточному и меридиональному простираниям. По своей сути это не одна
152
большая залежь, а группа многочисленных точечных травертинопроявлений в
водотоках нынешних рукавов реки Стрелки. В XVIII веке река Стрелка была
зарегулирована системой плотин, и травертины теперь можно увидеть в
руслах ручьёв только в период осушения прудов Ропшинского парка.
Участок пресноводного карбонатонакопления «Кипень» (11) в настоящее
время большей частью находится под водами водохранилища, где продолжает
накапливаться пресноводная известь, но уже в виде гажи. Такая же ситуация
наблюдается сейчас в Дудергофском озере (9), также представляющим собой
водохранилище. На космических снимках отчётливо видны источники и даже
их русла в южной части озера. По всей видимости, в настоящее время условий
формирования травертинов в этих источниках нет. При этом многочисленные
фрагменты местных ранне-среднеголоценовых травертинов встречаются в
местных огородах, а также, в виде остатков декора беседок на Ореховой горе
и вблизи источника около станции «Можайское».
Участки распространения пресноводных карбонатолитов: «Вруда» (4),
«Кобрино» (12), «Малые Горки» (14) и «Нейма» (15) генетически
идентичны таким, как «Ропша» или «Глядино-Забородье». В топологии всех
подобных участков наблюдается приуроченность к зонам разрывных
нарушений
с
северо-западным
(310°
–
320°)
и
северо-восточным
простиранием (40° – 50°).
Участок распространения
травертинов «Велькота»
(3) топологически
приурочен к глинту, так же как «Ропша» или «Глядино-Забородье».
Велькотские травертины формируют несколько обособленных тел на
территории парка. Их фрагменты найдены также на месте бывшей усадьбы
Блоков. Эродированная кровля травертиновых тел обнажена в обрывах
паркового пруда, другие фиксируются в русле реки Велькота, вплоть до
участка склона в пределах глинта. Вблизи посёлка Котлы достаточно давно
известна антиклинальная структура, происхождение которой в последнее
время признаётся эндогенным. В целом, это куполовидная складка, которая
нарушена вторичными дизъюнктивами, некоторые из них имеют геометрию,
153
связанную с частными деформациями нижнепалеозойской осадочной толщи.
Другие разрывные структуры вполне сооветствуют геометрии местной
регматической сети. Находящийся в 5,5 км от пос. Котлы, участок
распространения голоценовых травертинов «Велькота» может обнаруживать
некоторую связь с Котловской структурой. Линейно вытянутая на северозапад, зона дробления ордовикской карбонатной толщи фиксируется в ряде
обнажений по берегам реки Велькоты и собственно, в родниках заказника
«Дубравы у деревни Велькота», где в раннем – среднем голоцене
осуществлялся травертиногенез. Эта же связь обнаруживается с участком
генерации травертинов «Кайболово» (10), который находится на левом
склоне долины р. Сума, в 2 км к северо-западу от дер. Кайболово. Здесь Сума
образует небольшую излучину в глубоком (до 35 м) каньоне, выработанном
рекой в породах нижнего палеозоя. Сами залежи травертинов образуют своего
рода карниз, находящийся в 6 метрах от уреза воды (на момент июля).
Гипсометрически, травертиновый карниз находится значительно ниже
карбонатной толщи ордовика, на уровне нижней части тискреской свиты
нижнего кембрия. Морфология травертинов «Кайболово» обусловлена
фотосинтетической активностью мхов, которые здесь доминируют в
автотрофных сооществах. Скорость литификации мхов незначительная
(отмечено по ежегодному мониторингу), на поверхности «травертинового
карниза» можно видеть годичные слоевища мхов, с весьма незначительной,
корковидной литификацией. Нарастание сезонных карбонатных корок, в виде
тонких, до 0,5 мм, ламин происходит на отвесных участков обнажённых
песчаников. Их появление также обусловлено автотрофной деятельностью,
но,
преимущественно,
прикреплённых
форм
диатомей,
зелёных
и
хризофитовых водорослей.
Неподалёку от деревни Ломаха (13) (Ломоносовский район) на кладбище
находятся могильные кресты, выполненные в XVII – XVIII веках из
травертинов,
морфологически
напоминающих
таковые
из
Кайболово.
Совместное нахождение травертиновых крестов с могильными плитами из
154
песчаников тосненской свиты (обнажающихся в глубоких речных каньонах
Ижорского плато) свидетельствует о том, что жители деревни явно
использовали тот местный материал, который был наиболее доступен в
добыче и обработке. Наиболее вероятно, что эти травертины добывались на
приглинтовом участке реки Ломашка.
Традиция изготовления каменных крестов широко распространена в Европе.
Наиболее часто можно видеть кресты, изготовленные из местных плитняков.
На Ижорском плато это, обычно, ордовикские известняки, поэтому находка
крестов из травертинов особенно любопытна. Эти находки также можно
использовать как в изотопных сравнительных исследованиях, так и в
наблюдениях за преобразованием травертинов в памятниках истории и
культуры.
Аналогичные травертиновые карнизы встречены во многих оврагах с ручьями
вблизи бровки глинта. На отрезке Котлы – Воронино они встречаются почти
повсеместно. Большая часть карнизов не уцелела ввиду денудации склонов
долин, а также искусственной выработки. Частично уцелевшие фрагменты
травертиновых карнизов сохранились в долине Копорки. Найдены они также
в русле Горбовицкого ручья (ур. Горбовицы, Ломоносовский р-н). Фрагменты
таких травертинов в русловом аллювии встречаются в приглинтовой полосе
почти повсеместно. Изучение этих оврагов привело к выводу, что
травертиновые карнизы формировались, по всей видимости, синхронно.
В этом и других отношениях эти участки формирования травертинов похожи
на описанную в одном источнике «туфовую арку», находящуюся на правом
склоне долины реки Тосна, близ деревни Графское (7), на территории
Саблинского учебного полигона СПбГУ (Натальин, 2005). Автор статьи
определяет возраст травертинов, как атлантический, на основании того, что
«арка» располагается в средней части склона: «Так когда же формировались
известковые туфы по берегам р. Тосны? Наиболее агрессивными грунтовые
воды могли быть во время атлантического климатического оптимума... Если
предположить, что возраст послеледникового каньона р. Тосны 10 тыс. лет,
155
то возраст основной массы туфов, располагающихся на середине склона
каньона можно определить как 5 тыс. лет.»
В этой же статье автор размышляет о невозможности получения адекватной
14
С-даты травертинов и природе травертинообразования, которое он связывает
с циркуляцией поверхностных вод, обогащённых почвенной CO2. Вопрос об
участии биоты в этом процессе он оставляет открытым (Натальин, 2005).
Расположение участка травертинопроявлений «Графское» на склоне долины
необязательно свидетельствует о приуроченности к урезу воды в реке в
период его формирования. Также не очевидно, что скорость вреза речного
русла на протяжении всего голоцена была одинаковой. Возраст этих
травертинов может быть и атлантическим, но скорее, более молодым. Ввиду
того, что скорость склоновых процессов на этом участке долины Тосны
весьма велика, такие поверхностные образования, как травертины, довольно
быстро подвергаются эрозии. Здесь следует засвидетельствовать, что
указанная «арка» вовсе не представляет собой целиком травертиновое
образование. На самом деле это глыба песчаников саблинской свиты с
травертиновой «коркой», что сразу открылось при отборе образца. Наши
наблюдения за формированием карбонатных ламин на склоне обнажения
«Графское» свидетельствуют об очень слабой генерации, но никак не об
отсутствии травертиногенеза, хотя, несомненно, что сейчас он значительно
менее интенсивен, чем в первой половине голоцена.
Ряд изученных нами зон генерации пресноводных карбонатолитов Ижорского
плато, обнаруживают в своём литологическом составе преимущественно
лимнические, нередко переходящие в гелосные (греч. «gelos» – заболоченный
луг) известковые алевро-пелиты (то есть, в той или иной степени
литифицированная гажа): «Донцо» (8), «Дудергофское озеро» (9), «Парица»
(17), «Порзолово» (18) и «Тяглино» (22). Значительные по мощности
отложения гажи – это единственное, что их объединяет. На самом деле,
генетически эти участки довольно разнообразны. К первому типу – настоящих
озёрно-болотных
отложений
следует
отнести
только
«Порзолово».
156
Порзоловское болото располагается у подножия глинта, в верховьях реки
Чёрная, к северу от деревень Большое и Малое Забородье. Эта озёрная
котловина в раннем голоцене аккумулировала в своих донных отложениях
алевро-пелитовую фракцию пресноводных карбонатных отложений, которая
выносилась в Порзоловскую котловину многочисленными ручьями с глинта,
среди которых наиболее известны Ривкузи, Егузи, Фабричная речка,
Леваловский и Вильповицкий ручьи. Первые три являются истоками
Шингарки, которая до начала XVIII века была притоком реки Чёрная.
Впоследствии русло Шингарки было зарегулировано при строительстве
гидросооружений
Петергофского
водовода.
Поэтому,
деградация,
выражавшаяся в осушении Порзоловского болота, произошла очень быстро.
Как
одно
из
крупнейших
месторождений
пресноводной
извести,
Порзоловское болото было отмечено при геологоразведочных работах Г.А.
Дымского. В своём строении осадочный комплекс Порзоловского болота
обнаруживает сезонную последовательность, связанную с преимущественно
весенним выносом карбонатным частиц. Такая же последовательность
описана Г.А. Дымским для спущенных прудов Гостилицкого парка, где
карбонатизированные прослои чередовались с органокластикой (Дымский,
1932).
Такие объекты, как «Донцо», «Парица» и «Тяглино» представляют собой
отложения систем мелководных, периодически пересыхающих озёр и
заболоченных лугов. Образование такого рода залежей связано с развитием
источников, которые образуют сезонные разливы, ввиду чего, уровень таких
водоёмов, где происходит накопление гажи, колеблется. Залежи гажи
«Донцо»,
вскрытые
«Кюрлевским
карьером»,
разрабатываются
промышленным способом с XIX века, а возможно и ранее. Отдельные
линзовидные тела гажи, иногда переслаиваемые маломощными прослоями
осокового торфа, достигают мощности около 3 метров. Они, в свою очередь,
подстилаются
плащевидной
мореной
или,
непосредственно,
верхнеордовикскими известняками.
157
Высокодебитные источники в окрестностях дер. Донцо дают начало реке
Оредеж – крупнейшему притоку р. Луга. Современной активной генерации
травертинов в руслах этих ручьёв нет, как не обнаружено и специфических
цианобактериальных матов, характерных для тех же верховьев р. Шингарки.
Однако это не исключает активного травертиногенеза в течение первой
половины голоцена, так как в самих источниках встречаются обломки
травертинов, морфологически напоминающие таковые из современных
верховьев р. Шингарки.
Такие
участки
распространения
пресноводных
карбонатолитов,
как
«Хюльгюзи» (23), представляют собой отложения в водоёмах, приуроченных
к крупным разрывным структурам. Уровень зеркала таких водоёмов
существенно зависит от баланса подземных вод. Так же, как и в случае с
объектом «Донцо», формирование структуры «Хюльгюзи» связано с
развитием
систем
трещин
северо-западного
простирания.
Разрывные
нарушения северо-восточного простирания характерны, например, для
котловины озера Орлинское, где также накапливается гажа. Сочетания
трещин северо-западного и северо-восточного простирания обнаруживются в
таких объектах, как котловина «Каськово – Анташи». Этот объект иногда
интерпретируется, как реликт древней отмершей долины р. Ижоры, но
отсутствие русловых образований в четвертичных осадках на пространстве
между названной структурой и истоками р. Ижоры опровергает эту гипотезу.
Не обнаружилась также непосредственная связь карстовых подземных
водотоков, питающих впадину «Каськово – Анташи» и верховьев рек Ижоры
и Стрелки, хотя в их питании могут участвовать те же водоносные горизонты.
Иногда
разрывные
структуры
обнаруживаются
при
формировании
водохранилищ, таких как около пос. Кипень или дер. Финско-Высоцкое,
простирания их береговых линий иллюстрируют характерную картину
дизъюнктивов Ижорского плато.
Во многих суходолах и курису северо-западного и северо-восточного
простираний Балтийской куэсты можно обнаружить признаки древнего
158
карбонатонакопления. При закладывании шурфов в суходолах окрестностей
деревень: Глядино, Волосово, Анташи, Новая Буря и других были
обнаружены
ритмичные
карбонатизированные,
аллювиальные,
отложения.
В
в
том
течение
числе
некоторого
вторично
времени
(преимущественно, раннего и среднего голоцена), здесь существовали
постоянные и временные водоёмы, в той или иной степени проточные.
Любопытно, что в местной ижорской фразеологии существует название для
таких «зияний», которые встречаются на полях, пастбищах и в лесах: так
называемые «прососки». Необычайно меткое народное название отражает
способ их появления в рельефе, когда часть грунта с весенними водами
просасывается вглубь трещин, которые представляют собой крупные разрывы
в
ордовикской
карбонатной
толще,
подвергшейся
тектонической
дезинтеграции. «Прососки» в лесах нередко производят впечатление
антропогенных выработок; в полях же, местные жители их заваливают
валунами, которых действительно очень много на Ижорских полях. Так
появляется объяснение необычному феномену, почему гряды валунов нередко
ориентированы так же, как генеральные направления трещин.
Описанная в литературе Колпанская залежь гажи (Бартош, 1976) выделяется
среди многих подобных тем обстоятельством, что находится в пределах
кольцевой структуры. Котловина Колпанского озера повторяет её очертания.
Генезис этой структуры до сих пор дискуссионен и требует доисследования.
Т.Д. Бартош, в своей монографии (1976) указывает на мощность донных
осадков до шести метров, из которых верхние четыре представляют собой
гажу. Похожая кольцевая структура заметна на космических снимках в зоне
линеамента «Кипень – Пудость». Это также котловина озера, называемого
Терволовским, почти круглых очертаний. Среди состава донных осадков
также присутствует гажа. Выяснить детали терволовского озёрного разреза
крайне любопытно, так как в посёлке Терволово, в траншее были найдены
деформированные
и
вторично
преобразованные известняки
ордовика,
находящиеся в зоне простирания Ижорского разлома.
159
Толща аллювиальных калькаренитов «Самсоновка» (21) была обнаружена на
участке русла реки Ижоры там, где она пересекает линию глинта (Рис. 41).
Как выяснилось впоследствии, калькарениты участвуют в строении первой
террасы долины Ижоры на отрезке, протяжённостью более 1 километра. На
левом берегу, близ урочища Самсоновка, мощность калькаренитов достигает
1,5 метра, которые образуют линзовидные тела с текстурами косой
слойчатости потокового типа. Русловой эрозией здесь выработан ряд
обнажений, где можно видеть в нижней части коренные породы палеозоя
(сиверская свита нижнего кембрия), перекрытые ранне-среднеголоценовым
аллювием, включающим пески и галечники из местного палеозойского
разреза и обломки кристаллических пород из плейстоценовых морен. При
исследовании материала калькаренитов выяснилось, что они представляют
собой
хорошо
отсортированные
частицы
травертинов,
перемещённые
паводками из участков верхнего течения Ижоры, то есть из мест коренного
залегания травертинов выше по реке Ижоре: Пудости, Антелево и
Антропшино.
Рис. 41.
Остатки древесины в нижнеголоценовых отложениях левого берега р. Ижоры.
Урочище Самсоновка, октябрь 2011.
160
В результате исследований залежей травертинов Ижорского плато в
сравнении с другими местными литологическими вариантами пресноводных
карбонатолитов (гажой и аллювиальными калькаренитами) можно заключить,
что их формирование обусловлено фотоавтотрофной деятельностью циано- и
альгобиоты, в составе сложноустроенных сообществ. Это подтверждается
биоморфными структурными особенностями травертинов и их изотопным
составом по δ13C и δ18О.
Эти сообщества могут формироваться только в зонах интенсивного притока
глубинного вещества по разрывным нарушениям. В том случае, когда по тем
или иным причинам этот транспорт прекращается, останавливается и
травертиногенез, что подтверждается совокупностью биостратиграфических
данных и
230
Th/U-датировок,
полученных по объектам «Антелево» и
«Пудость». Тем самым, формулируется третье защищаемое положение:
Хронология травертиногенеза Ижорского плато обусловлена степенью
интенсивности
флюидно-эманационной
разгрузки
недр
в
течение
голоцена.
161
Глава 5
Палеогеографическая и палеоэкологическая реконструкция условий
формирования пресноводных карбонатолитов Ижорского плато
Очаги
современного
травертинообразования
на
Ижорском
плато
локализуются в ограниченном ряде зон, соответствующих долгоживущим
разрывным нарушениям. В окрестностях деревень Глядино, Большое и Малое
Забородье находится один из таких очагов. Он до сих пор не официально
признан
ООПТ,
хотя
местной
администрацией
(Оржицкое
сельское
поселение) предпринимаются усилия по регулированию хозяйственной
деятельности на участке верховьев реки Шингарки. Залежи ранне- и
среднеголоценовых
травертинов,
являясь
естественными
маркерами
разрывных нарушений, фиксируют экологические обстановки прошлого.
Поэтому, при сравнении геоэкологических особенностей современного и
древнего травертиногенеза, появляется возможность обобщения условий
этого явления.
Бассейн
палео-Ижоры
по-видимому
начал
формироваться
в
начале
пребореальной стадии и некоторое время существовал как система проточных
озёр, особенно на территории сегодняшней верхней и средней Ижоры.
Наиболее ранние признаки начавшегося пресноводного карбонатогенеза
отмечены в раннебореальных озёрных отложениях, вскрытых под аллювием в
дер. Антелево. Эти озёрные отложения залегают непосредственно на
палеозойских
породах
раннеголоценовом
(средний
заложении
девон),
разрывных
что
свидетельствует
нарушений,
о
широко
характеризующих сегодня Ижорское плато.
Травертиногенез начался одновременно и повсеместно, где проявили себя
разрывы на территориях северо-запада Европы, где в коренном разрезе
присутствуют карбонатные породы. Это относится к ряду районов в южной
Швеции, восточной Финляндии, Карелии, Эстонии, Латвии, Ленинградской,
Псковской,
Новгородской
областей.
В
отечественной
геологической
162
литературе
распространена
точка
зрения,
что
континентальный
карбонатогенез регулировался изменениями климата. Так как предполагалось,
что засушливый и относительно прохладный климат бореальной стадии
голоцена
наиболее
соответствовал
обстановкам
накопления
залежей
пресноводной извести. Такое заключение основывалось преимущественно на
том, что палинологический возраст большей части изученных залежей в той
или иной степени покрывал диапазон первой половины голоцена, с
максимумом
в
бореале.
Кроме
того,
все
литологические
варианты
пресноводных карбонатолитов признавались хемогенными образованиями,
которые
образовывались,
благодаря
термическим
и,
как
следствие,
испарительным геохимическим барьерам.
В сущности, традиционно выделялись только два типа отложений:
«известковые туфы» и «гажа». Терминологическое разделение было довольно
условным,
так
как
основным
признаком
считалась
степень
сцементированности частиц. В таком случае «гажой» назывались также и все
рыхлые аллювиальные карбонатные осадки. Внимания структурным и
текстурным особенностям уделялось очень мало. Термин «травертин» в
отечественной
литературе,
посвящённой
пресноводным
известковым
отложениям, не употреблялся, так как был вне исторической традиции,
заложенной ещё С.С. Куторгой в середине XIX века. О биогенном механизме
формирования «известковых туфов» также не упоминалось, так как с конца
10-х годов ХХ века континентальные карбонатные образования не изучались
в этом контексте. В Западной Европе и США такие исследования
проводились, и с начала 90-х годов тезис о биогенном характере
формирования большинства вариантов пресноводных карбонатолитов стал
привычным обобщением (Gilbert, Goldie, Hodgson, Marker, Pentecost and
others, 2005; Sanders, Wertl, Rott, 2010; Folk, 1990; 1994).
Также, в отечественных литературных источниках нет прямых указаний на
количество
и
пропорциональное
соотношение
источников
углерода,
поступающего в химический состав пресноводных карбонатолитов, которые
163
по своему составу, как структурному, так и изотопному существенно
разнятся. Вероятно, по умолчанию предполагалось, что этот список
исчерпывался углеродом (в виде HCO3-) из растворённых коренных
карбонатных пород, атмосферным углеродом (в виде CO2) и органогенным
углеродом: метаболическим CO2, а также из органического вещества почв и
донных осадков. Об участии глубинного углерода ни в одном источнике не
упоминалось. Ясность была и остаётся только в отношении кальция, который,
конечно же, транспортировался в виде растворённых гидрокарбонатов из
коренных пород. Традиционно предполагалось, что кислые поверхностные
воды
проникают
на
значительную
глубину,
растворяют
там
часть
карбонатного вещества, участвуя, таким образом, в формировании карста.
Затем выходят на поверхность, обычно у подножия склонов или в понижениях
рельефа, где, собственно и формируют залежи при испарении и дегазации.
В отличие от травертинов, которые формируются в результате ассимиляции
CO2 фотоавтотрофами из природных растворов, образование залежей гажи
происходит другим образом. Так как гажа накапливается в стоячих водоёмах
(озёрах и болотах), то она всегда содержит то или иное количество
терригенной и органогенной примеси. Накопление частиц гажи обычно
происходит путём транспортировки пересыщенных гидрокарбонатами вод
источников
и
поверхностных
водотоков,
которые
всегда
содержат
посторонние примеси твёрдых частиц. Изотопный состав гажи по углероду
всегда тяжелее, чем у травертинов, что свидетельствует о большей роли
испарительного барьера. Однако, всё же, озёрный фитопланктон может
осуществлять
сезонный
изотопный
сдвиг
в
сторону
уменьшения
концентрации δ13C. В отношении гажи, тезис о роли участия климатических
изменений в скорости её накопления отчасти справедлив. Но неправомерно
смешивать эти два сильно различающихся по своему механизму образования
типа пресноводных карбонатолитов.
Как показали наши исследования, формирование травертинов зависит
исключительно
от
эффективности
функционирования
биоты.
При
164
ассимиляции
CO2
поверхности
и
в
фотоавтотрофами,
клеточных
кристаллизуется
CaCO3
жидкостях.
В
определённом
на
их
смысле
специфические сообщества, населяющие холодные воды ручьёв Ижорского
плато, можно назвать средообразующими, так как в местах их обитания, в
своеобразных
гидрохимических
условиях
формируются
уникальные
биоценозы. Эти циано-альгобактериальные маты создают своего рода
«оазисы», способные существовать только при дополнительном привносе в
среду соединений углерода, прежде всего CO2 и CH4. Таким образом, можно
говорить
о
зонах
функционирования
природных
CO2-генераторов,
поддерживающих существование таких эфемерных во времени сообществ.
Структурные особенности Ижорского плато, как и всего северо-запада России
изучались достаточно давно, однако до настоящего времени прямая связь
разрывных нарушений и залежей травертинов не усматривалась. Возможно,
причиной этого были как доминирующая хемогенная модель формирования
пресноводных карбонатолитов, так и то обстоятельство, что травертины
всегда рассматривались как просто сцементированный вариант тех же
карбонатных частиц. Изотопные соотношения углерода и кислорода в них
также не изучались. На геологических картах пресноводные карбонатолиты
значились в ранге «химических осадков» (Геологическая карта…, 1989).
На рис. 42 приведена наша интерпретация изотопных соотношений в
травертинах Пудости. Характер изотопного состава по δ18О V-PDB
свидетельствует о колебаниях в термическом режиме водоёма вблизи
значений -12,5 ‰ – -13,1 ‰, вплоть до уровня около 130 см от кровли разреза
(изотопная стадия I). Два минимума, на уровнях ~ 170-160 см (изотопная
стадия II) и 135-125 см (изотопная стадия III) от кровли разреза можно связать
соответственно с пребореальным (переяславским) и позднебореальным
похолоданиями. Средняя 230Th/U-дата (7,5 ± 0,4 тыс. лет), полученная нами на
отметке 1м от кровли разреза соответствует начальной фазе атлантической
стадии голоцена. Выше отметки в 125 см начинается устойчивый
положительный тренд, свидетельствующий о постепенном, с периодическими
165
колебаниями, потеплении. В этих колебаниях выделяются несколько событий,
также связанных с кратковременными похолоданиями (изотопная стадии IV).
Начиная с отметки около 50 см (230Th/U-дата соответствует 7,1 ± 0,5 тыс. лет)
происходит
резкое
потепление,
возможно,
соответствующее
началу
литориновой трансгрессии (изотопная стадия V).
Рис. 42.
Изотопные стадии по записям δ13C V-PDB и δ18О V-PDB
из разреза «Пудость».
166
Кривая, соответствующая δ13C V-PDB, имеет в своей нижней части значения,
возрастающие от -6,8 ‰ до -7,5 ‰. Мы полагаем, что в пребореале, начальной
фазе развития Пудостского палеоводоёма, органогенный углерод слабо
участвовал в первоначальных изотопных композициях, так как органическое
вещество в виде почв или обогащённых органикой донных осадков ещё
только начинало накапливаться. Поэтому изотопный состав по углероду
максимально соответствовал эндогенному СО2. Начиная с уровня ~ 125 см,
углеродная кривая выходит приблизительно на один уровень – около -9 ‰.
Вверх по разрезу, периодически и кратковременно это значение возвращается
к -8,2 – -8,5 ‰. Возможно, это связано с кратковременными похолоданиями,
во всяком случае, в средней части разреза, так как «утяжеление» по углероду
здесь связано с «облегчением» по кислороду. Такие похолодания, синхронные
уменьшению
интенсивности
фотосинтеза
могут
свидетельствовать
о
понижении уровня инсоляции, причины которого могут быть разнообразны. В
последнее время такие кратковременные похолодания связывают с крупными
вулканическими или даже импактными событиями. Такой изотопный эффект
может быть объяснён ещё одной причиной: большой массой выпавших
атмосферных осадков, в том числе снега и связанного с ним паводка. В любом
случае
здесь
просматриваются
некоторые
перспективы
исследования
Пудостской залежи на предмет тефростратиграфии.
Интересно событие, фиксируемое на уровне 30 см от кровли разреза
(изотопная стадия VI). «Утяжеление» по углероду здесь соответствует такому
же «утяжелению» по кислороду, то есть, согласно нашей модели,
кратковременное
резкое
потепление
сопровождалось
уменьшением
интенсивности фотосинтеза водной биоты. Наиболее вероятно, что здесь
фиксируется аномально жаркое лето, приведшее к угнетению автотрофных
сообществ,
существующих
при
низких
температурах,
обычно
не
превышающих 10-12º. Возможно, палеоводоём частично пересох, так как
этому событию предшествовал длительный период высоких температур.
167
Симптоматично, что в этой части разреза фиксируются наибольшие, по
сравнению с фоновыми, концентрации соединений железа, что выражается в
более интенсивной окраске. Отчасти это подтверждено в определении
магнитной восприимчивости разреза травертинов.
Затем в Пудостском палеоводоёме начался новый цикл похолодание –
потепление, менее контрастно сопровождаемый по углеродной кривой
(изотопная стадия VII). На этом этапе изотопная запись в разрезе обрывается,
но её впоследствии можно дополнить изучением изотопного состава
генетически близких объектов, таких как разрез голоценовых отложений
верховьев реки Шингарки, где травертинообразование наблюдается до
сегодняшнего дня. Аналогичным образом можно проинтерпретировать осадки
Порзоловского болота, формировавшися на протяжении практически всего
голоцена, за исключением последних 300 лет, когда на этой территории
началось строительство гидросооружений Петергофского водовода. Воды
реки Шингарки были отведены в искусственный канал и болото подверглось
осушению.
Из характера изотопных кривых следует ещё один важный вывод:
Похолодания, даже длительные, не приводили к уменьшению интенсивности
фотосинтеза, а значит, не приводили к ослаблению травертиногенеза. На его
скорость, в сущности, влиял преимущественно уровень инсоляции. Который,
помимо сезонных изменений, мог зависеть от случайных событий, в том
числе, глобального характера.
В результате исследований изотопного состава Пудостской залежи мы
получили достоверные данные о заметном участии в углеродных композициях
CO2 глубинного происхождения. Поэтому тезис о приуроченности залежей
травертинов
к
разрывным
структурам
получает
дополнительную
аргументацию. Углеродная кривая показывает степень интенсивности
фотосинтеза субаквальных биоценозов, а также косвенно указывает на долю
участия в изотопной композиции атмосферного, эндогенного и органогенного
углерода. Значение δ13C в нижней части разреза может свидетельствовать о
168
большей роли глубинного углерода, в связи с энергичным начальным
развитием системы дизъюнктивов.
На территории Южной Швеции известна система разрывных нарушений
Веттерн, в депрессионных частях которой находится множество озёр, в части
из которых в течение голоцена наблюдается осаждение карбонатных
отложений, преимущественно в виде гажи (Рис. 43). В качестве эталонного
объекта Даном Хаммарлундом и его коллегами выбрано озеро Игельшён, где
временной интервал охватывает весь голоцен и, поэтому, изотопный анализ
по δ18О V-PDB и δ13C V-PDB, а также информация о колебаниях уровня озёр и
флуктуациях ледников в Скандинавских горах даёт достаточно полную
картину о событиях в течение послеледниковья.
Рис. 43.
Изотопные записи δ18О V-PDB и δ13C V-PDB, полученные из отложений гажи (отбирались
частицы литифицированных харовых водорослей) озера Игельшён (Южная Швеция),
колебания уровня озера Бишён (в 300 км к югу от оз. Игельшён). Флуктуации ледников в
западной Норвегии, около 500 км к северо-западу от озера Игельшён (Hammarlund, 2002).
Карбонатные частицы в озёра Южной Швеции выносятся реками с
территории плато Смоланд, где в геологическом строении участвуют
169
карбонатные породы нижнего палеозоя. В литологическом отношении осадки
озера Игельшён представляют собой гажу, которая всегда тяжелее по
изотопному составу (это же относится и к Ижорскому плато). Здесь ведущим
фактором в изотопных соотношениях углерода и кислорода является
испарительный барьер.
Несмотря на последнее обстоятельство, общий характер кривых напоминает
изотопную картину из пудостского разреза. Особенно это относится к
выделенным
нами
изотопным
стадиям
I
и
II,
соответствующим
переяславскому и позднебореальному похолоданиям. Интенсивное таяние
ледников в Скандинавских горах, начавшееся около 6,5 тыс. лет назад
практически сразу отразилось на изотопном составе карбонатных осадков
озера Игельшён. Холодные талые воды «облегчили» как кислородный, так и
углеродный состав. Судя по графику, событие это было относительно
кратковременным. На Ижорском плато следствие этих событий произошло с
другим сценарием. Волна потепления резко «утяжелила» изотопный состав по
кислороду, тогда как автотрофная биота на событие практически не
отреагировала.
И в том и в другом случае, бассейны накопления карбонатных осадков
приурочены к дизъюнктивам, появившимся или омоложенным в начале
голоцена. Различие заключается в том, что в шведском озере осуществлялся
преимущественно поверхностный сток, тогда как на Ижорском плато
главенствующую роль выполняли подземные воды. Также как и на всём
пространстве северо-запада Европы, разрывные структуры Ижорского плато
послужили проводниками глубинного вещества, проникающего в трещинное
и поровое пространство петрокомплексов и поступающего в почвенные,
наземные и водные экосистемы. При распределении вещества между ними
появилась пространственная неоднородность его концентрации. Таким
образом, маркеры геодинамической активности обнаруживаются (помимо
литосферы) в разных средах, но более всего это отражается на почвах и
водных биогеоценозах.
170
Автотрофные сообщества, участвующие в образовании травертинов также
являются надёжными признаками долгоживущих дизъюнктивов, являющихся
проводниками
растворов,
обогащённых
веществом,
поступающем
из
фундамента. Глубинные углекислые воды, проникая через венд-палеозойские
породы, обогащаются кальцием и выходят на поверхность в виде
гидрокарбонатных
растворов.
Вертикальная
миграция
этих
растворов
провоцирует карстогенез, который на Ижорском плато выражен почти
исключительно вдоль систем разрывов.
Появление
карстовых
форм
началось
одновременно
с
подвижками
территории. В основной своей массе они неглубоки, так как мощность
коренных карбонатных пород здесь невелика. На севере плато себя проявила
так называемая «клавишная тектоника», выражающаяся в разновысотном
поднятии отдельных блоков. Границы блоков маркируются небольшими
реками: Сума, Систа, Ломашка, Копорка, Воронка, Рудица, Шингарка,
Стрелка и другими. В обнажениях палеозойских пород по бортам долин
некоторых из этих рек фиксируются гипсометрические несоответствия одних
и тех же стратиграфических границ коренного разреза. Так, например, в
долине Верхней Рудицы амплитуда вертикального смещения достигает 1,5
метров (поднят правый борт долины относительно левого), а в долине
Копорки (в районе крепости), величина смещения (судя по кровле копорской
свиты) достигает почти трёх метров. Такие крупные нарушения в разрезе
могут иметь выражение и в фундаменте, но пока надёжных сведений на этот
счёт пока не имеется. В любом случае, практически все долины водотоков
северной части Ижорского плато выработаны по дизъюнктивам. Часть таких
разрывов впоследствии были осушены и на их месте в настоящее время
существуют суходолы или курису.
Повсеместно в источниках на севере Ижорского плато отмечаются высокие
концентрации радона. В этом ключе обычно упоминаются так называемые
«радоновые озёра» в истоках реки Верхняя Рудица, на окраине деревни
Лопухинка. «Озёра» представляют собой запруженные в середине XIX века
171
участки русла. Традиционно, радононосность вод Лопухинки связывают с тем
обстоятельством, что один из водоносных горизонтов, питающий родники в
верховьях реки, располагается в кровле всё тех же «диктионемовых сланцев».
Тем не менее, радон обнаруживается в очень многих источниках, даже вне
зоны распространения копорской свиты, например, по южному берегу
Финского залива и на Карельском перешейке. На севере Ижорского плато
практически все родниковые воды, в большей или меньшей концентрации,
содержат радон. Тем самым, можно заключить, что специфические
сообщества фотоавтотрофов, участвующих в формировании травертинов,
изначально формировались в биологически агрессивной среде. Во флоре
диатомовых водорослей, живущих в родниках дер. Большое Забородье,
описаны тератоморфные изменения скелета. Среди ископаемых диатомей
подобные девиации отмечены в травертинах залежи «Антелево».
В
почве,
ввиду
высокой
концентрации
органогенного
углерода,
накапливаются уран и продукты его радиоактивного распада. На севере
Ижорского плато обычна ситуация, когда почвы развиваются на субстрате из
высокоуглеродистых сланцев копорской свиты. Здесь отмечаются пиковые
концентрации урана не только в самих сланцах или почве, но и в
растительности. Поэтому организация пастбищ на таких территориях
приводит к ещё большему разносу радиоактивного вещества. Особую
опасность представляют пожары. Несмотря на обычные здесь сырые леса
(ива, ольха, орешник), ежегодный выброс в атмосферу происходит во время
весенних палов, которые помимо негативного
влияния на местные
экосистемы, представляют угрозу для соседних территорий в зонах векторов
преобладающих ветров.
Динамику развития дизъюнктивов можно оценивать непосредственно, в
процессе геодезического мониторинга, а также, с помощью количественной
оценки глубинных эманаций. В их составе доминируют вода и соединения
углерода, помимо других веществ, часть из которых является продуктами
распада радиоактивных элементов. Поэтому в водах, циркулирующих в
172
глубоких водоносных горизонтах, всегда растворено то или иное количество
урана и его производных. Проблема радоноопасности давно и широко
обсуждается не только в научных кругах, так как она затрагивает многие
стороны деятельности человека.
Довольно остро эта проблема обозначена для Санкт-Петербурга и его
окрестностей. Помимо негативного влияния радона на жизнедеятельность
экосистем, в том числе антропогенных, существует ещё один вид рисков,
связанных с подвижностью земной коры. Жизнь любого мегаполиса связана
со
значительным
количеством
транспортных
магистралей,
включая
трубопроводы, линии электропередач и другие средства коммуникации.
Принципиальная вероятность аварий на линиях коммуникаций существует
хотя бы потому, что периодически появляются новые данные об эндогенной
активности, выражающейся в выбросах газофлюидов, наиболее отчётливо
выраженных в донных осадках Финского залива. Поля поп-маков маркируют
те же разрывные нарушения, которые фиксируются как аномалиями в рельефе
Ижорского плато, так и залежами травертинов. Разгрузка тектонических
напряжений обычно сопровождается сейсмическими толчками, которые
периодически фиксируются в регионе. В настоящее время сейсмические
события редки на указанной территории, но они не могут исключаться в
будущем. Одно из тревожных обстоятельств заключается в том, что такой
объект, как ЛАЭС, находится в зоне подобных разрывных нарушений.
Активно строящийся морской терминал в Косколово, близ Усть-Луги также
находится под угрозой аварий. Судя по накопленным на сегодняшним день
сведениям, наиболее энергичные движения, выразившиеся в формировании
(или реставрации) разрывных структур, происходили преимущественно в
первой половине голоцена. Прямо об этом свидетельствуют залежи
травертинов, время формирования которых преимущественно ограничено
именно этими хронологическими рамками. Начиная с атлантической стадии,
количество зон травертинообразования значительно сокращается, оставшиеся
локализовались вдоль долгоживущих разрывов. Это означает, что часть таких
173
зон находится в стадии остаточной геодинамической активности. Это может
свидетельствовать об уменьшении состояния напряженности земной коры,
однако пока недостаточно данных, говорящих о том, насколько эти процессы
цикличны.
В течение всего послеледниковья происходило поднятие Ижорского плато.
Наиболее интенсивно это поднятие себя проявляло в первой половине
голоцена. Продолжается оно и в течение исторического времени. Отчасти об
этом можно судить по довольно быстрому изменению ландшафтов.
Например, на Дудергофских высотах, за последние 100 лет, более чем вдвое
сократилось количество ельников и это не связано с вырубками. Нового
подроста практически нет из-за понижения уровня водоносных горизонтов.
На протяжении жизни одного поколения на Вороньей горе полностью исчезли
черничники. Характер преобразования ландшафтов прослеживается и в
голоценовых отложениях реки Ижоры. Наиболее древние отложения,
относящиеся к пребореальной стадии, вскрыты в течение полевых работ в
окрестностях деревни Антелево и обнажены в береговых образованиях в
урочище Самсоновка. Большая часть обнаруженных древесных остатков
относятся к ели, тогда как в настоящее время в бассейне Ижоры она нигде не
доминирует, за исключением отдельных массивов в верховьях. Объясняться
это может, в первую очередь, постепенным иссушением Ижорского плато,
вследствие его поднятия. Тем самым, близкие к поверхности водоносные
горизонты, в результате усилившейся трещиноватости, теряют свою
функцию. Непрерывным водоносным горизонтом на севере Ижорского плато
является, по всей видимости, ломоносовский, в отложениях нижнего кембрия.
Вышележащие
горизонты
обычно
имеют
локальное
распространение.
Особенно это относится к латорпскому горизонту, так как мощности
нижележащего водоупора (копорской свиты) заметно варьируют (от 10 см до
6 метров), кроме того, сами сланцы заметно трещиноваты, так же как и
остальная часть ордовикского разреза. Современное иссушение Ижорского
плато иногда объясняется большим количеством населённых пунктов, где из
174
многочисленных скважин выкачивается большой объём подземных вод. Этот
тезис представляется сомнительным, так как баланс подземных вод вряд ли
мог сильно измениться, тем более что понижение уровня воды в колодцах
отмечается с XIX века, когда скважинная добыча подземных вод не была
такой энергичной. Из-за почти повсеместного отсутствия канализации, за
исключением крупных населённых пунктов: Гатчины, Павловска, Пушкина,
Красного Села большая часть вод возвращается в подземные коллекторы.
Хотя, безусловно, некоторая часть выкачиваемой воды безвозвратно
расходуется на испарение.
Особенно
пристального
внимания
требует
очаг
современного
травертинообразования в верховьях реки Шингарки (в ручьях Ривкузи и
Фабричный) представляет собой реликтовую зону, наследующую процессы,
происходившие повсеместно на Ижорском плато в первой половине голоцена.
Здесь нами осуществляются исследования по химическому составу и
периодичности глубинных эманаций. Проводится ежемесячный мониторинг
состояния уникальных биогеоценозов, начиная с 2005 года. Мы считаем, что
этот участок нуждается в срочных природоохранных мероприятиях, чтобы
сохранить его как важнейший научный и учебный полигон для дальнейшей
работы.
175
Заключение
Травертины Ижорского плато географически и генетически связаны с зонами
интенсивного вертикального транспорта вещества, то есть, с дизъюнктивными
нарушениями
плитного
комплекса.
Эти
дизъюнктивы
выявляются
линеаментным анализом аэро-космоснимков и подтверждаются телами
пресноводных карбонатолитов, в том числе травертинов. Таким образом,
травертины являются природными маркерами разрывных структур.
Дизъюнктивы Ижорского плато представляют собой системы трещин,
разломы, сбросы, сдвиги, осложнённые системой сателлитных складок, в
своей совокупности нарушающие целостность пород платформенного чехла.
Механизм таких нарушений может быть связан как с изостатическими
движениями,
деформирующей
функции
плейстоценовых
ледниковых
покровов, так и с неотектоническими подвижками.
Формирование
большей
части
выявленных
травертиновых
залежей
ограничено в своём геологическом возрасте первой половиной голоцена. Это
связано с продолжительностью функционирования зон проницаемости в
разрывных структурах. На некоторых локальных участках Ижорского плато
генерация травертинов продолжается доныне.
Так
как
травертиногенез
всей
внеальпийской
Европы,
включая
её
арктическую часть (Кольский п-ов, Большеземельская тундра и т.д.),
преимущественно, осуществлялся синхронно в течение конца плейстоцена –
середины голоцена, можно сделать достаточно обоснованный вывод о
минимальном вкладе климатического фактора в это явление.
Практически все литологические варианты травертинов Ижорского плато и
соседних территорий Балтийской куэсты имеют отчётливые биоморфные
текстуры, обусловленные составом биоты. В источниковых и ручьевых
экосистемах обитают симбиотические сообщества, с доминирущим участием
цианобактерий, активно осаждающие карбонат кальция в виде кальцита.
176
Сообщества, представленные цианобактериальными и альгобактериальными
матами, живут в специфичной среде, при сезонно варьирующих температурах,
обычно от +4°C до +11°C, при pH  7,5 – 8,5; общей жесткости до 27° dGH,
карбонатная жёсткость при этом достигает 16° dKH. Их среда обитания,
помимо
привычных
растворённых
веществ,
обогащена
в
различных
концентрациях соединениями галогенов: фтора, хлора, брома и йода.
Присутствие в грунтовых водах и других природных растворах таких
соединений, как сероводород, аммиак и гидразин, свидетельствует о
метаболической активности анаэробной бактериобиоты в трещинном и
поровом пространстве коренных пород.
Циано- и альгобактериальные маты обитают в условиях вертикального
транспорта водно-газовых смесей, содержащих CO2, участвующего в
фотосинтезе автотрофов, входящих в состав субаквальных экосистем.
Генерация травертинов происходит в результате нарушения карбонатного
равновесия в природных растворах этих экосистем, выражающегося в
поглощении CO2 фотоавтотрофами. В процессе их фотосинтеза задействованы
молекулы CO2, атмосферного, биогенного и эндогенного происхождения.
Такие сообщества состоят из нескольких, трофически связанных между собой,
уровней.
Часть растворённого в водах источников эндогенного CO2 имеет уже
облегчённый изотопный состав по углероду. Это связано с многоступенчатым
процессом
биологического
метаногенерирующих
архей
фракционирования
и
тионовых
бактерий
углерода:
до
от
метанотрофов.
Финальная фаза фракционирования природного углерода происходит при
органическом фотосинтезе организмов, составляющих часть водной биоты.
Итоговая
концентрация
δ13C
оказывается
в
ижорских
травертинах
сравнительно низкой – от -7,0 – 9,0 ‰ V-PDB в Пудости до -11 ‰ V-PDB в
верховьях реки Шингарки.
Сезонные различия δ13C, обнаруженные в травертинах Пудости, не
превышают значений в 1 ‰ V-PDB, что свидетельствует о малой роли
177
фактора дегазации. Это означает, что сезонные колебания температур в
Пудостском палеоводоёме незначительно влияли на травертиногенез. В свою
очередь, это справедливо и для всего голоцена. Влияние дегазационного
фактора минимально и в точках современного травертиногенеза Ижорского
плато.
При прекращении функционирования зон проницаемости (разломов, трещин и
т.д.), как проводников газофлюидов, исчезает среда, пригодная для
жизнедеятельности циано- и альгобактериальных сообществ, которые
формируются в холодных источниковых водах. В результате наблюдается
преимущественно
поверхностный
снос
растворённых
карбонатов
в
естественные или искусственные котловины (например, карьеры), где
наблюдается медленное накопление гажи. Таков закономерный результат
эволюции зон пресноводного карбонатогенеза Ижорского плато в течение
голоцена.
178
Литература
Опубликованная:
1. Алабышев В.В. Зональность озерных отложений. "Изв. Сапропелевого
комитета", вып. 6. Л., 1932, стр. 1 – 44.
2. Андерсон Е.Б., Савоненков В.Г., Шаболев С.И. Перспективы создания
подземных могильников РАО в нижнекембрийских глинах Ленинградской
области. Труды Радиевого института им. В.Г. Хлопина, т. XL, 2006 г. Стр. 105
– 132.
3. Астахов В.И. Начала четвертичной геологии: Учеб. пособие. – СПб.: Изд-во
С.-Петерб. ун-та, 2008. – 224 с.
4. Афанасов М.Н. Неотектоника и голоценовые проявления золота,
самородной ртути и других эндогенных минералов в Ленинградской области
// Отечественная геология. 2011. № 2. С. 55-59.
5.
Афанасов
М.Н.,
Казак
А.П.
Проявление
тектоно-магматической
активизации на северо-западе Русской плиты и перспективы поисков
полезных ископаемых (Псковская, Ленинградская, Новгородская области).
Вестник СПбГУ. Сер. 7, 2009, вып. 4.
6. Афанасов М.Н., Казак А.П., Якобсон К.Э. Флюидолиты и полезные
ископаемые на Северо-Западе России. Поисково-прогнозные исследования на
основе детальной геолого-минералогического анализа. Lambert Academic
Pulishing, 2012, 105с.
7. Бартош Т.Д. Геология и ресурсы пресноводных известковых отложений
голоцена. Средняя полоса Европейской части СССР. Изд-во «Зинатне», Рига,
1976. 258 с.
8.
Бартош
Т.Д.
Голоценовые
пресноводные
известковые
отложения
Ленинградской области. Вопросы четвертичной геологии. Ред. И.Я. Даниланс.
Издательство академии наук Латвийской ССР. Рига, 1962. 206 с. Стр. 175 –
195.
179
9. Бартош Т.Д. О значении пресноводных известковых отложений для
выяснения стратиграфии голоцена. Известия академии наук Латвийской ССР
№9 (122). Рига, 1957 г. 176 с. Стр. 135 – 146.
10. Бартош Т.Д. О распространении залежей голоценовых пресноводных
известковых отложений в нечерноземной полосе Европейской части СССР.
Материалы по изучению пресноводных известковых отложений. Ред. С.
Бажанова. Т 2. Издательство академии наук Латвийской ССР. Рига, 1963 г. 160
с. Стр. 11 – 26.
11. Бартош Т.Д. О стратиграфической приуроченности и палеогеографических
условиях накопления голоценовых известковых отложений. Материалы по
изучению пресноводных известковых отложений. Ред. С. Бажанова. Т. 1.
Издательство академии наук Латвийской ССР. Рига, 1959 г. 124 с. Стр. 56 - 78.
12. Бартош Т.Д. Стратиграфия голоценовых известковых отложений
Европейской части СССР. В сб. Палинология в геологических исследованиях
Прибалтики. Ред. Н. Шаулина. Изд-во «Знание». Рига 1966 г.158 с. Стр. 83 –
101.
13. Бартош Т.Д. Стратиграфия голоценовых известковых отложений
нечерноземной полосы Европейской части СССР. Материалы по изучению
пресноводных
известковых
отложений.
Издательство
академии
наук
Латвийской ССР. Ред. С. Бажанова. Т 2. Рига, 1963 г. 160 с. Стр. 27-77.
14. Бартош Т.Д., Сталбова Э.Я. Ресурсы пресноводных известковых
отложений нечерноземной зоны Европейской части РСФСР. М., «Недра»
1983, 191 с.
15. Бейкер Дж. Л, Никитин М.Ю. К вопросу о возрасте Пудостской
травертиновой формации. В сб: VIII Всероссийское совещание по изучению
четвертичного периода: «Фундаментальные проблемы квартера, итоги
изучения и основные направления дальнейших исследований». Сб. статей (г.
Ростов-на-Дону, 10–15 июня 2013 г.). – Ростов н/Д: Издательство ЮНЦ РАН,
2013. – 764 с.
180
16. Вагнер Г.А. Научные методы датирования в геологии, археологии и
истории. М. Техносфера, 2006. – 576с.
17. Верзилин Н.Н., Севастьянов Д.В. Следы голоценовых землетрясений в
Приладожье // Докл. РАН. – 2001. Т.381. – №2.
18. Вопросы гидрогеологии Северо-запада СССР: (Сб. ст.) / Министерство
геологии РСФСР. – М.: Геол. фонд РСФСР, 1986. – 183с.: ил.
19. Галимов Э.М. Геохимия стабильных изотопов углерода. Недра, М., 1968.
268 с.
20. Гарбар Д.И., Головизнин С.А., Трофимов О.В. Геодинамика зоны
сочленения Балтийского щита и Русской платформы / Советская геология,
1992, № 7, с. 42-50.
21.
Геологическая
карта
СССР.
Масштаб
1:1000000
(новая
серия).
Объяснительная записка. Лист О-(35), 36 – Ленинград. – Л.: Мин-во геологии
СССР, ВСЕГЕИ, ПГО «Севзапгеология», 1989. – 212 с.
22. Геологический словарь: в 2-х томах. М.: Недра. Под редакцией К. Н.
Паффенгольца и др. 1978.
23. Геология и геоморфология Балтийского моря. Сводная объяснительная
записка к геологическим картам масштаба 1:500000. Л.: Недра, 1991. 420 с.
24. Геология Карелии. Отв. Ред. В.А. Соколов. Л.: Наука, 1987. 231 с.
25. Геология СССР. Том I. Ленинградская, Псковская и Новгородская области.
Геологическое описание. Северо-Западное территориальное ГУ. М.: Недра,
1971 г. – 504 с.
26. Геология СССР. Том XXVIII. Эстонская ССР. Геологическое описание и
полезные ископаемые. М.: Госгеотехиздат, 1960. – 512 с.
27. Грейсер Е.Л. О возможных источниках радона в подземных водах
Ленинградской области // Труды Гидрометеорологического института. Вып.
33. Л., 1969.
28. Грейсер Е.Л., Дашко Р.Э., Колтукова И.В., Малаховский Д.Б. Строение и
происхождение Дудергофских высот (в окрестностях Ленинграда). Известия
ВГО №2. 1980г. Стр. 138 – 146.
181
29.
Даниланс
И.Я.
О
влиянии
физико-географических
условий
на
пресноводное карбонатонакопление. Материалы по изучению пресноводных
известковых отложений. Ред. С. Бажанова. Т 2. Издательство академии наук
Латвийской ССР. Рига, 1963 г. 160 с. Стр. 5 – 9.
30. Даниланс И.Я. О терминологии и классификации послеледниковых
пресноводных
отложений
и
их
залежей.
Материалы
по
изучению
пресноводных известковых отложений. Ред. С. Бажанова. Т 1. Издательство
академии наук Латвийской ССР. Рига, 1959 г. 124 с. Стр. 5 – 23.
31. Даниланс И.Я. Условия голоценового пресноводного карбонатогенеза на
территории Латвии. Материалы по изучению пресноводных известковых
отложений. Ред. С. Бажанова. Т 1. Издательство академии наук Латвийской
ССР. Рига, 1959 г. 124 с. Стр. 41 – 56.
32. Даниловский И.В. История четвертичных моллюсков СССР и их значение
для стратиграфии четвертичных отложений. Информационный сборник № 47.
Палеонтология и стратиграфия. Л.: ВСЕГЕИ, 1961.
33. Даниловский И.В. Материалы по изучению четвертичных раковин из
слоев II террасы р. Ижоры. Изв. Геол. Ком. Т. XIV, вып.4. 1925.
34.
Даниловский
И.В.
Опорный
литолого-стратиграфический
разрез
отложений скандинавского оледенения Русской равнины и руководящие
четвертичные моллюски. Государственное научно-техническое издательство
литературы по геологии и охране недр. М.: 1955. 202с.
35. Даниловский И.В. Основные черты морфологии, происхождения и
возраста речных долин и их террас Северо-Западной области РСФСР. Тр. 2-й
международ. конф. ассоциации по изучению четвертичного периода Европы.
Вып.1. Л. – М., 1932.
36. Даниловский И.В. Руководящие четвертичные моллюски западной полосы
европейской части СССР. Советская геология № 5 – 6, 1940.
37. Даниловский И.В. Четвертичные моллюски из окрестностей деревень
Елагино и Забородье в районе Ропши. Изв. Геол. Ком., 1925 г., т. XLIV, № 9.
182
38. Дронов А.В. Колебания уровня моря в раннем ордовике и их отражение в
темпеститовых разрезах восточной части глинта // Бюл. МОИП. Отд. геол.
Нов. сер. Т.74, вып.4.- 1999.- С.39-47.
39. Дымский Г. А. Материалы к изучению месторождений известковых туфов
западной части приглинтовой полосы Ленинградского округа. // Материалы
по четвертичной геологии СССР, тр. Всесоюзного Геолого-Разведочного
Объединения НКТП СССР, 1932. Вып. 225, ч1. Стр. 24 – 45.
40.
Дымский
Г.
А.
Месторождения
портланд-цементного
сырья
и
гидравлических добавок Ленинградской области, Карелии и Мурмана. НКТП
СССР Тр. Всесоюзного Геолого-Разведочного Объединения. Ленинградский
Геолого-Разведочный Трест. Полезные ископаемые Ленинградской области и
Карелии. Выпуск 1. Ленинград. 1933, 56с., карта.
41. Еськов К.Ю. Удивительная палеонтология: история Земли и жизни на ней.
М.: Изд-во НЦ ЭНАС, 2007. – 312с.
42. Заварзин Г.А. Развитие микробных сообществ в истории Земли //
Проблемы доантропогенной эволюции биосферы. – М.: Наука, 1993. – С.
212—222
43. Захаров Ю.Д., Смышляева О.П., Попов А.М., Шигэта Я. Изотопный состав
позднемезозойских органогенных карбонатов Дальнего Востока (стабильные
изотопы кислорода и углерода, основные палеоклиматические события и их
глобальная корреляция). Владивосток: Дальнаука. 2006. 204 с.
44. Зубцов С.Е. Методы стратиграфических исследований (на примере
нижнепалоезойских отложений Саблинского учебного полигона). Учебное
пособие. СПб. 1995, 77 с.
45. Иванова И.К. О возрасте травертинов горы Машук и их соотношениях с
террасами Подкумка. Бюллетень комиссии по изучению четвертичного
периода. 1947, № 9, с. 36-47.
46. Изучение озёрно-болотных формаций в целях палеогеографических
реконструкций. Тез. докл. совещ. Лохусалу, 17 – 19 марта 1986. Н СССР. Ин-т
183
геологии Эст. геогр. О-во; Редкол., чл. – кор. А. Раукас (отв. ред.) и др. –
Таллин, 1986г. – 127. с., ил.
47. Информационный бюллетень ФГУНПП Севморгео. №11. Состояние
геологической среды прибрежно-шельфовой зоны Баренцева, Белого и
Балтийского морей. Санкт-Петербург, 2009.
48. Исаченков В.А. Происхождение рельефа поверхности дочетвертичных
пород северо-запада Русской равнины. Доледниковый рельеф северо-запада
Русской равнины. Л., изд. ГО СССР, 1982. С. 3-18.
49. Искюль Г.С., Никитин М.Ю., Медведева А.А., Мирошниченко П.О.,
Демидович М.Г. К вопросу о происхождении грядового рельефа Ижорского
плато. В сб. науч. тр. Геология, геоэкология, эволюционная география, СПб,
2011.
50. Кабаков Л. Г., Скопенко Н. Ф. Оценка геодинамического состояния
территории Ленинградской области. Геология и геофизика, 1992, № 10, с. 3235.
51. Карбонаты: Минералогия и химия: Пер с англ./ Под ред. Р.Дж. Ридера. –
М.: Мир, 1987. – 496с.: ил.
52. Квасов Д. Д. Позднечетвертичная история крупных озер и внутренних
морей Восточной Европы. – Л.: Наука, 1975.
53. Клейменова Г. И. Реконструкция палеогеографических обстановок в
голоцене на Северо Западе России. Вестник СПбГУ, 2000. Сер. 7. Вып. 4. (№
31). Стр. 48 – 59.
54. Клиге Р.К. Уровень океана в геологическом прошлом. – М.: Наука, 1980. –
112 с.
55. Климов B.B. Углекислота как субстрат и кофактор фотосинтеза. //
Соросовский образовательный журнал, № 4,1999, с. 23-27.
56. Колокольцев В. Г., Ауслендер В. Г., Ковалевская Е. О. Современное
образование известковых туфов в Ленинградской области. Сб.: Региональная
геология и металлогения. № 23. – СПб: ВСЕГЕИ, 2005.
184
57. Колокольцев В.Г., Никитин М.Ю., Ковалевская Е.О. Очаги современного
континентального карбонатонакопления в окрестностях Санкт-Петербурга. //
Осадочные бассейны, седиментационные и постседиментационные процессы
в геологической истории. Материалы VII Всероссийского литологического
совещания (Новосибирск, 28-31 октября 2013г.). – Новосибирск: ИНГГ СО
РАН, 2013, т. II, с. 31-34.
58. Колокольцев В.Г., Никитин М.Ю., Ковалевская Е.О. Современные
травертины в районе Санкт-Петербурга. // Журнал «Природа», №7, 2014, с.
17-29.
59. Короновский Н.В., Хаин В.Е., Ясаманов Н.А. Историческая геология.
Серия: Высшее профессиональное образование. – М. Академия, 2008. – 464с.
60. Кофман В.С. Ледниковые дислокации Ленинградской, Псковской и
Новгородской областей. Геология СССР. Т.1. Недра, 1971.
61. Кошкарова В.Л., Кошкаров А.Д. Региональные особенности изменения
ландшафтов и климата Севера Средней Сибири в голоцене. Геология и
геофизика №6, 2004: С: 717-729.
62. Крапивнер Р.Б. Бескорневые неотектонические структуры. –М.: Недра,
1986, 204 с.
63. Крапивнер Р.Б. Происхождение приповехностных деформационных
структур
областей
динамического
влияния
разломов.
–М.:
Наука.
Геотектоника. №3. 1992. С. 27-36.
64.
Крапивнер
Р.Б.,
Смирнов
И.И.
Надсдвиговая
приповерхностная
складчатость нагнетания на севере Западной Сибири. // Критерии прогноза
минерального сырья в приповерхностных образованиях севера Западной
Сибири и Урала. Тюмень, ЗапСибНИГНИ, 1989, с. 140-148.
65. Кузнецов В.Г. Эволюция карбонатонакопления в истории Земли. – М.:
ГЕОС. 2003. – 262с.
66. Кузнецов В.Г. Эволюция фанерозойского карбонатонакопления в связи с
эволюцией биоса. Геология и геофизика, Сиб. Отд. РАН, 2001, № 4, т. 42, с.
560-568
185
67. Кузнецов С.С., Селиванов Г.Д. Складчатость в нижнеордовикских слоях
окрестностей Ленинграда и ее происхождение. - Вестн. ЛГУ, №6. Геология,
география, 1968, вып. 1.
68. Левков Э.А. Гляциотектоника. Минск: Наука и техника, 1980. 280 с.
69. Майдль Т.В. Древние травертины на границе ордовика и силура:
литологическое свидетельство изотопного феномена. Вестник ИГ Коми НЦ
УрО РАН. 2006, №11.
70. Максимов Ф.Е., Кузнецов В.Ю. Новая версия 230Th/U датирования верхнеи среднеплейстоценовых отложений // Вестник СПБГУ. 2010. Сер.7. Вып.4.
С.94-107.
71. Малаховский Д.Б. О роли новейшей тектоники в рельефообразовании
ледниковых
районов
Северо-Запада
России.
Известия
Русского
географического общества, 2000, Т. 32, Вып. 1, с. 45-52.
72. Малаховский Д.Б. Проблемы генезиса и возраста рельефа Северо-Запада
Русской платформы. Геоморфология. №2. 1995. С. 44-53..
73. Марков К.К. Развитие рельефа северо-западной части Ленинградской
области. Выпуск 1. С 2 картами. Геологическое издательство главного
геолого-разведочного управления. Москва-1931-Ленинград. 256с.
74. Медведева А.А. Закономерности морфологии речных долин приглинтовой
полосы и их влияние на расположение памятников природы, истории и
культуры Ленинградской области. География и смежные науки. LXI
Герценовские чтения (Материалы межвузовской конференции). Факультет
географии РГПУ им. А.И. Герцена 24 – 25 апреля 2008г. СПб: Теса, 2008. Стр.
99 – 106.
75. Медведева А.А. Никитин М.Ю. Малакостратиграфический этюд на
голоценовую тему. В сб.: «Геология в школе и ВУЗе: геология и
цивилизация». (Материалы V международной конференции) под. ред. Е.М
Нестерова. СПб: «Эпиграф», 2007. Стр. 65-68.
76. Медведева А.А., Никитин М.Ю. Особенности строения голоценовых
отложений в долине реки Ижоры. I Международная научно-практическая
186
конференция молодых ученых и специалистов, посвященная памяти
академика А. П. Карпинского, 24–27 февраля 2009 г. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ,
2009. Стр. 58 – 61.
77. Медведева А.А., Никитин М.Ю., Субетто Д.А. Литологическая и
тафономическая сукцессия голоценовых отложений реки Ижоры. В сб.:
География: проблемы науки и образования. LXXII Герценовские чтения:
Материалы ежегодной Всероссийской научно-методической конференции (9 –
10 апреля 2009 г., Санкт-Петербург) / Отв. ред. В.П. Соломин, Д.А. Субетто,
Н.В. Ловелиус. В 2т. СПб: Астерион, 2009. Т I. Стр. 123 – 129.
78. Мельников Е.К., Мусийчук Ю.И., Потифоров А.И., Рудник В.А., Рымарев
В.И. Геопатогенные зоны – миф или реальность? СПб, 1993, 49 с.
79. Милановский Е. В. Очерк геологии Среднего и Нижнего Поволжья. – М.;
Л.: Гостоптехиздат, 1940. – 275 с.
80. Митюшева Т.П., Силаев В.И., Лаврушин В.Ю. Травертины как результат
современного минералообразования (на примере источников минеральных
вод
Пымвашор).
Минералогические
перспективы:
Материалы
Международного минералогического семинара. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ
УрО РАН, 2011. 372 с.
81. Можаев Б.Н. Новейшая тектоника Северо-Запада Русской равнины. Л.,
«Недра», 1973. 232с. (М-во геологии СССР. Объединение «Аэрогеология».
Лаб. аэрометодов).
82. Мянниль Р.П. 1963. / Männil, R. 1963a. Геология озерной извести в
Северной Эстонии. Материалы по изучению известковых отложений.
Зинатне, Рига, 111 – 120.
83. Мянниль Р.П. 1963. / Männil, R. 1963b. Залежи озерной извести на острове
Сааремаа, их малакофауна и возраст. Тр. Ин-та геол. АН ЭССР, 12, 145 – 161.
84. Мянниль Р.П. 1964. / Männil, R. 1964. Распространение и стратиграфия
озерных известковых отложений в Эстонии. Автореф. канд. дисс. Ин-т геол.
АН ЭССР, Таллин, 1 – 27.
187
85. Надсон Г.А. Микроорганизмы как геологические деятели. СПб. Тип-я П.
П. Сойкина, 1903. 98с.
86. Натальин Н.А. Атлантический климатический оптимум, известковые туфы
и образование р. Невы. «Геология и эволюционная география» / под ред. Е.М.
Нестерова - СПБ: Изд-во «Эпиграф», 2005. с. 63-67.
87.
Никитин
М.Ю.
О
генетической
приуроченности
месторождений
голоценовых пресноводных карбонатов к особенностям структурного плана
Ижорского плато. Известия Российского государственного педагогического
университета имени А.И. Герцена = Izvestia: Herzen University Journal of
Humanities & Sciences № 138: Научный журнал. СПб., 2011. – 208 с.
88. Никитин М.Ю. О природе Дудергофских дислокаций. «Отечественная
геоморфология: прошлое, настоящее, будущее». Материалы к XXX пленуму
геоморфологической
комиссии
РАН.
Санкт-Петербург,
СПбГУ, 15-20
сентября 2008 года. - СПб., 2008. С. 314 – 317.
89. Никитин М.Ю. Структурные дислокации и травертины Ижорского плато.
Позднеледниковый максимум в Валдайском регионе, СЗ России. Совещание и
экскурсия рабочей группы ИНКВА «Перибалтик» на СЗ России, Валдай, 13 –
17 сентября 2012. С. 69 – 89.
90. Никитин М.Ю., Бейкер Д.Л., Медведева А.А., Касимцева Н.В. Некоторые
результаты
Ленинградская
исследований
школа
Пудостской
литологии.
травертиновой
Материалы
формации.
Всероссийского
литологического совещания, посвящённого 100-летию со дня рождения Л.Б.
Рухина (Санкт-Петербург, 25-29 сентября 2012 г.). Том I. Санкт-Петербург:
СПбГУ, 2012. Стр. 224 – 226.
91. Никитин М.Ю., Кияшко П.В. О раннеголоценовой малакофауне из
пресноводных карбонатных образований среднего течения реки Ижоры. VI
международная конференция «Геология в школе и вузе»: геология и
цивилизация (30.06 – 6.06 2009 г) / под. ред. Е.М Нестерова. Том 1. СПб.: изд.
РГПУ им. А.И. Герцена 2009 г. – 344с.
188
92. Никитин М.Ю., Медведева А.А. Максимов Ф.Е Кузнецов В.Ю. Жеребцов
И.Е. Левченко С.Б. Баранова Н.Г. Генезис и геологический возраст
травертиноподобных карбонатов Пудостского массива. Научно-теоретический
журнал «Общество. Среда. Развитие». С-Пб., ЦНИТ «Астерион». 290 с. 2011.
93. Никитин М.Ю., Медведева А.А. О генетической приуроченности
пресноводного карбонатогенеза к системе дислокаций Ижорского плато на
примере Пудостского массива. В сб. науч. тр. Геология, геоэкология,
эволюционная география т. Х / Под. ред. Е.М. Нестерова. – СПб.: Изд-во
РГПУ им. А.И. Герцена, 2010. – 348 с.
94. Никитин М.Ю., Медведева А.А. О пресноводных травертиноподобных
карбонатах Ижорского плато как естественных маркерах структурных
дислокаций. Квартер во всем многообразии. Фундаментальные проблемы,
итоги
изучения и
основные направления
дальнейших исследований:
Материалы VII Всероссийского совещания по изучению четвертичного
периода (г. Апатиты, 12 – 17 сентября 2011 г.) В 2 т. / Рос. Акад. Наук, Отд.
наук о Земле, Комиссия по изуч. четвертич. периода, Геологический ин-т КНЦ
РАН; отв. Ред. О.П. Корсакова и В.В. Колька. – Апатиты; СПб, 2011. – Т 2 (Л
– Я). 352 с.
95.
Никитин
М.Ю.,
Медведева
А.А.
Особенности
стратиграфии
и
палеонтологии голоценовых отложений среднего Поижорья. В сб.: Геология,
геоэкология, эволюционная география / Под. ред. Е.М. Нестерова. – СПб: Издво «Эпиграф», 2008. С. 62 – 66.
96. Николаева С.Б. Складчатые деформации в позднеплйстоценовых
отложениях центральной части Кольского региона и их генезис. Квартер во
всем многообразии. Фундаментальные проблемы, итоги изучения и основные
направления дальнейших исследований: Материалы VII Всероссийского
совещания по изучению четвертичного периода (г. Апатиты, 12 – 17 сентября
2011 г.) В 2 т. / Рос. Акад. Наук, Отд. наук о Земле, Комиссия по изуч.
четвертич. периода, Геологический ин-т КНЦ РАН; отв. Ред. О.П. Корсакова и
В.В. Колька. – Апатиты; СПб, 2011. – Т 2 (Л – Я). 352 с.
189
97. Никонов А.А. Активные разломы в рыхлом покрове Северо-Запада
России. Фундаментальные проблемы квартера - итоги изучения и основные
направления дальнейших исследований. М. 2007. с. 301-304.
98. Никонов А.А. Голоценовые и современные движения земной коры. М.,
Наука, 1977. 240 с.
99. Никонов А.А., Сильдвээ Х.Х. Землетрясения в Эстонии и их
сейсмотектоническая позиция. Изв. АН Эстонской ССР / Геология, 1988. Т.
37, № 3, с. 127-142.
100. Одум Ю. М. Экология. В 2-х томах: Мир, 1986. Т.1- 328с.; Т.2 - 376с.
101. Определитель пресноводных беспозвоночных Европейской части СССР
(планктон
и
бентос).
Ред.
А.
А.
Кутикова,
Я.
И.
Старобогатов.
Гидрометеоиздат, 1977г. Ленинград.
102. Палеосейсмология / Коллектив авторов: под ред. Джеймса П. МакКалпина: в 2-х томах. Пер. с англ. И.А. Басов, И.Ю. Лободенко, А.Л. Стром;
предисл. К рус. Изд. И науч. ред. А.Л. Стром. – М.: Научный мир, 2011. –
560с.: ил.
103. Панова Е.Г., Казак А.П., Енгалычев С.Ю., Сапега В.Ф. Минеральные
индикаторы эндогенной активности в осадочном чехле северо-запада Русской
платформы. В сб: Минеральные индикаторы литогенеза: Материалы
российского совещания с международным участием (Сыктывкар, 14 – 17
марта 2011г.). Сыктывкар: Геопринт, 2011, 332 с, с. 242 – 244.
104. Платонов М.В., Тугарова М.А. Петрография обломочных и карбонатных
пород: Учебно-методич. пособие. - СПб., 2004. - 72 с.
105. Попов Л.Е., Хазанович К.К. Боpовко Н.Г. и др. Опорные разрезы и
стратиграфия кембро-ордовикской фосфоритоносной оболовой толщи на
северо-западе Русской платформы. Л.: Наука, 1989. 222 с.
106. Прокопьев А. В., Фридовский В. Ю., Гайдук В. В. Разломы (морфология,
геометрия и кинематика). Якутск: Изд-во ЯГУ, 2004. 148 с.
190
107.
Румянцева
М.В.,
Ольховая
Е.А.,
Никитин
М.Ю.
Голоценовые
пресноводные известковые отложения Ижорского плато (Ленинградская
область). В кн.: Экскурсии в геологию. СПб, 2005, с. 57-63.
108. Рундквист Д.В, Гатинский Ю.Г., Буш B.A., Кособоков В.Г. Территория
России в современной структуре Евразии: геодинамика и сейсмичность. //
электронный научно-информационный журнал «ВЕСТНИК ОГГГГН РАН».
2001. № 3(18).
109. Рычагов Г.И. Общая геоморфология. 3-е изд., перераб. и доп. – М.: Издво Моск. ун-та: Наука, 2006. – 416с.
110. Садыков С.А., Потапов С.С. Изотопный состав углерода в карбонатных
спелеотемах. ИГГ УрО РАН. «Литосфера», 2011, № 5, с. 102 – 110.
111. Светов А.П., Свириденко Л.П. Геодинамические обстановки при
формировании тектоно-магматического каркаса Фенноскандинавского щита //
Геодинамика, магматизм, седиментогенез и минерагения Северо-Запада
России. Петрозаводск: Институт геологии КарНЦ РАН, 2007. C. 348-352.
112.
Силаев
В.И.,
Хазов
А.Ф.
Изотопное
диспропорционирование
карбонатного углерода в процессах гипергенено-экзогенной перегруппировки
вещества земной коры. Сыктывкар: Геопринт, 2003. 41 с.
113. Сим Л.А. Некоторые особенности взаимосвязи неотектонических
движений Восточно-Европейской платформы с глобальным тектогенезом (на
основе изучения неотектонических напряжений) // Материалы тектонического
совещ. “Неотектоника и современная геодинамика континентов и океанов”.
М.: МГУ, 1996. С. 132–134.
114. Систематика и классификации осадочных пород и их аналогов / В.Н.
Шванов, В.Т. Фролов, Э.И. Сергеева и др. – СПб.: Недра, 1998. – 352 с.: ил.
115. Скопенко Н.Ф., Иванов А.И., Скороспелкин С.А., Корнилов М.Ф.,
Ткаченко В.И. Перспективы алмазоносности зоны сочленения Балтийского
щита и Русской плиты // Разведка и охрана недр. 1998. №7 – 8.
191
116. Скороспелкин С. А. Геотектоническое развитие и перспективы
алмазоносности Восточно-Европейской платформы / Геология и геофизика,
1992, № 10, с. 25 – 31.
117. Скублов Г.Т., Марин Ю.Б., Семиколенных В.М., Скублов С.Г., Тарасенко
Ю.Н. Волховиты – новый тип тектитоподобных стекол. Записки Российского
Минералогического общества, 2007, № 1, с. 50-68.
118. Скублов С.Г., Марин Ю.Б., Скублов Г.Т., Ванштейн Б.Г., Гембицкая
И.М., Ларин Н.В., Тарасенко Ю.Н. Волховиты, углеродистые флюидизиты,
газортутные и водородные аномалии – индикаторы глубинных зон
голоценовой дегазации Земли (на примере Киришской структуры). Дегазация
Земли - геодинамика, геофлюиды, нефть, газ и их парагенезис. Мат. Всерос.
конф. М. Геос. 2008. с. 459-462.
119. Спиридонов А.И. Геоморфология европейской части СССР. М.: Высшая
школа, 1978. 236 с.
120.
Старобогатов
Я.И.
Фауна
моллюсков
и
зоогеографическое
районирование континентальных водоемов Земного шара. – Л.: «Наука», 1970.
372 с.
121. Ступишин А. В. Карбонатный карст Среднего Поволжья // Карст в
карбонатных породах. – М., 1972. – С. 115 –121. – (Тр. /Моск. о-во
испытателей природы; Отд. геол.-геогр.; Секция геогр.; Т. 47)
122.
Сумарева
И.В.,
Ассиновская
Б.А.,
Бискэ
Ю.С.,
Шитов
М.В.
Позднеголоценовое Свирско-Оятское палеосейсмическое событие (юговосточное
Приладожье,
Ленинградская
область).
Квартер
во
всем
многообразии. Фундаментальные проблемы, итоги изучения и основные
направления дальнейших исследований: Материалы VII Всероссийского
совещания по изучению четвертичного периода (г. Апатиты, 12 – 17 сентября
2011 г.) В 2 т. / Рос. Акад. Наук, Отд. наук о Земле, Комиссия по изуч.
четвертич. периода, Геологический ин-т КНЦ РАН; отв. Ред. О.П. Корсакова и
В.В. Колька. – Апатиты; СПб, 2011. – Т 2 (Л – Я). 352 с.
192
123. Тетяев М.М. Формы структуры южной части Ленинградской области в
связи с её вероятной нефтеностностью. – Сов. Геология, 1941, № 1.
124. Труды Бюро исследований почвы горного инженера С.Г. Войслава 18881896. Издание Бюро исследований почвы. Санкт-Петербург, 1896. 114с.
125. Фасмер М. Этимологический словарь русского языка: В 4-х т.: Пер. с
нем. – 2-е изд., стереотип. – М.: Прогресс, 1986 – 1987.
126. Функционирование субарктической гидротермальной экосистемы в
зимний период. Под ред. К.Г. Боголицина, И.Н. Болотова. Екатеринбург: УрО
РАН, 2011. 252с.
127. Хотинский Н.А. Палеогеографические реконструкции для природной
среды голоцена (модель современного межледниковья) // Палеогеография
Европы в позднем плейстоцене. Атлас-монография. – М., 1973. – С. 232–241.
128. Хотинский Н.А. Палеоэкологическая реконструкция природной среды
голоцена (модель современного межледниковья) // Палеогеография Европы за
последние 100 тысяч лет. – М., 1982. – С. 123-127.
129. Чикишев А.Г. Карст Русской равнины. М., «Наука», 1978, 191с.
130. Экман И.М. Природные условия и накопление озёрного карбоната,
сапропеля и диатомита в северо-западной Карелии, соседних районах
Финляндии и Мурманской области. В сб.: Гажа нечернозёмной зоны СССР /
Межвузовский сборник научных трудов. Пермь, 1989, 179 с.
131. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Геохимические индикаторы литогенеза
(литологическая геохимия). – Сыктывкар: Геопринт, 2011. 742с.
132. Ядута В.А. Новейшая тектоника Санкт-Петербурга и Ленинградской
области. // Минерал, № 1 (05) 2006.
133. Яковлев С.А. Наносы и рельеф гор. Ленинграда и его окрестностей. Часть
1 и 2. Ленинград. 1926. 186 и 264с.
134. Япаскурт О.В. Литология: учебник для студ. высш. учеб. заведений. – М.:
Издательский центр «Академия», 2008. – 336 с.
193
135. Baker, J.L., Lachniet, M.S., and Nikitin, M. Yu., 2013, The occurrence of
calcareous tufa (meteogene travertine) on the Izhora Plateau, northwestern Russia:
Geological Society of America Abstracts with Programs, v. 45, no. 7, p. 818.
136. Dunham, R.J. Classification of carbonate rocks according to depositional
texture. Mem. Am. Assoc. Pet. Geol., 1. 1962, p. 108-121.
137. Flugel E. Microfacies of Carbonate Rocks. Analysis, Interpretation and
Application. Springer. Berlin - Heidelberg - New York. 2004, p. 976.
138. Folk R.L. "Interaction between bacteria, nanobacteria and mineralpre-cipitaton
in hot springs of central Italy"; Geo Phys Chanter 43, 1994, pp. 233-246.
139. Folk R.L. Bacteria and carbonate precipitation in sulfiirous hot spings. Vitebro
Lazio Italy (absf) Jn 13 th International Sedimentological Congress, Nottingham,
1990, pp. 172.
140. Folk, R.L. Practical petrographic classification of limestones. Bull. Am. Assoc.
Pet. Geol., 43. 1959, p. 1-38.
141. Ford T.D., Pedley H.M., 1996. A review of tufa and travertine deposits of the
world. Earth Science Reviews 41, p.p. 117–175.
142. Frank N., Braun M., Hambach U., Mangini A., Wagner G. Warm-period
growth of travertine during the last interglaciation in southern Germany, Quaternary
Research 54, 2000, p.p. 38-48.
143. Gerlach T.M., 1991, Present-day CO2 emissions from volcanoes: Transactions
of the American Geophysical Union (EOS), v. 72, p. 249, and 254-255.
144. Gilbert O.L., Goldie H., Hodgson D., Marker M., Pentecost A., Proctor M. &
Richardson D. The ecology of Cowside Beck, a tributary of the River Skirfare in the
Malham area of Yorkshire. Malham Tarn Field Centre. 2005. pp. 45.
145. Golubić S, Violante C, Plenković-Moraj A. and Grgasović T. Travertines and
calcareous tufa deposits: an insight into diagenesis. Geologia Croatica. Zagreb
2008. 61/2–3, pp. 363–378.
146. Gradziński, M., Jach, R. & Stworzewicz, E., 2001. Origin of calcite-cemented
Holocene slope breccias from the Długa Valley (the Western Tatra Mountains).
Annales Societatis Geologorum Poloniae, 71: 105-113.
194
147. Hammarlund D., Bjorck S., Buchardt B., Israelson C., Thomsen Ch. Rapid
hydrological changes during the Holocene revealed by stable isotope records
oflacustrine carbonates from Lake Igelsjon, southern Sweden. Quaternary Science
Reviews 22, 2002, p. 353–370.
148. Hyyppä E. On the Late-Quaternary history of the Baltic sea. Fennia, 89, N 1,
1963, p. 37 – 47.
149. Hyyppä E. The Late-Quaternary land uplift in the Baltic sphere and the
relation diagram of the raised and tilted shore levels. Ann. Acad. Scient. Fennicae,
ser. A III, N 90, 1966, p. 153 – 168.
150. Hyyppä E. Über die spätguartäre Entwicklung Nord-Finland mit Ergänzungen
zur Kenntnis des spätglazialen klimas. – Vorläufide Mitteilung. Compt. Rend. Soc.
Geolog. Finl., 9. Helsinki. 1936. S. 401 – 465.
151. Kele S., Vaselli O., Szabó Cs., Minissale A. Stable isotope geochemistry of
Pleistocene travertine from Budakalász (Buda Mts., Hungary). Acta Geologica
Hungarica Vol. 46:2; pp. 161-175. 2003
152. Koban Ch. G., Schweigert G.: Microbial origin of travertine fabrics - two
examples from Southern Germany (Pleistocene Stuttgart travertines and Miocene
Riedöschingen travertine). In: Facies 29 (1993), p. 251-264.
153. Kuznetsov V., Maksimov F., Nikitin M., Laukhin S., Dzieduszynska D.,
Petera-Zganiacz J. New possibilities for the
230
Th/U method in dating buries
travertine and wood. Proceeding of the Joint International Conference
«Geomorphology and Palaeogeography of Polar Regions», Leopoldina Symposium
and INQUA Peribaltic Working Group Workshop. Saint-Petersburg, SPbSU, 9-17
September, 2012, p. 437-439.
154. Martma T. 2005. Ordovician carbon isotopes. In Põldvere, A. (ed.),
Mehikoorma (421) drill core, Estonian Geological Sections 6: 25-27.
155. Martma T. 2006. Ordovician and lowermost Silurian carbon isotopes. In:
Põldvere, A. (Ed.). Kerguta (565) drill core. Estonian Geological Sections. Bull. 7.
Geol. Survey of Estonia, Tallinn, 14–15.
195
156. Nga Chang-Chai, Huangb Wen-Chin, Changc Chen-Chin, Tzenga Wen-Sheng,
Chena Tseng-Wei, Liua Yu-Shan, Shyua Yuan-Tay. Tufa microbial diversity
revealed by 16S rRNA cloning in Taroko National Park, Taiwan. Soil Biology &
Biochemistry 38, 2006. p.p. 342–348.
157. Ojala V.J., Kuivamäki A., Vuorela P. Postglacial deformation of bedrock in
Finland. Ydinjätteiden sijoitustutkimukset. YST-120. Nuclear Waste Disposal
Research. Espoo: Geological Survey of Finland; 2004: 1–23.
158. Özkul M., Varol B., Alçiçek M.C. Depositional Environments and Petrography
of Denizli Travertines. Bulletin of the mineral research and exploration of Turkey.
Foreign Edition. 2002. № 125, pp.13-29.
159. Pedley, M., Rogerson, M. and Middleton, R. (2008) Freshwater calcite
precipitates from in vitro mesocosm flume experiments: a case for biomediation of
tufas. Sedimentology, 56, Issue 2, 511–527.
160. Pentecost A. The Quaternary travertine deposits of Europe and Asia Minor.
Quat. Sci Rev. 14, 1996, pp. 1005-1028.
161. Pentecost A., Viles H. A Review and Reassessment of Travertine
Classification. Géographie physique et Quaternaire, vol. 48, №3, 1994, pp. 305-314.
Pentecost A., Zhaohui Z. A note on freshwater research in China, with some
observations on the algae from Doupe Pool, Guizhou Province. Freshwater Forum,
2001. №15, pp. 77-84.
162. Sanders D., Wertl W., Rott E., 2010, Spring-associated limestones of the
Eastern Alps: overview of facies, deposystems, minerals, and biota. Springer Link
Journal: Facies, vol. 57, №3, pp. 395-416, 2011.
163. Sant’Anna L.G., Riccomini C., Rodrigues-Francisco C., Sial A.N., Carvalho
M.D., Moura C.A.V. Department of Sedimentary and Environmental Geology,
Institute of Geosciences, University of Sa˜o Paulo, Journal of South American Earth
Sciences 18 (2004) p.p. 11–25.
164. Schmidt F. Einige Mitteilungen über die gegenwärtige Kenntnis der glazialen
und postglazialen Bildungen im silurischen Gebiet von Estland, Öesel und
Ingermanland. - Dtsch. geol. Ges., Bd. 36, 1884, №2.
196
165. Schmidt F. Excursion durch Estland. - Guide excurs. VII Congr. Geol. Int.
Spb., 1897.
166. Schmidt F. Untersuchungen über die Silurische Formation von Ehstland, NordLivland und Öesel. - Arc. f. d. Naturkunde Liv-, Ehsti- und Kurlands, Ser. I, 1858,
Bd. 2.
167. Smith, J. R., Giegengack, R., and Schwarcz, H. P. (2004). Constraints on
pluvial climates through stable-isotope analysis of fossil-spring tufas and associated
gastropods,
Kharga
Oasis,
Egypt.
Palaeogeography,
Palaeoclimatology,
Palaeoecology 206:157-175.
168. Srdoč D., Chafets H. and Utech N. Radiocarbon dating of travertine deposits,
Arbuckle Mountans, Oklahoma. // Radiocarbon, vol 31, № 3, 1989, pp. 619-626
169. Urey H.C. Oxygen isotopes in nature and in the laboratory. // Science. 1948.
V. 108. pp. 489–496.
Фондовая литература:
170. Ауслендер В.Г., Андреева Н.Г., Боровикова Н.А. и др. Отчет о
геологическом, гидрогеологическом и инженерно-геологическом доизучении
масштаба 1:50000 с общими поисками и геоэкологическим картированием
территории г. Санкт-Петербурга и его окрестностей. 1997.
171. Жамойда В.А., Спиридонов М.А., Рябчук Д.В. и др. Окончательный отчет
по
объекту
«Современная
оценка
ресурсного
потенциала,
контроль
геоэкологических опасностей и создание прогнозных моделей развития
геологической среды в Балтийском море и его береговой зоне». 2008.
197