отчёт по ФГП_2014

ские илы. С деятельностью человека связаны техногенные антропогенные образования

– отвалы, насыпи, ирригационные наносы, «культурные» слои населенных пунктов. Четвертичные отложения часто имеют смешанное или сложное происхождение.

Вчетвертичном периоде в общем сохраняются те же закономерности в размещении тектонических структур и очертания материков и морей, что и в позднем неогене.

Для четвертичного периода, помимо общего поднятия материков, различными геодезическими методами установлена и дифференцированность вертикальных движений отдельных районов суши. Это хорошо видно на карте современных тектонических движений территории СССР.

На развитие рельефа в четвертичном периоде существенное влияние оказали оледенения. В ледниковые эпохи тектонические колебательные процессы осложнялись другими явлениями.

Впределах развития древних оледенений (в особенности в области развития московского или валдайского оледенений) в основании ледниковой толщи часто встречаются гляциодислокации, затрагивающие кровлю доледниковых отложений (бульдозерный эффект и эффект выдавливания).

Среди четвертичных пород преобладают континентальные осадки, характеризующиеся большой пестротой состава и быстрой изменчивостью как по площади, так и по разрезу. Их мощность, как правило, невелика. Четвертичные отложения связаны с рельефом и слагают все его аккумулятивные формы. Изучают четвертичные отложения на практике преимущественно в долинах рек, непосредственные наблюдения производят в условиях свежей обнаженности, например в готовых искусственных выработках (карьеры, выемки у дорог и т. д.), или сопровождают расчистками. При описании четвертичных отложений прежде всего указывают элемент рельефа, к которому приурочен разрез, и его гипсометрическое положение. Делают это для того, чтобы в камеральных условиях можно было составить наиболее точный разрез, корреляция отложений в котором производится по высотным соотношениям и маркирующим горизонтам. Изучение вещественного состава четвертичных пород производят по приведенному выше плану с учетом характерных особенностей этих отложений. В районах развития древних оледенений устанавливают ледниковые и межледниковые толщи и их аналоги, во внеледниковых областях – морские и континентальные отложения (коры выветриваний, аллювиальные, озерные, лёссовые толщи и т. д.).

Изучение магматических пород имеет свои особенности. При изучении интрузивных комплексов прежде всего обращается внимание на характер залегания интрузивного тела, а также: а) отмечается форма и размеры тела (длина, ширина, высота и пр.), морфологический тип массива (шток, лакколит, дайка и т. д.); б) описываются отношение тела к структуре вмещающих пород, характер контактовой зоны (горячий, холодный), ее форма, положение по отношению к слоистой породе, изучается состав пород в толще, залегающей трансгрессивно на интрузивном теле; в) определяется геологический возраст интрузивного массива (по характеру соотношения с осадочной толщей); г) выясняется внутреннее строение пород; д) изучаются жильные и гидротермальные образования (определяется, связаны ли они с магматическим телом, с глубинным очагом, указываются мощность, форма, протяженность жил, их вещественный состав).

21

Вулканогенные толщи, залегающие аналогично осадочным образованиям, изучаются по приведенному выше плану, но при этом учитывается, что в вулканогенных породах изменения в составе по простиранию проявляются сильнее, чем в осадочных. В связи с этим нужно учащать точки наблюдения.

Замечено, что в основании вулканогенных пород обычно залегают туфобрекчии и лавы, выше они сменяются мелкообломочными и слоистыми туфами. Типичны случаи изменения вещественного состава. В пределах развития этих пород часто можно обнаружить дайки, силлы, лакколиты и малые интрузии.

Составление разрезов метаморфических пород обычно сопровождается расчленением пород на свиты и серии или литолого-петрографические комплексы (ортопороды, например амфиболиты, кристаллические сланцы и пр.). Внимательно изучаются процессы метаморфизма, тектоника и присутствующие здесь же магматические породы с целью выявления тектономагматических циклов.

Для прослеживания зон метаморфизма валено выделить породы, обладающие определенным парагенезисом минералов, проследить связи этих пород между собой по условиям залегания и возраста, изучить изменения минеральных ассоциаций по вертикали, проследить выделенные типы пород по простиранию. В остальном описание проводится по типовому плану.

1.2. Геологическая история района практики

1.2.1. Геологическая история

История докембрия, палеозоя и мезозоя

Докембрийская история насчитывает более 3 млрд лет и охватывает архейскую и протерозойскую эру. Горные породы докембрия магматического и метаморфического происхождения (граниты, гнейсы, сланцы, кварциты и амфиболиты) залегают в районе Твери на глубине 2-3 км. Из осадочных пород в верхних толщах докембрия залегают конгломераты, песчаники, кристаллические известняки и доломиты. Присутствие среди них многочисленных интрузивных магматических пород и лав свидетельствует о проявлении в архее и протерозое интенсивной магматической деятельности. Докембрийские породы, как правило, смяты в складки и разорваны трещинами. Как показали исследования в конце протерозоя на данной территории существовало верхнепротерозойское море.

Уже в палеозое заложились элементы, определившие геоморфологические мегаструктуры современной поверхности (Валдайский и Московский авлакогены, Московская синеклиза). В начале девона завершается позднекаледонская фаза каледонской складчатости, в конце позднего девона бретонской фазой начинается герцинская складчатость (Парфенова М.Д., 1992). В раннем девоне Во- сточно-Европейская платформа испытывала значительное поднятие, которое началось с конца силура. Приподнятые области докембрийской платформы являлись областями разрушения и сноса. Во второй половине раннего девона поднятие достигло максимума, о чем свидетельствуют континентальные отложения на месте бывшего морского бассейна. С конца раннего девона начинается новый

22

этап – постепенное погружение западных окраин платформы. В среднем девоне, в конце эйфельского века опускается восточная часть и расширяется трансгрессия, идущая с востока. В середине франского века трансгрессия достигает максимума. Погружения платформы сопровождается раскалыванием фундамента и появлением узких, протяженных разломов грабенообразных прогибов – авлакогенов (Валдайский и Московский), которые прогибались наиболее интенсивно. По глубинным разломам проникала основная магма. В конце девона платформа испытывает кратковременное поднятие.

Фации девона весьма разнообразны. Наиболее характерной является фация «Древнего красного песчаника», широко распространенная во всех странах Северного полушария. По Вальтеру (1982) это фация песчаных пустынь. Однако находки органических остатков в красном песчанике (панцирных рыб, брахиопод) заставляют считать эту фацию смешанной: лагунно-континентальной и ла- гунно-морской. В центральных частях континентов накапливались типичные, эоловые отложения, а на окраинах континентов господствовали условия лагунного режима, временами и мелководного моря.

Из беспозвоночных наиболее широкое развитие получили замковые брахиоподы (свыше 320 родов) и головоногие моллюски (гониатиды, климениды). Особенно разнообразны спиреферы и теребратуллиды. Появились первые продуктиды. Девонские брахиоподы отличаются богатством видов, быстрой изменчивостью, они явились важнейшей стратиграфической группой.

Продолжается развитие кораллов. Наиболее важными группами для стратиграфии девона являются аммоноидеи, брахиоподы, коралловые полипы, конодонты, тентакулиты.

Вкарбоне некоторые морские группы к началу карбона почти исчезли: граптолиты, трилобиты, вымерли гигантские раки, но бурное развитие получили фузулиниды, кораллы, морские лилии, гониатиты, двустворки, настроподы, мшанки, конодонты, много брахиопод и спирифериды.

Ввизейском веке и начале среднего карбона морской режим нарушался, о чем свидетельствует накопление угленосных отложений и отсутствие отложений башкирского яруса. Угленосная толща лежит с размывом на подстилающих отложениях и сложена косослоистыми песчаниками, глинистыми породами, линзовидными прослоями бурого угля. Фауна встречается редко, но много остатков растений.

Во второй половине визейского века платформа испытывала погружение, это приводит к расширению трансгрессии, идущей с востока. Накапливаются карбонатные осадки. Морской бассейн был мелководен, неустойчив, возникали острова, которые покрывались растительностью.

Враннем, среднем и позднем карбоне (С1, С2, С3) формируется толща известняков и доломитов. В основании толщи залегают пески и красноцветные глины.

Вверхах разреза появляются прослои гипса и ангидрита. Средний карбон зале-

23

гает с размывом и начинается с московского яруса. Трансгрессия шла с востока и в московском веке достигла максимума.

Следовательно, отложения карбона формировались на фоне общего опускания и прерывались двумя фазами недолгих поднятий (конец турне и конец серпуховского века).

Общее устойчивое поднятие началось в конце карбона и завершилось в юре, т. е. вся данная территория с юры представляла собой сушу, где значительного осадконакопление не происходило.

В течение всего мезозоя и особенно в конце палеогена территория испытала движения различной направленности (Мещеряков, 1972).

История кайнозоя

Вкайнозое вся район представляла собой сушу, занятую пластовыми равнинами.

Неоген. В начале неогена вся территория Европейской равнины представляла из себя единую зону смешанных хвойно-широколиственных лесов.

Миоцен. На водоразделе верхнего Дона и Волги, у г. Ардатов, в Дивевской палеодолине (В.Л. Яхимовичем и др. 1989) установлены аллювиально-озёрные отложения меотиса-понта, охарактеризованные пылецевыми спектрами и семенами растений, свидетельствующие о произрастании в этом районе хвойношироколиственных лесов, т. е. в меотисе-понте граница лесной и степной зоны

располагалась примерно на широте городов Тула – Пенза, в конце миоцена граница сдвинулась до 550 с. ш.

Плиоцен характеризуется еще более резкими сменами ландшафтноклиматических условий. Импульсы похолоданий становятся всё чаще и всё сильнее. Во время максимальной акчагыльчской трансгрессии по долине Волги фиксируются три климатических оптимума, разделенных фазами иссушения климата. В начале позднего акчагыда в климатический пессимум реконструируются ландшафты таёжного типа, состав которых был сходен с современным составом лесов на западном склоне среднего Урала. Именно к этому времени относятся деформации в грунтах, которые А.И. Москвитин диагностировал как мерзлотные. В конце периода климатические условия вновь улучшились.

Эоплейстоцен охватывает интервал времени около 1 млн лет (от 1,6 млн лет назад до примерно 0,7 млн лет назад), и в его пределах выделяют на Русской равнине снизу вверх пять климатостратиграфических горизонтов: домашкинский, бошерницкий, жеваховский, ногайский и морозовский (Стратиграфия

СССР. Четвертичная система, 1982). Установлено, что бошерницкий и ногайский горизонты соответствуют более тёплым климатическим условиям, остальные – относительно более холодным (Васильев, 1984; Величко, 1987; и др.).

Втёплые этапы на обширных пространствах Русской равнины были развиты ландшафты хвойно-широколиственных лесов (во многих местах с заметным участием субтропических элементов). В максимум похолоданий происходила

24

редукция лесной зоны – она представлена хвойно-мелколиственными (таёжными и подтаёжными) ассоциациями, резко возрастали площади сухих степей, возникали признаки перигляциальных условий. Для Скандинавии для этого времени реконструируются ледниковые покровы.

История плейстоцена

Последние 0,8-0,7 млн. лет отличаются особо резкими изменениями гидротермического режима и ландшафтов на Восточно-Европейской равнине.

Ранний плейстоцен. От 0,8-0,7 до 0,4 млн. лет и характеризуется очень резкими ландшафтно-климатическими изменениями при смене тёплых эпох холодными (ледниковыми) эпохами.

Михайловское (петровское) время. По данным спорово-пыльцевого анализа. Климат был близок к субтропическому (южнее 500 с. ш.). Последовавшее за ним первое плейстоценовое оледенение достигало широты южнее г. Твери, на Верхней Волге было развито берёзовое редколесье (Маудина и др., 1985).

Ильинское время. В Твери к нему относятся две межледниковые толщи, разделённые моренными отложениями (сетуньская морена). Морена прослеживается на 100 км южнее Москвы (выклинивается на широте около 540301). Возможно ильинскому горизонту соответствуют три тёплые и две холодные эпохи, одной из которых соответствует сетуньское оледенение (Величко и др., 1999).

Донское оледенение по современным данным было максимальным в плейстоцене и продвигался южнее 500 с. ш.

Мучкапское (беловежское, рославльское) межледниковье. Климатический оп-

тимум на широте Твери соответствует развитию елово-сосновых и берёзовых лесов с небольшим участием широколиственных пород – дуба, вяза, липы. Здесь выделяются два, а возможно, и три климатических оптимума, разделённых похолоданиями. Во время первого (глазовского) оптимума господствовали полидоминантные широколиственные леса, простиравшиеся к северу до 590 с. ш., встречаются теплоумеренные породы – орех, лапин, гикори. Во втором – конаховском оптиуме на Верхневолжье произрастают широколиственно-хвойные леса участием граба. В проблематичном третьем – галичском – оптимуме они сменились хвойно-широколиственными лесами с пихтой и грабом. В интервалах между оптимумами распространялись бореальные ландшафты с еловыми и ело- во-сосновыми лесами, местами заболоченными.

Окское оледенение по последним данным было значительно меньше донского (Шик, 1993), но полностью покрывало Верхневолжье.

Средний плейстоцен (0,4-0,13 млн лет назад) характеризуется весьма контрастными сменами холодных и тёплых эпох.

Лихвинское межледниковье. К югу от 620 с. ш. и до Твери были развиты формации олигодоминантных хвойных лесов с участием широколиственных пород (граба, липы, дуба, вяза). Из числа наиболее термофильных компонентов здесь отмечены дзелква, грецкий орех, бук (Гринчук, 1989).

25

Переход от лихвинского межледниковья к последующей холодной эпохе характеризовался неоднократными похолоданиями и потеплениями. Во время первого похолодания перигляциальная растительность еще не сформировалась; на спорово-пыльцевых диаграммах оно выражено преобладанием пыльцы берёзы, среди которой почти нет кустарниковых видов. Во время последующего кошинского интерстадиала на Верхней Волге растительность напоминала среднетаёжные леса Западной Сибири. Последующее похолодание привело к развитию редкостойных берёзовых лесов с большими участками кустарниковых видов, а наступивший затем марьинский интерстадиал – к новому расселению смешанных хвойно-мелколиственных лесов. В разрезах Селижаровского района у деревень Булатово и Тяглицы выше лихвинских отложений залегает мощная (до 20 м) толща озёрных отложений с перигляциальными палеоспектрами, в которой представлены как криогигратическая, так и криоксератическая стадии послелихвинской холодной эпохи (Зеликсон, 1985). Если в это время и существовало оледенение, то оно не достигало центральных районов Восточно-Европейской равнины.

Лихвинская свита (подъярус). Эту свиту выделяют в геологическом строении Твери. В этой свите выделяют 4 толщи.

Днепровское оледенение было максимальным в среднем плейстоцене. Нижняя толща Мигаловского обнажения соответствует морене днепровского оледенения – коричневые тяжёлые валунные суглинки видимой мощность 3 м. И в дальнейшем, по мере сокращения площади покровного оледенения, несмотря на краткие периоды смягчения климата (в частности, в подстилающих микулинские образования озёрных отложениях фиксируется позднеднепровский, лоевский, межстадиал с широким развитием сосново-еловых лесов (Величкевич, 1990), в целом господствовали суровые условия.

Микулинское межледниковье представлено отложения аллювиальных песков различного механического состава от мелких до гравелистых мощность 2-3 м в Мигаловском обнажении.

Существует представление о двух или даже трёх (включая московскую) стадиях этого оледенения (Гожик, Чугунный, 1981; Грибченко, 1994; и др.). В обнажении Мигалово наблюдается верхняя толща (9-10 м) тяжёлых рыжеватокоричневых валунных суглинков московского оледенения. Имеющиеся данные позволяют говорить о том, что ледник надвигался на территорию, уже скованную многолетней мерзлотой, с участками развития повторно-жильных льдов и полигонального рельефа (Нечаев, 1996).

Поздний плейстоцен. В микулинское межледниковье северная граница рас-

пространения широколиственных лесов была существенно сдвинута на север, в таких лесах большое значение имели породы – граб, дуб скальный, липа широколиственная.

Валдайское оледенение. Ранневалдайское оледенение согласно последним данным не выходило за пределы Балтийского щита, а в приледниковых районах

26

ему соответствует курголовское похолодание (Развитие ландшафтов…, 1993). Палеоботанические данные по разрезу Микулино показывают, что вовремя этого похолодания в условиях холодного и сравнительно влажного климата существовала северотаёжная растительность. Сходные в целом палеоботанические данные по другим разрезам центральной части Восточно-Европейской равнины (Заррина и др., 1989; Путеводитель…, 1981) также свидетельствуют о распространении берёзовых и сосновых лесов, чередовавшихся с травянистыми формациями, близкими к луговым степям.

Средний валдай в на территории Твери фиксируются неоднократные похолодания и потепления, но только в ранге стадиалов и межстадиалов, т. е. климата характерного для холодной (ледниковой) эпохи. Во время похолоданий здесь преобладали ландшафты перигляциальных лесостепей и лесотундры, во время смягчения климата – ландшафты тёмнохвойной северной и средней тайги. По данным ряда исследователей (Заррина и др., 1989; Палеогеографическая основа…, 1994), здесь прослеживается до 5 потеплений межстадиального характера с растительностью таёжного типа, разделенных похолоданиями с перигляциальной тундровой и лесотундровой растительностью (вторая зандровая терраса)

Поздневалдайское оледенение (24-10,3 тыс. лет назад). Север равнины вблизи края ледника был занят перигляциальной лесостепью с значительным участием тундровых элементов, отдельные участки были заняты разреженными сосновыми борами с примесью берёзы. В долине Волги отложения валдайских водно-ледниковых песков на второй террасе, эоловые пески в долине р. Волги).

Позднеледниковье и голоцен. Во многих районах Северной Евразии на протяжении этого этапа (Величко и др., 1999) наблюдаются следующие экстремумы потеплений: около 12700, 11700, 11400, 9990, 9700, 8900, 8500, 8300, 7800, 7500, 7100, 6700, 6000, 5000, 4700, 3900, 3500, 3300, 2800, 2300, 2000, 1600, 1300, 1000,

600, 300, 150 лет назад. Основные экстремумы похолоданий были примерно

11900, 11600, 10500, 9800, 9600, 8700, 8400, 8200, 7700, 6900, 6400, 5800, 5200, 4900, 4500, 3700, 3400, 3200, 2500, 2200, 1900, 1700, 1500, 1200, 700, 500, 200,

100 лет назад. Амплитуда изменения климатических характеристик была больше в северных районах. В позднеледниковье большую климатообразующую роль играло деградирующее скандинавское оледенение и глубокий азиатский антициклон, а в голоцене – Северо-Атлантическое течение.

1.3.Тектоническое и геологическое строение района практики

1.3.1.Тектоническое строение

Втектоническом плане район занимает древнюю (докембрийскую) платформу, сложенную осадочным чехлом фанерозоя (Величко и др., 1999).

Территория Твери расположена в центральной части Московской синеклизы (одной из крупнейших отрицательных структур Русской докембрийской плат-

27

формы), состоящей из двух ярусов, первым из которых является кристаллический фундамент, вторым – мощный чехол слабодислоцированных осадочных пород.

1.3.2. Геологическое строение

Фундамент Русской платформы сложен архейскими, нижнее- и среднепротерозойскими кристаллическими магматическими и метаморфическими породами. По данным (Логунов Н.С. и др., 1983) глубокого бурения (до отметки 1200,15 м) на глубине 1000-1200 м от поверхности вскрываются породы верхнего протерозоя (PR3) терминального рифея (PR3 Pt) валдайской серии (vd) поваровской подсерии (pv) представленные повсеместно на территории Тверской области аргиллитами, аргиллитоподобными глинами, переслаивающиеся алевролитами, глинами и песчаниками мощностью 100-800 м.

Выше лежит кембрийская система (Т) представленная нижним отделом (T1) балтийской серией (T1 b) сложенная песчаниками, аргиллитоподобными глинами, глинами с прослоями песчаников мощностью 34-83 м. Средне-верхний отдел (T2-3) представлен ижорской свитой (T2-3 iz) сложенной песками, в основании алевритами мощностью 14,7-52,5 м.

Ордовикская система (О) представлена нижним отделом (О1) тремадокским ярусом (O1t) пакерортским горизонтом (pk) кувшиновской толщей (kv) сложеной аргиллитоподобными глинами песками мощностью от 7 до 36 м; оболовской толщей (ob) сложенной песками, алевролитами, песчаниками мощностью 40-74 м; диктианемовой толщей (dk) состоящей из алевролитов, песчаников, углистых глин на скважине «Селигер» мощностью 8,85 м в ю-в направлении выклинивающейся; онтикским надгоризонтом (on) волховским и кундинским горизонтом (v1+kd) сложенный аргиллитоподобными глинами, мергелями, известняками мощностью 30-45 м. Средний отдел (О2) представлен пуртским надгоризонтом

(p) таллинским и кукерским горизонтами (tl+kk) состоящим из глинистых и доломитизированных мергелей, известняков мощность 60-70 м (табл. 1.3.1).

Средний девон. Максимальная мощность девона до 500-800 м. В основании этой толщи встречены разнозернистые кварцевые пески и песчаники, чередующиеся друг с другом. Из среднедевонских пород значительный интерес представляет сульфатно-карбонатный комплекс. Накопление пород происходило в прибрежно-лагунных условиях осолонённых бассейнов при интенсивном испарении, о чем свидетельствуют наличие гипса, барита.

Отложения среднего и верхнего девона – залегают с морской фауной иглокожих, брахиопод, двустворок, гастропод, остракод, мшанок, реже кораллов.

В Московской синеклизе нижние слои среднего девона (D2) представлены живетским ярусом (gv) пярнуским горизонтом (pr) ряжской толщей (rz) представленной повсеместно песками, песчаниками с подчинёнными прослоями алевролитов и глин, встречаются прослои мергелей и песчаников; наровским го-

28

ризонтом (nr) морсовско-мосоловской толщей (mr+ms) состоящей из мергеля, доломитов, ангидрита с прослоями гипса, глин, в верхней части песчаники, алевролиты и аргиллитоподобные глины мощностью до 100 м; черноярской толщей (ch) сложенной песками, песчаниками, глинами мощностью 18-35 м; старооскольским горизонтом (st) сложенного песками с прослоями алевролитов, песчаников, глин мощностью 100-120 м.

Верхний девон. На песчано-глинистых отложениях среднего девона залегают сравнительно однообразные толщи горных пород, среди которых преобладают известняки, мергели. Выше залегают зелёновато-серые и зелёноватые доломиты, мергели и доломитизированные известняки, мергели с обильной фауной кораллов.

Выше залегают карбонатные, карбонатно-глинистые и сульфатные горные породы с органическими остатками (данково-лебедянские слои).

Верхний отдел (D3) представлен франским ярусом (fr) нижнефранским подьярусом (fк1) пашийским и киновским горизонтами (p+kn) нижнещигровской подсвитой (sc1) состоящих из песков с прослоями песчаников, в кровле аргиллитоподобных глин мощностью 110-120 м; саргаевским горизонтом (cr) вергнещигровской подсвитой (scr2) в основании представленной мергелями, известняками, с прослоями глин, выше залегают известняки с прослоями мергелей мощностью 55-65 м; семилукским горизонтом (sm) сложенным глинами с прослоями известняка и мергеля мощностью 67,5 м; верхнефранским подъярусом (fr2) бурегским горизонтом (br) петинской свитой (pt) в нижней части состоящей из известняков, выше залегают аргиллитоподобными глины с прослоями песчаников, алевролитов мощностью 30-40 м; воронежским горизонтом (vr) сложенным глинами с подчиненными прослоями песков, песчаников, мергелей мощностью 5070 м; елановским и ливенским горизонтом (ev+lv) – песчаниками с переслаивающимися глинами, мергелями, пачками известняков, в верхней части глин с прослоями песчаников, в кровле пачками известняков мощностью 40-70 м; фаменским ярусом (fm) нижнефаменским подъярусом (fm1) задонским и елецким горизонтами (zd+el) – глинами с подчиненными слоями известняков, мергелей, песчаников мощностью 30-60 м; верхнефаменским подъярусом (fm2) лебедянским и дипковским горизонтами (le+d) – глинами с подчиненными мергелями, доломитами, в нижней части глинами с песчаниками, мощностью в среднем 95 м.

Карбон является довольно продолжительным периодом в истории Земли, его продолжительность 60 (350-290) млн лет. В нашей стране принято деление карбона на: нижний (С1) состоящего из ярусов (веков) – турнейского (С1t), визейского (С1v), серпуховского (C1s); средний (С2) – башкирского (С2b), московского (С2m); верхний (С3) – касимовского (С3k), гжельского (С3g).

Каменноугольные отложения залегают на девонских породах со следами размыва. С начала каменноугольного периода платформа начала погружаться и бы-

29

ла покрыта мелководным морем. Западная часть этого бассейна часто осушалась, здесь накапливались терригенные осадки, сносимые с Балтийского щита.

Таблица 1.3.1. Стратиграфия отложений г. Твери

В Твери под четвертичной толщей лежит свита верхнего карбона (C3) (мощностью 38-45 м) трещиноватых известняков с частыми, но не постоянными прослоями и линзами пёстрых (красных, коричневых, зеленоватых) глин. Наибольшим постоянством и наиболее значительной мощностью (от 5 до 15 м) отличается слой пёстрой глины, залегающий как раз в основании рассматриваемой верхней известняковой толщи. Можно отметить, что известняки этой толщи раньше наблюдались в сильное мелководье на дне Волги близ Тверского железнодорожного моста.

Ниже рассматриваемой верхне-каменноугольной толщи в Твери залегает свита известняков, мергелей и доломитов (с редкими и непостоянными прослойками пёстрых глин) среднего карбона или московского яруса (C2) достигающая,

30