Балтийский щит [1970 Тугаринов А.И., Войткевич Г.В. - Докембрийская геохронология материков]

Территория Балтийского щита охватывает весь Кольский полуостров, Карельскую АССР, Финляндию, Швецию и значительную часть Южной Норвегии.

В Советском Союзе кристаллические породы докембрия Балтийского щита слагают холмистую равнину Карелии с высотами, не превышающими 600 м. Типичный ледниковый рельеф подчеркивается обилием озер, вытянутых в северо-западном направлении. Значительная часть озер образует обширные проточные водоемы в котловинах ледникового происхождения и входит в речные системы рек Суны, Шуи, Кеми и др. В северной части Карелии рельеф усложняется, образуя отдельные возвышенности. В центральной части Кольского полуострова расположены наиболее высокие горные массивы Балтийского щита - Хибины и Ловозеро (1190 м), к востоку переходящие в водораздельный хребет Кейвы. Остальная часть полуострова представляет собой слабо всхолмленную равнину, занятую тундрой.

Финляндия по рельефу и обилию озер напоминает Карелию, в Швеции низменные равнины прибрежной зоны в западном направлении превращаются в холмистые моренные области и затем в Скандинавские горы северозападного простирания (высотой до 2120 м). Для горной части Швеции характерна выровненная поверхность плоскогорий, рассеченных глубокими долинами. На юге Норвегии, где отмечаются обширные выходы докембрия, сохраняется горный рельеф.

Балтийский щит является первой докембрийской провинцией Европы, подвергшейся геологическому изучению. Ранние работы И. Седерхольма и П. Эскола, посвященные докембрию Финляндии и Швеции, относятся к началу текущего столетия.

Из-за отсутствия радиологических методов исследования в процессе длительного изучения геологической истории и строения этого докембрийского региона возникло большое число противоречивых концепций.

Наиболее ранним представлением явилась концепция о поясном двухъярусном строении Балтийского щита. Под нижним ярусом подразумевался фундамент древних толщ готид и свекофенид (свионий и ботний), к которым относились кристаллические породы, слагающие Юго-Западную Финляндию, центральную часть Швеции, Беломорскую глыбу. К следующему, более молодому ярусу был отнесен пояс карелид северной части Финляндии, Центральной и Южной Карелии. Кольского полуострова. Заключительным, предкембрийским этапом формирования Балтийского щита считались интрузии рапакиви, широкой дугой опоясывавшие Балтийский щит с юга - от Южной Швеции до Юго-Восточной Карелии включительно, и перекрывающие их слабо метаморфизованные, полого залегающие на размытом фундаменте древнего докембрия песчаники и сланцы иотния. С некоторыми изменениями эта первоначальная схема стратиграфии Балтийского щита существует и в настоящее время.

Массовое внедрение методов измерения абсолютного возраста, вначале в основном аргон-калиевого, позволило обнаружить серьезные противоречия в сложившихся представлениях о геологии Балтийского щита (А. А. Полканов и Э. К. Герлинг). Так, например, аргоновый метод отчетливо показал, что метаморфизм пород карельской, свекофенской и беломорской формаций был одновременным. Это сразу же ставило под сомнение более юный возраст карелид, поскольку полученные для них данные о возрасте метаморфизма совпадали со значениями возраста самых поздних явлений магматизма в беломорской толще, полученными свинцово-урано-ториевым методом по минералам пегматитов. Измерения возраста пород Кольских гнейсов и гранитов обнаружили среди них древнейшие формации нашей планеты, возраст которых превышал 3000 млн. лет. Эти результаты хорошо согласовывались с исследованиями изотопного состава свинца, проведенными А. П. Виноградовым, Л. С. Тарасовым и С. И. Зыковым (1959), подтвердившими значительную древность пород Балтийского щита.

Однако окончательная оценка возраста интрузивных комплексов и решительная перестройка сложившихся ранее взглядов на стратиграфию докембрия Балтийского щита оказалась возможной лишь после проведения минимального объема определений абсолютного возраста свинцово-урано-ториевым методом горных пород Кольского полуострова, Карелии и Финляндии, выполненных лабораториями ГЕОХИ, РИАН и МГУ. В результате этих исследований толща карелид распалась на две части: 1) более древнюю, чем свекофениды и беломориды; 2) ятулий, относящийся к собственно карелидам, более молодым, нежели свекофенская и беломорская формация (рис. 25). Работами Э. К. Герлинга был выявлен Ar/К методом исключительно высокий возраст ультраосновных пород Чуна-, Монче- и Волчьих тундр, достигавший 7,5 млрд. лет, с наиболее вероятными значениями 4,5 млрд. лет, залегавших в основании Кольской серии гнейсов, а поэтому являвшихся древнейшими образованиями планеты.

Рис. 25. Сравнительные геохронологические схемы Балтийского щита а - по К. О. Кратцу. 1 - архейские массивы, 2 - область карельской складчатости; 3 - осадочные комплексы нижнего Карелия флишевого характера; 4 - вулканогенные и осадочно-вулканогенные комплексы нижнего Карелия; 5 - обломочные породы верхнего Карелия; 6 - вулканогенные (частью осадочные) породы верхнего Карелия; 7 - иотнийские песчаники; 8 - граниты рапакиви; 9 - область каледонской (частью рифейской) складчатости, б - по А. П. Виноградову и др. 1 - древнейшее кристаллическое основание Балтийского щита, > 2800 млн. лет; 2 - нижние карелиды: вулканогенные и железорудные серии, ~ 2600 (аналоги криворожской серии Украины); 3 - осадочные формации карелид флишевого характера, > 1900 млн. лет; 4 - метаморфические породы Южной Финляндии и Беломорья. > 1900 млн. лет; 5 - петрозаводская толща (верхние карелиды), 1900 млн. лет; 6 - каледониды и рифеиды; 7 - граниты рапакиви, 1600 млн. лет

Рассматривая геохронологию докембрия Балтийского щита, мы следуем от сравнительно лучите изученных в возрастном отношении областей к менее изученным.

Кольский полуостров

В результате геологических и геохронологических исследований А. А. Полканова, В. А. Масленникова и Э. К. Герлинга на Кольском полуострове были обнаружены древнейшие породы в виде габбро-норитов и лабрадоритов Чуна-, Монче-и Волчьих тундр, протягивавшихся узкой широтной полосой в юго-западной части Кольского полуострова. С юга эти породы имеют тектонический контакт с беломорскими гнейсами, а с севера и юго-востока на них залегают гнейсы Кольской серии и амфиболиты и эффузивы тундровой серии.

В основании Кольской серии встречаются крупные валуны габбро-норитов. Цемент, их связывающий, превращен в гнейс. Среди вышележащих гиперстено-гранатовых гнейсов часты железорудные пропластки, свидетельствующие о характере разрушавшегося континента, поставлявшего материал для накопления этих первичных осадочных толщ Земли.

Многочисленные измерения возраста Ar/К методом показали широкий диапазон цифр от 7500 до 1800 млн. лет. Однако проведенные измерения плагиоклазов, для наиболее загрязненных железорудной пылью (неперекристаллизованных при последующих процессах), дали повторяющиеся цифры возраста 4500-4000 млн. лет, уменьшающиеся в наиболее чистых разностях.

Цифра возраста 2000-1800 млн. лет оказалась типичной для материала тектонической зоны, ограничивающей распространение габбро-норитов с юга и тем самым датирующей эти последние события.

Следующей по возрасту является Кольская серия гнейсов, в которой в настоящее время снизу вверх выделяются три свиты:

Указанная серия пород распространена в центральной части Кольского полуострова. Западнее р. Вороньей, где были сделаны первые находки образцов, показавших по данным Ar/К метода значения возраста до 3600 млн. лет, в составе гнейсов, согласно А. А. Полканову, прослеживаются пачки магнетитовых кварцитов, смятых согласно с вмещающими их биотитовыми гнейсами в складки северо-западного простирания.

Кроме того, южнее Мурманска были обнаружены диориты, прорывающие Кольские гнейсы, также показавшие при многократном измерении биотитов Ar/К методом значения возраста 3600 млн. лет.

Все эти данные явились верхним пределом возраста Кольской серии, что хорошо согласовывалось с ранее отмеченным возрастом габбро-норитов (4500-4000 млн. лет), подстилавших Кольскую серию.

Наиболее древние значения возраста интрузивных пород в интервале 3200-3600 млн. лет относились к олигоклазовым гнейсо-гранитам и их мигматитам и в отдельных случаях к замещающим их инъекционным микроклиновым гранитам, отличавшимся от мигматитов лишь соотношением плагиоклаза и калиевого шпата. Во всех случаях первым кристаллизовался плагиоклаз, сохранивший идиоморфные очертания зерен. Микроклин выступал в виде явно более поздних ксеноморфных зерен, корродирующих плагиоклаз. В ассоциации с ним отмечался сравнительно редкий монацит красно-бурого цвета, обычного для монацитов пегматитов и аплитоидных дифференциатов. Среди гнейсов встречаются согласно залегающие линзовидные тела амфиболитов и пироксенитов.

С. И. Зыковым, А. И. Тугариновым, И. В. Бельковым и Е. В. Бибиковой специально измерены свинцово-урановым методом цирконы и монациты, выделенные из тех же участков, для которых были проведены определения возраста аргоновым методом. Во всех случаях без исключения как для немигматизированных биотит-олигоклазовых гранитов I группы, так и для микроклиновых гранито-гнейсов II группы и пегматитов были получены идентичные значения возраста 2800±50млн. лет (рис. 26, табл. 42). Аналогичные значения возраста показал по грубому свинцовому методу и свинец, экстрагированный из микроклина гранитов. Э. В. Собатович, применивший для этих пород свинцово-изохронный метод, получил весьма близкие значения - около 2700 млн. лет.

Рис. 26. Схематическая карта районов Кольского полуострова, для которых выполнены измерения возраста пород свинцовым методом: 1 - габбро-нориты - Лабрадориты хребта Чуна-, Монче- и Волчьих тундр; 2 - Кольская серия; 2 - гиперстеновые диориты; 4 - древнейшие олигоклазовые граниты; 5 - Мончегорский плутон основных - ультраосновных пород; 6 - гнейсы и амфиболиты свит Полмос и Порос; 7 - микроклиновые граниты и гнеисо-граниты, гранодиориты Кольского полуострова и Карельского основания карелид; 8 - чарнокиты Карелии; 9 - гранулиты беломорид; 10 - гнейсы и мигматиты беломорского комплекса; 11 - вулканогенно-осадочные толщи тундровой серии; 12 - осадочно-вулканогенные толщи имандра-варзугской и печенгской серий; 13 - гнейсы и сланцы кейвской серии; 14 - ультраосновной массив Гремяха-Вырмес; 15 - микроклиновые граниты; 16 - щелочные граниты и метасоматиты; 17 - песчаники, сланцы, кварциты рифея - венда; 18 - ультраосновные - щелочные массивы (каледонские); 19 - разломы; 20 - места взятия проб

Результаты исследований показывают, что различные типы интрузий данного района и связанные с ними пегматиты в пределах ошибки измерения возраста, несмотря на последовательность их внедрения, следует отнести к единой эпохе магматизма. А. А. Полкановым эти породы были отнесены к нижним саамидам.

Юго-восточнее толща Кольских гнейсов и мигматитов перекрывается сланцевыми биотитсодержащими амфиболитами свиты Полмос и залегающими на ней кварц-серицитовыми сланцами и гнейсами с конгломератами в основании свиты Порос. Обе свиты слагают синклинальную складку, имеющую северо-западное простирание подобно гнейсам и мигматитам основания.

Далее на юго-восток эти древние комплексы сменяются свитой Кейв, смятой в складки того же простирания. По А. А. Полканову, такое кулисообразное расположение складок свит различного возраста обусловлено последовательной кульминацией их осей, выводящей постепенно на современную поверхность наиболее древние породы основания. Именно на участке северозападного выклинивания складки толщи Полмос - Порос среди гнейсов и мигматитов были обнаружены реликты наиболее древних пород Балтийского щита.

О возрасте седиментации субстрата свит Полмос и Порос можно судить пока исключительно на основании определений, полученных аргоновым методом по биотитам слагающих их гнейсов и амфиболов и валунам гнейсо-гранитов из конгломератов свиты Порос. Действительно, валуны гнейсов из конгломератов основания дали значения возраста около 3180 млн. лет. Определения возраста биотитов самих свит дали значения в широких пределах - от 2625 до 1700 млн. лет. В последнем случае есть основание предполагать контактовое влияние более поздних щелочных гранитов Кейв. Известны отдельные пегматитовые дайки, секущие свиту Полмос и имеющие возраст (по аргон-калиевому методу) 2600 млн. лет.

Полученные данные, вероятно, позволяют рассматривать максимальные значения возраста (2600 млн. лет) как наиболее близко отвечающие началу седиментации свиты Порос, не противоречащие возрасту подстилающего ее основания и позволяющие предполагать хронологическое и стратиграфическое сходство свиты Порос с криворожской серией Украины.

Еще большее сходство с криворожской серией и по литологии и по структурному положению, по-видимому, имеет недавно выделенная В. А. Токаревым так называемая свита Колмозеро-Воронья. Эта свита рассматривается им как реликт геосинклинальной складчатой зоны на месте глубинного регионального разлома. Ширина зоны от 1-3 до 12 км, по простиранию она прослежена на 300 км. Мощность свиты достигает 3 км. Для средней подсвиты весьма характерна ассоциация амфиболитов и джеспилитов. Стратиграфический разрез свиты имеет следующий вид:

На протяжении зоны известно до 50 массивов микроклиновых гранитов, часть которых прорывает породы этой серии. Возраст последних - около 2000 млн. лет. В восточной части, на контакте со свитой Кейв, в породах серии отмечаются гнейсы - метасоматиты.

Свита Кейв, занимающая значительную территорию на востоке Кольского полуострова, стратиграфически сходна со свитой Колмозеро-Воронья. В основании ее залегают гранат-биотитовые гнейсы, вверху высокоглиноземистые осадки. Параамфиболитов в свите Кейв нет. В отличие от изоклинальных складок в зоне Колмозеро в Кейвах наблюдаются широкие орахи-структуры. В целом зона Колмозера напоминает, как и Криворожский или Лабрадорский бассейны, передовой прогиб, тектонический ров, в котором прогибание дна заметно ускорялось по мере развития седиментации. Время формирования толщи Кейв определяется, как и для других аналогичных свит, интервалом 2700-1900 млн. лет.

В последнее время в средней свите колмозерской серии Гарифуллиным были обнаружены магнетитовые кварциты.

Вероятным аналогом свит Полмос - Порос предполагалась свита Имандра-Варзуга, на основании находок строматолитов в верхних карбонатных осадках длительное время относившаяся к позднепротерозойским образованиям. Эта свита протягивается в южной части Кольского полуострова в субширотном направлении от оз. Имандра до восточного побережья полуострова.

Синклинорий Имандра-Варзуга - Сосновка обычно рассматривается как единое целое, где выделяется несколько структурно-фациальных зон, кулисообразно сменяющих друг друга с запада на восток и разделенных тектоническими нарушениями. До сих пор остается неясным соотношение этой свиты с гнейсами беломорид, с которыми свита Имандра-Варзуга тектонически контактирует на юге. В составе свиты, согласно Н. И. Соустову, А. К. Симону и др., в нижних частях разреза принимают участие биотит-мусковито-кварцевые сланцы и кварциты, перемежающиеся с эффузивами спилитового типа. Верхняя часть разреза представлена карбонатными породами и графитизированными филлитами и сланцами. Общая мощность осадочно-эффузивной свиты достигает 3000-4000 м. В восточной части Кольского полуострова в составе свиты преобладают эффузивы нижней половины толщи, отделенные от вышележащих сланцев и диабазов мощной пачкой конгломератов, свидетельствующих, по Е. Н. Егоровой-Фурсенко, о существовании в пределах свиты Имандра-Варзуга двух разновозрастных толщ.

Вулканогенно-осадочные породы свиты имеют явно интрузивный контакт с щелочными породами палеозойского возраста Хибинского и Ловозерского плутонов. В западной части нижние горизонты вулканогенной толщи свиты Имандра-Варзуга метаморфизованы значительно интенсивнее, чем на востоке, и прорваны в районе горы Арверенч никеленосными интрузиями меланократового состава, внедрившимися, согласно Н. А. Елисееву, по контакту двух формаций: древних гнейсов и свиты Имандра-Варзуга.

Верхний предел возраста свиты Имандра-Варзуга определяется измерениями абсолютного возраста биотитов из сланцевой толщи, показавшими 2380 млн. лет. Окончательное определение весьма древнего возраста нижней вулканогенной толщи свиты произошло после изучения возраста рвущих Мончегорских никеленосных интрузий. В последние годы А. В. Сидоренко и Луневой получены доказательства залегания свиты Имандра-Варзуга на породах Мончегорского плутона с галькой последних в составе базального конгломерата свиты Имандра-Варзуга.

Мончегорская интрузия представляет собой пластообразную залежь, располагающуюся между гнейсами и вышележащей свитой Имандра-Варзуга. Массив сложно дифференцирован - от оливиновых пироксенитов и норитов до альбитофиров. Сульфидная минерализация (пентландит-халькопиритового состава) приурочена к так называемому критическому горизонту, содержащему большое количество ксенолитов вмещающих пород. Наряду с пластовым типом меланократовых массивов известны также пологозалегающие толщи перидотит-пироксенитового состава, несогласно лежащие на гнейсах архея и протерозоя. Сульфидная минерализация в таких вертикально дифференцированных массивах приурочена к подошве корытообразного массива и представлена как вкрапленными, так и прожилковыми телами.

Проведенные в 1959 г. А. П. Виноградовым, Л. С. Тарасовым и С. И. Зыковым исследования изотопного состава свинца сульфидов Мончегорских месторождений указывали на весьма древний их возраст (3000 млн. лет) согласно грубому свинцовому методу. Однако, придерживаясь господствовавших в то время представлений о протерозойском возрасте свиты Имандра-Варзуга и верхнепротерозойском возрасте самой Мончегорской интрузии, авторами был сделан вывод о существовании на глубине гипотетического "древнего" источника свинца типа парандовской серии и его выносе из этого источника 1800 млн. лет назад. В результате последующих исследований это представление было опровергнуто. Как видно из табл. 42, определение абсолютного возраста монацита из гранитоидов Ниттис-Кумужье указывает на их максимальную древность по сравнению с остальными интрузивными породами Кольского полуострова - 2920 млн. лет. Близкие значения возраста (3000-3100 млн. лет) дали и определения Э. В. Собатовича, применившего свинцово-изохронный метод для оценки возраста пород Мончегорского плутона.

В 1962 г. Э. К. Герлингом и др. была сделана попытка оценить возраст меланократовых пород Мончегорска аргон-калиевым методом. При использовании амфиболсодержащих пород Э. К. Герлинг неизменно получал значения возраста порядка 3000 млн. лет. Однако для пироксенитов и в особенности для перидотитов им были получены более высокие значения - до 6500 млн. лет, выходящие за пределы современных представлений о возрасте самой планеты. Причина этого явления до сих пор окончательно не выяснена. Возможно, это связано с захватом радиогенного аргона решеткой пироксена, поскольку, как показывает практика, именно пироксенсодержащие породы отличаются избыточным содержанием аргона и "ураганным" удревнением возраста объектов.

Данные, полученные для Мончегорского плутона, отчетливо указывают на верхний предел возраста, с одной стороны, Кольских гнейсов, прорываемых как Мончегорским плутоном (3100 млн. лет), так и диоритами (3600 млн. лет), с другой - вулканотенно-осадочной нижней толщи свиты Имандра-Варзуга. Поскольку верхняя часть разреза свиты по литологическому составу резко отличается от ее основания и характеризуется появлением явных органических остатков, например водорослей типа Collenia, есть серьезные основания предполагать, что мы действительно имеем дело с резко разновозрастными толщами (В. В. Любцов).

Большое число определений абсолютного возраста различных пород Кольского полуострова, варьировавших около 1800-2000 млн. лет, полученных аргоновым методом, позволяло предполагать наличие эпохи мощного метаморфизма, вызванного эндогенными процессами.

Согласно И. Д. Батиевой, в пределах Кольского полуострова выделяют четыре группы гранитов: 1) олигоклазовые гнейсо-граниты с подчиненными им гранодиоритами, 2) микроклиновые граниты с подчиненными гранодио-ритами, граносиенитами, сиенитами, плагиоклазовыми гранитами, 3) существенно микроклиновые граниты - порфировидные и равномернозернистые, 4) щелочные граниты и сиениты. В бассейне р. Вороньей, за исключением последней группы щелочных гранитов, по геологическим признакам могут быть уверенно выделены только две группы разновозрастных гранитов: к первой относятся гранодиориты и плагиограниты, ко второй плагиомикро-клиновые и порфиробластовые микроклиновые граниты.

Исследование абсолютного возраста акцессорных минералов, выделенных из гранитоидов тех же районов, в которых их изучала И. Д. Батиева, позволили С. И. Зыкову, А. И. Тугаринову, И. В. Белькову и Е. В. Бибиковой также установить двухэтапную схему развития магматизма на Кольском полуострове, исключая наиболее древние гипербазитовые интрузии Мончегорска. Однако в установленных ими эпохах могли присутствовать интрузии самого различного петрографического облика. Так, например, в районе с. Мурмаши близ г. Мурманска микроклиновые граниты и связанные с ними редкометальные пегматиты идентичны по времени образования плагиогранитам и микроклиновым гранитам Вороньей Тундры. Расположенный западнее плутон щелочных гранитов Гремяха-Вырмес, прорывающий олигоклазовые граниты, датируется, как и пегматиты того же района, 1850 млн. лет. В районе р. Умбы олигоклазовые гранито-гнейсы, имеющие возраст 2800 млн. лет, были прорваны пегматоидными плагиомикроклиновыми гранитами 1860 млн. лет тому назад. В районе р. Поной микроклиновые граниты третьей группы оказались принадлежащими к ранней эпохе магматизма, датируемой 2800 млн. лет (рис. 27). Лишь явно щелочные интрузии типа Гремяха-Вырмес могли быть уверенно по петрографической характеристике отнесены к поздней эпохе магматизма. Микроклиновые гранитоиды, как указывал еще Н. Г. Судовиков, должны были явиться особенностью каждого магматического цикла.

Рис. 27. График значений возраста пород Кольского полуострова, вычисленных свинцово-изохронным методом. Номера на рисунке соответствуют номерам образцов табл. 42

Явно неравномерное развитие вулканизма, охватившего главным образом южную половину Кольского полуострова в течение 1800-2000 млн. лет, привело к различному метаморфизму некоторых осадочно-метаморфических комплексов предшествующего времени. Наиболее подверженной этому магматизму оказалась свита Кейв, в отложениях которой известно наибольшее число пегматитов и интрузий этого времени. В пределах центральной и северозападной частей Кольского полуострова отмечаются лишь отдельные щелочные массивы платформенного типа, не вызывавшие существенного перерождения осадочных толщ. Это особенно заметно, например, на свите Печенга-Кучин, слагающей пологую синклинальную складку в северо-западной части Мурманской области. Эта свита, представленная перемежающимися горизонтами слабо метаморфизованных осадков (аркозов, сланцев, доломитов) и эффузивов (метадиабазы и порфириты), отличается столь слабым метаморфизмом и сравнительно спокойным залеганием, с базальными конгломератами в основании, что ее долгое время относили к палеозою. Серия измерений биотитов и филлитовых сланцев этой толщи аргоновым методом показала, что в целом толща накапливалась более чем 1900 млн. лет тому назад.

Дальнейшая геологическая история Кольской провинции Балтийского щита в докембрии характеризуется образованием чехла осадочных отложений рифея в северных районах (п-ов Рыбачий и о. Кильдин). Эти отложения, представленные песчаниками и песчано-глинистыми сланцами мощностью более 1500 м и предшествующие кембрию, были названы И. Седерхольмом в 1932 г. гиперборейской формацией; они также широко известны под наименованием "эокембрий". В пропластках верхних горизонтов этой толщи обнаружены следы синезеленых водорослей. Вся толща полого падает в северовосточном направлении, залегая на размытой поверхности нижнедокембрийского основания. Г. А. Казаковым и Н. И. Полевой установлен возраст начала накопления этой толщи аргон-калиевым методом измерения возраста по глауконитам, выделенным из нижних горизонтов свиты. Он оказался равным 920-1000 млн. лет. В период образования нового прогиба на севере основная масса Кольского полуострова представляла собой жесткую глыбу, подвергавшуюся интенсивной эрозии в связи с непрекращающимся ее поднятием.

В отличие от остальной территории Балтийского щита на Кольском полуострове в герцинское время наблюдались магматические явления, создавшие Хибинский и Ловозерский массивы нефелиновых сиенитов, прорывающих породы свиты Имандра-Варзуга, и несущие ксенолиты пород девонского возраста. Они характеризуются редкометальной минерализацией, как бы продолжая металлогеническую линию более древних щелочных интрузий и пегматитов. Л. В. Комлев, Е. И. Семенов и И. Д. Беспалова возраст минерализации этих массивов, а также редких минералов щелочно-ультра-основного массива Африканды определили в 380 млн. лет.

Результаты измерений абсолютного возраста различных щелочных массивов Кольского полуострова (Гремяха-Вырмес, Кейв и др.) показывают, что геохимический облик этой уникальной щелочной провинции мира формировался по крайней мере в течение 1500 млн. лет, разделяющих время становления обоих типов щелочных интрузий. Первое появление щелочных интрузий в геологической истории Кольской провинции связано с окончанием образования формаций, происходившим в интервале 2800-1900 млн. лет и ознаменовавшимся мощным отложением карбонатных осадков.

Как показывают результаты геофизических исследований, полученные в 1963 г., в районе Кольского региона наблюдается весьма высокий уровень и выровненный характер границы Мохоровичича, в других участках она отличается волнистостью и перегибами. По-видимому, такая особенность является следствием длительного периода эрозии и денудации Балтийского щита. Именно это обстоятельство приблизило очаг ультраосновного магматизма к поверхности, способствовало его эпизодическому энергичному вскипанию и активным проявлениям вдоль заложенных ранее структур.

Беломорская область

К этой области относится прибрежная полоса Белого моря шириной от 30 до 110 км, в северо-западном направлении уходящая на территорию Мурманской области. Отличительной чертой этого региона являются интенсивно метаморфизованные гнейсы и амфиболиты, слагающие его основание. Последнее обстоятельство, по-видимому, и было одной из причин отнесения беломорской формации к наиболее древним толщам (рис. 28).

Рис. 28. Геохронологическая схема запада Кольского полуострова: Районы распространения гнейсов: 1 - Кольских, 2 - беломорских; 3 - гранулитовая формация, кислые разности (гранулиты); 4 - гранулитовая формация, пироксеновые кристаллические сланцы. Значения абсолютного возраста (в млн. лет): 5 - по циркону, 6 - по монациту

Согласно Д. Т. Мишареву и др., Беломорский район представляет собой сложноскладчатое сооружение синклинорного типа с характерной для геосинклиналей асимметричной изоклинальной складчатостью. Синклинорий имеет северо-западное простирание и осложнен рядом более мелких складок второго порядка, параллельных простиранию самого синклинорпя, среди них (с юга на север): Ковдозерско-Керетьский антиклинорий, Енско-Лоухcкий синклинорий, Кандалакшинско-Приморский антиклинорий, Сально-тундро-Колвицкий синклинорий и Печенго-Варзугский антиклинорий. Области краевых антиклинориев совпадают с зонами крупных тектонических нарушений, отделяющих беломориды на севере от свиты Имандра-Варзуга и карелид на юге. Характерно, что падение этих зон нарушений направлено в сторону беломорид.

В строении беломорской формации, согласно К. А. Шуркину, принимают участие четыре свиты (сверху вниз):

Керетьская свита встречается только в Ковдозерско-Керетьском антиклинорий.

Н. Г. Судовиковым для района беломорской формации предполагалось существование двух этапов магматизма: древнейших постсвионийских интрузий основного состава, превращенных в амфиболиты и олигоклазовые граниты I группы, и верхнеархейских постботнийских друзитов, к числу которых им отнесены микроклиновые граниты II группы. Опровергая это представление, К. А. Шуркин подчеркивал отсутствие какого-либо перерыва в осадконакоплении всей толщи, а также участков, дважды испытавших складчатость. Кроме того, он обращал внимание на аналогию, существующую между интрузиями I и II групп. По мнению К. А. Шуркина, беломориды пережили один период складчатости.

Возраст широко распространенных в Беломорье пегматитов, приуроченных почти исключительно к лоухской свите, наиболее близкой по своему составу к гранитам, в отличие от нижезалегаю щей амфибол овой хетоламбинской свиты, был определен впервые К. А. Ненадкевичем в 1926 г. Полученное им значение возраста 1900 млн. лет для уранинитов пегматитов Черная Салма подтверждено многочисленными определениями, выполненными свинцово-урановым, аргон-калиевым и стронций-рубидиевым методами для различных минералов беломорских пегматитов. Образцы же слюд и радиоактивных минералов пегматитов стали служить эталоном при возрастных исследованиях в лабораториях Советского Союза. Эта дата характеризовала заключительный этап проявлений магматизма в беломорской серии.

Выполненные в 1969 г. определения возраста А. И. Тугариновым и Е. В. Бибиковой акцессорных минералов, выделенных из гнейсов лоухской и хетоламбинской свит, дали уверенные значения возраста около 2500 млн. лет. Кроме того, в районе Топозера было получено несколько определений возраста со сходящимися значениями - 2450 млн. лет по цирконам, выделенным из чарнокитовои интрузии, внедрившейся по контакту между породами фундамента, залегающего западнее, и толщи беломорид, распространенной восточнее. Интрузивный контакт этих пород с беломорской серией, выразившийся в появлении среди чарнокитов ксенолитов эффузивов и гнейсов беломорид, свидетельствовал о том, что чарнокитовая интрузия представляла собой магматический этап, вызвавший интенсивный метаморфизм беломорской серии и явно предшествовавший появлению в ней пегматитов 1900 млн. лет назад.

Выполненные теми же исследователями измерения возраста гранодиорито-гнейсов из пород фундамента как беломорской серии, так и распространенных юго-западнее пород карельской формации показали возраст 2700-2800 млн. лет, явившийся нижним возможным пределом возраста беломорид.

Полученное значение возраста 1900 млн. лет позволило первоначально считать, что беломорская формация является древнейшей на Земле. Поэтому считалось естественным, что в пределах этой формации не были получены более древние значения возраста, несмотря на большое число измерений.

Однако в настоящее время сопоставление имеющегося возрастного материала беломорид и Кольских гнейсов отчетливо свидетельствует о значительно более древнем возрасте последних. Так, для древнейших Кольских гнейсов тундровой серии характерно появление железорудных когенетичных залежей, отсутствующих среди беломорид. Верхним толщам беломорид свойственно появление мраморизованных известняков (о. Мраморный), обычно полностью отсутствующих в древнейших формациях мира и в том числе среди Кольских гнейсов. Главное же заключается в том, что несогласное залегание толщ карелид (нижних) либо свиты Имандра-Варзуга на беломоридах до последнего времени никеми нигденебыло обнаружено. О сравнительно молодом возрасте беломорид свидетельствуют также и полученные в 1968 г. измерения возраста так называемой гранулитовой формации в западной части распространения беломорской толщи, показавшие те же значения возраста - около 1900 млн. лет (см. табл. 42). Часть образцов, взятых из мигматизированных гнейсов беломорских и Кольских гнейсов, отличалась заметно повышенным возрастом 2300-2700 млн. лет. Не исключено, что в этом регионе также имели место влияния более ранних интрузивов типа чарнокитов в районе Топозера.

Дата 1900 млн. лет опровергает иногда фигурирующие в литературе представления о том, что гранулитовая фация метаморфизма типична лишь для древнейших пород докембрия и не может быть обнаружена среди метаморфических пород позднейшего времени.

Геосинклинальный характер беломорской формации, имевшей место 1900 млн. лет назад, показывает, что накопление самой толщи также должно было непосредственно предшествовать этому моменту. Иначе говоря, время формирования беломорской формации, вероятно, относится к тому же периоду, завершившемуся 1900 млн. лет назад, что и время формирования свит Порос, Колмозеро и т. д. Интенсивность метаморфизма беломорской формации непосредственно связана с магматизмом, имевшим место в районах ее распространения 2450 и 1900 млн. лет назад, а не с ее древнейшим возрастом, который опровергается проведенными измерениями.

Отложения беломорской толщи, продолжающиеся на территории Финляндии, показали те же ее возрастные пределы, как это следует из данных О. Коуво (устное сообщение). В Финляндии гранулитовая серия имеет опять-таки возраст 1900 млн. лет, в то время как подстилающий ее фундамент датирован 2800 млн. лет.

Центральная и Южная Карелия

Районы Карелии являются областью развития многоярусных геологических сооружений карелид, представление о которых неоднократно изменялось. Излагая принятую до недавнего времени схему расчленения карелид, мы будем придерживаться представлений К. О. Кратца, изложенных им в диссертации (1962), не принимая во внимание его трактовку измерений абсолютного возраста пород, полученных аргон-калиевым методом.

В основании карельской формации залегает древний кристаллический фундамент, представленный слюдяными гнейсами, часто реоформированными, обнажающимися из-под покрова карелид в районе Сегозера, Улялег, Северного Приладожья. В районах Северного Приладожья микроклинсодержащие биотитовые гнейсы наблюдаются в ядрах куполовидных складок ладожской карбонатно-сланцевой формации. В отличие от более южных толщ гнейсы сохраняют субмеридиональное простирание сланцеватости и обычно сильно мигматизированы. Принято параллелизовать гнейсы Центральной Карелии с беломоридами, протягивающимися в виде субширотной полосы из Северной Карелии в Мурманскую область и далее в Финскую Лапландию. Однако даже предварительно выполненные А. А. Полкановым и Э. К. Герлингом определения абсолютного возраста слюд этих гнейсов аргоновым методом показали значения возраста 2500-2600 млн. лет, а следовательно, уже верхний предел возраста кристаллического фундамента карелид оказался древнее беломорской формации.

Толща карелид разделяется на три отдела - условно нижний, средний и верхний протерозой (по К. О. Кратцу). К нижнему протерозою им отнесены гимольская, тикшозерская (на западе) и парандовская осадочно-вулканогенные серии с лептитами, железорудными кварцитами и колчеданными залежами. Эти серии мощностью 700-1000 м несогласно лежат на размытом фундаменте гнейсов и мигматитов с базальными конгломератами в основании. Все толщи образуют погруженные в кристаллический фундамент складки северо-западного простирания. На северном фланге карелид к этим же толщам относится спилитовая ялонварская свита, выполняющая северо-восточный краевой прогиб Карело-Финляндской зоны. На юго-западе К. О. Кратц к нижним карелидам условно относит вулканогенно-доломитовую сортавальскую толщу, рассматриваемую Л. Я. Харитоновым как позднепротерозойскую геосинклинальную краевую фацию карелид.

На размытой поверхности нижнего протерозоя с мощными полимиктовыми конгломератами в основании залегают аркозы и доломиты сариолийской свиты, перекрываемой чехлом ятулийских отложений. Среди последних выделяется сегозерская конгломерато-сланцевая и онежская кварцито-доломито-сланцевая толщи. Для ятулия характерны сравнительно пологие падения крыльев складок и удивительно постоянный для территории Карелии состав толщ. Последние сравнительно мало дислоцированы, пересекаются дайками диабазов и в отдельных случаях перекрываются эффузивами. Мощность ятулия варьирует в пределах нескольких сотен метров.

К верхнему протерозою К. О. Кратц относит туфогенные, эффузивные породы основного состава явно платформенного типа и залегающие на них кварцито-песчаники Западного Прионежья (шокшинские). Мощность этих образований также не превышает первых сотен метров.

В связи с тем что при оценке возраста карелид аргон-калиевым методом было получено большое количество значений, не превышавших 1800-1700 млн. лет, вопрос о возрасте карельской формации фактически оставался открытым, если не считать не совсем удачную попытку рассматривать разницу во времени между моментом становления беломорских пегматитов (1900 млн. лет) и аргоновыми значениями возраста для карелид (1700 млн. лет), измерявшуюся 150-200 млн. лет, как время накопления толщ карельской формации.

Выполненные в 1959 г. А. П. Виноградовым, Л. С. ТарасовымиС. И. Зыковым изотопные анализы свинцов, экстрагированных из магнетитов гимольской серии и колчеданных руд парандовской серии, дали почти идентичные результаты с определениями изотопного состава свинца Мончегорских месторождений. Хотя толкование происхождения подобных свинцов могло быть различным, поскольку генетически они были связаны с основными магмами, обедненными ураном и торием, и могли расцениваться как аномальные с заниженным содержанием радиогенного свинца, вычисленная по ним грубым свинцовым методом цифра возраста 3000 млн. лет вызывала явные сомнения. В связи с этим для диагностики времени формирования карелид А. И. Тугариновым, С. И. Зыковым и Е. В. Бибиковой был применен свинцовый метод. Для измерения использовались акцессорные минералы из докарельских гранито-гнейсов и гранитоидов, прорывающих нижние карелиды, а также из массива рапакиви, который относится к наиболее поздним гранитам Фенноскандии. Для оценки времени седиментации ятулийских отложений и кварцито-песчаников Прионежья был использован метод датировки осадков свинцово-урановым методом по урансодержащему цементу песчаников и конгломератов.

В табл. 37 приведена характеристика выделенных Г. О. Глебовой-Кульбах типов гранитоидов, прорывающих нижнепротерозойскую парандовскую серию карельской формации (на что указывает присутствие среди гранитоидов ксенолитов амфиболитов - реликтов пород парандовской серии), и полученных для них значений абсолютного возраста. Как видно из таблицы, все граниты, формировавшиеся в период геосинклинального развития нижнепротерозойской Карельской геосинклинали в доятулийское время, когда уже стали появляться интрузивы карташовского типа, возникли в одну и ту же эпоху - около 2700-2800 млн. лет назад.

Измерения абсолютного возраста, выполненные также свинцово-урано-ториевым методом по акцессорным минералам, выделенным из сунских гранитов в районе Гирваса и проконтролированные И. М. Гороховым и Э. К. Герлингом стронциевым методом, показали те же значения возраста (2700 млн. лет), хотя по геологическим наблюдениям они относились к докарельскому фундаменту. По-видимому, широко распространенные среди гнейсов фундамента мигматиты и гранито-гнейсы по времени образования относятся к нижнедокембрийскому магматизму и обусловлены широкими явлениями реоморфизма фундамента, как это предполагалось Н. Г. Судовиковым.

Около десяти определений абсолютного возраста, выполненных свинцово-урано-ториевым методом для кварцито-песчаников ятулия Северной и Центральной Карелии и шокшинских песчаников Западного Прионежья, показали исключительное сходство полученных результатов по изотопному отношению Pb²⁰⁷/Pb²⁰⁶, давшего значение возраста 1800 млн. лет. Интересно, что по отношению Pb²⁰⁸/Th²³² значения возраста в большинстве случаев были гораздо выше и достигали 2800 млн. лет. В тех случаях, когда содержание урана оказывалось весьма низким (около 0,001%), по изотопным отношениям свинца к урану и Pb²⁰⁷/Pb²⁰⁶ значения возраста начинали возрастать до той же максимальной цифры. Это явление легко объясняется при минералогическом исследовании кварцито-песчаников. Несколько повышенное по сравнению с кларком содержание урана бывает вызвано тонким обогащением окислами урана сульфидов цемента исследуемых песчаников. В то же время среди песчаников присутствует всегда определенное количество циркона и монацита терригенного происхождения. Следовательно, при снижении количества хемогенного урана до минимума измерение возраста по валовой пробе указывает на возраст массивов, из которых при их денудации были извлечены и переотложены в осадки акцессорные радиоактивные минералы, представляющие собой терригенную фракцию песчаников. Изотопное отношение Pb²⁰⁸/Th²³² во всех случаях указывало на возраст присутствующего в песчаниках монацита терригенного происхождения.

В завершение проведенных А. П. Виноградовым и др. в Карелии исследований было выполнено одно определение возраста циркона из крайнего восточного массива рапакиви, который оказался точно таким же, как и возраст рапакиви Выборгского массива в Финляндии, изучавшегося О. Коуво (1550 млн. лет).

Таким образом, комплексное изучение возрастных соотношений пород Карелии дает возможность пересмотреть ранее принятую схему ее геологического развития (см. рис. 25 и 29).

Рис. 29. Геохронологическая схема Балтийского щита. По А. И. Тугаринову: 1 - зеленокаменные и железорудные формации Гимолы, Парандово, Имандра-Варзуга и др.; 2 - массив ультраосновных пород Мончетундры; 3 - Кольские гнейсы и мигматиты; 4 -гранито-гнейсы и мигматиты ранних карелид; 5 - свекофениды; 6 - беломориды; 7 - гранитоиды Центральной Финляндии и Швеции; 8 - ятулий (средние карелиды); 9 - петрозаводская серия; 10 - интрузии рапакиви Южной Швеции и Финляндии; 11 - иотний Южной Швеции; 12 - область развития верхнекембрийских пегматитов в Южной Норвегии и Швеции; 13 - палеозойские формации и интрузии; 14 - разломы. Цифры на карте - значения абсолютного возраста (в млн. лет)

В основании карельской формации залегает кристаллический фундамент, время образования которого определяется минимально 3000 млн. лет - это возраст нижнепротерозойских вулканогенно-железорудных карельских формаций. Около 2800 млн. лет назад прекращается геосинклинальный этап развития карелид, завершившийся интенсивнейшим магматизмом и реоморфизмом древнейшего фундамента Карелии. С этого времени и до начала отложения платформенных осадков ятулия 1800 млн. лет назад образовавшаяся карельская глыба представляла собой область интенсивного поднятия и денудации. Однако именно в эту эпоху шло интенсивное накопление осадков в Беломорской зоне, испытывавшей геосинклинальную стадию развития.

Завершение геосинклинального цикла развития Беломорской зоны сопровождалось не только интенсивным магматизмом в ее пределах, но ж появлением отдельных интрузий того же возраста (1800 млн. лет) в краевой части Карельской глыбы (щелочной массив Елетьозеро). Основным последствием магматизма этого времени явился интенсивный метаморфизм всей Карельской глыбы, о чем свидетельствуют значения возраста, полученные аргоновым методом для нижнедокембрийских интрузий (см. табл. 37). Аналогичные значения возраста (порядка 1900-1800 млн. лет), полученные свинцово-урано-ториевым методом для радиоактивных минералов пегматитов Импилахти и Питкяранты в Северном Приладожье, показывают, что этот небольшой участок уже не относился к Карельской глыбе, а символизировал появление толщ беломорского типа западнее области карелид.

Кварцито-песчаники ятулия и шокши, несмотря на то что последние достаточно часто сравнивались с иотнием, оказались синхронными образованиями и гораздо древнее истинного иотния, залегающего в Швеции и Финляндии на размытой поверхности массивов рапакиви. Значения возраста кварцито-песчаников ятулия также подтверждают весьма древний возраст карелид, на размытой поверхности которого они залегали.

В рассмотренном нами ранее Кольском регионе мы не находим формаций, синхронных ятулийским толщам Карелии. Абсолютный возраст ятулия, литология его осадков позволяют сравнивать его с нижними толщами синия Алданского щита и Урала.

Финляндия

Фундамент Южной Финляндии сложен интенсивно мета-морфизованными первично вулканогенно-осадочными породами - лептитами, ранее выделенными И. Седерхольмом под названием свионийской формации. Аналогом этой толщи в Центральной Швеции является лептитовая формация, представленная порфирами и порфиритами.

Слабо метаморфизованные осадки района г. Тампере, выделявшиеся И. Седерхольмом под наименованием ботнийских отложений, залегают согласно на свионийской формации и, по предложению X. Вяюринена, составляют единую феннонийскую серию, слагающую значительную часть территории Южной Финляндии. В основании феннонийской серии залегают слюдяные гнейсы (кинцигиты), выше переходящие в параамфиболиты, полосчатые железные руды, кварциты. Базальные толщи феннонийской серии обычно сильно метаморфизованы и, по выражению Л. Я. Харитонова, "как бы плавают на гранитизированных, реоморфизованных, кристаллических породах субстрата", нормальное залегание феннонийской серии на котором нигде не обнаруживается. В связи с этим серьезного внимания заслуживает предложение А. Симонена рассматривать слабо метаморфизованные осадки ботнийской толщи в районе г. Тампере как неметаморфизованный аналог феннонийской серии. По А. Симонену, ботнийская серия характеризуется следующим разрезом (сверху вниз):

Типичен геосинклинальный характер осадков этой толщи.

Даже в случае незначительного перерыва между осадками свионийской и ботнийской формаций они должны относиться к общему геологическому циклу развития - единому для Финляндии и Центральной Швеции, объединяемому под названием свекофенского.

Простирание складок свекофенид Юго-Западной Финляндии обычно широтное, сменяющееся на меридиональное вдоль Ботнического залива и северо-западное на границе с зоной карелид. Эти складки как бы обтекают огромный гранитный массив Центральной Финляндии.

По представлениям некоторых исследователей, массив Центральной Финляндии досвекофенского происхождения. Наблюдаемые интрузивные контакты массива со свекофенидами сторонники этой концепции объясняют явлениями позднего реоморфизма. С этим же явлением X. Вяюринен связывает полное расплавление фундамента, на котором залегали якобы породы феннонийской серии. Исходя из состава гранитоидов свекофенского орогенеза, прорывающих породы феннонийской серии, А. Симонен выделяет несколько петрографических провинций и относит их к одной синкинематической группе пород. По его мнению, несколько более позднее происхождение присуще лишь микроклиновым гранитам южного побережья Финляндии, сопровождавшимся интенсивным калиевым метасоматозом. Характерно, что среди интрузий этой группы отсутствуют основные и ультраосновные дифференциаты.

Весь облик этой провинции, характерные особенности геологического развития свидетельствуют об одной эпохе ее формирования, так как никаких конкретных следов древнейшего фундамента, совмещения разновозрастных складчатых сооружений в этом регионе не обнаруживается. Эта особенность геологического строения Южной Финляндии сближает ее с областью беломорид, где ни тектогенез, ни магматизм не указывали на следы разновременных процессов различных эпох геологических событий.

Результаты определения О. Коуво, Г. Везериллом и др. абсолютного возраста гранитоидов свекофенид свинцово-урано-ториевым методом показывают на один и тот же возраст 1800-1900 млн. лет как на время свекофенского магматизма, завершившего развитие свекофенской геосинклинали. Лишь в одном случае, в зоне, пограничной с карелидами в Восточной Финляндии в районе Хэйнваара, был измерен циркон из гранито-гнейсов фундамента, показавший значение возраста 2620 млн лет. Гранито-гнейсы содержали в виде ксенолитов реликты амфиболитов. Галька тех же гранито-гнейсов обнаружена в базальных конгломератах граувакковой толщи. Позднее Г. Везериллом были измерены цирконы из гнейсов основания, показавшие достаточно хорошую сходимость возраста по всем четырем изотопным отношениям с наиболее вероятным его значением по Рb²⁰⁷/Рb²⁰⁶ 2770 млн. лет.

Измерения возраста детритового циркона, выделенного из граувакковых сланцев ботнийской серии в районе г. Тампере, показали значение возраста, равное 2240 млн. лет. Таким образом, свекофенская орогения, видимо, имела место значительно позже.

О. Коуво, Г. Везерилл и А. А. Полканов на основании значений возраста, полученных аргоновым методом, полагают, что свекофениды и карелиды являются одновозрастными формациями. Анализ геохронологии карелид и беломорид, приведенный в начале данной главы, позволяет провести параллель между свекофенидами и беломоридами, по отношению к которым нижние карелиды оказываются значительно более древней глыбой, возникшей на месте геосинклинали, существовавшей задолго до возникновения свекофенских и беломорских формаций. Это подтверждается данными сравнительных характеристик изотопного состава свинца сульфидов различных формаций Балтийского щита, приведенными в табл. 38 (Виноградов и др., 1959; Kouvo а. о., 1961).

Изотопный состав свинца, выделенный из пород с низким содержанием урана и тория и сравнительно высоким содержанием свинца (Pb/U + Th > 100) или из галенитов, отвечающий эпохе осадконакопления либо магматизма, служит прекрасным индикатором времени формирования толщи данной провинции. Искажение возраста может быть связано с резко повышенным содержанием тория в породе. По этому признаку время образования Мончегорских ультраосновных массивов и вулканогенных формаций нижних карелид идентично и соответствует 2600-2900 млн. лет, что не противоречит прямым определениям абсолютного возраста. Формирование беломорид и свекофенид произошло значительно позже, причем свекофениды оказываются несколько моложе беломорид.

Особый интерес представляют галениты из рапакиви, отличающиеся ярко выраженной аномальностью изотопного состава свинца, обогащенного радиогенными изотопами. Рапакиви относятся к позднейшим проявлениям магматизма в Финляндии, датируются 1550-1600 млн. лет и в виде отдельных плутонов опоясывают с юга область развития свекофенид и карелид. Этот "пояс" рапакиви как бы закладывает новые структуры в докембрии, отсекая в широтном направлении север от юга.

Южнее этого пояса возникает огромный широтный прогиб, разделяющий Балтийский щит и Воронежскую глыбу, в котором, начиная с Южной Норвегии и Швеции и (по данным глубокого бурения) до кристаллического основания Русской платформы включительно, фиксируются магматогенные и метаморфические породы позднедокембрийского времени (Prsewlocki а. о., 1962).

На севере Финляндии в выделяемой Л. Я. Харитоновым Восточно-Финляндской зоне карелид (гора Куопио, бассейн р. Кеми) на гранитах основания залегают базальные конгломераты и кварциты, перекрываемые диабазами, туфами и графитистыми филлитами с линзами доломитов. Верхнюю часть разреза составляют конгломераты. Разрез этот весьма напоминает среднепротерозойские толщи карелид. В Лапландии эта же толща представлена лапонийской серией с силлиманитовыми гнейсами в основании, перекрываемыми кварцитами, графитизированными сланцами с сульфидами и карбонатными породами.

Согласно П. Эскола, в Северной и Восточной Финляндии последовательность пород следующая:

Швеция и Южная Норвегия

Если в Северной Швеции, как отмечалось выше, прослеживаются структуры Карельской зоны, то в Центральной Швеции толщи свекофенид преимущественно представлены так называемой лептитовой формацией, смятой в складки северо-восточного и северо-западного простирания. Оси складок, согласно С. Вегманну, вдоль шведского побережья. Ботнического залива погружаются на восток, а вдоль финского побережья - на запад, подтверждая древнее заложение Ботнийской депрессии. В западных районах Центральной Швеции вдоль тектонического контакта с каледонидами распространены свекофенские гранитоиды посторогенного типа (Gavelin, 1955; Parwel, 1954; Quensel, 1952). Измерения абсолютного возраста, известные для данного региона, повторяют значения, полученные и для гранитоидов Южной Финляндии:

В Юго-Западной Швеции распространены слюдисто-роговообманковые гнейсы с северо-западным простиранием текстур, относящиеся к так называемой готской формации. Среди них встречаются пластовые, сильно метаморфизованные тела основных пород - "гиперитов". В целом весь массив гнейсов, судя по пологому залеганию пород в центре и крутому падению слоистости в краевых зонах, представляет собой куполовидное поднятие.

По данным Н. Магнуссона, на готских гнейсах, которые он одно время считал посткарельскими образованиями, залегают суперкрустальные толщи. К комплексам подобного рода им отнесены серия Вестано в юго-восточной части Швеции и омольская формация в Дальсланде, сложенные кварцитами, слюдистыми сланцами, конгломератами. В Юго-Восточной Швеции эти породы прорваны и гранитизированы гранитами Смоланда (1750 млн. лет). Некоторые толщи, например серия Лоос, представленная конгломератами, кварцитами, граувакками (Юго-Восточная Швеция) и залегающая с угловым несогласием на размытой поверхности свионийской лептитовой формации, явно сопоставимы с ятулийскими формациями карелид. Приобретаемые этими породами складчатые формы связаны главным образом с блоковыми движениями кристаллического фундамента. Оценка их возраста еще не произведена.

К наиболее юным платформенным отложениям Южной Швеции относятся отложения иотния, наиболее полно представленные в провинции Даллерна. В этом районе осадочно-вулканогенные толщи субиотния (серия Дала) залегают на размытой поверхности свекофенид. Нижние горизонты представлены аркозами, песчаниками, конгломератами, верхние - кварцевыми порфирами и их туфами и граувакками. Весь этот разрез прорван интрузией рапакиви и ассоциирующими с ней сиенитами Ратан и гранодиоритами Ярна, составляющими единый магматический комплекс Дала. Большинство определений абсолютного возраста рапакиви дает близкие значения, варьирующие от 1550 до 1640 млн. лет независимо от метода измерения (см. табл. 38).

На эродированной поверхности массивов рапакиви и серии Дала горизонтально залегают уже собственно иотнийские отложения песчаников и диабазов, отличающиеся ничтожным метаморфизмом и являющиеся самыми юными отложениями докембрия Швеции.

Западнее тектонической зоны Скания - Смоланд все породы Южной Швеции и Южной Норвегии при измерении их возраста аргоновым методом показали значения от 770 до 1080 млн. лет (45 измерений). Поскольку к числу этих пород относятся и древнейшие гнейсы, можно предположить, что полученный эффект обусловлен по крайней мере двукратными эпохами метаморфизма. Одна из них имела место около 1100 млн. лет назад. Это подтверждается хорошо датированными радиоактивными минералами пегматитов Норвегии, возраст которых определялся свинцовым методом еще А. Ниром и был установлен достаточно точно по всем изотопным отношениям в 1190±30 млн. лет (табл. 39).

Вторая эпоха метаморфизма могла быть связана, по мнению Дж. Калпа и Г. Неймана (1963), с группой пегматитов, особенно широко распространенных в районе Эустагдер, для которых были получены часто повторявшиеся значения возраста по аргону около 900 млн. лет (табл. 40). Существование такой эпохи магматизма и связанных с ней проявлений пегматитов доказывается также и измерениями свинцовым методом по ураниниту, которые показали хороший результат.

Дж. Калп и Г. Нейман пытаются провести параллель между метаморфизмом, охватившим в эти эпохи южные провинции Скандинавии, и установленными ими же явлениями метаморфизма древних толщ Центральной Шотландии (серия Мойн), где неоднократно отмечались аргоновые значения возраста, варьировавшие от 750 до 800 млн. лет.

По нашему мнению, подобное омоложение древних толщ следует связывать не только с явлениями, имевшими место в позднем докембрии, с которыми по существу связано формирование структур, характерных не столько для докембрийских щитов, сколько для кристаллического фундамента платформ и позднекембрийского складчатого их обрамления. На удаление аргона из кристаллических пород докембрия Южной Скандинавии, которое привело к существенным искажениям аргоновых значений возраста, по-видимому, оказали влияние каледонские интрузии, отмечаемые не только в каледонидах, обрамляющих с северо-запада Балтийский щит, но и в его докембрийских толщах. К числу каледонских платформенных проявлений такого рода относится, например, щелочной массив Фен близ Осло, с которым связаны редкометальные карбонатиты. Значение возраста, полученное для него Г. Фаулем, аргоновым методом по биотиту и свинцово-урано-ториевым по циркону и колумбиту, дало цифры, варьирующие от 500 до 600 млн лет. Подобно восточно-алданским аналогам интрузий центрального типа, развитых в краевых частях консолидированных щитов, Зтот массив является ярким доказательством того огромного влияния, которое оказывают на краевые зоны платформ примыкающие к ней молодые подвижные орогенические зоны и развивающийся в них магматизм.

Итог геохронологических представлений об истории развития Балтийского щита в докембрии (некоторые главные хорошо датируемые события) изложен в табл. 41. Аналитические данные и возраст минералов представлены в табл. 42.