Покровное сооружение Скандинавских каледонид простирается через западную половину
Скандинавского п-ова от его северной оконечности на 1800 км в юго-юго-западном направлении при ширине до 300 км, располагаясь на территории Норвегии, отчасти Швеции и Финляндии. Оно представляет собой многослойный пакет покровов, полная аллохтон-ность которого доказывается наличием ряда тектонических окон, в которых выступают породы фундамента, а местами и чехла Балтийского щита, а также выходом этих пород на западном побережье Норвегии и на прилегающих островах архипелагов Лофотен и Вестеролен. Масштаб горизонтального перемещения покровного комплекса оценивается в 500 км мини-мум(!), а явления шарьяжа были открыты здесь более 100 лет назад, в 1888 году. Комплекс состоит из 15-20, если не более, отдельных пластин с мощностью, максимальной на востоке, и тенденцией выклинивания на западе. Метаморфизм возрастает от нижних покровов к верхним, от зеленосланцевого до амфиболитового, даже гранулитового и эклогитового. В этом же направлении нарастает «океаничность» отложений, степень их первичной удаленности от Балтийского континента. Покровные пластины смяты в складки - антиформы и синформы. Именно в ядрах антиформ в тектонических окнах обнажаются породы автохтона, которые в западном направлении все больше вовлекаются в деформации и испытывают метаморфизм (рис.4-14).
Автохтоном и паравтохтоном каледонских покровов служит докембрийский кристаллический фундамент Балтийского щита, перекрытый кембрийскими отложениями, среди которых особая роль принадлежит нижнекембрийским черным сланцам, послужившим «смазкой» при перемещении значительной части покровного комплекса. На крайнем севере кембрий подстилается мощной толщей обломочных верхнепротерозойских отложений, а на юге разрез чехла надстраивается верхами кембрия и ордовиком.
Основная эпоха деформаций и метаморфизма Скандинавских каледонид приходится на конец силура - начало девона и именуется скандской. Она отвечает времени коллизии Лаврентии и Балтики. Ей предшествовали деформации конца кембрия - начала ордовика, проявленные в основном на севере Норвегии и поэтому получившие название финнмаркских. Они были связаны, очевидно, со столкновением с Балтикой вулканической дуги.
А заключительные каледонские деформации произошли в конце среднего - начале позднего девона, в эпоху, которая на Шпицбергене получила название свальбардской . Они выразились не только в дальнейшем продвижении к востоку фронта покровов, но, главное, в растяжении, испытанном центральной частью сооружения, приведшем, в частности, к эксгумации ранее глубоко погруженных и метамор-физованных пород.
В покровном пакете Скандинавских каледонид принято различать несколько комплексов, именуемых Нижним, Средним, Верхним и Самым Верхним аллохтонами и отличающихся по составу, возрасту и степени метаморфизма пород.
Рубрика ‘Внеальпийская Европа’ Category
Зона Южных нагорий Шотландии по составу, возрасту пород и строению резко отличается от зоны Северных, Высоких нагорий. Ее слагают ордовикские, преимущественно верхпеордовикские, и силурийские отложения, первые из них на крайнем северо-западе мелководные, юго-восточнее флишевые и далее, в районе Моффет, представленные конденсированным 60-метровым разрезом граптолитовых сланцев, продолжающимся аналогичным разрезом (43 м) нижнего силура, за которым на юго-востоке зоны следует мощная, до 8 км, толща верхнего силура, сложенная грау-вакками, алевролитами и глинистыми сланцами. По своему происхождению и изоклинально чешуйчатой структуре юго-восточной вергентности, удревнению слоев к северо-западу все эти отложения отвечают типичной аккреционной призме, связанной с субдукцией с юго-востока. Ее формирование завершилось в раннем девоне - начале среднего девона. Тогда же, как в Северных, так и в Южных нагорьях, внедрились классические кольцевые плутоны щелочных гранитоидов и произошли основные подвижки по сдвигу Грейт-Глен и другим, параллельным ему сдвигам, начавшиеся еще в позднем силуре.
Почти непосредственно юго-восточнее края Южных нагорий проходит главная сутура Япетуса - след коллизии континента Лаврентия с микроконтинентом
Авалония в позднем силуре - начале девона. Сутура скрыта под Нортумберлендским прогибом чехла, но пересечена сейсмическими профилями, которые показали, что при коллизии произошел поддвиг южного континентального блока под северный, и обнаружили на глубине реликт океанской коры Япетуса, погружающийся к северу (см. раздел 4,7).
К югу от сутуры в составе каледонид различаются еще три зоны. Северной из них является Озерная зона, простирающаяся из Озерного района Северной Англии через о-в Мэн в Ирландском море в юго-восточную Ирландию (Ленстер). В Англии в обнаженном разрезе зоны присутствуют лишь ордовикские и силурийские образования, но в Ирландии разрез надстраивается снизу кембрием, возможно, располагающимся здесь несогласно на докембрийском фундаменте типа, свойственного более южной зоне (см. ниже). Отложения до нижнего ордовика включительно - терриген-ные, со значительным участием турбидитов и представляют осадки склона Авалонского микроконтинента. На этой основе в середине ордовика здесь возникла мощная вулканическая дуга, свидетельствующая о начале субдукции коры Япетуса. Образования этой дуги и ее основания подверглись складчатости в позднем ордовике и были несогласно перекрыты терригенной, с некоторым участием вулканитов, толщей силура. Заключительные деформации произошли в конце силура, одновременно с интрузией гранитоидов, в том числе крупнейшего в каледонидах батолита Ленстер.
К центральной части Озерной зоны с юго-востока примыкает узкая, выклинивающаяся (перекрытая?) на северо-востоке зона- террейн Росслер-Мона. Слагающие ее породы обнажены весьма фрагментарно на обоих побережьях Ирландского моря, относительно наиболее полно - на о-ве Англси у северного побережья Уэльса, где они выделены в комплекс Мона. Этот комплекс весьма интенсивно тектонизирован и включает гнейсы, метаосадки, метавулканиты и граниты, а также офиолиты, все позднепротерозойского возраста, перекрытые мелководно- морским ордовиком. Оба ограничения данной зоны тектонические, и она, очевидно, представляет выступ фундамента Авалонии.
Крайнее юго-западное положение в системе Британских каледонид занимают каледоииды Уэльса. На юге они несогласно срезаются герцинским надвиговым фронтом, а на юго-востоке вдоль флексурно-разлом-ной зоны Черч-Стреттон примыкают к платформенному блоку Английского Мидленда - ядру Восточной Авалонии. Этот блок имеет треугольную форму, с острой вершиной, обращенной к северу. Против этой вершины происходит расщепление южной зоны Британских каледонид на две ветви - западную из них образуют хорошо обнаженные каледоииды Уэльса, а восточная, выявленная практически лишь бурением,огибает блок Мидленда с северо-востока и с юго-восточным простиранием уходит через Северное море в южную Бельгию, в Брабант. Иначе говоря, в северовосточной Англии берет начало Среднеевропейская система каледонид, достигающая на востоке зоны Тей-сейра-Торнквиста.
Что касается каледонид Уэльса, то они образовались в окраинном энсиалическом, но с подвергшейся переработке континентальной корой, бассейне, возникшем в тылу вулканической дуги Озерной зоны. В этом бассейне в течение кембрия, ордовика и силура накопилось более 10 км мелководных в основном осадков, испытавших затем умеренную складчатость, кливаж и весьма слабый метаморфизм. Последнее и предопределило возомжность выделения здесь в началеXIX века всех, трех систем нижнего палеозоя. Кембрий подстилается на севере кислыми субаэральными вулканитами венда, а в ордовике известны бимодальные вулканиты, свидетельствующие о проявлении растяжения.
«Платформа» Мидленда характеризуется выходом на поверхность верхнепротерозойского комплекса ме-таморфитов, включая гнейсы, вулканиты от основных до кислых, субвулканические интрузии, перекрываемых уже неметаморфизованной толщей обломочных осадков, достигающей 7-километровой мощности. Изотопные датировки этого комплекса составляют 700-540 млн лет, а в средней его части обнаружена фауна эдиакарского типа. Комплекс сильно несогласно перекрыт платформенным чехлом, начиная с нижнего кембрия, отличающимся резко пониженной мощностью и еще большей мелководностью по сравнению со своими эквивалентами в смежном Уэльсе.
В конце силура - раннем девоне Британские кале-дониды вступили в орогенный этап своего развития, продолжавшийся до среднего девона включительно и ознаменовавшийся накоплением в межгорных прогибах, молассовой обломочной толщи «древнего красного песчаника» (Old Red Sandstone). Два наиболее крупных прогиба расположены в Шотландии: Оркадский и Срединной Долины. Первый из них находится на северо-востоке Шотландии и продолжается в море, включая Оркнейские о-ва. Второй пересекает Шотландию и продолжается в Ирландию; он отделен разломами от Высоких и Южных нагорий и представляет грабен. Олд Ред залегает здесь согласно с силуром и содержит в своем разрезе основные и средние вулканиты, достигая общей мощности 7 км.
Метаморфическая зона каледонид (британские геологи ее называют еще ортотектонической), занимающая Высокие нагорья Шотландии, полого надвинута на Гебридский форланд по Мойнскому надвигу. Последний сопровождается мощными милонитами, а на юго-западе чешуями из пород форланда, включая лью-исские гнейсы. Зона разделяется другим крупным разломом -левым сдвигом Грейт-Глен, на две подзоны -Северных нагорий, продолжающуюся на Оркнейские и частично Шетландские о-ва, рассекаемые разломом Грейт-Глен, и Центральных нагорий, или Грампианскую, уходящую на юго-запад в пределы Северной Ирландии. Юго-западным ограничением всей зоны служит Пограничный разлом Высоких нагорий, отделяющий ее от сформированного в девоне грабена Срединной долины Шотландии.
Северо-западная подзона Высоких нагорий сложена в основном мощным, до 10 км, комплексом пород супергруппы Мойн, первично осадочных, псаммито-пелитовых с подчиненным участием карбонатов и основных вулканитов, метаморфизованных в амфиболитовой или гранулитовой фации. Комплекс этот многократно и чрезвычайно интенсивно деформирован и в целом образует тектонический покров, залегающий на Гебридском форланде. Местами среди мойнских пород имеются эрозионные окна и чешуи льюисских гнейсов, свидетельствуя о накоплении мойнских осадков на континентальном субстрате.
Возраст мойнской супергруппы неопротерозойский; в ней намечается несогласие на уровне 850 млн лет т.н., т.е. в середине позднего рифея, а закончилось ее накопление, вероятно, в венде, на уровне 600 млн лет т.н.
Юго-восточная подзона Высоких нагорий сложена в основном супергруппой Дэлред, представленной мелководно-морской толщей карбонатно-терригенных осадков, а в верхах - граувакк, турбидитов и пиллоу-базальтов, достигающей мощности более 10 км. Присутствие тиллитов в основании средней части разреза указывает на ее вероятную принадлежность венду, а известняков с нижнекембрийской фауной в основании его верхней части - к нижнему палеозою. Окончание накопления супергруппы Дэлред относят к аренигулланвирну, и вскоре она подверглась интенсивным деформациям. Последние, однако, были, как и в северозападных нагорьях, многофазными; одна из более ранних фаз, датированная около 600 млн лет, сопровождалась внедрением гранитов, но основная масса последних иитрудировала уже в ордовике. Метаморфизм достигал амфиболитовой фации с последующим зеленосланцевым диафторезом. Внутренняя структура весьма сложная; ее основным элементом является громадный тектонический покров Тей в виде лежачей, ныряющей к юго-востоку складки, шарнир которой достигает Пограничного разлома Высоких нагорий. Покрову Тей приписывается гравитационное происхождение.
К южному краю Грампианской зоны приурочена ордовикская вулканическая дуга, а в ряде пунктов вдоль Пограничного разлома Высоких нагорий известны выходы офиолитов неустановленного возраста; на продолжении Дэлредской зоны в Шетландских о-вах известен обдуцированный, очевидно с юго-востока, останец покрова офиолитов, датированных самым ранним ордовиком. Однако наиболее крупный и известный в Шотландии офиолитовый массив - Бал-лантре - расположен уже по другую сторону грабена Срединной долины, на крайнем юго-западе разлома Южных нагорий. Возраст этих офиолитов близок границе кембрия и ордовика, с ними связаны глаукофа-новые сланцы и эклогиты.
Гебридский массив занимает северо-западное побережье Шотландии и прилегающие Гебридские о-ва.Его фундамент сложен в своей основе архейскими гра-нулитами, преимущественно образованными по изве-стково-щелочным интрузивным магматитам с некоторым участием супракрустальных пород. Их первичный возраст определен в 2,85 млрд лет, но на большей части площади массива они подверглись неоднократной переработке, сначала в конце архея - 2,45 млрд лет т.н., с последующим внедрением плутона габбро-анортозитов и роя основных даек, а затем в конце раннего протерозоя -1,87-1,70 млрд лет т.н., с образованием в промежутке терригенно-карбонатного осадочного чехла и ретроградным метаморфизмом амфиболитовой, и на уровне 1,5-1,4 млрд лет т.н. - зеленосланцевой фации. Эта переработка выражалась и в многократных повторных деформациях.
На небольших о-вах Колонсей и Ислей, примыкающих с юго-запада к северо-западному побережью Шотландии, выступают метаморфизованные осадочные образования, условно рассматриваемые как продолжение раннепротерозойских Кетилид южной Гренландии, находящееся в тектоническом контакте с Гебридским массивом.
На гебридском полиметаморфическом раннедокем-брийском субстрате, нередко обозначаемом обобщенно как льюисский комплекс, залегает верхнедокембрий-ский и нижнепалеозойский чехол. Его протерозойская часть, известная под названием торридона, датирована в низах 1,2 млрд лет (верхи среднего рифея), а в верхах - 0,99-0,97 млрд лет (низы верхнего рифея). Эти континентальные обломочные отложения, разделенные несогласием (гренвильским?) на две группы, имеют, очевидно, рифтогенное происхождение и образованы за счет сноса с юго-востока. Их несогласно срезает подошва кембрийских отложений, вместе с низами ордовика составляющими шельфовый комплекс небольшой мощности, полого моноклинально наклоненный к востоку. Несогласие между торридоном и кембрием - это и есть ассинтское (от оз.Ассинт) несогласие, в свое время принятое Г.Штилле за тектонотип несогласия между протерозоем и кембрием, но в действительности представляющее пример характерного для пассивных окраин континентов несогласия между рифтовым и пострифтовым комплексами. Нижнепалеозойские отложения чехла Гебридского массива, в нижней части обломочные, выше карбонатные, содержат фауну североамериканского типа, свидетельствующую, что это была окраина Лаврентии.
Внешняя зона Гебридского массива, отвечающая о-вам Внешних Гебрид, отделена от внутренней, расположенной на суше, прогибом пролива Минч, выполненным в основном мезозойскими отложениями. Северо-западный Минчский разлом (или разлом Внешних Гебрид), ограничивающий этот прогиб, возник первоначально как надвиг, параллельный Мойнскому надвигу - фронту каледонид (см. ниже) и той же северозападной вергентности, но затем, очевидно в позднем палеозое, превратился в листрический сброс. По данным сейсмики, он пересекает всю кору и уходит в верхнюю мантию.
Значительные площади в пределах Гебридского массива покрыты раннепалеогеновыми лавами, в основном базальтами, отчасти риолитами и трахитами; имеются здесь и кольцевые плутоны: это часть так называемой Брито-Арктической вулканической провинции.
Каледонская складчатая система занимает большую часть площади Британских о-вов, за исключением крайнего северо-запада Шотландии, крайнего юга Ирландии и Южной Англии вместе с Корнуоллом Ее северо-западным форландом служит Гебридский массив с донеопротерозойским, в основном архейским фундаментом, рассматриваемый как отторженец Гренландии и, следовательно, Лаврентии, отделенный от нее в связи с раскрытием Северной Атлантики. Юго-восточным ограничением Британских каледонид служит кадомский массив английского Мидленда, входивший в состав Восточной Авалони (см. ниже), а западнее, на юге Уэльса и Ирландии, на них непосредственно надвинута с юга северная зона западноевропейских гер-цинид.
Британские каледониды традиционно подразделялись на две зоны -северную, метаморфическую, охватывавшую Северные, Высокие нагорья Шотландии и их продолжение в Ирландии с главными деформациями в начале ордовика (грампианская фаза), и неметаморфическую, отделенную от первой грабеном Срединной долины Шотландии и испытавшую заключительные интенсивные деформации в раннем девоне. Однако не менее, если не более важным представляется деление Британских каледонид вдоль сутуры - следа закрытия океана Япетус, установленной сначала по па-леофаунистическим данным, а затем сейсмическим профилированием между Южными нагорьями Шотландии и Озерным районом северной Англии (линия Солвей) и прослеженной как к западу, вплоть до Атлантики,так и к востоку, в Северном море. Современное тектоническое районирование Британских каледонид основывается на террейновой концепции, но многие ныне выделяемые террейны отвечают традиционным, более ранним подразделениям, разграниченным давно установленными крупными разломами.
Основная покровно-складчатая система европейских каледонид включает каледониды Британских о-вов, Скандинавские каледониды и каледониды Шпицбергена . Все они рассматриваются как порождение раннепалеозойского океана Япетус. При этом Британские каледониды считаются первоначальным непосредственным продолжением каледонид Северных Аппалачей и Ньюфаундленда, а каледониды Шпицбергена близки к каледонидам Восточной и Северной Гренландии.
Соответствующие палеотектонические реконструкции будуг приведены ниже.
От основной системы европейских каледониид, имеющей северо-восточное простирание, в районе Восточной Англии и Северного моря отходит побочная ветвь, простирающаяся сначала в востоко-юго-восточ-ном, а затем в юго-восточном направлении, вдоль границы Восточно-Европейской древней платформы - линии Тейсейра-Торнквиста. Бассейн, за счет которого возникла эта складчатая зона, получил в литературе название «моря Торнквиста». Море Торнквиста должно было соединяться с океаном Япетус где-то в центре современного Северного моря по типу тройного сочленения.
Заключительные деформации европейских каледонид приходятся на поздний силур - первую половину раннего девона, а горообразование - на ранний-средний девон; оно нашло свое отражение в накоплении красноцветной молассы «древнего красного песчаника» - Олд Реда британских геологов.
Южно-Баренцевский трог состоит из двух ветвей. Одна из них, Варангерский грабен, простирается в общем параллельно границе древней платформы и вдоль границы байкалид и Свальбардской плиты. Глубина грабена возрастает с востока на запад от 8-9 до 12-14 км, а выполнение включает отложения от палеозойских до меловых. Второй, Нордкапский грабен сочленяется с Варангерским на западе, но отклоняется затем в северо-восточном направлении. Глубина грабена достигает 13-16 км и в его наиболее глубокой части мощность консолидированной коры уменьшается и она, как и в Восточно-Баренцевском троге, приобретает субокеанский характер. Выполнение грабена имеет девонско-палеогеновыи возраст, причем верхний мел и палеоген присутствуют лишь в его осевой части. В разрезе карбона и перми, а возможно и девона, содержатся эвапориты, с которыми в обоих грабенах связаны проявления солянокупольной тектоники.
Остальная площадь Свальбардской плиты занята поднятиями и разделяющими их понижениями более или менее изометричной формы, выраженными по поверхности фундамента горстами и в меньшей степени грабенами, и отраженными в структуре осадочного чехла нередко со значительными смещениями и изменением ориентировки.
Восточно-Баренцевский трог простирается в се-веро-северо-восточном направлении в общем параллельно архипелагу Новой Земли на расстояние более 1500 км, имея в ширину 300-600 км и достигая глубины 18-20 км и более по поверхности фундамента. Трог распадается на три впадины, глубина которых возрастает с севера на юг. Южная впадина вклинивается уже в пределы Тимано-Печорской плиты. Мощность коры во впадинах, особенно южной, сокращается до 25-20 км, а ее консолидированная часть характеризуется скоростями, типичными для низов континентальной или второго слоя океанской коры. В осадочном выполнении впадин наибольшие мощности приходятся на долю терригенных отложений верхней перми -триаса (6-8 км), а также девона, в то время как каменноуголь-но-пермские карбонаты имеют мощность менее 1 км.Это свидетельствует, скорее всего, о двух фазах риф-тинга, разделенных интервалом общего слабого погружения. Наиболее вероятно, что начало образования трога связано с девонским рифтингом, в соответствии с палеогеофизическим анализом С.В.Аплонова, а повторный мог иметь место в перми-триасе (И.С.Грам-берг). Разрывы, осложняющие строение трога, затухают выше триасовых отложений. Весь разрез до нижнего мела включительно насыщен силлами основных магматитов, сходных по составу и возрасту с известными на Земле Франца-Иосифа траппами. Внутренняя структура трога осложнена седлами между впадинами и пологими складками, в основном приуроченными к этим седлам.
На Свальбардской плите накопление чехла началось в позднем рифее-венде, но отложения этого и ран-непалеозойского возраста развиты ограниченно и в основном известны на Северном о-ве Новой Земли и сейсмически установлены в трогах фундамента. При этом образования кембрия-силура представлены мелководно-морскими карбонатными или терригенио-карбонатными осадками. На поднятиях фундамента чехол начинается с девонских (и верхнесилурийских?) отложений, которые представлены характерной для каледонид красноцветной формацией типа Олд Ред, залегающей несогласно на подстилающих образованиях и так же, с несогласием (более слабым), сменяющейся карбонатной и частично эвапоритовой формацией карбона-перми. Новое несогласие отделяет эту формацию от терригеннойтриасово-юрской толщи континен-тально-морского происхождения. Выше с размывом залегают терригенные, на западе карбонатно-терриген-ные нижнемеловые образования, разрез которых на севере содержит вулканиты основного состава. Разрез чехла завершается также терригенным верхним мелом - палеогеном, присутствующим лишь на западной периферии плиты.
Карбон-палеогеновый чехол описанного состава является общим для Свальбардской эпигренвильской и морской части Тимано-Печорской эпибайкальской платформы. Суммарная мощность чехла, включающего и более древние отложения, достигает 16-18 км в рифтогенных прогибах, причем большая часть мощности приходится на триасово-юрско-нижнемеловую часть разреза.
В континентальной части Тимано-Печорской плиты разрез чехла начинается терригенной формацией нижнего-среднего ордовика, сменяемой карбонатами верхнего ордовика - нижнего девона; они составляют каледонский цикл осадконакопления. Герцинский цикл включает терригенные отложения среднего девона -нижнего франа, терригенно-карбонатные - среднего франа - турне с рифами, угленосно-терригенные нижнего-среднего визе, а выше залегает мощная толща карбонатов остального карбона. Заканчивается этот цикл карбонатами, ангидритами, красноцветами Перми, а в триасе плита становится сушей. Мезозойско-кайнозойский цикл представлен среднеюрско-меловой морской и неоген-четвертичной континентальной (кроме верхнего плиоцена) терригенными формациями, разделенными на большей части плиты перерывом в осадконакоплении, приходящимся на поздний мел -палеоген.
Основными структурными элементами Тимано-Печорской плиты в пределах суши являются, с запада на восток: Канин-Тиманская гряда, состоящая
из ряда кулисно расположенных и ограниченных с запада взбросо-надвигами блоков, а в целом надвинутая на край Русской плиты (рифей на верхний палеозой); Ижма-Печорская впадина; Малоземельско-Колгуевс-кая моноклиналь; Печоро-Колвинский авлакоген; Хо-рейверская впадина, наложенная на Большеземельский погребенный свод; Варандей-Адзьвинский блок и далее уже простирается Предуральско-Предпайхойская система прогибов. Все эти структурные элементы осложнены локальными поднятиями, группирующимися в валы. Наиболее напряженной внутренней структурой обладает Печоро-Колвинский авлакоген с осевым прогибом и приразломными инверсионными валами, а также Варандей-Адзьвинский блок. Зарождение Печоро-Колвинского авлакогена относится к силуру, но наиболее активное развитие - к девону -раннему карбону, а инверсионные деформации - к позднему палеозою.
Морская часть Тимано-Печорской плиты отделена от континентальной зоной левых сдвигов, простирающихся вдоль побережья. Структурный рельеф поверхности фундамента к северу от этой зоны сглаживается и отдельные структуры затухают; далее всего прослеживаются структуры наиболее восточной, Ва-рандей-Адзьвинской зоны. Мощность чехла возрастает, особенно за счет девона, перми и триаса. Северным ограничением Тимано-Печорской плиты, отделяющим ее от Свальбардской, служит другая широтная зона, южная ветвь которой выходит на востоке к южной оконечности Новой Земли.
В пределах Свальбардской плиты, занимающей большую часть площади Баренцева моря, расположены две главных структуры всего бассейна, два глубоких рифтогенных трога, определивших его заложение - Восточно- и Южно-Баренцевский, сочленяющиеся в его центре. Сюда же, вероятно, выходит северное продолжение Печоро-Колвинского рифта, образуя тройное сочленение.
Байкальский складчатый комплекс, подстилающий южную часть платформы, простирается в общем северо-западном направлении и обнажается в отдельных блоках Тиманского кряжа, на п-ове Канин, на п-овах
Рыбачьем и Варангер. В пределах самой внешней зоны Тиманского кряжа терригенные отложения рифейско-го, а на п-овах Рыбачьем и Варангере и вендского возраста весьма слабо метаморфизованы и относительно умеренно деформированы. Их мощность составляет 4-6 км, но на Варангере существенно возрастает, превышая 10 км. Это, несомненно, отложения пассивной окраины Восточно-Европейского континента, внешнего шельфа и континентального склона. На границе с более внутренней зоной Тимана в позднем рифее выделена формация барьерного рифа. Известны небольшие интрузивные тела мафитов и ультрамафитов.
Восточнее, наТимане и Канине и в пределах Ижма-Печорской впадины чехла, байкальский комплекс ме-таморфизован в зеленосланцевой фации и прорван плутонами не только габбро-диабазов, но и двуслюдя-ных гранитов и гранодиоритов в полосе, тяготеющей к зоне разломов, пересекающей р. Печору в ее среднем и нижнем течении. Эта Припечорская зона разломов отвечает, очевидно, границе распространения в основании байкальского комплекса пассивной окраины добайкальской коры, представляющей продолжение фундамента Восточно-Европейской платформы. К востоку от Припечорских разломов в байкальском комплексе, по данным бурения, резко возрастает роль магматических образований, как эффузивных, так и интрузивных. Непосредственно к востоку от Припечор-ской зоны магматиты имеют известково-щелочной состав и относятся, видимо, к островодужной серии, а в районе Большеземельской тундры, по геофизическим данным, намечается существование микроконтинента с добайкальской корой, перекрытого кислыми вулканитами и прорванного гранитами, с наложенной впадиной, выполненной венд-кембрийской красноцветной континентальной мелассой. На фоне общего погружения складчатого основания от Тимана к Предураль-скому прогибу до 10-12 км в пределах Большеземель-ского блока он приподнят до 4 км. К востоку от этого блока и в полосе предуральских прогибов повышенные сейсмические скорости позволяют предполагать развитие в байкальском фундаменте пород основного состава.
Фундамент Свальбардской плиты представлен на Новой Земле метаморфическими образованиями эпи-дот-амфиболитовой фации - мраморами, кристаллическими сланцами, амфиболитами, прорванными гранитами и с резким несогласием перекрытыми слабо метаморфизованными верхнерифейскими отложениями. Изотопные датировки метаморфитов и гранитов заключены в пределах 1,55-1,3 млрд лет. Близкие соотношения фундамента и чехла наблюдаются и на Северо-Восточной Земле Шпицбергена, где выделен метаморфический комплекс с датировками по гранитам 1050 и 950 млн лет.