1. Ю.Й.Сыстра1, Т. Хаабу1
1. Горный институт Таллиннского технического университета, Таллинн, Эстония
Строение края каледонского надвигового покрова в районе
Кильписъярви – Меэконъярви, Лапландия, СЗ Финляндии
Непосредственные геологические контакты надвиговых покровов с основанием
редко доступны для непосредственных наблюдений. Рассматриваемый район
Кильписъярви–Меэконъярви в Финляндской Лапландии представляет исключение из
этого правила. Участок расположен за 69° параллелью на восточном склоне
Скандинавских гор, между высотными отметками 473 м (оз. Кильписъярви) и 1144 м.
Речно-озерные долины по разломным зонам глубоко врезаны в край надвигового
покрова и породы основания. Четвертичный покров на пологих вершинах практически
отсутствует, потому что здесь материковый лед содержал относительно мало каменного
материала. Иногда в разломных долинах в период таяния льдов образовались временные
русла талых вод и формировались песчано-гравийные озовые гряды, длиной до 10 км.
Через весь изученный участок проходит ЮВ извилистый край каледонских
коллизионных надвигов, которые образуют Скандинавский горный хребет, высотой до
2-2,5 км, общей длиной более 2000 км и шириной от 250 км до более 500 км [3]. Нами
изучен отрезок края надвигового покрова длиной около 40 км. Хорошая обнаженность
позволила детально изучить строение зоны сочленения надвигов с кембрийским
автохтоном и архейским основанием [1].
Архейское основание представлено главными образом неоднородными серыми
гранодиоритами и гранитогнейсами. Они относительно слабо огнейсованы и местами
участками мигматизированы пегматоидными мусковитовыми гранитами. Минеральная
линейность в гранитах отсутствует, как и интенсивная складчатость. Ксенолиты
амфиболитов и крупные останцы вулканитов встречаются в районе Кильписъярви, где в
гранодиоритах сохранился крупный реликт архейского зеленокаменного пояса, длиной
более 6 км и шириной до 1,5 км. Пояс состоит из вулканитов, по составу от кислых до
ультраосновных. Местами в основных вулканитах сохранились реликты подушечных
текстур, а в кислых туфовые и пирокластические разности. С кислыми вулканитами связана
слабая сульфидная минерализация. Вулканиты как слоистые породы деформированы
интенсивнее, чем гранодиориты и граниты. Толща вулканитов деформирована в крупные и
мелкие складки с крутыми шарнирами. Минеральная линейность, параллельная шарнирам
складок, погружается под углами 48-62° в западных румбах. Общее простирание полосы
вулканитов СЗ 335°, падение крутое, преимущественно в западных румбах. Метаморфизм

2. достигает низов амфиболитовой фации только местами, иногда в биотитовых гнейсах
проявляется слабая послойная мигматизация и в амфиболитах встречаются мелкие зерна
граната. В основном метаморфизм соответствовал условиям эпидот-амфиболитовой фации.
Ультраосновные вулканиты (коматииты) превращены в тальк - хлоритовые сланцы и
амфиболиты. Изотопный возраст гранодиоритов – 2735 млн. лет [2] установлен в
аналогичных породах в Швеции, в 100 км южнее рассматриваемого района. Это позволяет
считать, что комплекс основания, вулканиты, секущие их диориты и граниты относится к
архею. Всех архейских пород в свою очередь секут крутопадающие габбро-диабазовые
дайки, мощностью от первых метров до 55 м, их преимущественное простирание СЗ 290-
305°, реже встречаются дайки северо-восточного направления. Было встречена одна
порфиритовая дайка СВ простирания.
Автохтон. Отложению толщи глинистых сланцев и алевролитов с прослоями
песчаников и кварцито–песчаников кембрия, предшествовал длинный, более 2 млрд. лет,
перерыв. Проведенные нами ранее работы дали новые сведения об автохтоне и выявили в
нем новые следы жизнедеятельности живых организмов [4]. Эти находки позволили
уточнить возраст пород. Выяснилось, что на данном участке осадки венда (эдиакары)
вообще отсутствуют. Разрез начнется со слабо проявленной в массивных гранитах коры
выветривания полимиктовыми базальными конгломератами. Они сначала заполнили
эрозионные «карманы», а затем стали образовать прослои. Цемент конгломератов
песчанистый, а галька состоит почти исключительно из полупрозрачного и молочно–белого
кварца. Только в базальном слое конгломератов встречаются отдельные угловатые обломки
гранитов со следами выветривания, похожих на граниты основания. Галька кварца даже в
нижней части прослоя редко достигает длину 10 см, выше по разрезу их размер
уменьшается до 1–2 см. Крупные гальки более угловатые, чем мелкие. Все они покрыты
тонкой ржавой пленкой из гидроокислов железа. В восточном склоне горы Сайваара
мощность конгломератов не превышает нескольких метров. Слоистость в них падает на СЗ,
под вышележащие глинистые осадки и надвиговые пластины под очень маленьким углом,
всего около 3°. Прослой конгломератов обнажается в районе редко, а довольно крупные их
валуны иногда встречаются. Верхняя часть конгломератов представлена буроватыми
грубозернистыми песчаниками с единичными мелкими гальками кварца. На конгломератах
залегает толща глинистых сланцев и алевролитов общей мощностью на данном участке не
более 100 метров. На склоне горы Сайваара они имеют падение на СЗ под углом около 7-8°,
что несколько больше, чем в конгломератах, линейность в глинистых сланцах отсутствует.
Эти сланцы перекрыты краем надвиговой пластины. Пластина в верхней части горы смята в
очень открытые продольные складки, параллельно шарнирам которых ориентирована

3. четкая минеральная линейность по кварцу и минеральным агрегатам, которая погружается
под углами 11-13° по азимуту СЗ 280-295°. С этого направления происходило движение
надвиговой пластины в данном месте.
В верхней части разреза среди тонкозернистых глинистых и алевролитовых сланцев
во многих разрезах появляются прослои песчаников и кварцито–песчаников, мощностью до
1–2 м. Эти песчаники образуют с глинистыми сланцами местами переслаивающую толщу,
где мощность каждого слоя не превышает 5-10 см. В такой части разреза чаще всего
встречаются следы жизнедеятельности кембрийской фауны. Они обычно особенно
многочисленные на нижней стороне песчаниковых прослоев. По нашему заключению они
принадлежат к нижнему кембрию, ко времени, предшествующему проявлению трилобитов.
Следы относительно хорошо сохранились [4]. Иногда в более мощных слоях песчаников
встречаются очень открытые цилиндрические и конические складки, но линейных
ориентировок на поверхностях даже в хорошо очищенных выходах не наблюдалось.
Мелкие открытые складки в глинистых сланцах были ранее встречены на южном склоне
горы Саана. Эти были складочки смятия чисто механические, без какой-либо
перекристаллизации пород. Анализ линейных ориентировок позволяет уверенно различать
автохтон от аллохтона. В надвигах происходит образование минеральных ориентировок
повсеместно.
Надвиговые пластины. В непосредственной близости от края надвигового покрова
находятся пластины Йерта и Налганас, которые относятся соответственно к нижнему и
среднему аллохтону.
Пластина Йерта относится к нижнему аллохтону и представлена в нижней части
глинистыми сланцами, а в верхней - своеобразными синими кварцитами. Переход от
автохтона к аллохтону не всегда четок. Почти всегда в верхней части пластины имеется
слой доломитовых мраморов, его мощность изменена надвиганием и составляет сейчас от 1
до 40 м. Местами в доломитах встречаются мелкие и средние продольные складки, а также
отчетливая минеральная и агрегатная линейность, параллельная шарнирам складок.
Общая мощность пластины может достигать 100-200 м [2]. Эта пластина, особенно ее
нижняя часть, сдвинута с первоначального места не очень далеко.
Пластина Налганас. Является первой настоящей надвиговой пластиной, которая
передвинута на многие километры. Пластина имеет в основании и внутри множество
надвиговых поверхностей. В вертикальном разрезе такая поверхность представляет собой
зоны интенсивного сланцевания, мощностью обычно до 2-3 м. Порода зоны превращена в
более темный зеленоватый кварц – хлоритовый тектонит и содержит глинку трения.

4. Передвижение более массивных частей пластины происходит по многочисленным
поверхностям скольжения, в которых линейная ориентировка минеральных частиц
указывает направление движения. Невысокие поперечные уступчики на поверхностях
скольжения свидетельствуют о движении с остановками. Пластина Налганас относится к
среднему аллохтону и состоит почти целиком из слоистых светлых зеленоватых кварцитов.
В них встречены прослойки вулканического пепла, мощностью до 0,5-3 см, а в редких
случаях до 20 см. Встречаются единичные пластовые тела основных пород, мощностью до
0,5 м, которые вероятно являются лавовыми потоками.
Передвижение пластины происходило под огромным напряжением. При встрече
препятствия часто образовались мелкие надвиги внутри пластины, которые способствовали
снятию напряжений и передвижению горных масс. Иногда образуются поперек движения
трещиноватые зоны мощностью до 150 м. Мощность пластины на краю была не очень
большая, местами наблюдаются явления обратного движения горной массы верхней части
пластины. Такие явления встречаются главным образом на участках, где угол надвиговых
поверхностей превышает 20°. В пластине Налганас довольно часто встречаются продольные
и поперечные открытые линейные складки и повсеместно линейность, которая является
наиболее выдержанным структурным элементом в надвиговых пластинах. Расстояние
между Кильписъярви и городом Скиботн составляет 50 км, а линейность сохраняет
ориентировку: погружается выдержанно под углом 12 по азимуту СЗ 302°. В отдельных
частях надвиговой пластины наблюдается образование пологих открытых складок сжатия.
Неодинаковые движения пластин могут вызывать образование напряжения, результатом
которых являются складчатые структуры. Вся надвиговая пластина делится пластовыми,
продольными и поперечными системами трещин на блоки, часто кубической формы.
Полевые работы в районе Кильписъярви–Меэконъярви были проведены в 2002-2003
гг. при финансовой поддержке LAPBIAT (грант HPRI–CT–00132) и 2008 г. при поддержке
LAPBIAT 2 (грант RITA–CT–2006–025 969). Обобщение материалов проводилось в рамках
проекта Министерства просвещения и науки Эстонии SF0140093s08.
Литература
1. Сыстра, Ю.Й. Мат-лы XXXIII Тектонич. совещания. М.: ГЕОС, 2005. С. 248-251.
2. Lehtovaara, J.J. Kilpisjärven ja Haltin kartta-alueiden kallioperä. Summary: Pre-Quaternary rocks of
the Kilpisjärvi and Halti map-sheet areas. Geol. Survey of Finland, Espoo. 64 pp.
3. Sigmond, Ellen M.O. Geological Map, Land and Sea Areas of Northern Europe. 2002. Scale 1:4
million. Geological Survey of Norway.

5. 4. Systra, Y.J. & Jensen, S. 2006. Trace fossils from the Dividalen Group of northern Finland
with remarks on lower Cambrian trace fossil provoncialism. GFF, v. 128. 4, pp 321-325.