Белое море пронизывает древнюю - восточную - часть Фенноскандинавского щита и создает уникальные возможности для изучения раннедокембрийских образований Беломорской провинции (БП) [Слабунов и др., 2006 и ссылки там]. Кроме того, на Терском берегу доступны для изучения неопротерозойские (рифейские) образования, слагающие палеорифтовую систему Белого моря [Балуев и др., 2000]. Благодаря тому, что наряду с хорошей геологиче­ской изученностью в Беломорском регионе проводились и проводятся разнообразные геофизические исследования [Глубинное строение…, 2001; 2004; Журавлев и Шипилов, 2007 и ссылки там], позволяющие судить о структуре литосферы, он является полигоном для разработки и тестирования моделей формирования земной коры на ранних стадия развития Земли и взаимосвязи с ними более поздних структур, например, рифтов.

Через БП проходят профили глубинного сейсмического зондирования ОГТ Кемь-Калевала - 4В и часть профиля 1-ЕВ, южная часть морского ГЗС геотраверса 3-АР [Глубинное строение…, 2001; 2004; Журавлев и Шипилов, 2007]. Первый и последний из них пересекают основные структуры провинции под углом, близким к прямому, а второй ориентирован большей частью параллельно им. Мощность земной коры в пределах БП варьирует от 39 до 49 км , но на большей части - от 40 до 42 км , в Карельской повинции - от 35 до 62 км , в Кольской - от 34 до 45 [Глубинное строение…, 2004]. Наиболее существенно отличается от соседних провинций структура земной коры БП: она насыщена, особенно в зоне сочленения с Карельской провинцией, относительно пологими сейсмоотражающими поверхностями, связанными, по-видимому, с покровной тектоникой.

Среди пород, слагающих БП, не установлены структурно-вещественные комплексы с возрастом, превышающим 2,9 млрд. лет. Только в осадочных породах Чупинского парагнейсового пояса, Суомуярвинского комплекса и Хизоваарской структуры обнаружены зерна детритового циркона с возрастом древнее 3,0 млрд. лет, что указывает на наличие в его протолите относительно древнего компонента [Слабунов и др., 2006 и ссылки там]. В то же время, структурно-вещественные комплексы, сформировавшиеся до 2,9 млрд. лет, широко развиты в ряде террейнов Карельского кратона.

Ранняя стадия (2,88-2,83 млрд. лет) развития континентальной земной коры БП маркируется вулканогенными и осадочными образованиями, входящими в состав зеленокаменных поясов Керетского, Центрально-Беломорского и Тулппио, а также парагнейсового Чупинского пояса. Среднекислые вулканиты Керетского зеленокаменного пояса, метаграувакки Чупинского парагнейсового пояса и фрагменты океанической коры Центрально-Беломорского зеленокаменного пояса с возрастом 2,88-2,83 млрд. лет составляют латеральный ряд, маркирующий различные зоны мезоархейской субдукционной системы западнотихоокеанского типа.

Зеленокаменный комплекс пояса Тулппио, в составе которого отмечены вулканиты, сопоставимые с островодужными, маркирует еще одну располагающуюся к ССВ от керетьозерской (в современной системе координат) конвергентную границу.

Развитие древних островодужных систем завершается примерно 2,83-2,8 млрд. лет назад, когда происходит аккреция островодужных, троговых, океанических комплексов, формирование ранней генерации гранитоидов ТТГ ассоциации, метаморфические преобразования в условиях гранулитовой фации. Кроме того, на завершающей стадии развития северной конвергентной границы (зеленокаменный пояс Тулппио) образуются массивы сиенитов, которые служат индикатором существования здесь развитой континентальной коры.

Таким образом, в период 2,88-2,8 млрд. лет в результате субдукционных и аккреционных процессов на конвергентных границах океанических литосферных плит образовались первые в данной системе фрагменты новой континентальной (или субконтинентальной) земной коры: микроконтиненты «керетьозерский» и «тулппио». Последний, возможно, является частью более крупного фрагмента континентальной коры.

В период 2,8-2,72 млрд. лет формируется несколько субдукционно-аккреционных систем. Супракрустальные образования этого периода известны в Северо-Карельской системе зеленокаменных поясов (хизоваарский зеленокаменный комплекс), Енском и Пебозерском зеленокаменных поясах.

Выделяется по крайней мере две островодужные системы, сформировавшиеся в этот период. Супрасубдукционный офиолитовый комплекс, фрагменты которого установлены в Ириногорской и Хизоваарской структурах, сформировался в основании юной островной дуги или в задуговом бассейне. Позднее образуется зрелая вулканическая островная дуга с известково-щелочными и адакитовыми вулканитами среднего и кислого составов [Слабунов и др., 2006 и ссылки там].

В период 2,8-2,72 млрд. лет за счет субдукционно-аккреционных процессов образовался «беломорский» микроконтинент, ядром которого стал «керетьозерский» блок сиаля. К северу от него, отделенный океанической литосферной плитой, располагался микроконтинент «тулппио». Взаимодействие двух этих фрагментов континентальной коры предопределило дальнейшую историю развития аккреционно-коллизионной системы.

Следующая, «предколлизионная», стадия (2,74-2,71 млрд. лет) развития литосферы Беломорской системы фиксируется проявлениями гранулитового метаморфизма умеренных давлений и (габбро)-эндербит-чарнокитового магматизма (нотозерский комплекс) [Володичев, 1990; Слабунов и др., 2006 и ссылки там] в западной части системы (Западно-Беломорский гранулитовый пояс) и эклогитового метаморфизма - в восточной. Метаморфические и магматические события в Западно-Беломорском гранулитовом поясе являются отражением субдукционных процессов (в режиме активной континентальной окраины) на окраине «беломорского» микроконтинента, а древнейшие в мире неоархейские (2720 млн. лет) эклогиты Гридинского комплекса [Слабунов и др., 2006 и ссылки там] формируются непосредственно в зоне субдукции.

В это же период (2724 млн. лет) в тыловой части системы образуется крупный диорит-плагиогранитный (санукитоидный) батолит.

Начиная примерно с 2,72-2,71 млрд. лет Беломорская аккреционно-коллизионная система вступает в коллизионную стадию развития, которая маркируется проявлениями покровно-складчатой тектоники, высокобарического метаморфизма (2717-2707 млн. лет) [Володичев, 1990; Глебовицкий и др., 1996 и ссылки там], гранитообразованием (образуются поля мигматитов и массивы лейко-гранитов с геохимическими характеристиками коллизионных S-гранитов), в западной части структуры в это же время формируются гранитогнейсовые купола.

Следствием коллизии является увеличение мощности коры, в результате - ее гравитационная неустойчивость, которая реализуется как коллапс орогена. Одним из проявлений этого процесса является габброидный магматизм [Слабунов и др., 2006 и ссылки там]. На этой же стадии образуются вулканиты и грубообломочные осадки Воче-Ламбинского зеленокаменного пояса, имеющие черты сходства с вулканогенными молассами и свидетельствующие о расчлененности рельефа. На завершающем этапе развития системы происходит формирование разнообразных гранитоидов, в том числе субщелочных (например, юковский комплекс).

В раннем палеопротерозое (2,45-2,1 млрд. лет) БП входит в область влияния мантийных плюмов, в результате воздействия которых образуются многочисленные массивы, рои даек и дайки габброидов и, реже, гранитоидов. По периферии БП формируются рифтогенные структуры, фрагментами которых являются, например, Шомбозерская, Лехтинская, Имандра-Варзугская.

В период ~2,0-1,75 млрд. лет БП вовлекается в коллизионные, поздне- и постколлизионные процессы, связанные с формированием Лапландско-Кольского орогена [Балаганский, 2002]. Именно в этот период древние структурно-вещественные комплексы БП выводятся на поверхность по системе пологих надвигов и, в частности, надвинуты на палеопротерозойские рифтогенные комплексы на границе Карельской и Беломорской провинций. Граница этих провинций фиксируется, кроме геологических и петрологических данных, по резкому изменению изотопного U-Pb возраста сфенов: в Карельской провинции - они архейские, в Беломорской - палео-протерозойские (2,0-1,75 млрд. лет) [Бибикова и др., 1999]. Комплексы ядра Лапландско-Кольского орогена в свою очередь надвинуты на образования БП. Северо-восточная граница БП, вероятно, трассируется от Колвицкой структуры по осевой части Кандалакшского залива Белого моря. Вдоль этой границы в неопротерозое закладывается один из наиболее глубоких палеорифтов системы Белого моря [Балуев и др., 2000; Журавлев и Шипилов, 2007].

Таким образом, вещество, слагающее континентальную кору БП, сформировалось главным образом во второй половине архея (2,9-2,58 млрд. лет) при определенном влиянии палеопротерозойских (~2,45-2,1 млрд. лет) рифтогенных процессов, а его чешуйчато-надвиговая структура - в ходе неоархейских (~2,7 млрд. лет) и палеопротерозойских (~1,75 млрд. лет) коллизионных событий. Наблюдаемая в ходе сейсмических экспериментов структура земной коры Беломорского региона [Глубинное строение…, 2001; 2004] отлична от строения соседних провинций, что является отражением сложной истории его становления.

Работа выполняется при финансовой поддержке ОНЗ-14 и РФФИ, проект № 06-05-64876.

Литература

1. Балаганский В.В. Главные этапы тектонического развития северо-востока Балтийского щита в палеопротерозое: Автореф. дис. д-ра ...геол.-минерал. наук. СПб., 2002. 32 с.

2. Балуев А.И., Моралев В.П., Глуховский М.З. и др. Тектоническая эволюция и магматизм Беломорской рифтовой системы // Геотектоника. 2000. № 5. С. 30- 43.

3. Бибикова Е.В., Слабунов А.И. и др. Тектонотермальная эволюция земной коры Карельской и Беломорской провинций Балтийского щита в раннем докембрии по данным уран-свинцового изотопного исследования сфенов // Геохимия. 1999. № 8. С. 842- 857.

4. Володичев О.И. Беломорский комплекс Карелии. Л.: Наука, 1990. 248 с.

5. Глебовицкий В.А., Миллер Ю.В., Другова Г.М. и др. Структура и метаморфизм Беломоро-Лапландской коллизионной зоны // Геотектоника. 1996. № 1. С. 63- 75.

6. Глубинное строение и сейсмичность Карельского региона и его обрамления / Ред. Н.В. Шаров. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2004. 353 с.

7. Глубинное строение и эволюция земной коры восточной части Фенноскандинавского щита: профиль Кемь-Калевала. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2001. 193 с.

8. Журавлев В.А., Шипилов Э.В. Новые данные о тектонике и структуре осадочного чехла Беломорской рифтовой системы // Докл. РАН. 2007. Т. 417. № 6. С. 786- 790.

9. Слабунов А.И., Лобач-Жученко С.Б., Бибикова Е.В. и др. Архей Балтийского щита: геология, геохронология, геодинамические обстановки // Геотектоника. 2006. №6. С. 3-32.