Чтение онлайн

Карельская провинция (или неоархейский кратон) составляет ядро щита (Ga'al, Gorbatschev, 1987) и сложена, главным образом, архейскими гранитоидными, зеленокаменными и парагнейсовыми комплексами, менее распространены высокометаморфизованные (гранулитовые) комплексы (Слабунов и др., 2006а, б; Slabunov et al., 2006). Первые занимают более 80 % современного эрозионного среза и формировались на всем протяжении развития коры: от 3,5 до 2,5 млрд. лет. Зеленокаменные и парагнейсовые комплексы с возрастом от 3,1 до 2,6 млрд. лет слагают, соответственно, зеленокаменные и парагнейсовые пояса.

Архейские образования кратона перекрываются слабодислоцированными палеопротерозойскими осадочными и вулканогенными образованиями, которые сохранились в ряде структур, а также секутся роями базитовых даек и расслоенными интрузиями (Слабунов и др., 2006б).

Около 2,5 млрд. лет назад Карельская провинция прошла стадию кратонизации и в протерозое реагировала на тектонические события как относительно жесткий блок.

В составе кратона выделяется несколько террейнов (Слабунов и др., 2006а и ссылки там), которые различаются возрастом и составом слагающих их пород. Рассматриваемый профиль пересекает самый молодой и восточный среди них – Центрально-Карельский, а с учетом материалов по профилю 4В – также восточную часть террейна Кианта.

Кольская провинция (рис. 1 Б) – это сложный тектонический ансамбль, сформировавшийся в палеопротерозое в связи с развитием Лапландско-Кольского орогена (Балаганский, 2002; Балаганский и др., 1998, 2006; Daly et al., 2006). Она состоит из террейнов с различным строением и предысторией (Балаганский, 2002). Профиль пересекает следующие из них: Колвицкий, Умбинский, Терский, Стрельнинский, Сосновский. Последний входит в состав Центрально-Кольского супертеррейна, в котором наиболее полно представлены архейские зеленокаменные, парагнейсовые, гранитоидные, дайковые комплексы. Он рассматривается как Кольская гранулит-зеленокаменная (Митрофанов и др., 1986) или гранит-зеленокаменная (Докембрийская…, 1992) область, а его Кольско-Норвежский террейн – как архейская гранулито-гнейсовая область (Марков и др., 1987). Беломорская провинция непосредственно граничит по системе палеопротерозойских (2,0–1,75 млрд. лет) разломов с Лапландско-Кольской коллизионной сутурой (Балаганский и др., 2006; Daly et al., 2006; Geology…, 1995), террейнами Терским, Стрельнинским (рис. 1 Б), Центрально-Кольским. Два первых состоят как из неоархейских, так и из ювенильных палеопротерозойских образований.

В палеопротерозое в пределах провинции формируются многочисленные мафит-ультрамафитовые интрузии (например, расслоенные перидотит-пироксенит-габброноритовые интрузии Панских и Федоровских тундр), рифтогенная Имандро-Вазрзугская структура (Пожиленко и др., 2002).

Беломорский подвижный пояс располагается между Карельским кратоном и Кольской провинцией (рис. 1 Б) и принципиально отличается от них тем, что это сложно и интенсивно складчатая структура полицикличного развития, породы которой неоднократно метаморфизованы в условиях высокого (кианитовый тип) давления как в архее, так и в протерозое (Володичев, 1990; Глебовицкий и др., 1996; Сыстра, 1978). Кольская и Беломорская провинции являются элементами Лапландско-Кольского палеопротерозойского орогена (Балаганский и др., 2006; Daly et al., 2006).

Структура Беломорского подвижного пояса – это сложный тектонический коллаж (Миллер, Милькевич, 1995), состоящий из отдельных пластин (террейнов). Существенную, а, возможно, и решающую роль в формировании структуры провинции играют неоархейские (2,72–2,7 млрд. лет) тектонические покровы (Глебовицкий и др., 1996; Миллер, Милькевич, 1995). Структура пояса была существенно усложнена палеопротерозойскими рифтогенными и коллизионными событиями (Балаганский, 2002; Володичев, 1990; Колодяжный, 2006).

Большая часть структуры сложена архейскими (2,9–2,65 млрд. лет) мигматизированными разгнейсованными гранитоидами ТТГ ассоциации, менее развиты палеопротерозойские (около 2,4 млрд. лет) гранитоиды – чарнокиты. Глубокометаморфизованные вулканогенные (среди которых велика роль базальтов, коматиитов, андезитов), осадочно-вулканогенные и осадочные образования с возрастом от 2,88 до 2,74 млрд. лет слагают серию зеленокаменных поясов, а мезоархейские метаграувакки – Чупинский парагнейсовый пояс (Слабунов, 2008 и ссылки там). Отдельно следует отметить Центрально-Беломорский зеленокаменный пояс, сложенный мезоархейским офиолитоподобным комплексом с фрагментами метаперидотитов. Фрагменты неоархейских офиолитов описаны в Северо-Карельском зеленокаменном поясе. Кроме того, в составе Беломорской провинции известны архейские (2,72 млрд. лет) коровые эклогиты, входящие в состав гридинского меланжа.

Беломорская структура содержит многочисленные, как правило, небольшие интрузии, дайки, их фрагменты палеопротерозойских габброидов (друзитов). Среди них выделяются (Степанов, 1981) комплексы: габбро-анортозитов (с возрастом около 2,45 млрд. лет), лерцолитов-габброноритов (2,4–2,38 млрд. лет), гранатовых (железистых) габбро (2,12 млрд. лет).

Рифтовая система Белого моря состоит из серии палеорифтов (Онежско-Кандалакшского, Керецко-Пинежского и др.) северо-западного простирания. Глубина залегания фундамента в пределах, например, Онежско-Кандалакшского рифта достигает 8 км (Казанин и др., 2006). Система сформировалась в условиях растяжения раннедокембрийской континентальной коры в рифее (Балуев и др., 2000; Балуев, 2009).

Для возбуждения сигналов использовалась группа пневматических источников общим объемом 2280 дюйм. куб., взрывной интервал – 50 м. Регистрация осуществлялась 360 канальной буксируемой косой с шагом между каналами 12,5 м и максимальным выносом 4647,5 м, средняя кратность перекрытия составляла 45 (Строение российской…, 2005). Данные МОВ-ОГТ обработаны в системе PROMAX. В процессе обработки на различных этапах многократно использованы процедуры деконволюции, одноканальной полосовой и многоканальной f-k фильтрации, а также процедура DMO. Выполнено суммирование по ОГТ со средней кратностью 45. По разрезу произведена миграция во временной области с использованием алгоритма Кирхгоффа (Сакулина и др., 2003). По результатам работ МОВ-ОГТ получены сейсмические временной и глубинный разрезы.

Работы МПВ-ГСЗ выполнены по обращенной системе наблюдений с расстановкой в 23 пунктах донных сейсмических станций и возбуждением упругих колебаний пневмоизлучателем, установленном на движущемся вдоль профиля корабле. Возбуждение колебаний осуществлялось пневмоисточниками большой мощности типа СИН (объемом 80 л и 120 л) при взрывном интервале (по профилю) – 250 м. Для приема сигналов использованы автономные самовсплывающие донные цифровые станции «Граница» и АДСР-М конструкции «Севморгео» с трехкомпонентной – X,Y,Z на дне водоема и гидрофоном Н на поверхности воды регистрацией. На сухопутной части профиля 3-AP регистрация сейсмических сигналов от пневмоисточника осуществлялась в 13 точках трехкомпонентными сейсмоприемниками (X,Y,Z) на цифровые станции «Дельта-Геон». Профили отработаны по достаточно плотной системе наблюдений. В морской части станции были установлены через 5–10 км, а на сухопутной части профиля через 15 км.

Волновое поле характеризуется сильной изменчивостью вдоль профиля, что обусловлено блоковым строением разреза, где каждый блок соответствует крупной тектонической структуре. Наличие большого количества волн различной природы (преломленных, отраженных, кратных), а также появление изломов и разрывов в годографах свидетельствует о сложной слоистой структуре разреза. На сейсмических записях выделены волны, связанные с границами в осадочном чехле, фундаментом, границами внутри коры и мантией.

Анализ качества сейсмических материалов по зондированиям позволяет сделать следующие выводы:

– на сейсмических записях, полученных в Белом море, практически на всех зондированиях отмечается повышенный уровень шумов, связанный с течением;

– при наблюдениях на сухопутном продолжении профиля 3-АР устойчивая регистрация сейсмических сигналов отмечается на удалениях до 160–180 км, однако имеются записи и на больших расстояниях до 380–450 км.

Ближний к крайней точке наблюдений в море ПК 0 находился ПК 1, дальний, соответственно, ПК 13. На рисунке 2 представлен пример волнового поля записей пневмоизлучателей. На ПК 1 ввиду малого расстояния до источника (37–40 км) продольные и поперечные волны регистрируются с малым временем запаздывания (7–10 с), с удалением от берега внутрь континента возрастает разница t S-P и волны становятся более устойчивыми. С увеличением расстояния до источника и появлением интенсивной отраженной волны от границы Мохо записи становятся разрешенными, а вступления – более четкими. В отдельных случаях хорошо регистрируются P– и S-волны (рис. 2), что допускает возможность построения томографических разрезов по P– и S-волнам.