Наиболее широко распространенными (слагают более 80% территории) архейскими образованиями Фенноскандинавского щита являются гранитоиды. Это справедливо и для Беломорского подвижного пояса. Здесь они формируют обширные ареалы, ядра купольных структур и различные интрузивные тела. По особенностям состава и времени образования среди них выделяются гранитоиды тоналит-трондьемит-гранодиоритовой (ТТГ) ассоциации; комплексы (габбро)-эндербит-чарнокитовый; лейкогранитов; плагиомикроклиновых гранитов; субщелочных гранитоидов. В непосредственно прилегающей к Беломорской структуре части Карельского кратона следует отметить диорит-плагиогранитный (санукитоидный) комплекс. В Беломорском подвижном поясе гранитоиды, как правило, разгнейсованы и мигматизированы. Гранитоиды ТТГ ассоциации имеют наибольшее распространение на территории Беломорского подвижного пояса. Она образует обширные ареалы гетерогенного состава, купольные структуры в западной части подвижного пояса, а также небольшие массивы. Шобозерская структура в пределах Керетского зеленокаменного пояса - пример купольной структуры. В пределах Керетского зеленокаменного пояса в р-не оз. Венгели выделяется массив тоналитов-трондьемитов, содержащий ксенолиты вмещающих пород. В составе ассоциации более древняя компонента представлена мела-нократовыми (эпидот)-биотит-амфиболовыми гнейсогранитоидами. Они сохраняются среди (эпидот-амфибол)-биотитовых гнейсогранитов в виде реликтовых блоков, размер которых варьирует от нескольких метров до сотен метров. Выделяются также более крупные относительно однородные массивы, такие, например, как в южном обрамлении Хизоваарской структуры Керетского зеленокаменного пояся. Время формирования древней составляющей ТТГ ассоциации оценивается в 2,83-2,8 млрд лет. В пределах Керетского зеленокаменного пояса были датированы акцессорные цирконы из наиболее древней составляющей ТТГ ассоциации, представленной кварцевыми диоритами, гранодиоритами и трондьемитами . Акцессорные цирконы из кварцевого диорита представлены хорошо оформленными, призматическими бесцветными, прозрачными кристаллами. Они имеют магматический генезис. Метаморфическое воздействие проявилось на них только в смягчении контуров кристаллов. Возраст цирконов по верхнему пересечению дискордии с конкордиеи составил 2803 ± 13 млн лет, что отвечает магматической стадии формирования кварцевого диорита. Изотопный возраст гранодиоритов из южного обрамления и трондьемитов из северного Хизоваарской структуры Керетского зеленокамен-ного пояса оценивается в 2826 ± 18 и 2804 ± 27 млн лет, соответственно, что в пределах ошибки совпадает с возрастом дайкообразных тел даци-тов и риолитов, секущих зеленокаменные образования пояса.. Тоналиты близкого возраста (2,81 млрд лет) установлены в северной части Беломорского подвижного пояса в районе Воче-Ламбинской зеленокаменной структуры. Следует напомнить, что обломки тоналитов такого же возраста (2807 ± 7 млн лет) присутствуют в конгломератах Воче-Ламбинского зе-ленокаменного. Кроме того, в северо-западной части Беломорского подвижного пояса в составе Суомуярвинского (Suomujarvi) комплекса известны гнейсотоналиты и гнейсогранодиориты, магматическая стадия формирования которых оценивается в 2823 ± 10 и 2815 ± 21 млн лет, соответственно. Время формирования наиболее распространенных пород ТТГ ассоциации (трондьемитов и тоналитов) в Беломорском подвижном поясе оценивается в 2,76-2,72 млрд лет. В пределах Керетского зеленокаменного пояса были датированы цирконы из слабомигматизирован-ных трондьемитов (проба Э-989-1), слагающих большую часть Шобозерской купольной структуры, и тоналитов (проба Э-624т), слагающих массив тоналит-трондьемитового состава в районе оз. Венгели. Акцессорные цирконы магматического генезиса имеют возраст по верхнему пересечению дискордии с конкордиеи 2720,4 ± 8,9 млн лет и 2720 ± 25 млн лет, соответственно. Близкий возраст имеют тоналитовые гнейсы этой ассоциации в районе оз. Ковдозеро -2717 ± 17; 2716 ± 10 млн лет. Более древними являются тоналиты п-ова Тол-стик (Каулина, Богданова, 2000), в которых возраст магматогенных цирконов составляет 2761 ± 10 млн лет, вместе с тем в этих породах установлена генерация циркона с возрастом 2695 ± 10 млн лет, которая связывается с процессами преобразования (мигматизация, рас-сланцевание) гранитоидов. В трондьемитах района губы Тупой (оз. Ковдоозеро), сформировавшихся 2,58 млрд лет назад, установлены ксеногенные цирконы с возрастом 2787 ±21 млн лет, которые, возможно, свидетельствуют о еще более древнем возрасте рассматриваемой составляющей ассоциации, но этот вопрос требует дополнительного изучения. В соответствии с петрохимическими характеристиками гранитоиды ТТГ ассоциации отвечают породам среднего - кислого состава нормального ряда. По соотношению нормативных АЬ - An - Ort они соответствуют тоналитам и трондьеми-там. Следует обратить внимание на то, что геологически более древние гранитоиды имеют более основной состав (до кварцевых диоритов, как, например, проба Э-12, использовавшаяся для геохронологических исследований) по сравнению с более молодыми и более распространенными гнейсогранитоидами, среди которых преобладают трондьемиты. Породы ТТГ ассоциации рассматривамой территории, так же как и большинство пород этого комплеса в мире, относятся к известково-щелочной серии,, а на диаграмме Na20 - К2О - СаО образуют поле в Na части треугольника. Они имеют типоморфное для архейских ТТГ («серых гнейсов») содержание РЗЭ: характеризуются резко дифференцированным спектром распределения РЗЭ, по сравнению с хондритами обогащены ЛРЗЭ, при хондритовом уровне содержания ТРЗЭ. По всем приведенным геохимическим параметрам породы этой ассоциации аналогичны архейским породам комплекса ТТГ и отличны от пород санукитоидной ассоциации, что отчетливо видно на спайдерграмме и вариационных диаграммах Si02 _ окислы. Большая часть гранитоидов ТТГ ассоциации Беломорского подвижного пояса относится к высокоглиноземистым гранитоидам, что также характерно для архейских пород этого типа. Большая часть рассматриваемых пород отвечает метаглиноземистым гранитоидам, а трондьемитов - глиноземистым. Наиболее вероятной петрологической моделью формирования пород ТТГ ассоциации является плавление протолита, отвечающего по составу метабазальтам и представленного амфиболитами, гранулитами и экло-гитами. Эта модель подтверждена результатами экспериментов. Обобщение их результатов показало, что существует устойчивая корреляция между Р-Т условиями генерации тоналит-трондьемито-вых расплавов и их химическим составом, причем наиболее чувствительными являются содержания РЗЭ и Y. Исходя из этого, для анализа генезиса природных ТТГ ассоциаций предложена методика с использованием диаграммы Yb - Eu. Особенности состава пород ТТГ ассоциации Беломорского подвижного пояса и, в частности, соотношение в них Yb - Eu позволяют предположить, что ранняя составляющая пород комплекса формировалась в относительно малоглубинных условиях (около 8 кбар), так как ее расплав мог находиться в равновесии с амфибол-плагиоклазовым рести-том, более поздние составляющие могли находиться в равновесии с гранат-плагиоклаз-пиро-ксен-амфиболовым (с низким содержанием граната) реститом, что предопределяет условия плавления при давлении 15-16 кбар. ТТГ ассоциация гранитоидов весьма гетерогенна и включает, по крайней мере, две разновозрастные группы: с возрастом формирования 2,83-2,8 и 2,76-2,72 млрд лет. Возможно, что существовали и более древние (с возрастом более 3,0 млрд лет) гранитоиды, цирконы из которых установлены в осадочных породах Беломорской провинции. В настоящее время не представляется возможным пространственно локализовать распространение каждой группы. Следует отметить синхронность главных фаз гранитообразования с формированием субдукционно-аккреционных комплексов. В составе Западно-Беломорского гранулитового пояса выделяются массивы гиперстеновых гранодиоритов и диоритов, детально изученные на о. Поньгомнаволок, где установлено время магматической стадии их образования - 2728 ± 21 млн лет и время их неоархейской (2717 млн лет) и палео-протерозойской (2454 ± 10 млн лет) переработки, в пос. Чупа , а также сложнопостроенный нотозерский комплекс, в состав последнего входят габброиды, интрузивные эндербиты и чарнокиты . Гранулитовый пояс, вероятно, прослеживается далее на северо-запад: в районе оз. Ковдозеро, участок Ягодный, установлены жилы эндербитов в кристаллических сланцах с возрастом 2712,6 ± 2,5 млн лет, к югу от оз. Ори-Ярви, к западу от пос. Зареченск, пос. Алакуртти также известны тела интрузивных гиперстеновых кварцевых диоритов и гранодиориов (чарнокитоидов) с ксенолитами основных кристаллических сланцев. В составе нотозерского комплекса выделяется три группы плутонических пород: 1) габбро, эндербиты и чарнокиты известково-щелочной серии; 2) породы от габбро-диоритов до чарнокитов толеитовой серии; 3) граниты (чарнокиты) Пажминского массива. Интрузивные породы комплекса содержат включения кристаллических сланцев и гнейсов, отвечающих по составу андезитам, толеитовым и коматиитовым базальтам, соответствующих породам зеленокаменных поясов. Причем вероятными их аналогами являются метавулканиты керетьозерского зеленокаменного комплекса, что доказывается не только сходством их состава, но и тем, что U-Pb возраст цирконов из кристаллического сланца ан-дезитового состава составляет 2834 ± 40 млн лет, т. е. такой, как средне-кислых вулканитов хаттомозерской СТА. Выделенные по геологическим данным три серии плутонических пород отчетливо различаются по химическому составу. Породы известково-щелочной серии по сравнению с толеитовой характеризуются при одинаковом содержании SiC>2 более низкими содержаниями TiC>2, FeO, K2O, Y, Zr, Nb, V, но более высокими содержаниями MgO, CaO, Cr, Ni. Важной петрогеохимической особенностью этих серий является: непрерывность составов в известково-щелочной серии (от габбро до трондьемита (чарно-кита)) и наличие перерыва в толеитовой серии, обусловленного отсутствием пород с содержанием SiC>2 от 56 до 61%. Чарнокиты Пажминского массива отличаются от кислых членов двух первых серий повышенной щелочностью за счет большего содержания К2О, а также значительно более высокими содержаниями Ва и Rb. Породы всех трех серий являются метаглиноземистыми и отвечают по соотношению AI2O3, CaO, Na20 и КгО гранитам I-типа. На дискриминационных диаграммах фигуративные точки нотозерских гранитоидов попадают в поле островодужных гранитоидов, причем точки пород толеитовой серии благодаря более высоким содержаниям Y и Nb приближаются к полю внутриплитных гранитов. Возраст плутонических пород нотозерского комплекса, определенный U-Pb методом по цирконам, независимо от их состава оценивается в 2730-2710 млн лет, что свидетельствует об узком интервале времени их формирования. Магматические процессы здесь субсинхронны с низкобарическим гранулитовым метаморфизмом. Pазнообразие составов пород нотозерского комплекса, имеющих близкий возраст, предполагает наличие одновременно различных источников и механизмов генерации магмы. Габбро и габбро-диориты магнезиальной серии могли быть образованы при плавлении пород мантии с последующей кристаллизационной дифференциацией. Судя по соотношениям Ti, Y и Сг, эволюция габбро-диоритового расплава обеспечивалась фракционированием пироксенов, но не плагиоклаза и амфибола, так как содержание Sr и Zr остается постоянным для всех пород серии. Протоли-том для образования исходных железистых базитовых расплавов (толеитовая серия) могли быть более древние основные породы, типа ферробазальтов нижней мафической СТА хизоваарского зеленокаменного комплекса. Возможным механизмом и источником для образования гранитоидов толеитовой серии является процесс плавления толеитов и тоналитов. Согласно изотопным Sm-Nd данным, возраст протолита мог быть на 50-70 млн лет древнее магматических пород нотозерского комплекса. Расплавы, отвечающие по составу Пажминским гранитам и существенно обогащенные К, Rb, Ва, могли быть получены, согласно экспериментальным данным, из источника, обогащенного этими элементами. Таким источником могли быть, прежде всего, породы сиалической коры - тоналиты, дациты, граувакки. Это согласуется с представлением об образовании части нотозерских гранитоидов при плавлении тоналитов. Большие объемы магматических интрузивных пород в районе оз. Нотозеро свидетельствуют о большой степени плавления источника. Это возможно при значительных температурах, что согласуется с проявлением в это время высокоградиентного гранулитового метаморфизма и с составом гранитоидов, который свидетельствует об отсутствии в рестите таких минералов, как биотит, амфибол, плагиоклаз. Отсутствие в рестите граната указывает на относительно небольшие глубины магмообразования. Широкое развитие в пределах Западно-Беломорского гранулитового пояса плутонических пород, образовавшихся в условиях высокоградиентного метаморфизма и имеющих геохимические характеристики, отражающие внутрикоровую природу части гранитоидов, позволяет интерпретировать обстановку формирования комплекса как супрасубдукционную, сопоставимую с активной континентальной окраиной или зрелой островной дугой. Следует также отметить, что проявления рассмотренного магматизма и субсинхронного метаморфизма предшествовали низкоградиентному метаморфизму кианитового типа, сопровождавшему коллизионные процессы в Беломорском подвижном поясе. Диорит-плагиогранитный (санукитоидный) комплекс. В северо-восточной части Карельского неоархейского кратона, в непосредственной близости от Северо-Карельской системы зеленокаменных поясов Беломорского подвижного пояса, расположен Северо-Ка-рельский диорит-плагиогранитный (санукитоидный) массив. Породы массива известны также как Таваярвинский комплекс . Северо-Карельский массив (батолит) выходит на площади около 5 тыс. км2 и в плане имеет форму разбитого на блоки эллипса. Его длинная ось, ориентированная субширотно, имеет размеры около 120 км и короткая - около 85 км. Это самый крупный на Карельском кратоне массив санукитоидов. К югу от главного поля его развития на протяжении примерно 40 км отмечены сходные по составу, но более разгнейсованные тела размером 4-20 км, а к северу аналогичные диориты наблюдаются в выступе фундамента среди палеопротерозойских образований Пана-Куолаярвинской структуры, а также в северном борту последней. Батолит рассечен телами плагиомикроклиновых гранитов, которые имеют северо-западное простирание в центральной и западной частях территории и широтное - в восточной. Такие же гранитоиды обрамляют батолит с юга, запада и востока. Северный его борт срезается протерозойской Пана-Куолаярвинской структурой. В настоящее время достоверных контактов батолита с вмещающими его породами не отмечено - он находится среди плагиомикроклиновых гранитов, которые его секут. Северо-Карельский диорит-плагиогранитный массив образовался в неоархее. U-Pb возраст цирконов из этих пород равен 2724, 4 ± 7,8 млн лет и фиксирует время магматической стадии формирования массива, а возраст сфена, равный 2700 млн лет, - время позд-немагматических процессов в нем. Данные Sm-Nd изотопных исследований пород массива указывают на отсутствие значительной коровой предыстории этих пород. Sm-Nd изохрона, построенная по породам массива, отвечает линии 2725 млн лет. Весьма приблизительный U-Pb возраст плагиомикроклиновых гранитов, секущих диорит-плагиограниты батолита, - 2702 ± 84 млн лет . Более древние породы по отношению к диорит-плагиогранитам батолита сохранились в нем в виде ксенолитов. Эти амфиболиты и сланцы сходны по составу с вулканитами зелено-каменных поясов. Главные типы пород, слагающие батолит, - это кварцевые диориты, диориты и их субщелочные аналоги, гранодиориты и плагиограниты. Его составляющей являются также субщелочные габброиды. Последние образуют два крупных скопления ксенолитов и иногда выделяются как массивы, примером которых служит Кундозерский. Кроме того, они встречаются в южной части массива. Здесь они образуют структуры, чрезвычайно схожие с минглинг-структурами фанерозойских орогенных систем (А. Н. Щипан-ский, уст. сообщ.): тела габброидов округлой, дайкообразной формы «растекаются» в грани-тоидах. Эти структуры могут служить доказательством субсинхронности внедрения и механического смешения мантийных (базитовых) и коровых (монцонитовой и граномонцонитовой магмы). Слабоизмененные разности диоритов и гранитоидов имеют массивную текстуру, гипи-диоморфнозернистую структуру, часто с крупными (до 2 см) идиоморфными зернами плагиоклаза. Обычны также бластокатакластические структуры. В блоках-сателлитах к югу от главного тела батолита породы комплекса представлены гнейсами с лепидонематогранобластовой структурой. Главными минеральными фазами пород являются: плагиоклаз, состав которого варьирует от 60% An до 5-10% An, присутствует кварц, в более кислых, чем диорит, разностях - калиевый полевой шпат (КПШ), из темноцветных минералов обычны: биотит, эпидот, реже встречаются гиперстен и диопсид, акцессории представлены апатитом, сфеном, цирконом, рудные - магнетитом и сульфидами. По петрохимическим параметрам диориты и кварцевые диориты относятся к породам субщелочного (умеренно-щелочного) ряда, т. е. являются монцодиоритами и кварцевыми монцонитами соответственно. Но это не согласуется с их минералогическим составом: дело в том, что содержание в них КПШ не превышает единиц процента, а характерной особенностью пород семейства монцонитов является присутствие КПШ. Для более кислых составляющих комплекса - гранодиоритов и плагиогранитов -петрохимическая и минералогическая классификации сопоставимы. Последние соответствуют по составу известково-щелочной серии и относятся к калиево-натровому ряду. На бинарных вариационных диаграммах отчетливо видно, что породы комплекса образуют непрерывный ряд составов от диоритов до гранитов, они по сравнению с породами ТТГ ассоциации являются более основными, содержат больше MgO, CaO, Ni, Cr, Sr. По данным характеристикам они сопоставимы с породами архейского комплекса высоко-Mg диоритов (санукитоидов) Канадского щита. Породы всех типов отмечены во всех частях батолита, однако в его западной части преобладают диоритоиды, а в восточной - более кислые разности.
Рассматриваемый комплекс имеет некоторые черты сходства с тоналит-плагиогранит-гра-нодиоритовой магматической формацией, формирование которой приурочено к переломным этапам развития фанерозойских складчатых областей, отвечающих окончанию островодужной стадии и началу орогении. На дискриминационной диаграмме R1-R2, пригодной для грубой оценки геодинамической природы гранитов, фигуративные точки составов пород комплекса отвечают главным образом постколлизионным гранитоидам, хотя часть из них лежит в поле предколлизионных. Соотношение в породах батолита молекулярных содержаний А12Оз/(СаО+Ыа20+К20) менее 1,1 (в среднем около 0,9), что характерно для I- и М-гранитов. По пет-рохимическим параметрам породы батолита сходны с I-гранитами кордильерского типа, но резко отличаются от последних более высокими содержаниями Ni, Cr и более низким - Ti. По особенностям содержания РЗЭ породы комплекса характеризуются резко дифференцированным спектром распределения РЗЭ, по сравнению с хондритами они обогащены в 60-100 раз ЛРЗЭ и в 2-5 раз - ТРЗЭ. От пород ТТГ ассоциации отличаются большим содержанием ТРЗЭ, вместе с тем им свойственно наличие Nb и Ti отрицательных аномалий. По своеобразию состава рассматриваемые породы имеют черты сходства с породами серии высокомагнезиальных диоритоидов (сану-китоидов), которым, как известно, присущи высокая магнезиальность, высокие содержания Сг (примерно 200 г/т) и Ni (100 г/т) при содержании SiC>2 - 60%. Кварцевые диориты Северо-Карельского батолита, как было отмечено выше, характеризуются положительными значениями ещ (2,7) = +1,24, что также типично для вы-соко-Mg диоритоидов (санукитоидов). В настоящее время в пределах Карельского кратона, так же как в провинции Сьюпириор Канадского щита, кратоне Пил-бара Западно-Австралийского щита, установлены породы этого комплекса. Здесь выделено две разновозрастные группы массивов посттектонических санукитоидов с возрастом 2740 и 2710 млн лет соответственно. Они так же, как и на других кратонах, образовались позднее наиболее распространенных пород ТТГ ассоциации. С учетом существующих моделей формирования магматитов санукитоидной серии, Севе-ро-Карельский диорит-плагиогранитный батолит мог сформироваться в процессе предколлизи-онной субдукции в тыловой части системы, как это предполагается в ряде моделей, за счет плавления метасоматизированной мантии. Вторая, более молодая группа санукитоидов Карельского кратона могла образоваться за счет плавления метасоматизированной мантии под воздействием образовавшегося неоархейского Беломорского коллизионного орогена.

Комплекс лейкогранитов. Лейкограниты широко развиты в Беломорском подвижном поясе, но наиболее крупные массивы образуют в пределах Чупинского парагнейсового пояса. В формировании этих гранитов основная роль принадлежит метасоматическим процессам, проходящим при температурах дистен-микроклиновой субфации. Магматические (анатектические) процессы играют при этом подчиненную роль, вместе с тем именно с ними связано формирование наиболее крупных (сотни метров) массивов этого комплекса. Сходные соотношения между неосомой мигматитов и крупными гранитными массивами отмечены в Гималаях. Одним из типичных массивов лейкогранитов Беломорского подвижного пояса является Варацкий, расположенный к югу от пос. Чупа. Он представлен слаборазгнейсован-ными гранат-двуслюдяными плагиолейкогранитами и состоит из двух тел подковообразной формы, согласно залегающих среди мигматизированных кианит-гранат-биотитовых гнейсов Чупинского пояса. Лейкограниты секутся габброноритами палеопротерозойского комплекса лер-цолитов - габброноритов, что определяет их верхнюю возрастную границу. Из плагиолейкогранитов Варацкого массива и вмещающих их «глиноземистых» гнейсов были выделены цирконы нескольких морфологических типов, и Е. В. Бибиковой было проведено их геохронологическое исследование на вторично-ионном масс-спектрометре NORDSIM (Стогкольм, Швеция). Возраст тонкопризматических магматических цирконов из лейкогранитов оценивается в 2700 ± 10 млн лет, и он интерпретируется как возраст кристаллизации гранитов, кроме того, в них присутствуют более древние захваченные из вмещающих гнейсов зерна цирконов. Этот возраст хорошо согласуется с возрастом гранитов из агматитов, образовавшихся по гиперстеновым диоритам пос. Чупа: возраст мигматитов - 2707 ± 1 млн лет (оценка по конкордантной точке одной из фракций цирконов) или 2717 ± 4,3 млн лет (оценка по 7 точкам). Плагиолейкограниты Варацкого массива по особенностям состава относятся к группе широко распространенных среди глиноземистых гнейсов гранитов - гранитам II А. В соответствии с петрохимическими характеристиками лейкограниты Беломорского подвижного пояса относятся к типу S-гранитов (или мусковитсодержащим высокоглиноземистым, вместе с тем они отличаются от обычных пород этого типа низкими содержаниями Rb (40-160 г/т) и, соответственно, низкими значениями коэффициентов Rb/Sr (0,03-0,36), Rb/Ba (0,01-0,15), что больше характерно для I-гранитов. Граниты S-типа (и MPG) образуются, как считают многие исследователи, в коллизионных обстановках. С данным выводом согласуется положение фигуративных точек состава лейко-гранитов Беломорского подвижного пояса в поле синколлизионных гранитов, близкое положение занимают граниты Гималайской коллизионной системы. Лейкограниты обеднены ТРЗЭ, Ti, Y по сравнению с гранитоидами ТТГ ассоциации, что весьма характерно для S-гранитов и также позволяет считать, что они сформировались в коллизионной обстановке.
Комплекс плагиомикроклиновых гранитов. Неоархейские плагиомикроклиновые граниты довольно широко распространены в Беломорском подвижном поясе и на сопряженной территории Карельского кратона, где образуют как небольшие жильные тела, так и крупные массивы (например, Сигозерский в южной части Тикшозерского зеленокаменного пояса, Кичанский - в северной). Эти граниты представлены серыми и розовато-серыми средне- и крупнозернистыми разновидностями, среди темноцветных минералов преобладает биотит, отмечается мусковит, микроклин обладает магматической гипидиоморфнозернистой структурой, плагиоклаз представлен главным образом оли-гоклазом (25-35% An). Часто содержат ксенолиты вмещающих зеленокаменных комплексов и более древних гранитоидов. Граниты, как правило, слабо разгнейсованы. Неоархейский возраст плагиомикроклиновых гранитов определяется тем, что они, с одной стороны, секут неоархейские зеленокаменные комплексы, а с другой - на них установлена сумийская (палеопротерозойская) физическая кора выветривания. Однако главная информация о возрасте этого комплекса получена путем U-Pb датирования 4 фракций цирконов из Кичанского массива, представленного посткинематическими плагиомикроклиновыми гранитами. Возраст гранитов оценивается в 2674,1 ± 4 млн лет. Породы комплекса по особенностям химического состава варьируют от нормальных гранитов, редко кварцевых сиенитов до субщелочных лейкогранитов. Относятся к типу глиноземистых. Характеризуются высокими содержаниями Rb (211-249 г/т) и умеренными - Nb, Y, и на дискриминационной диаграмме Rb -Nb+Y фигуративные точки их составов располагаются в поле коллизионных гранитов. Плагиомикроклиновые граниты имеют черты сходства с высокоглиноземистыми кордиеритсодержащими (пералюминиевыми) гранитоидами типа CPG , которые формируются в обстановках континентальной коллизии.
Комплекс субщелочных гранитоидов. В северо-восточной части Фенноскандинавского щита установлены архейские субщелочные граниты двух возрастных уровней: с возрастом около 2,8 млрд лет и около 2,7 млрд лет. В Северной Финляндии в пределах зеленокаменного пояса Тулппио закартиро-ван небольшой Марьяваарский (Marjavaara) шток сиенитов, а также их жилы. Породы массивные и слабодеформированные, состоят из калиевого полевого шпата, плагиоклаза и роговой обманки, в одном случае отмечен пироксен, в качестве акцессорных минералов описаны сфен, кварц, сульфиды, апатит, карбонаты, эпидот и циркон. Последний был использован для определения возраста пород U-Pb методом. Магматическая стадия образования цирконов пород оценивается в 2795 ± 20 и 2805 ±81 млн лет.
В южной части Беломорского подвижного пояса выделяется юковский субщелочной комплекс, сложенный интрузиями гранитов, гранодиоритов, граносиенитов и дайками монцодио-ритов, кварцевых монцонитов. U-Pb изохронный возраст гранитов комплекса - 2671 ±15 млн лет, а монцодиоритов - 2678 ± 27 млн лет. Гранитоиды данного комплекса обогащены Y, Nb, Та, Ti, и на дискриминационных диаграммах их фигуративные точки находятся в области внутриплитных гранитов. Они характеризуются дифференцированным спектром распределения РЗЭ, без Ей аномалий. Nd систематика пород (ещ (2700) = +0,1...+3,4) указывает на отсутствие у них длительной коровой истории.
В северной части Центрально-Карельского террейна Карельского неоархейского кратона, расположенного непосредственно к западу от Беломорской провинции, были установлены небольшие дайкообразные тела, сложенные гнейсогранитами, отвечающими по составу монцо-нитам, граносиенитам, и описанные как лампрофиры. Время формирования этих тел определено U-Pb методом по цирконам в 2694 ± 10 млн лет и рассматривается как проявление завершающего цикла архейской магматической активности.
Кроме перечисленных выше гранитоидных комплексов, в северо-западной части Беломорского подвижного пояса установлены небольшие жилы тоналитов, трондьемитов и диоритов, сформировавшихся в период 2,68-2,58 млрд лет.
Sm-Nd систематика гранитоидов. Ценные сведения для установления возраста и первичной природы протолита архейских метаморфических комплексов, в том числе гранитоидов, дает изучение Sm-Nd изотопной системы пород в целом, хотя при рассмотрении этой системы могут быть получены лишь усредненные данные о возрасте и первичной природе субстрата пород. Для решения этой задачи наиболее эфффективно использовать комплексные исследования, включающие исследование как Sm-Nd изотопной системы, так и цирконометрию. Именно такой метод применялся для установления первичной природы и возраста протолита архейских пород Беломорской и северной части Карельской провинций Фенноскандинавского щита. Все изученные вулканические породы Беломорского подвижного пояса, как было показано выше, имеют модельные Sm-Nd возрасты, равные U-Pb возрасту цирконов из той же породы или меньше его, что говорит о ювинильной природе данных вулканитов. Возможно, что деплетирование мантийного протолита было несколько более высоким, чем следует из модели DePaolo (1988). Только в части метаграувакк Чупинского парагнейсового пояса установлено присутствие более древнего (до 3,2 млрд лет) протолита. Sm-Nd систематика гранитоидов и диоритов на траверсе, проходящем через Беломорский подвижный пояс и северную часть Карельского кратона, показывает, что модельные возрасты ортопород в пределах Беломорской провинции (оз. М. Ворочистое, оз. Кереть, западный берег оз. Топозеро, с. Гридино, г. Беломорск) и в восточной, прилегающей к ней части Карельского кратона (к западу от оз. Вермас, оз. Охтанъярви, район пос. Суоперя) составляют 2,82-2,96 (в основном 2,85) млрд лет и только в районе Тухкольского порога на р. Бойнице в западной части кратона в палеосоме мигматизированных гнейсов - 3,05 млрд лет. Имеющиеся данные указывают на то, что в Беломорской провинции и Центрально-Карельском террейне Карельской провинции не установлены комплексы, в субстрате которых присутствует материал с относительно древней коровой предысторией, но они отмечены в террейнах Иломантси - Вокнаволок, Иисалми, Рантуа, Водлозерском, в породах финской Лапланди. Приведенные данные о Nd изотопии гранитоидов хорошо согласуются с другими, полученными в последнее время из всех основных геоструктур Фенноскандинавского щита.Это данные, в частности, позволили выделить в составе Карельского архейского кратона разновозрастные блоки земной коры с возрастом протолита: 3,5-3,0 млрд лет (Водлозерский террейн или блок), 3,0-2,8 млрд лет (Западно-Карельский или Вокнаволок - Иломантси террейн), 2,85-2,7 млрд лет (Центрально-Карельский и Беломорский террейны).