Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2020, T. 28, № 6, стр. 3-36

ВВЕДЕНИЕ

Главными задачами настоящей работы являются определение начала заложения неоархейского Урагубско-Титовского и палеопротерозойских Печенгско-Варзугского и Ветреного поясов, расположенных на территории Кольского и Карельского регионов и представлявших на начальном этапе палеобассейны (рис. 1); реконструкция эволюции источников обломочного материала в указанных поясах по мере отложения терригенных горизонтов, многократно сменяющих периоды формирования вулканогенных толщ и отражающих условия фациальных обстановок осадконакопления; и оценка роли древнего вещества при формировании континентальной коры в пределах изученной территории.

Рис. 1.

Схема местоположения Урагубско-Титовского, Печенгско-Варзугского и Ветреного поясов (восточная часть Фенноскандинавского щита).

Для решения поставленных целей был выбран циркон, который является одним из наиболее универсальных минералов-геохронометров. Высокая прочность и химическая устойчивость в широком диапазоне Р–Т условий обусловливает его сохранность в терригенных породах – конгломератах, гравелитах, аркозах и кварцитах. Применение в практике геологических работ локальных методов изотопных исследований циркона позволяет реконструировать не только возраст циркона, но и источники, содержащие циркон. Особая роль детритового циркона выявилась при реконструкции древнего (гадейского) этапа формирования древних континентов, в том числе Карельского кратона (Кожевников и др., 2010).

КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О ГЕОЛОГИИ РАЙОНОВ ИССЛЕДОВАНИЯ

Изученные объекты расположены в пределах Кольско-Лапландско-Карельской провинции, представляющей собой восточную, наиболее древнюю часть Фенноскандинавского (Балтийского) щита (Кольская…, 1998; Ранний…, 2005).

Для изучения архейского этапа был выбран Урагубско-Титовский зеленокаменный пояс, залегающий на границе Мурманского и Центрально-Кольского (или Кольско-Норвежского) мегаблоков. Для него установлен разрез неоархейского (лопийского) комплекса, который является редуцированным по отношению к разрезу более крупного и протяженного Колмозеро-Воронинского пояса, залегающего в северо-восточной части Кольского региона, но включает базальную терригенную толщу.

Урагубско-Титовский пояс протягивается с перерывами в юго-восточном направлении от верхнего течения рек Титовка и Зап. Лица до среднего течения р. Ура и далее через Кольский залив (севернее г. Мурманска) до оз. Мальявр. Его максимальная ширина составляет около 4 км в районе р. Ура. Фундамент пояса сложен пара- и ортогнейсами, амфиболитами, железистыми кварцитами и мигматитами неоархейского и мезоархейского возраста. Они прорываются интрузивными образованиями – эндербитами, чарнокитами, монцонитами, тоналитами и гранитогнейсами с возрастом от 2.9 до 2.7 млрд лет.

Относительно полный изученный нами опорный разрез Урагубско-Титовского пояса расположен в среднем течении р. Ура, в 8–12 км к северу от развилки дорог Мурманск–Заполярный–Урагуба (Смолькин и др., 2000). Он отделен от расположенных севернее пород Мурманского блока системой крутопадающих разломов. Разрез состоит из нижней терригенной толщи с базальными конгломератами, средней вулканогенной коматиит-базальтовой толщи и верхней осадочно-вулканогенной толщи.

Основная часть нижней терригенной толщи сложена мелко- и среднезернистыми биотитовыми и двуслюдяными гнейсами, а также катаклазированными галечными и валунно-галечными отложениями. Средняя вулканогенная толща мощностью от 500 до 650 м сложена вулканитами коматиитовой ассоциации в виде массивных, подушечных и брекчиевидных лав, расслоенных потоков, линз агломератовых туфов, а также силлами метаперидотитов. В строении толщи участвуют также лавовые потоки, туфовые горизонты и субвулканические тела базальтовой ассоциации, горизонты и линзы мелкозернистых биотитовых и биотит-амфиболовых гнейсов. В разрезе верхней осадочно-вулканогенной толщи преобладают биотитовые, а также гранат-биотитовые, силлиманит-ставролит-биотитовые, кианит-силлиманит-биотитовые и биотит-андалузитовые гнейсы, реже встречаются маломощные тела сланцеватых амфиболитов. Основная часть гнейсов отвечает по составу дацитам и риолитам, в подчиненном количестве встречаются парагнейсы. Все породы претерпели интенсивные структурно-тектонические преобразования и высокотемпературные метаморфические изменения в условиях андалузит-силлиманитовой фациальной серии амфиболитовой фации при Т = 600–620°С, P = 4 кбар (Ранний…, 2005).

Возраст секущих аплитовых жил и тел плагиомикроклиновых гранитов по данным U–Pb анализа циркона равен соответственно 2697 ± 10 и 2696 ± 9 млн лет (Вревский, 2018). В восточной части пояса породы прорываются апофизами многофазных субвулканических интрузий порфировидных гранитоидов Лицко-Арагубского комплекса с U–Pb возрастом от 1774 ± 9 (I фаза) до 1746 ± 8 (V фаза) млн лет (Ветрин, 2014).

Для изучения палеопротерозойского этапа были выбраны две структуры – рудоносная Печенгская на крайнем северо-западе Кольского региона и Ветреный пояс, расположенный на территории Восточной Карелии и западной части Архангельской области (рис. 1). Для сравнения приведены данные для западной части Имандра-Варзугской структуры.

Печенгская структура является северо-западным фрагментом Печенгско-Варзугского пояса, который протягивается с перерывом на 600 км от Северной Норвегии через весь Кольский п-ов до побережья Белого моря. Данный пояс – один из самых крупных в регионе палеопротерозойских структур и представляет собой долгоживущую палеорифтогенную систему, заложенную около 2.5 млрд лет на коре континентального типа (Смолькин, 1993; Smolkin, 1997). В центральной и западной частях пояса, известных как Имандра-Варзугская структура, установлен наиболее полный разрез карельского комплекса (рис. 2). Однако в Печенгской структуре базальная терригенная толща является более представительной, поэтому она была выбрана для исследований как первоочередная.

Рис. 2.

Корреляционная схема метаосадочно-вулканогенных комплексов Печенгско-Варзугского и Ветреного поясов по данным (Смолькин, 1992), с авторскими дополнениями. 1 – архейский комплекс фундамента; 2 – кора выветривания; 3 – конгломерат, туфоконгломерат; 4 – граувакка, кварцит; 5 – псаммит-алевролитовый сланец; 6 – известняк, доломит, строматолитовый доломит; 7 – ферропикрит; 8 – пикрит; 9 – высокотитанистый пикробазальт; 10 – низкотитанистый пикробазальт, коматиитовый базальт; 11 – толеитовый базальт; 12 – трахибазальт; 13 – андезибазальт; 14 – трахиандезибазальт; 15 – дацит; 16 – риолит; 17 – структурное несогласие; 18 – стратиграфическая граница; 19 – корреляционная граница; 20 – место отбора пробы.

Фундамент Печенгской структуры имеет гетерогенное строение, сложен породами тоналит-трондьемит-гранодиоритового комплекса (ТТГ), а также глиноземистыми гнейсами, амфиболитами, железистыми кварцитами и мигматит-гранитами неоархейского возраста. Наиболее древними породами являются тоналитовые гнейсы, вскрытые Кольской сверхглубокой скважиной (СГ-З) и обнажающиеся в северном обрамлении, с U–Pb возрастом в пределах 2903–2930 млн лет. Более поздние гранодиориты Северной Норвегии и Туломского массива имеют U–Pb возраст 2729–2762 млн лет, возраст плагиогранитов из скв. СГ-З и северо-восточного берега оз. Палоярви составляет 2752–2753 млн лет (Кольская…, 1998). Судя по ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возрасту ядер циркона из плагиогнейсов, вскрытых скв. СГ-3, в строении фундамента принимает участие также более древнее коровое вещество с возрастом 3.33 и 3.41 млрд лет (Ветрин и др., 2016). В гнейсах кольской серии (2.9 млрд лет) Центрально-Кольского блока был найден древний циркон с ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возрастом 3461 ± 5 млн лет (Мыскова, Милькевич, 2016) и 3695 ± 6 млн лет (Bayanova et al., 2020).

В районе железнодорожной станции Луостари эрозией вскрыта расслоенная интрузия Генеральская. Она сложена габбро-норитами с U–Pb возрастом 2496–2505 млн лет (Amelin et al., 1995; Баянова и др., 1999), в результате внедрения которых и термического плавления вмещающих гнейсов генерировались жилы плагиогранитов. Несколькими скважинами были вскрыты базальные терригенные образования печенгского разреза, перекрывающие габбро-нориты. Несколько позже внедрения расслоенных интрузий формировались массивы гранитоидов типа Нейден с возрастом 2483 ± 28 млн лет (Кольская…, 1998).

Печенгская структура размером 40 × 70 км имеет форму близкую к изометрической и асимметричное внутреннее строение (Магматизм…, 1995). Ее северная граница на значительном своем протяжении является стратиграфической и проходит по нижнему контакту базальных конгломератов. Порьиташский разлом, круто падающий на юг, разделяет Печенгскую структуру на Северную и Южную структурно-формационные зоны. Северная зона обладает моноклинально-мульдообразным характером строения, осложненным поперечными и диагональными тектоническими нарушениями. В ее разрезе принимают участие вулканогенные породы разного состава и в подчиненном количестве терригенно- и хемогенно-осадочные породы общей мощностью 8.5 км. Они претерпели зональный метаморфизм от центра к периферии структуры в условиях от зеленосланцевой до эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций.

Для нижней части разреза Северной зоны установлена смена подводных фаций вулканизма, представленных андезибазальтами маярвинской свиты, наземными фациями субщелочных вулканитов пирттиярвинской и оршоайвинской свит (рис. 2). На западной окраине г. Заполярного эрозией вскрыто тело эруптивной брекчии прижерловой фации, в составе которой находятся обломки гранитов с возрастом 2.7 млрд лет, а также кварцитов и миндалекаменных андезибазальтов, сцементированных трахибазальтами маярвинской свиты.

Верхняя часть разреза (заполярнинская, матертская и суппварская свиты) характеризуется принципиально иным характером вулканизма и многократным чередованием продуктов подводного извержения ферропикритовой и базальтовой магм с туфогенно-осадочными горизонтами. В пределах относительно мощной ждановской свиты, сложенной черносланцевыми туфогенно-осадочными породами (рис. 2), залегают субвулканические рудоносные интрузии габбро-верлитов с ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возрастом циркона 1985 ± 10 млн лет (Смолькин и др., 2018).

Южная зона сложена вулканитами пикритового, базальтового, андезитового и дацит-риолитового состава и туфогенно-осадочными породами с общей мощностью около 3.0 км, метаморфизованными в условиях амфиболитовой фации. Ее южная граница определяется гранитными куполами диапирового типа (Шуони, Каскельявр и др.) с U–Pb возрастом внедрения 1939–1940 млн лет (Ветрин и др., 2008). На завершающей стадии, уже в орогенный этап, произошло внедрение субвулканических интрузий горы Порьиташ дацит-андезитового состава с U–Pb возрастом 1904 ± 7 млн лет (Скуфьин и др., 2014).

Структура Ветреного пояса протягивается в юго-восточном направлении на 250 км от оз. Воронье до р. Онега, ее ширина от 8 до 40 км (рис. 1). В геологическом отношении она приурочена к глубинному разлому, разделяющему Беломорский и Карельский мегаблоки (Геология…, 1987). В общем разрезе Ветреного пояса выделяются по данным (Куликов, Куликова, 2011) следующие свиты (рис. 2) (с юга на север, от древних к молодым): терригенная кварцит-песчанистая токшинская (мощность 300–1500 м), представляющая главный объект наших исследований; вулканогенная киричская (700–1000 м); терригенно-конгломератовая калгачинская (250 м); доломит-песчанистая кожозерская (400–600 м); терригенная алевролит-песчанистая виленгская (1200–1500 м) и вулканогенная свита ветреного пояса (до 4000 м). Вулканиты в нижней части общего разреза представлены андезитами, андезибазальтами и подчиненными коматиитовыми базальтами (киричская свита), а вулканиты в верхней части – преимущественно лавами, расслоенными потоками и силлами коматиитовых базальтов свиты ветреного пояса.

Структура Ветреного пояса, судя по характеру разрезов и составу пород, сложена, в отличие от Печенгско-Варзугского пояса, только породными комплексами сумия и сариолия, что подтверждается данными изотопного анализа. Возраст коматиитовых базальтов киричской свиты равен 2449 ± 35 млн лет (Sm–Nd), а свиты ветреного пояса – 2410 ± 34 млн лет (Sm–Nd) и 2407±6 (Re–Os) млн лет (Puchtel et al., 1997, 2016).

Фундамент структуры Ветреного пояса также является гетерогенным. Южнее его расположен Водлозерский блок. В его пределах были обнаружены наиболее древние для Фенноскандинавского щита тоналиты и лейкосома мигматитов с U–Pb возрастом циркона 3151–3210 млн лет (Lobach-Zuchenko et al., 1993). Они входят в состав ТТГ-комплекса, слагающего фундамент зеленокаменных поясов мезоархейского возраста. Метабазальты и метариолиты Каменноозерской структуры Сумозерско-Кенозерского зеленокаменного пояса имеют возраст 2913 ± 30 и 2875 ± 2 млн лет соответственно (Кулешевич, 2006). Массивы гранитоидов Каменноозерской структуры (Хижозерский, Вожмореченский, Солотозерский и Лексинский) являются, по данным А.В. Коваленко (Ранний…, 2005), более поздними – 2.75 млрд лет.

КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОПРОБОВАННЫХ ТЕРРИГЕННЫХ ТОЛЩ

Урагубско-Титовский зеленокаменный пояс

В нижней части базальной терригенной толщи, приуроченной к южному контакту пояса, залегает четко выдержанный по простиранию горизонт мощностью от 2 до 5, реже до 10 м (Смолькин и др., 2000). Он сложен конгломератами галечного и валунно-галечного типов, залегающих на мигматизированных гнейсах и плагиогранитах. Размер галек варьирует преимущественно от 3 × 5 до 5 × 10 см, их количество составляет не более 30–35% от общего объема метаконгломератов. Галька имеет уплощенную форму, в ее составе, помимо гнейсов и гранитов, присутствует кварц. Цемент представлен мелкозернистой грауваккой.

Маломощные линзы галечных конгломератов наблюдаются также выше по всему разрезу толщи, сложенной биотитовыми гнейсами. В пределах базального горизонта и вышерасположенных линз наблюдаются четкие признаки их первично-терригенного происхождения – градационная ритмичная слоистость и реликты псефит-псаммитовых текстур. Породы терригенной толщи прорываются крупными телами турмалиновых пегматитов. Проба УГ-72 отобрана из глыбового развала под скальным выступом на северо-западном берегу озера, из цемента катаклазированных галечных конгломератов (рис. 3a).

Рис. 3.

Фотографии коренных выходов опробованных терригенных пород и образцов. a – проба УГ-72, Урагуба; б – проба П-73, оз. Питьевое; в, г – общий вид, руч. Лучломполо (в) и образец пробы П-21 (г); д – проба П-26, гора Куорпукас; е – контакт ферропикрита с зонками подводного выветривания (внизу) и высококремнеземистого турбидита (вверху), полированный образец; ж – проба ТК-12-01, гора Двойная.

Ветреный пояс, токшинская свита

Терригенные отложения токшинской свиты перекрывают с резким стратиграфическим несогласием породы палеоархейского комплекса в пределах Водлозерского блока и неоархейского комплекса, слагающие Сумозерско-Кенозерский зеленокаменный пояс. Наиболее широко они развиты вдоль юго-западной границы Ветреного пояса в виде полосы шириной около 10 км и протяженностью 60–70 км, но на большей части они перекрыты моренными отложениями. В составе свиты принимают участие кварциты, аркозы, кварцевые гравелиты и полимиктовые песчаники.

В основании сводного разреза в районе оз. Левушка залегают несортированные полимиктовые конгломераты общей мощностью до 1.5 км. Их обломочная часть представлена гранитоидами (80–90%), а также метагаббро, амфиболитами и кварцем в виде гравийных зерен, гальки и валунов, размером до 30 × 40 см. Цемент, часто с четко выраженной косой слоистостью, имеет состав полимиктовых и кремнистых алевролитов и аргиллитов.

Для детального изучения метаосадочных пород токшинской свиты и их опробования был выбран участок горы Двойная, расположенный на территории Водлозерского национального парка (Корсаков и др., 2013; Межеловская и др., 2016). Основная часть разреза общей мощностью 90 м сложена кварцитами, меняющими свой цвет от молочно-белых до розово-серых (рис. 3ж), отвечающих по петрохимическим особенностям (глиноземистому модулю) аркозам. Главным минералом является кварц (до 95 об. %), в виде небольших примесей содержится серицит, гематит, эпидот и фуксит. Наличие серицита свидетельствует о примеси материала коры выветривания, а примесь фуксита – о размыве ультраосновных пород. Проба ТК-12-01 была отобрана из кварцитов верхней части изученного разреза (рис. 4).

Рис. 4.

Обобщенный разрез толщи кварцитов токшинской свиты в районе горы Двойная. 1 – кварцит и гравелит с фукситом; 2 – белый кварцит; 3 – гравелит; 4 – синий кварцит; 5 – розовый кварцит с серицитом; 6 – голубоватый кварцит; 7 – серый кварцит; 8 – молочно-розовый кварцит, гравелит; 9 – полимиктовый молассовидный конгломерат; 10 – место взятия пробы ТК-12-01.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Для выделения циркона были отобраны пробы весом 5–8 кг из естественных обнажений коренных пород. Выделение монофракций циркона осуществлялось по стандартным методикам с использованием концентрационного стола, магнитной сепарации и тяжелых жидкостей в Центральной лаборатории ВСЕГЕИ, Институте геологии Карельского НЦ РАН и Институте геологии и геохронологии докембрия РАН. Зерна циркона были имплантированы в эпоксидную смолу, сошлифованы и приполированы на половину свой толщины. Предварительный просмотр зерен циркона проводился при помощи бинокуляра и СЭМ CamScan МХ2500 с системой CLI/QUA2 в режимах отраженных электронов (BSE) и катодолюминесценции (CL) для изучения внутреннего строения и выбора доменов для анализа. Выбирались преимущественно внутренние части зерен, редко их зоны.

Составы твердых минеральных микровключений в цирконе изучены В.Н. Кожевниковым на сканирующем электронном микроскопе VEGA II LSH (фирма TESKAN) в Институте геологии Карельского НЦ РАН. Шайбы покрывали углеродом, диаметр анализируемого участка составлял 25 мкм, относительная погрешность содержания элементов 5–10%.

Для определения U–Th–Pb возраста циркона использовались методы масс-спектрометрии вторичных ионов (SIMS) и масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой с лазерной абляцией (LA-ICP-MS). Все изотопные исследования выполнены в ЦИИ ВСЕГЕИ, методика работ и приборное обеспечение изложены в (Обзор …, 2015).

Анализ циркона методом SIMS осуществлялся на масс-спектрометре SRHIMP-II (Australian Scientific Instruments Pty, Австралия). Он представляет собой мультиколлекторный вторично-ионный высокоразрешающий микрозонд, в котором применяется in-situ-ионизация вещества пробы. U–Th–Pb изотопные исследования проводились по методике, описанной в (Williams, 1998; Larionov et al., 2004). Интенсивность первичного пучка молекулярных отрицательно заряженных ионов кислорода составляла 4 нА при диаметре пятна пробоотбора около 35 мкм. Обработку полученных данных осуществляли с использованием программы SQUID (Ludwig, 2000). U–Pb отношения нормализованы на значение 0.0668, установленное для стандартного циркона TEMORA с возрастом 416.75 млн лет. Для контроля корректности определения концентраций U, Th и Pb в цирконе использовался стандарт циркона 91500 с известным содержанием U = 81.2 мкг/г (Wiedenbeck et al., 1995). Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) приводятся на уровне 1σ, погрешности рассчитанных значений возрастов (по совокупности анализов) приводятся на уровне 2σ. Построение U–Pb диаграмм с конкордией проводилось с использованием программы ISOPLOT/EX (Ludwig, 2003).

Изотопный анализ циркона методом LA-ICP-MS выполнялся с использованием 193-нанометрового ArF лазера COMPex-102, системы абляции DUV-193 (Lambda Physik Complex 102, США) и изотопного мультиколлекторного плазменного масс-спектрометра с ионизацией в индуктивно связанной плазме (ICP-MS) Neptune (ThermoQuest Finnigann MAT, Германия). Применяемая система лазерной абляции New Wawe DUV-193, основанная на эксимерном ультрафиолетовом лазере Lambda Physik, обеспечивает минимизацию эффектов фракционирования элементов и минимальные размеры лазерного пятна. Точность определения возраста зависит от количества Pb и U, поэтому для древних зерен циркона возраст, полученный методом LА-ICP-MS, хорошо согласуется с данными, полученными классическим ID TIMS методом. Это позволяет использовать LА-ICP-MS метод для оценки возраста докембрийских цирконов (Košler, Sylvester, 2003).

Конфигурация коллекторов позволяет одновременно регистрировать изотопы ²⁰²Hg, ²⁰⁴(Pb + + Hg), ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb, ²³²Th, ²³⁵U, ²³⁸U. Для коррекции масс-дискриминации было использовано отношение ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb, полученное путем многократного измерения стандарта NIST-610 в каждой индивидуальной измерительной сессии. Типичное значение вариаций масс-дискриминации составляло менее 0.05%, ее типичная величина ~1% на 1 AMU. В качестве основного стандарта при определении возраста и Pb/U отношений использовался международный стандарт циркона TEMORA, в качестве дополнительного (опорного при определении отношения U/Th) – международный стандарт циркона 91500.

Суммарная погрешность определения ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраста включает статистическую погрешность, которая рассчитывается при измерениях через среднее квадратичное отклонение (СКВО) за 11 циклов интегрирования; случайную погрешность единичного измерения, связанную с матричными и прочими эффектами, ведущими к фракционированию Pb/U, и оцененную из разброса при измерении стандартов (2–3%); ошибку воспроизводимости отношения ²⁰⁶Pb/²³⁸U, которая для данной сессии составляла 3.2% (2σ) по 8 параллельным измерениям стандарта TEMORA.

Погрешность определения отношения ²⁰⁷Pb/²³⁵U – это погрешность ²⁰⁷Pb/²³⁸U, так как концентрация ²³⁵U рассчитана по концентрации ²³⁸U делением на соответствующую константу. Она суммируется с погрешностью из разброса измерения стандартов. Основной компонент погрешности определения ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb – это статистическая погрешность, которая рассчитывается при измерениях через СКВО за 11 циклов интегрирования. Благодаря применению многоколлекторной (статической) схемы измерения, для гомогенных цирконов может быть достигнута достаточно высокая точность (±0.1%). Погрешность возрастает для низкоурановых цирконов за счет погрешности измерения нулевой линии на 207-й массе. Погрешность 1σ соответствует ~67%-ной достоверности, что учитывается при построении в программе Isoplot.

Поправка на нерадиогенный Pb вводится при наличии значимого количества ²⁰⁴Pb (выше уровня фонового сигнала). Коррекция на изобарное наложение изотопа ²⁰⁴Hg, содержащегося в NIST-611, выполнялась путем его вычитания (измерялся свободный от наложений изотоп ²⁰²Hg). Это позволяет получить корректное значение отношений всех радиогенных изотопов свинца к ²⁰⁴Pb в широком диапазоне интенсивностей сигнала (при различных значениях диаметра лазерного пучка и частоты импульсов лазера).

Процедура вторичной обработки результатов измерения изотопных отношений Pb с целью коррекции аппаратурной масс-дискриминации масс-спектрометра выполняется при помощи программного обеспечения масс-спектрометра. Для получения окончательных результатов (таблиц данных) результаты измерений обрабатываются макросом Excel, многократно апробированным параллельными U–Pb SIMS анализами. При обработке аналитических материалов авторы учитывали принципы, изложенные в статье (Gehrels et al., 2012).

МОРФОЛОГИЯ, СТРОЕНИЕ, ВКЛЮЧЕНИЯ И ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ ЦИРКОНОВ

Результаты аналитических исследований цирконов приведены в табл. 1, 2, фотоизображения зерен циркона – на рис. 5, 6, диаграммы – на рис. 7, 8. Сводные данные приведены в табл. 3. Первоначально рассмотрим результаты, полученные для цирконов из базальных терригенных толщ, а затем из толщ, расположенных выше по разрезу Северо-Печенгской зоны.

Рис. 5.

Микрофотографии циркона в режиме катодолюминесценции с положением лазерного кратера и значениями ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраста в млн лет. a – проба УГ-72; б – проба П-73; в – проба ТК-12-01; г – циркон из высокоглиноземистого гнейса (метаграувакка) первой толщи скв. СГ-3 (Ветрин и др., 2013б); д – циркон из ортогнейса (эндербит) северного обрамления Печенгской структуры (Ветрин и др., 2013а). Здесь и на рис. 6 размер масштабной линейки приведен в мкм.

Рис. 6.

(а, б) Микрофотографии циркона в режиме катодолюминесценции с положением лазерного кратера и значениями ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраста в млн лет и (в, г) микрофотографии циркона в проходящем свете. a – проба П-21; б – проба П-26; в – проба П-21; г – проба П-26. Микровключения: Ap – апатит; Bi – биотит; Gal – галенит; Chl – хлорит; Tht – торит; ThMz – обогащенный Th монацит; Qu – кварц; Par – паргасит.

Рис. 7.

Гистограмма (PD) с частотой встречаемости значений ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраста циркона. a – проба УГ-72; б – проба П-73; в – проба П-21; г – проба П-26; д – проба ТК-12-01.

Рис. 8.

U–Pb диаграмма с конкордией для циркона из терригенных пород. a, б – проба УГ-72; в, г – проба П-73; д – проба П-21; е – проба П-26; ж – проба ТК-12-01.

Проба УГ-72 (метаконгломерат, Ура-Губа). Из пробы проанализированы 20 зерен циркона методом SIMS (табл. 1). Преобладают прозрачные и полупрозрачные зерна, встречаются также окрашенные в желто-рыжие, рыжие, серо-желтые и мутные тона. Они представляют собой слабоокатанные субидиоморфные и идиоморфные, короткопризматические, реже удлиненно-призматические кристаллы и их обломки (рис. 5a). Их длина варьирует от 152 до 400 мкм, Ку = 1.3–3.4. Большинство зерен трещиноватые и содержат микровключения. По данным катодолюминесценции (CL) зерна циркона имеют различное свечение – от яркого до слабого. Преобладают зерна с грубой зональностью, в отдельных зернах сохранились следы тонкой осцилляционной зональности.

Основная часть зерен циркона имеет ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст в интервале 2670–2960 млн лет. Данные относительной вероятности на PD-графике характеризуются мультимодальным распределением с выделением двух кластеров с максимумами около 2952–2939 и 2762 млн лет (рис. 7a). Зерна циркона, относящиеся к первому кластеру, значимо различаются по содержанию U и Th, и их можно разделить на две подгруппы. В первой подгруппе содержания U и Th варьируют соответственно в пределах 67–136 и 39–132 мкг/г, отношение Th/U = 0.51–1.07 (1.47), для второй подгруппы установлены более высокие содержания U и Th: соответственно 202–324 и 149–220 мкг/г, отношение Th/U = = 0.70–0.89. По-видимому, источниками циркона могут быть одновозрастные породы разного типа. В зернах циркона второго кластера (2762 млн лет) содержания U и Th, исключая аномальные данные, варьируют соответственно в пределах 189–431 и 63–235 мкг/г, отношение Th/U = 0.29–0.78. Зерна с ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возрастом 2730–2141 млн лет имеют высокие содержания U (718–2718 мкг/г) и Th (484–5039 мкг/г). Они темные в катодолюминесценции и характеризуются отсутствием зональности, что обусловлено процессами метамиктизации.

На U–Pb диаграмме с конкордией аналитические точки аппроксимируются двумя дискордиями с верхним пересечением 2948 ± 10 и 2763 ± ± 8 млн лет (рис. 8a, 8б). Дискордию с верхним пересечением 2948 ± 10 млн лет образуют точки, соответствующие зернам с близким ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возрастом в пределах 2958–2935 млн лет и небольшой степенью дискордантности (<7). Дискордия с верхним пересечением 2763 ± 8 млн лет имеет другие характеристики. В ее нижнюю часть попадают точки, отвечающие зернам с пониженными значениями ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраста (2730–2141 млн лет), высокими содержаниями U и Th и высокой степенью дискордантности (>30). Поэтому учитывается только средний конкордантный ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст 2769 ± 11 млн лет, рассчитанный по 7 анализам (табл. 3).

На основе анализа выше приведенных данных можно сделать вывод, что циркон с возрастом 2952–2939 млн лет является магматическим по происхождению, и его источником могли быть породы ТТГ-комплекса, в том числе с возрастом 2921 ± 12 и 2990 ± 4 млн лет, широко развитые на современной эрозионной поверхности в северо-западной части Кольско-Норвежского блока (Ветрин и др., 2013а). Циркон с возрастом около 2769 млн лет, по-видимому, представляет метаморфизованный тип, сформированный в результате регионального метаморфизма в условиях амфиболитовой фации породных комплексов Урагубско-Титовского зеленокаменного пояса. Этот вывод согласуется с возрастом одного из двух этапов метаморфизма – гранулитового и амфиболитового пород ТТГ-комплекса, сопровождавшегося частичным плавлением эндербитов (2778 ± 10 млн лет; Ветрин и др., 2013а). Более низкотемпературные, локальные преобразования циркона, судя по нижнему пересечению дискордии, произошли в девонский период внедрения интрузий центрального типа щелочных и нефелиновых сиенитов (Хибины, Ловозеро и др.) и комагматичных им даек, ареал проявления которых охватывает большую часть территории Кольского региона (Arzamastsev et al., 2000).

Проба П-73 (метаконгломерат, телевинская свита). Из данной пробы проанализированы 24 зерна циркона методом SIMS (табл. 1). Они образуют прозрачные и полупрозрачные, окрашенные в коричневые, желтые и желто-серые тона субидиоморфные призматические кристаллы с различной удлиненностью, реже присутствуют слабоокатанные зерна и обломки (рис. 5б). Длина призматических кристаллов варьирует от 150 до 509 мкм, Ку = 1.0–6.6. В катодолюминесценции (CL) зерна циркона с ярким и умеренным свечением характеризуются тонкой осцилляционной магматической, реже секториальной зональностью. Около трети составляют кристаллы и окатанные зерна с широкой или нарушенной грубой зональностью, встречаются также непросвечивающиеся зерна.

Аналитические данные для циркона из пробы П-73 на PD-графике образуют три главных кластера с тремя максимумами около 2785, 2731 и 2703 млн лет (рис. 7б). На U–Pb диаграмме с конкордией аналитические точки аппроксимируются двумя дискордиями с верхним пересечением 2792 ± 7 (СКВО = 1.3) и 2724 ± 9 млн лет (СКВО = = 1.9) (рис. 8в, 8г). Дискордию с верхним пересечением 2792 ± 7 млн лет образуют точки, соответствующие зернам с ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возрастом в пределах 2804–2777 млн лет, с умеренным содержанием U (90–374 мкг/г) и Th (65–206 мкг/г) и небольшой степенью дискордантности (<8). Полученный результат (2792 ± 7 млн лет), по-видимому, характеризует одну популяцию циркона (табл. 3).

В нижнюю часть дискордии с верхним пересечением 2724 ± 9 млн лет попадают зерна с пониженным ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возрастом 2662–2376 млн лет, с неоднородными, до высоких, содержаниями U (238–1050 мкг/г) и Th (9–569 мкг/г) и большой степенью дискордантности (<10). Это дает основание отнести проанализированные зерна к метаморфогенному типу, измененному в неопротерозойское время. Средний ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст циркона, рассчитанный по 5 точкам, расположенным на конкордии и вблизи ее, равен 2718 ± 7 (11) млн лет.

Зерно циркона с ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возрастом 3000 ± ± 9 млн лет имеет форму, близкую к дипирамидальной со сглаженными вершинами, длину 350 мкм и хорошо выраженную тонкую осцилляционную зональность (рис. 5б). Аналитическая точка располагается на конкордии (D = 0). Содержания урана и тория в зерне равны 116 и 55 мкг/г соответственно, Th/U = 0.49, что отвечает циркону из гранитов палингенно-метасоматического типа.

Зерно циркона с наименьшим возрастом 2474 ± ± 9 млн лет (табл. 1) имеет высокое содержание U (1050 мкг/г), поэтому не учитывалось при определении начала формирования терригенных пород телевинской свиты.

Детритовый циркон из телевинской свиты был изучен в работе (Gӓrtner et al., 2014). Пробы были отобраны из гравелитов и конгломератов, вскрытых скв. 3462 и залегающих непосредственно на размытой поверхности габбро-норитов г. Генеральская. Большинство зерен циркона (70) на PD-диаграммах образуют кластер с пиком около 2830 млн лет. Единичные определения находятся в пределах 2371–2573 млн лет. Часть зерен, судя по повышенному содержанию U, были подвержены, как и в пробе П-73, изменениям.

Принципиально важным является обнаружение зерен с возрастами 2371 ± 32 и 2402 ± 37 млн лет, что позволяет предположить начало заложение Печенгского палеобассейна около 2.37 млрд лет назад (табл. 3). Такой вывод согласуется с U–Pb возрастом 2340 ± 3 млн лет вулканитов андезибазальтового состава маярвинской свиты, перекрывающих терригенные породы (Скуфьин и др., 2013), а также с U–Pb возрастом комагматических даек кварцевых долеритов в северном обрамлении Печенгской структуры 2304 ± 1 млн лет (Терехов и др., 2018).

Усредненные данные по трем зернам 2482 ± ± 24 млн лет свидетельствуют о вскрытии эрозией массивов гранитоидов типа Нейден с возрастом 2483 ± 28 млн лет, внедрение которых произошло несколько позднее расслоенных интрузий.

В западной части Имандра-Варзугской структуры карьером были вскрыты более древние высокодифференцированные, существенно кварцевые породы сейдореченской свиты, перекрывающие метабазальты кукшинской свиты (рис. 2). Последние залегают в предгорьях г. Выручуайвенч на маломощном горизонте элювиальных отложений с возрастом детритового циркона 2770 млн лет (LA-ICP-MS) (данные авторов).

Результаты изотопного изучения циркона (LA-ICP-MS) из терригенных пород (раздельно из кварцевых песчаников, алевролитов и граувакк) сейдореченской свиты приведены в работе (Gӓrtner et al., 2014). Основная часть данных располагается на PD-графике в пределах 2680–2900 млн лет с максимальными пиками около 2770 и 2765 млн лет, менее значимые пики – около 2680, 2830, 2870 и 2890 млн лет. В кварцевых песчаниках и граувакках также присутствуют зерна циркона с возрастом около 2900–3200, 3400 и 3500 млн лет.

Для двух популяций циркона были получены конкордантные возрасты 2497 ± 13 (СКВО = 0.38, n = 6) и 2515 ± 24 млн лет (СКВО = 0.42, n = 5). Это может свидетельствовать о том, что гранитоиды, синхронные Мончеплутону, на период формирования терригенных пород сейдореченской свиты уже были вскрыты эрозией.

Наиболее молодой возраст единичных зерен циркона колеблется в пределах 2437–2445 млн лет (Gӓrtner et al., 2014). Он совпадает с периодом внедрения (2442–2437 млн лет) интрузивных массивов Имандровского комплекса, прорывающих метадациты сейдореченской свиты с U–Pb возрастом циркона 2448 ± 8 млн лет (Расслоенные…, 2004). По-видимому, омоложение возрастных данных циркона обусловлено локальным термальным прогревом осадков под воздействием интрузивных массивов, что подтверждается частичной потерей Pb.

Для уточнения времени отложения осадков сейдореченской свиты нами была отобрана проба из кварцитов, вскрытых в Рижгубском карьере. Выделенный циркон был изучен методом LА-ICP-MS. Аналитические данные (109 анализов), за исключением 2 анализов с возрастом менее 2400 млн лет, расположены на U–Pb графике на конкордии. На PD-графике основная часть данных располагается в пределах 2620–2900 млн лет с максимальным пиком около 2734 млн лет и менее значимым пиком 2850 млн лет. Обнаружены также зерна с возрастом в пределах 2900–3000 млн лет и одно зерно с возрастом 3101 ± 50 млн лет. Заслуживает внимание кластер с колебанием возраста от 2430 до 2515 млн, с пиком 2464 млн лет. Основываясь на этих данных, за возраст формирования осадков в сейдореченское время мы принимаем значение 2.46 млрд лет. Исходя из этого, продолжительность периода эрозии расслоенной интрузии Мончеплутон и последующего извержения базальтов кукшинской свиты составляла около 40 млн лет.

Проба ТК-12-01 (кварцит, токшинская свита Ветреного пояса). Данная проба характеризует, в отличие от предыдущих, высокодифференцированные породы, сложенные преимущественно перекристаллизованным кварцем с примесью слюды. Циркон образует зерна округлой и овальной, реже дипирамидальной и пирамидально-призматической формы со сглаженными вершинами и гранями, т.е. в отличие от кварца зерна циркона сохранили обломочно-окатанную форму. Их длина варьирует от 50–200 до 200–300 мкм (рис. 5в). Зерна циркона, судя по катодолюминесценции, имеют разное внутреннее строение. Удлиненные зерна обладают хорошо выраженной тонкой осцилляционной зональностью, типичной для гранитоидов. Среди зерен округлой и овальной формы преобладают зерна с секториальной зональностью или незональные.

Проанализировано 114 зерен методом LA-ICP-MS, преобладающая часть аналитических данных (81) располагается на конкордии. Основная часть зерен циркона (80%) имеет ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст в интервале 2720–2885 млн лет с двумя пиками около 2758 и 2845 млн лет (рис. 7д). Менее 20% зерен имеют датировки в интервале 2984–2880 млн лет. Для единичных зерен установлены более древние значения возраста около 3148, 3257, 3268 и 3364 млн лет с ошибкой определения 1–5% (табл. 2). Наиболее древнее зерно, непрозрачное со следами широкой зональности, имеет округлую форму и высокое отношение Th/U (1.29). Остальные древние зерна также непрозрачные, но с меньшим значением отношения Th/U (0.4–0.8). Зерна циркона с возрастами около 2935, 2947 и 2984 млн лет характеризуются четко выраженной широкой зональностью, что свойственно циркону из пород основного состава. Единичные зерна с пониженным возрастом в интервале 2654–2463 млн лет, темные в катодолюминесценции имеют повышенное отношение Th/U (1.03–2.97), большую ошибку определения и большую степень дискордантности, что обусловлено изменениями с привносом Th.

На U–Pb диаграмме с конкордией аналитические точки аппроксимируются дискордией с верхним пересечением 2869 ± 38 млн лет (СКВО = = 1.2) (рис. 8ж). Значение нижнего пересечения дискордии (1986 ± 260 млн лет) совпадает с возрастом регионального метаморфизма породных комплексов Ветреного пояса.

Источником древних возрастных групп циркона могли быть породы ТТГ-комплекса Водлозерского блока, в том числе тоналиты и мигматиты (3151–3210 млн лет), слагающие фундамент древних зеленокаменных поясов Карелии; а основным источником циркона с возрастом 2869 ± 38 млн лет – породы основного и среднекислого состава Каменноозерской структуры.

Перейдем к рассмотрению результатов изотопного анализа детритового циркона из терригенных пород, расположенных на более высоких уровнях разреза Северо-Печенгской зоны.

Проба П-21 (красноцветный гравелит, лучломпольская свита). Проанализировано 61 зерно методом LA-ICP-MS. Они представляют собой прозрачные и полупрозрачные, трещиноватые, окатанные со штриховкой обломки крупных кристаллов. Зерна имеют хорошо выраженные признаки осцилляционной магматической, реже секторальной зональности (рис. 6a, 6в). Часть зерен имеет тонкую, часть более грубую зональность. Размер зерен по диагонали варьирует в пределах 50–140 мкм.

В 65 зернах циркона, изученных на CЭМ VEG-A-TESKAN, признаков гидротермальных изменений не обнаружено. Лишены микровключений 52 зерна, в семи есть микровключения биотита, в трех – апатита, единичные зерна содержат микровключения кварца, рутила и торита (рис. 6a).

На U–Pb диаграмме все аналитические точки располагаются на конкордии (рис. 8д). Основная часть зерен циркона имеет ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст в интервале 2700–2820 млн лет с двумя максимумами на PD-графике около 2718 и 2779 млн лет. В подчиненном количестве встречаются зерна с возрастом 2840–3000 млн лет, отдельные зерна имеют более древний возраст от 3000 до 3700 млн лет (табл. 2, рис. 7в). Возраст наиболее древнего зерна, представляющего собой окатанный обломок кристалла с тонкой зональностью, равен 3698 ± 8 млн лет (в ядре).

Циркон с возрастом 2700 млн лет полностью отсутствует. Для зонального зерна циркона с минимальным возрастом получены значения 2700 ± ± 8 млн лет в ядре и 2683 ± 8 млн лет в кайме.

Проба П-26 (высококремнеземистый турбидит, матертская свита). Для циркона из пробы мелкообломочных пород из района восточного склона г. Куорпукас получен 31 анализ методом SIMS (табл. 1).

Зерна циркона преимущественно прозрачные, реже темно-коричневые. Преобладают коротко- и удлиненно-призматические зерна со сглаженными гранями, реже овально-округлые окатанные зерна и их обломки; встречаются единичные мелкие кристаллы с четко выраженными гранями призмы и пирамиды и внешней каймой нарастания (рис. 6б, 6г). Длина зерен варьирует в пределах 50–200 мкм. Судя по катодолюминесценции (CL), преобладают зерна с грубой широкой зональностью, реже встречаются с четко выраженной тонкой осцилляционной зональностью магматического типа.

Из 35 зерен циркона, изученных на CЭМ VEGA-TESKAN, 26 содержат твердые минеральные микровключения апатита (в 17 зернах), биотита (в 7 зернах), кварца (в 3 зернах), монацита (в 2 зернах); по одному микровключению установлен торит, галенит, хлорит, паризит, титаномагнетит и ильменит. Судя по ним, родоначальная гранитовая магма была относительно сухой.

Большинство аналитических точек располагается на конкордии (рис. 8е). Основной кластер из пробы П-26 имеет ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст в интервале 2520–2691 млн лет с четко выраженным максимумом на PD-графике около 2655 млн лет (табл. 1, рис. 7г). Единичные зерна имеют возраст в интервале 2403–2463 (4 зерна) и 2263–2318 млн лет (2 зерна), т.е. полностью отсутствуют значения возраста более 2700 млн лет. Зерно с наиболее древним возрастом слабоокатанное, зональное; для ядра установлен возраст 2691 ± 20 млн лет, для каймы 2595 ± 33 млн лет. Содержание U соответственно равно 113 и 185 мкг/г, содержание Th – 73 и 107 мкг/г. Зерна циркона с возрастом менее 2520 млн лет отличаются бóльшим содержанием U (310–1178 мкг/г) и Th (75–182 мкг/г) и высокой степенью дискордантности (D > 10).

Для 13 зерен, точки которых лежат на конкордии, определено значение 2651 ± 10 млн лет (СКВО = 0.30) (рис. 8е). Близкий возраст получен для всей совокупности зерен – 2640 ± 16 млн лет (СКВО = 1.8), однако точки, расположенные в нижней левой части диаграммы, характеризуются высокой степенью дискордантности (D > 10). Поэтому за возраст основной популяции циркона принимается значение 2651 ± 10 млн лет.

Источниками циркона кластера 2651 млн лет могли быть гнейсы, вскрытые при проходке скважины СГ-3 (Кольская…, 1998), а также гранитоиды с возрастом 2656 ± 14 млн лет, залегающие юго-западнее Печенгской структуры. Из этого следует, что снос терригенного материала был с южного борта. На период сноса комплексы древнее 2700 млн лет не были вскрыты в южном обрамлении Южно-Печенгской зоны или были перекрыты более молодыми отложениями.

Ранее одним из авторов (В.Ф. Смолькин) была отобрана проба № 1 из обломочной разновидности высококремнеземистых пород в районе оз. Островное, в 25 км к юго-востоку от г. Куорпукас. Из пробы были выделены две популяции циркона: округлые темноокрашенные и призматические прозрачно-желтоватые зерна. Циркон второй популяции был проанализирован методами ID-TIMS и SIMS (Hanski et al., 2014). Его ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст варьирует в пределах 1876–1984 млн лет с максимумом около 1961 млн лет. Одно зерно содержит 97 мкг/г U и 57 мкг/г Th, для двух других зерен были получены высокие содержания U (1797, 1836 мкг/г) и Th (1745, 1105 мкг/г). Результаты микрозондового анализа двух кристаллов с хорошо выраженными гранями призмы и дипирамиды свидетельствуют о гидротермальном изменении, которое сопровождалось выносом Zr, привносом Ca и Fe при относительной стабильности Si и Hf.

Для 9 зерен циркона получены конкордантные значения возраста 1988 ± 3 млн лет (SIMS), для всех 11 зерен согласованный (TIMC и SIMS) возраст равен 1988 ± 5 млн лет (СКВО = 1.5), нижнее пересечение – 240 ± 160 млн лет. В пробе П-26 содержания SiO₂, TiO₂, Al₂O₃, Na₂O₃ + K₂O равны 70.60, 0.32, 11.80, 4.76 мас. % соответственно, в пробе № 1 – 60.23, 1.70, 13.19, 4.48 мас. % соответственно, т.е. пробы имеют различный химический состав обломочного материала. В пробе П-26 преобладает гранитоидный материал, в пробе № 1 присутствуют также обломки ферропикритов, следствием чего является обеднение SiO₂ и обогащение TiO₂. С учетом неокатанной формы циркона с возрастом 1988 ± 5 млн лет, его источником могли быть подстилающие глобулярные ферропикриты с возрастом 1990 ± 40 млн лет (Sm–Nd; Smolkin et al., 2015).

ОБСУЖДЕНИЕ

Выполнены изотопные исследования детритового циркона из терригенных пород, возраст формирования которых охватывает большой временной период – от 2.8 до 1.9 млрд лет. В начале этого периода, когда были заложены Урагубско-Титовский и другие неоархейские зеленокаменные пояса будущего Фенноскандинавского щита, древние континенты Балтика и Лаврентия совместно входили в состав суперконтинента Кенорленд. На рубеж 2.7 млрд лет приходится крупнейший прирост континентальной коры в результате эндогенной активности (Балашов, Глазнев, 2006; Condie, Aster, 2010). В период 2.5–2.45 произошел подъем суперплюмов, что вызвало массовое внедрение мантийных магм в виде расслоенных интрузий базитового состава, плавление средней части коры с генерацией гранитовых магм и заложение Печенгско-Варзугского пояса – крупнейшей на щите палеорифтогенной системы (Smolkin, 1997). На рубеж 2.3 млрд лет приходится распад суперконтинента Кенорленд, а на 2.25 млрд лет – начало формирования суперконтинента Колумбия (Нуна) с интенсивным пиком роста континентальной коры 1.9 млрд лет назад. Необходимо также иметь в виду, что в период 2.43–2.25 млрд лет произошло глобальное гуронское оледенение (Чумаков, 2001) и в период 2.4–2.3 млрд лет – “Первая кислородная революция”.

ВЫВОДЫ

1. Изучены неоархейский Урагубско-Титовский, палеопротерозойские Печенгско-Варзугский и Ветреный пояса Фенноскандинавского щита, время формирования которых охватывает около 900 млн лет. Полученные результаты локального изотопного анализа циркона в совокупности с геологическими данными и данными по Кольской сверхглубокой скважине позволяют сделать вывод, что изученные пояса были заложены на коре континентального типа.

2. Основной вклад в континентальную кору внесли породы ТТГ-комплекса, их высокометаморфизованные разновидности, высокоглиноземистые гнейсы и гранитоиды различного состава, которые являлись источниками для детритового циркона с преобладающими возрастами 2.66–2.73, 2.76–2.79, 2.82–2.87, 2.98–3.00 млрд лет. Доминирующая роль группы циркона с возрастом 2.7 млрд лет подтверждает глобальный прирост континентальной коры в этот период в результате эндогенной активности.

3. По мере разрушения древней континентальной коры в результате ее подъема и эрозии в неоархейский и палеопротерозойский этапы вскрывались все более древние комплексы, часть из которых отсутствует на современном эрозионном срезе. Обнаружение нескольких популяций циркона с возрастом 3.0–3.6 млрд лет, а также циркона с более древним возрастом 3698 ± 8 млн лет подтверждает существенную роль эоархейских и мезоархейских породных комплексов в строении континентальной коры региона.

4. Заложение Печенгского палеобассейна (2.37 млрд лет) произошло значительно позднее Имандра-Варзугского палебассейна (более 2.46 млрд лет), что предопределило различный эрозионный срез расслоенных интрузий с возрастом 2.50 млрд лет в западной и центральной частях Кольского региона.

Благодарности. Авторы выражают особую благодарность проф. $\boxed{{\text{А}}{\text{.К}}{\text{.}}\,\,{\text{Корсакову}}}$, по инициативе которого были начаты исследования, $\boxed{{\text{В}}{\text{.Н}}{\text{.}}\,\,{\text{Кожевникову}}}$ и Ю.Б. Богданову за помощь в аналитических исследованиях, В.Р. Ветрину и Т.В. Каулиной за консультации и рецензентам за конструктивные замечания.

Источники финансирования. Работа выполнена при поддержке Программы РФФИ № 17-05-00592 А “Детритовые цирконы терригенных толщ Ветреного пояса как индикаторы условий формирования рифтогенных структур восточной части Фенноскандинавского щита в палеопротерозое”.