Возраст и петрографический состав пород восточного обрамления Печенгской структуры, Кольский регион

*Геологический Институт КНЦ РАН, г. Апатиты, Мурманская область, Россия; e-mail: , ORCID:

The ages and rock mineral composition of the Pechenga eastern frame, the Kola region Elena A. Nitkina*, Tat'yana V. Kaulina, Nikolay E. Kozlov *Geological Institute KSC RAS, Apatity, Murmansk region, Russia; e-mail: , ORCID:

Кольский регион расположен в северо-восточной части Балтийского щита (рис. 1) и состоит из Мурманского, Центрально-Кольского, Беломорского, Терского, Кейвского и Инари террейнов ¹ (Mitrofanov et al., 1995; Балаганский, 2002). Разделяют блоки супрактустальные пояса различного возраста и геотектонической природы: Колмозеро-Вороньинcко-Урагубский, Терско-Аллареченский, Тана-Корватундровский зеленокаменные пояса; Кейвская парагнейсовая структура, Лапландско-Колвицкий гранулитовый пояс и Полмак-Пасвик-Печенга-Варзугский рифтогенный пояс.

Г+ I I М2 ЕЗЗ И 4 Е35 ЕЛ36 ГП 7 Г6П fl

ЕЕП9 ГП 10 ГИ 11 В 12 ГЯ 13 В14 ГП |5 [ГП 16

~! 17 ~ 18 ГП19 ГП 20 ГН 21 |2804±е| 22 I I 23I 124

ПП25

Рис. 1. Cхема геологического строения Северной Норвегии и северо-западной части Мурманской области (Ветрин, 2007) Fig. 1. The geological map of northern Norway and the northwestern part of the Murmansk region (Ветрин, 2007)

На рис. 1 представлены следующие обозначения: породы протерозойского возраста (1–6): 1 – постскладчатые граниты и пегматиты (ЛА – лицко-арагубский комплекс, Ва – массив Вайноспаа); 2 – мусковит-микроклиновые граниты и гранитизированные породы; 3 – вулканогенно-осадочные породы Печенгско-Имандра-Варзугского пояса; 4 – породы основного состава; 5 – кварцевые диориты, тоналиты, гранодиориты каскельяврского комплекса; 6 – гранулиты; породы позднеархейского возраста

(7–18): 7 – порфировидные граниты (Пи – массив Пириваара, Не – массив Нейден); 8 – кварцевые сиениты, сиениты; 9 – монцониты, гранодиориты; 10 – плагиомикроклиновые граниты; 11 – вулканогенно-осадочные породы зеленокаменных поясов; 12 – нерасчлененные породы Терско-Аллареченского зеленокаменного пояса и фундамента; 13–16 – "серые гнейсы" дацит-плагиориодацитового состава различных комплексов: 13 – Киркенес, 14 – Варангер, 15 – Сванвик, 16 – Гарсио (+ нерасчлененные комплексы); 17 – гнейсы с высокоглиноземистыми минералами; 18 – эндербиты; 19 – проекции разломов; 20 – Кольская сверхглубокая скважина; 21 – государственные границы; 22 – результаты изохронного U-Pb-датирования (млн лет); вверху во врезке представлена схема тектонического районирования Кольской субпровинции Балтийского щита; 23 – архейские породы; 24 – позднепротерозойские осадочные породы; 25 – палеозойские интрузии нефелиновых сиенитов.

Исследование и датирование пород проводилось в пределах Центрально-Кольского блока (рис. 1) (Ветрин, 2007; Горяинов, 1980; Балаганский, 2002).

Архейские комплексы в районе Центрально-Кольского блока представлены гранито-гнейсами и мигматитами с реликтами биотит-плагиоклазовых, биотит-амфибол-плагиоклазовых гнейсов, амфиболитов, гранат-биотит-плагиоклазовых и глиноземистых гнейсов, содержащих прослои железистых кварцитов (кварцевых метасоматитов) различной мощности (Полканов, 1935; Беляев, 1976; Авакян, 1992; Балаганский, 2002), а также ортопородами разного состава и происхождения (Ранний докембрий Балтийского щита, 2005; Кольская сверхглубокая…, 1998). К последним относятся тоналит-трондьемитовые и эндербитовые гнейсы, чарнокито- и гранито-гнейсы, идентифицированные как вещество первичной сиалической коры (Батиева и др., 1968; Ветрин и др., 1987). Породы неоднократно метаморфизованы в условиях от высокотемпературных ступеней от амфиболитовой до гранулитовой фации (Беляев, 1976; Виноградов и др., 1973). Возраст наиболее раннего метаморфизма кольской серии составляет 2,8 млрд лет, последнего метаморфизма – 2,7 млрд лет (Митрофанов, 2001; Vetrin et al., 2013); возраст протолита гнейсов установлен в 2,9 млрд лет (Беляев и др., 1977; Vetrin et al., 2013). Подобный возраст (2,96 млрд лет) известен для циркона из гнейсов кольской серии (Мыскова и др., 2005; Мыскова и др., 2016).

Среди гнейсов кольской серии выделяется несколько групп гранитоидов. Для гиперстенсодержащих тоналит-гранодиоритов, входящих в состав гнейсового комплекса Хомпен (Норвегия, район Серварангер), был определен с помощью U-Pb-метода по циркону наиболее древний для Кольского полуострова возраст 2 902 ± 9 млн лет (Levchenkov et al., 1995).

Внедрение больших плутонов и даек гранодиоритов (эндербитов и эндербито-чарнокитов) в кольские гнейсы во время поздней стадии гранулитового метаморфизма (^ordgulen et al., 1995) происходило в интервале 2 709–2 762 млн лет. Метаморфизованные в условиях гранулитовой фации гнейсы комплекса Ярфиорд прорываются интрузиями монцонит-сиенитовой серии возрастом 2 727 ± 28 млн лет (Levchenkov et al., 1995; ^ordgulen et al., 1995).

Среди интрузий гранитоидного состава протерозойского возраста выделяются группа гранитоидов и кварцевых диоритов возрастом 1 940 млн лет (Шуонинский, Роусельский, Каскельяврский, Мунозерский и другие комплексы) и группа многофазных тел северо-восточного простирания, сложенных субщелочными гранитами (Лицко-Арагубский и Вайноспаа комплексы) или плагиогранитами (Стрельнинский комплекс) возрастом 1 760 млн лет. Помимо описанных гранитоидов в архейском фундаменте Печенгской структуры и ее южного обрамления в толщах тоналит-трондьемитовых гнейсов встречаются микроклиновые граниты и гранитизированные породы возрастом 2 225–2 150 млн лет (Бибикова и др., 1993; Ветрин, 2014).

Цель настоящего исследования заключалась в установлении с помощью структурно-метаморфических и геохронологических методов последовательности процессов образования и преобразования пород, проявленных в породах трех детальных участков (Перевал, Полигонный и Малонемецкая бухта). Изучение и датирование пород на данных участках обусловлены необходимостью разработки Лицевского урановорудного района, наиболее перспективного в отношении добычи урана в Кольском регионе, расположенного в непосредственной близости от изучаемого района Центрально-Кольского блока и сложенного аналогичными гнейсами кольской серии.

Материалы и методы

Методика

Циркон из мономинеральных фракций был разделен на морфологические типы и генерации с целью проведения U-Pb-датирования. Среди зерен циркона различных морфологических типов, установленных по габитусу, окраске, прозрачности, были выделены генерации циркона по наличию во внутреннем строении зональности, ядер и оболочек.

U-Pb-определение возраста циркона проводилось в лаборатории геохронологии и геохимии изотопов в Геологическом институте Кольского научного центра РАН (Каулина, 2010). Химическое разложение навесок циркона и выделение U и Pb осуществлялось по методу Т. Кроу (Krogh, 1973). Концентрации U и Pb определялись методом изотопного разбавления со смешанным трассером 208Pb-235U на масс-спектрометре МИ-1201Т. Уран наносился вместе со свинцом на одинарную Re ленточку с H3PO4 и силикагелем. Измерения выполнялись при температурах 1 300 и 1 500 °С для свинца и урана соответственно. Холостое загрязнение составляло менее 0,2 нг для свинца и 0,05 нг для урана. Изотопные отношения свинца исправлены на масс-дискриминацию 0,18 ± 0,05 % a.m.u (MI-1201T) и определены на основе параллельных анализов стандарта SRM-982. Все расчеты выполнены с использованием программ PBDAT и ISOPLOT (Ludwig, 1985; Ludwig, 2003) на основе принятых констант распада урана (Steiger et al., 1977), ошибки не превышали уровня 2σ; ошибка воспроизводимости отношений U/Pb составила 0,5 %.

Геологическое описание участков

Участок Полигонный представлен (^itkina et al., 2019; Козлов и др., 2006) чередованием светлосерых гранитов и гранат-биотитовых гнейсов с прослоями ставролит-гранат-биотитовых гнейсов (рис. 2) (мощность прослоев гранитов 15–40 м; мощность прослоев гранат-биотитовых гнейсов 15–50 м). В центре участка в плагиограните прослеживается линза гранат-биотитовых гнейсов мощностью 3 м. Породы имеют южное падение (углы падения 64–82°). Среди гранат-биотитовых гнейсов встречаются зоны окварцевания этих гнейсов и кварцевые жилы с гранатом (приуроченным к контакту жил с гнейсами), расположенные по простиранию породы. Зоны окварцевания представляют собой зоны наиболее интенсивно проявленных тектонических процессов. Гнейсы прорваны телами гранитных пегматитов северо-западного простирания. Мощность гранитных пегматитов составляет 1,5–2 м. Предполагается, что окварцевание гнейсов связано с процессом гранитизации.

Рис. 2. Геологическое строение детальных участков обрамления Печенгской структуры (^itkina et al., 2019)

Fig. 2. Geology of the Pechenga frame outcrops (^itkina et al., 2019)

На рис. 2 представлены схемы геологического строения участков: a – Полигонный: 1 – пегматиты; 2 – гранат-биотитовые гнейсы; 3 – плагиограниты; 4 – элементы залегания пород; 6 – зоны окварцевания; 5 – кварцевые жилы; 6 – точки отбора проб; b – Перевал: 1 – биотит-амфиболовые гнейсы; 2 – метагаббро; 3 – кварцевые метасоматиты; 4 – гранодиориты; 5 – долериты; 6 – гранатовые амфиболиты; 7 – точки отбора проб; c – Малонемецкая Бухта: 1 – биотит-амфиболовые гнейсы; 2 – железистые кварциты; 3 – железистые кварциты и гранатовые амфиболиты; 4 – гранодиориты; 5 – габброиды; 6 – плагиомикроклиновые пегматиты; 7 – кварцевые жилы; 8 – аплитовидные граниты с амфиболом; 9 – разломы; 10 – элементы залегания пород; 11 – шарниры складок пластического сдвига; 12 – границы разновидностей пород; 13 – точки отбора проб.

В пределах участка Перевал гранат-биотитовые и биотитовые гнейсы субширотного простирания расположены на всей площади участка (рис. 3). В гнейсах, ориентированных согласно плоскостям сланцеватости, залегают метаморфизованные и будинированные тела метагаббро, представленные полевошпатовыми амфиболитами. На контакте этих метаморфизованных основных тел и гранат-биотитовых гнейсов развиты кварц-магнетитовые и кварц-силикатные (кварц-пироксеновые, кварц-амфиболовые с гранатом и без граната) метасоматические породы – кварцевые метасоматиты. Прорываются метагаббро аплитовидными гранитами. Будинированные тела гранитных пегматитов располагаются по простиранию сланцеватости гранат-биотитовх и биотитовых гнейсов. Самые молодые породы на участке представлены дайками метадолеритов с субширотным и субмеридиональным простиранием.

Участок Малонемецкая Бухта сложен мигматизированными биотит-амфиболовыми и биотитовыми гнейсами с прослоями кварцевых метасоматитов (рис. 4). Эти породы испытали метаморфизм амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций, в то время как окружающие их гранат-биотитовые и глиноземистые гнейсы за пределами участка являются диафторитами амфиболитовой фации по гранулитовой фации. Прорываются породы участка жилами аплитовидных гранитов и пегматитов. В пределах участка Малонемецкая бухта встречаются гранодиориты возрастом 2 722 ± 9 млн лет (Козлов и др., 2006).

Последовательность эндогенных процессов, отбор проб и петрографическая характеристика образцов

Последовательность эндогенных процессов определяется следующими этапами. Чередование пород, исходных для биотитовых, гранат-биотитовых, ставролит-гранат-биотитовых гнейсов, считается первичной полосчатостью _. Во время первого этапа деформации произошло образование сланцеватости, тонкой и грубой мигматитовой полосчатости. Во время второго этапа деформаций мигматитовая полосчатость была смята в складки; параллельно осевым плоскостям складок образовались пегматиты. Между вторым и третьим этапами деформаций произошло внедрение пластовых тел габброидов, пород, исходных для метагаббро. Во время третьего этапа деформаций внедрились тела гранитов; гранат-биотитовые, биотитовые гнейсы и габброиды совместно претерпели разлинзование и будинаж. Тела габброидов были превращены в амфиболиты. По зонам рассланцевания, маркирующим границы линз внутри тел метаморфизованных габброидов, образовались кварц-магнетит-силикатные породы (кварцевые метасоматиты и железистые кварциты). На контакте основных пород с гранат-биотитовыми, биотитовыми гнейсами образовались магнетит-кварцевые, магнетит-амфиболовые, магнетит-пироксеновые полосчатые породы. После третьего этапа деформации образовались крупнозернистые пегматиты, секущие границы линз амфиболитов. Во время четвертого этапа деформаций произошла совместная деформация гнейсов, пегматитов и гранитов и образовались крупнозернистые микроклинсодержащие аплитовидные граниты. Во время завершающего этапа развития произошло внедрение даек метадолеритов, которые образовались по сети субширотных и субмеридиональных трещин.

Для U-Pb-исследований на участке Полигонный (рис. 2, a) в южной части были отобраны гранат-биотитовые гнейсы (проба VII, 12 кг), являющиеся самыми древними породами района исследований. На участке Перевал (рис. 2, b) в центральной части из будинированного тела метагаббро отобрана проба II (27,7 кг), связанная с первым этапом магматизма, а также на контакте амфиболита и гранат-биотитового гнейса произведен отбор кварцевых метасоматитов (проба III), образование которых связано с третьим этапом метаморфизма и деформаций. На участке Немецкая бухта (рис. 2, c) отобраны пробы аплитовидных гранитов (проба А-1, 2,5 кг) и пегматитов (проба П-1, 3,2 кг), отвечающие заключительным этапам архейской эволюции района.

Гранат-биотитовый гнейс (проба VII) со сланцеватой текстурой и лепидогранобластовой структурой состоял из зерен кварца (40 %) размером 0,15–0,45 мм; лейст биотита (20 %) размером 0,06–0,6 мм, образущих мелкочешуйчатую массу; зерен плагиоклаза (20 %) размером 0,3–0,9 мм, по которым развивается эпидот и хлорит; зерен граната (10 %, 0,6–3 мм), который по трещинам замещен хлоритом и биотитом; скоплений призматических кристаллов кианита (3 %) и ставролита (3 %), а также чешуек мусковита (3 %); рудного минерала (1 %), образующего мелкую рудную вкрапленность по спайности и границам зерен биотита; округлых зерен циркона (единичные знаки) размером 0,03 мм, образовавших плеохроичные дворики в биотите.

Метагаббро (проба II) с массивной текстурой и нематобластовой структурой сложено зернами амфибола (85 %) размером 0,3–3 мм и бесцветными зернами плагиоклаза (15 %) размером 0,2– 0,25 мм.

Кварцевый метасоматит (проба III) имеет сланцеватую текстуру, гранобластовую структуру и состоит из трещиноватых без включений зерен кварца (60–65 %) размером 0,3–3 мм; вытянутых по сланцеватости лейст куммингтонита (10–15 %), который рядом с рудным минералом в некоторых местах замещается амфиболом; зерен ортопироксена (10 %) размером 0,5–1,5 мм, замещающимся куммингтонитом; рудного минерала (5–10 %), образующегося на контакте кварца и куммигтонита в виде зерен, вытянутых по сланцеватости.

Мелкозернистые аплитовидные граниты имеют аллотриоморфнозернистую структуру и состоят из кварца (40 %), плагиоклаза (55 %), биотита (5 %). Пегматиты представляют собой породу с порфиробластовой структурой, состоящую из кварца (65 %), плагиоклаза (35 %) и калиевого полевого шпата в виде антипертитовых вростков в плагиоклазе.

Результаты и обсуждение

Описание и U-Pb-возраст циркона

В гранат-биотитовом гнейсе (проба VII) выделено две генерации циркона (рис. 3): ранняя (призматические кристаллы со сложным внутренним строением) и более поздняя метаморфическая (гомогенные призматические кристаллы и оболочка на ранней генерации циркона) (Ниткина и др., 2019).

U-Pb-дискордия, построенная по трем фигуративным точкам метаморфического циркона (рис. 4, таблица), имеет верхнее пересечение с конкордией, равное 2 810 ± 150 млн лет (СКВО = 5,5). Этот возраст установлен с большой погрешностью, так как определения проведены предварительные и только по трем точкам, и интерпретируется как время метаморфизма гранат-биотитовых гнейсов.

VII биотитовый гнейс Ш кварцевый метасоматит Аплит и Пегматит

Рис. 3. Морфология и анатомия кристаллов циркона (Ниткина и др., 2019)

Fig. 3. Zircon morphology and internal structure (Ниткина и др., 2019)

Рис. 4. Изотопная U-Pb-диаграмма с конкордией (^itkina et al., 2019): а – для циркона из метагаббро (проба II); б – для циркона из кварцевого метасоматита (проба III); в – для циркона из аплитовидных гранитов (проба A1) и пегматитов (проба П1)

Fig. 4. U-Pb isotope diagram with concordia (^itkina et al., 2019): a – for zircon from metagabbro (II); б – for zircon from quartz metasomatite (III); в – for zircon from aplite (A1) and pegmatite (П1)

Таблица. Изотопные U-Pb-данные для циркона из пород участков Полигонный, Перевал и Малонемецкая бухта Table. U-Pb isotope data for zircon from rocks of the Poligon, Pereval, and Malonemetskaya Bay outcrops

Точки на графике (рис. 4)	Навеска, мг	Содержание ppm		Изотопный состав свинца			Изотопные отношения		Возраст, млн лет
		Pb	U	206Pb 204Pb	206Pb 207Pb	206Pb 208Pb	207Pb 235U	206Pb 238U	207Pb 206Pb
Аплитовидный гранит (проба А-1)
А-1	0,6	32	59	1230	5,359	4,833	10,669	0,4377	2623
А-2	0,7	31	73	1219	5,158	4,532	10,238	0,4199	2623
А-3	0,5	43	104	945	4,792	3,698	7,181	0,2899	2650
А-4	1,2	23	48	1210	5,203	4,392	8,891	0,3583	2653
А-5	0,5	55	208	1139	5,056	4,012	3,719	0,1568	2578
А-6	0,4	161	281	834	4,774	3,647	9,197	0,3854	2588
А-7	0,4	77	194	1086	5,249	3,853	6,821	0,2922	2550
Пегматит (проба П-1)
П-1	0,65	192	523	605	5,125	12,184	7,899	0,3274	2606
П-2	0,6	224	647	505	5,080	10,887	7,317	0,3033	2606
П-3	0,65	193	739	658	5,723	14,540	5,753	0,2399	2596
П-4	1.0	535	1027	723	5,983	11,893	5,984	0,2489	2600
П-5	1,0	521	965	810	6,039	15,332	6,304	0,2633	2593
Кварцевый метасоматит (проба III)
1	0.9	134	307	1400	5.710	19.7800	9.5058	0.4142	2522
2	0.4	271	460	210	4.436	4.8860	10.2244	0.4470	2517
3	1.1	231	471	2450	5.910	22.7400	10.6181	0.4683	2502
4	0.9	110	330	1050	6.048	15.6602	6.6430	0.3133	2388
5	0.9	78	215	510	5.560	9.5970	6.8971	0.3218	2407
6	0.3	155	368	260	4.900	6.1076	7.4310	0.3433	2424
Метагаббро (проба II)
1	1.4	35	80	1200	5.570	12.7700	9.5616	0.4097	2551
2	1.5	46	89	450	5.116	7.6562	10.3361	0.4449	2543
3	2.5	46	70	210	4.330	4.3500	11.5915	0.4868	2584
4	0.7	126	458	580	5.312	8.6140	5.5593	0.2408	2533
5	0.6	81	197	580	5.320	8.6800	8.3906	0.3643	2528
6	1.0	89	151	300	4.878	6.3490	11.0325	0.4856	2505

В метагаббро (проба II) выделено три генерации циркона (рис. 3): магматический циркон – розовые призматические кристаллы с неровными гранями и искривленной формой, что свойственно для основных пород, так как теряется преимущество кристаллизации циркона; метаморфический – коричневые кристаллы короткопризматического габитуса с развитыми иррациональными гранями, которые образуются при нарастании однородного циркона в условиях амфиболитовой фации метаморфизма; метаморфический розовый однородный – оболочки на кристаллах второго морфологического типа и мелкие кристаллы (Ниткина и др., 2019).

U-Pb-дискордия, построенная по двум фигуративным точкам магматического циркона (рис. 4, таблица), имеет верхнее пересечение с конкордией, равное 2 587 ± 5 млн лет, и соответствует времени внедрения габброидов. U-Pb-дискордия, построенная по трем фигуративным точкам метаморфического циркона (рис. 4, таблица), имеет верхнее пересечение с конкордией, равное 2 507 ± 7 млн лет (СКВО = 1,3), и отвечает времени метаморфизма габброидов.

В кварцевом метасоматите (проба III) выделяются три генерации циркона (рис. 3) (^itkina et al., 2019): ксеногенный циркон из амфиболитов, метаморфический призматический (розовые гомогенные кристаллы) и метаморфический розовый изометричный (образованный при избытке кремнезема и добавки железа) (Козлов и др., 2007).

U-Pb-дискордия, построенная по трем фигуративным точкам метаморфического циркона (рис. 4, таблица), имеет верхнее пересечение с конкордией, равное 2 503 ± 67 млн лет (СКВО = 3,1) (^itkina et al., 2019). U-Pb-дискордия, построенная по трем фигуративным точкам метасоматического циркона (рис. 4, таблица), имеет верхнее пересечение с конкордией, равное 2 522 ± 53 млн лет (СКВО = 1,6) (^itkina et al.,

2019). Возрасты, учитывая метаморфический и метасоматический генезис циркона, интерпретируются как время образования кварцевых метасоматитов во время метаморфизма габбро и биотитовых гнейсов.

В пробе аплитовидного гранита (проба А1) отмечены (^itkina et al., 2019) два типа циркона (рис. 3): основной объем пробы (85 %) составляют розоватые, длинно- и короткопризматические кристаллы гиацинтового типа размером 75–250 мкм. В меньшем количестве (до 15 %) присутствуют коричневые длиннопризматические кристаллы. Для пяти фракций розового циркона (рис. 4, таблица) получен возраст 2636 ± 41 млн лет, который, вероятно, отвечает возрасту аплитовидного гранита. Коричневый циркон имеет более молодой возраст (рис. 4, в, точки на графике А-6 и А-7; таблица).

В пробе пегматита (проба П1) представлены (^itkina et al., 2019) коротко- и длиннопризматические кристаллы (рис. 2). Окраска циркона варьирует от бесцветной (редкие зерна) до желтой и коричневой; размер зерен до 300 мкм. Возраст циркона (рис. 4, таблица), полученный по пяти фигуративным точкам циркона, равен 2 620 ± 16 млн лет и отвечает времени кристаллизации жилы, близкой по возрасту к кристаллизации аплитовидных гранитов.

Заключение

В результате исследования получены геохронологические данные, на основе которых уточнена последовательность образования и возрасты пород на трех детальных участках по кварцевым метасоматитам, что позволит в дальнейшем скоррелировать их с показателями, определенными в ходе изучения метасоматитов Лицевского урановорудного района. Наиболее древними породами являются гранат-биотитовые, биотитовые гнейсы (возраст их метаморфизма 2,8 млрд лет) и гранодиориты (возраст кристаллизации 2 722 ± 9 млн лет) (Козлов и др., 2006). Пегматиты возрастом 2 620 ± 16 млн лет и аплитовидные граниты возрастом 2 636 ± 41 млн лет образовались в гнейсах во время второго этапа деформаций на заключительном этапе архейской эволюции района. Тела метагаббро имеют возраст кристаллизации 2 587 ± 5 млн лет и в настоящее время представлены метаморфизованными и будинированными телами амфиболитов (возраст метаморфизма 2 507 ± 7 млн лет); возраст кварцевых метасоматитов, появившихся при метаморфизме габбро и гранат-биотитовых гнейсов (2 522 ± 53 млн лет и 2 503 ± 67 млн лет) интерпретируется как время проявления термального процесса, с которым связано их образование.

Результаты исследования согласуются с литературными данными, полученными для пород северозападной части Кольско-Норвежского блока: возраст пород ТТГ-серии находится в пределах от 2 825 ± 34 до 2 804 ± 9 млн лет, возраст интрузий гранодиоритов – от 2 762 ± 28 до 2 729 ± 10 млн лет (Levchenkov et al., 1995; Бибикова и др., 1993; Vetrin et al., 2013; Vetrin et al., 2018), возраст кварцевых сиенитов – 2 727 ± 24 млн лет (Levchenkov et al., 1995), возраст диоритов Малонемецкой бухты – 2 724 ± 27 млн лет (Козлов и др., 2007). Первый метаморфизм и гранитизация пород кольской серии оценивается в 2760–2710 млн лет, следующий этап метаморфизма имел место 2640–2630 млн лет назад (Авакян, 1992; Levchenkov et al., 1995). Образование пегматитовых жил и кварцевых метасоматитов в северном обрамлении Печенги происходило 2620 ± 16 и 2503 ± 67 млн лет назад (Козлов и др., 2007).

Работа выполнена в рамках темы НИР № 0226-2019-0052 "Геологические и геодинамические закономерности развития северо-востока Фенноскандинавского щита в раннем докембрии как основа для расширения минерально-сырьевой базы Арктической зоны Российской Федерации". Авторы благодарят доктора геол.-минерал. наук А. В. Волошина за проведение консультаций по минералогии циркона, Н. Е. Козлову – за проведение консультаций по геологическому строению района, Е. Э. Савченко – за предоставление качественных фотографий циркона, выполненных с использованием растрового электронного микроскопа.