Аннотация результатов, полученных в 2018 году
В результате применения ГИС технологий с построением спектрозональных карт, теневых моделей рельефа в сочетании с данными гравитационного и магнитного полей на территории Томторского щелочного массива и площадях, окружающих его, удалось выявить ранее неизвестные структуры разного ранга, а также соотношение массива с зонами деформаций (рис.1, 2, 3). На изученной площади выявлено ещё, как минимум, две концентрически-зональные структуры разного масштаба к северу от Томторского массива, требующие дополнительного изучения. Взаимоотношения Уджинского поднятия и Томторского массива свидетельствуют в пользу того, что массив формировался в сдвиговой зоне северо-восточного направления на участке пересечения ею протяженной меридиональной антиклинорной структуры – Уджинского поднятия. В центральной части площади Томторского массива дешифрируется приподнятая «кальдерообразная» структура, требующая дополнительных исследований для установления её природы. Показано, что Томторский массив на картах геофизических полей отчетливо выделяется высоко положительной гравитационной аномалией и слабо отрицательным магнитным полем. Кроме того, Томторский и Богдинский щелочные массивы располагаются в зоне северо-западного направления, которая контролирует распространение пород Молодо-Попигайского вулканического пояса. Полученные результаты используются в готовящихся публикациях авторов проекта. В наиболее полном объеме разрез был вскрыт скважиной № 6151, пробуренной в центре участка Буранный до глубины 503 м (рис.5). На основании комплексного минералого-геохимического изучения пород, вскрытых этой скважиной, показано очень сложное строение Томторского месторождения в вертикальном разрезе. Нижние 100 м разреза сложены кальцитовыми карбонатитами, достаточно однородными по составу, за исключением фосфора, содержания которого варьируют от 1,5 до 5 мас. % . Акцессорные минералы представлены апатитом, карбонатами редкоземельных элементов (бастнезитом, паризитом), пирохлором, оксидами Ti (рутил, как правило Nb-содержащий). Выше по разрезу 100-метровый интервал сложен слабо-микроклинизированными кальцитовыми карбонатитами, с повышением содержаний калия (до 1 мас.%) и титана (до 0,5 мас.%). Еще выше расположен 100-м интервал сложенный преимущественно гетитом, микроклином и апатитом (до 25 мас. %Р2О5), который перекрывается гетитовым горизонтом. Выше него залегают гетит-родохрозит-сидеритовые породы (с сульфидами) с повышенными содержаниями марганца (до 10-16 мас.% MnO), фосфора и редких земель (горизонт V), мощность. до 40-50 м. На сидеритовом горизонте залегают уникально богатые крандаллит-флоренситовые руды Nb и REE. Впервые, в основании пачки юрских отложений выявлен горизонт в два раза более мощный, чем рудный (мощностью 21,3 м), который представлен каолинитовым алевролитом с высокими содержаниями Ti, Zr и редких элементов (горизонт VII). Анализ распределения U, Th, K, породообразующих компонентов и рудных элементов в керне скважины (средний интервал опробования 1 м) свидетельствует о большой неоднородности разрезов, с чередованием в них различных типов пород, в различной степени изменённых экзогенными и гидротермально метасоматическими процессами, что отражается на уровне концентраций естественных радиоактивных элементов. Максимальные концентрации U и Th фиксируются в пирохлор-крандаллит-монацитовом горизонте уникально богатых руд. Полученные данные следует учитывать при использовании радиометрических методов при поисках и в технологиях радиометрического обогащения руд. Результаты используются в публикациях авторов проекта. Определён изотопный состав С и О карбонатов из различных пород Томторского массива. Полученные результаты и данные опубликованные ранее представлены на диаграмме. На диаграмме изотопного состава в координатах С,‰ - О,‰ выделяются 6 зон (полей или трендов) (рис. 6). В зону I попадают, главным образом, карбонатиты, причём только единичные значения соответствуют области primary igneous carbonatite, большая же часть точек относится к автометасоматически изменённым карбонатитам, во многих случаях с значительным количеством сульфидов. В зону II попадают преимущественно сидеритовые породы различной структуры и текстуры – массивные с родохрозитом, тонкослоистые, сложенные сидеритовыми сферолитами и гидрослюдами. В нижней правой части зоны II выделяется область, в которую попадают силикатные породы (сиениты, микроклиновые порфириты) с F-карбонатами REE (паризит-бастнезит). Зону III составляют Nb-REE руды, залегающие в виде пластовых залежей. Тренд IV представляют кальцит-анкерит-доломитовые и доломитовые карбонатиты с высоким содержанием F-карбонатов REE, часто с кварцем и флюоритом. Тренды I и IV хорошо сопоставляются с гидротермальным трендом и трендом взаимодействия щелочных пород с метеорными флюидами. Поле V соответствует осадочным карбонатам PR и € возраста и характеризует мраморизованные карбонатные породы улахан-курунгской свиты (NP или R1uk). В этом же поле располагаются точки изотопных составов некоторых сидерит-гидрослюдистых пород с крандаллитом, кальцитом и каолинитом. Наибольший интерес вызывает зона VI. Аналогов такому изотопному соотношению С и О для карбонатитовых массивов не выявлено. Нами были обнаружены породы сложного состава, со значениями δ13C ниже -20‰, на глубине около 100 м, располагающиеся в центральной части массива, вблизи крупного субмеридионального разлома. Самые низкие значения δ13C = -54.6‰ и -56.7‰ (при δ18О = +10.5‰ и 9.4‰ соответственно) установлены для тонкозернистых перемятых слоистых пород, сложенных Fe-Mg-хлоритом (шамозитом), родохрозитом, в подчиненных количествах - сидеритом, Nb-содержащими оксидами Ti, монацитом, пирохлором и сульфидами. Породы с δ13C от -31.2 до -44.1‰ сложены оксидами и гидроксидами железа и родохрозитом с включениями тонких хорошо огранённых кристаллов апатита (<20мкм). В качестве примесей обнаружен сидерит, частично замещённым гётитом, с единичными микрозернами кальцита. Выше по разрезу представлены породы зоны окисления гётитового горизонта. Карбонаты также имеют большой разброс значений δ13C (-24.8 до -39.2‰). Данные полученные при анализе проб свидетельствуют о последовательном наложении целого ряда процессов, происходивших на магматической, автометасоматической, гидротермальной и гидротермально-осадочной стадиях при формировании пород массива Томтор и REE-Nb руд. Кроме того, последние результаты подтверждают активное участие в формировании гидротермально-осадочных богатых руд микроорганизмов в озерной (озерно-болотной?) обстановке с поступлением метана из сипов или из растительных остатков с бактериями. Происхождение карбонатов с низкими значениями изотопного состава углерода (менее -30 промилле) связывается с метаном, при взаимодействии с которым сульфатредуцирующие бактерии образуют бикарбонат (CH4+SO4 2- →HCO 3-+HS-+H2O) с последующим образованием карбоната (2HCO3-+Me2+ ↔ MeCO3+CO2+H2O; Me=Ca, Mg, Fe, Mn). Относительно появления метана в рудной зоне пока что просматривается 2 варианта. Один из них обусловлен бактериальным метаном (биотический метан), который образуется в результате микробного разложения растительности. Присутствие растительности устанавливается по изотопному составу органического углерода из образцов рудной зоны после их интенсивной кислотной обработки. Значения изотопного состава находятся в диапазоне от -26 до -19 промилле, то есть в интервале характерном для растительности С3 со значениями дельта С -33 – -26 промилле. Второй вариант предполагается появление абиогенного метана при снижении температуры карбонатитового расплава и появлении воды. Метан может появляться в мантии в особых условиях, кoгда фугитивность кислорода очень низка (например, в основании континентальной литосферы), а активность воды повышается, например, в ходе кристаллизационной дифференциации глубинных очагов кимберлитовой или протокимберлитовой магмы (Рябчиков и др., 2008; Когарко, Рябчиков, 2013). Проведено комплексное минералого-геохимическое исследование пикритов-альнёитов Белозиминского массива и проведен сопоставительный анализ с пикритами Томторского массива и Лабрадора (по Tappe et al., 2006, 2008). Установлено, что пикриты, распространенные в Белозиминском и Томторском ультраосновных-щелочных массивах с карбонатитами в полной мере соответствуют айликитам. Показано, что магмы айликитового типа имеют глубинное происхождение с источником глубже 4,0 ГПа, и они были на мантийном уровне обогащены рудными компонентами. Дополнительные полибарические процессы фракционирования с участием летучих в коре и мантии способствовали концентрации рудных компонентов. Ранняя фаза айликитов была более глубинной, но последние порции айликитов были насыщены карбонатным и рудным веществом. Ассимиляция существующих рудных карбонатитов на завершающей стадии тоже могла быть источником их обогащения. Обнаружение айликитов в массиве Томтор позволяет предполагать глубинный источник айликитовой магмы, обогащенной редкоземельными, редкими и радиоактивными элементами на уровне мантии. Результаты опубликованы в сборнике статей «Магматизм, металлогения и тектоника Северной Азии» (Новосибирск: Издательство СО РАН), а расширенный вариант подготовлен для отправки в журнал Geoscience Frontiers. Для целей геохимии и определения состава пород сложного состава, к которым относятся породы Томторского месторождения значительный интерес вызывают методы, позволяющие проводить элементный анализ непосредственно в твердой фазе без предварительной химической подготовки. Известно, что любая дополнительная операция, сопровождающая анализ, приводит к дополнительным ошибкам. Поэтому инструментальный метод определения состава пород с резко меняющимися содержаниями элементов (редких, редкоземельных, благородных) от 10-6 % до десятков процентов является актуальной задачей. Показана возможность применения дугового двухструйного плазмотрона (ПДП) в качестве источника возбуждения спектров в атомно-эмиссионной спектрометрии твердофазных дисперсных геологических и геохимических объектов. Приведена схема экспериментальной установки на базе ДДП, изготовленного фирмой «ВМК-Оптоэлектроника», г. Новосибирск. Установка полностью автоматизирована, регистрация спектров с помощью многоканального анализатора спектров МАЭС, проведение анализа обеспечивает программный комплекс «Атом». Показаны аналитические возможности при интегральном и сцинтилляционном способах регистрации сигнала. Проведено исследование закономерностей распределения элементов в рудах методом сканирования образца поперек слоистости с шагом 0.2 мм, используя неразрушающее, высокоразрешающее сканирование РФА-СИ. Измерения проводились на станции коллективного пользования СЦСТИ (Сибирский центр синхротронного и терагерцового излучения в Институте ядерной физики СО РАН имени Г.И. Будкера), с помощью электрон-позитронного накопителя ВЭПП-3. Данные сканирования сопоставлены с изучением минерального состава образца руды. Для изучения выбран типичный образец руды участка Южный. Он сложен преимущественно минералами группы крандаллита, монацитом (и/или рабдофананом) оксидами Ti с примесью Fe, Nb. Встречаются единичные зёрна апатита, пирита, сфалерита, галенита. Содержание Nb2O5 составляет 0.49 % (обеспечивается в основном примесью в оксидах Ti), REE2O3 – 10 %, Y2O3 – 0.19 %. Основная масса вещества представлена тонкими слоями в которых преобладают монацит совместно с гётитом или минералы группы крандаллита. Выявленные закономерности в распределении REE на участке Южный хорошо сопоставляются с распределение REE в рудах участка Буранный.

Аннотация результатов, полученных в 2019 году
В результате проведенных нами исследований делается вывод о том, что формирование богатых руд на Томторском месторождении происходило в условиях мелководного термального водоёма в результате гидротермально-осадочного и/или вулканогенно-гидротермально-осадочного процесса при значительной роли термофильных микробных сообществ. В пользу сделанных выводов свидетельствуют ряд полученных результатов (Zhmodik, Lazareva, Dobretsov et al., 2019): 1. Формирование богатых руд («природных концентратов») ниобия, редких земель, скандия, тория, фосфора, титана происходило в экзогенных условиях с участием гидротермальных растворов в обстановке относительно мелководного сточного бассейна (озерно-болотная обстановка); 2. Весьма богатые руды сложены аутигенными, без следов механических воздействий, ультрадисперсными минеральными частицами и агрегатами (около 90% частиц менее 10 мкм) REE и редких элементов. Значительно в меньшей мере распространены минералы массива в виде обломочной фракции; 3. Руды имеют слоистую текстуру и микрослоистую структуру, обусловленною тонким переслаиванием минералов группы крандаллита, фосфатов редких земель (монацит, рабдофан), оксидов Ti-Fe-Nb (с высокими содержаниями V до 5 мас.%), глинистых минералов (каолинит, смектит и др.) и гидроксидов (гетит). Среди тонкослоистых отложений встречаются кластогенные зерна пирохлора без следов окатывания или дезагрегации; 4. В весьма богатых рудах, в частности, участка Буранный, сохранились бактериоморфные нано- и микроструктуры, остатки микробных сообществ и растительности, которые на микро- и наноуровне находятся в тесной взаимосвязи (Zhmodik et al., 2019); 5. В гетит-сидеритовых рудах обнаружены микрослои, сложенные фрамбоидальным пиритом (Lazareva, Zhmodik et al., 2019), который, как известно, формируется при активном участии микроорганизмов (Schieber, Baird, 2001); 6. В рудах, практически повсеместно, обнаруживаются сульфидные минералы: пирит, халькопирит, галенит, сфалерит, что свидетельствует о восстановительной обстановке минералообразования; 7. Изотопный состав углерода и кислорода в рудах и родственных породах варьируется в широких пределах: δ13C от 1 до 59,9‰; δ18О от 1 до 33‰ (Приложение, рис. 4-5). На диаграмме δ13C - δ18О выделяется шесть (полей (трендов)). Большой интерес вызывает поле с значениями δ13C от -24.8 до -39.2‰. Такие значения характерны для органического вещества биогенной природы. Самые низкие значения δ13C = -54.6‰ и -56.7‰ (при δ18О = +10.5‰ и 9.4‰ соответственно) являются «метаногенными», поскольку иных источников углерода с такими значениями не существует. Появление метана, в эволюционирующей С-О-Н флюидной составляющей карбонатитов, указывает на его возникновение при снижении температуры карбонатитового расплава (Рябчиков, Когарко и др., 2008). С этим фактом согласуются результаты исследований, показавшие присутствие метана во включениях (как правило вторичных) минералов из щелочно-карбонатитовых комплексов (Nivin et al., 2005). Образование метана также связывают: с более поздними гидротермальными процессами с сопутствующим абиогенным синтезом по механизму Фишера-Тропша; привносом из мантии; мобилизацией газа из вмещающих пород (Potter et al., 2004). Возникает вопрос, о генетическом соотношении метана в карбонатитах и карбонатов с «метановыми» значениями изотопов углерода. Данные о находках карбонатов с «метановым» углеродом на схожих с Томтором карбонатитовых месторождениях Mauntin Weld (Австралия), Araxa, Catalio, Lagos (Бразилии) отсутствуют. Первое сообщение о низком значении δ13C в карбонате из породы Томторского комплекса опубликовано без описания химического, петрографического и минерального состава образца, а также без пояснения механизма его формирования (Покровский и др., 1990). Нами исследована коллекция карбонатов Томторского массива и в нескольких десятков образцов определены значения δ13C от -25 до -59.0 ‰ (Приложение, рис. 4-5). Ниже приводится детальная характеристика четырех образцов с аномальными δ13C, их геологическое положение, закономерности локализации, минеральный и химический состав пород и их связь с РЗЭ-минерализацией. В дисперсном материале коры выветривания и ультрабогатых руд Томтора карбонаты присутствуют в малых количествах и представлены смесью карбонатных минералов. Для анализа изотопного состава углерода и кислорода применялся метод последовательного разложения, учитывающий возрастание растворимости в H3PO4 в ряду: сидерит, родохрозит – доломит – кальцит (Al-Aasm et al., 1990). Были выбраны следующие длительности реакций, при температуре 70°С: первая порция выделившегося СО2 в течение 1 часа разложения в H3PO4, отвечает кальциту; вторая – в течение 24 часов, вероятно, соответствует Fe-Mn-кальциту; третья – в течение 7 дней, соответствует сидериту и родохрозиту. После каждого этапа реакции осуществлялась продувка. Изотопные значения δ18О приводятся относительно стандарта V-SMOW, δ13C — относительно стандарта V-PDB. Точность определения δ18О и δ13С составляла ±0.2‰. Образцы со значениями δ13С ниже -25 ‰, установленные в профиле выветривания, различаются минеральным и химическим составом, положением в профиле (Приложение, табл. 1). Образец 101/100 (здесь и далее номер образца означает - номер скважины/глубину отбора) отобран из франколитового горизонта полного профиля выветривания, перекрытого богатыми рудами Участка Северный. Порода сложена тонкозернистым агрегатом апатита и Mg-Fe-хлорита (шамозита). Апатит содержит примеси Na (0.64 %), Sr (1.7 %), Ba (0.2 %), и РЗЭ (около 1 %). В апатит-шамозитовом агрегате выделяются крупные обособления карбонатов. Зональные по составу карбонаты выполняют полости, причем первым отлагался родохрозит с высоким содержанием Fe и Ca - (Fe0.62Mn0.18Ca0.12Mg0.08)CO3, а центральная часть сложена более поздним сидеритом с высоким содержание Mn и Ca – (Mn0.69Ca0.2Mg0.06Fe0.05)CO3 (Lazareva et al., 2019). Между отложениями родохрозита и сидерита наблюдается четкая граница, но, при этом, наследуются кристаллографические направления индивидов. Основными акцессорными минералами являются оксиды Ti в виде небольших зональных изометричных зёрен. Зональность определяется увеличением содержания Nb от 5.5 % в середине зерен, до 21 % к краям, с возрастанием Fe до 2 % и V до 4 %. Наблюдаются скопления пластинчатых индивидов Ce-монацита; изредка встречается пирохлор, частично замещённый Sr- и Pb- разностями; сульфиды – сфалерит и галенит. Образцы 5641/94.7 и 5641/99.7 отобраны из гетитового горизонта скважины, расположенной в блоке фосфатно-редкометальных карбонатитов с высоким содержанием РЗЭ. Образцы состоят преимущественно из гётита и карбонатов в разных соотношениях, установлено 4 карбоната различного состава (Приложение, табл. 1, рис.6). Акцессорные минералы представлены магнетитом, пироксеном, пирохлором, апатитом, хлоритом, монацитом, стронцианитом, сфалеритом. В монаците преобладает Ce, а содержание La (10-11 %) выше, чем Nd (7.5-8.3 %). Образец 308/109 отобран из гётитового горизонта участка Южный. Тонкослоистая и криптозернистая порода, по текстурным характеристикам, составу и морфологии отдельных минералов подобна богатым Nb-REE рудам. Основу составляют слои сложенные преимущественно гётитом, апатитом, Fe-хлоритом, родохрозитом (Mn0.82Fe0.1Ca0.07Mg0.01)CO3, монацитом и оксидами Ti-Fe-Nb. Гётитовые слои обогащены биоморфными трубчатыми монацит-галлуазитовыми образованиями, подобными обнаруженным на участке Буранный. В слоях Fe-хлорита, монацит равномерно распределён в виде зональных образований. Монацит обоих морфологических типов имеет сходный состав: от 21.9 до 25 % Ce, до 12.2 % La и до 7 % Nd. Из сульфидов встречаются галенит и сульфид Fe и Ni. Об образце 113/185 со значениями δ13С -48.1 и -59.9 ‰ известно, что он взят из «рудной толщи» (Покровский и др., 1990; Kravchenko, Pokrovsky, 1995), то есть, возможно, также относится к КВ. Располагается образец в блоке апатит-микроклин-слюдистых пород. Все образцы обнаружены в скважинах, пробуренных в разломных зонах или близко от них (Приложение, рис. 3). Самые низкие значения δ13С карбонатов отмечаются в пределах разлома северо-западного простирания. Понижение значений δ13С в карбонатах обычно объясняется влиянием окисленного органического вещества. δ13Сорг. находятся в интервале -22 ÷-26‰, при минимальном -32‰ (Galimov, 2006). Следовательно, карбонаты с δ13С ниже -32‰, однозначно указывают на участие метана в их формировании. По литературным данным, самое низкое значение δ13С -125‰ установлено в кальците обнаруженном в трещинах гранита. Минерал формировался на глубинах от 200 до 700 м в метано-сульфатной переходной зоне за счет окисления биогенного метана на границе с богатой сульфатами соленой водой. Окисление метана активировалось консорциумом анаэробных метанотрофных архей и сульфатредуцирующих бактерий в анаэробной обстановке (Drake et al., 2016). В современных пресноводных и морских условиях образование карбонатов с ˝метановыми˝ значениями δ13С происходит на выходе метановых сипов при анаэробном окислении метана (anaerobic oxidation of methane – AOM), в частности анаэробными метанотрофными микроорганизмами – археями (ANME) (Vigneron et al., 2017). Важными агентами при окислении метана микроорганизмами являются SO4-, Fe(III), Mn(IV), представляющие акцепторы электронов в метаболических реакциях. Эффективность окисления метана существенно возрастает, если образуется консорциум анаэробных метанотрофных архей с сульфатредуцирующими, денитрифицирующими и металлоредуцирующими бактериями (Liang etal., 2019). Во всех образцах с низкими значениями δ13С Томторского комплекса присутствуют гидроксиды Fe, родохрозит и сульфиды. В приповерхностных (до 200 м) частях разломных зон Томторского комплекса микроорганизмы могли перерабатывать метан различной природы: абиогенный и биогенной (бактериальный, термогенный) (Whiticar et al., 1999). По значениям δ13С надежно устанавливается только один тип – биогенный (Приложение, табл. 1). При окислении метана образуется (СО2)мет, причем, изотопный состав углерода сохраняется. При дальнейших физико-химических преобразованиях (СО2)мет вплоть до формирования карбонатов, изотопный состав углерода обогащается изотопом 13С в связи с фракционированием с коэффициентом αCH4–CO2 порядка 1.009 - 1.024 (Drake et al., 2016). Таким образом, δ13Смет, который участвовал в образовании карбонатов Томторского комплекса со значениями δ13Скарб до -59.9‰, составлял -70‰ и менее. Согласно известной C-D-диаграмме (Whiticar et al., 1999) δ13Смет попадает в область ацетокластического и гидрогенотрофного метаногенеза. Соответствующие интервалы для них , от -50 до -90‰ и от -60 до -110‰. δ13С абиогенного метана существенно выше -26.2‰, согласно данным (Whiticar et al., 1999). Формирование метаногенного карбоната может осложняться присутствием неорганического углерода в бикарбонате. δ13С этого ˝экзогенного˝ углерода в карбонатах пород ТК значительно выше метаногенного и находится в интервале -5 ÷ -15‰. При смешении углерода из двух ˝резервуаров˝, δ13С карбонатов зависит как от изотопных составов углерода метана и неорганической составляющей, так и от их соотношения. Альтернативное объяснение заключается в участии, в образовании карбонатов, термогенного метана, который образуется в гидротермальном процессе. Таким образом, полученные данные, в дополнение к установленным ранее фактам (Lazareva et al., 2015), свидетельствуют об участии биоты (микроорганизмов) при формировании рудных концентраций редких и редкоземельных элементов в зоне гипергенеза Томторского месторождения, при участии низкотемпературных гидротермальных процессов. Формирование карбонатов с аномально низкими δ13С происходило в результате анаэробного окисления метана с участием микроорганизмов (Пономарчук, Жмодик, Лазарева идр., 2019; Пономарчук, Добрецов, Лазарева, Жмодик и др., 2020). Вывод о формировании ультрабогатых руд Буранного, Южного и Северного участков в мелководном термальном озере в результате процессов гидротермального осаждения и/или вулканического гидротермального осаждения при участии термофильных микробных сообществ требует подтверждения данными о проявлении в до-пермское или нижнепермское время геологических событий в пределах Томторского массива. При разведочном бурении участка Южный под юрскими отложениями в скв. 324 (инт. 47-62 м) была обнаружена необычная для Томторского массива порода – полевошпатовый ультракалиевый порфирит. Порфировые выделения и основная масса породы сложены калиевым полевым шпатом (КШ). Крупные (8×1.5 мм) порфировые выделения КШ дважды сдвойникованы (Приложение, рис. 7). Порода содержит зональные Nb-содержащие (до 10 мас.%) оксиды титана с включениями ниобиевого минерала. который по составу соответствует или Na-Ca пирохлору или ферсмиту (Ca,Ce,Na)(Nb,Ta,Ti)2(O,OH,F)6, с примесями 0.97 мас. % Ta, 0.65 мас. % Sr, 1.45 мас.% U. Внутри полостей развиваются Ce-бастнезит, Ce-монацит, кальцит. В крупных кристаллах КШ наблюдаются мелкие (<5 мкм) включения барита, стронцианита и бастнезита. КШ частично неравномерно замещается мусковитом. Ультракалиевая порода Томтора обогащена Ti, также, как и породы Тиманского кряжа (Удоратина и др., 2016). Содержание REE2O3 составляет 0.22 %, легкие редкоземельные элементы резко преобладают, что характерно для большинства пород Томторского комплекса. По совокупности геохимических данных ультракалиевая порода ближе к REE-карбонатитам, чем микроклин-слюдистым породам (фенитам), слагающим кольцо вокруг карбонатитового ядра (Приложение, рис. 8). Существенные отличия наблюдаются в закономерном более высоком содержании щелочных и щелочно-земельных элементов (K, Rb, Ba), а также Ti. Значения δ13C = -14.2‰ и δ18O = 22.4‰ карбонатов, установленные в ультракалиевой породе свидетельствуют о возможном гидротермальном их происхождении. Значение 87Sr/86Sr одно из самых высоких, выявленных в пределах Томторского комплекса (87Rb/86Sr = 0.56387; 87Sr/86Sr = 0.70706±5; 87Sr/86Sr320Ma = 0.70456). В возрастном спектре (Приложение, рис. 8) выделяется плато, характеризующееся 70% выделенного 39Ar и возрастом 323.5±3.9 Ma. Ступенька возле 220 Ma указывает на возможное омоложение возраста в результате более позднего события. Таким образом, в пределах Томторского массива впервые обнаружены редкометалльные ультракалиевые полевошпатовые порфириты до-пермского возраста, с образованием которых была синхронна гидротермальная деятельность, сформировавшая ультрабогатые руды. Доказательством этого является тот факт, что первичный изотопный состав стронция равен 0,70449, что хорошо согласуется с первичным изотопным составом стронция ультрабогатых руд. На основании обобщения имеющихся геологических и палеонтологических данных также показано, что ультрабогатые руды Томторского месторождения, которые предлагается выделить как отложения томторской толщи, образовались в интервале геологического времени от середины карбона до нижней перми, что соответствует интервалу 340-280 млн лет (Черенков, Толстов и др., 2020, в печати). Для выявления источника карбонатитов и богатых руд Томторского массива был определен первичный изотопный состав стронция. Выделены три группы первичных изотопных составов стронция (87Rb/86Sr)о. Одна группа значений, относящаяся к карбонатитам, распределена в интевале 0,70318-0,70375 По нашим данным, учитывающим поправку на радиогенный стронций с расчетом на 700 млн лет (одно из значений возраста Томторского массива, согласно последним данным (Владыкин и др., 2014)), 87Rb/86Sr имеет наиболее низкое значение и составляет 0,70318, что свидетельствует о мантийном источнике для карбонатитов Томтора. Вторая группа представлена рудными образцами с низкими содержаниями рубидия и со значениями (87Sr/86Sr)о равными 0,70391-0,70432, которые выше (87Sr/86Sr)о карбонатитов, что объясняется контаминацией образцов коровым материалом. Для третьей группы характерно повышенное отношение 87Rb/86Sr. Эту группу представляют карбонат-эгирин-апатит-микроклин-слюдистые (биотитовые) породы. Расчеты первичных изотопных составов стронция для этих образцов, (700 млн лет) показывают значения от 0,70254 до 0,70281, что значимо отличается от (87Sr/86Sr)о первых двух групп. Полученные данные свидетельствуют о мантийном источнике пород карбонатитовой системы. Породы третьей группы имеют неясный источник, вполне вероятно связанный с формированием фенитов. Проведен сравнительный анализ петрохимических особенностей айликитов и мелаайликитов Северного Лабрадора и Квебека (Tappe et al., 2006, 2008) с лампрофирами Белозиминского (альнёиты) и Томторского (альнёиты, пикриты и другие калиевые ультрамафиты) массивов. Установлено, что лампрофиры, распространенные в Белозиминском и Томторском ультраосновных-щелочных массивах с карбонатитами, соответствуют айликитам. Вывод об отнесении лампрофиров Томторского массива к айликитам, в полной мере согласуется с результатами минералогических исследований. В породах не обнаружен меллилит, но в тоже время, в «основной массе» широко распространен карбонат. Показано, что Р-Т условия образования магм айликитового типа соответствуют глубинному источнику (давление выше 4,0 Гпа), который на мантийном уровне был обогащен рудными компонентами. Дополнительные полибарические процессы фракционирования с участием летучих в коре и мантии способствовали концентрации рудных компонентов. Обнаружение айликитов в массиве Томтор позволяет предполагать глубинный источник айликитовой магмы, обогащенной редкоземельными, редкими и радиоактивными элементами на уровне мантии. Результаты опубликованы в сборнике материалов совещания «Ультрамафит-мафитовые комплексы:геология, строение, рудный потенциал» (Иркутск, 16-20 сентября 2019 г.), а расширенный вариант статьи направлен в журнал “Minerals”. Разработан подход к изучению образцов содержащих «биогенные метки» углерода, на основе применения комплекса методов: сканирующей и просвечивающей микроскопии, дифрактометрии, колебательной спектроскопии и микро-Рамановской спектроскопии (Moroz, Edwards, Ponomarchuk et al., 2019). Применение этого подхода показало, что в формировании руд Томторского месторождения, с высокими концентрациями REE, большое значение имел биогенный фактор. Методом микро-Рамановской спектроскопии выявлен ряд особенностей, присущих молекулярным биомаркерам в фосфатных и карбонатных образцах, в частности, в КР-спектрах выявлены характеристические полосы, присущие цианобактериям. Полосы при 1940, 1650, 1517 см−1 отнесены к ν(C C C), ν(C C/CO), ν(C C), δ(C ) колебаниям, соответственно. Помимо полос колебательного КР спектра, при использовании для возбуждения лазерного излучения в видимой области спектра, проявились люминесцентные полосы таких элементов как Sm3+, Mn2+, Pr3+, Er3+. Выявлен ряд особенностей, присущих молекулярным биомаркерам в карбонатных и фосфатных образцах, что может служить дополнительным доказательством участия микроорганизмов в образовании Томторского месторождения (Мороз, Пальчик, Жмодик, 2019).

Аннотация результатов, полученных в 2020 году
В результате проведенных исследований получены комплексные структурно-морфологические, изотопно-геохимические и кристаллохимические доказательства участия микроорганизмов в формировании богатых редкоземельных руд верхнего и нижнего рудных горизонтов Томторского месторождения (Арктическая Сибирь, Россия). Томторский комплекс ультраосновных щелочных пород и карбонатитов (ТК), расположенный на севере Республики Саха (Якутия) по многим параметрам уникален: это один из крупнейших подобных интрузивов (около 250 км2), а богатые руды редких и редкоземельных элементов признаны природным концентраторами. В региональном отношении ТК, располагается на пересечение двух крупных геологических структур – древнего Уджинского авлакогена (~1074 млн. лет) (Гладкочуб и др., 2009) и Молодо-Попигайского вулканно-плутонического пояса триасового возраста, маркирующего разлом глубинного залегания. Обе структуры способны обеспечивать движение флюидов в периоды активизации. Ядро массива сложено карбонатитами, вокруг которого располагаются микроклин-слюдистые и микроклин-апатит-слюдистые породы, заключённые в неполное кольцо ультрамафитов и фоидолитов. Щелочные и нефелиновые сиениты составляют внешнюю часть массива. На основании ранних исследований была выделена кора выветривания, которая развита по коренным породам массива. Наиболее мощная КВ, фиксируется по редкометалльным карбонатитам, с 4 горизонтами (Толстов, Тян, 1999). Наиболее богатые Nb-REE руды образуют пластовые залежи во впадинах (участки Буранный, Северный и Южный) (Толстов, Тян, 1999), а также зоны в КВ (Лапин, Тостов, 2011). Источники рудного вещества, механизмы переноса и концентрирования редких и REE элементов, физико-химические условия формирования ультрабогатых руд активно обсуждаются с момента их обнаружения, поскольку эти данные имеют большое научно-практическое значение. Высказывались различные предположения о природе богатых руд (перечень см. в (Lazareva et al., 2015). Ранее, в верхнем рудном горизонте (ВРГ) Томторского месторождения (ТМ) были обнаружены скопления «литифицированных редкоземельным фосфатом остатков нитчатых и коккоидных микроорганизмов», подобных современным цианобактериям, развивающихся в прибрежно-морской обстановке в зонах литорали-сублиторали (Жмур и др., 1994). Выявление ископаемых микроорганизмов в древних породах связано со большими проблемами. Главным способом их изучения является сравнительный структурно-морфологический анализ ископаемых и современных микроорганизмов, а также данные изотопных исследований δ13СPDB и δ18ОSMOW. В целом, наличие в горных породах биоморфных структур и «биогенных» значений δ 13С позволяют надежно диагностировать ископаемые биоминералы и микрофоссилии. В результате комплексных исследований Nb-REE-руд ТМ, залегающих ниже (нижний рудный горизонт - НРГ) и выше (ВРГ) сидеритового горизонта, нами выявлено большое количество микрочастиц (от 0,5 до 5-7 микрон), имеющих биоморфную структуру (приложение рис. 37), концентрирующих REE, P, Fe, которые в полной мере сопоставляются с современными и древними микроорганизмами (Абызов и др., 2002; Астафьева и др., 2011; Авдонин и др., 2019). НРГ связан с КВ (Лапин, Тостов, 2011 и др.) по редкометалльным карбонатитам с франколитовым и гетитовым горизонтами и формировался в окислительной обстановке. В рудах фиксируются типичные изменения характерные для элювиального процесса (зональное изменение пород и минералов), но также распространены инфильтрационные явления, образующие колломорфно-слоистые структуры, сложенные гидроксидами Fe и Mn (до 40 мас.% MnO) и обогащенные Nb, REE, Th (до n масс%) (прил. Рис.10, 13,14). Об участии низкотемпературных гидротермальных процессов свидетельствует присутствие в породах КВ флюорита, сульфидов Pb, Cu, Fe и Zn, а также изотопный состав О и Sr. В специфической КВ по карбонатитам (скв. 5625), с горизонтами богатых руд (до 10-15 масс% Nb2O5+REE2O3), формирование которой, по многим признакам, происходило в результате сочетания экзогенных и низкотемпературных гидротермальных процессов, выявлены агрегаты вытянутой формы, состоящие из округлых клеток и коккоидные микрофоссилии с фоссилизированным гликокаликсом (рис. 37-З-М). Состав образований биоморфной структуры разнообразен – в большинстве случаев встречаются псевдоморфозы фосфата REE (монацита) по клеткам округлой формы (рис. 37-Л, М), а также коккоиды замещенные гидроксидами Fe и обогащенные по периферии REE. δ13СPDB карбонатов в таких образцах из НРГ соответствует биогенному – от -16 до -75‰. Формирование ультрабогатых Nb-REE-руд ВРГ происходило в условиях мелководного термального водоёма в результате гидротермально-осадочного процесса (Lazareva et al., 2015). Об этом также свидетельствуют одинаковые составы изотопов δ13СPDB (от -30 до -32‰) и δ18ОSMOW (от 7 до 9‰) кальцита в сидеритовом горизонте ТМ и в гидротермально-осадочных (с биотой) отложениях термального котла оз. Фумарольное (Камчатка). Богатые руды ВРГ имеют ряд особенностей: 1. Руды сложены аутигенными, без следов механических воздействий, ультрадисперсными частицами и агрегатами (около 90% частиц <10 мкм) фосфатов REE и редких элементов (монацит, минералы группы крандаллита). В меньшей мере распространены минералы карбонатитов (пирохлор, оксиды Ti и др.), без следов окатывания или деструкции; 2. Руды имеют слоистую текстуру и микрослоистую структуру, обусловленную тонким переслаиванием минералов группы крандаллита, фосфатов редких земель, оксидов Ti-Fe-Nb (с V до 5 масс%), каолинита, смектита и гидроксидов Fe, Mn (прил. Рис.11, 12, 15); 3. В рудах распространены сульфиды: пирит, халькопирит, галенит, сфалерит, что свидетельствует о восстановительной обстановке; 4. В рудах сохранились бактериоморфные нано- и микроструктуры, остатки микробных сообществ и растительности, которые находятся в тесной взаимосвязи с минералами REE (рис. 37-А– Ж). В гетит-сидеритовых рудах обнаружены микрослои, сложенные фрамбоидальным пиритом, который формируется при участии микроорганизмов. В ВРГ широко распространены трубчатые, палочковидные и коккоидные биоморфные структуры (рис. 37-Б-В), которые хорошо сопоставляются с микроорганизмами различной морфологии. Особенно часто встречаются трубчатые палочковидные и коккоидные формы, сложенные микротрубками галлуазита, покрытые плотным слоем наночастиц (20-50 нм) монацита колломорфной структуры (прил. Рис. 24, 37) (Lazareva et al., 2015), а также коккоидные формы, состоящие из алюмофосфатов (крандаллит, гойяцит, флоренсит). Изотопы С и О карбонатов из руд ВРГ варьируют в широких пределах и сопоставляется с гидротермальным трендом и трендом взаимодействия щелочных пород с метеорными флюидами (Moor et at., 2015). Морфология биоморфных структур в ВРГ и НРГ существенно различаются. В первом случае в концентрировании REE участвуют трубчатые, палочковидные и шаровидные фосфатного и алюмофосфатного состава фоссилизированные микроорганизмы, а в НРГ – агрегаты вытянутой формы и коккоидные формы. Ранее выявлена решающая роль бактерий при концентрировании P, Fe, Mn в процессах седиментогенеза (Абызов и др., 2002; Астафьева и др., 2011; Авдонин и др., 2019). Экспериментально показана возможность извлечения REE бактериями из растворов (Mullen at al., 1989; Jiang et al., 2010). Причем, установлено, что REE адсорбируются на поверхности бактериальных клеток совместно с P и в течение короткого времени (~30 дней), преобразуются в наноразмерный монацит (Ohnuki et al., 2015; Chen et al., 2017). Также определено, что различные микроорганизмы могут преимущественно накапливать легкие или тяжелые REE (Tsuruta, 2006). Полученные данные свидетельствуют о важнейшей роли микроорганизмов в перераспределении REE в КВ (НРГ) и решающей роли в концентрировании REE при формировании руд ВРГ. Поглощение REE осуществлялось сообществом микроорганизмов: фототрофов, метаногенов, метанотрофов и протеобактерий, - составляющих основу микробиоценоза данной палеоэкосистемы. δ13СPDB карбонатов, во всех изученных образцах, соответствует биогенному (Ponomarchuk, Dobretsov, Lazareva, Zhmodik et al., 2020), а изотопный состав δ18ОSMOW (от 7 до 20‰) свидетельствует об эндогенной (гидротермальной) и, в меньшей мере, экзогенной природе растворов. Этот фактор, а также и низкие значения (87Sr/86Sr)I карбонатов, составляющие ~0,704-0,7045, исключают участие морской воды. Низкий уровень δ 13С в карбонатах обычно объясняется влиянием окисленного органического вещества. Значения δ 13С природного органического углерода (С3-растительность) находятся в интервале -22 ÷-26‰, а минимально возможное значение δ13С составляет -32‰ (Galimov et al., 2006). Следовательно, карбонаты, в том числе из трех исследованных томторских образцов, с δ13С менее -32‰, однозначно указывают на участие метана в их формировании. В современных пресноводных и морских обстановках, образование карбонатов с «метановыми» значениями δ13С происходит на выходе метановых сипов при анаэробном окислении метана (anaerobic oxidation of methane – AOM), в частности анаэробными метанотрофными микроорганизмами – археями (ANME) (Loyd et al., 2016). Важными агентами при окислении метана микроорганизмами являются SO4-, Fe, Mn, представляющие акцепторы электронов в метаболических реакциях (Segarra et al., 2013). Эффективность окисления метана существенно возрастает, если образуется консорциум анаэробных метанотрофных архей с сульфатредуцирующими, денитрифицирующими и металлоредуцирующими бактериями (Liang et al., 2019). Также, экстремально низкие значения δ13С кальцита (-125‰) обнаружены в кристаллических породах (гранитах). Аномальный кальцит формировался на глубинах между 200 и 700 м в метано-сульфатной переходной зоне за счет окисления биогенного метана на границе с сульфатной богатой соленой водой. Окисление метана в анаэробной обстановке подтверждается наличием сульфидов (Drake et al., 2015). В образцах с низкими значениями δ 13С коры выветривания Томторского комплекса присутствуют все перечисленные вещества: сульфиды, гидроксиды Fe и Mn. Метан безусловно, является конечным звеном разложения органического вещества. В приповерхностных (до 200 м) разломных зонах Томторского комплекса ультраосновных щелочных пород и карбонатитов микроорганизмы могли перерабатывать метан различной природы: биогенной (бактериальной) и термогенной (Whiticar, 1999). Из плученных данных надежно устанавливается только один тип - биогенный. При окислении метана образуется (СО2)мет, причем, изотопный состав углерода сохраняется. При дальнейших физико-химических преобразованиях (СО2)мет, вплоть до образования карбоната, изотопный состав углерода обогащается изотопом 13С на величину 12-9‰ (для температур 5 до 30°С) в связи с фракционированием. Таким образом, δ13Смет метана, который участвовал в образовании карбонатов Томтора с низкими δ13Скарб (-59.0 – 59.9‰) составлял порядка -70‰. Согласно известной классификационной C-D-диаграммы (Whiticar, 1999) δ13Смет метана попадает в область ацетат-зависимого и гидрогенотрофного метаногенеза. Соответствующие интервалы для них -50 – -90‰ и -60 – -110‰. δ13С абиогенного метана существенно выше -26,2‰, согласно данным (Nivin et al.,. 2005). Полученные данные об изотопном составе углерода карбонатов, в дополнение к установленным ранее минералогическим фактам, свидетельствуют о проявлении микробиальных процессов в зоне экзогенеза Томторского месторождения, при участии низкотемпературных гидротермальных процессов. Формирование карбонатов с аномально низким изотопным составом углерода происходило в результате анаэробного окисления метана с участием микроорганизмов.