Аннотация результатов, полученных в 2019 году
Получены новые возрастные характеристики дамтернитов Чуктуконского массива. Интервал формирования щелочных пород составляет 256.7±1.1 млн. лет (циркон, U-Pb LA-ICP MS метод), что соответствует ранее определенными значениями возраста внедрения первой фазы Чадобецкого комплекса и близко по времени с проявлением щелочного магматизма Сибирской платформы (например: карбонатиты Гулинского массива и щелочные ультраосновные вулканиты (253—245 млн. лет) Маймеча-Котуйской провинции (Basu et al., 1995; Dalrymple et al., 1995; Когарко, Зартман, 2011; Малич и др., 2015), характеризующего, по всей вероятности, раннюю стадию деятельности мантийного суперплюма, формировавшего Сибирскую крупную изверженную провинцию в период 250—248 млн. лет. Первые данные по петрографии и минералогии пород Териновского массива показали, что изученные щелочные породы относятся к айлликитам, мела-айлликитам и дамтернитам Чадобецкого комплекса (согласно современной классификации Tappe et al. (2005)). Породы имеют порфировую структуру с макрокристами оливина и фенокристами флогопита в карбонатизированной основной массе кальцита и доломита, содержащей также флогопит, клинопироксен (в мела-айлликитах) и щелочные полевые шпаты (в дамтернитах). Акцессорная минерализация представлена фторапатитом, сульфидами (пирит, халькопирит и пентландит) и ильменитом. Среди вторичных минералов диагностированы кварц, кальцит, доломит, серпентин, эпидот, хлорит, рутил, титанит, барит, синхизит-(Ce) и монацит-(Ce). Химический состав оливина Териновского массива показал, что ядра макрокристов имеют широкий диапазон #Mg и определенные вариации в микрокомпонентном составе. Макрокристы оливина с более низким #Mg (75), Cr и Ni являются ксеногенными и могли быть захвачены из литосферной мантии во время подъема айлликитового расплава. Составы оливина с #Mg 83-85 согласуются с предыдущими данными Nosova et. (2018); такие макрокристы могли образоваться в результате эволюции айлликитового расплава и в последствие были захвачены и вынесены на поверхность новой порцией щелочного расплава. В то время как, макрокристы оливина с более высоким #Mg (до 89) и высоким Ni имеют четкие мантийные характеристики и, вероятно, представляют собой мантийные ксенолиты (Bussweiler et al., 2017). Состав краевых зон макрокристов схож с составом фенокристов оливина, что характеризует продукты эволюции айлликитового расплава под Сибирским кратоном. Составы минералов клинопироксена, флогопита и шпинелевой группы Чадобецкого комплекса соответствуют диапазонам составов минералов щелочно-ультраосновных карбонатитовых комплексов мира. Щелочные ультраосновные силикатные породы и карбонатиты Чуктуконского массива характеризуются незначительными вариациями Sr и Nd изотопных составов, что указывает на общий относительно однородный умеренно деплетированный мантийный источник. С другой стороны, полученные широкие вариации 176Hf/177Hf в цирконе из дамтернитов свидетельствуют о более сложной геологической истории первичных расплавов для пород Чуктуконского массива. Такой широкий разброс значений изотопов Hf в цирконе из пород, которые характеризуются достаточно однородным изотопным составом Nd описывается часто (например, Belousova et al., 2006; Griffin et al., 2002; Murgulov et al., 2008; Yang et al., 2006; Malitch et al., 2013). Все исследователи приходят к выводу, что изотопный состав Hf в цирконе лучше отражает эволюцию первичных расплавов с участием различных мантийных источников или/и взаимодействие с вмещающими породами, чем изотопный состав Nd пород. Последний представляет собой гомогенный конечный продукт и имеет ряд ограничений для определения вклада различных источников в процессе эволюции первичных расплавов. Кроме того, первичные щелочно-ультраосновные карбонатитовые расплавы изначально обогащены Sr и REE, что делает изотопный состав Sr и Nd нечувствительным к контаминации (например, Bell, 2001). Поэтому полученные значения изотопного состава Hf могут свидетельствовать об участии компонентов с различными изотопными характеристиками, такими как деплетированный мантийный источник и субконтинентальная литосферная мантия или континентальная кора, со значениями ɛHf близкими или ниже нуля. Подобные характеристики изотопного состава Hf были описаны для одновозрастных Чуктуконским породам ультраосновных-основных пород Норильской интрузии (Malitch et al., 2013), образование которых также связано с деятельностью Сибирского суперплюма. Высокое содержание несовместимых элементов в породах Чуктуконского массива (Sr и Nb, La/Sm отношение), а также присутствие магматического карбоната и собственно карбонатитов, свидетельствуют в пользу того, что вероятный мантийный метасоматический агент имел карбонатный исходный состав. Это подтверждается микроэлементным составом оливина Чадобецкого комплекса (Nosova et al., 2018). Кроме того, обогащение легкими REE и высокие Gd/Yb отношения пород Чуктуконского массива могут указывать на то, что они были сформированы из гранат-содержащего источника при низкой степени частичного плавления. Высокая магнезиальность и повышенные содержания никеля и хрома в ультраосновных щелочных породах дают основания полагать, что они формировались из расплавов, не претерпевших значительной фракционной кристаллизации. Щелочные ультраосновные силикатные породы и карбонатиты Чуктуконского массива подверглись интенсивной гидротермальной проработке и более позднему выветриванию. В результате этих процессов происходило перераспределение и обогащение коры выветривания P, Zn, Th, U, Nb, Pb и РЗЭ относительно первичных магматических пород. Гидротермальные процессы и выветривание также были ответственными за значительные сдвиги и вариации значений изотопного состава кислорода. Так, более высокие значения δ18O в монаците и карбонатах основной массы дамтернитов и карбонатитов, по сравнению с клинопироксеном, фенокристами доломита и флогопита дамтернитов, можно объяснить низкотемпературным изотопным обменом между вышеперечисленными минералами и поздне-/постмагматическим флюидом. Отрицательные δ18O в гидроокислах железа и марганца и кварце связаны с вовлечением в процесс низко-δ18O метеорных вод. Результаты исследований расплавных включений и состава минеральных фаз Чадобецкого щелочно-ультраосновного карбонатитового комплекса показали специфику состава силикатно-карбонатного айлликитового расплава, а также характеристику эволюции состава последующих фаз внедрения щелочного комплекса: формирование карбонатитов и ортомагматических флюидов дамтернитов. Полученные данные по расплавным включениям сопоставлены с известными в мире типовыми объектами: кимберлитами трубки Удачная-Восточная на Сибирском кратоне (Kamenetsky et al., 2008; Golovin et al., 2003; 2007; Sharygin et al., 2007), кимберлитами Mark в Канаде (Abersteiner et al., 2020), ксенолитами в оранжеитах Bultfontein провинции Кимберли в Южной Африке (Giuliani et al., 2015), дайками лампрофиров Transdanubian Central Range в Венгрии (Guzmics et al., 2008), лампрофирами на Томторе (Анабар, Сибирский кратон) (Panina et al., 2016) и мелилититами щелочной провинции в Италии (Panina et al., 2003). Основное различие в составе родоначальных расплавов айлликитов и кимберлитов, это карбонатно-хлоридный состав кимберлитов. Минеральный и химический состав дочерних фаз включений ультраосновных лампрофиров схож с таковым для оранжеитов (как и минеральный состав пород), в частности, наличие преобладающих дочерних фаз карбонатов, флогопита, фторапатита и оксидов системы Fe-Ti-O. Для лампрофиров Томтора и мелилититов Италии характерны расплавные свидетельства присутствия щелочных (Na и K) силикатно-карбонатных расплавов, а также процессов силикатно-карбонатной несмесимости, которые также отмечалась исследователями на Чадобецком комплексе (Лапин и др., 1992; Nosova et al., 2017) и требуют дальнейшего изучения в области исследований расплавных включений в минералах. Используя полученный состав макрокристов оливина Териновского массива, мы рассчитали равновесные температуры для их ядер, используя Al-in-olivine термометр (De Hoog et al., 2010) и данные предшествующих оценок глубин Чадобецкого комплекса (Nosova et al., 2018). Расчетные температуры генерации айлликитового расплава составляют ~ 1020 °C при 20 кбар и 1300 °C при 60 кбар. Полученные оценки температур согласуются с данными по геотермометрам предтраппового и посттраппового магматизма на Сибирском кратоне (Howarth et al., 2014). Фугитивность кислорода (fO2) для айлликитов Чадобецкого комплекса была рассчитана используя полученные TP-параметры 1020–1300 °C и 20–60 кбар, а также состав фенокристов оливина и ядер шпинелидов из основной массы и минеральных включений в айлликитах (по Ludington, 1987). Рассчитанные значения Δlog (fO2) FMQ находятся вблизи буфера FMQ, в диапазоне от –0.06 до –0.22 и от –1.02 до –1.15 log-единиц при 1020 °C и 1300 °C, соответственно. Качественная оценка фугитивности кислорода, полученная по составу клинопироксенов, и ее сравнение с оценочными параметрами для пары оливин - шпинель позволяют предположить, что фугитивность кислорода несколько увеличилась в процессе фракционной кристаллизации. Для оценки температуры кристаллизации фторапатита и флогопита в щелочных силикатных породах Териновского массива был применен биотит-апатитовый геотермометр (Ludington, S., 1978). Для оценки температуры солидуса минералов были использованы составы макрокристов и ядра флогопита основной массы и данные по составу фторапатита. Результаты показали, что исходная температура солидуса составляет 770-730 °C, а поздние процессы кристаллизации имеют интервал температур 680–575 °C. Нами также рассчитаны температуры 580–790°C, используя количество титана в цирконе из дамтернитов Чуктуконского массива (согласно Watson et al. (2006)). Если предположить, что палеогеотермальный тепловой поток под кратонами около 36 мВт/м2, то полученные температуры соответствуют глубинам 75–110 км. Согласно исследованиям Н.Н. Дашкевич (1999), граница между литосферой и астеносферой под Чадобецким поднятием находится на глубинах 120-150 км, а глубины зарождения первичных айлликит-карбонатитовых магм >150 км (н-р: Tappe et al., 2017), то полученные значения хорошо согласуются с минимальными глубинами генерации таких магм. Полученные в результате реализации проекта минералогические, петрологические и геохронологические характеристики, и первые данные по составу расплавных включений в породах Чадобецкого щелочно-ультраосновного карбонатитового комплекса свидетельствуют о том, что щелочные породы комплекса кристаллизовались из расплавов карбонатизированной перидотитовой мантии, и не подвергались значительной фракционной кристаллизации. Особенности происхождения и генезиса щелочных расплавов под Сибирским кратоном несомненно требуют дальнейшего петрологического исследования, с привлечением новых объектов, в контексте связи процессов магмообразования с деятельностью Сибирского суперплюма и формированием Сибирской пермо-триасовоой крупной изверженной провинции.

Аннотация результатов, полученных в 2020 году
В рамках проекта РНФ определен возраст формирования щелочных пород Чадобецкого комплекса, получены первые возрастные характеристики по Ильбокичскому комплексу. Датирование цирконов из коры выветривания карбонатитов Чуктуконского участка показало ксеногенность отобранных цирконов, содержащих четыре кластера возрастов со значениями 1870 – 1820; 495 – 385; 290 – 210 и 215 –162 млн. лет. Возраст кристаллизации щелочных пород Чадобецкого комплекса по результатам U-Pb и Ar-Ar датирований составляет интервал ~ 255–240 млн. лет. Полученные Ar-Ar данные по дамтьерниту и карбонатиту Чуктуконского участка отвечают интервалам 250.5 ± 3.7 и 247.1 ± 5.7 млн. лет, соответственно. Возраст кристаллизации мела-айлликитов и дамтьернитов Теринского участка по данным Ar-Ar датирования составляют интервалы 257.4 ± 3.9, 241.1 ± 3.7 и 240 ± 3.6 млн. лет. Новые данные определения возраста пород Чадобецкого щелочно-ультраосновного карбонатитового комплекса хорошо согласуются с предыдущими результатами датировок. Таким образом, время кристаллизации пород Чадобецкого комплекса соотносится с возрастом формирования крупной изверженной провинции (LIP) в пределах Сибирской платформы и коррелирует с проявлением траппового магматизма (Basu et al., 1995), внедрением ультраосновных щелочных пород и карбонатитов Маймеча-Котуйской провинции (Dalrymple et al., 1995; Kogarko and Zartman, 2011; Malich et al., 2015; Ghobadi et al., 2018), внедрением посттрапповых кимберлитов Анабарского и Оленекского районов (Sun et al., 2014; Carlson et al., 2006), а также с кристаллизацией щелочных пород и лампрофиров Сибирской платформы (Vrublevskii et al., 2005; Letnikova et al., 2014). Полученные нами датировки (Ar-Ar) айлликитов Ильбокичского комплекса составляют интервалы 388.3±5.6 и 380.5±5.8 млн лет., что согласуется данными предшествующих исследований 399 ± 4 млн. лет (перовскит, U-Pb) (Nosova et al., 2020), и подтверждает предтрапповый возраст внедрения щелочного комплекса Ильбокич. Химические исследования оливинов из аилликитов Терины показали наличие фенокристов и макрокристов, для которых установлено полигенетическое образование (Starikova et al., 2021). Исследования химического состава шпинелидов Чадобецкого комплекса показали наличие следующих типов шпинелидов: хромшпинели (Cr-Spl), Cr-магнетиты (Cr-Mgt), Ti-магнетиты (Ti-Mgt), магнетиты (Mgt), магнезио-ульвошпинель-магнетиты (Mum), Al-шпинели (Al-Spl) (Nugumanova te al., 2021). Айлликиты Ильбокичского комплекса имеют порфировую структуру с вкрапленниками оливина, полностью замещенного смесью серпентина и кальцита, и флогопита. Вкрапленники флогопита характеризуются зональностью с незначительным увеличением Mg# и уменьшением TiO2 от центра к краю. Основная масса пород сложена идиоморфными чешуйками зонального биотита, ксеноморфными карбонатами (кальцитом и доломитом), акцессорным фторапатитом и перовскитом, полностью замещенным рутилом и монацитом, рудными ильменитом и минералами группы шпинели. В рамках исследований по проекту установлено, что ультрамафиты Гулинской интрузии Маймеча-Котуйской провинции отличаются от других изучаемых интрузий этой провинции (Бор-Урях, Кугда, Одихинча). Минералогическое изучение карбонатитов Гулинской интрузии показало, что ранними минералами (ликвидусными) этих пород был оливин (форстерит) и апатит. Магнетит и апатит кристаллизовались как на ликвидусе, так и в ходе пост-кумулусной кристаллизации, причем, по-видимому, значительная часть апатита и магнетита образовалась по механизму интеркумулусного роста из фильтрующихся расплавов. Изучение редкоэлементного состава циркона дамтернитов Чуктукона показало, что составы минералов с осциляционной зональностью на геохимических дискриминантных диаграммах попадают в поле лампроитовых цирконов. Отсутствие отрицательной Eu аномалии согласуется с отсутствием Eu аномалии в айликитах-дамтьернитах Чуктукона (Doroshkevich et al., 2019). Группа 2 рекристаллизованных цирконов образовывалась при взаимодействии с карбонатитовым расплавом. Это взаимодействие приводило к образованию цирконов с более высокими концентрациями РЗЭ и Nb, при этом 176Lu/177Hf и 176Hf/177Hf отношения не изменялись (Doroshkevich et al., 2021). Мы предполагаем, что именно карбонатитовый расплав является носителем РЗЭ и Nb. Такой процесс (инфильтрация карбонатитового расплава) обусловил обрастание и перекристаллизацию циркона, и появление вторичных многофазных включений в цирконах с минеральной ассоциацией, характерной для карбонатитов (щелочные карбонаты, фторкальциопирохлор, фторапатит, Ba-Sr-RЕЕ-Ca-карбонаты, кальцит, доломит, флогопит и др.) (Doroshkevich et al., 2021). Рекристаллизованные цирконы 1-го типа обеднены Nb, Th, U, Y и РЗЭ. Это предполагает растворение магматического циркона и повторное осаждение циркона с низким содержанием микроэлементов, возможно, из расплава или флюида на поздней стадии, которые были обеднены этими микроэлементами в результате их накопления в других кристаллизации сопутствующих минеральных фаз. Взаимодействие с таким расплавом/флюидом привело к уменьшению 176Lu/177Hf, а отношения 176Hf/177Hf не изменились (Doroshkevich et al., 2021). Эти особенности типичны для процесса перекристаллизации циркона в присутствии водного флюида (например, Chen et al., 2010, Tichomirowa et al., 2013). Кроме того, этот тип цирконов показывает отрицательную аномалию Eu, которая согласуется с кристаллизацией калиевого полевого шпата в дамтьернитах и карбонатитах Чуктукона (Doroshkevich et al., 2019). Однако отношения 176Hf/177Hf в рекристаллизованных цирконах 1-го типа аналогичны таковым для магматических цирконов и цирконов перекристаллизации 2-го типа. Это указывает на то, что изотопный состав Hf перекристаллизованных цирконов фиксирует характерные особенности их первичного источника. Sr-Nd изотопный состав щелочных пород как Чуктукона (Doroshkevich et al., 2019) так и Терины, позволяет предположить, что их первичные расплавы генерировались из общего умеренно деплетированного мантийного источника: 87Sr/86Sr (I) от 0.7024 до 0.7043 и εNd (T) от 4.09 до 5.08. С другой стороны, цирконы из пород Чуктукона имеют переменный изотопный состав Hf, что свидетельствует о сложной истории эволюции их источника (источников) (Doroshkevich et al., 2021). Широкие вариации изотопов Hf в цирконах из щелочных карбонатитовых комплексов и кимберлитов описываются многими исследователями (например, Griffin et al., 2000; Tichomirowa et al., 2013; Nedosekova et al., 2013, 2015, 2018; Wu et al., 2011), что позволяет предположить, что исходный расплав мог быть загрязнен коровым материалом или более чем один источник участвовал в образовании исходных расплавов. Коровую контаминацию пород Чадобца можно исключить, учитывая полученные изотопные данные Pb и высокие отношения Ce/Pb и Nb/U. Более того, сходный изотопный состав Hf магматических и перекристаллизованных цирконов указывает на то, что минералы фиксируют характерную черту их первичного источника магмы и в источнике участвовали умеренно деплетированный мантийный компонент (с Hf ~ 6) и компонент с Hf ~ 0 (Doroshkevich et al., 2020). Последний компонент может быть материалом субконтинентального литосферного источника (с ɛNd и ɛHf ~ 0), как было предложено Griffin et al. (2000). Компонент субконтинентальной литосферной мантии в источнике был ранее отмечен для ультраосновного-основного интрузива Норильск-1 (Malitch et al, 2013) и сибирских кимберлитов (например, Griffin et al., 2000; Howarth et al., 2014). С другой стороны, Sharma et al. (1991, 1992) предположили, что геохимические характеристики пермско-триасовых базальтов Путорана с довольно однородным изотопным составом Sr-Nd (εNd = от 0 до +2,5, 87Sr / 86Sr = от 0,7046 до 0,7052) являются характеристиками материала суперплюма и составляют около 90–95% Сибирского суперплюма. Кроме того, породы Маймеча-Котуйской провинции, в том числе Гулинский комплекс, которые по Sr-Nd-Hf изотопному составу и редкоэлементным характеристикам аналогичны таковым для пород Чуктукона и Терины, считаются продуктами сибирского суперплюма (Carlson et al. , 2006; Ghobadi et al., 2018; Ryabchikov et al., 2009; Соболев и др., 2009). Исследования (Nosova et al., 2018, 2020; Doroshkevich et al., 2019, 2021; Starikova et al., 2021) показывают, что в источнике расплавов для пород Чадобца происходила двухэтапная эволюция метасоматических процессов субконтинентальной литосферной мантии под южной частью Сибирского кратона. Nosova et al., (2018, 2020) и Starikova et al. (2021) показали, что флогопитовые метасомы были первым метасоматическим компонентом в мантии задолго до начала активности Сибирского плюма. Это основано на данных о микроэлементном составе оливина и Sr-Nd-Pb изотопном составе девонского айликит-дамтернитового комплекса Ильбокич, расположенного в непосредственной близости от Чадобецкого комплекса. Вероятно, что метасоматоз был связан с привносом субдуцированного материала в источник во время каледонской коллизии на южной границе Сибирского кратона (Nosova et al., 2020). Триасовая айлликит-дамтернитовая серия и карбонатиты Чадобецкого комплекса характеризуют следующий этап и интерпретируются как карбонатный мантийный метасоматоз (Nosova et al., 2018, 2020; Doroshkevich et al., 2019, 2021; Starikova et al., 2021). Эволюцию аилликитового расплава Чадобецкого комплекса можно проследить по вторичным расплавным включениям в макрокристах оливина (Териновский массив), которые захватывались на разных этапах формирования ультраосновных лампрофиров. Состав наиболее ранних захваченных включений соответствует составу основной массы аилликитов, вмещающей макрокристы оливина: флогопит, диопсид, кальцит или доломит, апатит, а также ильменит и Ti-магнетит (Prokopyev et al., 2020; Starikova et al., 2021). Схожий состав расплавных включений (без ильменита и титаномагнетита) установлен и для хромшпинелидов дамтернитов Чуктуконского массива (Nugumanova et al., 2021). Включения минералообразующей среды в апатите и магнетите карбонатитов Гулинского массива характеризуются щелочно-сульфатно-карбонатной ассоциацией с преобладанием ниеререита и щелочных сульфатов (Na, K). Данная ассоциация характерна для вулканитов Олдоиньо Ленгаи. Экспериментальный прогрев включений в апатите показал, что температуры гомогенизации включений (700-800°С) немного ниже, чем температуры гомогенизации, полученные ранее для включений в апатите фоскоритов массива Гули (Isakova et al., 2015) и соответствует характерным температурам щелочно-карбонатитовых расплавов, определенных для экспериментальных систем (Weidendorfer et al., 2017). В рамках проекта получены редкоэлементные характеристики ультраосновных лампрофиров Терины, которые схожи с таковыми для пород Чуктукона. Подтверждено, что высокое содержание несовместимых элементов в породах Чадобца (Sr и Nb, La/Sm отношение), а также присутствие магматического карбоната и собственно карбонатитов, свидетельствуют в пользу того, что мантийный метасоматический агент имел карбонатный исходный состав. Это подтверждается микроэлементным составом оливина Чадобецкого поднятия (Nosova et al., 2018; Starikova et al., 2021) и циркона (Doroshkevich et al., 2021). Обогащение легкими REE и высокие Gd/Ybn отношения ультраосновных лампрофиров Терины, также, как и Чуктукона, могут указывать на то, что они были сформированы из гранат-содержащего источника при низкой степени частичного плавления. Высокая магнезиальность и повышенные содержания никеля и хрома дают основания полагать, что породы формировались из расплавов, не претерпевших значительной дифференциации.

Аннотация результатов, полученных в 2021 году
В рамках исследований по проекту за 2021-2022 гг выполнена детальная вещественная характеристика коры выветривания по рудоносным карбонатитам Чуктуконского массива. Кора выветривания REE-Nb карбонатитов пользуется на месторождении Чуктукон наибольшим распространением. Мощность гипергенных образований варьирует от 70–100 до 350 м и более, в среднем около 250 м и образуют плащевидные залежи на участках развития карбонатитов. Определены особенности эволюции состава, механизмы и процессы рудоносности в коре выветривания. Проведенные нами исследования показали, что в полном профиле латеритного выветривания карбонатитов Чуктуконского месторождения сверху вниз выделяются: 1) горизонт плотных бурых железняков, который обычно разрушен до дресвы, встречающейся в нижних слоях перекрывающих кору осадков и в изобилии, в верхах охристого горизонта; 2) мощная толща рыхлых охристых продуктов выветривания; 3) горизонты, линзы вторичных карбонат-фторапатитовых и кварцевых пород; и 4) неравномерно окварцованные и ожелезненные дезинтегрированные карбонатиты. По данным исследования карбонатитов Гулинского массива сформулирована качественная модель внутрикамерной эволюции кальцитовых карбонатитов, подобных изученным. Модель предполагает, что первоначальная ассоциация кристаллизуется из богатого K и Na кальциокарбонатитового расплава, который эволюционирует с накоплением щелочей и в этой схеме, натрокарбонатитовые лавы, подобные лавам вулкана Олдоиньо Ленгаи, могут являться остаточными расплавами. Непосредственно в момент солидуса интрузивный карбонатит содержит большое количество щелочно-карбонатных и солевых фаз, однако суб-солидусные преобразования приводят к замещению их более устойчивыми карбонатами Ca, Mg и Fe. Карбонатиты Верхнекыйдинского массива (Центральный Таймыр) имеют брекчиевидную структуру, что свидетельствует о флюидно-эксплозивном характере образования пород. Основными вкрапленниками в породах являются кальцит, флюорит и доломит. Менее распространены зерна калиевого полевого шпата, барита, бастнезита, редко встречаются фторапатит и кварц. Из редких минералов были также диагностированы гематит и пирит. Многие из вкрапленников раздроблены и залечены новообразованным кальцитом. Вкрапленники (обломки) имеют разную степень окатанности: от угловатых форм, до овальных. Цементирующим материалом служит кальцит, либо мелкозернистый агрегат флюорита и кварца, интенсивно прокрашенный гематитом. В бастнезите были обнаружены расплавные включения. Результаты изучения вскрытых включений с помощью электронного микроскопа показали щелочно-фторидно-фосфатно-сульфатно-карбонатный состав родоначального рассола-расплава для Верхнекыйдинских карбонатитов. Построена петрогенетическая модель эволюции расплавов и флюидного режима для Чадобецкого щелочного комплекса; обоснованы геологические, петрологические, геохимические и физико-химические факторы формирования ниобий-редкоземельного оруденения карбонатитов. Проведенные нами изотопно-геохимические исследования показывают, что источником для щелочных пород (айлликитов) Чадобецкого комплекса являлся относительно однородный умеренно деплетированный мантийный источник (Doroshkevich et al., 2019, 2021). Полученные нами геохимические характеристики пород, микроэлементный состав оливина и шпинели свидетельствуют в пользу того, что первичные расплавы для пород были сформированы из гранат-содержащего метасоматизированного мантийного источника при низкой степени частичного плавления, а мантийный метасоматический агент имел карбонат-флогопитовый исходный состав (Doroshkevich et al., 2019, 2021; Starikova er at., 2021, Nugumanova et al., 2021). Рассчитанные параметры генерации первичного айлликитового расплава составляют ~ 1000 °C-1200 °C при 20 кбар - 60 кбар и фугитивности кислорода от –0.06 до–1.15 log-единиц (Prokopyev et al., 2020). Если предположить, что палеогеотермальный тепловой поток под кратонами около 36 мВт/м2, то полученные температуры соответствуют глубинам 75–110 км. Согласно геофизическим данным (Дашкевич, 1999), граница между литосферой и астеносферой под Чадобецким поднятием находится на глубинах 120-150 км, а глубины зарождения первичных айлликит-карбонатитовых магм оцениваются в более 150 км (Tappe et al., 2017). Кристаллизация минералов основной массы айлликитов (флогопит, апатит, циркон) происходила в интервале 700-800°C, а фугитивность кислорода несколько увеличилась в процессе фракционной кристаллизации (Prokopyev et al., 2020; Doroshkevich et al., 2021). Дальнейшее фракционирование КПШ в айлликитовом расплаве привело к формированию трубок взрыва дамтьернитов. Исследования расплавных включений в оливине айлликитов показал генерацию включений карбонатного состава с кальцитом, REE-карбонатом, щелочными карбонатами и магнетитом (Prokopyev et al., 2020). Проведенные нами комплексные петрологические исследования позволяют нам полагать, что карбонатиты отделялись на стадии кристаллизации айлликитов в результате процесса жидкостной силикатно-карбонатной несмесимости (Doroshkevich et al., 2019), что подтверждается геологическими свидетельствами присутствия карбонатных глобул в лампрофирах Теринского комплекса на Чадобце (Лапин, Пятенко, 1992, Nosova et al., 2021). Исследования химического состава силикатно-карбонатных включений (методом LA ICP-MS) в оливине айлликитов показали особенности рудоносности айлликитовых расплавов, содержащих в повышенных концентрациях Ba, Sr, Zr, Nb, Ta, LREE, Y, U и Th (Прокопьев и др., 2021; 2022). Карбонатиты в данной системе являются результатом эволюции айлликитового щелочно-силикатно-карбонатного расплава и концентрируют в себе промышленные содержания Nb, Zr и REE. На основании проведенных исследований по проекту определены ряд геологических, петрологических и физико-химических факторов рудоносности Чадобецкого комплекса. 1. Определена пространственная и временная связь образования рудоносных пород Чадобецкого комплекса с проявлением Сибирской крупной изверженной провинции 2. Зафиксирована ключевая роль первичного высококалиевого обогащенного карбонатом расплава айлликитового состава в формировании пород рудоносного Чадобецкого щелочно-ультраосновного карбонатитового комплекса. Карбонатиты в данной системе являются результатом эволюции айлликитового щелочно-силикатно-карбонатного расплава и концентрируют в себе промышленные содержания Nb, Zr и REE. 3. Силикатно-карбонатная ликвация была ответственной за формирование ниобий-редкоземельных карбонатитов Чуктукона. 4. Интенсивные процессы выветривания обусловили формирование промышленной ниобий-редкоземельной коры выветривания по карбонатитам Чуктукона. Результаты исследований по проекту представлены также в публикациях СМИ со ссылками на грант: https://www.nsu.ru/n/media/news/nauka/uchenyy-ngu-i-igm-so-ran-obyasnil-pochemu-neobkhodimo-issledovat-mestorozhdeniya-redkozemelnykh-meta/#_vcl2os78x https://academcity.org/content/v-poiskah-niobiya