“Петрогенезис и рудоносность щелочного комплекса Мушугай-Худук (Монголия)”

Геологическое строение комплекса Мушугай-Худук и его место в Центрально- Азиатском складчатом поясе (ЦАСП)
ЦАСП расположен между Таримским и Северо-Китайским кратонами на юге и Сибирском кратоном на севере (Xiao et al., 2015; 2018). ЦАСП представляет собой продукт конвергенции трех коллажей: Монгольский сегмент на севере, Казахстанский сегмент на западе и Тарим-Северо-Китайский сегмент на юге. В позднемезозойское время интенсивная магматическая активность в Монгольском сегменте ЦАСП была сопряжена с формированием узкой системы грабенов и приразломных впадин и образованием многочисленных полей платобазальтов, а также вулканических серий трахириолитов, трахитов и фонолитов, небольших плутонических комплексов нефелиновых и лейцитовых сиенитов, щелочных сиенитов, онгонитов и шонкинитов (Самойлов и Коваленко, 1983; Kovalenko et al., 2004). Для этого периода характерны проявления щелочного карбонатитового магматизма с ассоциирующей магнетит- апатитовой, Sr, Ba, REE и флюоритовой минерализацией (Kuzmin and Yarmolyuk, 2014, Yarmolyuk et al., 2015). В пределах ЦАСП выделяются три провинции позднемезозойского щелочного карбонатитового магматизма: Западно-Забайкальская, Центрально-Тувинская и Южно-Монгольская (Фролов и др., 2003, Никифоров и др., 2000, 2005; Никифоров и Ярмолюк,

2004; Кузьмин и Ярмолюк, 2014 и др.) (рис. 1а). Южно-монгольский сегмент включает несколько щелочно-карбонатитовых комплексов, наиболее представительными из которых являются Мушугай-Худук, Баян-Хошу и Улугей-Хид (Самойлов и Коваленко, 1983; Nikiforov and Yarmolyuk, 2019).
Вмещающие породы щелочно-карбонатитовых комплексов Южно-Монгольской провинции представлены палеозойскими осадками (песчаники, известняки, глинистые сланцы, алевролиты), вулканитами (туфы и лавы основного и среднего составов), грубообломочными терригенными отложениями и массивами гранитов, имеющих возраст от раннего девона до ранней перми. В районе исследования также широко распространены вулканиты бимодальной риолит-базальтовой серии, возраст которых составляет 110-100 млн лет (Самойлов и Коваленко, 1983) (рис. 1б).
Комплекс Мушугай-Худук (рис. 1в) сложен преимущественно щелочными эффузивами. Наиболее ранними эффузивами являются флогопитовые меланефелиниты, залегающие в виде небольших покровов мощностью до 50 м. Выше по разрезу флогопитовые меланефелиниты перекрыты толщей конгломератов и песчаников (Самойлов и Коваленко, 1983). В верхних частях разреза широко распространены вулканические поля трахитов и фонолитов мощностью до 300 м, а также редкие выходы фонотефритов. Эффузивные породы комплекса секутся и прорываются многочисленными дайками, штоками и небольшими телами (площадью от нескольких м2 до 1 км2) субвулканических пород – щелочными сиенитами и шонкинитами.
С щелочным магматизмом пространственно и генетически связаны рудоносные породы комплекса, образующие штоки, жилы, дайки и минерализованные брекчии магнетит-апатитовых и флюоритовых пород, а также карбонатитов.
Рудоносные магнетит–апатитовые породы слагают тела жильной формы (протяженностью до 30 м и шириной до 2 м), либо образуют шлировые обособления в щелочных сиенитах (до 0.5 м в поперечнике), а также формируют два крупных штока. Первый шток, получивший название «г. Верблюд или тело Апатитовое» (Самойлов и Коваленко, 1983; Владыкин, 2013), имеет размеры 30*70 м (рис. 1г). Второй шток расположен в 200 м в юго- западном направлении от первого и имеет размеры 10*30 м.
Карбонатиты комплекса Мушугай-Худук встречаются как в виде карбонатитовых туфов и пирокластов с карбонатным цементом, так и в виде многочисленных жил и даек шириной от нескольких см до 1.5 м (Самойлов и Коваленко, 1983; Владыкин, 2013). Довольно часто карбонатиты связаны взаимными переходами с флюоритовыми и целестиновыми породами. Флюоритовые породы представлены сетью разнонаправленных протяженных жил (шириной 0.5−50 мм), также образуют изометричные поля размером до 100 м, отдельные участки которых сложены массивной тонкозернистой флюоритовой массой. Кроме того, нередко встречаются и

довольно крупные флюоритовые жилы длиной до 150 м и шириной до 10-30 см (Redina et al., 2020).
Возраст пород комплекса Мушугай-Худук
Результаты первых геохронологических исследований K-Ar методом (Самойлов и Коваленко, 1983) показали довольно широкий интервал формирования пород – от 179 до 121 млн. лет. В диссертации был использован более прецизионный Ar-Ar метод, который позволил максимально сузить ранее полученный интервал до 140-133 млн лет (Nikolenko et al., 2020a).
Ar-Ar изотопный анализ основной массы флогопитового меланефелинита показал возраст 140.4±2 млн. лет. 40Ar/39Ar спектры флогопита и основной массы щелочного сиенита показывают средневзвешенный возраст исследуемого образца 133.6±2 и 137.2±2 млн. лет, соответственно. Изотопное исследование основной массы еще одного образца щелочного сиенита даёт средневзвешенный возраст 139.2±2 млн. лет. Средневзвешенный возраст образования флогопита из магнетит-апатитовых пород комплекса был определен как 135.4±3 млн. лет, и может быть принят за время формирования магнетит-апатитового оруденения в комплексе Мушугай-Худук.
Полученный возрастной диапазон формирования пород комплекса (рис. 2а) хорошо согласуется с ранее определенными возрастами позднемезозойского щелочного карбонатитового магматизма в пределах ЦАСП (Nikiforov et al, 2006; Doroshkevich et al, 2010; Sal’nikova et al., 2010; Baatar et al., 2013; Prokopyev et al., 2016). Полученные датировки также соответствуют пикам позднемезозойского бимодального вулканизма и гранитоидного магматизма в разных частях ЦАСП (Zhou and Li, 2000; Zhou et al., 2006; Li et al., 2014 и ссылки в них) (рис. 2б). Щелочно-карбонатитовые комплексы в ЦАСП, по-видимому, образовались в течение более короткого интервала времени по сравнению с гранитоидами и бимодальными вулканитами ЦАСП. Однако, полученные автором данные и результаты предыдущих исследований показывают, что щелочно-карбонатитовый магматизм в ЦАСП проявлялся в течение относительно длительного периода, около 20 млн лет.
Минералого-петрологическая и изотопно-геохимическая характеристика пород комплекса Мушугай-Худук
Меланократовые эффузивы комплекса (флогопитовые меланефелиниты) – это тонкозернистые порфировые породы, содержащие до 20 % вкрапленников. Порфировые вкрапленники представлены лейстами зонального Ba-флогопита, кристаллами диопсида и фторапатита. Основная тонкозернистая масса флогопитовых меланефелинитов сложена флогопитом, диопсидом, нефелином и калиевым полевым шпатом, с акцессорными гранатом, целестином, магнетитом и титанитом. Флогопитовые меланефелиниты содержат карбонатные

глобули овальной или округлой формы (размером до 3 см), состоящие из кальцита, калиевого полевого шпата, Ba-флогопита и флюорита. Во вкрапленниках флогопита наблюдается увеличение содержаний BaO от 1.8 до 5.6 мас.%. Шонкиниты – это мелкозернистые порфировые породы, содержащие до 30-40 % вкрапленников калиевого полевого шпата, флогопита, магнетита и апатита. Акцессорные минералы шонкинитов: титанит, кальцит, флюорит и гранат. Основная масса сложена флогопит-КПШ-альбитовым агрегатом. Щелочные сиениты комплекса Мушугай-Худук сложены калиевым полевым шпатом, флогопитом и диопсидом. Акцессорные фазы представлены фторапатитом, титанитом, рутилом, магнетитом и цирконом.
Эффузивные породы основного и среднего составов (фонотефриты-трахиты) отличаются друг от друга незначительными вариациями в количественном соотношении породообразующих минералов и структурно-текстурными особенностями. Фонотефриты и трахиты имеют порфировую, реже афировую структуру. Порфировые вкрапленники как фонотефритов, так и трахитов, представлены калиевым полевым шпатом, флогопитом и апатитом. В отличие от трахитов, в фонотефритах среди вкрапленников присутствует диопсид. Основная масса фонотефритов и трахитов сложена КПШ-альбитовым агрегатом с акцессорными магнетитом, титанитом, кальцитом, рутилом и скаполитом.
Магнетит-апатитовые породы (МА) – имеют массивную текстуру. Модальные пропорции апатита и магнетита, которые совместно составляют около 90 % породы, значительно различаются от одного обнажения к другому. Иногда в породе присутствует флогопит. Апатит выполняет интерстиции между зернами магнетита и флогопита. Главные породообразующие минералы карбонатитов – кальцит, флюорит, реже КПШ, барит и целестин. Акцессорные минералы карбонатитов: фторапатит, доломит, монацит-Ce, кварц и фторкарбонаты РЗЭ (бастнезит-Ce и паризит-Ce). Флюоритовые породы широко распространены на всей исследуемой территории и состоят из флюорит-кальцитовых, кварц-флюоритовых и флюорит- апатит-целестиновых разностей (Redina et al., 2020).
Вулканические и субвулканические силикатные породы комплекса содержат от 41 до 68 мас.% SiO2, и на диаграмме TAS они ложатся в поля от базанитов/тефритов до трахитов. Отмечается некоторая дискретность между флогопитовыми меланефелинитами и остальными силикатными породами комплекса (рис. 3а). Все силикатные породы (кроме некоторых образцов флогопитовых меланефелинитов) относятся к шошонитовой до калиевой серии (K2O> 3.55 мас.%) (рис. 3б). Более высокие значения Mg#, Ni и Cr в меланефелинитах по сравнению с другими щелочными силикатными породами комплекса Мушугай-Худук могут свидетельствовать о том, что флогопитовые меланефелиниты являются наименее дифференцированными породами комплекса, то есть наиболее близкими по геохимическим и изотопным характеристикам к первичным расплавам. Поведение основных компонентов и

микроэлементов, несмотря на незначительную дискретность между флогопитовыми меланефелинитами и другими щелочными силикатными породами комплекса, указывает на то, что щелочные силикатные породы комплекса могли образоваться в результате дифференциации щелочно-ультраосновного родительского расплава с ранним осаждением клинопироксена, апатита и флогопита.
Нормированные к хондриту графики распределения РЗЭ в щелочных силикатных породах комплекса показывают резко наклонные к тяжелым РЗЭ кривые, что объясняется обогащением всех типов силикатных пород легкими РЗЭ (рис. 4а). Флогопитовые меланефелиниты содержат более высокие общие концентрации РЗЭ относительно остальных типов силикатных пород. Подобное снижение концентраций РЗЭ от ультраосновных пород до поздних щелочных сиенитов наблюдается во многих щелочных карбонатитовых комплексах мира (Олдоиньо-Лингаи (Dawson et al., 1995), массивы Кольской щелочной провинции (Arzamastsev and Arzamastseva, 2013), Белая Зима (Doroshkevich et al., 2017), породы Маймеча-Котуйской провинции (Егоров, 1991, 1992) и другие). Такое поведение РЗЭ можно объяснить разделением силикатной и карбонатной магм на стадии кристаллизации меланефелинитов. Это подтверждается и присутствием карбонатных глобул во флогопитовых меланефелинитах, а также данными изучения расплавных включений (Андреева, 2000) и особенностями поведения микроэлементов в минералах. В частности, наблюдается падение содержаний бария во флогопите и стронция в апатите шонкинитов- фонотефритов и щелочных сиенитов-трахитов по сравнению с флогопитовыми меланефелинитами. Подобное поведение элементов в минералах при силикатно-карбонатной несмесимости было отмечено и другими исследователями (Рокосова, 2014; Чайка и Изох, 2019).
Флогопитовые меланефелиниты, фонотефриты и шонкиниты демонстрируют схожее поведение литофильных и высокозарядных элементов на диаграммах содержаний редких и редкоземельных элементов, нормированных к примитивной мантии (PM) (рис. 4б). Графики характеризуются четко выраженными минимумами Nb, Ta, Zr, Hf и Ti относительно соседних элементов. Щелочные сиениты и трахиты, по сравнению с ультраосновными и основными породами комплекса, имеют более высокие значения Th, U, Zr, Hf и Pb и более низкие Sr, Ba и Ti.
Графики, нормированных к хондриту РЗЭ для магнетит-апатитовых пород и карбонатитов имеют сильно наклонные по направлению к тяжелым РЗЭ кривые, что связано с обогащением этих пород легкими РЗЭ. Для магнетит-апатитовых пород и карбонатитов отмечается слабая отрицательная Eu (рис. 4в). На диаграмме, нормированных к примитивной мантии редких элементов, магнетит-апатитовые породы и карбонатиты показывают значительное истощение высокозарядными элементами, обогащение легкими РЗЭ, U и Ba (рис. 4г). Карбонатиты имеют положительные пики Ba и Pb в отличие от магнетит-апатитовых пород.

Породы комплекса Мушугай-Худук характеризуются вариациями первичных отношений 87Sr/86Sr(I) – 0.70532 и 0.70614 и укладываются в диапазон значений ƐNd(t) между (-1.23) и 1.25 (рис. 5). Флогопитовые меланефелиниты отличаются от других пород комплекса наименее радиогенными Sr и максимальными ƐNd(t) значениями, что может отражать неоднородность первичного мантийного источника, в котором флогопитовые меланефелиниты представляют наиболее деплетированный компонент, а остальные породы – более обогащенный компонент.
Еще одной особенностью щелочных силикатных пород комплекса Мушугай-Худук является их обогащение Ba, Sr и LREE и обеднение Nb, Ta, Zr, Hf и Ti (Nikolenko et al., 2020a). Такие геохимические характеристики типичны для магм, сгенерированных из источника, содержащего субдуцированный материал или подверженного коровой контаминации (например, Foley et al., 1987; Ringwood, 1990). Рассчитанный тренд контаминации (рис. 6а) был построен с использованием Nd и Sr изотопных составов флогопитового меланефелинита (как возможного продукта исходной, наименее контаминированной родительской магмы) и позднепалеозойских биотитовых гранитов (район Тост, Южная Монголия) (Kozlovsky, 2006) и вмещающих известняков (наши данные), как контаминирующих материалов. Результат моделирования представлен на рисунке 6а, на котором точки Nd и Sr изотопных составов находятся в стороне от рассчитанных трендов контаминации. Таким образом, вариации Nd и Sr изотопных составов пород комплекса не могут быть связаны с взаимодействием с вмещающими известняками и гранитами.
На рисунке 6б щелочные силикатные породы комплекса Мушугай-Худук нанесены на диаграмму Th/Yb vs Ta/Yb (Pearce, 1983), на которой показано, что породы Мушугай-Худук смещены в сторону более высоких соотношений Th/Yb относительно мантийного ряда (mantle array). Обогащение Th по отношению к Та может быть связано либо с контаминацией, либо с вовлечением субдуцированного материала. Хотя эффекты от процессов контаминации и участия субдуцированного материала схожи, наблюдаемые значительно более высокие значения Th/Yb в породах Мушугай-Худук маловероятно связаны с контаминацией. В последнем случае значения Th/Yb и Ta/Yb должны положительно коррелировать с содержанием SiO2 в контаминированной магме. График зависимости Th/Yb от SiO2 показывает, что значения Th/Yb в породах изменяются в результате фракционной кристаллизации, а не в результате контаминации богатых Th пород (рис. 6б, вставка слева). Это наблюдение позволяет сделать вывод, что субпараллельный тренд к мантийному ряду, вероятно, обусловлен фракционной кристаллизацией магмы, содержащей субдуцированный компонент.
Полученные геохимические и изотопно-геохимические характеристики пород комплекса Мушугай-Худук согласуются с геодинамической моделью региона в пределах ЦАСП в мезозое. Этот период характеризуется постепенным завершением Монголо-Охотской субдукции под

Сибирский кратон. Согласно Т.В. Донской, флюиды, извлеченные из субдуцированного слэба метасоматизировали литосферную мантию, и затем в результате воздействием плюма происходило плавление этой метасоматизированной мантии (Donskaya et al., 2013). Монгольско- Забайкальская магматически-активная зона сформировалась в этот промежуток времени и включала в себя Западно-Забайкальскую и Северо-Монгольскую рифтовые зоны, характеризующиеся обширным внутриплитным магматизмом, связанным с деятельностью плюма (например, Kuzmin and Yarmolyuk, 2014).
Рудоносность комплекса Мушугай-Худук
Рудоносные магнетит–апатитовые породы слагают многочисленные дайки и шлировые обособления в щелочных сиенитах, а также формируют два крупных штока. В штоке «г. Верблюд» (рис. 1г) магнетитовые гигантозернистые породы слагают центральную часть штока, по направлению к краевым частям которого магнетитовые породы постепенно становятся магнетит-апатитовыми (появляется апатит), затем апатит-флогопитовыми и, в краевых частях штока, становятся чисто апатитовыми (рис. 1г). Апатитовые породы на контакте с щелочными сиенитами приобретают желтовато-коричневый оттенок и явно выраженную трахитоидную текстуру. В южной части «Апатитового» тела выделяется зона (размером 3*5 м) сильно изменённых гидротермально-проработанных апатитовых пород, имеющих мучнистый облик зеленоватого оттенка (Nikolenko et al., 2018).
Магнетит-апатитовые породы (МА) комплекса претерпели несколько стадий гидротермальных изменений, которые условно были разделены на неизмененные (или слегка измененные) МА породы, и МА породы с явными признаками гидротермального преобразования. Основными минералами магматической ассоциации магнетит-апатитовых пород являются апатит, магнетит, ильменит и флогопит. Минералы гидротермальной стадии: гетит, фосфосидерит, монацит-Се, целестин, рутил, кварц, флюеллит, флюорит, барит, ангидрит и пирит.
Магнетит образует изометричные зерна размером от нескольких мм до 10 см, нередко содержит ильменитовые ламелли, ориентированные по [111]. Магнетит МА пород часто замещается гематитом по краям зерен и вдоль трещин. В наиболее интенсивно измененных МА породах магнетит и гематит практически полностью замещены гётитом. Флогопит наблюдается в виде крупных лейст размером до 20 см, обычно встречается в ассоциации с апатитом.
Апатит неизмененных МА пород относится по составу к фторапатиту, для него характерны содержания до 4.5 мас.% РЗЭ, до 1.8 мас.% SO3 и до 0.5 мас.% SrO. Часто минерал содержит включения монацита-Ce и, в случае интенсивной гидротермальной проработки, монацит-Се образует сеть мелких прожилок вдоль трещин и краевых частей зерен апатита (рис.

7а). Апатит в обратно-рассеянных электронах имеет пятнистую неоднородную зональность, обусловленную изменениями соотношений примесных компонентов, где темные зоны содержат меньшее количество легких РЗЭ по сравнению с темными зонами (рис. 7б). Это наблюдение согласуется с экспериментальными данными (Harlov et al., 2003), которые подтверждают, что перераспределение РЗЭ в апатите связано с воздействием гидротермальных флюидов.
Апатит измененных МА пород имеет более высокие содержания легких РЗЭ (до 15 мас.%) и SiO2 (до 6.6 мас.%), отмечается и значительное увеличение содержаний SO3 (до 3.3 мас.%). Было выделено как минимум два этапа преобразования минерала: 1) Разложение апатита с образованием ангидрита в ассоциации с монацитом-Се (рис. 7в); 2) Образование по апатиту монацита-Се и фосфосидерита, которые формируют частичные или полные псевдоморфозы (рис. 7г). Монацит-Ce в этих породах характеризуется высоким содержанием SO3 (до 10.0 мас.%), SrO (до 6.5 мас.%) и CaO (до 5.5 мас.%). Изменение апатита этого этапа отображено следующими химическими реакциями:
Ca5(PO4)3F + 5SO42- + 5nH2O → 3PO43- + 5CaSO4*nH2O↓ + F- Fe2O3 + 3H2SO4 = Fe2(SO4)3 + 3H2O
Fe2(SO4)3 + 2PO43- + 2H2O → 2FePO4*H2O↓ + 3SO42-
Высокая химическая активность серы в гидротермальном растворе приводила к растворению апатита и образованию фосфат- и фтор-ионов. Ионы фтора могут связываться с кальцием и образовывать флюорит. Магнетит замещается гематитом, часть которого при взаимодействии с агрессивным сульфат-ионом образует нестабильную растворимую соль, которая затем выпадает в виде фосфосидерита (Nikolenko et al., 2018).
Полученные автором данные о расплавных включениях в апатите из магнетит-апатитовых пород свидетельствуют о том, что МА породы кристаллизовались на последних этапах магматической деятельности при температурах 850-830 °C и образовывались из солевого расплава с высоким содержанием фосфатов и сульфатов. Последующая эволюция солевого расплава привела к образованию существенно карбонат-(фторид)-сульфатных рассол- расплавных комплексов при температурах 580-500 °С. Такие рассол-расплавы, вероятно, были ответственны за образование F-Ba-Sr-REEs минерализации. При гидротермальных температурах 500-250 °C сульфат-ион действовал как сильный окислитель, поэтому гидротермально- метасоматическое изменение апатита под воздействием SO42- -лиганды проявилось в образовании ангидрита, барита, целестина и монацита-Cе, обогащенного SO3.
Геохимической особенностью составов апатитов из неизмененных МА пород является их обогащение легкими РЗЭ, а графики нормированных к хондриту содержаний РЗЭ имеют крутой

наклон к тяжелым редкоземельным элементам (с La/Yb отношением 145-150) и демонстрируют отрицательную Eu аномалию с Eu*/Eu от 0.49 до 0.63 (рис. 8) (Nikolenko et al., 2018). Конфигурация РЗЭ в апатитах из неизменённых МА схожа с таковой в апатитах из щелочных сиенитов, что может подтвердить их геохимическое родство (рис. 8). Напротив, апатиты из гидротермально-измененных магнетит-апатитовых пород характеризуются увеличением легких РЗЭ (La/Yb отношение до 250) и исчезновением отрицательной Eu аномалии. Это может быть связано с привносом большого количества РЗЭ с гидротермальными растворами из источника, который не испытывал фракционирование полевого шпата. Возможным источником РЗЭ могут быть вмещающие известняки, карбонатиты, и/или щелочные силикатные породы, например, шонкиниты или флогопитовые меланефелиниты. Однако, в карбонатитах Мушугай-Худук отсутствует значительная РЗЭ минерализация (Баскина и др., 1978; Онтоев и др., 1979; Самойлов, Коваленко, 1983; авторские наблюдения), и, как уже упоминалось выше, вмещающие породы также обеднены РЗЭ. Следовательно, шонкиниты или флогопитовые меланефелиниты, могли являться вероятным источником РЗЭ для просачивающегося гидротермального флюида (Nikolenko et al., 2018).
Изотопный состав кислорода (δ18OSMOW) в апатите из неизмененных МА пород варьирует в пределах от 5.1 до 5.6 ‰ (Nikolenko et al., 2018). Эти значения характерны для мантийных магматических пород (Hoefs, 2015). Однако, измененный апатит МА пород комплекса демонстрирует более высокие значения δ18OSMOW (до 7.5 ‰) по сравнению с неизменным апатитом из этих пород. Такое утяжеление δ18OSMOW, наблюдаемое для измененного апатита, может быть проинтерпретировано как результат постмагматического изотопного обмена с гидротермальными флюидами.
Для воссоздания гидротермальных условий, влияющих на процессы растворения, а также перераспределения макро- и микроэлементов в апатите, автор провела серию гидротермальных экспериментов по растворению фторапатита в реакциях с сульфат- и хлорсодержащими солевыми растворами (Nikolenko et al., 2020b). В экспериментах с La2(SO4)3/H2O фторапатит не претерпел каких-либо изменений состава по сравнению с исходным фторапатитом. Монацит и ангидрит не образуются. Во фторапатите, метасоматизированном солевым раствором FeCl3/H2O, образовались тонкие светлые полосы, умеренно истощенные CaО, SrО и обогащенные SiО2, SО3 и LREE по сравнению с более темными участками (рис. 9а). Монацит и ангидрит не образуются. В экспериментах Fe2O3/H2SO4 во фторапатите появилась пятнистая структура, где темные пятна более обеднены SiО2 и LREE по сравнению со светлыми зонами (рис. 9б). Кубические кристаллы ангидрита образовались вдоль трещин и краевых частей апатитовых зерен. Монацит не образовался. Фаза Fe-Ca-P была обнаружена в виде округлых или удлиненных включений в апатите. В экспериментах La2(SO4)3/H2SO4 монацит и кубические кристаллы ангидрита

образовались вдоль трещин и краевых частей зерен фторапатита. Было найдено одно зерно флюорита, в ассоциации с ангидритом и монацитом (рис. 9 в, г).
Таким образом, проведенные эксперименты показывают, что H2SO4 в гидротермальном флюиде способствует самой высокой реакционной способности, позволяющей формировать новые минеральные фазы во фторапатите во время процессов растворения-переосаждения.
Заключение
На основании полученных геохронологических, минералого-петрографических, петролого-геохимических, изотопно-геохимических и экспериментальных данных, а также с помощью изучения расплавных и флюидных включений, анализа опубликованных научных работ и геологических наблюдений можно сформулировать основные выводы об особенностях петрогенезиса и рудоносности щелочного комплекса Мушугай-Худук:
 В пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса можно выделить три провинции щелочно-карбонатитового магматизма: Западно-Забайкальская, Центрально- Тувинская и Южно-Монгольская (Kuzmin and Yarmolyuk, 2014). Комплекс Мушугай-Худук входит в состав Южно-Монгольской карбонатитовой провинции. Он сложен преимущественно щелочными эффузивными породами: флогопитовыми меланефелинитами, фонотефритами, фонолитами и трахитами, которые прорываются многочисленными штоками и дайками субвулканических интрузивных пород: шонкинитами и щелочными сиенитами. В пределах комплекса широко распространены рудоносные породы, образующие штоки, жилы, дайки и минерализованные брекчии магнетит-апатитовых и флюоритовых пород, а также карбонатитов.
 Щелочные силикатные и магнетит-апатитовые породы комплекса Мушугай-Худук сформировались в интервале 140-133 млн. лет назад синхронно с другими проявлениями позднемезозойского щелочно-карбонатитового магматизма в пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса, интервал их формирования совпадает с пиком бимодальной вулканической и плутонической магматической активности в этом регионе (Nikolenko et al., 2020a).
 Меланократовые эффузивы (меланефелиниты) являются наименее дифференцированными породами комплекса, таким образом, их можно считать близкими по геохимическим и изотопным характеристикам к первичным расплавам. Исходный меланефелинитовый расплав был обогащен щелочами, Sr, Ba, P, CO2, F и S. Это подтверждается не только результатами изучения расплавных включений (Andreeva and Kovalenko, 2003), но также повышенными концентрациями F и S в апатите и флогопите в силикатных породах комплекса и присутствием магматического целестина в меланефелинитах.

 Магнетит-апатитовые породы являются продуктом эволюционировавшего исходного щелочного силикатного расплава и образовались на этапе кристаллизации щелочных сиенитов. Они формировались на последних этапах магматической активности при температурах примерно 850-830 °C из солевого расплава с высоким содержанием фосфора и сульфатной серы. Последующая эволюция солевого расплава привела к образованию карбонат-(фторид)- сульфатных рассол-расплавных комплексов при температурах 580-500 °С, которые могли быть ответственны за образование F-Ba-Sr-REEs минерализации (Nikolenko et al., 2018). Такие рассол- расплавы находились в окисленном состоянии, о чем свидетельствуют образование гематита и высокая активность SO42–лиганды (присутствие многочисленных дочерних фаз ангидрита и целестина, обогащенность серой фосфатов – апатита и монацита). Именно SO42–лиганда способствовала мобильности РЗЭ в комплексе Мушугай-Худук, что было подтверждено в экспериментальных работах автора по устойчивости апатита в гидротермальных растворах (Nikolenko et al., 2020b). Дальнейшая эволюция рассол-расплава при температурах 400-250 °C и активно продолжающемся воздействии сульфатной серы привели к образованию ангидрита, фосфосидерита и монацита-Се, практически полностью замещающих апатит.
 Увеличение концентрации РЗЭ в апатите силикатных пород от шонкинитов до щелочных сиенитов и появление отрицательной Eu аномалии в апатите щелочных сиенитов может быть связано с процессом кристаллизационной дифференциации, отвечающим за фракционирование полевого шпата. Последующее увеличение концентраций РЗЭ в апатите магнетит-апатитовых пород и сохранение отрицательной Eu аномалии подразумевает, что эти породы могут быть продуктами расплава, кристаллизующего щелочные сиениты. Дальнейшее увеличение концентраций РЗЭ в апатите сильно измененных магнетит-апатитовых пород может быть связано с привносом большого количества РЗЭ с гидротермальными растворами из источника, не испытавшего фракционирование полевого шпата. Таким источником могли быть ранние силикатные породы комплекса (например, шонкиниты) (Nikolenko et al., 2018).
 Изотопно-геохимические характеристики пород комплекса Мушугай-Худук могут свидетельствовать о том, что исходные расплавы были сгенерированы из изотопно гетерогенного источника литосферной мантии. Породы комплекса представляют собой продукты магм, образованных в литосферной мантии, на которую воздействовал метасоматический агент, в котором присутствовал субдуцированный компонент. Эти изотопно-геохимические особенности пород согласуются с геодинамической моделью региона в пределах ЦАСП, характеризующейся полным закрытием в раннем меловом периоде Монголо-Охотского океана, и последующим формированием магматически-активной Монгольско-Забайкальской зоны с проявлениями обширного внутриплитного магматизма (Yarmolyuk and Kovalenko, 2003; Mazukabzov et al., 2010; Donskaya et al., 2013; Li et al., 2014; Xiao et al., 2015; 2018; и ссылки в них).