metasomatism.ru

г. Кварц-альбит-микроклиновые метасоматиты

Метасоматиты рассматриваемого типа характеризуются рядом специфических особенностей. В первую очередь отметим их многоминеральность. Продукты наиболее интенсивного преобразования сложены четырехминеральным парагенезисом: кварц, альбит, микроклин и, по крайней мере, какой-либо один из темноцветных минералов. Это противоречит одной из главных тенденций в развитии метасоматических явлений — стремлению к мономипераль-ности. Необычно и сосуществование альбита с микроклином во всех зонах.

Как известно, в условиях интенсивного проявления метасоматических явлений щелочи ведут себя вполне подвижно. В результате между натрием и калием возникает «борьба» за глинозем. В конечных продуктах метасоматического преобразования, как правило, оказывается устойчивым один из глино-вемсодержащих минералов. В зависимости от соотношения активностей калия и патрия в растворе и их абсолютного значения это могут быть альбит, калиевый полевой шпат, мусковит, андалузит и т. д. Одновременное присутствие калиевого полевого шпата и альбита может быть объяснено инертным (в термодинамическом смысле) поведением, по крайней мере, одного из щелочных компонентов. Для [метасоматических процессов это уникальное явление.

Отсутствие четко выраженных тенденций к уменьшению или увеличению содержания кварца оставляет весьма спорным вопрос о том, имеем ли мы дело с процессом щелочного метасоматоза или кислотного выщелачивания.

Все вышеуказанные особенности метасоматитов можно легко объяснить, если рассматривать их как результат незавершенности процесса. В таком случае следовало бы признать, что на изученных объектах внутренние (трех-, двух- и мономинеральные) зоны колонки не получили развития.

Всесторонний анализ литературы, посвященной описываемому типу метасоматитов, убедительно показывает, что сосуществование кварца, альбита и микроклина в зонах наиболее интенсивного метасоматического преобразования является статистически устойчивым признаком. Все исследователи подчеркивают гранитоподобный состав метасоматитов. В целом по валовому составу кварц-альбит-микроклиновые метасоматиты близки к щелочным и суб-щелочным гранитам — граносиенитам (Апельцин, Якушин, 1970; Архангельская, 1973; Гинзбург и др., 1970; Силаев, 1972; Архангельская, Тулохонов, 1970; и др.). В. В. Архангельская и А. И. Гинзбург (1975) на основе сопоставления данных по редкоземельным месторождениям приходят к выводу о необходимости выделения тантало-ниобиевой рудной формации нолевошпатовых метасоматитов, "...характеризующейся существенно альбит-микроклиновым составом пород с подчиненным количеством кварца и постоянным развитием щелочных амфиболов*.

Данные химических анализов метасоматитов полностью подтверждают этот вывод (табл. 9). Особенно представительный материал приведен в работе

В. В. Архангельской и М. И. Тулохонова (1971₃), где собраны результаты анализа более 40 проб вмещающих пород и развитых по ним кварц-альбит-микро-клиповых метасоматитов.

Анализ данных по составу кварц-альбит-микроклиновых метасоматитов Полярного Урала, проведенный Ф. Р. Апельциным и JI. И. Якушипым (1970), позволил им сделать следующий вывод: химический состав пород, несмотря на крайнюю изменчивость структур и текстур, во всех случаях приближается к наиболее легкоплавкой эвтектике щелочного гранита — грапосиенита. Сосуществование кварца, альбита и калишпата четко подтверждено и данными количественно-минеральных подсчетов. Хотя количественные соотношения этих трех минералов варьируют, эти вариации имеют довольно узкие пределы. Это положение наглядпо проиллюстрировано В. С. Кудриным на примере метасоматитов Сибирской платформы,

Многоминеральность метасоматитов подчеркивается и их названиями: гранитоподобные метасоматиты, грапитоподобные щелочные метасоматические породы, редкометальные метасоматиты состава щелочных грантов и др. Наименования, опирающиеся на состав метасоматитов в отношении главных породообразующих минералов, использует В. Н. Собаченко (1975, 1976); он называет эти породы лепидомелан(биотит)-альбит-кварц-микроклиновыми метасоматитами. Как мы увидим далее, формация кварц-альбит-микроклиновых метасоматитов объединяет биотитовую, рибекитовую и эгириновую фации, в связи с чем используемый В. Н. Собаченко термин следует рассматривать как фа-циальный, но не как формационный. Интересно отметить, что отсутствие стремления к мономинеральности характерно также для процессов кремнещелочного метасоматоза магматической стадии, часто называемых метасоматической гранитизацией.

В этом можно усмотреть генетическую близость процессов. По-видимому, растворы, обусловившие формирование кварц-альбит-микроклиновых метасо-

Таблица 9

Химический состав кварц-альбит-мнкроклиновых метасоматитов и замещаемых пород, вес. %

Источник

М. П. Лобанов (1970)

В. В. Аргангельская, М. И. Тулохонов (1971₃)

матитов, по своим характеристикам были достаточно близки к гранитизиру-ющим сквозьмагматическим растворам. Точнее говоря, это те же сквозьмагмати-ческие растворы, но находящиеся на наиболее ранней стадии их послемагматической (постгранитизационной) эволюции, когда степень контрастности химических составов раствор — порода была незначительной.

Тесная связь метасоматитов с процессами гранитизации подчеркивалась многими исследователями. М. П. Лобанов (1970, 1975) считает, что гидро-термально-метаморфогенный раствор формировался в процессе расплавления гнейсового субстрата в связи с развитием гранитизации, мигрировал на более высокие уровни, где и вызывал метасоматическое преобразование пород. По мнению же Ф. Р. Апельцина (1972), напротив, гранитоподобные метасоматиты формировались ниже уровня гранитообразования. В связи с понижением давления под воздействием этих же растворов на более высоких гипсометрических уровнях происходило выплавление гранитных магм. В. С. Кудрин (1972) связывает метасоматоз с воздействием послегранитизационных растворов, участвовавших и эволюционировавших в процессе гранитизации. Последняя точка зрения нам представляется наиболее обоснованной. В петрографических описаниях метасоматитов имеются упоминания о взаимозамещениях между альбитом, микроклином и кварцем, однако они приводят лишь к незначительным изменениям количественных соотношений между минералами, не вызывая уменьшения числа минеральных фаз. Не отмечается также сколько-нибудь отчетливой тенденции к увеличению какого-либо одного минерала за счет другого по мере увеличения интенсивности процесса.

Можно сделать вывод, что состав метасоматозпроизводящих растворов не был строго стабильным в течение всего процесса. Однако отклонения от условий равновесия были несущественными и компенсировались за счет незначительных изменений количественных отношений минералов. Наблюдаемые взаимо-замещения не дают оснований говорить о какой-либо направленности процесса с тенденцией к мономинеральности или к уменьшению числа минеральных фаз. Все сказанное позволяет связывать многоминеральность метасоматитов и сосуществование альбита и микроклина со спецификой метасоматозпроизводящих растворов и рассматривать эти особенности в качестве характерных формационных признаков.

Во всех изученных районах метасоматиты связаны с процессами тектоно-магматической активизации. Возраст их далеко не всегда может считаться доказанным.

Редкометальные метасоматиты бассейна р. Катугин (Олекма-Витимская горная страна) по одним данным имеют возраст 1850–2150 млн. лет (Последовательность образования метасоматитов..., 1973), по другим 1668–1893 млн. лет (Кудрин, 1972_{lt 2}; Архангельская, 1968). Возраст метасоматитов Даванской и Приморской зон Западного Прибайкалья составляет 710–1290 млн. лет (Собаченко, Краснобаев, 1974). По-видимому, можно говорить о довольно широком диапазоне возраста метасоматитов от верхов нижнего протерозоя до верхнего протерозоя. Исключением являются метасоматиты Полярного Урала, связанные с герцинской активизацией верхнепротерозойского фундамента (Апельцин и др., 1967).

Наиболее широко данная формация развита в Восточной Сибири. Большинство публикаций посвящено характеристике тантало-ниобиевого месторождения, расположенного вблизи края Сибирской платформы. Именно на основе данного объекта целесообразно рассмотреть главнейшие формационные особенности метасоматитов описываемого типа. Метасоматиты были обнаружены в 1961 г. JI. Г. Васютиной, а повышенные концентрации в них ниобия установлены в 1963 г. Н. Б. Юсуповым. В дальнейшем они изучались В. В. Архангельской, Ю. В. Быковым, Н. К. Зинепко, В. С. Кудриным, А. В. Силаевым, Б. И. Сурковым, М. И. Тулохоновым, Т. Н. Шурига, JI. Н. Якушиным.

Метасоматиты пространственно приурочены к мощной (километры) ослабленной зоне стыка архейских и нижнепротерозойских структур, для которой характерно широкое развитие процессов гранитизации, дислокационного метаморфизма и магматизма. Эта зона была заложена в нижнем протерозое и сохраняла мобильность на протяжении всей последующей геологической истории (Архангельская, 1968). Вмещающая нижнепротерозойская толща метаморфи-зована в пределах зоны в условиях амфиболитовой фации, а за ее пределами в условиях зеленосланцевой фации (Тулохонов, 1971). В участках наиболее интенсивного метаморфизма широко развиты явления мигматизации и гранитизации.

Метасоматические породы прослежены в полосе протяжением около 10— 12 км при ширине выходов ее на поверхности до 1–1,5 км, где они слагают два разобщенных тела (Восточное и Западное). Тела метасоматитов имеют пластообразную форму и согласное залегание с вмещающими метаморфическими породами.

В. С. Кудрин (1972₂) выделяет две структурно-текстурные разновидности: первая, сформировавшаяся по гранито-гнейсам, имеет лейкократовый состав и слабо выраженную гнейсовидную, близкую к массивной текстуру, характерны порфиробластовые выделения микроклин-пертита; вторая, образованная по мигматитам, парагнейсам и кристаллическим сланцам, характеризуется четкой плоскопараллельной или линейпопарал-лельной ориентировкой темпоцветных минералов и кварца, а также более высоким содержанием темноцветных минералов, сопоставимым со средним содержанием биотита во вмещающих породах.

Метасоматические тела сложены ритмичночереду-ющимися параллельными зонами пород, отличающимися характером темноцветного минерала (рис. 20). Выделяются зоны с лепидомеланом, рибекитом, эгирипом. Промежуточные зоны содержат два цветных минерала: лепидомелан и рибекит или рибекит и эгирин. Из 500–600 м мощности залежи 400 м приходится на долю амфибол-лепидомелановых метасоматитов, 100–150 м — на амфиболовые и 40–45 м на эгирин-амфиболовые и эгириновые (Тулохонов, Архангельская, 1971). Мощность отдельных зон изменяется от нескольких сантиметров до десятков метров. Переход ленидомелановых метасоматитов в рибекитовые, а последних в эгириновые постепенный, прячем мощность переходной зоны сильно варьирует. На глубину отмечается увеличение мощности зон с рибекитом и эгирипом за счет лепидомелановых разновидностей.

Рис. 20. Зональность кварц-альбит-микроклиновых метасоматитов.

Последовательность расположения разновидностей пород, сменяющих друг друга, выдержана в следующем порядке: биотитовые, биотит-амфиболовые, амфиболовые, амфибол-эгириповые, эгириновые. В шлифах устанавливается последовательность замещения темноцветных минералов: биотит лепидомелан рибекит эгирин. Важно подчеркнуть, что закономерность расположения зон строго выдержана. Ни в одном случае не установлено непосредственного замещения лепидомелана эгирином. Между лепидомелансодержащими и эгиринсодержащими метасоматитами обязательно располагается зона рибе-китсодержащих разновидностей. Это указывает на развитие здесь горизонтальной метасоматической зональности.

Данное обстоятельство важно подчеркнуть в связи с тем, что в работах

В. В. Архангельской лепидомелановые, рибекитовые и эгириновые метасоматиты описываются как продукты последовательных стадий, среди которых лепидомелановые наиболее ранние, а эгириновые наиболее поздние. Правда, в одной из статей В. В. Архангельская и М. И. Тулохонов (1971_х) разъясняют, что вышеуказапные разновидности метасоматитов являются зонами, разрастание которых происходит одновременно и что понятие о стадиях отражает развитие одних разновидностей за счет других. Приходится, однако, констатировать, что относить каждую зону метасоматической колонки к определенной

Обобщенная метасоматическая колонка ккарц-альбнт-мпкроклиновых метасоматитов

стадии метасоматического процесса правомочно лишь в отношении топохронной (полиасцендентной) зональности. В данном случае мы имеем дело с типичной синхронной метасоматической колонкой, все зоны которой образованы в единую стадию.

Как отмечалось, устойчивость альбита и микроклина во всех зонах представляет специфическую особенность рассматриваемых метасоматитов и свидетельствует об инертном поведении, по крайней мере, одного из щелочных компонентов. Данные изучения описываемого месторождения дают основания утверждать, что инертным поведением во всех зонах характеризуется калий. На эту особенность процесса обратил внимание В. С. Кудрин (1972 ₄). В качестве аргументов в пользу этой точки зрения приводятся следующие:

а) отсутствие явлений альбитизации калиевого полевого шпата, несмотря на высокую активность и привнос натрия, обусловливающих образование железо-натриевых силикатов и натрийсодержащих фторидов;

б) отсутствие зон анхимономинеральных микроклинитов и альбититов;

в) весьма устойчивое содержание калия в процессе метасоматического изменения пород;

г) реакции минералообразования с участием калия выражались или в перекристаллизации калий-натриевого и калиевого полевого шпата, или в случае замещения лепидомелана рибекитом калий фиксировался в виде калишпата.

Анализ данных по зональности и химическому составу пород позволяет построить метасоматическую колонку (табл. 10). Первые три зоны являются результатом дифференциальной подвижности компонентов и связаны с последовательным переходом во вполне подвижное состояние магния, кальция и натрия. Четвертая зона является дополнительной (Шариков, Омельяненко, 1965); она обусловлена возрастанием концентрации вполне подвижного компонента, в данном случае натрия.

Метасоматические породы внешне напоминают гранито- и сиенито-гнейсы. Они бурые, серые и белые, средне- и крупнонеравномернозернистые мезо- и лейкократовые, часто с кучным расположением темноцветных компонентов. Текстуры пород полосчатые, гпейсовидпые, пятнистые и сетчатые; структуры порфиробластовые, более крупнозернистые, чем у исходных пород, нередко переходящие в пегматоидные.

КЬарц 100 %

Рис. 21. Диаграмма субмодального минерального состава лейкократовой части гранито-гнейсов, гнейсов и метасоматитов. По В. С. Кудрину (1972,).

1 — гранито-гпейсы и гнейсы; г —слабо метасоматически измененные гнейсы и гранито-гнсйсы; 3 — 6 — апо-гранито-гнсйсовые метасоматиты: 3 — с лепидомеланом; 4 — с лспидомеланом и рибекитом, 5 — с рибекитом.

в — с рибекитом и эгирипом

Рис. 22. Измепение химического состава гранито-гпейсов при их метасоматичоском преобразовании. На основе пересчета по ионно-объемпому методу В. А. Рудника. По В. С. Кудрину (1972 ,).

1 — исходные гранито-гнейсы; 2–5 — метасоматиты апогранито-гнейсовые; 2 — с лепидомеланом, з — с лепидомеланом и рибекитом, 4 — с рибекитом, 5 — с рибекитом и эгирипом

Характерная особенность метасоматитов — относительная выдержанность количественных соотношений кварца, микроклина и альбита, что особенно наглядно видно из пересчетов химических анализов на модальный состав (рис. 21). В целом этот вывод подтверждается и результатами количественноминеральных пересчетов М. И. Тулохонова и В. В. Архангельской (табл. 11), хотя эти данные, судя по плохой согласованности с химическими анализами, по-видимому, весьма приближенны.

Таблица 11

Средний химический состав гранито-гнейсов и апограннто-гнейсовых кварц-альбит-микроклиновых метасоматитов. По В. С. Кудрину (1972^

* Цифры в скобках—количество анализов.

Содержание темноцветных минералов в апогранито-гнейсовых метасоматитах 7–10% и в апогнейсово-сланцевых 8–17%. Вариации в количественных соотношениях лейкократовой составляющей породообразующих минералов вполне укладываются в пределы колебаний состава исходных пород. Химический состав метасоматитов по сравнению с исходными породами также меняется незначительно (рис. 22, табл. 12). В связи с этим систематизировать метасоматиты только на химической основе не представляется возможным (Кудрин, Силаев, 1972).

Инертное поведение кремнезема, глинозема, калия и железа во всех зонах и высокая активность вполне подвижного натрия собственно и определяют близость состава метасоматитов к составу исходных пород, так как суммарное содержание этих пяти компонентов составляет около 97% валового химического состава пород. Вынос кальция и магния слабо сказывается на химическом составе пород, так как их содержание в исходных гранито-гнейсах ничтожно мало. Неопределенность состава исходных пород не позволяет произвести точную количественную оценку баланса вещества при метасоматическом преобразовании. Уверенно можно говорить лишь о выносе магния и кальция и привносе щелочей. Судя по данным химических анализов, вывод В. В. Архангельской и М. И. Тулохонова (1971₃) о выносе железа (тем более окиспого) является спорным. Резко возрастает в метасоматитах по сравнению с исходными породами содержание второстепенных компонентов — фтора, тантала, ниобия, циркония, молибдена и др.

Микроскопические наблюдения показывают, что метасоматическое преобразование начинается с перекристаллизации минералов пород. По струк-турно-текстурным признакам и минеральному составу метасоматиты с лепидомеланом еще сходны с кристаллическими сланцами и гнейсами, по которым развиваются, часто паследуют их плойчатость и полосчатость, а иногда и характер зернистости (чередование крупнозернистых мигматитовых и мелкозернистых гнейсовых прослоев). В процессе перекристаллизации, происходящем с привносом щелочей, олигоклаз-андезин и основной олигоклаз метаморфических пород серицитизируются и деанортизируются, превращаясь в кислый олигоклаз и в олигоклаз-альбит (Архангельская, Тулохонов, 1971₂). Микроклип очищается от примесей и становится структурно менее упорядоченным. Биотит укрупняется и сегрегируется. При этом резко возрастает его желези-стость. Так, в слюдах из эндоконтактового ореола метасоматитов общая желе-зистость колеблется от 60 до 83%, а в лепидомелане из метасоматитов она приближается к 100%. Наибольшее укрупнение отмечается в отношении зерен микроклина. В заметных количествах появляются свойственные метасоматитам акцессории — иттрофлюорит, малакон, колумбит, пирохлор, фергусонит, торит, гага ринит.

В рибекитовых метасоматитах структурно-текстурные особенности исходных пород в значительной степени затушевываются, хотя элементы гнейсо-видности еще заметны из-за ориентированного расположения кристаллов амфибола. Более резко проявляются коррозионные взаимоотношения породообразующих минералов, отмечается дальнейшее их укрупнение. Обычны пой-килитовые включения других минералов в порфиробластах микроклина, кварца и рибекита. Очень характерны альбитовые каймы по периферии зерен микроклина, которые В. С. Кудрин (1972 j) рассматривает как результат индивидуализации альбита пертитовых вростков (депертитизация).

Эгириновые и эгирин-рибекитовые метасоматиты сходны по структуре с рибекитовыми разностями. Их структура определяется наличием крупных выделений микроклина, в промежутках между которыми располагаются другие минералы. М. И. Тулохонов и В. В. Архангельская (1971) указывают, что «лапчатый иногда порфиробластический кварц замещает все породообразующие минералы». В то же время данные количественно-минеральных подсчетов и химических анализов тех же исследователей явно противоречат этому выводу. Вероятнее всего вывод о замещении кварцем других минералов сделан на основании коррозионных границ кварца с другими минералами. Однако такие границы возникают и при собирательной перекристаллизации, в процессе которой происходит рост крупных зерен за счет растворения более мелких. Данные количественно-минеральных подсчетов и химических анализов свидетельствуют в пользу точки зрения о собирательной перекристаллизации.

В метасоматитах различных зон установлены жилы (до 1 м) и жилообразные альбититовые, кварц-альбитовые, кварц-полевошпатовые обособления с цирконом и пирохлором, кварцевые жилы с сульфидами, амфиболом, эгирином, сидеритом. Отмечаются также относительно слабо проявленные процессы позднего окварцевания и микроклинизации, наложенные на метасоматиты. Очевидно, их следует рассматривать как сопряженные с кварц-альбит-микро-клиновыми метасоматитами. Некоторые особенности метасоматитов свидетельствуют о значительной роли диффузионного метасоматоза. На это, в частпости, указывают постепенные переходы между метасоматическими зонами и особенно неоднородность состава темноцветных минералов. Как отмечают В. В. Архангельская и М. И. Тулохонов (1971₂), по направлению от периферии к центру возрастает железистость слюд, содержание в них лития и фтора, понижается глиноземистость. В том же направлении отмечается возрастание в амфиболах натрия и калия, уменьшение кальция.

Основная масса тантало-ниобиевого оруденения в данных метасоматитах представлена мелковкрапленными рудами. Несмотря па большие масштабы оруденения они обладают сравнительно невысокими содержаниями полезных компонентов (Кудрин, Кудрина, 1972). Значительно менее распространены сплошные и прожилковые руды, представляющие собой узкие, хотя и протяженные линзовидные или пластообразные зоны, залегающие согласно с элементами кристаллизационной сланцеватости вмещающих пород. Такие руды контролируются зонами внутриминерализационных тектонических подвижек.

Основная масса тантала и ниобия в метасоматитах заключена в тантало-ниобатах, из которых наиболее широко развит пирохлор, а спорадически колумбит, фергусонит, самарскит, приорит. Для тантало-ниобатов характерно относительно высокое содержание в них редких земель (Архангельская, Тулохонов, 1971₂). В среднем отношение Та : Nb в пирохлорах составляет 1 : 13. Все имеющиеся данные указывают на относительно высокую температуру образования метасоматитов. Наиболее вероятен интервал температур 500–600° С. Более поздние ассоциации, сопряженные с метасоматитами, формировались в интервале 500–400° С и даже несколько ниже.

По отношению к метасоматитам описываемой формации в литературе часто используется термин «щелочные метасоматиты». Основанием для этого послужило высокое содержание в породах щелочей, ассоциация альбита с микроклином, щелочным амфиболом и эгирином. Тщательный анализ имеющихся данных позволяет утверждать, что по отношению к рассматриваемым метасоматитам термин «щелочные» не является достаточно обоснованным. Действительно, «щелочными» метасоматиты могут быть названы в случае, если метасоматические реакции направлены таким образом, что щелочность пород повышается, а растворов — понижается. Подобными реакциями, о дно значно¹ свидетельствующими о щелочном характере метасоматоза, являются, например, замещение кварца полевым шпатом, альбита — нефелином и т. д. Такого рода реакции при образовании кварц-альбит-микроклиновых метасоматитов не установлены. Замещение олигоклаза альбитом, лепидомелана — рибекитом и последнего — эгирином, а также устойчивость микроклина свидетельствуют о высокой щелочно-метальности растворов.

Как убедительно показано Д. С. Коржинским (1970), при высокой ще-лочно-метальности могут протекать пе только процессы щелочного метасоматоза, но и кислотного выщелачивания. Действительно, высокая концентрация в растворах натрия и калия не исключает кислотного характера растворов, так как концентрация сильных анионов может быть еще более значительной. Устойчивость во всех зонах кварца отнюдь пе свидетельствует в пользу точки зрения о щелочном характере растворов. Еще меньше оснований относить рассматриваемый метасоматоз к процессам кислотного выщелачивания, о чем свидетельствует отсутствие в метасоматитах таких минералов, как топаз, силикаты алюминия; не отмечается также окварцевания, мусковитизации полевых пшатов и т. д. Можно предположить, что процесс формирования кварц-альбит-микроклиновых метасоматитов по кислотпо-щелочным условиям является переходным между щелочным метасоматозом и кислотным выщелачиванием. Как будет показано далее, в аналогичной обстановке формируется значительная часть редкометальных полевошпатовых метасоматитов, приуроченных к эндоконтактам гранитных массивов.

Таким образом, по отпошеиию к кварц-альбит-микроклиновым метасома-титам термин «щелочные метасоматиты» применять нецелесообразно. Еще более неудачен термин «альбититы»; его следует применять лишь для наименования метасоматитов существенно альбитового состава. Более удачным следует признать термин «калинатровые метасоматиты», который, однако, по отношению к описываемым породам никем не используется.

Несколько отличаются от описанного месторождения метасоматиты Даван-ской и Приморской зон Западного Прибайкалья. Судя по данным М. П. Лобанова (1970) и В. Н. Собаченко (1975, 1976), они соответствуют лепидомелано-вым разновидностям описанного месторождения. Отсутствие рибекита и эги-рина, а также лишь акцессорная минерализация тантало-ниобатов указывают на относительно слабую интенсивность метасоматоза. Существенное развитие здесь получила грейзенизация, сильно осложнившая строение метасоматических тел. Продукты метасоматоза возникают в результате сложной комбинации разновременных процессов кварц-альбит-микроклинового метасоматоза и грейзенизации.

Вышеизложенный материал позволяет говорить о следующих формационных особенностях кварц-альбит-микроклиновых метасоматитов.

1. Геолого-структурные условия локализации метасоматитов, их место в развитии земной коры, связь с процессами гранитизации, отсутствие непосредственной связи с магматическими телами и другие признаки полностью согласуются с таковыми, свойственными семейству формаций полевошпатовых метасоматитов в разломах фундамента.

2. Многоминеральность и сосуществование кварца, альбита и микроклина являются специфическими особенностями метасоматитов.

3. Метасоматическая зональность проявляется в развитии во внешних зонах лепидомелана, в промежуточных — рибекита, во внутренних — эги-рина. Зональность обусловлена последовательным переходом во вполне по-движпое состояние магния и натрия и возрастанием концентрации натрия в растворах по направлению от внешних зон к внутренним.

4. Для формации характерна четкая металлотопическая специализация на ниобий и тантал. Геохимическая специализация выражается в накоплении фтора, циркония, иттрия, молибдена, олова, свинца и др. Наиболее вероятная температура формирования метасоматитов 500–600° С.

5. Эволюция гидротермально-метасоматического процесса выражается в развитии сопряженного окварцевания и микроклинизации, образовании альбитовых, кварц-полевошпатовых и кварцевых прожилков. Эти процессы наложены на кварц-альбит-микроклиновые метасоматиты, проявлены локально и, в целом, не влияют на состав пород.