Вишняковское месторождение

Рис.12. Схематические геолоrические карта и разрез Вишняковского месторождения (по Г.М. Ерёмuну и др., 1980 г.).

1 - нижний протероэой: сублукская серия, часовенская свита, ( метадиабазы, метапорфириты, ортоамфиболиты); 2-3 - интруэивные породы: 2- верхний протерозой, Нерсинский интруэивный комплекс, (дайки диабазов), 3 - нижний протероэой, Саянский интруэивный коммекс (редкометальныe пегматиты); 4-5 - субвулканичес­кие образования нижнего протерозоя: 4 - фельзиты, гранит-порфиры, 5 - метадиабазы, метагаббродиа6азы; 6 - разрывные нарушения (а), геологические контакты (б); 7 - границы между участками месторождения: I - участок Рябиновый, II - участок Юго-Западный; 8 - линия разреза.

Быховский Л.З.; Потанин С.Д.

ГЕОЛОГО-ПРОМЫШЛЕННЫЕ ТИПЫ РЕДКОМЕТАЛЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

Вишняковское пегматитовое поле расположено в Елашском грабене Тагул-Туманшетской подвижной зоны [1], который сложен нижнепротерозойскими осадочно-вулканогенными породами, метаморфизованными в условиях зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций метаморфизма андалузит-силлиманитового типа. В этой структуре находится также Елашско-Тенишетский массив гранитоидов саянского комплекса, считавшийся материнским для редкометалльных пегматитов региона. Возраст гранитоидов Елашско-Тенишетского массива составляет 2120-1960 млн. лет [1], а саянского комлекса по данным В.И.Левицкого и соавторов - 1858 млн. лет [4]. Вблизи пегматитового поля также расположены дайкообразные тела более молодых рапакивиподобных гранитов, выделяемых В.В.Брынцевым [1] в елашский комплекс с возрастом 1780 млн. лет. Пегматитовое поле находится вблизи юго-западного контакта Елашско-Тенишетского массива, но главным фактором, определяющим его положение, является контроль поля зоной влияния двух пересекающихся глубинных разломов северо-западного и северо-восточного простирания. Rb-Sr возраст пегматитов составляет 1490 млн. лет, а зон экзоконтактового изменения амфиболитов около пегматитов - 1480 млн. лет [5].

Вишняковское пегматитовое поле относится к комплексному геохимическому ряду петалитовой подформации [2]. Пегматитовые жилы залегают в ортоамфиболитах и характеризуются пологим залеганием, они образуют жильные серии, отдельные тела в которых имеют протяженность до 2 км при мощности до 12 м. Строение наиболее крупных из них характеризуется асимметричной зональностью. В висячем эндоконтакте наблюдается маломощная оторочка мусковит-кварцевого или альбит-мусковит-кварцевого состава с касситеритом и колумбитом. Ниже следует промежуточная блоковая зона, сложенная блоками калиевого полевого шпата (КПШ) - ортоклаза и микроклина, участками криптозернистого кварц-альбитового (“фарфоровидного”) агрегата с редкими выделениями колумбита, онкозина (агрегата тонкокристаллической слюды, альбита и кварца), редкими блоками неизмененного петалита и обособлениями кварца. Иногда встречаются участки, сложенные параллельно-шестоватым кварц-сподуменовым агрегатом, а также крупнокристаллические выделения эвкриптита. Блоковая зона в наиболее мощных участках жил разделяется на две части, между которыми расположена центральная зона средне- и крупнопластинчатого альбита с гнездами мусковит-кварцевого комплекса и с выделениями манганотанталита, воджинита и микролита. Иногда в центре наблюдается кварцевое ядро и крупные блоки КПШ, между которыми расположены скопления кристаллов воджинита и реже – манганотанталита и микролита. Под кварцевым ядром встречаются участки мелкочешуйчатого светло-розового и светло-зеленого рубидиевого мусковита с обильной танталовой минерализацией – манганотанталитом и воджинитом, содержащим включения микролита и ринерсонита. В лежачем боку пегматитовых жил находится зона мелкопластинчатого альбита. Эта обобщенная схема зональности осложняется значительной неоднородностью строения пегматитовых тел по их простиранию и падению. Участки пегматитов с хорошо выраженной зональностью сменяются блоками, где некоторые из указанных зон могут преобладать, а другие - отсутствовать, или блоками однородного массивного сложения.

Для жильных серий характерна очень резкая дифференциация зон по химическому составу, что наиболее отчетливо характеризуется отношением Na₂O:K₂O, которое изменяется в несколько десятков раз - от близкого к 10 в зоне фарфоровидного тонкозернистого кварц-альбитового агрегата до 0,14 в калишпатовом пегматите блоковой зоны. Содержания SiO₂ и F также варьируют в широких пределах. Наблюдается отчетливое накопление Rb и Cs от внешних зон к внутренней зоне блокового КПШ. Литий накапливается в основном в участках блокового петалита и замещающих его сподумена и эвкриптита, а также в участках, содержащих значительное количество лепидолита. Распределение Ta, Nb и Sn очень неравномерное, накопление Ta и Nb происходит от внешних зон к внутренним, а также в слюдистых участках автометасоматического замещения, где отношение Ta/Nb резко возрастает по сравнению с зонами, кристаллизующимися из расплава. Наиболее высокие содержания Sn характерны для альбит-мусковит-кварцевых оторочек висячего бока жил и автометасоматических слюдистых участков. Главной геохимической спецификой пегматитов поля являются высокие концентрации Ta и Rb.

В пегматитах Вишняковского пегматитового поля наблюдаются все три главных алюмосиликата Li – петалита, сподумена и эвкриптита. При этом в процессе пегматитообразования происходит смена алюмосиликата с пониженным содержанием Li минералами с более высокой его концентрацией (4,3 - 4,7 % Li₂O в петалите, 7,3 - 7,7 % - в сподумене и 10,66 % - в эвкриптите). Петалит является раннемагматическим минералом, а сподумен и эвкриптит образуются на этапе кристаллизации из остаточного расплава. На этом же этапе из флюидизированного расплава кристаллизуются фосфаты Li – литиофилит и монтебразит, содержащие 8,9 % и 9,0 – 9,7 % Li₂O, соответственно.

В петалитовых пегматитах Вишняковского поля наблюдается большое разнообразие ниобий-танталовой минерализации, в которой преобладают разновидности, наиболее обогащенные танталом. Так, тренд изменения состава тантало-ниобатов группы колумбита относительно короток – от манганоколумбита раннемагматического этапа к манганотанталиту позднемагматического и автометасоматического этапов, содержащему до 87,2 % Ta₂O₅. На последних двух этапах кристаллизовались широко распространенный в петалитовых пегматитах этого поля воджинит, а также микролит. Иксиолит характерен только для позднемагматического этапа. Наиболее поздний тантало-ниобат в изученных пегматитах – ринерсонит, кристаллизующийся на автометасоматическом и гидротермальном этапах. Состав воджинита в процессе формирования пегматитов изменяется от ранней Ti-содержащей разновидности к воджиниту с максимальным содержанием Sn, а затем к танталоводжиниту, в котором содержится до 84 % Ta₂O₅. Таким образом, наличие богатых танталовых руд, содержание Ta в которых достигает 0,877 % при отношении Ta/Nb более 30 [6], явилось следствием широкого распространения в пегматитах воджинита с высоким содержанием Ta₂O₅ наряду с резким преобладанием манганотанталита в минералах группы колумбита.

Макагон В.М.

Особенности минерагении Вишняковского поля комплексных петалитовых пегматитов (Восточно-Саянский пегматитовый пояс)

Государственный кадастр месторождений

Дополнительные данные из архива публикаций по наукам о земле

Статья	Смотрите также
Вишняковское месторождение	О ВОЗРАСТЕ ВИШНЯКОВСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ ПЕГМАТИТОВ (ВОСТОЧНЫЙ САЯН): РЕЗУЛЬТАТЫ U PB-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ МАНГАНОТАНТАЛИТА