Количественная характеристика и петрогенетическая интерпретация структуры гранитов Салминского массива (Карелия)

Защищаемые положения и их обоснование

Под морфометрическим анализом горных пород понимается вся совокупность методов количественного анализа структуры и текстуры. Подобные исследования служат как для выделения разновидностей горных пород, так и для реконструкции процессов их образования. Важным этапом в морфометрическом анализе гранитных пород стала разработка схемы классификации гранитов по физиографии (макрооблику), предложенная С.М. Бескиным с соавторами (1979), на основе анализа большого числа полевых наблюдений:

Постепенный перевод указанных качественных параметров (степени неравнозернистости и агрегативности кварца) в количественные начали сами авторы классификации. В качестве меры агрегативности предлагались гистограммы распределения зерен кварца в элементарных одноразмерных отрезках, пересекающих поверхность образца (Бескин и др., 1982). Более детальное исследование с использованием минералогического интеграционного устройства показало, что в ряду гранитов А-Б-В увеличивается коэффициент агрегативности породообразующих минералов, снижается идиоморфизм минеральных индивидов и их неравнозернистость (Бродская, 2001). В работе Ю.Л. Гульбина (2004) для моделирования структуры гранитов была использована модель нерешеточной перколяции (построение перекрывающихся сфер со случайно распределенными радиусами). Полученные модельные структуры (для разной последовательности кристаллизации кварца и полевого шпата) достаточно точно соответствуют физиографии гранитов А, Б и В (Гульбин, 2004).

Предлагаемый в данной работе методический подход базируется на измерении следующих параметров: абсолютного и относительного размера зерен породообразующих минералов, формы (извилистости) межзеренных границ и пространственного распределения минеральных индивидов в породе. Материалом для анализа служат петрографические шлифы большого размера (3×3 см) и штуфы с полированной поверхностью (размер до 10×10 см). Изображения для измерений получаются путем микрофотосъемки на петрографическом микроскопе, оборудованном видеосистемой (при работе со шлифами), или сканированием (при работе с полированной поверхностью), а затем обрабатываются на ПК с помощью программ анализа изображения. Основное внимание при исследованиях уделялось форме и пространственному распределению минеральных зерен, поскольку процедуры измерения этих параметров не являются общепринятыми и обязательными в петрографических исследованиях (в отличие от измерения зернистости пород).

Измерения проводились с помощью нескольких статистических методов: метода ближайшего соседа, метода случайной точки и метода взаимодействия, теоретические основы и примеры применения которых представлены в ряде публикаций (Kretz, 1968; Carlson, 1989; Jerram, 1996; Ikeda et al., 2002). Комплексное применение этих методов позволяет получить более десятка различных количественных параметров структуры пород.

Анализ данных измерения показал, что лучше всего структуры гранитов А, Б и В различаются по сочетанию двух величин: статистики распределения зерен кварца χ² (хи-квадрат) и корреляционной зависимости между размером зерна и расстоянием до ближайшего соседнего зерна того же минерала. Оба эти параметра можно отнести к коэффициентам или показателям агрегативности, поскольку они отражают характер и степень агрегации зерен кварца в граните.

Как показано в работе (Carlson, 1989), средние квадраты (w) от n измерений расстояний (r) между случайной точкой и ближайшим центром кристалла, умноженные на среднюю плотность кристаллов D и на 2πn, распределяются как χ² с 2n степенями свободы, если кристаллы расположены на плоскости случайно. Для оценки значимости отклонения от случайного распределения используются критические значения распределения χ² с 2n степенями свободы, рассчитанные для границ «случайное – упорядоченное» χ²_0.05 и «случайное – кластерное» χ²_0.95:

При расчетах использовалось n = 200, то есть случайному распределению соответствуют рассчитанные значения χ² от 355 до 448. Значения χ² менее 355 отвечают упорядоченному (регулярному) распределению зерен, а значения χ² более 448 – кластерному распределению.

Корреляция (К_корр) между размером зерна и расстоянием (центр-центр) до ближайшего соседа значима с доверительной вероятностью 95%, если она превышает критическое значение (r_крит), рассчитанное по числу точек n, использованных для расчета (то есть по числу зерен). Поскольку в разных образцах количество измеряемых зерен кварца варьирует от 100 до 900, более верным представляется использование частного от деления коэффициента корреляции на критическое значение, которое можно назвать «силой корреляции» (С_корр):

.

Эталонными образцами для измерений служили граниты из хорошо изученных массивов (Бескин и др., 1979; Гульбин, 2004), относящихся к разным формационным типам: гранитовому (тип А) – массивы Верхнеурмийский (Дальний Восток) и Северный (Чукотка); лейкогранит-аляскитовому (тип Б) – массивы Бектауата, Акжайляу, Каркаралы, Кент (Казахстан); субщелочно-лейкогранитовому (тип В) – массивы Этыкинский и Орловский, (Забайкалье), Майкуль (Казахстан), Абу-Дабаб (Египет). Во всех образцах (в полированных срезах) изучалось пространственное распределение макроскопически различимого кварца (то есть зерен размером более 0,3-0,5 мм).

Погрешность измерения линейных величин при сканировании полированных срезов пород равнялась примерно 0,1 мм. Точность расчета статистических параметров χ² и С_корр повышается при увеличении числа измерений n, т.е. числа зерен кварца в изучаемом образце (желательно 100-300 зерен). Изучаемый образец должен максимально полно демонстрировать типичную структуру гранита той или иной магматической фазы (либо фации), то есть обеспечивать представительность анализа. Соблюдение этих требований достигалось за счет тщательного отбора из имеющихся коллекций образцов наибольшего размера (для большей площади анализа) с ненарушенной структурой (то есть без поздних прожилков, трещин и ксенолитов). Для таких образцов погрешность можно оценить приблизительно в 5%, то есть ±15 для χ² и ±0,2 для С_корр, что подтверждается измерением нескольких срезов одного и того же образца.

На диаграмме в координатах χ² - С_корр (рис. 2) нанесены фигуративные точки изученных образцов и, в соответствии с их положением, намечены поля гранитов А, Б и В. Кроме показателей агрегативности, определялись некоторые гранулометрические параметры: средний размер зерен, вариация размера зерен (отношение стандартного отклонения к среднему размеру) и асимметрия распределения зерен по размеру (табл.1).

Граниты субщелочно-лейкогранитовой формации (граниты В), отличаются низкими значениями статистики χ² (от 300 до 500), что соответствует случайному или даже регулярному распределению кварца. Это позволяет отделить поле гранитов В от других полей на диаграмме вертикальной границей, соответствующей границе случайного и кластерного распределения (χ² = 448). Значения С_корр варьируют в пределах 1,5 – 4,5, в зависимости от того, преобладают в структуре одиночные зерна гороховидного кварца или группы из 3-5 зерен.

Породы гранитовой формации (граниты А) и лейкогранит-аляскитовой формации (граниты Б) характеризуются кластерным распределением кварца (χ²>450), но строение самих кластеров различно. В гранитах Б кластеры (цепочки или гнезда) состоят из одноразмерных зерен кварца, непосредственно контактирующих друг с другом, тогда как в гранитах А кварц представлен двумя генерациями: темным кварцем порфировых вкрапленников и мелко-среднезернистым кварцем основной массы. Измеренные вместе, эти две генерации показывают высокие («кластерные») значения χ², в то время как взятые отдельно порфировые вкрапленники кварца показывают случайное распределение (точка 4 на рис. 2). Соответственно, при близких значениях χ² корреляция между размерами зерен и расстоянием до ближайших соседей будет выше в гранитах Б, что и позволяет провести границу между ними и гранитами А горизонтально, по значению С_корр = 5,0.

Для гранитов всех формаций отмечено уменьшение зернистости пород от главной фазы (3-4 мм) к породам дополнительных фаз (1-2 мм и менее). Степень неравнозернистости, выраженная параметром V_L, несколько выше для гранитов типа А. Распределение зерен кварца по размеру во всех гранитах левоасимметричное (показатель асимметрии А>0), варьирующее от логнормального в гранитах А до близкого к нормальному в гранитах В. В гранитах А гранулометрические кривые для кварца, как правило (не всегда), отличаются более вытянутой правой ветвью, за счет небольшого количества порфировых вкрапленников среди более мелкого кварца, что подтверждается и предыдущими исследованиями (Гульбин, 2004).

Граниты раннего комплекса Салминского массива представлены питерлитами – разновидностью гранитов рапакиви, в которой овоиды калиевого полевого шпата, как правило, лишены олигоклазовой оболочки, зато часто содержат гранофировые вростки кварца в краевой части. Среди питерлитов в свою очередь выделяются как минимум две фазы (крупнозернистого и среднезернистого сложения), а также приконтактовая фация с мелкозернистой основной массой и жильная фаза (аплит). По направлению к контактам с более поздними фазами гранитов постепенно меняется состав питерлитов (увеличивается количество кварца и, особенно, калиевого полевого шпата), а их структура постепенно приближается к равнозернистой. Такие измененные разновидности можно определить как вторичные аляскиты.

Следующий по возрасту комплекс представлен равнозернистыми биотитовыми лейкогранитами. В этих породах кварц образует разветвленные цепочки и гнезда вокруг сростков калиевого полевого шпата и кислого плагиоклаза. При изучении лейкогранитов в шлифах, а также методом катодолюминесцентной микроскопии, в них отмечена обширная альбитизация.

Самыми молодыми магматическими образованиями Салминского массива являются микроклин-альбитовые граниты. Среди них можно выделить порфировидную и равнозернистую разновидности, причем в последней присутствуют циннвальдит и топаз, а также метасоматический альбит (как и в биотитовых лейкогранитах). Крупнозернистый кварц во всех микроклин-альбитовых гранитах имеет характерную «гороховидную» форму.

Для всех образцов гранитов были проведены измерения извилистости границ зерен кварца, пространственного распределения крупнозернистого (либо порфировидного) кварца (по полированным образцам), распределения минералов в основной массе породы (по большим петрографическим шлифам). Кроме описанных выше статистических методов, для контроля их результатов применялось определение коэффициента агрегативности К_А на минералогическом интеграционном устройстве МИУ-5М (в шлифах). В отличие от методов ближайшего соседа или случайной точки, в МИУ-5М расчет величины К_А основан не на измерении координат центров зерен одного и того же минерала, а на подсчете частоты контактов между ними. К_А = 0,5 и менее означает, что минеральные индивиды какой-то пары минералов или одного минерала, например, калиевого полевого шпата, практически не образуют общих границ или субагрегатов. К_А≥ 1 имеют те пары минералов, зерна которых дают популяции (или участки гломерозернистой структуры).

Для характеристики формы зерен применялось измерение фрактальной размерности контуров межзеренных границ. По определению, фракталами называют геометрические объекты, размерность которых строго отличается от топологической и принимает дробное значение. Фрактальная размерность является величиной, которая характеризует форму поверхности объекта: для одномерных кривых на плоскости она изменяется от 1 (гладкие евклидовые линии) до 2 (бесконечно извилистые кривые, заполняющие плоскость), выступая мерой извилистости или сложности изучаемого контура (Гульбин, 2004). Измерения фрактальной размерности проводились методом корреляционной функции в программе FractShop 1.0 (разработана на кафедре МКП СПГГИ). Подобная методика ранее успешно применялась автором для характеристики структуры колчеданных руд и прогноза их поведения при дроблении (Петров, Гульбин, 2005). В настоящей работе измерялась форма зерен кварца в граните с различным разрешением измерений (от 30 до 250 мкм), что позволило различать тонкую и грубую извилистость границ.

Измерения извилистости границ кварцевых зерен показали низкие значения фрактальной размерности на уровне разрешения до 50 мкм (около 1,01±0,005), то есть гладкие границы. В диапазоне разрешений 50-250 мкм фрактальная размерность ведет себя неодинаково для разных образцов. Фрактальная размерность увеличивается (от 1,10-1,12 до 1,13-1,14) при переходе от тонкой извилистости к грубой извилистости (то есть от разрешения 50 мкм к разрешению 250 мкм) в образцах, где так или иначе проявлена неравномернозернистая структура: крупнозернистый и среднезернистый питерлит, приконтактовая фация питерлитов, порфировидный микроклин-альбитовый гранит. Напротив, убывание (от 1,10 до 1,06-1,08) или сохранение на прежнем уровне фрактальной размерности характерно для равнозернистых гранитов, с более высокой степенью агрегативности кварца. Более низкие абсолютные значения фрактальной размерности (менее 1,10) отмечены для образцов со следами перекристаллизации, при которой границы зерен «сгладились». Прежде всего, это относится к измененным питерлитам и лейкогранитам второго комплекса. Предположение о перекристаллизации подтверждается наличием в зернах микроклина этих гранитов укрупненных пертитов и даже идиоморфных мелких зерен плагиоклаза.

По значениям структурных параметров χ² и С_корр породы Салминского массива распределяются следующим образом (рис. 3): в поле гранитов А – крупнозернистый и среднезернистый питерлит, а также более ранний гранит-порфир; в поле гранитов Б –биотитовый лейкогранит и вторичный аляскит по питерлитам; в поле гранитов В – микроклин-альбитовые граниты (как порфировидный, так и равнозернистый).

Вторичные аляскиты (аляскитизированные граниты рапакиви) распространены преимущественно в северо-западной части Салминского массива, вблизи контакта раннего комплекса гранитов рапакиви (питерлитов) с более поздними лейкогранитами. Макроскопически порода отличается от неизмененных питерлитов тем, что основная масса в ней уже не разнозернистая (от крупно- до мелкозернистой), а сплошь крупнозернистая с изометричными зернами кварца и относительно идиоморфным калиевым полевым шпатом. По сравнению с неизмененными питерлитами (как средне-, так и крупнозернистыми), содержание плагиоклаза снижается с 18-25% до 10-12%, калиевого полевого шпата – возрастает с 33-40% до 42-43%, кварца – с 36% до 43%. Переход неизмененных питерлитов во вторичные аляскиты плавный, однако в крупных образцах можно найти участки обеих структур. В наиболее полнопроявленных вторичных аляскитах структура приближается к равнозернистой, т.к. размеры зерен основной массы сопоставимы с размерами вкрапленников. Предполагается, что аляскитизация питерлитов вызвана метасоматическим воздействием, сопутствующим внедрению лейкогранитов (Бескин и др., 1983). При этом во вторичных аляскитах часто сохраняются фрагменты структуры рапакиви, а именно – овоидные вкрапленники щелочного полевого шпата с гранофировым кварцем в краевой части.

Структура гранитов Салминского массива определяется двумя главными факторами – особенностями состава магмы каждого комплекса и историей формирования пород (кристаллизацией и постмагматическими изменениями). Для гранитов рапакиви (питерлитов) первого комплекса предполагаются следующие стадии формирования: первая – кристаллизация порфировых вкрапленников (овоидов) на значительной глубине; вторая – подъем расплава с падением давления, температуры и кристаллизацией неравнозернистой основной массы; третья – частичное или полное изменение (кремне-калиевый метасоматоз), с образованием во втором случае аляскитоподобных пород. Кристаллизация биотитовых лейкогранитов второго комплекса и микроклин-альбитовых гранитов третьего комплекса не сопровождалась такой резкой сменой условий, поэтому порфировидная структура для них не столь характерна. Кристаллизующиеся породы каждого последующего комплекса служили причиной и источником постмагматических изменений предыдущего; на это указывает кремне-калиевый метасоматоз в питерлитах, и натриевый – в биотитовых лейкогранитах. Все вышеперечисленное говорит в пользу формирования Салминского батолита в результате серии последовательных магматических импульсов, а не дифференции магмы из одного источника.

1. 
   Использование фрактального анализа для характеристики структуры руд Александринского месторождения (Южный Урал) // Записки Горного Института, т. 159, ч. 1 , 2005. С. 26-28.
   
2. 
   Использование фрактального анализа для характеристики структуры и технологических свойств медно-цинково-колчеданных руд Александринского месторождения // Обогащение руд, 2005, № 2. С. 18-21. (Соавтор: Гульбин Ю.Л.)
   
3. 
   Применение математических методов для характеристики строения минеральных агрегатов // Новые идеи молодежи в науках о Земле. Москва, РГГРУ, 2006. С. 64 - 68
   
4. 
   Количественные параметры и возможная генетическая интерпретация распределения кварца в гранитах // Федоровская сессия 2006. Тезисы докладов международной конференции, СПб., 2006. С. 32 - 34
   
5. 
   Textural investigation of granitic rocks (Salmi massif, Karelia, Russia) // Сборник материалов научного семинара стипендиатов программы «Михаил Ломоносов» 2006/07 года. М., 2007. С. 163-166
   
6. 
   Структурно-текстурные особенности гранитов рапакиви Салминского массива (Северное Приладожье) // Материалы XVIII молодежной научной конференции, посвященной памяти К.О. Кратца. СПб., 2007. С. 93-95.
   
7. 
   Исследование структуры гранитов: статистический подход // Труды III Всероссийской научной школы «Математические методы в кристаллографии, минералогии, петрографии». Апатиты, 2007. С. 138-144 (Соавтор: Корсков Р.В.)
   
8. 
   Типизация гранитов Салминского массива (Северное Приладожье) на основании количественных параметров структуры // Известия вузов, Геология и разведка, 2008, №2. С. 37- 43.