Количественная характеристика и петрогенетическая интерпретация структуры гранитов Салминского массива (стр. 2 )

Несмотря на многочисленные исследования Салминского массива, границы комплексов (в особенности двух ранних), а также их фазовое и фациальное деление остаются спорными. По мнению (1983), часть гранитов, относимых ко второму комплексу, представляет собой аляскитизированные граниты рапакиви первого комплекса.

Рисунок 1. Геологическая схема Салминского массива (Бескин и др., 1983) с указанием магматических комплексов.

Условные обозначения: 1 - комплекс самых поздних гранитов: средне - и среднемелкозернистые микроклин-альбитовые и альбитовые субщелочные граниты с протолитионитом (вне масштаба); 2 — комплекс поздних гранитов: среднезернистые лейкограниты; 3, 4—комплекс ранних гранитов: 3 — разнозернистые порфировидные биотитовые граниты, 4 — крупно-среднезернистые порфировидные и овоидные биотит-роговообманковые граниты-рапакиви; 5—7— зоны микроклинизации и аляскитизации; 5 — интенсивно, 6—умеренно и 7 — слабо проявленные; 8, 9 — рудопроявления и месторождения: 8 — тантала и ниобия, 9 — олова и полиметаллов; 10— подземный контур гранитов по геофизическим данным.

Защищаемые положения и их обоснование

1. Значения количественных параметров структуры гранитов (коэффициентов агрегативности, размера зерен) закономерно меняются в зависимости от их фазовой и формационной принадлежности. Наиболее важным показателем для дискриминации гранитов разных формаций является коэффициент агрегативности, гранитов разных фаз внутри комплексов – гранулометрический состав.

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 соавторами (1979), на основе анализа большого числа полевых наблюдений:

Граниты А – неравномернозернистые граниты с беспорядочным расположением зерен кварца и полевого шпата, с низкой степенью агрегативности в расположении одноименных минералов;

Граниты Б – равнозернистые граниты с цепочечно-агрегативным расположением субизометричных зерен кварца, когда цепи последних окружают одноразмерные агрегаты и (или реже) одиночные кристаллы полевых шпатов;

Граниты В – равнозернистые граниты с лапчато-агрегативным расположением изометричных зерен кварца, причем близкоразмерные агрегаты последних группируются в полевошпатовой массе на одном и том же расстоянии друг от друга.

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 (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» χ20.05 и «случайное – кластерное» χ20.95:

.

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 (Ккорр) между размером зерна и расстоянием (центр-центр) до ближайшего соседа значима с доверительной вероятностью 95%, если она превышает критическое значение (rкрит), 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» (Скорр):

.

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 Скорр 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 Скорр, что подтверждается измерением нескольких срезов одного и того же образца.

На диаграмме в координатах χ2 - Скорр (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 Скорр 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 Скорр = 5,0.