Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

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

ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Количественная характеристика и петрогенетическая интерпретация структуры гранитов Салминского массива (Карелия)"

0034Е50610 На правах рукописи

ПЕТРОВ Дмитрий Анатольевич

КОЛИЧЕСТВЕННАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА И ПЕТРОГЕНЕТИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ СТРУКТУРЫ ГРАНИТОВ САЛМИНСКОГО МАССИВА (КАРЕЛИЯ)

Специальность 25.00.04- Петрология, вулканологии

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

гц ц л тс^р

САНКТ-ПЕТЕРБУРГ 2008

003450610

Работа выполнена в государственном образовательном учреждении высшего профессионального образования Санкт-Петербургском государственном горном институте имени Г.В.Плеханова (техническом университете).

Научный руководитель -

доктор геолого-минералогических наук,

член-корреспондент РАН

Юрий Борисович Марин

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук

Римма Львовна Бродская,

доктор геолого-минералогических наук

Семен Матвеевич Бескин

Ведущее предприятие - Институт геологии Карельского НЦ РАН.

Защита диссертации состоится 17 ноября 2008 г. в 16 ч на заседании диссертационного совета Д 212.224.04 при Санкт-Петербургском государственном горном институте имени Г.В.Плеханова (техническом университете) по адресу: 199106 Санкт-Петербург, 21-я линия, д.2, ауд. 4312.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Санкт-Петербургского государственного горного института.

Автореферат разослан 15 октября 2008 г.

Ученый секретарь диссертационного совета доцент

Ю.Л.ГУЛЬБИН

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность темы. Несмотря на длительную историю изучения крупных гетерогенных плутонов, в том числе, содержащих граниты рапакиви, остаются вопросы, связанные с выделением и типизацией пород отдельных интрузивных фаз и комплексов. Примером таких плутонов может служить Салминский массив в южной Карелии, с которым связана редкометалльная минерализация. Анализ результатов многочисленных исследований Салминского массива показывает необходимость выработки объективных петрографических критериев, позволяющих уверенно типизировать разновидности гранитов, а также характер и степень их постмагматических изменений. В качестве таких критериев, наряду с минеральным и химическим составом, могут быть использованы количественные параметры структуры гранитов. Структурно-текстурные особенности гранитов позволяют оценить условия их формирования, а также провести корреляцию интрузивных фаз и комплексов Салминского плутона с интрузивными фазами и комплексами фанерозойских массивов, с которыми связаны масштабные проявления редкометалльной минерализации.

Цель работы состоит в выявлении и оценке главных параметров структуры гранитов и их использовании при расчленении пород Салминского массива и его аналогов, интерпретации их формационной принадлежности и оценке условий формирования.

Фактический материал и методы исследования. В основу работы положен каменный материал (более 50 крупных штуфов), собранный автором в 2006 году на Салминском массиве, а также из коллекций СПГГИ (ТУ), ИМГРЭ и ВСЕГЕИ. Экспериментальные исследования проводились в лабораториях СПГГИ (ТУ), ВСЕГЕИ, ИГГД РАН, Института минералогии Фрайбергской горной академии (Германия). Изучено более 60 прозрачных шлифов методами оптической микроскопии, количественные параметры структуры и текстуры в 20 образцах гранитов измерены на приборе МИУ-5М (ВСЕГЕИ), а также с помощью методики, предложенной автором, при помощи сканера Epson Perfection 1240 и микроскопа Zeiss АХЮ Imager, оборудованного системой анализа изображения. Для 5 образцов выполнен ренггенофазовый анализ (ФГА, дифрактометр

XRD 300 TT, аналитик Р. Клеберг), полуколичественный микрорентегноспектральный анализ (ФГА, микроанализатор JEOL JXA-640, аналитик У. Кемпе), катодолюминесцентный микроанализ (ФГА, КЛ-микроскоп HC1-LM, аналитик Й. Гётце), рамановский микроанализ (СПГГИ (ТУ), рамановский спектрометр Renishaw InVia Reflex, аналитик M.B. Морозов). Компьютерная обработка полученных данных производилась с применением специализированных программных пакетов VideoTest, FractShopl.O, ImageJ 1.37.

Научная новизна заключается в выявлении количественных параметров структуры пород, которые позволяют надежно разделить граниты Салминского массива по фазовой и формационной принадлежности, а также отражают характер и степень постмагматических преобразований.

Практическая значимость состоит в обосновании методики морфометрического анализа гранитов и типизации структурных разновидностей пород гетерогенных плутонов, в том числе содержащих граниты рапакиви, для более уверенного расчленения этих массивов при картировании.

Достоверность защищаемых положений, выводов и рекомендаций определяется детальными петрографическими наблюдениями, применением комплекса различных методик морфометрического анализа горных пород с использованием новейших компьютерных технологий, а также подробным анализом результатов предыдущих исследований по тематике работы.

Апробация работы. Основные положения диссертационной работы обсуждались на заседаниях кафедры минералогии, кристаллографии и петрографии СПГГИ (ТУ). Отдельные результаты исследований докладывались и получили положительную оценку на научных конференциях «Полезные ископаемые России и их освоение» (Санкт-Петербург, 20052008 гг.), «Молодые - наукам о Земле» (Москва, 2006 и 2008 гг.), «Фёдоровская сессия - 2006» (Санкт-Петербург, 2006 г.), «Актуальные проблемы геологии докембрия, геофизики и геоэкологии» (Санкт-Петербург, 2007 г.), «Математические методы в кристаллографии, минералогии, петрографии» (Апатиты, 2007 г.). Значительная часть изложенных в диссертации материалов вошла в

отчет по проекту № РНП.2.2.2.3.9636 «Изучение особенностей структуры и состава гранитов для реконструкции условий их образования» аналитической ведомственной целевой программы «Развитие научного потенциала высшей школы (2006-2008 гг.)».

Публикации. По теме диссертации опубликовано 8 работ.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения, и содержит 132 страницы, включая 33 рисунка, 11 таблиц. Список литературы содержит 106 наименований. Во введении определены цель и задачи исследования. В первой главе дается общая характеристика Салминского массива и анализируются результаты предшествующих исследований. Во второй главе обосновывается методика количественного анализа структуры изверженных горных пород и приводятся результаты ее применения для гранитов разной формационной принадлежности. В третьей главе проводится структурная типизация разновидностей гранитов Салминского массива на основании указанной методики. Четвертая глава посвящена вопросам связи структурно-текстурных особенностей гранитов массива с условиями их образования. В заключении приведены результаты работы, охарактеризовано ее методическое и практическое значение.

Диссертационная работа выполнена под руководством доктора геолого-минералогических наук, члена-корреспондента РАН Ю.Б. Марина, которому автор выражает глубокую признательность. Автор сердечно благодарит Ю.Л. Гульбина, В.И. Алексеева (СПГТИ), Р.Л. Бродскую (ВСЕГЕИ), С.М. Бескина (ИМГРЭ) за поддержку в выполнении исследований и ценные критические замечания при обсуждении результатов работы. Особую благодарность автор выражает директору Института минералогии Фрайбергской горной академии профессору Г. Хайде (G. Heide), а также сотрудникам ФГА У. Кемпе (U. Кешре), Й. Гётце (J. Götze), Р. Клебергу (R. Kleeberg), А. Рено (A. Renno) за организацию стажировки и проведение исследований. Значительную помощь в проведении лабораторных исследований и обработке результатов оказали М.В. Морозов, Е.Б. Евангулова, Е.С. Кисеева, Е.А. Алсуфьев (СПГГИ), И.В. Бильская, Ю.В. Кобзева, (ВСЕГЕИ), П.Я. Азимов, Д.В. Доливо-Добровольский (ИГГД РАН). Всем им

автор выражает искреннюю благодарность. Исследования были поддержаны грантами Министерства образования и Германской службы академических обменов (РНП.2.2.2.3.9636), РФФИ (06-05-64312-а), Правительства Санкт-Петербурга, АФГИР (БТ-015-02).

Краткая геологическая характеристика Салмннского массива

Салминский массив расположен на северо-восточной окраине протяженного (>2000 км) пояса плутонов гранитов рапакиви, который трассирует западный край Восточно-Европейской платформы. Размеры массива ~100 км в направлении северо-запад -юго-восток и 40 км в направлении северо-восток - юго-запад, т. е. его площадь около 4000 км2. Юго-западная часть массива перекрыта протерозойскими вулканическими и терригенными породами. По гравиметрическим данным Салминский массив представляет собой батолит мощностью от 2-5 км (северо-западная часть) до 10 км (центральная часть), мощность >10 км в южной части объясняется наличием подводящего канала (Бескин и др., 1983; АтеНп е! а1., 1997). Юго-восточная часть (1/3 площади) массива сложена основными и переходными по составу породами (габброноритами, габбро, анортозитами, монцонитами и кварцевыми монцонитами), а остальные 2/3 площади (северо-западная часть) различными гранитами, в том числе и рапакиви. Возраст гранитов различных фаз оценивается в пределах 1541-1530 млн. лет (Ларин, 2008).

Предыдущие исследователи Салминского массива (Свириденко, 1968, 1984; Бескин и др., 1983) выделяют в его северо-западной части три комплекса гранитных пород (рис. 1):

1. Комплекс гранитов рапакиви (выборгиты и питерлиты), занимающий большую часть массива и подразделяющийся на ряд фаз, отличающихся по структурным особенностям;

2. Комплекс равнозернистых биотитовых лейкогранитов, слагающих дугу на севере массива;

3. Комплекс микроклин-альбитовых лейкогранитов с топазом и циннвальдитом, представленных небольшими телами в западной части массива. С гранитами этого комплекса связывается минерализация Кительского месторождения и Питкярантского рудного поля (Хазов, 1973; Никольская, Гордиенко, 1977).

Рис 1. Схематическая геологическая карта Салминского массива (по С.М Бештау и др, 1983)

Условные обозначения 1 - комплекс самых поздних грантов средне- и мелкозернистые микроклин-альбитовые и альбитовые субщелочные граниты с протолитионитом (вне масштаба), 2 - комплекс поздних гранитов-среднезернистые лейкограншы с биотитом, 3,4 — комплекс ранних гранитов 3 - разнозернистые порфировидные биотиговые фанигы, 4 - крупно-среднезернистые порфировидные и ововдные биотиг-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,

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

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.М. Бескиным 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 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 (3x3 см) и штуфы с полированной поверхностью (размер до 10х 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, £ и Б различаются по сочетанию двух величин: статистики распределения зерен кварца £ (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 п измерений расстояний (г) между случайной точкой и ближайшим центром кристалла, умноженные на среднюю плотность кристаллов D и на 271п, распределяются как / с 2п степенями свободы, если кристаллы расположены на плоскости случайно. Для оценки значимости отклонения от случайного распределения используются критические значения распределения / с 2п степенями свободы, рассчитанные для границ «случайное - упорядоченное» £o.os и «случайное - кластерное» ^0.95

X1 = 2 пл£Ы>.

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

Корреляция (Якорр) между размером зерна и расстоянием (центр-центр) до ближайшего соседа значима с доверительной вероятностью 95%, если она превышает критическое значение (/"црт), рассчитанное по числу точек п, 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):

f-л _ Kopp

Kopp ~ ~~ • Крит

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 £ и Ск0рр повышается при увеличении числа измерений п, 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 и ±0,2 для Скорр, что подтверждается измерением нескольких срезов одного и того же образца.

На диаграмме в координатах £ ~ 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 (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 = 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 (^>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 в то время как взятые отдельно порфировые вкрапленники кварца показывают случайное распределение (точка 4 на рис. 2). Соответственно, при близких значениях 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.

Установленные границы на диаграмме являются приблизительными, поскольку поля гранитов А, Б и В частично перекрываются. В особенности это касается гранитов А, которые чаще других подвержены перекристаллизации и метасоматическим изменениям. Примером могут служить частично перекристаллизованные граниты Северного массива, по значению Скорр попадающие в поле гранитов Б (точки 5 и 6 на рис. 2).

////тУА

/

/ Гоаниты Б

9\

Условные обозначения

Ш1 □[> Е°Пэ

1п

V//////////////////////

\13 ^ Граниты ВХ^

11

§

Гр аниты А

•г

04

N

Грзниты Б

\ еээ /

/////////{////ЯУ/?//////////////////////////////////

I

I О 7 ^ \ Л

Граниты В

\ I'

Граниты А

02 оз О 1

800 1000 Рис 2

800 1000 Рис 3

Рис 2 Диаграмма в координатах X ~ Скорр Для кварца гранитов разных массивов и фаз.

Условные обоначения 1 - граниты А (две генерации кварца), 2 - порфировые вкрапленники кварца в гранитах А, 3 - перекристаллизованные граниты /1,4- граниты Б, 5 - граниты В,6~ примерные границы областей гранитов А, Б и В (пояснения в тексте)

Массивы 1,2- Верхнеурмийский (I — главная фаза, 2 - дополнительная фаза), 3-6 - Северный (3 - главная фаза, 4 - только порфировые вкрапленники кварца в том же образце, 5, 6 - перекристаллизованные граниты), 7 - Бентауата (главная фаза), 8 - Кент, 9 - Каркаралы, 10 - Майтас (8-10 - дополнительные фазы), 11, 12 - Этыка, Орловка (11 - главная фаза, 12 - дополнительная), 13 - Абу-Даббаб (главная фаза9), 14 - Майкуль (дополнительная фаза)

Рис 3 Диаграмма в координатахX ~ Сюрр Для кварца гранитов Салминского Образцы 1 - крупнозернистый питерлит, 2, 3 - среднезернистый питерлит, 4 - фат 7 - равнозернистый микроклин-альбитовыи гранит, 8,9- порфировидный ми

[ в координатах х - Скорр для кварца гранитов салминского массива

озернистый питерлит, 2, 3 — среднезернистый питерлит, 4 — гранит-порфир, 5 — биотитовый лейкогранит, 6 - вторичный аляскит по питерлиту, микроклин-альбитовыи гранит, 8,9- порфировидный микроклин-альбитовыи гранит Поля гранитов А, Б и В перенесены с рис 2

Таблица 1. Параметры структуры типичных гранитов А, Б, В

Тип гранита Граниты А Граниты Б Граниты В

Фаза I II I II I II

Массив на рис. 2 1 2 7 9 11 14

Число зерен, п 168 643 305 925 284 417

* 1354 453 594 738 351 496

с ^корр зд 4,8 5,2 8,8 4,2 1,9

£«,, мм 3,36 1,28 2,36 1,57 2,90 1,15

Уь 0,43 0,41 0,35 0,35 0,38 0,29

А 0,74 1,41 0,96 1,09 0,39 1,11

Примечание: 1ср - средний размер зерен, У^ - вариация размеров зерен, А -асимметрия распределения; фаза: I - главная; II - дополнительная.

Для гранитов всех формаций отмечено уменьшение зернистости пород от главной фазы (3-4 мм) к породам дополнительных фаз (12 мм и менее). Степень неравнозернистости, выраженная параметром Уи несколько выше для гранитов типа А. Распределение зерен кварца по размеру во всех гранитах левоасимметричное (показатель асимметрии Л>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).

2. Основные разновидности гранитов Салминского массива по своим структурным характеристикам отвечают: граниты рапакиви (питерлиты) с овоидно-порфировидной структурой -гранитам Л, биотитовые лейкограниты с цепочечно-агрегативным кварцем - гранитам Б, микроклин-альбитовые лейкограниты с гороховидным кварцем - гранитам В.

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 Ка на минералогическом интеграционном устройстве МИУ-5М (в шлифах). В отличие от методов ближайшего соседа или случайной точки, в МИУ-5М расчет величины КА основан не на измерении координат центров зерен одного и того же минерала, а на подсчете частоты контактов между ними. КА = 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. Ад> 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 евкпидовые 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 и Скорр 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).

Изучение породообразующих минералов в основной массе порфировидных гранитов (как с помощью метода случайной точки, так и на приборе МИУ-5М) показало преимущественно случайное распределение зерен кварца, калиевого полевого шпата, плагиоклаза и низкую степень их агрегативности (КА = 0,2-0,6). Высокое значение коэффициента агрегативности (равное или больше единицы) характерно только для кварца и биотита в равнозернистых лейкогранитах, а также для слюды в равнозернистых микроклин-альбитовых гранитах (табл. 2).

Как показали детальные петрографические наблюдения, «безоболочные» овоиды в питерлитах на самом деле обладают оболочкой, только не олигоклазовой (как в «стандартных» рапакиви), а микроклиновой с гранофировыми вростками кварца, причем эта структура является устойчивой независимо от зернистости основной массы и сохраняется даже в измененных разностях. Количество и форма выделения кварца в этой зоне, а также высокое содержания натрия в щелочном полевом шпате (по данным микрозондового анализа), заставляют предполагать относительно быструю кристаллизацию из расплава, близкого к кварц-полевошпатовой эвтектике. Контрастное строение и состав центральной и краевой частей овоидов в питерлитах указывает на существенные отличия условий формирования этих частей. Крупные кристаллы низкоупорядоченного микроклина (центральная часть овоидов) могли кристаллизоваться при относительно высокой температуре на больших глубинах по сравнению с гранофировой оболочкой и основной массой породы.

Таблица 2. Коэффициенты агрегативности КА для мономинеральных пар гранитов Салминского массива._

Порода Коэффициент агрегативности КА

Р1-Р1 тр-тр В^

Среднезернистый питерлит 0,5 0,6 0,2 0,2

Аплит 0,5 0,6 0,5 0,7

Биотитовый лейкогранит 0,5 1,0 0,4 1,7

Порфировидный микроклин-альбитовый гранит 0,4 0,3 0,5 0,9

Равнозернистый микроклин-апьбитовый гранит 0,6 0,8 0,4 1,2

Примечание: Р1 - плагиоклаз, С^г - кварц, КРэр - калиевый полевой шпат, ЕИ - биотит (в микроклин-альбитовых гранитах - циннвальдит). Величины КА для порфировых вкрапленников в таблицу не включены.

3. Граниты раннего комплекса Салминского массива вблизи контакта с более молодыми бнотитовыми лейкогранитамн подверглись значительным постмагматическим изменениям (кремне-калиевому метасоматозу), которые выразились в образовании цепочечных агрегатов кварца, выравнивании зерен по размеру, сглаживании межзеренных границ и приближении их структуры к структуре гранитов Б. Образовавшиеся вторичные аляскиты отличаются от лейкогранитов Б меньшей степенью агрегативности породообразующих минералов и реликтами структуры гранитов рапакиви.

Вторичные аляскиты (аляскитизированные граниты рапакиви) распространены преимущественно в северо-западной части Салминского массива, вблизи контакта раннего комплекса гранитов рапакиви (питерлитов) с более поздними лейкогранитамн. 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 1825% 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.

Сравнение количественных параметров структуры вторичного аляскита с другими породами показало, что на диаграмме в координатах^ - Скорр он попадает в поле гранитов Б, очень близко к лейкогранитам Салминского массива (точка 5 на рис. 3). Извилистость границ кварцевых зерен на уровне 120-250 мкм (по измерению фрактальной размерности) для вторичного аляскита несколько ниже, чем у лейкогранита, но это различие ненамного превышает погрешность измерения. С другой стороны, изучение частоты межзеренных границ на приборе МИУ-5М показало, что в биотитовом лейкограните срастания кварц-кварц встречаются часто (Ка = 1,0), тогда как во вторичном аляските таких срастаний практически нет (Да = 0,2). Это подтверждается и на качественном уровне петрографическими наблюдениями в шлифах. Существующие экспериментальные данные (1кес1а е! а1., 2002) указывают на то, что цепочные агрегаты кварца магматических лейкогранитов и аляскитов (гранитов типа Б) образовались в результате ранней кристаллизации полевых шпатов с последующим «слипанием» (кластеризацией) зерен последних. Кварц в этом случае кристаллизовался из остаточного расплава в оставшемся пространстве, и поэтому его зерна неизбежно граничат друг с другом. При аляскитизации же гранитов рапакиви, скорее всего, происходила собирательная перекристаллизация кварца, с укрупнением зерен, то есть несколько соседних разноразмерных зерен кварца объединялись в одно, не граничащее с другими. Этим

объясняются значения КА, пониженные даже по сравнению с неизмененным питерлитом. Агрегативность же породообразующих минералов в биотитовых лейкогранитах Салминского массива близка к таковой у пород лейкогранит-аляскитовой формации, взятых в качестве эталонов (табл. 3).

Таблица 3. Сравнение агрегативности вторичных аляскитов с гранитами АнБ_

Порода Коэффициент агрегативности КА

Р1-Р1 ОЬгОй тр-ю^р В^

Неизменный питерлит (гранит А) 0,5 0,6 0,2 0,2

Вторичный аляскит по питерлиту 0,2 0,2 0,3 0,0

Биотитовый лейкогранит (гранит Б) 0,5 1,0 0,4 1,7

Эталонный гранит Б 0,5 0,9 0,5 1,0

Примечание: Р1 - плагиоклаз, (^г - кварц, Ю^р - калиевый полевой шпат, В1 - биотит. В качестве эталонного гранита Б измерялся гранит главной фазы массива Бегазы (Казахстан).

Исследование калиевого полевого шпата в гранитах Салминского массива методами рентгенофазового и микрозондового анализа, а также изучение характера катодолюминесценции и рамановских спектров, показало наличие во всех разновидностях гранитов рапакиви как моноклинной (ортоклаз), так и триклинной фазы (микроклин). Соотношения этих двух фаз весьма сложные (одно зерно может состоять из блоков с разной степенью упорядоченности) и их соотношение не обнаруживает однозначной связи с постмагматическими изменениями. В биотитовых лейкогранитах с помощью катодолюминесцентной микроскопии выявлено две генерации метасоматического альбита (замещающих, соответственно, калиевый полевой шпат и олигоклаз). Причиной натриевого метасоматоза могло стать внедрение наиболее молодого в Салминском массиве комплекса микроклин-альбитовых гранитов, подобно тому, как сами лейкограниты послужили причиной аляскитизации гранитов рапакиви.

Заключение

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.

Качественные и количественные исследования структуры гранитов Салминского массива показывают, что она близка к структурам поздне- и посторогенных гранитоидов гранитовой, лейкогранит-аляскитовой и субщелочно-лейкогранитовой формаций. Для двух поздних комплексов это сходство фактически переходит в тождество, что указывает на близость условий кристаллизации протерозойских и фанерозойских гранитоидов в схожей тектонической обстановке. Применяемая комплексная методика количественного анализа и типизации структуры позволила выделить поля физиографических типов гранитов А, Б и В, что дает возможность использовать этот подход для типизации структуры гранитов во вновь изучаемых и картируемых массивах. Сходство гранитов двух поздних комплексов с редкометалльными гранитами Б и В фанерозойских массивов позволяет рассматривать

их как потенциально редкометаллоносные (с оловянно-полиметаллической специализацией).

По теме диссертации опубликованы следующие основные работы:

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.

РИЦСПГТИ. 09.10.2008. 3.446. Т. 100 экз. 199106 Санкт-Петербург, 21-я линия, д.2

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Петров, Дмитрий Анатольевич

Список иллюстраций.

Список таблиц.

Введение.

ГЛАВА 1. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ

ОСОБЕННОСТИ ГРАНИТОВ С А ЛМИНСКОГО МАССИВА.

1.1. Общие черты геологического строения и петрологии массивов рапакиви.

1.2. Геологические и петрографические особенности Салминского массива.

1.3. Петрографическое описание гранитов Салминского массива

1.3.1. Комплекс гранитов рапакиви.

1.3.2. Комплекс биотитовых лейкогранитов.

1.3.3. Комплекс поздних микроклин-альбитовых гранитов.

ГЛАВА 2. ОСНОВЫ МЕТОДИКИ МОРФОМЕТРИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

ГРАНИТОВ.

2.1. Основные методы морфометрического анализа горных пород

2.1.1. Размеры зерен.

2.1.2. Форма зерен.

2.1.3. Пространственное распределение зерен.

2.2. Развитие морфометрического анализа гранитов.

2.3. Морфометрический анализ гранитов разных формаций.

2.3.1. Выбор методов и исходные данные для расчетов.

2.3.2. Вычисляемые морфометрические характеристики.

2.3.3 .Точность и представительность анализа.

2.3.4. Анализ образцов гранитов А, Б, В.

2.4. Дополнительные методики морфометрического анализа.

2.4.1. Анализ формы зерен посредством фрактальной размерности.

2.4.2. Определение коэффициента агрегативности Кд.

ГЛАВА 3. МОРФОМЕТРИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ ГРАНИТОВ САЛМИНСКОГО МАССИВА.

3.1. Анализ формы зерен.

3.2. Анализ пространственного распределения породообразующих минералов.

ГЛАВА 4. ПЕТРОГЕНЕТИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ СТРУКТУРЫ ГРАНИТОВ САЛМИНСКОГО МАССИВА.

4.1. Изучение типоморфизма породообразующих минералов.

4.2. Модель формирования структуры главных типов гранитов Салминского массива.

4.3. Оценка потенциальной рудоносности гранитов Салминского массива.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Количественная характеристика и петрогенетическая интерпретация структуры гранитов Салминского массива (Карелия)"

Несмотря на длительную историю изучения крупных гетерогенных плутонов, в том числе, содержащих граниты рапакиви, остаются вопросы, связанные с выделением и типизацией пород отдельных интрузивных фаз и комплексов. Примером таких плутонов может служить Салминский массив в южной Карелии, с которым связана редкометалльная минерализация. Анализ результатов многочисленных исследований Салминского массива показывает необходимость выработки объективных петрографических критериев, позволяющих уверенно типизировать разновидности гранитов, а также характер и степень их постмагматических изменений. В качестве таких критериев, наряду с минеральным и химическим составом, могут быть использованы количественные параметры структуры гранитов. Структурно-текстурные особенности гранитов позволяют оценить условия их формирования, а также провести корреляцию интрузивных фаз и комплексов Салминского плутона с интрузивными фазами и комплексами фанерозойских массивов, с которыми связаны масштабные проявления редкометалльной минерализации.

Генетическая интерпретация структуры получила развитие и оформилась как самостоятельное направление в составе онтогении минералов - раздела генетической минералогии, изучающего генезис минеральных индивидов и агрегатов. С развитием минералогии и петрографии описательный подход при изучении структур и текстур горных пород перестал отвечать требованиям исследователей. Новый подход, «с мерой и весом» (Жабин, 1979), выразился в появлении методов количественного анализа структуры или морфометрии (в буквальном переводе с греческого — «измерение формы») горных пород. В течение всего XX века, особенно второй его половины, было предложено немало оригинальных и остроумных методик морфометрического анализа, многие из которых стало возможным применить только в наши дни, с появлением мощной вычислительной техники. К сожалению, массовое применение в прикладной петрографии получили пока только наиболее простые из них: измерение содержания минеральных фаз в горной породе (модальный анализ) и размеров минеральных зерен (гранулометрический анализ).

Исходя из вышесказанного, цель данной работы состояла в выявлении и оценке главных параметров структуры гранитов и их использовании при расчленении пород Салминского массива и его аналогов, интерпретации их формационной принадлежности, условий формирования и оценке потенциальной рудоносности.

В ходе работы решались следующие задачи:

1. Разработка методики морфометрического анализа гранитов различных формаций в гетерогенных плутонах;

2. Морфометрический анализ гранитов Салминского массива и их аналогов, с выделением структурных разновидностей;

3. Изучение некоторых особенностей типоморфизма породообразующих минералов Салминского массива для реконструкции условий их формирования.

4. Установление связи предложенных структурных параметров с условиями формирования пород.

Научная новизна работы заключается в выявлении количественных параметров структуры пород, которые позволяют надежно разделить граниты Салминского массива по формационной принадлежности, а также отражают характер и степень их постмагматических преобразований.

Практическая значимость состоит в обосновании методического подхода для морфометрического анализа гранитов и типизации структурных разновидностей пород гетерогенных плутонов, а также в оценке существующих схем расчленения Салминского массива.

Основные положения диссертационной работы обсуждались на заседаниях кафедры минералогии, кристаллографии и петрографии СПГТИ (ТУ). Отдельные результаты исследований докладывались и получили положительную оценку на научных конференциях «Полезные ископаемые

России и их освоение» (СПГГИ, 2005-2008 гг.), «Молодые - наукам о Земле» (Москва, 2006 и 2008 гг.), «Фёдоровская сессия - 2006» (Санкт-Петербург, 2006), «Актуальные проблемы геологии докембрия, геофизики и геоэкологии» (Санкт-Петербург, 2007), «Математические методы в кристаллографии, минералогии, петрографии» (Апатиты, 2007). Значительная часть изложенных в диссертации материалов вошла в отчет по проекту № РНП.2.2.2.3.9636 «Изучение особенностей структуры и состава гранитов для реконструкции условий их образования» аналитической ведомственной целевой программы "Развитие научного потенциала высшей школы (2006-2008 годы)". По теме диссертации в 2005-2008 гг. опубликовано 9 печатных работ.

Благодарности. Диссертационная работа выполнена под руководством доктора геолого-минералогических наук, члена-корреспондента РАН Юрия Борисовича Марина, которому автор выражает глубокую признательность. Автор сердечно благодарит Юрия Леонидовича Гульбина, Виктора Ивановича Алексеева (СПГГИ), Римму Львовну Бродскую (ВСЕГЕИ), Семена Матвеевича Бескина (ИМГРЭ) за поддержку в выполнении исследований и ценные критические замечания при обсуждении результатов работы. Особую благодарность автор выражает директору Института минералогии Фрайбергской горной академии профессору Герхарду Хайде (G. Heide), а также сотрудникам ФГА У. Кемпе (U. Кетре), И. Гётце (J. Götze), Р. Клебергу (R. Kleeberg), А. Рено (А. Renno) за организацию стажировки и проведение исследований. Значительную помощь в проведении лабораторных исследований и обработке результатов оказали М.В. Морозов, Е.Б. Евангулова, Е.С. Кисеева, Е.А. Алсуфьев (СПГГИ), И.В. Бильская, Ю.В. Кобзева, (ВСЕГЕИ), П.Я. Азимов, Д.В. Доливо-Добровольский (ИГГД РАН). Всем им автор выражает искреннюю благодарность. Исследования были поддержаны грантами Министерства образования и Германской службы академических обменов (РНП.2.2.2.3.9636), РФФИ (06-05-64312-а), Правительства Санкт-Петербурга, АФГИР (ST-015-02).

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Петров, Дмитрий Анатольевич

Выводы

Изучение структуры гранитов Салминского массива количественными методами позволило сделать следующие выводы:

1) Главными параметрами для дискриминации гранитов разных комплексов являются различные коэффициенты агрегативности крупнозернистого кварца: Я, х и Кл, причем их параллельное использование существенно повышает точность и информативность анализа;

2) Основные разновидности гранитов Салминского массива по своим структурным характеристикам отвечают: граниты рапакиви (питерлиты) с овоидно-порфировидной структурой, случайным распределением овоидов полевого шпата и средней агрегативностью крупнозернистого кварца - породам гранитовой формации (гранитам А), биотитовые лейкограниты с высокой степенью агрегативности кварца — гранитам Б, микроклин-альбитовые лейкограниты с низкой агрегативностью «гороховидного» кварца — гранитам В. Если граниты рапакиви занимают несколько обособленную позицию по отношению к «эталонным» гранитам А, то граниты двух поздних комплексов по структуре практически тождественны своим фанерозойским аналогам.

3) Кварц в гранитах, несущих следы метасоматических изменений и перекристаллизации, имеет несколько более гладкие границы, чем в неизмененных разновидностях; однако значимых различий между кварцем разных комплексов и фаз не наблюдается. Вторичные аляскиты, возникшие в результате кремне-калиевого метасоматоза питерлитов, по своей физиографии и значениям коэффициентов Я, %, Скорр близки к биотитовым лейкогранитам (гранитам Б). Главным отличием структуры вторичных аляскитов являются резко пониженные значения коэффициента агрегативности КА для всех породообразующих минералов по сравнению с лейкогранитами.

4) Зерна породообразующих минералов в основной массе порфировидных гранитов (как раннего, так и позднего комплекса) распределяются по случайному закону (распределение Пуассона). При этом наиболее низкую агрегативность (по всем методам) показал калиевый полевой шпат, несколько большую — плагиоклаз и кварц. Распределение порфировых вкрапленников полевого шпата и кварца соответствует случайной, а в некоторых случаях (овоиды в питерлитах) - регулярной модели.

Перечисленные особенности подтверждают возможность применения методики морфометрического анализа для типизации гранитов различной формационной и фазовой принадлежности, и могут быть использованы (совместно с минералогическими и петрохимическими данными) для реконструкции истории их образования.

ГЛАВА 4. ПЕТРОГЕНЕТИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ СТРУКТУРЫ ГРАНИТОВ САЛМИНСКОГО МАССИВА

Поскольку структура и текстура породы является функцией условий ее образования, вполне возможно решить и обратную задачу: реконструировать (хотя бы на качественном уровне) особенности процессов кристаллизации и постмагматических изменений на основании изучения структуры. Разумеется, знание только структурно-текстурных особенностей, даже измеренных количественно, недостаточно для решения этой задачи. Необходимо знание минерального и химического состава породы, типоморфных особенностей породообразующих и акцессорных минералов.

Минералогия и петрохимия массивов рапакиви вообще, и Салминского массива, в частности, рассматривались в большом количестве публикаций (Заварицкий, 1937; Великославинский, 1953, 1978; Свириденко, 1968; Хазов, 1973; Левковский, 1975; Никольская, Гордиенко, 1977; Магматические формации СССР, 1979; АшеНп & а1., 1997; Ларин, 2002, 2008). Поэтому в рамках настоящей работы проводились исследования лишь некоторых свойств минералов гранитов Салминского массива, непосредственно связанных со структурно-текстурными особенностями.

4.1. Изучение типоморфизма породообразующих минералов

Как показывают многочисленные исследования в области петрографии гранитоидов, данные о структуре горных пород могут быть использованы для построения моделей кристаллизации только в том случае, когда морфометрический анализ используется в сочетании с другими методами, дающими сведения о внутреннем строении кристаллов и зерен минералов (1кес1а, 2002; Гульбин, 2004; Уегпоп, 2007). Изучение параметров кристаллической решетки, степени упорядоченности, выявление зональности, неоднородностей и различных дефектов внутри кристалла позволяет восстановить историю его зарождения, роста и изменений. Подобная информация может быть получена, например, методами рентгеновской дифрактометрии (РД) и катодолюминесцентной микроскопии и спектроскопии (ЮТ).

В гранитах Салминского массива наиболее подходящими для подобного анализа минералами являются полевые шпаты (как щелочные, так и плагиоклазы), вариации состава и структуры которых определяются историей их формирования (Марфунин, 1962; Smith, 1974; Валуй, 1979; Караева и др., 1980; Кумеев, 1982). Для определения Al-Si упорядоченности были отобраны полевые шпаты из образцов гранитов раннего комплекса: мелкозернистый питерлит, вторичный аляскит по питерлиту и среднезернистый питерлит. Для образца мелкозернистого питерлита щелочный полевой шпат из порфировых вкрапленников и основной массы анализировались отдельно. Al-Si упорядоченность определялась методом порошка, по схеме, предложенной И.Е. Каменцевым и О.Г. Сметанниковой (Ренгенография., 1983), на основании двух параметров — степени триклинности Ар (величины отклонения калиевых полевых шпатов от моноклинной сингонии) и моноклинной упорядоченности. Моноклинная упорядоченность калиевых полевых шпатов зависит от содержания алюминия в тетраэдрах Т] и Т2 и определяется по положению дифракционных максимумов 060 и 204 (Каменцев, Сметанникова, 1977). Измерения проводились в лаборатории Фрайбергской горной академии (Германия) на рентгеновском дифрактометре XRD 300 ТТ (материал анода -медь, напряжение - 40 кВ, ток — 40 мА, оператор — R. Kleeberg). Результаты представлены в таблице 4.1.

2 Thet» I * ( Sem Ахн 2 1 »ути corut trei)

Рисунок 4.1. Порошковые дифрактограммы щелочных полевых шпатов из гранитов Салминского массива. Сверху вниз: вторичный аляскит по питерлиту, мелкозернистый питерлит (основная масса), мелкозернистый питерлит (вкрапленники), среднезернистый питерлит.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Изучение структуры гранитов Салминского массива, а также ряда других многофазных плутонов, количественными методами позволило сформулировать следующие главные выводы (защищаемые положения):

1. Значения количественных параметров (коэффициентов агрегативности, размера зерен) структуры гранитов 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.

2. Основные разновидности гранитов Салминского массива по своим структурным характеристикам отвечают: граниты рапакиви (питерлиты) с овоидно-порфировидной структурой - гранитам А, биотитовые лейкограниты с цепочечно-агрегативным кварцем - гранитам Б, микроклин-альбитовые лейкограниты с гороховидным кварцем — гранитам В.

3. Граниты раннего комплекса Салминского массива вблизи контакта с более молодыми биотитовыми лейкогранитами подверглись значительным постмагматическим изменениям (кремне-калиевый метасоматоз), которые выразились в образовании цепочечных агрегатов кварца, выравнивании зерен по размеру, сглаживании межзеренных границ и приближении их структуры к структуре гранитов Б. Образовавшиеся вторичные аляскиты отличаются от лейкогранитов Б меньшей степенью агрегативности породообразующих минералов и реликтами структуры гранитов рапакиви.

Применение различных методик морфометрического анализа (различные коэффициенты агрегативности, показатели формы зерен и гранулометрические параметры) обеспечило высокую эффективность определения и типизации структуры гранитов по сравнению с качественным и полуколичественным описанием. Данный методический подход может успешно применяться при массовом изучении гранитов как достаточно экспрессный, простой и не требующий дорогостоящего оборудования и программного обеспечения.

Анализ результатов исследований, а также работ предшественников показывает, что структура гранитов Салминского массива определяется двумя главными факторами — особенностями состава магмы каждого комплекса и историей формирования пород (кристаллизация плюс постмагматические изменения). Для гранитов рапакиви (питерлитов) первого комплекса предполагаются следующие стадии формирования: первая — кристаллизация порфировых вкрапленников (овоидов) на значительной глубине; вторая - подъем расплава с падением давления 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 натровый — в биотитовых лейкогранитах. Все вышеперечисленное говорит в пользу формирования Салминского батолита в результате серии последовательных магматических импульсов, а не дифференциации магмы из одного источника.

Качественные и количественные исследования структуры гранитов Салминского массива показывают, что она близка к структурам поздне- и посторогенных гранитоидов гранитовой, лейкогранит-аляскитовой и субщелочно-лейкогранитовой формаций. Для двух поздних комплексов это сходство фактически переходит в тождество, что указывает на близость условий кристаллизации протерозойских и фанерозойских гранитоидов в схожей тектонической обстановке. Применяемые методы количественного анализа и типизации структуры позволили выделить поля физиографических типов гранитов А, Б и В, что дает возможность использовать этот методический подход для типизации структуры гранитов во вновь изучаемых и картируемых массивах. На основании сходства гранитов двух поздних комплексов с редкометалльными гранитами Б и В фанерозойских массивов сделан вывод об их потенциальной рудоносности: рудная минерализация (оловянно-полиметаллическая) весьма возможна в микроклин-альбитовых гранитах, в меньшей степени - в биотитовых лейкогранитах; граниты рапакиви (питерлиты) сами по себе являются безрудными, но могут играть роль вмещающих пород для наложенной минерализации.

В качестве перспективных направлений дальнейших исследований можно выделить следующие: 1) создание базы данных структур гранитов различных формаций; 2) уточнение возможностей, ограничений и погрешностей применяемых морфометрических методик, их универсализация и модификация для других горных пород; 3) детальное изучение тонких особенностей строения минеральных агрегатов в гранитах рапакиви современными аналитическими методами в контексте связи этих особенностей с историей формирования пород.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Петров, Дмитрий Анатольевич, Санкт-Петербург

1. Алексеев В. И. О происхождении литий-фтористых гранитов Северного массива (Чукотка) // ЗВМО. 2005. № 6. с. 19 30.

2. Бескин С. М. О полигенности редкометалльной минерализации в гранитовых рудномагматических системах / С. М. Бескин, Ю. Б. Марин // ЗВМО. 1998. № 2. С. 41-54.

3. Бескин С. М. Об эволюции редкометалльно-гранитового минерало-и рудогенеза в геологической истории / С. М. Бескин, Ю. Б. Марин // ЗВМО. 2003. № 2. С. 1-14.

4. Бескин С. М. Редкометальные гранитовые формации / С. М. Бескин, В. Н. Ларин, Ю. Б. Марин // Л.: Недра. 1979. 280 с.

5. Бескин С. М. Строение Питкярантского гранитного массива в Северном Приладожье (Карелия) / С. М. Бескин, Э.Н. Лишневский, М.И. Диденко // Изв. АН СССР, Серия геологическая, 1983, № 3. С. 19 26.

6. Бескин С. М. Что же такое «редкометалльный гранит»? (история вопроса, терминология, типы, суждение о генезисе) / С. М. Бескин, Ю. Б. Марин, В. В. Матиас, С. П. Гаврилова // ЗВМО. 1999. № 6. С. 28 -40.

7. Бородина Н. С. Генерации калиевого полевого шпата в гранитоидах / Н. С. Бородина, Г. Б. Ферштатер, Т.А. Осипова // ЗВМО. 1993. № 2. с. 75 -85.

8. Бродская Р. Л. Теория и практика исследования структуры магматических пород / Дис. . докт. геол.-мин. наук в форме научного доклада. Л. ЛГИ. 1991. 48 с.

9. Бродская Р. Л. Формирование и эволюция структуры редкометальных гранитов //Известия ВУЗов. Геология и разведка. 1990, № 8. С. 45-51.

10. Бродская Р. Л. Проблема моделирования внутреннего строения упорядоченных и равновесных минералого-петрографических систем / Р. Л. Бродская, Ю. Б. Марин // ЗВМО. 2001. № 6. С. 1-14.

11. Бузкова Н.Г. Изучение редкометалльных гранитоидов и геологические методы поисков связанных с ними месторождений. Л. «Недра». 1986. 144 с.

12. Валуй Г. П. Полевые шпаты и условия кристаллизации гранитоидов (Прибрежная зона Приморья). М.: Наука. 1979. 147 с.

13. Великославинский Д.А. Петрология Выборгского массива рапакиви. Л. 1953. 142 с.

14. Великославинский Д.А. Салминский плутон / В кн.: Анортозит-рапакиви-гранитная формация Восточно-Европейской платформы / Д.А. Великославинский, А.П. Биркис, O.A. Богатиков и др. // Л.: Наука. 1978. 284 с.

15. Войтеховский Ю.Л. Петрографические метафоры // Уральский геологический журнал. 2002. № 1. с. 21-101.

16. Гульбин Ю. Л. Методы количественного анализа и моделирование структуры минеральных агрегатов. СПб.: СПГГИ (ТУ). 2004. 146 с.

17. Дудкинский Д. В. Литий-фтористые граниты Чукотки и их геохимические особенности / Д. В. Дудкинский, С. В. Ефремов, В. Д. Козлов // ЗВМО. 1998. № 1. с. 393-402.

18. Жабин А. Г. Онтогения минералов. Агрегаты. М.: Наука, 1979. 276 с.

19. Заварицкий А.Н. Петрография Бердяушского плутона. Л. 1937. 406 с.

20. Заварицкий А. Н. Изверженные горные породы. М.: изд-во АН СССР. 1955. 480 с.

21. Зелепугин В. Н. О применении метода селективного окрашивания полевых шпатов / В. Н. Зелепугин // ЗВМО. 1968. № 3. с. 367 371.

22. Златковский В. Морфологическое и генетическое исследование составных частей рапакиви // Записки Минералогического Общества. Сер 2. ч. 9. с. 17-47. 1874.

23. Каменцев И. Е. Определение Al-Si упорядоченности и состава полевых шпатов методом порошка / И. Е. Каменцев, О. Г. Сметанникова. // ЗВМО. 1977. с. 476 481.

24. Каменцев И. Е. Полевые пшаты // Рентгенография основных породообразующих минералов / И. Е. Каменцев, О. Г. Сметанникова // J1. 1983.369 с.

25. Караева З.Г. Типоморфные особенности калиевых полевых шпатов / З.Г. Караева, B.C. Гайдукова, JI.C. Солнцева / «Новые данные о типоморфизме минералов». М. 1980. с. 177-186.

26. Кобзева Ю. В. Количественное изучение строения минеральных агрегатов на основе анализа их комбинаторно-топологического подобия / Ю. В. Кобзева // ЗВМО. 2002. № 6. с. 96 110.

27. Коваленко В.И. Гранитоидные рудообразующие системы / Эндогенные источники рудного вещества. М.: Наука, 1987. С. 59-80.

28. Коваленко В.И. Петрология и геохимия редкометальных гранитоидов. Новосибирск: Наука. 1977. 128 с.

29. Коваленко Н.И. Экспериментальное исследование образования редкометальных литий-фтористых гранитов. М.: Наука. 1979. 152 с.

30. Корницкий А.И. Атомарная плотность и характер границ в рудном агрегате // ЗВМО. 1999. № 4. С.93 97.

31. Кумеев С.С. Полевые шпаты петрогенетические индикаторы. М. Недра. 1982. 206 с.

32. Куприянова И.И. Петрология, геохимия и типоморфные свойства флюорита гранитоидов Салминского плутона, Карелия / И.И. Куприянова, O.A. Кукушкина, Е.П. Шпанов // Петрология. 1995. т.З. №5. С. 537-560.

33. Ларин А.М. Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации: геологическое положение, возраст, источники. — Автореф. докт. дис. СПб. 2008. 49 с.

34. Левковский Р.З. Рапакиви. Л.: «Недра». 1975. 233 с.

35. Лодочников В.Н. К петрологии Воронежской кристаллической глыбы // «Материалы по общей и прикладной геологии». 1927. Вып. 69. 101 с.

36. Магматические формации СССР. В 2 т. Т. 2 / под ред. В.Л. Масайтиса; Л.: Недра. 1979. 280 с.

37. Маракушев A.A. Петрология. М. Изд-во МГУ. 1988. 309 с.

38. Марин Ю. Б. Акцессорные минералы гранитоидных серий оловянных и молибденовых провинций // ЗВМО. 2004. № 6. С. 1-7.

39. Марфунин А.С.Полевые шпаты — фазовые взаимоотношения, оптические свойства, геологическое распределение. М.: ИГЕМ. 1962.

40. Минералогические индикаторы генезиса эндогенных тел / Петровская H.H., Мозгова Ю.С., Бородаев Ю.С. и др. М. Наука, 1987. 231 с.

41. Никольская Ж. Д. Новые данные по геологии и металлогении Салминского массива рапакиви (Карелия) // Труды ВСЕГЕИ. Нов. сер. Т. 230. Л., 1975, с. 52-57.

42. Никольская Ж.Д. Петрология и металлогения гранитоидных формаций Карелии / Ж.Д. Никольская, Л.И. Гордиенко // М. Недра. 1977. 152 с.

43. Петрографический словарь Ф.Ю. Левинсон-Лессинга и Э.А. Струве / под ред. Г.Д. Афанасьева и др./ М. 1963.

44. Половинкина Ю.Ир. Структуры и текстуры изверженных и метаморфических горных пород. Ч. 1. Словарь терминов. М.: «Недра». 1966.

45. Принципы расчленения и картирования гранитоидных интрузий и выделения петролого-металлогенических вариантов гранитоидных серий / Сост.: Г. JI. Добрецов, С. М. Бескин, Ю. Б. Марин, С. А. Лесков; СПб. 2007. 80 с.

46. Свириденко Л. П. Петрология Салминского массива гранитов рапакиви в Карелии. Петрозаводск. 1968. 115 с.

47. Свириденко Л. П. Ультраметаморфизм и гранитообразование протерозойских надочаговых зон южной окраины Фенноскандинавского щита // Мантийные плюмы и металлогения. Материалы международного симпозиума, Петрозаводск-Москва, 2002. с. 204-206.

48. Соболев B.C. Петрология восточной части сложного Коростеньского плутона. Львов. 1947. 140 с.

49. Сырицо В. Ф. Мезозойские гранитоиды Восточного Забайкалья и проблемы редкометального рудообразования. СПб.: Изд-во СпбГУ. 2002. 360 с.

50. Трейвус Е. Б. Анализ теоретических представлений и экспериментальных данных о распределении зерен по размерам в магматических горных породах // ЗВМО, 1998. № 1. с. 110 117.

51. Хазов P.A. Геологические особенности оловянного оруденения Северного Приладожья. Л.: Наука. 1973. 87 с.

52. Хазов Р. А. Рифейский калиевый щелочной магматизм южной части Балтийского щита /Р. А. Хазов, М. Г. Попов, Н. С. Бискэ / СПб.: Наука. 1983. 217с.

53. Шебанов А. Д. Морфология, свойства и генерации кварца в гранитах-рапакиви / А. Д. Шебанов, М. С. Порицкий // ЗВМО. 1993. № 4. С. 77-89.

54. Щербакова Т. Ф. О происхождении «горохового» кварца в топазсодержащих гранитах Салминского батолита (Приладожье) / Т. Ф. Щербакова, М. Поутиайнен // Изв. ВУЗ. Геология и разведка. 2000. №3. С. 69-78.

55. Шинкарев Н.Ф. К вопросу об образовании гранитов рапакиви / Н.Ф. Шинкарев, Н.Д. Рундквист // ЗВМО. 1986. № 6. С. 643 649.

56. Эволюция докембрийского магматизма (на примере Карелии) / JI. П. Свириденко и др., JI. Наука, 1984. 253 с.

57. Amelin Yu. V. Chronology of multiphase emplacement of the Salmi rapakivi granite-anorthosite complex, Baltic Shield: implications for magmatic evolution / Yu. V. Amelin, A. M. Larin, R. D. Tucker // Contrib. Mineral. Petrol. 1997. V. 127. P. 353-368.

58. Bonin B. A-type granites and related rocks: Evolution of a concept, problems and prospects / Lithos. V 79, 2007. P. 1-29

59. Bucklund H.G. The problems of the rapakivi granites // Journal of Petrology. 1938. V.46. № 3. P. 339-396.

60. Candela P. A. A Review of shallow, ore-related granites: textures, volatiles and ore metals // Journal of petrology. 1997. V.38. P.1619 1633.

61. Carlson W. D. The significance of intergranular diffusion to the mechanisms and kinetics of porphyroblast // Contrib. Mineral. Petrol. 1989. V.103.P. 1-24.

62. Cashman К. V. Crystal size distribution in rocks and dynamics of crystallization II: Makaopuhi lava lake / К. V. Cashman, B. D. Marsh // Contrib. Mineral. Petrol. 1988. V.99. P. 292 305.

63. Chappeli B.W. Two contrasting granite types / B.W. Chappell, A.J.R. White//Pacific Geology. V. 8. 1974. p. 173-174.

64. Cherry M. E. The pressure quench formation of rapakivi texture / M. E. Cherry, L. V. Trembath // Contrib. Mineral. Petrol. V. 68. 1978. P.l-6.

65. Dempster T.J. Textural evolutionof the rapakivi granites, South Greenland Sr, O and H isotopic investigations // Contrib. Mineral. Petrol. V.107. P. 459-471.

66. FiinnD. Grain contacts in crystalline rocks // Lithos. 1969. V. 3. 361370.

67. Gates R.M. Petrogenetic significance of perthite // Geological Society of America, Memoir. 1953. V.52. P.55-69.

68. Ginibre C. Crystal zoning as an archive for magma evolution / C. Ginibre, G. Wörner, A. Kronz // Elements. 2007. V. 3, № 4, p. 261-266.

69. Götze J. Cathodoluminescence microscopy and spectroscopy of plagioclases from lunar soil / J.Götze, D. Habermann, U.Kempe, R.D. Neuser, D.K. Richter. //Amer. Miner. 1999.V. 84. P. 1027-1032,

70. Götze J. High-resolution spectrometric analysis of rate earth elements-activated cathodoluminescence in feldspar minerals / J. Götze, D. Habermann, R.D. Neuser, D.K. Richter. // Chemical Geology. 1999. V.153. P. 81-91.

71. Götze J. Origin, spectral characteristics and practical application of the cathodoluminescence (CL) of quartz — a review / J.Götze, M. Plötze, D. Habermann // Mineralogy and petrology. 200I.V. 71. P. 225-250.

72. Götze J. Potential of cathodoluminescence (CL) microscopy and spectroscopy for the analysis of minerals and materials // Anal. Bioanal. Chem. 2002.V.374, p. 703 708.

73. Haapala I. Magmatic and poctmagmatic processes in Tin-mineralized granites: Topaz-bearing leucogranite in the Eurajoki Rapakivi Granite Stock, Finland // Journal of petrology. 1997. V.38. P. 1645 1659.

74. Hirsch D. M. An evaluation of spatial correlation functions in textural analysis of metamorphic rocks. / D. M. Hirsch, R. A. Ketcham, W. D. Carlson // Geological Materials Research. 2000. V2. N.3, P. 1-42.

75. Jerram D. A. The spatial distribution of grains and crystals in rocks. / D. A. Jerram, M. G. Cheadle, R. H. Hunter, M. T. Elliot // Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V.125. P.60 74.

76. Jerram D. A. On the cluster analysis of grains and crystals in rock / D. A. Jerram, M. J. Cheadle // American Mineralogist. 2000. V.85. P. 47 67.

77. Jorge VillarS.E. Near-infrared Raman spectra of terrestrial minerals: relevance for the remote analysis of Martian spectral signatures / S.E. Jorge Villar and H.G.M. Edwards// Vibrational Spectroscopy. 2005. V.39. № l.P. 88-94.

78. Kretz R. Grain-size distribution for certain metamorphic minerals in relation to nucleation and growth // Journal of geology. 1966. V.74. P.147-173.

79. Kretz R. On the spatial distribution of crystals in rocks / R. Kretz // Lithos. 1969. № 2, P. 39-66.

80. Loisell M.C. Characteristic and origin of anorogenic granites / M.C. Loiselle, D.S. Wones //Geological Society of America, Abstracts with Programs. 1979. V.ll. P. 468.

81. MacLellan H. E. The role of quartz crystallization in the development and preservation of igneous texture in granitic rock: Experimental evidence at 1kbar / H. E. MacLellan, L. T. Trembath. // American Mineralogist. 1991. 76. P. 1291-1305.

82. Marsh B. D. Crystal size distribution in rocks and dynamics of crystallization I: Theory / B. D. Marsh // Contributions to mineralogy and petrology. 1988. V.99. P.277 291.

83. Morishita R. A new statistical description of the spatial distribution of minerals in rocks / R. Morishita, M. Obata // The Journal of geology. 1995. V.103. P. 232-240.

84. Nasdala L. Luminescence techniques in Earth Sciences/L. Nasdala, J. Götze, J. M. Hanchar, M. Gaft, M.R. Krbetschek.// EMU Notes in Mineralogy, Vol. 6 (2004), Chapter 2,1-XXX.

85. NekvasilH. Ascent of felsic magmas and formation of rapakivi // American Mineralogist. 1991.V. 76. P. 1270-1290.

86. Ney mark L. A. Pb-Nd-Sr isotopic and geochemical constraints on the origin of the 1.54-1.56 Ga Salmi rapakivi granite-anorthosite batholith (Karelia, Russia) / L. A. Neymark, Yu. V. Amelin, A. M. Larin // Mineral, and Petrol. 1994. V.50. P. 173-193.

87. Popoff B. Über Rapakivi aus Russland // Trav. Soc. St.Peterburg. 1903. V. 31. P. 175-266.

88. Ramo O. T. One hundred years of Rapakivi Granite / O. T. Ramo, I. Haapala // Mineralogy and Petrology. 1995. V. 52. P. 129 185.

89. Slaby E. Feldspar crystallization under magma-mixing condition shown by cathodoluminescence and geochemical modeling — a case study from the Karkonosze pluton (SW Poland) / E. Slaby, J.Götze // Mineralogical Magazine, 2004. V 68 (4). P. 541-557.

90. Smith J.V. Feldspar minerals. 2. Chemical and textural properties. Heidelberg. 1974. 627p.

91. Stefaniak E.A. Molecular and elemental characterisation of mineral particles by means of parallel micro-Raman spectrometry and Scanning Electron Microscopy/Energy Dispersive X-ray Analysis / E.A. Stefaniak, A.

92. Worobiec, S. Potgieter-Vermaak, A. Alsecz, S. Torok and R. Van Grieken // Spectrochimica Acta Part B: Atomic Spectroscopy. 2006. V.61. №7. P. 824830

93. StullR.J. Mantled feldspar and synneusis // American Mineralogist. 1979. V.64.P.514-518.

94. Swanson S. E. Relation of nucleation and crystal-grows rate to the development of granitic textures // American Mineralogist. 1977. V. 62. P. 966978.

95. Swanson S. E. Quartz crystallization in igneous rocks/ S.E. Swanson, P.M. Fenn // American Mineralogist. 1986. V.71. P. 331-342.

96. Vernon R. H. A practical guide to rock microstructure. Cambridge, UK. 2004. 594 c.

97. Vernon R.H. Microstructures of High-grade Metamorphic Rocks at Broken Hill, Australia // Journal of Petrology. 1968. V. 9. №1. P. 1-22.

98. WarkD. A. Origin of mantled (rapakivi) feldspars: experimental evidence of a dissolution- and diffusion-controlled mechanism /D. A. Wark, J. A. Stimac // Contrib. Mineral. Petrol. 1992. V. 111. P. 345 361.

99. White A.J.R. Granitoid types and their distributions in Lachlan Fold Belt, southeastern Australia / A.J.R. White, B.W. Chappell // Circum-Pacific Plutonic Terranes. Geological Society of America, Memoir. 1983. V.159. P.21 -34.

100. Wahl W. Die Gestaine des Wiborger Rapakiwigebietes // Fennia. V.45. № 20. 1925. 127 S.

101. ZehA. Crystal size distribution (CSD) and textural evolution of accessory apatite, titnite and allanite during four stages of metamorphism: an example from the Moine Supergroup, Scotland // Journal of petrology. 2004. V 45. P. 2101-2132.

102. Zeig M. J. Crystal size distribution and scaling laws in the quantification of igneous textures / M. J. Zeig, B. D. Marsh // Journal of petrology. 2002. V 43. p. 85-101.