Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Геологические и петрографические особенности гранитов салминского массива 10
1.1. Общие черты геологического строения и петрологии массивов рапакиви 10
1.2. Геологические и петрографические особенности Салминского массива 15
1.3. Петрографическое описание гранитов Салминского массива . 22
1.3.1. Комплекс гранитов рапакиви 22
1.3.2. Комплекс биотитовых лейкогранитов 34
1.3.3. Комплекс поздних микроклин-альбитовых гранитов 36
Глава 2. Основы методики морфометрического анализа гранитов 40
2.1. Основные методы морфометрического анализа горных пород . 40
2.1.1. Размеры зерен 41
2.1.2. Форма зерен 43
2.1.3. Пространственное распределение зерен 47
2.2. Развитие морфометрического анализа гранитов 49
2.3. Морфометрический анализ гранитов разных формаций 52
2.3.1. Выбор методов и исходные данные для расчетов 52
2.3.2. Вычисляемые морфометрические характеристики 54
2.3.3 .Точность и представительность анализа 61
2.3.4. Анализ образцов гранитов А, Б, В 62
2.4. Дополнительные методики морфометрического анализа 73
2.4.1. Анализ формы зерен посредством фрактальной размерности 73
2.4.2. Определение коэффициента агрегативности Кд 76
Глава 3. Морфометрический анализ гранитов салминского массива 79
3.1. Анализ формы зерен 79
3.2. Анализ пространственного распределения породообразующих минералов 82
Глава 4. Петрогенетическая интерпретация структуры гранитов салминского массива 95
4.1. Изучение типоморфизма породообразующих минералов 95
4.2. Модель формирования структуры главных типов гранитов Салминского массива 104
4.3. Оценка потенциальной рудоносности гранитов Салминского массива 116
Заключение 120
Список литературы 123
- Геологические и петрографические особенности Салминского массива
- Комплекс поздних микроклин-альбитовых гранитов
- Морфометрический анализ гранитов разных формаций
- Анализ пространственного распределения породообразующих минералов
Введение к работе
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 AXIO Imager, оборудованного системой анализа изображения. Для 5 образцов выполнен рентгенофазовый 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 М.В. Морозов). Компьютерная обработка полученных данных производилась с применением специализированных программных пакетов VideoTest, FractShop1.0, 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, 2005-2008 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.
Геологические и петрографические особенности Салминского массива
Салминский массив располагается на северо-восточной окраине протяженного (более 2000 км) пояса протерозойских рапакивисодержащих плутонов, который трассирует западный край Восточно-Европейской платформы. Кроме Салминского, в этот пояс входят Выборгский, Коростеньский, Корсунь-Новомиргородский, Рижский и еще несколько более мелких массивов (Ramo, 1995). Размеры плутона около 100 км в направлении северо-запад — юго-восток и 40 км в направлении северо-восток - юго-запад, то есть занимает площадь около 4000 км2. С востока к нему примыкает плутон Улялеги (Сотярви) площадью около 1000 км , который в настоящее время рассматривается как сателлит Салминского массива (Ларин, 2008). Салминский массив располагается вдоль зоны поднятия между позднеархейскими и раннепротерозойскими блоками, и прорывает позднеархейские гранитоиды и супракрустальные породы Карельского кратона, и раннепротерозойские карбонатные породы, гнейсы и сланцы. Юго-западная часть массива перекрыта позднепротерозойскими 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), в южной части мощность превышает 10 км, что объясняется наличием подводящего канала. Юго-восточная треть массива сложена основными и переходными породами (габбронориты, габбро, анортозиты, монцониты и кварцевые монцониты), а остальные две трети — различными гранитами, в том числе и рапакиви. Как и большинство крупных гранитных плутонов, Салминский массив имеет сложное, гетерогенное строение. Вопрос о количестве составных частей массива, их таксономическом статусе и возрастных отношениях обсуждался в целом ряде статей и монографий как отечественных, так и зарубежных авторов.
Разночтения между авторами касаются в основном северо-западной, «гранитной» части массива, которая также именуется Питкярантско-Туломозёрским (Хазов, 1973) или Питкярантским массивом (Бескин, 1982). В ранних работах (Sahama, 1945; Билибина, 1960) предполагается однородное строение массива, с постепенными переходами между слагающими его петрографическими разновидностями пород (овоидными, равномернозернистыми и порфировидными с мелкозернистой основной массой).
В монографии Л.П. Свириденко (Свириденко, 1968) выделяется пять интрузивных фаз (от древних к молодым): 1) выборгит - крупноовоидный порфировидный гранит; 2) равномернозернистый биотитовый гранит; 3) питерлит - крупноовоидный порфировидный гранит; 4) неравнозернистый, участками порфировидный гранит; 5) крупноовоидный порфировидный гранит с мелкозернистой основной массой. В более поздней работе (1984) Л.П. Свириденко обосновывает статус фаз (1) и (2) как самостоятельных интрузивных комплексов (то есть таксономических единиц рангом выше), поскольку они сопровождаются близкими по составу дайками и малыми интрузиями.
Р.А. Хазов в монографии «Геологические особенности оловянного оруденения Северного Приладожья» (Хазов, 1973) выделяет только три фазы: 1) крупноовоидные порфировидные граниты (фазы 1, 3 и 5 по Л.П. Свириденко); 2) среднезернистые слабопорфировидные, реже равномернозернистые граниты (фаза 2 по Л.П. Свириденко); 3) мелкозернистые, иногда порфировидные, разнозернистые или пегматоидные граниты (фаза 4 по Л.П. Свириденко). С альбитизированными гранитами последней фазы связывается оловянное оруденение. Такая схема расчленения принята и в более поздней работе И.И. Куприяновой с соавторами (Куприянова и др., 1995). Д.А. Великославинский (Великославинский и др., 1978) выделяет 4 фазы, объединяя выборгиты с питерлитами. Согласно схеме Ж.Д. Никольской (Никольская, 1975) в самостоятельный комплекс выделяются амфибол-биотитовые граниты рапакиви (выборгиты, крупнозернистые граниты с единичными овоидами, овоидные граниты с мелкозернистой основной массой). Второй, более поздний комплекс составляют две фазы: биотитовые равнозернистые граниты и лейкократовые альбитовые граниты нескольких разновидностей (в совместной монографии Ж.Д. Никольской и Л.И. Гордиенко (1977) последние также выделены в отдельный комплекс). Сравнение вышеописанных схем расчленения и построенных на их основе карт приводится в статье СМ. Бескина (Бескин и др., 1983).
Комплекс поздних микроклин-альбитовых гранитов
Согласно данным предыдущих исследований (Куприянова и др., 1995, Щербакова, 2000) микроклин-альбитовые граниты образуют небольшие куполообразные и жильные тела на западной окраине Салминского массива, а также в ближайшем экзоконтакте. Для них характерно большое разнообразие структур, присутствуют как порфировидные (с вкрапленниками микроклина), так и равнозернистые разновидности. Поскольку на поверхности породы комплекса практически не обнажены, нельзя сказать относятся ли эти разновидности к различным магматическим фазам или же плавно переходят друг в друга (то есть являются фациями). Характерными особенностями микроклин-альбитовых гранитов являются «гороховидная» форма выделения крупнозернистого кварца, а также присутствие топаза и циннвальдита (традиционно также именуемого «протолитионит»). Порфировидный микроклин-альбитовый гранит. Розовато-серая лейкократовая порода, встречаются как порфировидные разности, так и равнозернистые.
В порфировых вкрапленниках — микроклин и крупнозернистый кварц, часто округлой формы (гороховидный кварц) (рис. 1.8, а). Размер вкрапленников: полевой шпат - до 10 мм, кварц — до 5 мм, насыщенность вкрапленниками неодинакова в различных образцах (от 20-25% до 0-5% в объеме породы). Состав основной массы (размер зерен 0,2-0,5 мм): кварц (35 - 40%), щелочной полевой шпат (19 - 20%), альбит и альбит-олигоклаз (37 — 40 %), слюда (менее 3%). Структура основной массы - гипидиоморфно-зернистая (рис. 1.8, в). Наиболее идиоморфным является альбит. Калиевый полевой шпат и кварц - гипидиоморфные или ксеноморфные. Равнозернистый микроклин-альбитовый . гранит. Лейкократовая (мезократовая - за счет относительно большого количества темной слюды) порода светло-серого цвета. Форма наиболее крупных зерен кварца приближается к гороховидной (рис. 1.8, б). Минеральный состав: кварц - 35%, плагиоклаз - 34%, калиевый полевой пшат - 26%, слюда - 5%, циркон, топаз - отдельные мелкие зерна. Структура гипидиоморфно-зернистая, размер зерен породообразующих минералов - 1-3 мм (рис. 1.8, г). Кварц - гипидиоморфные зерна, изометричные, часто со сглаженными углами (макроскопически - «гороховидный кварц»), блочное строение и минеральные включения встречаются редко. Плагиоклаз - альбит и олигоклаз-альбит (№№ 5-10, редко 15). Идиоморфные прямоугольные зерна, размером от 0.5 до 3 мм, слабо серицитизированы в центральных частях. Мелкие зерна альбита наблюдаются в виде включений в калиевом полевом шпате. Калиевый полевой шпат: микроклин, видимые под микроскопом пертиты отсутствуют, местами заметна микроклиновая решетка. Ксеноморфен по отношению к плагиоклазу и кварцу, с последним границы слабоизвилистые, заметны вторичные изменения. Слюда (циннвальдит) - гипидиоморфные зерна размером до 1,5 мм. По сравнению с биотитом из ранних комплексов, имеет более слабую окраску и низкий показатель преломления. Очень характерны плеохроичные дворики вокруг мелких включений циркона. Топаз - мелкие (около 0,05 мм) короткопризматические кристаллы на контакте плагиоклаза и калиевого полевого шпата (рис. 1.8, д).
Циркон - очень мелкие (0,01-0,02 мм) округлые зерна, чаще всего в срастании с циннвальдитом (рис. 1.8, е). Наблюдаемые изменения минерального состава гранитов Салминского массива при переходе от ранних фаз к поздним достаточно типичны для массивов рапакиви, описанных в литературе. От раннего комплекса к позднему происходит смена биотит-амфиболовых овоидных гранитов биотитовыми редкоовоидными гранитами, затем равнозернистыми биотитовыми лейкогранитами, и, наконец - микроклин-альбитовыми гранитами с топазом и циннвальдитом. Для пород двух первых комплексов характерно преобладание калиевого полевого шпата над плагиоклазом, в наиболее поздних породах соотношение обратное, причем состав плагиоклаза постепенно меняется от олигоклаза до олигоклаз-альбита. Также меняется состав темноцветных минералов - в ранних фазах они представлены биотитом и роговой обманкой, затем - только биотитом, и, наконец, биотит сменяется циннвальдитом. Особенностью структуры рапакиви Салминского массива является очень малое число овоидов с плагиоклазовой оторочкой. Вместо нее во всех разновидностях гранитов раннего комплекса часто наблюдается зона развития гранофировых вростков кварца по периферии овоидов. Такая гранофировая оторочка наблюдается как в крупнозернистых питерлитах, так и в их приконтактовой фации с мелкозернистой основной массой. Другой характерной чертой является широкое распространение в породах признаков перекристаллизации (укрупненные пертиты, сглаженные границы зерен кварца) и метасоматоза (многочисленные мелкие идиоморфные кристаллы альбита в калиевом полевом шпате и плагиоклазе, увеличение доли кварца и калиевого полевого шпата в питерлитах). Одним из результатов этих процессов является появление вторичных аляскитов по питерлитам: пород, внешне напоминающих аляскиты, но сохраняющих реликты структуры рапакиви (например, гранофировые оторочки). Для более детальной характеристики структуры всех описанных разновидностей гранитов необходимы количественные исследования, которым и посвящены следующие главы.
Морфометрический анализ гранитов разных формаций
При разработке методики морфометрического анализа гранитов были приняты во внимание следующие требования: Предлагаемая методика должна опираться на уже существующую схему классификации гранитов, как по формационной принадлежности, так и по физиографии (граниты А, Б, В); Методика должна быть достаточно проста в применении, и не требовать использования специализированного (и дорогостоящего) оборудования или программного обеспечения. Результатом морфометрического анализа должен стать ограниченный набор численных характеристик, значения которых будут различны для структур гранитов различных формаций, фаз и фаций. Желательна возможность наглядного, графического представления этих различий (в форме диаграмм или графиков). Для всех полученных количественных параметров должна существовать ясная генетическая интерпретация (на основании как собственных, так и ранее проведенных исследований). Перечень необходимых количественных параметров напрямую выводится из вышеприведенных определений гранитов А, Б и В: это относительный и абсолютный размеры зерен, а также величины, отражающие пространственное распределение минералов в объеме породы. Анализируется, прежде всего, пространственное распределение зерен кварца, так как отдельные зерна этого минерала хорошо различимы и точно оконтуриваются в полированном срезе породы, тогда как распознавание контуров полевых шпатов часто требует специальной обработки образца (Зелепугин, 1968). Кроме того, как видно из описаний образцов Салминского массива (см. гл. 1), зерна плагиоклаза и калиевого полевого шпата находятся в сложных и разнообразных отношениях друг с другом, что затрудняет их количественную характеристику. Для изучения были выбраны образцы с полированной поверхностью, на которой ясно было видно пространственное распределение крупнозернистого кварца. Полированная поверхность сканировалась с разрешением 300 dpi (сканер Epson Perfection 1240), а затем обрабатывалась в программе ImageJ 1.37 (программа для обработки и анализа изображений, разработана Wayne Rasband, Research Services Branch, National Institute of Mental Health, Bethesda, Maryland, USA, свободно распространяется через Интернет). В результате получался рисунок пространственного распределения изучаемых зерен на плоскости, где для простоты изучения сечения зерен заменены эллипсами оптимального размера (best-fit ellipses). Пример можно видеть на рисунке 2.1. Затем полученный рисунок анализировался в модуле «Анализ частиц» (Analyze Particles) программы ImageJ, в результате чего измерялись следующие величины: 1. Общая площадь изучаемого образца; 2. Площадь частиц и их доля в общей площади; 3. Количество частиц; 4. Координаты центра каждой частицы (в прямоугольной системе координат); 5. Размеры частицы (первая и вторая оси эллипса оптимального размера). Поскольку все методы изучения пространственного распределения на выходе дают безразмерные величины, размерность исходных данных может быть любой. В данном случае, для большей точности, все размеры измерялись в пикселях. Использовались методы расчета, описанные в работах (Kretz, 1969, Carlson, 1989), с учетом замечаний и дополнений в работах (Jerram, 1996, Ikeda et al., 2002). Из описанных методов были выбраны четыре, подходящие для анализа распределения породообразующих минералов независимо от формы их зерен и содержания в породе. Исходными данными для расчетов послужили величины, измеренные в программе ImageJ. При расчетах для методов ближайшего соседа, случайной точки и взаимодействия (см. ниже) использовались макросы, написанные в программе MS Excel 7.0. Проверка однородности изучаемого образца. Согласно определению (Kretz, 1969), однородная порода — такая, в которой объем, занимаемый одной фазой, не меняется значительно от места к месту (или число кристаллов в единице объема не меняется). Для проверки однородности распределения зерен по площади образца предлагается использовать следующий сравнительно простой способ: изучаемая площадь делится на 4 части (см. рис. 2.2), после чего в каждой четверти подсчитывается наблюдаемое число зерен Ni, затем рассчитывается среднее значение Ncp, а затем эмпирическое значение по формуле 1:
Анализ пространственного распределения породообразующих минералов
Для более точного измерения структуры пород к описанной в главе 2 методике были добавлены измерения структуры на минералогическом интеграционном устройстве (МИУ-5М). Помимо крупнозернистого кварца, статистические параметры распределения измерялись для порфировых вкрапленников (овоидов) калиевого полевого шпата в гранитах рапакиви и для минералов основной массы в порфировидных разновидностях гранитов. Пространственное распределение крупнозернистого кварца изучалось в девяти образцах, выбранных из коллекций пород Салминского массива: крупнозернистый питерлит (один образец), среднезернистый питерлит (два образца), гранит-порфир (один образец из коллекции СМ. Бескина, более ранний по отношению к питерлитам), вторичный аляскит по питерлиту (один образец), биотитовый лейкогранит (один образец), порфировидный микроклин-альбитовый лейкогранит (два образца), равнозернистый микроклин-альбитовый гранит (один образец из коллекции СМ. Бескина). Принцип отбора образцов для анализа был тот же, что и для эталонных гранитов А, В и В: образец должен полно представлять одну из главных разновидностей гранитов Салминского массива, содержать достаточное количество зерен крупнозернистого кварца и быть однородным по структуре, без существенных дефектов, ксенолитов и трещин. Примеры таких образцов и характер распределения кварца в них представлены на рисунке 3.2. Как видно на диаграмме «Я-мода кварца», метод ближайшего соседа не позволяет удовлетворительно разделить образцы. Большинство точек оказывается между изолиниями R=0,9 и i?=0,8, а точки крупнозернистого питерлита и раннего гранит-порфира (1 и 4) опускаются даже ниже последней, демонстрируя «более кластерное» распределение, чем биотитовый лейкогранит (точка 5), хотя по качественному описанию структур следовало ожидать обратного.
Очевидно, такое противоречие связано с неоднозначным влиянием на значение R неравнозернистости пород, что отмечено и в предшествующих работах (Jerram, 1996). Единственная точка, лежащая достаточно близко к изолинии ЛСРС (R = 1,0), соответствует равнозернистому микроклин-альбитовому граниту. Диаграмма % - Скорр, построенная по результатам методов случайной точки и взаимодействия, значительно лучше отражает различие в распределении кварца. Для большей наглядности на него были вынесены поля гранитов А, Б и В, полученные на аналогичной диаграмме в предыдущей главе (рис. 2.10). В результате по значениям структурных параметров % и Скорр породы Салминского массива распределяются следующим образом: в поле гранитов А — крупнозернистый и среднезернистый питерлит, а также 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). При этом порфировидные микроклин-альбитовые граниты демонстрируют значительно меньшую силу корреляции СКОрр между размером зерна и расстоянием до ближайшего соседа по сравнению с равнозернистым. Объяснить это можно тем, что в порфировидном граните большинство зерен гороховидного кварца изолированные, в то время как в равнозернистом граните кварц часто образует скопления по 3-5 зерен (лапчато-агрегативный кварц).
С другой стороны, на значение Скорр влияет и степень равнозернистости пород. Если сравнивать положение на диаграммах % - СКОрР точек «эталонных» гранитов и гранитов Салминского массива, то видно, что, например, точка равнозернистого микроклин-альбитового гранита лежит очень близко к точкам главных фаз субщелочных массивов Этыка и Абу-Даббаб, а биотитового лейкогранита - к точкам лейкогранитов и аляскитов Казахстана. В этих двух случаях можно говорить о близком подобии или даже тождестве структур гранитов. Граниты раннего комплекса (среднезернистый и крупнозернистый питерлит, гранит-порфир) в меньшей степени схожи с «эталонными» гранитами А Верхнеурмийского и Северного массивов (в основном за счет меньших значений Скорр), но все же хорошо укладываются в их поле на диаграмме. По гранулометрическому составу от раннего комплекса к позднему наблюдается уже знакомая тенденция смены логнормального распределения размеров зерен на близкое к нормальному. Распределение овоидов калиевого полевого шпата изучалось в крупнозернистом питерлите горы Муставара. Размер овоидов в этой породе достигает 5-7 см, к тому же они достаточно легко выкрашиваются из породы, поэтому отобрать достаточно представительный образец (содержащий хотя бы несколько десятков овоидов) практически невозможно. В связи с этим только одна выборка овоидов (самая маленькая) анализировалась, подобно кварцу, по полированному срезу образца, а две другие - по фотографиям гладкой питерлитовой стенки, сделанным на каменоломне во время опробования (см. табл. 3.4). Несмотря на такую разнородность исходных изображений, по всем трем выборкам в итоге были получены достаточно близкие параметры распределения. Значения .#=1,43-1,48, что с учетом моды овоидов в породе (35 - 38,5%) отвечает положению на графике выше «линии случайного распределения сфер», то есть в области упорядоченного распределения. Аналогичные результаты (упорядоченное распределения) показывает и метод случайной точки (%2 = 231 - 273). Корреляция размеров овоидов и расстояний между ними значимая, но не слишком сильная (Скорр=1,$ — 2,5).
