Раннеметаморфические преобразования песчаников в геосинклинальных отложениях проетрозоя восточного крыла Майтюбинского антиклинория Улутау

В настоящее время все чаще обращаются к реконструкциям первичных литологических признаков метаморфизованных терригенных отложений, признавая их важнейшими показателями обстановок древнего осадконакопления. Однако пределы точности таких реконструкций могут быть конкретизированы при изучении пород, претерпевших только начальный метаморфизм. К подобным породам принадлежат многие разновидности изученных докембрийских сланцев восточного крыла Майтюбинского антиклинория в районе Южного Улутау, относящиеся к боздакской серии и подстилающей ее кумолинской свите майтюбинской серии соответственно верхнего и верхов среднего протерозоя.

Признаки псаммитовых структур обнаружены у многих разновидностей метаморфических пород, разнообразных по внешнему облику и вещественному составу: кварцитовых, графит-кварцитовых, серицит- и хлорит-серицит-кварцевых, карбонатно-кварцевых, серицит-полевошпат-кварцевых и др. Все эти породы обособлены в единую группу «бластопсаммитовых сланцев» и имеют следующие общие черты строения.

1. Присутствие в количестве 50—90% реликтов обломочных зерен различных минералов (чаще всего кварца и полевых шпатов), либо метаморфических сланцев, с размерами от 2 до 0,25 мм, реже — более мелкими, которые заметны под микроскопом, а частично и невооруженным глазом. 2. Искаженность первичной формы, как правило, сохранившихся обломков и замещение их минералов в большинстве мета-морфогенными: полевых шпатов — альбитом, кварца — кварцем же, темноцветных минералов — эпидотом, актинолитом и хлоритом. 3. Наличие части терригенных компонентов, преимущественно алевритовой и мелкопсаммитовой фракций, перекристаллизованных вместе с цементирующим веществом в лепидогранобластовые агрегаты зерен кварца (от 0,02 до 0,2 мм), чешуй серицита, хлорита (до 0,2—0,25 мм), иногда с альбитом, кальцитом, эпидотом, актинолитом, а также с примесью тонкораспыленного графита, гематита или лейкоксена; исключение составляют лишь отдельные, наиболее устойчивые минералы тяжелой фракции: циркон, реже турмалин и гематит, которые и в мельчайших зернах сохраняют окатанную форму. 4. Более или менее отчетливое проявление двух типов текстур: метаморфогенной сланцеватой и реликтовой слоистой, которые не всегда совпадают по направлению. Кристаллизационная сланцеватость обусловлена плоскостной ориентировкой новообразованных слюдистых минералов и удлиненных гранобластических зерен цемента, которые как бы обтекают реликтовые обломки; иногда она усиливается переориентировкой удлиненных обломков. Первичная же слоистость сохраняется в виде чередующихся полос с мощностями от долей сантиметра до нескольких сантиметров, различающихся насыщенностью, размерами или составом бластопсаммитовых зерен. Тончайшая слоистость подчеркивается также изменениями в цементе, например, различной концентрацией графитистого вещества, лейкоксена, либо рудных минералов.

Перечисленные свойства проявлены в рассматриваемых породах крайне неравномерно, в зависимости от исходных структур и состава той или иной разности. Нередко в единых разрезах переслаиваются породы, преобразованные кристаллобластезом настолько неодинаково, что, будучи взяты в отдельности, они могли бы относиться к разным стадиям метаморфизации. Это касается, прежде всего, проявления кристаллизационной сланцеватости и степени измененности обломков.

Сланцеватость интенсивно развита в тех прослоях, которые обогащены серицитом, хлоритом, либо обломками метаморфических слюдистых пород. В прослоях же существенно кварцевых, либо кварц-полевошпатовых — она лишь слабо намечается и проявлена только в торцовых (теневых) участках перекристаллизованных псаммитовых зерен.

Сохранность обломков также во многом обусловлена их составом и в особенности сгруженностью, сортировкой, размерами и формой, т. е. характером структуры первоначального песчаника. Она наилучшая там, где псаммитовые зерна хорошо отсортированы по размерам и количественно не превышают 60% всего объема, будучи разобщены и «запечатаны» цементом базального типа (рис. 70). У таких пород обнаруживаются многие структурные признаки дометаморфических стадий эпигенеза (катагенеза): обрастание мономинеральных (главным образом, кварцевых и полевошпатовых) обломков тончайшими регенерационными каемками тех же минералов, либо их корродированность цементом, инкорпорационные прорастания на стыках единичных зерен и др. Однако эти особенности строения унаследованы от эпигенетических особенностей на качественно новом этапе раннего метаморфизма, при котором большинство минералов как в обломках, так и в регенерационных каймах совместно замещены метаморфогенными. В частности, плагиоклазы полностью альбитизированы; многие из калиевых полевых шпатов также замещены альбитом с характерным «шахматным» строением. Испытывает значительную перекристаллизацию и кварц, замещающийся вторичным, «очищенным» от газовожидких включений. Оптические ориентировки новообразованных и прежних минералов совпадают, что и создает эффект сохранения дометаморфических структур, благодаря которому для данных пород удается реставрировать гранулометрические свойства достаточно точно в диапазоне от крупно- до мелкопсаммитовой фракции включительно (от 1—2 мм до 0,1 мм).

Несколько по-иному преобразованы терригенные компоненты других пород, отличающихся большой насыщенностью и худшей отсортированностью обломков, которые зачастую превращены в сланцы с едва уловимыми признаками бластопсаммитовых структур. Между этими и описанными породами имеются многочисленные промежуточные разности, в которых возможно наблюдать следующую направленность процесса кристаллобластеза.

Взаимно соприкасающиеся обломочные зерна мономинерального состава обычно подвергаются частичной либо полной грануляции, превращению из более мелких гранобластических зерен кварца или альбита в скопления, сливающиеся воедино с метаморфогенным цементом. Зерна же полимиктового состава, сложенные осадочно- либо вулканогенно-метаморфогенными породами, опознаются еще труднее, так как при плотной упаковке становятся разлинзованными и расплющенными. Происходит кажущееся обеднение породы обломками, однако на месте исчезающих часто сохраняются их теневые контуры в виде остаточных оторочек тонкозернистого графита, рудного минерала, либо серицита, которые различимы под микроскопом при выключенном анализаторе (рис. 71, 72). Выявление подобных оторочек и исследование заключенного в них вещества дает возможность установить даже при интенсивном кристаллобластезе компоненты крупнопсаммитовой и часть среднепсаммитовой фракций (соответственно 1—0,5 мм и 0,5—0,25 мм). Ho судить о их первоначальной форме можно лишь весьма приближенно, поскольку степень их деформированности в любом прослое неодинакова и среди общей массы сильно искаженных обломков всегда находится некоторое количество хорошо сохранившихся.

Оценка первоначального вещественного состава псаммитовых зерен в рассматриваемых сланцах сопряжена с неизбежными погрешностями. Одни обусловлены субъективными трудностями в реставрации гранулированных и деформированных обломков. Для пород с разной структурой мы можем учесть обломочный материал с неодинаковой полнотой: у одних — только в пределах крупнозернистых фракций, у других — вплоть до алевритовых фракций. По этой причине может произойти общее завышение олигомиктовости пород, так как во всех фракциях мономинеральные зерна выделяются отчетливее полимиктовых. Другие объективные погрешности вызваны общей искаженностью состава метаморфизованных песчаников тоже в сторону олигомиктовости по сравнению с исходным веществом осадков, потому что часть неустойчивых терригенных минералов (амфиболы, пироксены, некоторые полевые шпаты и другие) могла быть разрушена при эпигенетических и раннеметаморфических процессах. Все это приводит к стиранию многих различий в составе первичных песчаников, но не уничтожает их полностью.

Микроскопические исследования позволяют выявить среди бластопсаммитовых сланцев разнообразные типы и оценить для каждого из них количественно состав реликтовых псаммитовых зерен по выборочным шлифам с минимальным кристаллобластезом. Такая оценка не может дать абсолютно точных результатов. Ho она позволяет различить многие одинаково метаморфизованные и внешне сходные породы по их разной относительной полимиктовости и обособить разные типы первоначальных песчаников — близкие к олигомиктовым существенно кварцевым, либо полевошпат-кварцевым от близких по составу к граувак-ковым и субграувакковым (см. рис. 70, 72). Каждый из этих типов имеет вполне определенное положение в разрезе среднего — верхнего протерозоя.

Таким образом, региональный метаморфизм боздакской и майтюбинской серий искажает, но не нивелирует индивидуальные свойства песчаников. Исходные структуры и вещественный состав этих песчаников оказывают большое влияние на характер бластических структур и минеральный состав новообразованных метаморфических пород. А так как сложенные ими толщи неоднородны по составу и строению, то кристаллобластез в них проявлен весьма неравномерно. Это является одной из причин затруднений в выборе критериев для оценки начальной границы метаморфизма зеленосланцевой фации в особенности, потому что минералы-индикаторы зеленосланцевой фации обнаруживаются как аутигенные новообразования в цементе песчаников при эпигенезе (катагенезе).

Ранний метаморфизм характеризуется сменой реакций в системах открытого типа реакциями без привноса и выноса вещества, происходящих в твердом состоянии и путем диффузии к границам зерен. Отсюда следует, что вопрос об эмпирическом установлении начальной границы раннего метаморфизма должен сводиться к оценке количественных соотношений метаморфогенных минералов с реликтовыми, не успевшими приспособиться к данной термодинамической обстановке. Последние на стадии метаморфизма должны играть минимальную роль. В терригенных породах реликтовые минералы дольше всего могут сохраняться в составе обломочных зерен, так как цемент преобразуется в первую очередь. Поэтому критерием метаморфизма для таких пород является максимальная перекристаллизация обломков: «Если крупные обломочные зерна также повсеместно участвуют в реакции, так что порода становится существенно перекристаллизованной, то этот процесс следует рассматривать как метаморфический».

Что, однако, следует понимать под «существенной перекристаллизацией» в этом определении? Должны ли в метаморфических породах полностью утрачиваться обломочные структуры? Изложенные данные позволяют ответить на этот вопрос отрицательно. Седиментогенные структуры оказываются достаточно консервативными и «переживают» осадочные минералы. Переработка структур происходит с запозданием по отношению к изменениям минерального состава, причем, интенсивность этой переработки во многом определяется характером самих структур. Благодаря этому не только исходный состав, но и первично гранулометрические свойства песчаников среднего и верхнего протерозоя доступны для реставрации.