Плутонические магматические комплексы могут иметь различное происхождение. Они могут быть образованы как в результате внедрения интрузии, так и в результате плавления пород на месте, благодаря их метасоматической переработке и флюидами. Происхождение некоторых массивов до сих пор остаётся неясным.
3.1 Нуралинский массив. Нуралинский гипербазитовый массив расположен в 40 км к югу от города Миасс в верховьях реки Миасс. Он приурочен к глубинному разложению, отделяющему палеозойские эффузивно-осадочные породы Магнитогорского прогиба от древних метаморфических толщ поднятия Уралтау и является типичным представителем дунит-гарцбургитовой формации Урала [магматический и метаморфические формации Урала, 1987] Массив протягивается на 15 - 20 км, а в ширину достигает 1 - 5 км.
Нуралинский массив состоит из трех последовательно залегающих с востока на запад комплексов: габбро-амфиболитового, полосчатого дунит-гарцбургит-плагиоклаз-лерцолитового. Ультрабазиты нурлинского массива слагают крупный блок, заключенный в зону серпентинитового меланжа
Хребет Нурали простирается в субмеридиальном направлении. Маршрут проходил с востока на запад. Вначале маршрута нами были встречены коренные выходы пород роговообманковых габбро. Цвет пород от светло-серого до темно-серого. Наблюдаются хорошо выраженные призматические темно-серые разно-ориетированные приимуществено в двух направлениях зёрна роговой обманки (размер до 5 мм) и изометричные киноморфные зёрна полевого шпата (размер до 3 мм), что обуславливает гиподиоморфнозернистую структуру пород. Линейность вертикально в двух направлениях. В роговообманковых габбро встречены включения более меланократовых и более мелкозернистых пород. Форма включений изометричная, размер их около трех сантиметров. Также отметим, что эти включения различны: одни представляют собой однородную равномернозернистую породу, а другие имеют порфировую структуру и на фоне мелкозернистой породы хорошо заметны крупные (размером до 4 мм) идиоморфные зерна роговой обманки, схожие с зернами роговой обманки в окружающих габброидах.
Вряд ли эти включения являются ксенолитами, т.к. они не имеют угловатых форм и генетически не отличаются от породы, в которой находятся. Можно предположить, что они, включения, представляют собой гомогенные включения, гипотеза образования которых предполагает изначальное существование расплава магмы, в зоне контакта которого с вмещающей породой формировалась зона закалки в виде твердой корки. В зоне закалки проявляются мелкозернистые породы с небольшим количеством или отсутствием фенокристаллов (мелких или крупных кристаллов горных породах, хорошо или слабо выделяющиеся). По химическому составу эти породы в наибольшей степени приближаются к математической магме. На стадии внедрения, магма прорывает корку, захватывает обломки и переносит на следующую стадию кристаллизации, но при этом мелкозернистые породы не расплавляются, так как температура их кристаллизации выше температуры кристаллизации следующей стадии внедрения магмы. На этой стадии формируются уже более крупные кристаллы на фоне вновь образовавшихся мелких.
Еще существует липотектическая теория образования этих включений. Она заключается в том, что включения представляют собой не расплавленные основные породы, заключенные в полностью переплавленных породах при образовании магмы.
Делая обоснования лишь на макроскопических наблюдениях, мы не можем в данном случае точно сказать, какая из теорий верна, но наиболее уместной в данном случае является гипотеза о том, что эти включения гомогенные. Тела амфиболовых габбро слагают небольшие холмы, протягивающиеся вдоль восточных склонов хребта Нурали. Каждый из таких холмов, по всей видимости, проявляет отдельный блок в серпентиниты, слагающие матрицу этого меланжа, можно видеть в русле реки Миасс.
Основной особенностью габброидного комплекса в составе Нуралинского массива является присутствие в породах в качестве главного темноцветного минерала роговой обманки (вместо обычного для пород такого состава клинопироксена). Известно, что для кристаллизации роговой обманки необходимым условием является высокая концентрация H2O в системе. Растворимость же того компонента в расплавах основного состава невелика. Однако она на прямую зависит от давления. Следовательно, процессы кристаллизации происходили при высоких литостатических давлениях, из чего можно сделать вывод, что это глубинные плутонические породы.
Полосчатый гипербазитовый комплекс располагается в серпентинитовом меланже в виде пластообразных блоков, имеющих простирание с севера на юг. Пространственно он располагается между полосой блоков роговообманковых габбро на востоке и расслоенными гипербазитовым массивом (хребет Нурали) на западе. В рельефе блокам полосчатого комплекса отвечает гряда невысоких сопок - хребет Малые Нурали. На его склонах в коренных обнажениях находился полосчатый комплекс, представленный субпараллельным чередованием полос серпентинизированных дунитов и пироксенитов мощностью от нескольких миллиметров до 2 - 3 сантиметров. Серпентинизированный дунит зеленовато-черного цвета, мелко-кристаллический; мощность полос составляет около 2,5 см. Клинопироксенит от светло до темно-зеленого цвета, составляет прослои и линзы мощностью до одного см. Вебстерит зеленовато-черный, текстура массивная, структура гипидиоморфнозернистая; зерна клино пироксена темно-зеленые, ксеноморфные, слегка призматические (размер до 2 мм); зерна ортопироксена бурые, более идиоморфные, но меньше по размеру (до 0,5 мм), чем зёрна клинопироксена. Приблизительная доля ортопироксена в породе составляет 40 %, а клинопироксена - 60 %.
При подъеме на хребет, сложенный полосчатым комплексом переслаивающихся пород изменяются от 100 до 120; углы от 50 до 70.
Участки тонкополосчатого чередования оливиновых и пироксенитовых пород, представляющих собой гривки шириной от 0,5 до 1,5 метра. Как правило, их разделяет 10 -15 метров задернованного склона. Можно предположить, что эти участки, подвергшиеся более интенсивному разрушению, сложены серпентинитами. В совокупности чередование полос с участием пироксеновых пород с аподунитовыми серпентинитами является ритмичным полосчатым чередованием, а в пределах каждого из крупных ритмов выделяется тонкополосчатое переслаивание дунитов и пироксенитов, отражающее ритмичность более низкого порядка.
Широкая долина, отделяющая хребет Малые Нурали, сложенный полосчатым комплексом, от хребта Большие Нурали, представляющим часть расслоенного базит-гипербазитового комплекса, вероятнее всего выработана в матриксе серпентинитового меланжа. Первые обнажения пород, слагающих нижнюю часть массива, можно наблюдать в русле реки Миасс приблизительно в середине этой долины. В этих обнажениях вскрываются выходы серпентинизированных дунитов и аподунитовых серпентинитов. Серпентинизированные дуниты покрыты коричневатой коркой продуктов выветривания. Цвет породы на свежем сколе темно-серый; сложена она зеленоватой массой серпетинизированного оливина, в которой формы и размеры зёрен этого минерала не поддаются макроскопическому описанию.
В обнажении у хребта Большие Нурали присутствуют коренные выходы серпентинизированных гарцбурлитов-темных пород, с зеленовато-коричневыми кристаллами; между зёрнами ортопироксена тонкозернистый серпентин, который развивался по оливину; структура мелкозернистая размер зёрен до 2 мм, зёрна табличные, расположены равномерно.
Итак, внизу мы наблюдали дуниты, а при подъёме на хребет мы увидели изменение рельефа - стали появляться небольшие бугорки, следовательно, можно сделать вывод о том, что гарбцбургиты прочнее дунитов. Макроскопически неоднодность гарцбургитов не видна и её выявляет отдельность, азимут падения 160, угол 40.
На 80 метров выше по склону находятся выходы серпентинизированных плагиоклазсодержащих лерцолитов. Порода зеленовато-коричневого цвета, мелкозернистая. Оливиновая матрица серпентинизирована и замещена характерными продуктами выветривания. Зёрна пироксенов буро-чёрные, удлинённые, размером до 5 мм. Приблизительное соотношение клинопироксена к ортопироксену 2:5. Имеются белые, мелкие агрегаты плагиоклаза, в сечении изометричные и удлиненные в одном направлении (размером 3*1,5 мм). Сами зёрна плагиоклаза, слагающие агрегаты, очень мелкие. Плагиоклазовые скопления имеют зональное строение: снаружи скоплений мономинеральная полизернистая кайма, а внутри вместе с плагиоклазовой матрицей располагаются дендритоподобные мелкие (до 1 мм) скопления рудного минерала. В некоторых местах в обнажениях наблюдаются линейно-параллельные ориентировки сигарообразных агрегатов плагиоклаза; азимут падения 245, угол 20. Весь нуралинский массив рассечен серией небольших разломов, в которых все серпентинизировано.
Таким образом, в маршруте мы наблюдали блоки пород амфиболитовых габбро, полосчатый комплекс и сам расслоенный Нуралинский массив, вокруг которого залегают серпентиниты, представляющие собой фрагменты серпентинового меланжа, приуроченный к главному Уральскому разлому.
Из всего вышесказанного можно сделать вывод о том, что в формировании Нуралинского массива участвовали магматические, метасоматические, метаморфические и тектонические процессы. Магматический процесс связан с внедрением базит-гипербазитового расплава во вмещающие эффузивные породы. На наличие магматического этапа формирования массива указывают вертикальная зональность ультрабазитов, изменение состава пород от дунитов до плагиоклаз-содержащих лерцолитов, микроскопически выраженные гипидиоморфно-зернитые структуры ультраосновных и основных пород, наличие гомеогенных включений в габбро-амфиболитах.
Линейная, полосчатая текстура ультрабазитов, кристаллизация которых носила автометасоматический характер, является результатом переноса кальция, алюминия, кремнезема и других элементов остаточными растворами к верхним частям Нуралинского массива.
Метаморфические преобразования в массиве проходили в несколько этапов, которые преимущественно представлены серпентинизацией ультрабазитов.
Тектонический этап формирования массива связан с перемещением и скучиванием отдельных блоков. Он выражен в меланжировании самого массива и вмещающих пород.
Помимо магматической гипотезы образования базит-гипербазитовых массивов офлолитовых ассоциаций, существуют и другие гипотезы.
Одна из них предполагает формирование базит-ультрабазитовых тел в мантийных условиях либо путем кристаллизации магмы, либо путем выплавления из мантийного вещества базальтовой составляющей. В обоих случаях процессы формирования этих пород сопровождаются высокотемпературным метасоматозом. Вывод этих тел в земную кору осуществляется тектоническим путем и сопровождается процессами серпентинизации и тектонизации ультрамафитов.
Итак, все последовательно залегающие комплексы пород представляют собой единый комплекс, где расслоенный дунит-гарцбургитовый массив - часть верхней мантии, откуда выплавились интрузивные породы, сформировавшие кору океанического типа, а габброиды - глубинный абиесальный комплекс океанической коры в этом меланже, блоки которого подняты из мантии.
Бердяушский массив.
Бердяушский массив расположен на Западном крыле Центрального Уральского поднятия и приурочен к зоне тектонических нарушений регионального характера. Он представляет собой тело, вытянутое в северо-восточном направлении и расположен в основном согласно с общим простиранием вмещающей структурой. В плане массив имеет овальную форму. С Запада и Северо-Запада массив отделяется от прилегающих пород крупным тектоническим нарушением (Бакало-Саткинским или Бердяушским надвигом). Северо-Восточная часть (у ст. Бердяуш) имеет причудливо-извилистые очертания, обусловленные апофизами от гранитов интрузива. Он залегает среди нижне-рифейских доломитов.
Бердяушский массив представлен гранитами-рапакиви розово-серого цвета с порфировидной структурой и массивной текстурой. Полиминеральный агрегат включает в себя следующие минералы: калиевый полевой шпат - 65%; кварц - 15%; плагиоклаз - 10%; роговая обманка - 6%; биотит - 4%. Таблитчатые, крупные до 3,5 см, удлиненные зёрна Калиевого полевого шпата можно по морфологии и размерам разделить на две группы: первая группа - слабоудлиненные зёрна, размером до 4 см с соотношением длины к ширине не меньше 2:1; вторая группа - более удлиненные зёрна, с размерами 1 см в длину сравнимыми с зёрнами первой группы с соотношением длины к ширине, как 3:1. Зона изометричной формы в диаметре достигает размеров от 1 до 2,5 - 3 см.
Удлиненные и изометричные зёрна характеризуются скругленными гранями, что даёт нам право называть их овоидами Калиевого полевого шпата. Кроме того, отчетливо наблюдаются двойниквые сростки Калиевого полевого шпата, чаще простые, реже полидвойниковые. Граница между двумя двойниками в пределах одного зерна, как правило, параллельна удлиненной грани, иногда наблюдаются некоторые изгибание границы. Зёрна калиевого полевого шпата разноориентированы, текстура породы массивная. Таблички и порфировидные выделения Калиевого полевого шпата иногда имеют ориентированное расположение, связанное с течением магмы в ходе кристаллизации. Это так называемая трахитоидная текстура. В некоторых местах зёрна Калиевого полевого шпата окаймлены белесыми агрегатами плагиоклаза. Ширина каймы достигает 2,5 мм.
Также плагиоклаз образует неравномернораспределенные скопления и отдельные зёрна в матрице породы размером до 6 -7 мм. Интерстиции между зернами Калиевого полевого шпата выполнены достаточно крупными (размером до 6 -7 мм) изометричными зёрнами сероватого кварца и мелкими по размерам, короткостолбчатые (длиной до 3*7 мм) зёрнами роговой обманки, и мелкими (размером до 3 мм) пластинообразными зёрнами биотита.
Можно предположить очередность кристаллизации. Первично образовались овоиды Калиевого полевого шпата и плагиоклазовые зоны вокруг них, т.е. происходила кристаллизация из магмы. Затем произошло повышение температуры, и начали кристаллизоваться остальные кристаллы, в это время у зерен Калиевого полевого шпата оплавлялись края.
К периферийным частям массива, т.е. ближе к приконтактовой зоне, химический состав пород меняется, но овоидная структура сохраняется. Гранит-рапакиви плавно сменяется на более серые кварцевые сиениты, мощность которых составляет порядка 1,5 м. Далее следует переход в кварцсодержащий сиенит. Мощность последних около 2 м. Таким образом, можно проследить, как меняется содержание кварца, а зёрна биотита постепенно исчезают, замещаясь зёрнами роговой обманки вблизи контакта с вмещающими породами. В гранитах можно увидеть угловатые остатки ксенолитов серо-зелёного цвета, мелкозернистые с массивной текстурой, обладающие комковатой отдельностью. Ксенолиты< приварены> на контактах к вмещающим их породам.
Присутствие ксенолитов магнезиальных скарнов доказывает, что формирование магнезиальных скарнов происходило на магматической стадии, и уже образовавшиеся скарны (в виде обломков) попадали в расплав.
Субвертикальный контакт известковых пород с гранитами-рапакиви резкий. Вмещающая порода в зоне экзоконтакта в самой непосредственной близости от роговообманковых сиенитов представлена мраморизованным доломитовым известняком серовато-белового цвета с мелкозернистой структурой и массивной текстурой. В приконтактовой зоне эти породы характеризуются плитчатой отдельностью. Чем ближе к контакту, тем порода более мраморизована, причём, при этом сохраняется реликтовая полосчатость известняка, но с увеличенными зёрнами до 1 см. отдельные зоны контакта известняки отличаются некой комковатой отдельностью.
Эти мраморированные известняки секутся дайками диабаза. Контакт с вмещающей породой чистый, ровный. В структуре диабаза прослеживаются некоторые зоны. В центре дайки мелкозернистая тёмно-серая масса с афировой структурой и массивной текстурой. В контактовой зоне происходит уменьшение зёрен и на расстоянии около 10 см от контактов порода становится стекловатой - так называемая, зона< зажалки>. Во вмещающей породе присутствуют участки серпентинизированных известняков. Им отвечают зеленовато-жёлтые оттенки пород.
В гранитах-рапакиви обнаружены включения нескольких типов: угловатой и эллтпсоидальной формы. Угловатые включения имеют очертания неправильных многоугольников, зачастую с клиновидными окончаниями и острыми углами. Границы с вмещающими породами резкие. Как правило, эти включения бывают, сложены мелкими зёрнами роговой обманки (размером до 2 мм), биотита (до 3 мм), полевого шпата (до 5 мм), кварца (до 3 мм). В центре массы скапливаются зёрна кварца и полевого шпата, а по периферии тянется не сплошная полизернистая кайма биотита (до 5 мм). Меланократовые минералы преобладают, их около 80%, остальные 20% составляет сумма отдельных лейкократовых зёрен. Данные включения могут быть ксенолитами, которые переработаны расплавом, так как в них не наблюдается реликтов вмещающих пород и присуще характерная угловая форма. Включения линзовидной, овальной формы, размеры их колеблются от 5 до 40 см. Сами включения с порфировидной структурой и массивной текстурой. Для этих включений характерны следующие особенности внутреннего строения и взаимоотношений с вмещающими породами.
Матрица составлена агрегатами мелкозернистых лейкократовых (Калиевый полевой шпат, плагиоклаз, кварц) и меланократовых (роговая обманка, биотит) минералов. Матрица по меланократности превышает вмещающие породы, так как содержание тёмноцветных минералов во включениях превышает 50%.
На границах с вмещающими породами появляются скопления тёмноцветных минералов по сравнению с центральной частью включений. В большинстве включений этого типа прослеживаются вкрапленники Калиевого полевого шпата. Стоит заметить, что размеры и овоидные формы и каймы плагиоклаза аналогичные тем, что находятся в гранитах-рапакиви. Также встречаются слегка вытянутые уплощенные зёрна кварца серого цвета, размером до 3 мм.
Часто овоиды Калиевого полевого шпата с обнимающими их плагиоклазовыми каймами пересекают границы описываемых включений и окружающих гранитов-рапакиви.
Существуют три теории, обосновывающие генезис этих включений. Первая представляет эти включения ксенолитами, которые были интенсивно переработаны. Следовательно, овоиды внутри включений представляются порфиробластами. Но эта теория в данном случае имеет много моментов, которые она объяснить не может. Так, например, сохранение вкрапленниками Калиевого полевого шпата во включениях овоидной структуры каёмок плагиоклаза крупных размеров и форм зёрен, подобных вмещающим породам. А также факт пересечения отдельными овоидами Калиевого полевого шпата границ с вмещающими породами с сохранением форм, размеров и окаймлений плагиоклаза (при условии первичной кристаллизации зёрен полевого шпата), а уже последующим захватом включений во вмещающую породу.
Согласно ликвационной теории расплав разделился на две несмешивающиеся жидкости и начал кристаллизоваться. По мере изменения условий кристаллизации (температура, давление) происходил обмен компонентами между сосуществующими расплавами отсюда зональное строение включений, их разнообразие по составам и соотношениям породообразующих минералов. Но также имеются моменты, трудно объяснимые этой теорией. Так, например, она не объясняет, как смогли овоиды Калиевого полевого шпата с каймой плагиоклаза сохранить свою форму и крупные размеры, без видимых изменений в расплаве иного химического состава в граничных частях и центральных частях включений.
Третья теория гласит о гомеогенном характере включений, что подтверждается сходным продуктом кристаллизации, на более ранней стадии. Часть закристаллизованных пород при течении расплава отрывались от стенок и неслись выше. Тоненькая корочка ранее закристаллизованного материала в наиболее слабых местах разрушалась, и крупные кристаллы обнажались, поэтому частично они остались во вмещающей породе. Данная теория имеет наибольшее количество наиболее логичных доказательств и обоснований по вопросу генезиса включений данного типа в граниты-рапакиви Бердяушского массива.