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.
3.2 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.