Обзор геолого-геофізичної вивченості району Уральській сверхглубокой свердловини СГ-4

Урал — загальновизнаний світової еталон палеозойских рухливих поясів, видатна рудна провінція світу з класичними родовищами чорних і кольорових металів. Саме, в найдавнішому гірничорудному районе.

Середнього Уралу не більше західного крила Тагільського прогину, що є генотипической эвгеосинклинальной зоною, була заложена.

Уральська сверхглубокая свердловина СГ-4 проектної глибиною 15 000 м.

Важливу роль під час виборів місця закладення мала хороша геологогеофізична підготовленість району буріння. Крапка закладення СГ-4 розташовано неподалік перетину регіональних профілів ГСЗ.

Буріння СГ-4 розпочато 15 червня 1985 р випереджаючим стволом діаметром 215 мм свердловина досягала глибини 4008 м. У цьому буріння інтервалу 34—4008 м мало безперервним відбором керна, середній вихід якого становив 64,2%. З метою подолання які з’явились у процесі проходки випереджаючого стовбура геологічних ускладнень (сильне кавернообразование, інтенсивне зростання зенітного кута) вироблено формування стовбура діаметром 390 мм з наступним перекриттям интервала.

0— 3942 м обсадной колоною діаметром 426 мм. У 1990 р. на свердловині закінчено монтаж бурової установки Уралмаш-15 000, готовий до буріння до глибини 15 км, і продовжене подальше поглиблення стовбура. На.

01.01.1999 р. глибина СГ-4 становила 5401 м.

1 Геологічне будова району закладення свердловини СГ-4.

Уральська сверхглубокая свердловина (СГ-4), розташована у 5 км на Захід р. У. Тура Свердловській області, буриться для вивчення земної кори в типовою структурі эвгеосинклинального розвитку. Проектна глибина свердловини 15 км, буріння було зупинено на глибині 4008 м (належала для розширення стовбура). Нині глибина свердловини близько 5400 м. Буріння ведеться зі суцільним відбором керна, вихід керна близько 64%.

Район буріння СГ-4 (мал.1) в геолого-структурном відношенні відповідає среднеуральскому сегменту Тагило-Магнитогорской мегазоны палеозойского рухомого пояса Уралу. Із заходу та Сходу вона межує за Западно-Уральской і Восточно-Уральской мегазонами, мають під аркушами древній кристалічний фундамент, тоді як і Тагило-Магнитогорской мегазоне він невідомий. Західної кордоном останнього є Головний шов Уралу, являє собою систему паралельних надвигов східного падіння, через яку Тагило-Магнитогорская мегазона насунута на структури Западно-Уральской мегазоны. Східний кордон Тагило-Магнитогорской мегазоны відбувається за надвигу західного падіння (рис. 2).

Тагило-Магнитогорская мегазона традиційно розглядають як еталон структур эвгеосинклинального розвитку. Вона складена переважно вулканогенными товщами силура—карбона. Освіти, попередні ним віку, відомі у в східній частині ЗахідноУральській мегазоны. Вони представлені метаморфизованными в зеленосланцевой фации вулканогенно-песчано-алеврито-глинистыми товщами верхнього кембрия—ордовика. Вулканічна складова в низах розтину відповідає трахибазальтовой формації (колпаковская почет, С3—O1), у верхній частині — базальтовій (выйская почет, 02−3).

У складі Тагило-Магнитогорской мегазоны на Середньому Уралі виділяються три зони, різняться набором геологічних формацій (із Заходу Схід): Кумбинская, Центрально-Тагильская і Красноуральская.

У крайньої західній частині Кумбинской зони розвинений складний за складом і будовою комплекс эффузивных, субвулканических і гипабиссальных порід, який раніше при звичайному стратиграфическом підході подразделялся на диабазовую і кабанскую почту, що датуються в інтервалі S1l1−2. У перший об'єднуються породи базальтового складу, серед яких поруч із лавами поширені интрузии як пакетів даек і силлов. У другій, розвиненою на схід, з эффузивными і интрузивными базальтами асоціюють кислі породи, переважно у вигляді экструзий і субвулканических тіл. З породами лавової фации перемежовуються пісковики, алевролиты, крем’янисті сланці. Загальна потужність стратифицированных утворень щонайменше 2000 м. Диабазовая і кабанская почту віднесено до формації натрієвих базальтов—риолитов. У центрі їх поширення розташовується Арбатский масив (дунит-клинопироксенит-габбровая і габбро-диорит-плагиогранитовая формації S1l), окремі дрібні тіла габро і плагиогранитов розміщуються на захід і сходу від него.

На схід кабанского комплексу, відділяючись від цього розламом, розвинені відкладення флишоидной товщі (S1l3-v21) — параі ортотуффиты, тефроиды алевролито-псаммитовой, рідше псефитовой розмірності і кремнисто-глинистые сланці. Характерна темно-сіра до чорної забарвлення тонкообломочных порід, що з присутністю розсіяних сульфидов.

У складі пирокластики зустрічаються породи від базальтів до дацитов.

Потужність флишоидной товщі близько 1000 м. Ця товща відповідно до перекривається именновской почтом, у якої виділяються дві товщі. Нижня (S1l1−3-S1v22) має, як і нижележащая, флишоидный образ, але відрізняється збільшеною часткою туфів і тефроидов та його розмірності, відсутністю уламків дацитов. Її потужність близько 1500 м.

Більше молодий є товща з фауною верхнього венлока—лудлова, складена тефроидами переважно псефитовой розмірності, ми інколи з грубої градаційній слоистостью, з базальт-андезибазальтовым складом пирокластики. У верхах цієї товщі загальної потужністю до 2000 м відокремлюється пачка лав (часто подушечных) того состава.

У зоні поширення именновской почту виявлено численні субвулканические тіла — залишки вулканічних апаратів центрального типу, і навіть интрузии габро і габбродиоритов.

(Тагільський комплекс габбро-диорит-гранодиоритовой формації), за складом подібних з вміщуючими вулканічними породами. Именновский комплекс цілком відповідає визначенню андезит-базальтовой формації і став її петротипом [Карта магматичних формацій СРСР, 1974].

У Центрально-Тагильской зоні найбільш ранні освіти у осьової її частки представлені карбонатными відкладеннями венлока—лудлова, а західній частині — гороблагодатской товщею (S2), складеній переважно туфоконгломератами, туфопесчаниками, рідше туффитами і туфами трахибазальтового складу, підлеглому обсязі лавами.

Потужність товщі 1650 м. На схід широкої смугою поширена туринська почет (S2p—D1l). Вона складена переважно подушечными лавами, гиалокластитами, туфами, тефроидами трахиандезитового, трахитового, рідше базальтового і трахиандезибазальтового складу й у невеликий обсяг вапняками. Потужність її сягає 2—3 км. З вулканічними породами (які виділяються в формацію калієвих базальтов—трахитов) асоціюють комагматичные субвулканические тіла, і навіть интрузии сиенитов Кушвинского і габро Волковського масивів. Фундаментом туринської почту є карбонатні відкладення венлока і лудлова, як і дає підстави виділяти самостійну Центрально-Тагильскую структурно-формационную зону. Гороблагодатская товща у нижній частині синхронна з именновской почтом, у верхній — з туринської і сприймається як фациальный аналог цих звитий, формувалися з кінця Кумбинской і Центрально-Тагильской зон.

Розріз Центрально-Тагильской зони завершується краснотурьинской почтом (D1p-D2ef) вулканогенно-обломочных порід андезитового, андезибазальтового, андезидацитового складу, перемежованих з туффитами, песчаниками, глинистыми сланцями, известняками.

Вулканічні освіти цієї почту відповідають базальт-андезитовой формации.

У Красноуральской зоні найбільш ранній комплекс — красноуральский, сопоставляемый віком з кабанским. Але він відрізняється від нього ширшим набором порід, серед яких переважають дациты і андезидациты, що дає підстави відносити його к.

«безупинної» базальт-андезит-риолитовой формації. Як комагматичного йому розглядається що виділяється під такою самою назвою интрузивный комплекс габбро-диорит-плагиогранитовой формации.

Імовірно молодший (S1l3—v2) є товща порід під назвою липовской (горою Липовий, де добре обнажена).

Кордони її з оточуючими утвореннями у плані проходять по розламах. У складі товщі, має потужність до 2,5 км, асоціюють высокомагнезиальная бонинитовая серія і нормальна известковолужне, представлені переважно андезитами і дацитами, причому перша серії характерні подушечные лави і гиалокластиты, для другий — вулканогенно-обломочные фации. Більше молоді образования.

Красноуральской зони сопоставляются з именновской і туринської свитами, хоча від них за складом і віку. Завершується розріз краснотурьинской свитой.

Питання про співвідношеннях окремих зон і геологічних тіл внутри.

Тагило-Магнитогорской мегазоны, про похилому віці й природі її фундаменту, про глибині залягання базальтового шару дискусійні, що відбилося існування цілого ряду (щонайменше 9) моделей глибинного будівлі району буріння СГС-4. Відповідно до відданістю авторів моделей до однієї з двох існуючих концепцій розвитку Уралу (класичної геосинклинальной чи мобилистской) й усе розмаїття моделей можна зводити до двох груп. Відповідно до першої Тагило-Магнитогорская мегазона є синклинорную структуру з симетричним будовою крил, закладену на древньому кристалічному фундаменті, єдиному з фундаментом Російської платформи. Тіла окремих вулканічних формацій послідовно нашаровуються друг на друга, розповсюджуючись протягом усього ширину мегазоны. Відповідно до другий групі моделей Тагило-Магнитогорская мегазона має складне чешуйчато-блоковое будову та є агломерат зон, формувалися осторонь на меланократовом фундаменті океанічного походження і зближених згодом тектонически. На майже половину своєї ширини вона насунута на структури Западно-Уральской мегазоны, під надвигом може бути клин древнього кристалічного фундаменту. Більше обгрунтований вибір якійсь із існуючих моделей глибинного будівлі Тагило;

Магнитогорской зони може бути зроблений за результатами буріння СГ-4.

2 Мета і завдання СГ-4.

Свердловина закладено для вивчення будівлі земної кори і рудоносных комплексів внутрішньоконтинентальних рухливих поясів эвгеосинклинального типу передбачає рішення наступних завдань. 1. Вивчення геологічного розтину Тагільського прогину і особливості його геотектонического розвитку. 2. Встановлення складу, будівлі, віку і її природи фундаменту; співвідношення утворень геосинклинального комплексу, й фундаменту; характер і її переробки геосинклинальным процесом. 3. Дослідження глибинних процесів рудоутворення, відтворення моделей формування типових для прогину родовищ й розробка методів ефективного прогнозу та пошуків мінерального сировини. 4. Одержання інформації про фізичних властивості порід на глибині, особливостях флюидного режиму й природі сейсмічних кордонів; виявлення зв’язку гравітаційних, геотермических, геоэлектрических і магнітних полів з глибинним будовою. 5. Виявлення стану та морфології стратиграфических та інших кордонів розділу речовинних комплексів і структурних этажей.

Зазначеним не вичерпується розмаїття дослідницьких можливостей СГ-4, про що свідчать досвід Кольській та інших щонайглибших свердловин, і навіть ознайомлення із зарубіжними програмами наукового буріння. Показовий приклад німецької програми континентального буріння КТБ, у якій наголошується на фізичну й хімічну бік геологічних явищ, вивчення сучасного стану земної кори і сучасних геологічних процесів. Визнаючи правомочність такого підходу, цільове назначение-СГ-4 можна з’ясувати, як фундаментальні дослідження фізичних в хімічних умов і процесів в глибинних частинах земної кори розуміння структури, складу, динаміки і еволюції Уральського рухомого пояса. Привертає увагу конкретніше звучання низки наукових завдань, як-от дослідження глибин проникнення і сфери впливу які у земної корі розчинів освіту родовищ мінерального сировини, процеси деформації і конвекції, і навіть значення води для динамічних процесів, які у. земної корі; вивчення інтенсивності дегазації і речовинного складу мантії Землі та континентальної частини земної кори та інших. Усе це що з поправкою на уральську специфіку справедливе й для СГ-4. І було створити умови для для максимальної реалізації пізнавальних можливостей свердловини та супроводжуючого її комплексу робіт, саме: забезпечення сучасного (світового) рівня досліджень самісінькому свердловині; створення адекватної системи комплексних геолого-геофізичних досліджень, у околоскважинном просторі; притягнення до дослідженням, аналізові досягнень і узагальнення результатів найкомпетентніших фахівців; створення під час проведення досліджень обстановки гласності та широкого сотрудничества.

4 Геологічний розріз СГ-4.

Дослідження керна стовбура та району закладення свердловини проводиться Уральській ГРЭ СГБ НВО «Надра» що з організаціями співвиконавцями ПГО «Уралгеология», КамНИИКИГС, ИГиГ УрО АН СРСР, ІГ УрО АН СРСР, ВСЕГЕИ, ЦНИГРИ, ИГЕМ, ИМГРЭ, ВНИИгео-информсистем, ПГО «Аэрогеология», НВО «Союзпромгеофизика» і др.

Розкритий свердловиною розріз представлений силурийскими вулканогенными і вулканогенно-осадочными утвореннями, относимыми відповідно до сучасної стратиграфической схемою до именновской почті (S1l3—S2ld). Загальне будова розтину, за результатами виконаною детальної документації керна, перегляду шлифов, вулкано-фациальных і геохімічних досліджень, встановлено таке. 40—430 м — эффузивная толша переважно базальтових, андезитобазальтовых лав, в інт. 130—252 м — також ферробазальтов і палеоисландитов; 430—3070 м — монотонна толша грубообломочных і агломерато-грубопесчаных туфів основного складу типово именновского образу: неможливо оброблений шлак і миндалекаменный матеріал обильнокрупнопорфировых зазвичай плагиоклаз-двупироксеновых базальтів і андезитобазальтов, нерідко містить домішка плагиофировых андезитов і калієвих базальтів і утворить пласти та його серії потужністю 20—70 м, розділені прошарками піщаних тефроидов, зазвичай слабко шаруватих; на 1920—1940 метрів і близько 3 тис м з’являються подводно-морские флишоиды з темними алевропелитами нагорі ритмов;

3070—3468 м — переслаивание туфів плагиофировых андезитов, місцями з домішкою базальтового матеріалу й того складу піщаних тефроидных флишоидов; з 3280 м туфы і тефроиды переважно більш кислі — андезитодацитовые, часто з безліччю витрокластики як шматків і грудочок пемз і перлитов;

3468—5006 м — флишоидное чергування туфів підводних пирокластических потоків однорідний риодацитового складу (і з пемзами, перлитами і безліччю осколків плагиоклаза), в інт. 3850—4297 м найчастіше за все повторно перемешенных як подводно-оползневые маси. Супроводжують їх різко підлеглі за обсягами більш мелкопесчаные по-різному відсортовані флишоидные тефроиды тієї самої складу і темні силициты верхів ритмів, містять конодонты граничних верств лланловери і венлокского ярусів раннього силура;

5006—5070 м — пачка темних зеленовато-серых силицитов, місцями з великими залишками радиолярий, у верхній половині — з прошарками кислих туфів і тефроидов;

5070—5401 м — кабанский комплекс, поданий у інт. 5072—5076 м темними туфопесчаниками з витрокластикой ос новного складу, переходять вгорі в алевропелиты і червоні яшмоиды; нижче всуціль поширена краснообломочная зварена пирокластика афировых переважно калієвих базальтів, исландитов і спилитов, яка перемежовується з потоками неокисленных лав тієї самої (5182—5215 метрів і ін.) і кислого складів (5265—5312,4 м).

У цілому нині розріз вулканокластической та перехідною товщ малоконтрастный, містить у різних пропорціях ознаки як вулканогенного, і осадового походження. Товщина цих порід збільшується з глибиною. Флишоидная товща при слабких фациальных відмінностях від низів перехідною різко відрізняється більш кислим складом обломочного материала.

У разі зіставлення розкритого розтину з проектним встановлено перевищення потужності відкладень в 1,5 разу. Через війну буріння запитували, що стосуються геометрії, просторових і генетичних взаємовідносин що становлять верхню частина прогину комплексів. Рішення їх можна при дедалі відчутніше поглиблення СГ-4 і виконання цілеспрямованих досліджень, у околоскважинном просторі, включаючи буріння допоміжних структурних скважин.

Під час проведення циклічного аналізу, у межах розкритого свердловиною розтину виділено п’ять мегаритмов, кордону яких збігаються чи близькі до кордонів відзначених товщ і под-толщ на глибинах 3487 м, 2640 м, 1919 метрів і 430 метрів і характеризуються різким зміною літології пород.

Нижній мегаритм 3487—4064 м відповідає флишоидной товщі і є вулканогенно-осадочным. У розрізі не повністю розкрито. Він сформувався в умовах слабкої вулканічної активності. У ньому переважають віддалені мелкообломочные фации андезидацитового складу, широко розвинені тонкослоистые алевролитовые і алевропсаммитовые різниці осадових порід, частка з яких до верхів мегаритма зростає до 80—90%. Чергування тонкослоистых прослоев, що характеризуються малопотужній (0,01— 0,5 м) двухчленной, рідше тричленної ритмікою зі слабко диференційованими гравийными, утворює контрастні мезоритмы потужністю від 10 до 75 м.

Мегаритм 2640—3487 м, умовно относимый до вулканогенно-осадочному типу, характеризується тим, що у тлі дрібної ритмічності (від часткою до 5 м) мелкопсефито-псаммитовых разностей виявлені контрастні гетерообломочные ритми потужністю від 2—3 до 15—20 м, де крупнопсефитовые і агломератовые уламки ізольовано занурені в псаммитовый субстрат. Періодично повторювані інтервали розвитку алевропелитовых разностей дозволяють виділити ряд мезорит-мов з кордонами на 3986 м, 3332 м, 3276 м, 3160 м, 3083 метрів і 2986 м. Відзначені особливості мегаритма, мабуть, обумовлені нерівномірними проявами вулканічної активності і грязекаменных потоков.

Три верхніх мегаритма (1919— 2540 м, 430—1919 м, 0—430 м) вулканогенные, частиною оеадочно-вулканогенные. Вони сформувалися в результаті кількох спалахів вулканічної діяльності, зі загальною тенденцією до її нарастанию.

Будова у перших двох загалом близьке. У тому підставі ритмічність щодо дрібна, з потужністю переважаючих елементарних ритмів 2—3 м. У центральних частинах мегаритмов виділяються великі ритми потужністю до 10—30 м і більше. Частка грубообломочного матеріалу виростає тут до 70—90%. У верхніх; частинах знову відзначено дрібна ритмічність (від 0,1—0,2 м. до 2—3 м). У складі ритмів збільшується частка сортированного вулканогенного матеріалу, а декого з тих в інтервалі 1919—2007 м з’являються прослои кременистих алевропелитовых порід потужністю 0,2—5 см.

Верхний—эффузивный мегаритм (О—430 м) сформувався внаслідок кількох імпульсів вулканічної діяльності, зі короткими перервами з-поміж них (88—105 м). Нижня частина мегаритма складена обильно-порфировыми пироксен-плагиофировыми базальтами, у неповній середній (120— 262 м)—залегают подушечные лави афировых андезибазальтов-базальтов, а верхах—плагиофировые андезибазальты.

У фациальном відношенні в розвинених з усього розрізу відкладеннях відзначаються підводні умови освіти, на окремих глибинах відмінні характером вулканізму і відмежуванням зон акумуляції вулканічного матеріалу від берегової лінії, виражену відмінностями його гранулометрического і речовинного складу, і навіть різною мірою перемыва і сортування. У цілому нині, очевидно, панувала обстановка острівних вулканів з величезним переважанням фации субаквальных пирокластических. і підводних гравітаційних грязекаменных потоків. У цьому нижня частина розтину на інтервалі розвитку алевритистых, піщаних і гравийныу ритмів флишоидной товщі відповідає найбільш глибоководної, віддаленій від вулканічних будівель області. Вище по розрізом переважають мілководні схилові фации до субаэральных, реєстрованих обріями з красноцветными гематизированными уламками. .

Геологічний розріз СГ-4.

[pic].

Рис. 4. Геологічний розріз СГ-4, складено в Уральській експедиції сверхглубокого буріння ДНВП «Надра»: 1 — базальты плагиофировые, пироксен-плагиофировые (а), андезитобазальты (про); 2 — андезиты (а), дациты, риодациты (б); 3 — туфы глыбовые (а), агломератовые (б), крупнопсефитовые (в), мелкопсефитовые (р), кристаллолитотуфы (е), 4— туффиты агломератовые (а), крупнопсефитовые (б), мелкопсефитовые (в), псаммитовые (р); 5— тефроиды мелкопсефитовые (а), псаммитовые (б); 6— туфоконгло-мераты, туфопесчаники; 7 — туфогравелиты, туфопесчаники; 8 — туфопесчаники, туфоалевропесчаники; 9 — туфопесчаники, туфоалевролиты; 10— пісковики, алевропесчаники, алевролиты; 11— крем’янисті, углисто-кремнистые алевролиты, алевропелиты; 12 — диориты (а), кварцові диориты (б); 13 — внемасштабный знак даек основного (чи середнього (б) складів; 14 — тектонічні порушення: скиди, взбросы (в), малоамплитудные надвиги (б); 15— кордону геологічних тіл (а), товщ і подтолщ (б), пачок (в).

3. Прогнозні моделі Уральській СГ-4.

Серед уральських дослідників, в т. год. причетних до СГ-4, ще сильні позиції прибічників класичної (фиксистской) геології, розглядають регіон як досить фіксовану полициклическую геосинклинальную систему з інтенсивним розвитком магмоі рудоподводящих глибинних розламів і повторюваністю у кожному циклі однотипних геологічних і рудних формацій .

Відповідно до альтернативної, мобилистской концепції Урал є складне покровно-складчатое спорудження, що складається з різнорідних аллохтонных пластин, освічених шляхом великих горизонтальних переміщень геологічних мас. Ці уявлення вносять суттєві корективи в схему металлогенического розвитку регіону, дають нове тлумачення природі й перспективам його рудоносности.

Зазначимо, що розподіл геотектонических позицій на фиксистские і мобилистские певною мірою умовне і відбиває усієї розмаїтості поглядів на місці закладення, рушійних сил і розвитку Уральській эвгеосинклинали. Останнім часом спостерігається тенденція у зближення позицій, виражену визнання представниками фиксистского напрями обмеженого спрединга з появою раздвигов, оголюють симатическую кору.

Завдяки тісній співпраці великий групи дослідників вдалося сформувати комплект з одинадцяти моделей, що відбивають практично всього спектра існуючих прогнозних поглядів на глибинному будову району буріння (рис. 2). Без можливості докладно охарактеризувати все моделі, зупинимося найбільш істотних і отличающихся.

У. З. Дружининым складено основні сейсмічні і геологогеофізичні розрізи і дано варіант прогнозної моделі, основними елементами якої є структурно-вещественные комплекси, фізична характеристика, становище у розрізі сейсмічних кордонів, можлива їх природа. Відповідно до цієї моделі СГ-4 повинен розкрити повний розріз уралид потужністю приблизно 11 км, пройти близько чотирьох км по рифейским утворенням й у інтервалі 14—14,5 км ввійти у освіти древнього комплексу підстави може бути архейско-протерозойского віку. Причому у складі уралид виділяються чотири комплексу, серед найбільш цікавим і незрозумілим буде комплекс порід на глибині 7—9 км. У цілому нині геологічна прив’язка всіх виділених комплексів та його литологический склад в значною мірою умовні. Це спроба спроектувати на розріз по свердловині поверхневі освіти, розвинені на захід від нее.

По Ю. З. Каретину (рис. 3, а) Тагільський прогин представляє цілісну грабенообразную структуру із пласким днищем і чітко вираженими бортами. Розвинена складна система листрических скидів розтяги, здебільшого трансформованих в малоамплитудные надвиги. Фиксистское істота моделі автор обгрунтовує тим, що амплітуди зсувів щодо малі й не порушують істотно первинну троговую синседиментационную структуру розтягань. Розташовані на захід від СГ-4 интрузии Платиноносного пояса розглядаються як несмещенной магмоподводящей зони, субвертикально минаючої на глибини понад 50 км і пересічної свердловиною. Як сказав автор, ці интрузии «зшивають» весь разрез.

У. М. Пучків при побудові своєї мобилистской моделі (див. рис. 3, б) виходить із результатів геологічних досліджень, у зоні зчленування Тагільської і Центральноуральской зон північніше району буріння, де встановлюється залягання порід Тагільського комплексу у вигляді тектонічного покриву регіонального значення. Використовуючи зміну розташування з глибиною що відбивають майданчиків (за даними MOB і ДСЗ) з глибиною, автор моделі передбачає відповідне выполаживание поверхонь тектонічного зриву на глибину та прогнозує їх подсечение сверхглубокой свердловиною. Одночасно передбачається можливість повторення у межах відкладень з глибини 7 км, мають молодший вік, ніж вышележащие, на користь чого, на думку. У. М. Пучкова, свідчить встановлена ДСЗ неодноразова інверсія швидкостей на глибинах 7—17 км. Відповідаючи на запитання у тому, які комплекси тектонически поєднуються в плановане розрізі СГ-4, автор це не дає однозначну відповідь. Як можливого складу найбільш цікавою малоплотной пластини на глибині 7—9 км висловлені такі варіанти: вулканогенно-осадочные відкладення верхнього силура—девона Тагільської зони; плагиограниты, плагиогнейсы (плагио-мигматиты); серпентинитовый меланж, зближені зони рассланцевания; ордовикскодевонские істотно терригенные відкладення континентального підніжжя. Пластина, розташована на глибині 9—11 км, найімовірніше, належить меланократовому фундаменту (габро, амфиболиты, ги-пербазиты), первинне подстилавшему вулканогенные комплекси Тагільської зони. На глибині 11 км і нижче очікується розтин метаморфических, що належать фундаменту утоньшенного, частково зруйнованого при рифтогенезе краю По-східномуЄвропейського континенту — перехідною зони oт континентальної кори до океанічній. Ймовірно, що у глибині 11−15 км повторяетя тектонічний розріз палеозойских эвгеосинклинальных товщ та його меланократового основания.

У моделі З. Т. Агеєвої, А. Р. Волчкова і П. З. Ревякіна (ЦНИГРИ) під Тагільської эвгеосинклиналью передбачається куполовидное підняття гранулитбазитового шару, звід якого розташований на глибині близько 12-ї— 13 км. Вище повинні залягати слабко розкриті лежить на поверхні відкладення океанічній кори, під аркушами яких залягає потужний офиолитовый комплекс, инъецированный великими тілами гипербазитов.

У. І. Сегалович (КамНИИКИГС) становив два вкрай мобилистских варіанта моделі, з гіпотези великого, протяжністю сотні кілометрів, тектонічного перекриття околиці Східно-Європейського континенту покривами, які з продуктів спрединга околичних і междуговых басейнів, і навіть островодужных вулканитов. Відповідно до цієї моделі, СГ-4 до глибини 6 км розкриє вулканогенно-осадочные комплекси верхню частину Тагільського прогину, далі перетне интрузивные освіти Платиноносного пояса, метаба-зиты низів лландовери, потужну (порядку 3 км) пластину ультрабазитов, і, нарешті, після 14 км ввійде у відкладення верхнього девону — нижнього карбону Східно-Європейської плити. Відповідно до іншого варіанту, СГ-4 перетне весь розріз аллохтонной частини прогину, званої автором «Тагільським пакетом покровів», і, можливо, досягне підстильної покрівлі Улсовско-Висимской зони поддвига (Оз— D2).

М. Р. Берлянд (ВСЕГЕИ) віддає перевагу істотно габброидному варіанту розтину, що у інтервалі 7—14 км передбачається розкрити габброиды, порівнянні з арбатским комплексом, які виходять на поверхню на Захід СГ-4.

По До. П. Плюснину (ПГО «Уралгеология»), Тагільський прогин є складним освітою, яке формувалося самих стадіях як грабен, а на других—как рамповая структура. У цьому їм моделі велика роль відводиться разновозрастным тектонічним порушень, разбивающим досліджувану частина прогину на численні блоки, що ускладнює ув’язку вскрываемого свердловиною розтину з поверхневими структурами і проведення систематичних структурно-тектонических исследований.

У рифтогенной моделі Л. І. Десятниченко (ПГО «Уралгеология») формування эвгеосинклинального прогину пов’язані з інтенсивним розтяганням земної кори вздовж глибинного розламу, сопровождающимся поступовим заповненням що формується структури раннегеосинклинальными утвореннями боткой фундаменту. У етапи переробці зазнають і ранні офиолитовые комплекси. Отже, під прогином зберігаються лише перероблені фрагменти допалеозойских комплексів, і для свердловиною стоїть нелегке завдання ідентифікації агломерату гетерогенних образований.

Попри те що що всі моделі базуються, сутнісно, на одному й тому ж геофізичної інформації, разом вони виявляють суперечливість поглядів на глибинному будову Уралу. Виключаючи саму верхню частина прогину, моделі суперечать за всі більш-менш істотним компонентами прогнозованого розтину: його безперервності чи тектонічної роз'єднаності, можливості перетину свердловиною тіл габброидов і ультрабазитов, глибину та складу підстави прогину, перспективам розтину рудоносных комплексів, природі верств, інверсії швидкостей і др.

Можна дійти невтішного висновку, що така суперечливість котрі об'єктивно й наочно відбиває як стан глибинних геолого-геофізичних досліджень на Уралі, а й, певною мірою, всієї геології загалом. Неважко зрозуміти життєву необхідність сверхглубокого буріння, бо тільки пряме насичення надра здатна забезпечити теоретичну геологію і прикладні металлогенетические дослідження фундаментальної фактографічної основою, істотно звільнивши їхню відмінність від різного роду умовностей і фантазий.

Спочатку намічену проектну глибину СГ-4— 15 км слід вважати достатньо обгрунтованою. У цьому свердловиною повинні перетинатися основні структурно-вещественные комплекси Тагільського прогину, включаючи меланократовые освіти частині розтину, і досягнуто надійне розтин фундаменту з глибиною врізки до $ 1,5 км. По найбільш оптимістичним прогнозам (Ю. З. Каретин, У. З. Орлов), який передбачає щодо менш глибоке залягання фундаменту прогину, мінімально необхідна глибина свердловини може створити 12—13 км. З огляду на це глибину 12 км можна з’ясувати, як оптимальний кордон, після досягнення якого доцільно розглянути питання кінцевої глибині буріння скважины.

Прогнозні моделі верхню частину земної кори району Уральській СГ;

4 (з спрощеннями авторов).

[pic].

Рис. 3 а — фиксистская (геосинклинально-троговая), по Ю. З. Каретину, 1988; б—мобилистская, по В. Н. Пучкову, 1988 .

I — протоофиолитовая асоціація, 2 — гранулито-базитовый комплекс архея, 3 — геофізичний базальтовий шар, 4 — меланократовый фундамент; типи розрізів: I — Лемванский, II—Тагильский.

5. Петрографическая характеристика гірських пород.

Эффузивные породи. Базальты і андезибазальты. Серед эффузивных порід лавової фации можна виділити чотири різновиду, слагающие відособлені пачки.

Породи верхніх трьох пачок — андезибазальты — різняться кількістю, розміром і складом вкрапленников. У верхньої пачці вони теж мають розміри за частки міліметра, сягають 5% обсягу породи і подано альбитизированным плагиоклазом і клинопироксеном. Породи другий згори пачки переважно афировые, третьої — містять від 20 до 50% великих (до запланованих 4 мм) вкрапленников плагиоклаза, іноді їхнім виокремленням сростки, і поодинокі менші вкрапленники клинопироксена і ортопироксена, заміщені хлоритом.

Переважна більшість андезибазальтов складається з мікролітів альбитизированного плагиоклаза, розташованих безладно (ділянками субпараллельно) чи зібраних у сноповидные зрощення, зерен клинопироксена, пылевидных виділень і кістякових кристалів рудного мінералу (магнетита—титаномагнетита) і продуктів зміни стекловатого мезостазиса — хлорита, эпидота, пренита. Для афировых андезибазальтов характерні стрімкі (до30% обсягу породи) мигдалини, за іншими різновидах вони единичны.

Базальты, слагающие четверту згори пачку, містять вкрапленники плагиоклаза, клинопироксена і ортопироксена (псевдоморфози хлорита і карбонату), складові від 20 до 50% обсягу породи. Переважна більшість на 30—70% складається з мікролітів плагиоклаза, у проміжках між якими розташовуються зерна клинопироксена і хлоритизированное і соссюритизированное скло. Пылевидные виділення, тож дрібні кристали рудного мінералу зазвичай присвячені псевдоморфозампо ортопироксену. Мигдалини, які становлять 2,5 див в поперечнику, редки.

В усіх життєвих різновидах эффузивов як вторинних мінералів, що становлять мигдалини, неправильні гнізда і жилки, зустрічаються хлорит, пренит, пумпеллиит, эпидот, кальцит, кварц, опал, альбит. Судячи з високої ступеня схоронності структури порід і первинних мінералів (клинопироксена, магнетита), і навіть складу і кількості вторинних минералов, метаморфизм порід відповідає пренитпумпеллитовой фации .

Вулканогенно-обломочные породи. Найпоширеніший тип вулканогенно-обломочных порід (особливо до глибини 3 км) — тефроиды. Глибше 1870 м значної ролі грають вулканогенно-осадочные породи: туффиты різної розмірності, туфопесчаники і туфоалевролиты. Туфы виділяються в вигляді малопотужних верств серед тефроидов наявністю дрібних осколків скла рогульчатых і серповидных форм, і навіть уламків зі слідами гарту, болееразнообразной ступеня окатанности уламків (від незграбною до среднеокатанной).

Тефроиды переважно кристаллолитокластические чи литокластические, рідше литовитрокластические і кристалловитролитокластические, серед туфів зустрінуті і кристаллокластические різниці. Цемент гідрохімічний, поровый чи дотику, рідко порово-базальный і базальний; складається з пренита, карбонату, хлорита, пумпеллиита, эпидота, цоизита, кварцу, бурого глинистого речовини, іноді гематитизирован. Тефроиды і туфы мають одноманітний базальт-андезибазальтовый склад уламків, лише нижче 3683 м різко зростає роль кислої кластики.

За рівнем метаморфізму уламки і цемент немає від эффузивных порід верхньої пачки. У вулканогенно-обломочных породах проти эффузивными серед новоутворених мінералів, у інтервалі до глибини 3000 м кілька зростає (>10%) роль пумпеллиита і эпидота, а глибше 3000 м — кальцита і кварцу. В усіх життєвих породах литокластов клинопироксен зазвичай свіжий, плагиоклаз представлений альбитом, часто сопровождающимся продуктами деанортизации, ортопироксен і оливин є у вигляді повних псевдоморфоз хлорита, эпидота, кальцита, халцедона.

Серед базальтів і андезибазальтов можна виділити різновиду зі такими парагенезами вкрапленников: СРх—PI; PI; OI—OPx—CPx—PI, PI—СРх (з переважанням останнього), СРх. Породи різняться також розміром вкрапленников, їх кількістю, структурою і складом основної маси, наявністю миндалин.

Клинопироксен-плагиофировые андезибазальты і базальты містять вкрапленники розміром від часткою до 1—2 мм, у тому числі плагиоклаз становить від 5—10 до 25%, клинопироксен — до 3—5% обсягу породи. Зустрічаються різновиду з сериально-порфировой структурою, максимальним розміром вкрапленников до 5—б мм кількістю вкрапленников плагиоклаза до 20—25, клинопироксена — до 10—15%. Іноді обидва типу вкрапленников утворюють гломеры. Структура основної маси порід частіше гиалопилитовая чи гиалиновая, рідше интерсертальная; іноді відзначається флуктуационная текстура.

Плагиофировые андезибазальты із різних уламків кілька різняться структурою, кількості мигдалин. Зустрічаються різниці з порфірової, гломеропорфировой (часто з вкрапленниками плагиоклаза двох генерацій), сериально-порфировой структурою. Кількість вкрапленников від одиничних до 40—45% обсягу породи, площі їхніх — частки міліметра, рідше до 2,5 мм. Деякі вкрапленники містять включення скла, замещенного хлоритом. Структура основної маси — від гиалиновой до гиалопилитовой, іноді интерсертальная з ділянками пилотакситовой, спилитовидной, в окремих випадках скрытокристаллическая.

У оливин-ортопироксен, клинопироксен-плагиофировых базальтах вкрапленники плагиокла розміром до 1×2 мм становлять 20—30% обсягу породи, клинопироксена — 2—15%. Поруч із ними породах присутні псевдоморфози по вкрапленникам інших темноцветных мінералів (до 5—7%), складені хлоритом, ділянками эпидотом, кальцитом і халцедоном, часто містять включення зерен рудного мінералу. Судячи з характерним формам, псевдоморфози належать до ортопироксену. Присутність у цій групі порід нормативного олівіну дозволяє допустити, що лише почасти псевдоморфози є апооливиновыми, хоча типові при цьому мінералу форми не виявлено. У інт. 2700—2900 м. зустрінуті різновиду, у яких у вкрапленниках є і амфибол (2—3%). Породи мають интерсертальную, гиалопилитовую, гиалиновую структуру основний массы.

Плагиоклинопироксенофировые базальты виявлено в одиничних шлифах на різних глибинах. У вкрапленниках, складових загалом від 7—8 до 40—45% обсягу породи, клинопироксен помітно переважає над плагиоклазом, часто має як великі розміри. У окремих шлифах присутні й рідкісні псевдоморфози по ортопироксену. Переважна більшість породи — гиалиновая, є мелкозернистое хлоритизированное скло з флуктуационной текстурою, определяющейся субпараллельной орієнтуванням сплющених мигдалин і голчастих мікролітів плагиоклаза.

Клинопироксенофировые базальты (шл. 19 125) є у уламках розміром 1—5 мм. Вкрапленники клинопироксена (до 0,8×0,6 мм), часто що утворюють сростки, становлять 15—25% обсягу породи, переважна більшість має гиалиновую, іноді перехідну до гиалопилитовой структуру.

В усіх життєвих порфірових базальтах і андезибазальтах литокластов основна маса складається переважно з розкладеного скла, у якому укладено мікроліти плагиоклаза (розміром до 0,1 мм), клинопироксена (до 0,05 мм) і тонка пил рудного мінералу. Характерні вторинні мінерали мезостазиса — хлорит, меншою мірою пренит, пумпеллиит, эпидот. Ці самі мінерали поруч із карбонатом і халцедоном складають мигдалини, складові зазвичай 5—10, рідко до 30—40% обсягу пород.

Поруч із порфировыми базальтами і андезибазальтами в литокластах трапляються й дещо їх афировые різновиду з гиалиновой, гиалопилитовой, спилитовидной, і навіть пилотакситовой і интерсертальной структурою. (Не виключено, що коли частина їх є ділянки основної маси порфірових пород.).

Більше салические, ніж андезибазальты, породи мають у своєму складі литокластики підлегле распространение.

Серед андезитов є плагиофировые і клинопироксен-плагиофировые різновиду; структура основної маси переважно гиало-пилитовая, рідше пилотакситовая.

Уламки кислих порід — плагиофировых і кварц-плагиофировых андезидацитов, дацитов, рідше риодацитов — постійно зустрічаються глибше 3500 м. Їх який завжди вдається від можна зустріти у тому інтервалі гидротермально-метасоматически змінених порід. Вони містять микровкрапленники плагиоклаза (до 5—7%) і кварцу (до 3—5%) або тільки плагиоклаза, і навіть іноді клинопироксена (здебільшого псевдоморфози по нього). Вкрапленники кварцу часто оплавлены, іноді мають «поїдені» краю, містять включення хлорита і карбонату. Переважна більшість зазвичай представлена агрегатом кварцу і альбита микрофельзитовой, фельзитовой, микролитозернистой, ми інколи з елементами пойкилобластовой структури, містить серицит, сфенлейкоксен, эпидот, рудний мінерал, карбонат, апатит.

Поруч із описаними типами литокластов постійними елементами тефроидов і туфів є витрокласты і кристаллокластический материал.

Стекловатые породи лавового образу періодично зустрічаються в уламках в інтервалі 445—3350 м. Присутні як нераскристаллизованные різновиду, представлені хлоритизированным, часто пумпеллиитизированным чи пренитизированным склом, і з гаком кількістю мікролітів, рідше вкрапленников зміненого плагиоклаза. Виділяються стекловатые породи з флюидальностью (обусловленой субпараллельной орієнтуванням витягнутих мигдалин) і неї (з миндалинами изометричной форми). Різноманітно виконання порожнин і пухирців (хлорит, мозаїчний кварц, халцедон, пренит).

Кристаллокласты зустрічаються в туфах і тефроидах повсюдно, іноді створюючи самостійні верстви у верхніх частинах ритмів. Кристаллокласты належать до плагиоклазу і клинопироксену, розмір їх до 5—6 мм. Часто вони мають правильні кристалографічні форми, ненарушенную зональність і є, очевидно, мало подвергшийся обробці пирокластический матеріал. Зустрінуті також кристали зі згладженими формами, резорбированные. Нижче глибини 3625 м (особливо у інтервалі 3720—3825 м) в кристаллокластах з’являються уламки кварцу до 5 мм в поперечнику з включеннями хлоритизированного скла каплевидной формы.

Туфоалевролиты, туфопесчаники, туффиты. Шаруваті туфоалевролиты, туфопесчаники і туффиты алевритовой розмірності зустрінуті в керні свердловини СГ-4 переважно на трьох рівнях: в інтервалах глибин 74,7 м—127 м, в тому числі - серед подушечных лав, 1717 м—1966,5 метрів і глибше 2979,3 м. Слоистость виражена варіаціями розмірності уламків, складу цементуючою є і уламків, рідше орієнтуванням останніх. Сортированность матеріалу зазвичай хороша. Окатанность уламків широко варіює, частіше вони незграбні і слабоокатанные. В обломочном матеріалі — Кристаллокласты плагиоклаза, кварцу, клинопироксена, і навіть уламки порід, раніше описаних у складі великих литокластов. Цемент здебільшого — стикання, рідше поровый, гідрохімічний. Містить пелитоморфное буре речовина, глинисті мінерали, пренит, хлорит, карбонат, кварц, альбит, пумпеллиит, эпидот, сфен, серицит, рудні мінерали, углистое речовина. Для порід першого рівня характерна хороша сортированность матеріалу, переважання алевролитовых і пелитоалевритовых разностей. Для другого рівня — менша сортированность уламків, безліч кристаллокластов плагиоклаза. Третій рівень характеризується безліччю алевритового матеріалу, містило велику кількість у ньому углистого речовини (до $ 1,5%) і сульфидов (до запланованих 4%), які надають породам окремих верств чорну забарвлення, велику кількість уламків кислих эффузивов і метасоматитов. По кордонів верств населення та в прошарках чорних алевролитов зустрічаються скупчення дрібних кристалів піриту, халькопирита, пирротина.

Интрузивные породи. Серед интрузивных порід можна виділити дві групи. Породи, а такою — базальты і андезибазальты, які переважно у верхніх 1000 м розтину, по вещественно-структурным особливостям і, мабуть, віком близькі до лавам. Другу групу — меланобазальты і микродиориты — немає аналогів серед вулканічних порід і є, мабуть, більш глибинними і більше молодими, ніж субвулканические базальты і андезибазальты.

Базальты і андезибазальты. Породи, зазвичай, мають чітку порфірову структуру і різняться переважно в складу, кількості і розмірам вкрапленников. Виділяються різновиду, слагающие відособлені тіла, з такими парагенезами вкрапленников:

1. PI (20—35%) — СРх (10—15%) — ОРх (10—15%), переважний розмір вкрапленников 0,2—0,8 мм (49,9—88 м, обр. 48—202; 695—700 м, обр. 4544—4570);

2. СРх (20—30%) — ОРх (10%) — PI (5%), розмір 0,5— 1 мм (79—84 м, обр. 135—183);

3. PI (25—30%) — 01? (5%) — P1 (5%), розмір 1—6 мм (384—395,5 м, обр. 2478—2527, 2534—2546);

4. pi (40—60%) — СРх (10—20%), розмір 0,5—2 мм (922,6— 942,5 м, обр. 6124—6238);

5. P1 (10—15%) — СРх (3—5%), розмір до 6 мм (1023— 1025 м, обр. 6763—6781; 2830,6—2833,2 м, обр. 17 384—17 391);

6. СРх (20%) — 01 + ОРх (5—7%) — P1 (5%), розмір до 1 мм (3712,5—3116,1 м, обр. 22 753—22 792).

У самостійну різновид можна виділити афировые базальты, слагающие ряд січних тіл всередині третьої (згори) пачки лав (в інтервалі глибин 264,8—384 м, обр. 1692, 1747—1772, 2010, 2048 та інших.) Зрідка у тих породах зустрічаються вкрапленники клинопироксена розміром до 1—4 мм, характерні дрібні мигдалини хлорита.

Переважна більшість порід у різних тілах і різноманітних частинах одного тіла має неоднакову ступінь раскристаллизации, структура її змінюється від гиалопилитовой до полнокристаллической призматически-зернистой. Основна маса складається з видовжених кристалів плагиоклаза і клинопироксена і змінних кількостей повністю замещенного вторинними мінералами мезостазиса. У різновидах 3,4 і п’яти плагиоклаз помітно переважає над пироксеном, за іншими різновидах їх близькі. Рудні мінерали групи магнетита—титаномагнетита виділяються як дрібних кристалів (часто включених у вкрапленники олівіну чи ортопироксена), і навіть кістякових дендритоподобных кристалів і пылевидных скупчень. У різновидах 2 і шість зустрічаються поодинокі зерна хромшпинелида, включені у вкрапленники темноцветных минералов.

В усіх життєвих породах плагиоклаз альбитизирован, соссюритизирован, заміщений частково пренитом, по оливину і ортопироксену утворені повні псевдоморфози хлорита і карбонату. У основній масі розвиваються пренит, кварц, кальцит, пумпеллиит.

Меланобазальты зустрічаються протягом усього розтину СГС-4 як січних тіл потужністю до 8,7 м. Як особливої їх різновиду можуть бути виділено лампрофироподобные меланобазальты, зустрінуті в уламках (можливо, «хвіст» дайки) на глибині 3125,6 (обр. 19 063—19 065) і 3621 м (обр. 21 922), соціальній та дайках.

Меланобазальты мають зазвичай добре виражену порфірову структуру. Вкрапленники сягають 30—35% обсягу породи і подано клинопироксеном (20—25%) і з повними псевдоморфозами по оливину (5—10%). Кристали клинопироксена мають розмір до 6 мм, короткопризматическую форму, часто зональны і полисинтетически сдвойникованы. Псевдоморфози по оливину також короткопризматические, іноді бочонковидные, розміром трохи більше 2—3 мм. Вони складено хлоритом чи карбонатом, рідше (в цілому або лише у центрі зерен) кварцом. Зрідка зустрічаються микровкрапленники соссюритизированного плагиоклаза.

Переважна більшість порід має у центральних частинах тіла меланобазальтов структуру, близьку до призматически-зернистой, а крайових частинах — від интерсертальной до гиалопилитовой. Воно складається з зерен (розміром 0,05—0,1 мм) клинопироксена изометричной чи короткостолбчатой форми (20—35%), альбитизированного і соссюритизированного плагиоклаза (15—21%), амфибола (5—7%), рудного мінералу із групи титаномагнетита—магнетита (3—5%). Зустрічаються рідкісні зерна хромшпинелида, зазвичай всередині псевдоморфоз по оливину. Интерстиции заповнені тонкочешуйчатым хлоритом (40—55%). Рідкісні мигдалини розміром 0,3—0,7 мм (5—7% обсягу породи) складено пренитом і хлоритом, навколо мигдалин розвиваються дрібні зернята амфибола.

Лампрофироподобные меланобазальты від описаних вище присутністю до 15—20% амфибола, меншим розміром вкрапленников (трохи більше 1 мм).

Микродиориты утворюють досить потужні тіла різними глибинах. Структура їх гипидиаморфнозернистая, призматически-зернистая, на глибинах нижче 3450 м непевний порфировидная з допомогою вкрапленников клинопироксена розміром до 2 мм. Головні мінерали — альбитизированный плагиоклаз (часто по нього розвиваються також эпидот, карбонат, хлорит, пренит) таблитчатой, брусковидной форми, розміром 0,2—0,8 мм (60—80%) і рогова обманка розміром 0,1—0,6 мм (10—15%). У породі також є хлорит, частково що розвивається по роговий обманку і, можливо, по биотиту (?) чи яким заповнюють интерстиции; биотит (0—3%); кварц — від одиничних зерен до 4—7%; клинопироксен (до 5%) з що розвиваються у ній эпидотом, карбонатом, кварцом; рудний мінерал (до запланованих 4%); апатит (до 1%) як призматичних і голчастих кристаллов.

По петрографическим і петрохимическим даним склад вулканитов в. межах перших трьох товщ до глибини 3487 м переважно базальтовий (62%), менш часті андезибазальты (32%) і андезиты (6%). У інтервалах розтину флишоидной товщі (3487—4064 м) склад порід досить різко змінюється на андезидацитовый (до риодацитов). По сумарною лужності переважають вулканиты нормального низки, частку субщелочных доводиться третина проаналізованих зразків. На кшталт лужності в рівній мірі розвинені як калієві, і калиево-натриевые різниці. Більшість порід (63%) известково-щелочной серії, інші — толеитовой.

При аналізі мінливості з глибиною змістів породообразующих оксидів і окремих елементів, з одного боку, встановлюється незакономерный характер зміни їх концентрацій провісниками швидко мінливих умов формування комплексів зі складною поєднанням вулканічних і осадових процесів, які надають розрізу деякі риси «мусорности». З з іншого боку, коливання змістів деяких оксидів, особливо у їх поєднанні, груборитмичные і, мабуть, відбивають еволюцію локальних магматичних осередків, що живлять вулкани у районі СГ-4.

За винятком близькості складів эффузивной (0—430 м) і верхньої подтолщи вулканокластических товщ (430—1873 м), інші підрозділи розтину петрохимически істотно різняться. У цьому найбільші аномалії хімічного складу властиві інтервалу флишоидной толщи.

Загалом в петрохимическим даним встановлюються помірковано слабка ступінь диференційованості розвинених у розкритої частини розтину СГ-4 вулканитов і приналежність їх до островодужным комплексам, від сучасних аналогів останніх переважанням базальтів, вищої загальної лужністю, підвищеними концентраціями Сг, З, Ni, V, Sr.

Минералого-петрографическим аналізом метаморфических асоціацій встановлено, що протягом всього розкритого розтину породи зазнали. метаморфизм пренит-пумпеллитовой фации. У цьому ступінь метаморфізму поступово ширилася з глибиною і з ряду ознак, можна побачити у нижній частини розтину (зникнення з глибини 3400 м пумпеллиита, зменшення частки пренита), очікується швидке входження свердловини до області розвитку зеленосланцевой фации метаморфізму. Докладніше особливості метаморфических змін у межах розкритого СГ-4 розтину розглянуті у роботі І. У. Викентьева та інших., де зроблено висновок про протікання цього процесу у умовах невисокого палеоградиента (до 20 °З на 1 км) і температури не вище 250 °C.

З натяжкою можна виокремити декілька типів рудної мінералізації, серед найбільш цікаві послойные і кластогенные проявления.

Послойная сульфидная мінералізація найбільш виявлена у нижній вулканогенно-осадочной частини розтину (2640—4064 м) в інтервалах розвитку ритмично-слоистых порід, тяжіючи до верхів ритмів, сложенных туфоалевролитами і туфопесчаниками. Вона представлена пиритом, в т. год. фрамбоидальным, халькопиритом, борнитом, блідими рудами, сфалеритом. Одна із найпомітніших сульфидосодержащих зон пересічена свердловиною в інтервалі 3160—3270 м.

Кластогенный тип представлений переважно пиритом і гематитом, в різного рівня насыщающих змінені уламки у складі вулканоген-ных порід розтину. Частина, утворено прижерловых умовах і характеризується розвитком рудних мінералів, у периферичної частини уламків, інша часть—рудокласты, які мають розбиті фрагменти сульфидосодержащих порід, привнесені з деяких інших місць локализации.

Інші типи рудної мінералізації мають підлегле значення. Вони представлені, зазвичай, вкрапленностью піриту, гематиту, халькопирита, пирротина, рідше сфалерита, галенита та інших., просторово що тяжіє до приконтактовым частинам дайковых тіл і зонам гидротермальных изменений.

Встановлено низку інших особливостей і закономірностей розподілу рудних мінералів, у розрізі СГ-4, серед яких особливу увагу заслуговує факт істотного збільшення частині розтину, з глибини 3400 м, кількості пирротина за відповідного зменшенні частки піриту, що добре цілком узгоджується з наростанням ступеня метаморфізму вниз по розрізу, отже встановлює взаємозв'язок елементів метаморфической і рудної зональностей.

Серед досліджень СГ-4 і її буріння немає єдності щодо оцінки виявленої у межах СГ-4 рудної мінералізації. На думку одних, вона належить до медно-цинковоколчеданному типом і близька за складом до рудам Кабанских родовищ, розташованих на Захід СГ-4, які можна розглядати, як свідчення на користь розширення просторових і тимчасових рамок продуктивного колчеданообразования. На думку інших, доказів для такого укладання ще досить. Принаймні немає сумніви, що отримана цінна і унікальна інформація характером і особливостям локалізації рудної мінералізації, істота яка має остаточно з’ясувати у процесі подальших досліджень при поглиблення СГ- 4.

Свердловиною зустрінуте кілька зон тектонічних порушень (580—620 м, 1470—1500 м, 2495—2505 м, 3480— 3560 м) і різного рівня трещиноватости порід. У цьому, попри цілеспрямовані пошуки, доки отримано скільки нибудь переконливих фактів користь тектонічного сдваивания, істотного роз'єднання тій чи іншій частини розтину. Навпаки, міцніє упевненість у його непрерывности.

Стратиграфическая і формационная приналежність всього розкритого розтину і окремих частин проблематична й у стадії активного вивчення та. Поки досить надійно встановлюється вікова приналежність розтину глибше 3 км. Тут у зразках кременистих алевролитов інтервалу 3070—3716 м, відібраних фахівцями УГСЭ ПГО «Уралгеология» і ІГ БНЦ АН СРСР, ідентифіковані різниці радиолярий, характерні для Sil2- 3. К. С. Ивановым та інші дослідниками (ИГИГ УрО АН СРСР) в інтервалі 3520—3885 м виділено і вивчені комплекси конодонтов і хитинозой, дозволяють віднести його до прикордонним верствам лландовери і венлока. Таким чином, знаходить підтвердження прийнята попередниками схема вікового розчленовування вулканогенно-осадочных відкладень району СГ-4.

Несподівані результати отримано Ю. Є. Дмитрівській (КамНИИКИГС) й О. Д. Архангельської (ВНИГНИ) для дослідження препаратів з мдцератов зразків туфоалевролитов інтервалу 1918,6—1983,9 м, де знайшли неповні спектри суперечка, характерні для частині франского ярусу верхнього девону. Ці дані потребують ретельної перевірці, навіщо у районі СГ-4 розпочато спеціальні дослідження з ревізії відомих знахідок фауны.

6. Результати геофізичних исследований.

Буріння СГ-4 супроводжується великим комплексом геофізичних досліджень, які мають 28 методів електричного, сейсмоакустического, ядерно-фізичного, магнітного, термічного, газового і техникотехнологічного каротажа. Істотних аномалій за результатами проведених досліджень не виявлено. Результати ДВС поруч із литологопетрографическими ознаками використані при розчленування розтину на верстви, пачки, толщи.

З фізичних параметрів, зафіксованих геофізичними дослідженнями стовбура та петрофизическими дослідженнями керна, розріз диференційований по-різному, що визначається особливостями речовинного складу що становлять його образований,.различиями певною мірою їх тектонічної і метаморфической переробки,. і навіть сложнонапряженным станом околоствольного массива.

Після 10-місячного перерви в бурінні, обумовленого перемонтажом бурової установки, на глибині 3853 м встановлено температура 60 °З, що відповідає середньому значенням геотермічного градієнта 1,5 °З на 100 м, і цілком узгоджується з особливостями поля даної частини Уралу, яка характеризується низьким значенням теплового потока.

За результатами вимірів щільності зразків керна СГ-4 добре відомі варіації складу вулканитов розтину, зокрема. виявляються ритми спрямованих змін цих параметрів. На глибині 4000—2400 м такий ритм чітко антидромный — вгору дуже плавно ростуть щільності і основность вулканитов від риодацитового внизу ритму (2,65—2,75 г/см) до базальтового 2,85—2,95 г/cм, що незалежно підтверджено і даними геохімічного випробування, і навіть узгодженим наростанням вгору протягом тієї ж 1600 м фонової намагниченности порід (рис. 5).

На детальному розрізі плотностных варіацій чітко встановлюється також становище контакту силицитов низів именновского комплексу, й залягаючих нижче зовні подібних алевропелитов кабанского комплексу: цьому відповідає стрибкоподібне зростання плотностей (склад змінюється вниз на базальтоидный). Причому у нижньої (1 м) базальної частини флишоидной толши щільності тієї ж силицитов, як з’ясувалося, вниз тільки з наближенням контакту прогресивно зростають, що з появою в усі більшому кількості терригенной домішки матеріалу розмиву порід мафического підстави. Це з об'єктивних обгрунтувань нормальної седиментационной природи даного контакту — двох формацій двох стадій геодинамічного циклу — офиолнтовой і постофиолитовой.

Породи стовбуром СГ-4 переважно слабко намагничены. Виділяються такому тлі різні дайки і інтервали по 5—30 м грубої пирокластики околожерловых фаций. Останні виділяються на відміну інших туфів також безліччю вулканічних бомб і вишневих окислених шлакових ла-пиллей (інт. 1280−1315; 1986;2007; 2398−2460; 2494−2497 метрів і др.).

Наведений на (рис. 5) швидкісної розріз по СГ-4 показує збільшення швидкостей з глибиною: від 6 км/с вгорі до 6,4 км/с нижче. Дані УСП В. А. Силаева стовбуром СГ-4 докладно дещо інші. Зіставлення його з геологією показали, що у варіаціях Vp значимі два чинника: склад порід — основний рахунок і середній (підвищені до 6,2—6,55 км/с) або ж кислий — більш низькі швидкісні параметри (5,6—5,8 км/с). Ускладнює картину різкими «провалами» у графіку швидкостей другий чинник — варіації ступеня тектонічної нарушенности розтину. Мабуть, основна роль цьому належить дрібної об'ємної трешиноватости, оскільки тектонічні шви з більш вираженої нарушенностью порід, але невеличкий 2—5 м видимої потужністю (1918 м, 2506—2510 метрів і ін.) у різних варіантах швидкісного розтину УСП не завжди виявляються. А переважно виділяються целики з максимальними для даного склад порід швидкостями протягом до 600 м. З варіаціями літології кореляції немає (масивні туфы чергуються з пачками піщаних тефроидов тієї самої і близького складів), як і з варіаціями складу від базальтового до андезитового. У цьому щільності всіх таких порід варіюють слабко — зазвичай від 2,82 до 2,88 г/см. Причина тому нівелює вплив повсюдного розвитку на туфовом матеріалі метаморфогенной хлоритпренитэпидотовой цементації. Вона мало змінює валовий склад порід, але сильно зменшує їх пористість (4−5% проти 15−20% в кайнотипных базальтах, наприклад. Камчатки) і підвищує відповідно фізичні параметри щільності І що особливо важливо, швидкісні характеристики, створюючи геть в іншу фізичну середу проти молодими вулканічними областями, де Vp в базальтових розрізах потужністю до 5 км становлять 4,5—5,5 км/с (по Тюменської і Саатлинской сверхглубоким свердловин, на Камчатці, в Ісландії). За даними профілів МОВ—КМПВ, біля СГ-4 Vp в ціликах практично із поверхні досягають 6 і 6,3 км/с. За результатами документації керна СГ-4, масиви порід у ціликах монолітні, майже трещиноваты, після виходу керна нерідко 95—100% і його шматків 50—80 див, іноді навіть 2—4 м. Інтенсивність вышеотмеченных метаморфических перетворень вулканитов з глибиною повільно наростає, преобладающе землисті форми виділень змінюються нижче 3,5 км усе найкраще окристаллизованным эпидотом, що корелюється зі зміною деяких фізичних параметрів. Це може мати важливого значення в проблемі вивчення теплопровідності і теплового потоку по розрізу СГ-4. По викладеним причин потрібно постановка спеціальних детальних досліджень з визначеної проблематики. Допоможуть результати їх й більш точної реконструкції первинного хімізму вулканитов розтину СГ-4.

Зазначимо, що розріз зеленосланцевоі більше високо метаморфизованных базальтів протерозою Кольській СГ-3, на великих, ніж у СГ-4 плотностях порід (внаслідок більшої їх основности, до пикрит-базальтов), характеризується близькими великими Vp (6,5 і 6,8 км/с), які знижуються до 5,8 км/с у межах осадових порід ждановської почту .

Високошвидкісні целики чергуються з інтервалами з різко зниженими швидкостями пружних хвиль і плотностей, певне, зонами дрібної трешиноватости. Візуально в керні вони невиразні, немає ясних меж упорядкування і виділяються не завжди чи неповно. Такі зони найбільше виражені в інтервалах 560—650;1800; 1850—1920; 2600—2750 м. Геологами дрібні, без милонитов, тектонічні порушення і зони трещиноватости зафіксовано на глибинах 560—580; 1800; 2500—2510; 3480;3560 м. Гранично низькі Vp до 5,6 км/с притаманні інтервалам (3600—4300 метрів і ін.), складеним туфам і тефроидами кислого складу з плотностами близько 2,75 г/см, цілком відповідними складу порід та його швидкісним характеристикам. Та на пізніх даних УСП цю частину розтину за швидкостями не выделилась.

Є й інтерпретації, які виходять із те, що отримані для цілин на глибинах 1,2−3 км сейсмічні швидкості більш 6,3 км/с занадто великі для андезитобазальто-вых вулканитов, навіть ущільнених внаслідок метаморфізму, та його слід пов’язувати з підвищеними значеннями напруженого стану у тих інтервалах, які чергуються з такими тектонически разгруженного стану, що найчастіше збігаються з інтервалами підвищеної динамічної активності за даними сейсмоакустики. За даними глибинного сейсмоторпедирования (по В.А.Силаеву), тих інтервалів встановлено швидкісна анізотропія базальтоидов. Вплив останній і варіації напруженого стану середовища у зв’язку з особливостями блокової тектоніки у якихось приватних проявах, безумовно, мають місце, в т. год. створюють великі труднощі в проходці свердловини (на глибинах 2500; 3700; 4980 метрів і ін.), що зробила їх вивчення та прогнозування в подствольном просторі за даними сейсмічних зондувань особливо актуальными.

Дані сейсмоакустического каротажа (А.В.Троянов, 1997) у порівнянні з іншого геолого-геофізичної інформацією показують, що у стовбуру виділяються целики з дуже низькими шумами протяжністю найчастіше по 60—65; 130 і 200—230 м, і натомість яких виділяються окремі вузькі «шумливі» піки, у верхній частині розтину найчастіше збігаються з становищем що відбивають майданчиків на профілі ДСЗ (біля 850; 1700; 2005—2007 м), і/або з інтервалами вузьких «провалів» в швидкісному розрізі по УСП, т. е. явно відповідають тектонически ослабленим зонам, які опинилися при цьому динамічно активними нині (на 582—587;653—655; 834—848; 2175—2181; 2812—2882 м) або ж частота їх народження помітно підвищена в широких інтервалах знижених Vp на 1025—1206; 1700−2185; 2600−2750; нижче 3480 метрів і ін. Виняток представляють інтервали (2500—2600 і 2730—3420 м), в найбільш високі швидкості поєднуються з частими потужними зонами з інтенсивними акустичними шумами; така комбінація начебто несумісних ознак (жорсткої, але тектонически порушеною середовища), можливо, саме пов’язані з тектонически напруженим станом цих блоков.

Вивчення шарових флюїдів включало з’ясування закономірностей зміни по розрізу складу газів і гідрогеологічні исследования.

Відбір газів проводився що з стовбура свердловини, що з зразків керна (гази відкритих пір, глибокої сорбції). Через війну встановлено, що сумарне зміст газів збільшується з глибиною, досягаючи максимальних значень в інтервалі заліг танія флишоидной товщі. Локальне збільшення газосодержания зазначено у зонах підвищеної трещиноватости порід. У складі вуглеводневих гадів різних форм перебування домінує метан, концентрація його гомологов кілька порядків нижче. У пробах бурового розчину виявлено жезначительное содежание гелію (1,1—-2,7−104 мл/л) з тенденцією до зростанню з глибиною і максимумом концентрації в тріщинуватих, тектонически порушених інтервалах 2930—3080, 3450—3770 м (до 4,8—8,1.10−4 мл/л). У складі газово-жидких включень переважає водень, в меншої кількості містяться метан і азот, зміст гелію незначительное.

Водоносні горизонти виявлялися з урахуванням оперативного вивчення варіацій хімічного складу промывочной рідини і його диференціального витрати. Потім проводилися спеціальні дослідження, щоб забезпечити отримання представницької проби пластового флюїду і достовірних даних із пластовому тиску і емкостно-фильтрационным параметром водоносних горизонтів. З’ясовано, що водоносні горизонти присвячені донів інтенсивної трещиноватости. Усі апробовані водоносні горизонти до глибини 2553 м насичені дуже прісну воду з мінералізацією менш 0,3 г/л, що у умовах гідростатичного тиску. Специфіка її гідрохімічного складу, .поруч із даними ізотопних досліджень, свідчить про її метеорном походження. Результати гідрогеологічних і гідродинамічних досліджень свідчить про значної глибині поширення зон відкритої трещиноватости.

У разі зіставлення розкритого свердловиною розтину з результатами наземних сейсмічних досліджень встановлюється, що всі зафіксовані вздовж осі свердловини відбивають майданчики (на глибинах 600, 1500, 2500, 2900, 3500 м) відповідають відзначеним вище великим зонам тектонічних порушень та підвищеної трещиноватости. У цьому останню з майданчиків збігаються з дахом флишоидной товщі. Виявляється, що сейсморазведка, чуйно реагуючи на розривні дислокації та фізичне стан порід, слабко уловлює зміни у літології розтину. Відповідь на питання, що є встановлені нижче по розрізу відбивають поверхні, можна лише при дедалі відчутніше поглиблення свердловини. У цьому плані свої показово висловлювання президента Міжнародної програми «Літосфера» До. Фукса: «Ми маємо тисячі кілометрів профілів сейсмічного відображення, однак коли ми не знаємо, що вони показывают».

У 1989 р. у межах програми досліджень на геотраверсе УренгойВерхня Тура — Кривий Ріг («Граніт») Баженовской геофізичної експедицією виконані детализационные сейсмічні спостереження методом регульованого спрямованого возбуждения.

Характеризуючи загальний стан досліджень, треба сказати, однією з найгостріших проблем є виконання передбаченого програмою комплексу досліджень, у околоскважинном просторі, які поки що ведуться в неповному обсязі, без супроводу структурного буріння достатньої координації. Необхідно прискорити обгрунтування і геологогеофізичного (геодинамічного) полігону навколо СГ-4.

У якому напрямі підвищення наукової ефективності сверхглубокого буріння необхідно істотно зусиль дослідницькі можливості самісінькому свердловині, особливо систематичних вимірів великих глибинах флюидного трещинно-порового тиску та інших гідродинамічних параметрів, оцінки напруженого стану околоствольного масиву, безупинної реєстрації всіх компонентів флюидной складової, вдосконалення комплексу ДВС, орієнтованого відбору керна з впровадження палеомагнитных характеристик і др.

7. Сейсмічна інформація стовбуром району СГ-4.

Відбивають елементи профілів ДСЗ і MOB неможливо знайти точно скоррелированны з геологією стовбуром, оскільки свердловина минається, до жалю, за 25−50 км 1—1,5 кілометрів від профілів, авулканогенным розрізам властива погана витриманість. І лише стверджувати, що підтвердилося загальне моноклинальное будова розтину у верхній половині з кутами падіння верств 45° Схід, що він відповідає вимірам шаруватості в скельних обнажениях лежить на поверхні і з керну СГ-4. У прогнозованому швидкісному розрізі з урахуванням дегализационных робіт ДСЗ 1985 р. В. С. Дружинина виділили і приватні зони інверсії швидкостей, зокрема. на глибинах 1500 і 2100 м. По УСП, перший із них як на тлі високошвидкісного інтервалу не виділено, але чітко виявлено зоною дезінтеграції з різким зменшенням плотностей, а другий виділився зоною зниження швидкостей до 5,9 км/с на глибині 2—2,2 км.

На прогнозованому швидкісному розрізі було виділено також зона інверсії швидкостей на глибинах 6,3—7,5 км. Пізніше методом вертикальних відображень в тому самому інтервалі зафіксована середовище з різко підвищеної расслоенностью. Імовірно, вона відповідає пачці осадових порід низів ордовикской частини палеозойского розтину. На профілі ОГТ їй відповідає тих-таки глибинах система протяжних відбивачів, мають слабке воздымание на схід та, судячи з структурному малюнку, у два км східне СГ-4 заперечливо перекрываемых вышележащими базальтами, вже вскрытыми по СГ-4 (рис. 6). Те є об'єкт на глибинах 6,3—6,7 км знову підтверджується. Така дуже витримано поширена нижче базальтів осадова пачка, датована фауною кародокского ярусу ордовика, картируется лежить на поверхні у Західному борту Тагільського прогину в $ 20 км на Захід СГ-4. У зв’язку з цим відзначимо, що з важливих результатів буріння СГ-4 до 5,4 км — встановлений факт, що з ордовикской частини палеозойского розтину у районі СГ-4 залишається дуже вузьке діапазон глибин, т. до. нижче 8—8,5 км, за даними ДСЗ, поширений явно інший комплекс (6,6—6,8 км/с, мабуть, амфиболитовых метаморфитов), хоча на Захід потужності зеленосланцевых базальтів 02К—Оз і спилит-диабазового комплексу Оз—S1 досягають 6—8 км. Але в внутрішньої частини Тагільського прогину, де буриться СГ-4, що є флангову частина головною зони базитового магматизма, з урахуванням спільного розгляду геологічної і геофізичної інформації прогнозується різке скорочення їх сумарних потужностей приблизно до 2 км і часткове заміщення по латерали шаруватими відкладеннями віддалених фаций. До буріння подібні погляду були мало обгрунтованими. Не виключається і варіант зв’язки цієї об'єкта з підвищеної тектонічної нарушенностью розтину на глибинах 6,3—7,5 км. Параметрическое значення матиме розтин цієї маленької частини розтину бурением.

Цікава в матеріалах виділена на сейсмопрофиле MOB—ОГТ (1994—1995 рр.) сильна відбиває кордон, яка перетинає проекцію стовбура СГ-4 на глибині близько 2900 м. Вона має східне падіння, субсогласное із загальним нашаруванням порід именновской почту, але пов’язувати її з будь-якими варіаціями літології і фаций підстав немає. І тому інтервалу характерно розвиток грубих неминерализованных тріщин, якими керн після підйому на поверхню розпадається на блоки з рівними обмеженнями; характерні також анізотропія фізичних властивостей і знижені швидкості пружних хвиль, вимірюваних по керну і стовбуру свердловини. Певне, це поєднання ознак відповідає напруженого стану околоствольного масиву, який побічно підтверджується ускладненнями буріння межах зазначеного интервала.

Пізніше через пробуренную до глибини 5,3 км СГ-4 виконано детальний профіль глибинного ОГТ за програмою «Европроба», одному з варіантів розтину якого чітко й безупинно протягом 10—13 км простежуються паралельні одна одній два відбивача, маркирующие всю структуру району буріння СГ-4. За глибиною вони відповідають найпотужнішим осадочным пачкам у верхній (на глибинах 3000—3300м) та нижньої (4860—5072 м) частинах флишоидной товщі розтину СГ-4 (див. див. мал.6). Відбивачі вгорі мають нахил 45°, що відповідає відбиваючим елементам на Красноуральском профілі ДСЗ і цінній вказівці шаруватості в обнажениях і з керну СГ-4, тоді як нижче 2,5 км слоисость по керну дедалі більше выполаживается доі 5° на глибинах 4—5 км (див. див. мал.6). На профілі ОГТ характеризуемые відбивачі також дуже плавно выполаживаюгся з глибиною до горизонтальних залеганий східне СГ-4, які у пологого західні на східному кінці профілю. Їх легко можна було б взяти за таловые надвиги з горизонтальними базальними поверхнями. Але вивчення розтину в перетинах їх стволом СГ-4 показало, що обидві структурних елемента за своєю природою відповідають нормальним наслоениям. У разі СГ-4, мабуть, виконала найважливішу параметрическую завдання визначення геологічної природи однієї з типів протяжних субгоризонтальных відбивачів у верхній корі — якщо взяти, що наведений розріз — адекватне відбиток реальної середовища (тому ж інформаційному масиві відбудовано та інші варіанти). Передбачуваний раніше варіант, що систему положистих відкладень то, можливо обумовлена бічними відображеннями від південніше паралельно профілю розламу — у принципі імовірний, але в разі сумнівно існування двох суворо паралельних одна одній протягом 10 км розламів. Простежування профілем ОГТ поширення глибоко похованою шаруватої товщі з достовірно встановленої бурінням потужністю близько двох км — це, імовірніше всього, звичайна фиксируемая методом ОГТ в осадових басейнах сейсмостратиграфия. Несподіванка їх у суцільному вулканогенном масиві логічно можна зрозуміти: даний розріз на відміну всіх суміжних формувався при усталеному морському режимі накопичення опадів в локальному грабене, що займає всю внутрішню частина Тагільського прогину. За даними раніше виконаного Ю. С. Каретиным, потім АИ. Глушковым з співавторами картирования флишоидной товщі, розміри оконгуривающего грабен ареалу розповсюдження на поверхні 18×70 км. Було встановлено і зустрічні напрями падіння шаруватості в обох бортах грабена при пошта горизонтальних заляганнях верств в перекрывающих товщах у його центральній частині, в т. год. в свердловинах зв, а глибинах 700—1350 м (див. див. мал.6). Тобто варіант профілю ОГТ цілком узгоджується з незалежними геологічними даними. Нею нижній відбивач у загниваючій західній при-бортовой частини палеорифга стає переривчастим, невиразним, певне, відповідає типовий картині розвитку нарушенности бортів великим кількістю дрібних скидів, та розвитку у процесі розтягань і занурень днища палеорифга. Що стосується нижнього відбивача на схід СГ-4 імовірна совмещенность з осадової пачкою послойной тектонічної нарушенности. У керні це виявлено як дискования дуже жорстких силицитов внаслідок розвитку грубого послойного кливажа у зоні потужністю 5—8 м, розташованої на 2—3 м вище литологического контакту силицитов з масивними тектонічними непорушеними породами офиолитового підстави. Видимі тому ж профілі ОГТ системи зустрічно падаючих дрібних кососекущих розривних порушень місцями дають чітко видимі, проте не вельми незначні по амплітудам (10—20 м) усунення вищезгаданих протяжних відбивачів, і ніде до показаних на профілі глибин 12 км не дають великих тектонічних ускладнень разреза.

З тих ж інформаційному масиві ОГТ отримані і отстройки, у яких згадані вище відбивачі проглядаються фрагментарно, внаслідок нарушенности їх системами дуже частих субпараллельных кососекущих порушень, найбільше схожі на системи грубого кливажа. Найбільш розвинена їх — із західними падіннями під кутами 60—70°. Вона відзначено до цього часу скельних обнажениях площади.

За наявними у районі профілів ДСЗ, МПВ-МОВ і ОГТ, геологічну природу основної маси коротших палогопадающих що відбивають елементів, в т. год. відповідальних кордонів великих стратиграфических підрозділів верхню частину розтину кори, нікому зірвалася вгадати по власне сейсмічної інформації. Тільки буріння дало достовірні результати. Геологічна Природа і значимість численних положистих і крутопадающих систем що відбивають елементів на детализаиионных профілях ДСЗ і усім інших на районі СГ-4 зрозумілі речей, що де вони порушують помітним чином геологічний розріз, а породи монолітні всього обсягу без проявів рассланцевания і катаклаза. Тому як і раніше, що чимало з систем що відбивають елементів мають на сейсмопрофилях чітке вираз, більшість їх, певне, відповідають лише звичайним у кожному скельному масиві системам трещиноватости і незначним по амплітудам переміщень розривів — їх занадто багато і вони по-різному орієнтовані, тоді як тектонічна структура у районі СГ-4 проста і з геологічним даним, немає значних разломных усложнений.

Такою тлі по-новому виглядає проблема виділення по сейсмічним даним геологічно значимих розламів і контактовых поверхонь різних толш і комплексів. Найбільші витримані за поширеністю структурно-вещественные мегакомплексы кори вдається виділяти і простежувати досить упевнено лише з сукупності даних, передусім, про швидкісних параметрах середовища, стану загальному розрізі кори, з урахуванням даних із відбиваючим елементам і геології поверхні, оскільки, як показав виконаний аналіз всієї системи профілів ДСЗ по Уралу, такі мегакомплексы характеризуються выдержанностью швидкісних характеристик та його типових варіацій. Опоненти зазвичай свідчить про різні неоднозначності внаслідок впливу фізичні параметри в корі варіацій тисків, напруженого стану, флюидного режиму та інших важко врахованих чинників. Таке вплив має місце у деталях, але загалом інтегральні швидкісні характеристики великих поширених великих площах одиниць розтину визначаються надійно, які латеральні варіації закономірно узгоджуються особливостям геології поверхности.

Заключение

.

Серед найважливіших результатів встановлено: розкритий розріз надійно, переважають у всіх деталях ув’язується зі геологією поверхні (рис. 4); встановлено повна ідентичність хімізму головних типів базальтів виділених формацій у межах СГ-4 і поширених лежить на поверхні; відпрацювання детального геохімічного профілю в створі з СГ-4 показала, що афировые базальты бимодального комплексу розтину СГ-4 нижче 5075 метрів і картирующегося лежить на поверхні в 4,5—7 км на Захід СГ-4 вписуються на єдину латеральную геохімічну зональність разом із базальтами офиолитового спилит-диабазового комплексу осі палеоспрединга, трассированной удесятеро км на Захід СГ-4, т. е. ставляться до фланговим утворенням цієї осі і в міру видалення від нього дедалі більше калієві і багаті Ti, Fe; встановлено цілісність і закономірна спрямованість будівлі всього розкритого розтину, ненарушенность його надвиговьми сдваиваниями і потужними разломными зонами з катаклазом і рассланцеванием порід; нормальним седиментационным виявилося також і розкритий на глибині 5070 м контакт між риолит-андезитобазальтовым комплексом именновской почту островодужного типу, і залегающим нижче бимодальным комплексом офиолитового підстави; для оцінок інформативності даних геофізики про глибинному будову району важливо, що потужність именновского комплексу 4—5 км була прогнозирована В. С. Дружининым з урахуванням швидкісного розтину ДСЗ, тоді як геологічні прогнози давали вдвічі менші потужності. Підтвердилися цій частині розтину і прогнозні по ДСЗ інтегральні швидкісні характеристики середовища — 6,1 км/с, що близьким обмірюваним значенням. Потужність палеозойского вулканогенно-осадочного розтину у районі СГ-4, за даними ДСЗ, прогнозується 7,5—8 км; ширшими дослідженнями у районі у структурі земної кори Тагільської структури встановлено розвиток у нижній її частки лінзи типу «коромантийской суміші» (К-М) потужністю 15—20 км, сочетающееся з витонченістю власне кристалічною (без К-М) частини кори — 28—33 км проти 37—40 км в бортах.

Оцінюючи перші результати буріння Уральській СГ-4, необхідно підкреслити, що головні завдання вирішуються на середніх і нижніх інтервалах буріння. Вже сьогодні, досягнувши рекордної для рудних районів Уралу глибини і забезпечивши унікальну можливість безперервного докладного вивчення розтину завтовшки 4 км, СГ-4 дала ряд принципово нових даних, що стосуються верхньої частини Тагільського прогину. Так, встановлено понад круте залягання вулканогенно осадових комплексів західного крила прогину з значним перевищенням проектній потужності. Отримано нові історичні факти, що стосуються віку, фациальных умов і геодинамічної обстановки формування розкритої частини розтину. Вивчений циклічний характер вулканізму древньої острівної дуги і встановлено його відмінності між сучасних аналогів. Виявлено закономірності метаморфических перетворень та особливості розподілу є у розрізі рудної мінералізації. Вперше цій частині Уралу отримана достовірна інформація по фізичним властивостями, тектонічної нарушенности, флюидонасыщенности і геотермическому режиму такого протяжного за глибиною розтину, що було можливість об'єктивно оцінити ефективність методів наземної геофізики, в частковості, встановити природу сейсмічних що відбивають площадок.

Свердловина практично впритул наблизилась до розв’язанню низки пріоритетних фундаментальних і прикладних проблем. Уже найближчих інтервалах проходки доведеться розтин горизонтів, відповідальних стратиграфическому рівню розташованих поблизу медноколчеданных родовищ. Далі рішення принципових питань стосовно з’ясовуванню структурної позиції, складу і рудоносності утворень Платиноносного пояса, циклу байкалид, зон інверсії швидкостей (волноводов) і др.

Слід підкреслити, що СГ-4 не заглиблена у безпосереднє розтин конкретних промислово значимих рудних об'єктів. Її завдання у цьому що напрямку понад широкі — вловити подих рудообразующих процесів, визначити їх спрямованість, встановити нові глибинні критерії минерагенического прогнозу. Відповідно до загальним завданням, хто стоїть перед глибинними дослідженнями рудообразующих систем, це важливе значення їхнього реконструкції та сприяти побудові загальної моделі рудогенеза.

Установивши стратиграфическую безперервність чи тектоническую роз'єднаність і скупченість вскрываемого розтину, проходка свердловини забезпечить (з прикладу Уралу) перевірку альтернативних моделей геотектонического розвитку. У результаті Уральська СГ-4 дозволить у світі отримати достовірні факти про глибинному будову, рудоносності, еволюції і геодинамічної природі палеозойских рухливих поясів континентів. Використання отриманих результатів має забезпечити прорив геологічних досліджень більш високий науковий уровень.

Петрофизический розріз СГ-4.

[pic].

Рис. 5.

Профіль глибинного ОГТ.

Вісь гравіметричної аномалии.

[pic].

Рис. 6.

1-кабанский комплекс; ll-именновская почет; lll-гороблагодатная товща; lv-туринская почет; v-Красноуральская зона.

1.Геологическое будова району закладення свердловини СГ-4.

2.Цели і завдання СГ-4.

3.Прогнозные моделі Уральській СГ-4.

4. Геологічний розріз СГ-4.

5. Петрографическая характеристика гірських пород.

6. Результати геофізичних исследований.

7. Сейсмічна інформація стовбуром СГ-4.

Заключение

.

1. Башта К. Г., Горбачов В.І., Завдання і перші результати буріння Уральській сверхглубокой свердловини // Радянська геологія 1991. N 8. С.51−63.

2. Башта К. Г., МарченкоА.И., Використання результатів буріння, а досліджень Уральській сверхглубокой свердловини СГ-4 при регіональних дослідженнях // 100 років Геологічного картографування на Урале.

Екатеринбург, 1997. З 211−220.

3. Дружинін В.С., Каретин Ю. С., Детальні зіставлення наземної і скважинной інформації з району Уральській сверхглубокой свердловини //.

Вітчизняна геология.1999.(5. С.42−48.

4. Румянцева Н. А., и ін., Уральська СГС // Сверхглубокие свердловини же Росії та суміжних районів. С.96−118.