Реферати

Реферат: Огляд геолого-геофизической изученности району Уральської сверхглубокой свердловини СГ-4

Теорія і методика метання списа. Метання списа в древній цивілізації. Уміння людини наздогнати і вразити видобуток, здібності бути стійким і загартованої в боротьбі з могутніми силами природи. Мисливські навички на зорі цивілізації відігравали величезну роль у повсякденному житті людини.

Історія пожежної охорони Зеландско-Ніколаєвська. Питання розвитку і зміцнення економічних позицій Сибіру на початку ХХ століття. Ознайомлення з історією виникнення пожежної охорони Зеландско-Ніколаєвська. Визначення значимості внеску Миколи Михайловича Тихомирова в створення Добровольского пожежного суспільства.

Право у Візантії в епоху латинського панування. Березневий 1204 р. договір - середньовічний документ, що став "основним законом" Латинської імперії. Формулювання загальних, фундаментальних принципів пристрою держави. Збірник "Ассизи Романии" - пам'ятник морейского права епохи латинського панування.

Цинское держава в період розквіту (кінець XVII-XVIII вв.). Кінець 17-18 вв. стали періодом відродження Китаю, понесшего утрати в роки внутрішніх смут і маньчжурської навали. Цьому сприяла стабільність економічного і політичного положення, результатом якого були дії цинского уряду.

Теплові і механічні характеристики електронних засобів. Методика розрахунку теплового режиму мікроелектронної апаратури (МЕА). Характеристика і способи передачі теплової енергії, що розсіюється в радіоелектронному блоці. Аналіз шляхів захисту блоків МЕА від механічних впливів при експлуатації і транспортуванні.

Введення

Урал - загальновизнаний світовий еталон палеозойських жвавих поясів, видатна рудная провінція світу з класичними родовищами чорних і кольорових металів. Саме тут, в найстарішому горнорудном районі Середнього Уралу в межах західного крила Тагильського прогиба, що є генотипической евгеосинклинальной зоною, була закладена Уральська сверхглубокая свердловина СГ-4 проектною глибиною 15000 м. Важливе значення при виборі місця заставляння мала хороша геолого-геофизическая підготовленість району буріння. Точка заставляння СГ-4 знаходиться поблизу перетину регіональних профілів ГСЗ.

Буріння СГ-4 почате 15 червня 1985 г випереджальним стовбуром діаметром 215 мм свердловина досягала глибини 4008 м. При цьому буріння інтервалу 34-4008 м здійснювалося з безперервним відбором керна, середній вихід якого становив 64,2%. З метою подолання виниклих в процесі проходки випереджального стовбура геологічних ускладнень (сильне кавернообразование, інтенсивне зростання зенітного кута) зроблено формування стовбура діаметром 390 мм з подальшим перекриттям інтервалу 0- 3942 м обсадной колоною діаметром 426 мм. У 1990 р. на свердловині закінчений монтаж бурової установки Уралмаш-15000, призначений для буріння до глибини 15 км, і продовжене подальше поглиблення стовбура. На 01.01.1999 м. глибина СГ-4 становила 5401 м.

1 Геологічна будова району заставляння свердловини СГ-4

Уральська сверхглубокая свердловина (СГ-4), розташована в 5 км далі на захід м. В. Тура Свердловської області, буриться з метою вивчення земної кори в типовій структурі евгеосинклинального типу розвитку. Проектна глибина свердловини 15 км, буріння було зупинене на глибині 4008 м (для розширення стовбура). У цей час глибина свердловини біля 5400 м. Буріння ведеться зі суцільним відбором керна, вихід керна біля 64 %.

Район буріння СГ-4 (мал. 1) в геолого-структурному відношенні відповідає среднеуральскому сегменту Тагило-Магнитогорской мегазони палеозойського жвавого пояса Уралу. З заходу і сходу вона межує відповідно з Західно-Уральської і Східно-Уральської мегазонами, що мають в основі древній кристалічний підмурівок, тоді як в Тагило-Магнитогорской мегазоне він невідомий. Західною межею останньою є Головний шов Уралу, що являє собою систему паралельних надвигов східного падіння, по якої Тагило-Магнитогорская мегазона насунена на структури Західно-Уральської мегазони. Східна межа Тагило-Магнитогорской мегазони проходить по надвигу західного падіння (мал. 2).

Тагило-Магнитогорская мегазона традиційно розглядається як еталон структур евгеосинклинального типу розвитку. Вона складена переважно вулканогенними товщами силура-карбона. Освіти, попередні ним за віком, відомі у восточнойчасти Західно-Уральської мегазони. Вони представлені метаморфизованними в зеленосланцевой фації вулканогенно-піщано-алеврито-глинистими товщами верхнього кембрия-ордовика. Вулканічна складова в низах розрізу відповідає трахибазальтовой формації (колпаковская звита, С3), у верхній частині - базальтової (вийская звита, 02-3).

У складі Тагило-Магнитогорской мегазони на Середньому Уралі виділяються три зони, що розрізнюються набором геологічних формацій (із заходу на схід): Кумбинская, Центрально-Тагильская і Красноуральська.

У крайній західній частині Кумбінської зони розвинений складний по складу і будові комплекс еффузивних, субвулканических і гипабиссальних порід, який раніше при звичайному стратиграфическом підході поділявся на диабазовую і кабанскую свити, що датуються в інтервалі S1l1-2. У першу об'єднуються породибазальтового складу, серед яких нарівні з лавами широко поширені интрузії у вигляді пакетів даек і силлов. У другій, розвиненій східніше, з еффузивними і интрузивними базальтами асоціюють кислі породи, переважно у вигляді екструзий і субвулканических тіл. З породами лавовой фації перемежаються пісковики, алевролити, крем'янисті сланці. Загальна потужність стратифицированних освіт не менше за 2000 м. Диабазовая і кабанская свити віднесені до формації натрієвих базальтов-риолитов. У полі їх поширення розташовується Арбатський масив (дунит-клинопироксенит-габбровая і габбро-диорит-плагиогранитовая формації S1l), окремі дрібні тіла габбро і плагиогранитов розміщуються на заходу і сходу від нього.

Східніше за кабанского комплексу, відділяючись від нього розломом, розвинене відкладення флишоидной товщі (S1l3-v21)-пара- і ортотуффити, тефроиди алевролито-псаммитовой, рідше за псефитовой розмірності і крем'янисто-глинисті сланці. Характерне темно-сіре до чорної забарвлення тонкообломочних порід, пов'язане з присутністю розсіяних сульфідів. У складі пирокластики зустрічаються породи від базальтов до дацитов. Потужність флишоидной товщі біля 1000 м. Ця товща згідно перекривається именновской свитою, в складі якої виділяються дві товщі. Нижня (S1l1-3-S1v22) має, як і нижележащая, флишоидний вигляд, але відрізняється збільшеною часткою туфов і тефроидов і їх розмірність, відсутністю уламків дацитов. Її потужність біля 1500 м. Більш молодою є товща з фауною верхнього венлока-лудлова, складена тефроидами переважно псефитовой розмірності, іноді з грубою градаційною слоистостью, з базальт-андезибазальтовим складом пирокластики. У верхах цієї товщі загальною потужністю до 2000 м обособляетсяпачка лав (часто подушечних) того складу.

У смузі поширення именновской свити виявлені численні субвулканические тіла - залишки вулканічних апаратів центрального типу, а також интрузії габбро і габбродиоритов (Тагильский комплекс габбро-диорит-гранодиоритовой формації), по складу схожих з вміщаючими вулканічними породами. Именновский комплекс повністю відповідає визначенню андезит-базальтової формації і з'явився її петротипом [Карта магматических формацій СРСР, 1974].

У Центрально-Тагильской зоні найбільш ранні освіти в осьовій її частині представлені карбонатними відкладенням венлока-лудлова, а в західній частині - гороблагодатской товщею (S2), складеною переважно туфоконгломератами, туфопесчаниками, рідше за туффитами і туфами трахибазальтового складу, в підлеглому об'ємі лавами. Потужність товщі 1650 м. Східніше широкою смугою поширена туринская свита (S2p-D1l). Вона складена в основному подушечними лавами, гиалокластитами, туфами, тефроидами трахиандезитового, трахитового, рідше базальтового і трахиандезибазальтового складу і в невеликому об'ємі вапняками. Потужність її досягає 2-3 км. З вулканічними породами (що виділяються в формацію калиевих базальтов-трахитов) асоціюють комагматичние субвулканические тіла, а також интрузії сиенитов Кушвінського і габбро Волковського масивів. Підмурівком туринской свити є карбонатние відкладення венлока і лудлова, що і дає підставу виділяти самостійну Центрально-Тагильскую структурно-формационную зону. Гороблагодатская товща в нижній частині синхронна з именновской свитою, у верхній - з туринской і розглядається як фациальний аналог цих свит, що формувалися на стику Кумбінської і Центрально-Тагильской зон.

Розріз Центрально-Тагильской зони завершується краснотурьинской свитою (D1p-D2ef) вулканогенно-уламкових порід андезитового, андезибазальтового, андезидацитового складу, що перемежаються з туффитами, пісковиками, глинистими сланцями, вапняками. Вулканічні утворення цієї свити відповідають базальт-андезитовой формації.

У Красноуральської зоні найбільш ранній комплекс - красноуральский, що зіставляється за віком з кабанским. Однак він відрізняється від останнього більш широким набором порід, серед яких переважають дацити і андезидацити, що дає підставу відносити його до «безперервної» базальт-андезит-риолитовой формації. У якості комагматичного йому розглядається комплекс габбро-диорит-плагиогранитовой формації, що виділяється під тією ж назвою интрузивний. Приблизно більш молодою (S1l3-v2) є товща порід під назвою липовской (по горі Липовій, де вона добре оголена). Межі її з навколишніми освітами в плані проходять по розломах. У складі товщі, що має потужність до 2,5 км, асоціюють високомагнезиальная бонинитовая серія і нормальна вапняно-лужна, представлені переважно андезитами і дацитами, причому для першої серії характерні подушечние лави і гиалокластити, для другої - вулканогенно-уламкові фації. Більш молоді утворення Красноуральської зони зіставляються з именновской і туринской свитами, хоч відрізняються від них по складу і віку. Завершується розріз краснотурьинской свитою.

Питання про співвідношення окремих зон і геологічних тіл всередині Тагило-Магнитогорской мегазони, про вік і природу її підмурівка, про глибину залягання базальтового шара дискусійні, що знайшло відображення в існуванні цілого ряду (не менше за 9) моделей глибинної будови району буріння СГС-4. Відповідно до прихильності авторів моделей до однієї з двох існуючих концепцій розвитку Уралу (класичної геосинклинальной або мобилистской) вся різноманітність моделей можна звести до двох груп. Згідно першої Тагило-Магнитогорская мегазона являє собою синклинорную структуру з симетричною будовою крил, закладену на древньому кристалічному підмурівку, єдиному з підмурівком Російської платформи. Тіла окремих вулканічних формацій послідовно нашаровуються один на одну, розповсюджуючись на всю ширину мегазони. Згідно з другою групою моделей Тагило-Магнитогорская мегазона має складну лускато-блокову будову і являє собою агломерат зон, що формувався відособлено на меланократовом підмурівку океанічного походження і зближеного згодом тектонічно. Майже на половину своєї ширини вона насунена на структури Західно-Уральської мегазони, під надвигом може знаходитися клин древнього кристалічного підмурівка. Більш обгрунтований вибір який-небудь з існуючих моделей глибинної будови Тагило-Магнитогорской зони може бути зроблений за результатами буріння СГ-4.

2 Мети і задачі СГ-4

Свердловина закладена з метою вивчення будови земної кори і рудоносних комплексів внутриконтинентальних жвавих поясів евгеосинклинального типу і передбачає рішення наступних задач.

1. Вивчення геологічного розрізу Тагильського прогиба і особливостей його геотектонического розвитку.

2. Встановлення складу, будови, віку і природи підмурівка; співвідношення утворень геосинклинального комплексу і підмурівка; характер і міра його переробки геосинклинальним процесом.

3. Дослідження глибинних процесів рудоутворення, відтворення моделей формування типових для прогиба родовищ і розробка нових методів ефективного прогнозу і пошуків мінеральної сировини.

4. Отримання інформації про фізичні властивості порід на глибині, особливості флюидного режиму і природу сейсмічних меж; виявлення зв'язку гравітаційних, геотермических, геоелектрических і магнітних полів з глибинною будовою.

5. Виявлення положення і морфології стратиграфических і інших меж розділу речовинних комплексів і структурних поверхів.

Перерахованим не вичерпується різноманіття дослідницьких можливостей СГ-4, про що свідчать досвід Кольської і інших сверхглубоких свердловин, а також ознайомлення із зарубіжними програмами наукового буріння. Показовий приклад німецької програми континентального буріння КТВ, в якій робиться акцент на фізичну і хімічну сторону геологічних явищ, вивчення сучасного стану земної кори і сучасних геологічних процесів. Визнаючи правомочність такого підходу, цільове назначение-СГ-4 можна визначити як фундаментальні дослідження фізичних в хімічних умов і процесів в глибинних частинах земної кори для розуміння структури, складу, динаміки і еволюцій Уральського жвавого пояса. Звертає увагу більш конкретне звучання ряду наукових задач, таких, як дослідження глибин проникнення і впливи циркулюючих в земній корі розчинів на утворення родовищ мінеральної сировини, процеси деформації і конвекції, а також значення води для динамічних процесів, що відбуваються в. земній корі; вивчення інтенсивності дегазації і речовинного складу мантії Землі і континентальної частини земної кори і інш. Все це з поправкою на уральську специфіку справедливо і для СГ-4.

Необхідно було створити умови для максимальної реалізації пізнавальних можливостей свердловини і супроводжуючого її комплексу робіт, а саме: забезпечення сучасного (світового) рівня досліджень на самій свердловині; створення адекватної системи комплексних геолого-геофизических досліджень в околоскважинном просторі; залучення до досліджень, аналізу і узагальнення результатів найбільш компетентних фахівців; створення при проведенні досліджень обстановки гласності і широкої співпраці.

4 Геологічний розріз СГ-4

Дослідження керна стовбура і району заставляння свердловини проводиться Уральської ГРЕ СГБ НПО «Надра» спільно з організаціями співвиконавцями ПГО «Уралгеология», КамНІЇКИГС, ІГиГ УрО АН СРСР, ИГ УрО АН СРСР, ВСЕГЕИ, ЦНИГРИ, ИГЕМ, ИМГРЕ, ВНІЇгео-інформсистем, ПГО «Аерогеология», НПО «Союзпромгеофізіка» і інш.

Розкритий свердловиною розріз представлений силурийскими вулканогенними і вулканогенно-осадковими освітами, що відносяться згідно з сучасною стратиграфической схемою до именновской свити (S1l3-S2ld).

Загальна будова розрізу, за результатами виконаної детальної документації керна, перегляду шліфів, вулкано-фациальних і геохімічних досліджень, встановлене наступне.

40-430 м - еффузивная толша в основному базальтових, андезитобазальтових лав, в инт. 130-252 м - також ферробазальтов і палеоисландитов;

430-3070 м - монотонна толша грубообломочних і агломерато-грубопесчаних туфов основного складу типове именновского вигляду: ніяк не оброблений шлаковий і миндалекаменний матеріал обильнокрупнопорфирових звичайно плагиоклаз-двупироксенових базальтов і андезитобазальтов, нерідко містить домішку плагиофирових андезитов і калиевих базальтов і утворить пласти і їх серії потужністю 20-70 м, розділені прошарками піщаних тефроидов, звичайно слабо шаруватих; на 1920-1940 м і біля 3000 м з'являються підводно-морські флишоиди з темними алевропелитами у верхах ритмів;

3070-3468 м - переслаивание туфов плагиофирових андезитов, місцями з домішкою базальтового матеріалу і того ж складу піщаних тефроидних флишоидов; з 3280 м туфи і тефроиди переважно більш кислі - андезитодацитовие, часто з великою кількістю витрокластики у вигляді обривків і комочков пемз і перлитов;

3468-5006 м - флишоидное чергування туфов підводних пирокластических потоків однорідне риодацитового складу (також з пемзами, перлитами і великою кількістю уламків плагиоклаза), в инт. 3850-4297 м чаші всього повторно перемішених як подводно-оползневие маса. Супроводять їх різко підлеглі по об'ємах більш мелкопесчание в різній мірі відсортовані флишоидние тефроиди того ж складу і темних силицити верхів ритмів, вмісних конодонти граничних шарів лланловери і венлокского ярусів раннього силура;

5006-5070 м - пачка темних зеленувато-сірих силицитов, місцями з рясними залишками радиолярий, у верхній половині - з прошарками кислих туфов і тефроидов;

5070-5401 м - кабанский комплекс, представлений в инт. 5072-5076 м темними туфопесчаниками з витрокластикой ос новного складу, перехідними вгорі в алевропелити і червоні яшмоиди; нижче суцільно поширена краснообломочная зварена пирокластика афирових переважне калиевих базальтов, исландитов і спилитов, яка перемежається з потоками неокислених лав того ж (5182-5215 м і інш.) і кислого складів (5265-5312,4 м).

Загалом розріз вулканокластической і перехідної товщ малоконтрастний, містить в різних пропорціях ознаки як вулканогенного, так і осадкового походження. Товщина цих порід збільшується з глибиною. Флишоидная товща при слабих фациальних відмінностях від низів перехідної різко відрізняється більш кислим складом уламкового матеріалу.

При зіставленні розкритого розрізу з проектним встановлене перевищення потужності відкладення в 1,5 рази. Внаслідок буріння виникли питання, що стосуються геометрії, просторових і генетичних взаємовідносин складаючої верхню частину прогиба комплексів. Рішення їх можливе при подальшому поглибленні СГ-4 і виконанні цілеспрямованих досліджень в околоскважинном просторі, включаючи буріння допоміжних структурних свердловин.

При проведенні циклічного аналізу в межах розкритого свердловиною розрізу виділено п'ять мегаритмов, межі яких співпадають або близькі до меж відмічених товщ і під-товщ на глибинах 3487 м, 2640 м, 1919 м і 430 м і характеризуються різкою зміною литології порід.

Нижній мегаритм 3487-4064 м відповідає флишоидной товстіше і є вулканогенно-осадковим. У розрізі повністю не розкритий. Він сформувався в умовах слабої вулканічної активності. У ньому переважають видалені мелкообломочние фації андезидацитового складу, широко розвинені тонкослоистие алевролитовие і алевропсаммитовие різниці осадкових порід, частка яких до верхів мегаритма зростає до 80-90 %. Чергування тонкослоистих прослоев, що характеризуються малопотужної (0,01- 0,5 м) двухчленной, рідше тричленною ритмікою зі слабо диференційованими гравийними, утворить констрастні мезоритми потужністю від 10 до 75 м.

Мегаритм 2640-3487 м, що умовно відноситься до вулканогенно-осадкового типу, характеризується тим, що на фоні дрібної ритмічності (від часткою до 5 м) мелкопсефито-псаммитових різниць виявлені констрастні гетерообломочние ритми потужністю від 2-3 до 15-20 м, де крупнопсефитовие і агломератовие обломки ізольовано занурені в псаммитовий субстрат. Інтервали розвитку алевропелитових різниць, що Періодично повторюються дозволяють виділити ряд мезорит-мов з межами на 3986 м, 3332 м, 3276 м, 3160 м, 3083 м і 2986 м. Відмічені особливості мегаритма, ймовірно, зумовлені нерівномірними виявами вулканічної активності і грязекаменних потоків.

Три верхніх мегаритма (1919- 2540 м, 430-1919 м, 0-430 м) вулканогенние, частиною оеадочно-вулканогенние. Вони сформувалися внаслідок декількох спалахів вулканічної діяльності із загальною тенденцією до її наростання.

Будова перших двох у загальних рисах близьке. У їх основі ритмічність відносно дрібна, з потужністю переважаючих елементарних ритмів 2-3 м. У центральних частинах мегаритмов виділяються великі ритми потужністю до 10-30 м і більш. Частка грубообломочного матеріалу зростає тут до 70-90 %. У верхніх; частинах знов відмічена дрібна ритмічність (від 0,1-0,2 м до 2-3 м). У складі ритмів збільшується частка сортованого вулканогенного матеріалу, а в деяких з них в інтервалі 1919-2007 м з'являються прослои крем'янистих алевропелитових порід потужністю 0,2-5 див.

Верхний-еффузивний мегаритм (Об-430 м) сформувався внаслідок декількох імпульсів вулканічної діяльності з короткими перервами між ними (88-105 м). Нижня частина мегаритма складена обильно-порфировими пироксен-плагиофировими базальтами, в середній (120- 262 м)-залягають подушечние лави афирових андезибазальтов-базальтов, а у верхах-плагиофировие андезибазальти.

У фациальном відношенні в розвиненому по всьому розрізу відкладенні відмічаються підводні умови освіти, на окремих глибинах відмінні характером вулканизма і віддаленістю зон акумуляції вулканічного матеріалу від берегової лінії, що виражається відмінностями його гранулометричний і речовинного складу, а також різною мірою перемива і сортування. Загалом, мабуть, панувала обстановка острівних вулканів з переважанням фації субаквальних пирокластических. і підводних гравітаційних грязекаменних потоків. При цьому нижня частина розрізу на інтервалі розвитку алевритистих, піщаних і гравийниу ритмів флишоидной товщі відповідає найбільш глибоководній, видаленій від вулканічних споруд області. Вище по розрізу переважають мілководні склоновие фації аж до субаеральних, що реєструються горизонтами з красноцветними гематизированними обломками..

Геологічний розріз СГ-4

Рис. 4. Геологічний розріз СГ-4, складений в Уральській експедиції сверхглубокого буріння ГНПП «Надра»:

1 - базальти плагиофировие, пироксен-плагиофировие (а), андезитобазальти (про); 2 - андезити (а), дацити, риодацити (би); 3 - туфи глибовие (а), агломератовие (б), крупнопсефитовие (в), мелкопсефитовие (г), кристаллолитотуфи (е), 4- туффити агломератовие (а), крупнопсефитовие (б), мелкопсефитовие (в), псаммитовие (г); 5- тефроиди мелкопсефитовие (а), псаммитовие (б); 6- туфоконгло-мерати, туфопесчаники; 7 - туфогравелити, туфопесчаники; 8 - туфопесчаники, туфоалевропесчаники; 9 - туфопесчаники, туфоалевролити; 10- пісковики, алевропесчаники, алевролити; 11- крем'янисті, углисто-крем'янисті алевролити, алевропелити; 12 - диорити (а), кварцові диорити (би); 13 - внемасштабний знак даек основного (а) і середнього (б) складів; 14 - тектонічні порушення: скиди, взброси (в), малоамплитудние надвиги (б); 15- межі геологічних тіл (а), товщ і подтолщ (би), пачок (в)

3. Прогнозні моделі Уральської СГ-4

Серед уральських дослідників, в т. ч. що мають відношення до СГ-4, ще сильні позиції прихильників класичної (фиксистской) геології, що розглядають регіон як досить фіксовану полициклическую геосинклинальную систему з інтенсивним розвитком магмо- і рудоподводящих глибинних розломів і повторюваністю в кожному циклі однотипних геологічних і рудних формацій.

Згідно з альтернативною, мобилистской концепції Урал являє собою складну покровно-складчасту споруду, що складається з різнорідних аллохтонних пластин, освічених шляхом великих горизонтальних переміщень геологічної маси. Ці уявлення вносять істотну коректива в схему металлогенического розвитку регіону, дають нове тлумачення природі і перспективам його рудоносности

Відмітимо, що ділення геотектонических позицій на фиксистские і мобилистские в якійсь мірі умовне і не відображає всієї різноманітності уявлень про місце заставляння, рушійні сили і історію розвитку Уральської евгеосинклинали. Останнім часом спостерігається тенденція в зближенні позицій, що виражається у визнанні представниками фиксистского напряму обмеженого спрединга з виникненням раздвигов, що оголяють симатическую кору.

Завдяки тісній співпраці великої групи дослідників вдалося сформувати комплект з 11 моделей, що відображають практично весь спектр існуючих прогнозних уявлень про глибинну будову району буріння (мал. 2). Не маючи можливості детально охарактеризувати всі моделі, зупинимося на найбільш істотних і принципово відмінних.

В. С. Дружінінимсоставлени основоположні сейсмічні і геолого-геофизические розрізи і даний варіант прогнозної моделі, основними елементами якої є структурно-речовинні комплекси, фізична характеристика, положення в розрізі сейсмічних меж, можлива їх природа. Згідно з цією моделлю СГ-4 повинен розкрити повний розріз уралид потужністю приблизно 11 км, пройти біля 4 км по рифейским освітах і в інтервалі 14-14,5 км увійти в утворення древнього комплексу основи приблизно архейско-протерозойского віку. При цьому в складі уралид виділяються чотири комплекси, серед яких найбільш цікавим і неясним буде комплекс порід на глибині 7-9 км. Загалом геологічна прив'язка всіх комплексів, що виділяються і їх литологический склад в значній мірі умовні. Це спроба спроецировать на розріз по свердловині поверхневі освіти, розвинені на заходу від неї.

ПоЮ. С. Каретіну (мал. 3, а) Тагильський прогиб представляє цілісну грабенообразную структуру з плоским днищем і чітко вираженими бортами. Розвинена складна система листрических скидів розтягнення, переважно трансформованих в малоамплитудние надвиги. Фиксистское істота моделі автор обгрунтовує тим, що амплітуди зміщень відносно малі і не порушують істотним образом первинну троговую синседиментационную структуру розтягнення. Розташовані на заходу від СГ-4 интрузії Платіноносного пояса розглядаються у вигляді незміщеної магмоподводящей зони, субвертикально що йде на глибини понад 50 км і не пересічною свердловиною. Зі слів автора, ці интрузії «зшивають» весь розріз.

В. Н. Пучковпрі побудові своєї мобилистской моделі (див. мал. 3, би) виходить з результатів геологічних досліджень в зоні зчленування Тагильської і Центральноуральської зон північніше за район буріння, де встановлюється залягання порід Тагильського комплексу у вигляді тектонічного покривала регіонального значення. Використовуючи зміну положення з глибиною відображаючих майданчиків (по даним MOB і ГСЗ) з глибиною, автор моделі передбачає відповідне виполаживание поверхонь тектонічного зриву на глибині і прогнозує їх підсічення сверхглубокой свердловиною. Одночасно передбачається можливість повторення в розрізі відкладення з глибини 7 км, що має більш молодий вік, ніж вишележащие, на користь чого, на думку. В. Н. Пучкова, свідчить встановлена ГСЗ неодноразова інверсія швидкостей на глибинах 7-17 км. На питання про той, які комплекси тектонічно поєднуються в передбачуваному розрізі СГ-4, автор не дає однозначну відповідь. Як можливий склад найбільш цікавої малоплотной пластини на глибині 7-9 км висловлені наступні варіанти: вулканогенно-осадкове відкладення верхнього силура-девона Тагильської зони; плагиогранити, плагиогнейси (плагио-мигматити); серпентинитовий меланж, зближені зони рассланцевания; ордовикско-девонские істотне терригенние відкладення континентального підніжжя. Пластина, розташована на глибині 9-11 км, найбільш ймовірно, належить меланократовому підмурівку (габбро, амфиболити, ги-пербазити), що первинно підстилав вулканогенние комплекси Тагильської зони. На глибині 11 км і нижче очікується розкриття метаморфических, належних підмурівку утоньшенного, частково зруйнованих при рифтогенезе краю Східно-Європейського континенту - перехідної зони від континентальної кори до океанічної. Не виключено, що на глибині 11-15 км повторяетя тектонічний розріз палеозойських евгеосинклинальних товщ і їх меланократового основи.

У моделі С. Т. Агеєвой, А. Г. Волчковаї П. С. Ревякина (ЦНИГРИ) під Тагильської евгеосинклиналью передбачається куполовидное підняття гранулит-базитового шара, зведення якого розташоване на глибині біля 12- 13 км. Вище повинні залягати слабо розкрите на поверхні відкладення океанічної кори, в основі яких залягає могутній офиолитовий комплекс, инъецированний великими тілами гипербазитов.

В. І. Сегалович (КамНІЇКИГС) становив два надто мобилистских варіанту моделі, виходячи з гіпотези обширного, протяжністю в сотні кілометрів, тектонічного перекриття околиці Східно-Європейського континенту покривалами, що складаються з продуктів спрединга околичних і междугових басейнів, а також островодужних вулканитов. Згідно з цією моделлю, СГ-4 до глибини 6 км розкриє вулканогенно-осадкові комплекси верхньої частини Тагильського прогиба, далі перетне интрузивние утворення Платіноносного пояса, метаба-зити низів лландовери, могутню (порядку 3 км) пластину ультрабазитов, і, нарешті, після 14 км увійде у відкладення верхнього девона - нижнього карбона Східно-Європейської плити. Згідно з іншим варіантом, СГ-4 перетне весь розріз аллохтонной частини прогиба, званої автором «Тагильським пакетом покривал», і, можливо, досягне підстилаючої покрівлі Улсовско-Висимской зони поддвига (Оз- D2).

Н. Г. Берлянд (ВСЕГЕИ) віддає перевагу істотно габброидному варіанту розрізу, згідно з яким в інтервалі 7-14 км передбачається розкрити габброиди, порівнянні з арбатским комплексом, що виходить на поверхню далі на захід за СГ-4.

По К. П. Плюсніну (ПГО «Уралгеология»), Тагильський прогиб є складною освітою, яка формувалася на одних стадіях як грабен, а на інших-як рамповая структура. У запропонованій ним моделі велика роль відводиться разновозрастним тектонічним порушенням, що розбивають досліджувану частину прогиба на численні блоки, що ускладнює ув'язку розрізу, що розкривається свердловиною з поверхневими структурами і вимагає проведення систематичних структурно-тектонічних досліджень.

У рифтогенной моделі Л. І. Десятніченко (ПГО «Уралгеология») формування евгеосинклинального прогиба пов'язане з інтенсивним розтягненням земної кори вдовж глибинного розлому, поступовим заповненням структури, що формується, що супроводиться раннегеосинклинальними утвореннями боткой підмурівка. У подальші етапи переробці зазнають і ранні офиолитовие комплекси. Таким чином, під прогибом зберігаються лише перероблені фрагменти допалеозойских комплексів, і перед свердловиною стоїть нелегка задача ідентифікації агломерата гетерогенних освіт.

Незважаючи на те що практично всі моделі базуються, по суті, на одній і тій же геофизической інформації, в сукупності вони виявляють суперечність уявлень про глибинну будову Уралу. Виключаючи саму верхню частину прогиба, моделі суперечать по всіх більш або менш істотним компонентам розрізу, що прогнозується: його безперервності або тектонічної разобщенности, можливості перетину свердловиною тіл габброидов і ультрабазитов, глибини і складу основи прогиба, перспектив розкриття рудоносних комплексів, природи шарів, інверсії швидкостей і інш.

Можна зробити висновок, що вказана суперечність об'єктивно і наочно відображає не тільки стан глибинних геолого-геофизических досліджень на Уралі, але і, в якійсь мірі, всій геології загалом. Неважко зрозуміти життєву необхідність сверхглубокого буріння, оскільки тільки пряме проникнення в надра здібно забезпечити теоретичну геологію і прикладні металлогенетические дослідження фундаментальною фактографической основою, істотно звільнивши їх від всякого роду умовності і фантазій.

Спочатку намічену проектну глибину СГ-4- 15 км потрібно вважати досить обгрунтованою. При цьому свердловиною повинні перетинатися основні структурно-речовинні комплекси Тагильського прогиба, включаючи меланократовие утворення нижньої частини розрізу, і досягнуте надійне розкриття підмурівка з глибиною врезки до 1,5 км. По найбільш оптимістичних прогнозах (Ю. С. Каретін, В. С. Орлов), що передбачає відносне менш глибоке залягання підмурівка прогиба, мінімально необхідна глибина свердловини може доставити 12-13 км. З урахуванням цього глибину 12 км можна визначити як оптимальний рубіж, по досягненні якого доцільно розглянути питання про кінцеву глибину буріння свердловини.

Прогнозні моделі верхньої частини земної кори району Уральської СГ-4 (з спрощеннями авторів)

Рис.3

а - фиксистская (геосинклинально-троговая), по Ю. С. Каретіну, 1988; б-мобилистская, по В. Н. Пучкову, 1988.

I - протоофиолитовая асоціація, 2 - гранулито-базитовий комплекс архея, 3 - геофізичний базальтовий шар, 4 - меланократовий підмурівок; типи розрізів: I - Лемванський, II-Тагильський

5. Петрографическая характеристика гірських порід

Еффузівние породи. Базальти і андезибазальти. Серед еффузивних порід лавовой фації можуть бути виділені чотири різновиди, що складають відособлені пачки.

Породи верхніх трьох пачок - андезибазальти - розрізнюються кількістю, розміром і складом вкрапленников. У верхній пачці вони мають розміри в частки міліметра, складають до 5 % об'єму породи і представлені альбитизированним плагиоклазом і клинопироксеном. Породи другої зверху пачки переважно афировие, третьої - містять від 20 до 50 % великих (до 4 мм) вкрапленников плагиоклаза, іноді створюючих сростки, і одиничні болеемелкие вкрапленники клинопироксена і ортопироксена, заміщені хлоритом.

Основна маса андезибазальтов складається з микролитов альбитизированного плагиоклаза, розташованих безладно (дільницями субпараллельно) або зібраних в сноповидние зрощення, зерен клинопироксена, пилоподібних виділень і скелетних кристалів рудного мінерала (магнетита-титаномагнетита) і продуктів зміни стекловатого мезостазиса - хлорита, епидота, пренита. Для афирових андезибазальтов характерні рясні (до30 % об'єми породи) миндалини, в інших різновидах вони одиничні.

Базальти, що складають четверту зверху пачку, містять вкрапленники плагиоклаза, клинопироксена і ортопироксена (псевдоморфози хлорита і карбонату), що становлять від 20 до 50 % об'єму породи. Основна маса на 30-70 % складається з микролитов плагиоклаза, в проміжках між якими розташовуються зерна клинопироксена і хлоритизированное і соссюритизированное стікти. Пилоподібні виділення і дрібні кристали рудного мінерала звичайно приурочені до псевдоморфозампо ортопироксену. Миндалини, що досягають 2,5 см в поперечнике, рідкі.

У всіх різновидах еффузивов як повторні мінерали, що складають миндалини, неправильні гнізда і жилки, зустрічаються хлорит, пренит, пумпеллиит, епидот, кальцит, кварц, опав, альбит. Судячи по високій мірі збереження структури порід і первинних мінералів (клинопироксена, магнетита), а також складу і кількості повторних мінералів, метаморфизм порід відповідає пренитпумпеллитовой фації.

Вулканогенно-уламкові породи. Найбільш поширений тип вулканогенно-уламкових порід (особливо до глибини 3 км) - тефроиди. Глибше за 1870 м значну роль грають вулканогенно-осадкові породи: туффити різної розмірності, туфопесчаники і туфоалевролити. Туфи виділяються у вигляді малопотужних шарів серед тефроидов по наявності дрібних уламків скла рогульчатих і серпастих форм, а також уламків зі слідами гартування, болееразнообразной міри окатанности уламків (від незграбної до среднеокатанной).

Тефроиди в основному кристаллолитокластические або литокластические, рідше за литовитрокластические і кристалловитролитокластические, серед туфов зустрілися і кристаллокластические різниці. Цемент гидрохимический, поровий або зіткнення, рідко порово-базальний і базальний; складається з пренита, карбонату, хлорита, пумпеллиита, епидота, цоизита, кварцу, бурої глинистої речовини, іноді гематитизирован. Тефроиди і туфи мають одноманітний базальт-андезибазальтовий склад уламків, лише нижче за 3683 м різко зростає роль кислої кластики.

По мірі метаморфизма обломки і цемент не відрізняються від еффузивних порід верхньої пачки. У вулканогенно-уламкових породах в порівнянні з еффузивними серед новоутворених мінералів в інтервалі до глибини 3000 м дещо зростає ( > 10 %) роль пумпеллиита і епидота, а глибше за 3000 м - кальцита і кварцу. У всіх породах литокластов клинопироксен звичайно свіжий, плагиоклаз представлений альбитом, що часто супроводиться продуктами деанортизації, ортопироксен і оливин присутні у вигляді повних псевдоморфоз хлорита, епидота, кальцита, халцедона.

Серед базальтов і андезибазальтов можуть бути виділені різновиди з наступними парагенезами вкрапленников: СРх; PI; OI-OPx-CPx-PI, PI-СРх (з переважанням останнього), СРх. Породи розрізнюються також розміром вкрапленников, їх кількістю, структурою і складом основної маси, наявністю миндалин.

Клинопироксен-плагиофировие андезибазальти і базальти містять вкрапленники розміром від часткою до 1-2 мм, серед них плагиоклаз складає від 5-10 до 25 %, клинопироксен - до 3-5 % об'єму породи. Зустрічаються різновиди з сериально-порфировой структурою, максимальним розміром вкрапленников до 5-би мм і кількістю вкрапленников плагиоклаза до 20-25, клинопироксена - до 10-15 %. Іноді обидва типи вкрапленников утворять гломери. Структура основної маси порід частіше за гиалопилитовая або гиалиновая, рідше за интерсертальная; іноді відмічається флуктуаційна текстура.

Плагиофировие андезибазальти з різних уламків дещо розрізнюються по структурі, кількості миндалин. Зустрічаються різниці з порфировой, гломеропорфировой (часто з вкрапленниками плагиоклаза двох генерацій), сериально-порфировой структурою. Кількість вкрапленников від одиничних до 40-45 % об'єму породи, розміри їх - частки міліметра, рідше до 2,5 мм. Деякі вкрапленники містять включення скла, заміщеного хлоритом. Структура основної маси - від гиалиновой до гиалопилитовой, іноді интерсертальная з дільницями пилотакситовой, спилитовидной, в окремих випадках скритокристаллическая.

У оливин-ортопироксен, клинопироксен-плагиофирових базальтах вкрапленники плагиокла розміром до 1х2 мм становлять 20-30 % об'єми породи, клинопироксена - 2-15 %. Нарівні з ними в породах присутні псевдоморфози по вкрапленникам інших темноцветних мінералів (до 5-7 %), складені хлоритом, дільницями епидотом, кальцитом і халцедоном, часто вмісні включення зерен рудного мінерала. Судячи за характерними формами, псевдоморфози належать до ортопироксену. Присутність в цій групі порід нормативного оливина дозволяє допустити, що частково псевдоморфози є апооливиновими, хоч типові для цього мінерала форми не виявлені. У инт. 2700-2900 м. зустрілися різновиди, в яких у вкрапленниках присутній і амфибол (2-3 %). Породи мають интерсертальную, гиалопилитовую, гиалиновую структуру основної маси.

Плагиоклинопироксенофировие базальти виявлені в одиничних шліфах на різних глибинах. У вкрапленниках, що становлять загалом від 7-8 до 40-45 % об'єму породи, клинопироксен помітно переважає над плагиоклазом, часто має більш великі розміри. У окремих шліфах присутні також рідкі псевдоморфози по ортопироксену. Основна маса породи - гиалиновая, являє собою дрібнозернисте хлоритизированное скло з флуктуаційної текстурой, що визначається субпараллельной орієнтуванням сплюснених миндалин і голчатими микролитов плагиоклаза.

Клінопіроксенофіровие базальти (шл. 19125) присутні в обломках розміром 1-5 мм. Вкрапленники клинопироксена (до 0,8 х0,6 мм), часто створюючі сростки, становлять 15-25 % об'єми породи, основна маса має гиалиновую, іноді перехідну до гиалопилитовой структуру.

У всіх порфирових базальтах і андезибазальтах литокластов основна маса складається в основному з розкладеного скла, в яке укладені микролити плагиоклаза (розміром до 0,1 мм), клинопироксена (до 0,05 мм) і тонкий пил рудного мінерала. Характерні повторні мінерали мезостазиса - хлорит, в меншій мірі пренит, пумпеллиит, епидот. Ці ж мінерали нарівні з карбонатом і халцедоном складають миндалини, що становлять звичайно 5-10, рідко до 30-40 % об'єму порід.

Поряд з порфировими базальтами і андезибазальтами в литокластах зустрічаються і їх афировие різновиди з гиалиновой, гиалопилитовой, спилитовидной, а також пилотакситовой і интерсертальной структурою. (Не виключено, що частина їх являє собою дільниці основної маси порфирових порід.)

Більше за салические, ніж андезибазальти, породи мають в складі литокластики підлегле поширення.

Серед андезитов є плагиофировие і клинопироксен-плагиофировие різновиду; структура основної маси в основному гиало-пилитовая, рідше за пилотакситовая.

Обломки кислих порід - плагиофирових і кварц-плагиофирових андезидацитов, дацитов, рідше за риодацитов - постійно зустрічаються глибше за 3500 м. Їх не завжди вдається відрізнити від змінених порід, що зустрічаються в цьому інтервалі гидротермально-метасоматически. Вони містять микровкрапленники плагиоклаза (до 5-7 %) і кварцу (до 3-5 %) або тільки плагиоклаза, а також іноді клинопироксена (переважно псевдоморфози по ньому). Вкрапленники кварцу часто оплавлені, іноді мають «поїдені» краї, містять включення хлорита і карбонату. Основна маса звичайно представлена агрегатом кварцу і альбита микрофельзитовой, фельзитовой, микролитозернистой, іноді з елементами пойкилобластовой структури, містить серицит, сфенлейкоксен, епидот, рудний мінерал, карбонат, апатит.

Нарівні з описаними типами литокластов постійними елементами тефроидов і туфов є витрокласти і кристаллокластический матеріал.

Стекловатие породи лавового вигляду періодично зустрічаються в обломках в інтервалі 445-3350 м. Присутні як практично нераскристаллизованние різновиду, представлені хлоритизированним, часто пумпеллиитизированним або пренитизированним склом, так і з невеликою кількістю микролитов, рідше за вкрапленников зміненого плагиоклаза. Виділяються стекловатие породи з флюидальностью (обусловленой субпараллельной орієнтуванням довгастих миндалин) і без неї (з миндалинами изометричной форми). Різноманітне виконання пустот і пухирців (хлорит, мозаїчний кварц, халцедон, пренит).

Кристаллокласти зустрічаються в туфах і тефроидах повсюдно, іноді утворюючи самостійні шари у верхніх частинах ритмів. Кристаллокласти належать до плагиоклазу і клинопироксену, розмір їх до 5-6 мм. Часто вони мають правильні кристаллографические форми, непорушену зональность і являють собою, мабуть, практично матеріал, що не зазнав обробці пирокластический. Зустрілися також кристали зі згладженими формами, резорбированние. Нижче за глибину 3625 м (особливо в інтервалі 3720-3825 м) в кристаллокластах з'являються обломки кварцу до 5 мм в поперечнике з включеннями хлоритизированного скла каплевидной форми.

Туфоалевролити, туфопесчаники, туффити. Шаруваті туфоалевролити, туфопесчаники і туффити алевритовой розмірності зустрілися в керні свердловини СГ-4 переважно на трьох рівнях: в інтервалах глибин 74,7 м-127 м, в тому числі средиподушечних лав, 1717 м-1966,5 м і глибше за 2979,3 м. Слоистость виражена варіаціями розмірності уламків, складу цементуючої маси і уламків, рідше орієнтуванням останніх. Сортированность матеріалу звичайно хороша. Окатанность уламків широко варіює, частіше вони незграбні і слабоокатанние. У уламковому матеріалі - Крісталлокласти плагиоклаза, кварцу, клинопироксена, а також обломки порід, раніше описаних в складі великих литокластов. Цемент переважно - стикання, рідше за поровий, гидрохимический. Містить пелитоморфное буру речовину, глинисті мінерали, пренит, хлорит, карбонат, кварц, альбит, пумпеллиит, епидот, сфен, серицит, рудние мінерали, углистое речовина. Для порід першого рівня характерна хороша сортированность матеріалу, переважання алевролитових і пелито-алевритових різниць. Для другого рівня - менша сортированность уламків, велика кількість кристаллокластов плагиоклаза. Третій рівень характеризується великою кількістю алевритового матеріалу, високим вмістом в ньому углистого речовини (до 1,5 %) і сульфідів (до 4 %), що додають породам окремих шарів чорне забарвлення, великою кількістю уламків кислих еффузивов і метасоматитов. По межах шарів і в прошарках чорних алевролитов зустрічаються скупчення дрібних кристалів піриту, халькопирита, пирротина.

Интрузивние породи. Серед интрузивних порід можуть бути виділені дві групи. Породи однієї з них - базальти і андезибазальти, що зустрічаються переважно у верхніх 1000 м розрізи, по речовинних-структурних особливостях і, ймовірно, за віком близькі до лав. Інша група - меланобазальти і микродиорити - не мають аналогів серед вулканічних порід і є, ймовірно, більш глибинними і більш молодими, ніж субвулканические базальти і андезибазальти.

Базальти і андезибазальти. Породи, як правило, мають виразну порфировую структуру і розрізнюються головним чином по складу, кількості і розмірам вкрапленников. Виділяються різновиди, що складають відособлені тіла, з наступними парагенезами вкрапленников:

1. PI (20-35 %) - СРх (10-15 %) - ОРх (10-15 %), переважаючий 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. 17384-17391);

6. СРх (20 %) - 01 + ОРх (5-7 %) - P1 (5 %), розмір до 1 мм (3712,5-3116,1 м, обр. 22753-22792).

У самостійний різновид можуть бути виділені афировие базальти, що складають ряд січних тіл всередині третьої (зверху) пачки лав (в інтервалі глибин 264,8-384 м, обр. 1692, 1747-1772, 2010, 2048 і інш.) Зрідка в цих породах зустрічаються вкрапленники клинопироксена розміром до 1-4 мм, характерні дрібні миндалини хлорита.

Основна маса порід в різних тілах і різних частинах одного тіла має неоднакову міру раскристаллизації, структура її міняється від гиалопилитовой до полнокристаллической призматично-зернистої. Основна маса складається з подовжених кристалів плагиоклаза і клинопироксена і змінних кількостей повністю заміщеного повторними мінералами мезостазиса. У різновидах 3,4 і 5 плагиоклаз помітно переважає над пироксеном, в інших різновидах об'єми їх близькі. Рудние мінерали групи магнетита-титаномагнетита виділяються у вигляді дрібних кристалів (часто включених у вкрапленники оливина або ортопироксена), а також скелетних дендритоподобних кристалів і пилоподібних скупчень. У різновидах 2 і 6 зустрічаються одиничні зерна хромшпинелида, включені у вкрапленники темноцветних мінералів.

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

Меланобазальтивстречаются протягом всього розрізу СГС-4 у вигляді січних тіл потужністю до 8,7 м. Як особливий їх різновид можуть бути виділені лампрофироподобние меланобазальти, що зустрілися в обломках (можливо, «хвіст» дайки) на глибині 3125,6 (обр. 19063-19065) і 3621 м (обр. 21922), а також в дайках.

Меланобазальти мають звичайно добре виражену порфировую структуру. Вкрапленники складають до 30-35 % об'єму породи і представлені клинопироксеном (20-25 %) і повними псевдоморфозами по оливину (5-10 %). Кристали клинопироксена мають розмір до 6 мм, короткопризматическую форму, часто зональні і полисинтетически сдвойниковани. Псевдоморфози по оливину також короткопризматические, іноді бочонковидние, розміром не більше за 2-3 мм. Вони складені хлоритом або карбонатом, рідше (повністю або тільки в центрі зерен) за кварцем. Зрідка зустрічаються микровкрапленники соссюритизированного плагиоклаза.

Основна маса порід має в центральних частинах тіла меланобазальтов структуру, близьку до призматично-зернистої, а в крайових частинах - від интерсертальной до гиалопилитовой. Вона складається із зерен (розміром 0,05-0,1 мм) клинопироксена изометричной або короткостолбчатой форми (20-35 %), альбитизированного і соссюритизированного плагиоклаза (15-21 %), амфибола (5-7 %), рудного мінерала з групи титаномагнетита-магнетита (3-5 %). Зустрічаються рідкі зерна хромшпинелида, звичайно всередині псевдоморфоз по оливину. Интерстиції заповнені тонкочешуйчатим хлоритом (40-55 %). Рідкі миндалини розміром 0,3-0,7мм (5-7 % об'єми породи) складені пренитом і хлоритом, навколо миндалин розвиваються дрібні зернятка амфибола.

Лампрофироподобние меланобазальти відрізняються від описаних вище присутністю до 15-20 % амфибола, меншим розміром вкрапленников (не більше за 1 мм).

Микродиоритиобразуют досить могутні тіла на різних глибинах. Структура їх гипидиаморфнозернистая, призматично-зерниста, на глибинах нижче за 3450 м невиразно порфировидная за рахунок вкрапленников клинопироксена розміром до 2 мм. Головні мінерали - альбитизированний плагиоклаз (часто по ньому розвиваються також епидот, 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 присутні хлорит, що частково розвивається по роговій обманке і, можливо, по биотиту (?) або заповнюючий интерстиції; биотит (0-3 %); кварц - від одиничних зерен до 4-7 %; клинопироксен (до 5 %) з тими, що розвиваються по ньому епидотом, карбонатом, кварцем; рудний мінерал (до 4 %); апатит (до 1 %) у вигляді призматичних і голчатих кристалів.

По петрографическим і петрохимическим даним склад вулканитов в. межах перших трьох товщ до глибини 3487 м переважно базальтовий (62 %), менш поширені андезибазальти (32%) і андезити (6%). У інтервалах розкриття флишоидной товщі (3487-4064 м) склад порід досить різко міняється на андезидацитовий (аж до риодацитов). По сумарної щелочности переважають вулканити нормального ряду, на частку субщелочних доводиться третя частина проаналізованих зразків. По типу щелочности в рівній мірі розвинені як калиевие, так і калиево-натрієві різниці. Більшість порід (63%) вапняно-лужної серії, інші - толеитовой.

При аналізі мінливості з глибиною содержаний породообразующих оксидов і окремих елементів, з одного боку, встановлюється незакономірний характер зміни їх концентрацій як свідчення швидко змінних умов формування комплексів зі складним поєднанням вулканічних і осадкових процесів, що додають розрізу деякі риси «мусорности». З іншого боку, коливання содержаний деяких оксидов, особливо в їх поєднанні, груборитмичние і, ймовірно, відображають еволюцію локальних магматических вогнищ, живильних вулкани в районі СГ-4.

За винятком близькості складів еффузивной (0-430 м) і верхньої подтолщи вулканокластических товщ (430-1873 м), інші підрозділи розрізу петрохимически істотно розрізнюються. При цьому найбільші аномалії хімічного складу властиві інтервалу флишоидной товщі.

Загалом за петрохимическим даними встановлюються помірно слаба міра дифференцированности розвинених у розкритій частині розрізу СГ-4 вулканитов і приналежність їх до островодужним комплексів, відмінних від сучасних аналогів останніх переважанням базальтов, більш високої загальної щелочностью, підвищеними концентраціями Сг, Зі, Ni, V, Sr.

Минералого-петрографическим аналізом метаморфических асоціацій встановлене, що в межах усього розкритого розрізу породи зазнали. метаморфизм пренит-пумпеллитовой фації. При цьому міра метаморфизма поступово наростала з глибиною і по ряду ознак, що спостерігаються в нижній частині розрізу (зникнення з глибини 3400 м пумпеллиита, зменшення частки пренита), можна чекати швидке входження свердловини в область розвитку зеленосланцевой фації метаморфизма. Більш детально особливості метаморфических перетворень в межах розкритого СГ-4 розрізу розглянуті в роботі І. В. Вікентьева і інш., де зроблений висновок про протікання цього процесу в умовах невисокого палеоградиента (до 20 °З на 1 км) і температури не вище за 250 °

Послойная сульфидная мінералізація найбільш виявлена в нижній вулканогенно-осадковій частині розрізу (2640-4064 м) в інтервалах розвитку ритмічно-шаруватих порід, тяжіючи до верхів ритмів, складених туфоалевролитами і туфопесчаниками. Вона представлена піритом, в т. ч. фрамбоидальним, халькопиритом, борнитом, бляклими рудами, сфалеритом. Одна з найбільш помітних сульфидосодержащих зон перетнена свердловиною в інтервалі 3160-3270 м.

Кластогенний тип представлений переважно піритом і гематитом, в різній мірі що насичують змінену обломки в складі вулканоген-них порід розрізу. Частина з них, освічена в прижерлових умовах і характеризується розвитком рудних мінералів в периферичній частині уламків, іншою часть-рудокласти, що представляють розбиті фрагменти сульфидосодержащих порід, привнесені з інших місць локалізації.

Інші типи рудной мінералізації мають підлегле значення. Вони представлені, як правило, вкрапленностью піриту, гематита, халькопирита, пирротина, рідше за сфалерита, галенита і інш., що просторово тяжіє до приконтактовим частин дайкових тіл і зон гидротермальних змін.

Встановлений ряд інших особливостей і закономірностей розподілу рудних мінералів в розрізі СГ-4, серед яких особливої згадки заслуговує факт істотного збільшення в нижній частині розрізу, з глибини 3400 м, кількості пирротина при відповідному зменшенні частки піриту, що добре узгодиться з наростанням міри метаморфизма вниз по розрізу, і таким чином встановлює взаємозв'язок елементів метаморфической і рудной зональностей.

Серед досліджень СГ-4 і району її буріння немає єдності в оцінці виявленої в розрізі СГ-4 рудной мінералізації. На думку одних, вона відноситься до медно-цинковоколчеданному типу і близька по складу до руд Кабанських родовищ, розташованих далі на захід за СГ-4, що можна розглядати як свідчення на користь розширення просторових і тимчасових рамок продуктивного колчеданообразования. На думку інших, доказів для такого висновку ще недостатньо. Принаймні немає сумніву, що отримана цінна і унікальна інформація по характеру і особливостям локалізації рудной мінералізації, істота якої має бути остаточно з'ясувати в процесі подальших досліджень при поглибленні СГ-4.

Свердловиною зустріти декілька зон тектонічних порушень (580-620 м, 1470-1500 м, 2495-2505 м, 3480- 3560 м) і різної міри трещиноватости порід. При цьому, незважаючи на цілеспрямовані пошуки, поки не отримано скільки нибудь переконливих фактів на користь тектонічного здвоювання, істотного роз'єднання тієї або інакшої частини розрізу. Навпаки, міцніє упевненість в його безперервності.

Стратиграфическая і формационная приналежність усього розкритого розрізу і його окремих частин проблематична і перебуває в стадії активного вивчення і обговорення. Поки досить надійно встановлюється вікова приналежність розрізу глибше за 3 км. Тут в зразках крем'янистих алевролитов інтервалу 3070-3716 м, відібраних фахівцями УГСЕ ПГО «Уралгеология» і ИГ БНЦ АН СРСР, ідентифіковані різниці радиолярий, характерні для Sil2-3. К. С. Івановим і іншими дослідниками (ИГИГ УрО АН СРСР) в інтервалі 3520-3885 м виділені і вивчені комплекси конодонтов і хитинозой, що дозволяють віднести його до прикордонних шарів лландовери і венлока. Таким чином, знаходить підтвердження прийнята попередниками схема вікового розчленування вулканогенно-осадкового відкладення району СГ-4.

Несподівані результати отримані Ю. Е. Дмітровської (КамНІЇКИГС) і А. Д. Архангельської (ВНИГНИ) при дослідженні препаратів з мдцератов зразків туфоалевролитов інтервалу 1918,6-1983,9 м, де були виявлені неповні спектри спор, характерні для нижньої частини франского ярусу верхнього девона. Ці дані потребують ретельної перевірки, для чого в районі СГ-4 початі спеціальні дослідження по ревізії відомих знахідок фауни.

6. Результати геофизических досліджень

Буріння СГ-4 супроводиться обширним комплексом геофизических досліджень, що включає 28 методів електричного, сейсмоакустического, ядерно-фізичного, магнітного, термічного, газового і технико-технологічного каротажу. Істотних аномалій за результатами проведених досліджень не виявлено. Результати ГИС нарівні з литолого-петрографическими ознаками використані при розчленуванні розрізу на шари, пачки, товщі.

По ряду фізичних параметрів, зафіксованих геофизическими дослідженнями стовбура і петрофизическими дослідженнями керна, розріз диференційований в різній мірі, що визначається особливостями речовинного складу складаючих його освіт,. відмінностями в мірі їх тектонічної і метаморфической переробки,. а також сложнонапряженним станом околоствольного масиву.

Після 10-місячної перерви в бурінні, зумовленого перемонтажом бурової установки, на глибині 3853 м встановлена температура 60 °З, що відповідає середньому значенню геотермического градієнта 1,5 °З на 100 м, і узгодиться з особливостями поля даної частини Уралу, що характеризується низьким значенням теплового потоку.

За результатами измеренийплотностиобразцов керна СГ-4 добре видно варіації складу вулканитов розрізу, в т. ч. виявляються ритми направлених змін цих параметрів. На глибині 4000-2400 м такий ритм чітко антидромний - вгору дуже плавно зростають густина і основность вулканитов від риодацитового внизу ритму (2,65-2,75г/см) до базальтового 2,85-2,95г/см, що незалежно підтверджується і даними геохімічного випрбовування, а також узгодженим наростанням вгору протягом тих же 1600 м фонової намагніченості порід (мал. 5).

На детальному розрізі плотностних варіацій чітко встановлюється також положення контакту силицитов низів именновского комплексу і залягаючі нижче зовні схожі алевропелитов кабанского комплексу: йому відповідає стрибкоподібне зростання густини (склад зміняється вниз на базальтоидний). При цьому в нижній (1 м) базальной частині флишоидной толши густині тих же силицитов, як виявилося, вниз з наближенням до контакту прогресивно зростають, що зумовлено появою у все більшій кількості терригенной домішки матеріалу розмиву порід мафического основи. Це одне з об'єктивних обгрунтувань нормальної седиментационной природи даного контакту - двох формацій двох стадій геодинамического циклу - офиолнтовой і постофиолитовой.

Породи по стовбуру СГ-4 в основному слабо намагнічені. Виділяються на такому фоні різні дайки і інтервали по 5-30 м грубої пирокластики околожерлових фаций. Останні виділяються на відміну від інших туфов також великою кількістю вулканічних бомб і вишневими окисленими шлаковими ла-пиллей (инт. 1280-1315; 1986-2007; 2398-2460; 2494-2497 м і інш.).

Приведений на (мал. 5) швидкісний розріз по СГ-4 показує збільшення швидкостей з глибиною: від 6 км/з вгорі до 6,4 км/з нижче. Дані ВСП В. А. Силаєва по стовбуру СГ-4 в деталях трохи інакші. Зіставлення їх з геологією показали, що у вариацияхVpзначими два чинники: склад порід - основний і середній (підвищені до 6,2-6,55 км/з) або ж кислий - більш низькі швидкісні параметри (5,6-5,8 км/з). Ускладнює картину різкими «провалами» в графіку швидкостей другий чинник - варіації міри тектонічної нарушенности розрізу. Ймовірно, основна роль в цьому належить дрібної об'ємної трешиноватости, оскільки тектонічні шви з більш вираженої нарушенностью порід, але невеликою 2-5 м видимою потужністю (1918 м, 2506-2510 м і інш.) в різних варіантах швидкісного розрізу ВСП не завжди виявляються. У основному ж виділяються целики з максимальними для даного склад порід швидкостями протягом до 600 м. З варіаціями литології кореляції немає (масивні туфи чергуються з пачками піщаних тефроидов того ж і близького складів), як і з варіаціями складу від базальтового до андезитового. При цьому густина всіх цих порід варіює слабо - звичайно від 2,82 до 2,88 г/див. Причина тому нівелюючий вплив повсюдного розвитку в туфовом матеріалі метаморфогенной хлорит-пренитепидотовой цементації. Вона мало змінює валовий склад порід, але сильно зменшує їх пористість (4-5% проти 15-20% в кайнотипних базальтах, наприклад. Камчатки) і підвищує відповідно фізичні параметри густини і, що особливо важливо, швидкісні характеристики, створюючи абсолютно інакше фізичне середовище в порівнянні з молодими вулканічними областями, гдеVpв базальтових розрізах потужністю до 5 км становлять 4,5-5,5 км/з (по Тюменської і Саатлінської сверхглубоким свердловинам, на Камчатці, в Ісландії). За даними профілів МОВ-КМПВ, поблизу СГ-4Vp вцеликах практично з поверхні досягають 6 і 6,3 км/з. За результатами документації керна СГ-4, масиви порід в целиках монолітні, майже не трещиновати, з виходом керна нерідко 95-100% і довжиною його шматків 50-80 см, іноді навіть 2-4 м. Інтенсивність вишеотмеченних метаморфических перетворень вулканитов з глибиною повільно наростає, преобладающе землисті форми виділень зміняються нижче за 3,5 км все краще окристаллизованним епидотом, що коррелируется із зміною деяких фізичних параметрів. Це також може мати важливе значення в проблемі вивчення теплопровідності і теплового потоку по розрізу СГ-4. По викладених причинах потрібно постановка спеціальних детальних досліджень по позначеній проблематиці. Допоможуть результати їх і в більш точній реконструкції первинного химизма вулканитов розрізу СГ-4.

Відмітимо, що розріз зеленосланцево- і більше за високо метаморфизованних базальтов протерозоя Кольської СГ-3, при більших, ніж в СГ-4 густині порід (внаслідок більшої їх основности, до пикрит-базальтов), характеризується близькими і большимиVp(6,5 і 6,8 км/з), які знижуються до 5,8 км/з в розрізі осадкових порід ждановской свити.

Високошвидкісні целики чергуються з інтервалами з різко зниженими швидкостями пружних хвиль і густини, видимо, зонами дрібної трешиноватости. Візуально в керні вони невиразні, не мають ясних меж і виділяються не завжди або неповно. Такі зони найбільш виражені в інтервалах 560-650;1800; 1850-1920; 2600-2750 м. Геологами дрібні, без милонитов, тектонічні порушення і зони трещиноватости зафіксовані на глибинах 560-580; 1800; 2500-2510; 3480;3560 м. Гранично низкиеVpдо 5,6 км/з властиві інтервалам (3600-4300 м і інш.), складеним туфам і тефроидами кислого складу з плотностами біля 2,75 г/см, цілком відповідними складу порід і їх швидкісним характеристикам. Але на більш пізніх даних ВСП ця частина розрізу по швидкостях не виділилася.

Існують і інтерпретації, вихідні з того, що отриманий для целиков на глибинах 1,2-3 км сейсмічні швидкості більше за 6,3 км/з дуже великі для андезитобазальто-вих вулканитов, навіть ущільнених внаслідок метаморфизма, і їх потрібно зв'язувати з підвищеними значеннями напруженого стану в цих інтервалах, що чергуються з такими тектонічно розвантаженого стану, які часто співпадають з інтервалами підвищеної динамічної активності по даним сейсмоакустики. По даним глибинного сейсмоторпедирования (по В. А. Силаєву), для цих інтервалів встановлена швидкісна анізотропія базальтоидов. Вплив останньою і варіації напруженого стану середи в зв'язку з особливостями блокової тектоніки в якихсь приватних виявах, безумовно, мають місце, в т. ч. створюють великі складності в проходці свердловини (на глибинах 2500; 3700; 4980 м і інш.), що робить їх вивчення і прогнозування в подствольном просторі по даним сейсмічних зондирований особливо актуальними.

Дані сейсмоакустического каротажу (А. В. Троянов, 1997) в зіставленні з іншою геолого-геофизической інформацією показують, що по стовбуру виділяються целики з дуже низькими шумами протяжністю частіше за все по 60-65; 130 і 200-230 м, на фоні яких виділяються окремі вузькі «шумлячі» списи, у верхній частині розрізу частіше за все співпадаючі з положенням відображаючих майданчиків на профілі ГСЗ (поблизу 850; 1700; 2005-2007 м), і/або з інтервалами вузьких «провалів» в швидкісному розрізі по ВСП, т. е. явно відповідають тектонічно ослабленим зонам, що виявилися до того ж динамічно активними в цей час (на 582-587;653-655; 834-848; 2175-2181; 2812-2882 м) або ж частота їх встречаемости помітно підвищена в широких інтервалах пониженнихVpна 1025-1206; 1700-2185; 2600-2750; нижче за 3480 м і інш. Виключення представляють інтервали (2500-2600 і 2730-3420 м), в яких найбільш високі швидкості поєднуються з частими могутніми зонами з інтенсивними акустичними шумами; така комбінація здавалося б несумісних ознак (жорсткої, але тектонічно порушеної середи), можливо, якраз пов'язана з тектонічно напруженим станом цих блоків.

Вивчення пластових флюїдів включало з'ясування закономірностей зміни по розрізу складу газів і гидрогеологические дослідження.

Відбір газів проводився як з стовбура свердловини, так і із зразків керна (гази відкритих пір, глибока сорбції). У результаті встановлено, що сумарний зміст газів збільшується з глибиною, досягаючи максимальних значень в інтервалі заліг тания флишоидной товщі. Локальне збільшення газосодержания відмічене в зонах підвищеної трещиноватости порід. У складі вуглеводневих гадів різних форм знаходження домінує метан, концентрація його гомологов на декілька порядків нижче. У пробах бурового розчину виявлене жезначительное содежание гелію (1,1--)(2,7-104мл/л) з тенденцією до зростання з глибиною і максимумом концентрації в трещиноватих, тектонічно порушених інтервалах 2930-3080, 3450-3770 м (до 4,8-8,1.10/л). У складі газово-рідких включень переважає водень, в меншій кількості містяться метан і азот, зміст гелію незначний.

Водоносні горизонти виявлялися на основі оперативного вивчення варіацій хімічного складу промивальної рідини і її диференціальної витрати. Потім проводилися спеціальні дослідження, що забезпечують отримання представницької проби пластового флюїда і достовірних даних по пластовому тиску і емкостно-фільтраційний параметром водоносних горизонтів. З'ясовано, що водоносні горизонти приурочені до донам інтенсивної трещиноватости. Всі випробувані водоносні горизонти до глибини 2553 м насичені вельми прісною водою з мінералізацією менше за 0,3 г/л, що знаходиться в умовах гідростатичного тиску. Специфіка її гидрохимического складу,. нарівні з даними ізотопних досліджень, свідчить про її метеорне походження. Результати гидрогеологических і гидродинамических досліджень свідчать про значну глибину поширення зон відкритої трещиноватости.

При зіставленні розкритого свердловиною розрізу з результатами наземних сейсмічних досліджень встановлюється, що практично всі зафіксовані вдовж осі свердловини відображаючі майданчики (на глибинах 600, 1500, 2500, 2900, 3500 м) відповідають відміченим вище великим зонам тектонічних порушень і підвищеній трещиноватости. При цьому остання з майданчиків співпадає з покрівлею флишоидной товщі. Виявляється, що сейсморазведка, чуйно реагуючи на розривні дислокації і фізичний стан порід, слабо вловлює зміни в литології розрізу. Відповідь на питання, що собою представляють встановлені нижче по розрізу відображаючі поверхні, можна отримати тільки при подальшому поглибленні свердловини. У цьому плані показове висловлювання президента Міжнародної програми «Літосфера» К. Фукса: «У нас є тисячі кілометрів профілів сейсмічного відображення, але ми не знаємо, що вони показують».

У 1989 р. в рамках програми досліджень на геотраверсе Уренгой-Верхня Туру - Кривий Ріг («Граніт») Баженовської геофизической експедицією виконані детализационние сейсмічні спостереження методом регульованого направленого збудження.

Характеризуючи загальний стан досліджень, потрібно відмітити, що однією з найбільш гострих проблем є виконання передбаченого програмою комплексу досліджень в околоскважинном просторі, які поки ведуться в неповному об'ємі, без супроводу структурного буріння достатньої координації. Необхідно прискорити обгрунтування і реалізацію геолого-геофизического (геодинамического) полігона навколо СГ-4.

У напрямі підвищення наукової ефективності сверхглубокого буріння необхідно істотно зусиль дослідницькі можливості на самій свердловині, особливо систематичних вимірів на великих глибинах флюидного трещинно-порового тиску і інших гидродинамических параметрів, оцінки напруженого стану околоствольного масиву, безперервної реєстрації всіх компонентів флюидной складової, вдосконалення комплексу ГИС, орієнтованого відбору керна з встановленням палеомагнитних характеристик і інш.

7. Сейсмічна інформація по стовбуру і району СГ-4

Відображаючі елементи профілів ГСЗ і MOB не можуть бути точно скоррелированни з геологією по стовбуру, оскільки свердловина проходжується, на жаль, на видаленні 1-1,5 км від профілів, авулканогенним розрізам властива погана витриманість. Можна лише затверджувати, що підтвердилася загальна моноклинальное будова розрізу у верхній половині з кутами падіння шарів 45° на схід, що відповідає вимірам слоистости в скельних оголеннях на поверхні і по керну СГ-4. У прогнозному швидкісному розрізі на основі дегализационних робіт ГСЗ 1985 р. В. С. Дружініна були виділені і приватні зони інверсії швидкостей, в т. ч. на глибинах 1500 і 2100 м. По ВСП, перший з них на фоні високошвидкісного інтервалу не виділений, але чітко виявлений зоною дезинтеграції з різким зменшенням густини, а другий виділився зоною пониження швидкостей до 5,9 км/з на глибині 2-2,2 км.

На прогнозному швидкісному розрізі була виділена також зона інверсії швидкостей на глибинах 6,3-7,5 км. Пізніше методом вертикальних відображень в тому ж інтервалі зафіксована середа з різко підвищеної расслоенностью. Приблизно, вона відповідає пачці осадкових порід низів ордовикской частини палеозойського розрізу. На профілі ОГТ їй відповідає на тих же глибинах система протяжних відбивачів, що мають слабу воздимание на схід і, судячи по структурному малюнку, в 2 км східне СГ-4 вишележащими базальтами, що незгідно перекриваються, вже розкритим по СГ-4 (мал. 6). Тобто об'єкт на глибинах 6,3-6,7 км знов підтверджується. Подібна дуже витримано поширена нижче базальтов осадкова пачка, датована фауною кародокского ярусу ордовика, картируется на поверхні в західному борту Тагильського прогиба в 20 км далі на захід за СГ-4. У зв'язку з цим відмітимо, що один з важливих результатів буріння СГ-4 до 5,4 км - встановлений факт, що для ордовикской частини палеозойського розрізу в районі СГ-4 залишається дуже вузький діапазон глибин, т. до. нижче за 8-8,5 км, по даним ГСЗ, поширений явно інакший комплекс (6,6-6,8 км/з, ймовірно, амфиболитових метаморфитов), хоч далі на захід за потужність зеленосланцевих базальтов 02К-Оз і спилит-диабазового комплексу Оз досягають 6-8 км. Але у внутрішній частині Тагильського прогиба, де буритсяСГ-4, що являє собою флангову частину головної зони базитового магматизма, на основі спільного розгляду геологічної і геофизической інформації прогнозується різке скорочення їх сумарних потужностей приблизно до 2 км і часткове заміщення по латерали шаруватим відкладенням видалених фаций. До буріння подібні точки зору були мало обгрунтованими. Не виключається і варіант зв'язку цього об'єкта з підвищеної тектонічної нарушенностью розрізу на глибинах 6,3-7,5 км. Параметричне значення буде мати розкриття цієї частини розрізу бурінням.

Цікава в матеріалах, що розглядаються виділена на сейсмопрофиле MOB-ОГТ (1994-1995 рр.) сильна відображаюча межа, що перетинає проекцію стовбура СГ-4 на глибині біля 2900 м. Вона має східне падіння, субсогласное із загальним нашаруванням порід именновской звиті, але зв'язувати її з якими-небудь варіаціями литології і фаций основ немає. Для цього інтервалу характерний розвиток грубих неминерализованних тріщин, по яких керн після підйому на поверхню розпадається на блоки з рівними обмеженнями; характерні також анізотропія фізичних властивостей і знижені швидкості пружних хвиль, виміряних по керну і стовбуру свердловини. Видимо, це поєднання ознак відповідає напруженому стану околоствольного масиву, що непрямо підтверджується ускладненнями буріння в межах вказаного інтервалу.

Пізніше через вже пробурену до глибини 5,3 км СГ-4 виконаний детальний профіль глибинного ОГТ по програмі «Европроба», на одному з варіантів розрізу якого чітко і безперервно протягом 10-13 км простежуються паралельні один одному два відбивачі, що маркірують всю структуру району буріння СГ-4. По глибині вони відповідають найбільш могутнім осадковим пачкам у верхній (на глибинах 3000-3300м) і нижній (4860-5072 м) частинах флишоидной товщі розрізу СГ-4 (див. мал. 6). Відбивачі вгорі мають нахил 45°, що відповідає відображаючим елементам на Красноуральськом профілі ГСЗ і орієнтуванні слоистости в оголеннях і по керну СГ-4, тоді як нижче за 2,5 км слоисость по керну все більше за виполаживается до 10 і 5° на глибинах 4-5 км (див. мал. 6). На профілі ОГТ відбивачі, що характеризуються також дуже плавно виполаживаюгся з глибиною до горизонтальних залеганий східне СГ-4, перехідних в полого західні в східному кінці профілю. Їх легко можна було б прийняти за таловие надвиги з горизонтальними базальними поверхнями. Але вивчення розрізу в перетинах їх стовбуром СГ-4 показало, що обидва структурних елемента за природою відповідають нормальному нашаруванню. У цьому випадку СГ-4, ймовірно, виконала найважливішу параметричну задачу визначення геологічної природи одного з типів протяжних субгоризонтальних відбивачів у верхній корі - якщо прийняти, що розріз, що приводиться - адекватне відображення реальної середи (на тому ж інформаційному масиві відбудовані і інші варіанти). Варіант, що Передбачається раніше, що система пологого відкладення може бути зумовлена бічними відображеннями від того, що відбувається південніше паралельно профілю розлому - в принципі вірогідний, але в цьому випадку сумнівно існування двох суворо паралельних один одному протягом 10 км розломів. Дослідження профілем ОГТ поширення глибоко похороненої шаруватої товщі з достовірно встановленою бурінням потужністю біля 2 км - це, найвірогідніше, що звичайна фіксується методом ОГТ в осадкових басейнах сейсмостратиграфия. Несподіванка її в суцільному вулканогенном масиві логічно з'ясовна: даний розріз на відміну від всіх суміжних формувався при стійкому морському режимі осадконакопления в локальному грабене, що займає всю внутрішню частину Тагильського прогиба. По даним раніше виконаного Ю. С. Каретіним, потім АИ. Глушковим з співавторами картирования флишоидной товщі, розміри оконгуривающего грабен ареалу її поширення на поверхні 18х70 км. Були встановлені і зустрічні напрями падіння слоистости в обох бортах грабена при пошта горизонтальних залеганиях шарів в перекриваючих товщах в його центральній частині, в т. ч. в свердловинах н а глибинах 700-1350 м (див. мал. 6). Тобто варіант профілю ОГТ узгодиться з незалежними геологічними даними. На ньому нижній відбивач в західній при-бортовій частині палеорифга стає переривистим, невиразним, видимо, відповідає типовій картині розвитку нарушенности бортів великою кількістю дрібних скидів, що розвиваються в процесі розтягнення і занурень днища палеорифга. У разі нижнього відбивача східніше за СГ-4 вірогідна совмещенность з осадковою пачкою послойной тектонічної нарушенности. У керні це виявлене у вигляді дискования дуже жорстких силицитов внаслідок розвитку грубого послойного кливажа в зоні потужністю 5-8 м, розташованою на 2-3 м вище за литологического контакту силицитов з масивними тектонічними непорушеними породами офиолитового основи. Видимі на тому ж профілі ОГТ системи зустрічно падаючих дрібних кососекущих розривних порушень місцями дають чітко видимі, але дуже незначні по амплітудах (10-20 м) зміщення вищезазначених протяжних відбивачів, і ніде до показаних на профілі глибин 12 км не дає великих тектонічних усложнений розрізу.

На тому ж інформаційному масиві ОГТ отримані і отстройки, на яких описані вище відбивачі переглядаються фрагментарно, внаслідок нарушенности їх системами дуже частих субпараллельних кососекущих порушень, більш усього схожі на системи грубого кливажа. Найбільш розвинена з них - із західними падіннями під кутами 60-70°. Вона відмічена раніше в скельних оголеннях площі.

По профілях, що є в районі ГСЗ, МПВ-МОВ і ОГТ, геологічну природу переважної більшості більш коротких палогопадающихотражающих елементів, в т. ч. відповідаючих межам великих стратиграфических підрозділів верхньої частини розрізу кори, нікому не вдалося вгадати по власне сейсмічній інформації. Тільки буріння дало достовірні результати. Геологічна природа і значущість численних пологих і крутопадающих систем відображаючих елементів на детализаиионних профілях ГСЗ і на всіх інших в районі СГ-4 ясні з того, що вони не порушують помітним образом геологічний розріз, а породи монолітні у всьому об'ємі без виявів рассланцевания і катаклаза. Тому незважаючи на ту, що багато які з систем відображаючих елементів мають на сейсмопрофилях чітке вираження, більшість їх, видимо, відповідають лише звичайним в будь-якому скельному масиві системам трещиноватости і незначним по амплітудах переміщень розривам - їх дуже багато і вони по-різному орієнтовані, тоді як тектонічна структура в районі СГ-4 проста і, за геологічними даними, не має значних разломних усложнений.

На такому фоні по-новому виглядає проблема виділення за сейсмічними даними геологічно значущих розломів і контактових поверхонь різних толш і комплексів. Найбільш великі витримані по поширеності структурно-речовинні мегакомплекси кори вдається виділяти і простежувати досить упевнено тільки по сукупності даних, передусім, про швидкісні параметри середи, положенню в загальному розрізі кори, з урахуванням даних по відображаючих елементах і геології поверхні, оскільки, як показав виконаний аналіз всієї системи профілів ГСЗ по Уралу, такі мегакомплекси характеризуються витриманістю швидкісних характеристик і їх типових варіацій. Опоненти звичайно вказують на різну неоднозначність внаслідок впливу на фізичні параметри в корі варіацій тиску, напруженого стану, флюидного режиму і інших чинників, що важко враховуються. Подібний вплив має місце в частковості, але загалом інтегральні швидкісні характеристики великих поширених на великих площах одиниць розрізу визначаються надійно, а їх латеральние варіації закономірно узгодяться з особливостями геології поверхні.

Висновок

У числі найбільш важливих результатів встановлено:

розкритий розріз надійно, у всіх деталях ув'язується з геологією поверхні (мал. 4);

встановлена повна ідентичність химизма головних типів базальтов виділених формацій в розрізі СГ-4 і поширених на поверхні;

відробляння детального геохімічного профілю в створе з СГ-4 показало, що афировие базальти бимодального комплексу розрізу СГ-4 нижче за 5075 м і картирующегося на поверхні в 4,5-7 км далі на захід за СГ-4 вписуються в єдину латеральную геохімічну зональность разом з базальтами офиолитового спилит-диабазового комплексу осі палеоспрединга, трасованої в 10 км далі на захід за СГ-4, т. е. відносяться до флангових утворень цієї осі і по мірі видалення від неї все більше за калиевие і багату Ti, Fe;

встановлені цілісність і закономірна спрямованість будови усього розкритого розрізу, ненарушенность його надвиговьми сдваиваниями і могутніми разломними зонами з катаклазом і рассланцеванием порід;

нормальним седиментационним виявився і розкритий на глибині 5070 м контакт між риолит-андезитобазальтовим комплексом именновской свити островодужного типу і залягаючим нижче бимодальним комплексом офиолитового основи;

для оцінок информативности даних геофизики про глибинну будову району важливо, що потужність именновского комплексу 4-5 км була прогнозована В. С. Дружініним на основі швидкісного розрізу ГСЗ, тоді як геологічні прогнози давали вдвоє менші потужності. Підтвердилися для цієї частини розрізу і прогнозні по ГСЗ інтегральні швидкісні характеристики середи - 6,1 км/з, що виявилося близьким виміряним значенням. Потужність палеозойського вулканогенно-осадкового розрізу в районі СГ-4, по даним ГСЗ, прогнозується 7,5-8 км;

більш широкими дослідженнями в районі в будові земної кори Тагильської структури встановлений розвиток внижней її частини лінзи типу «коромантийской суміші» (КМ) потужністю 15-20 км, що поєднується з витонченістю власне кристалічної (без КМ) частини кори - 28-33 км проти 37-40 км в бортах.

Оцінюючи перші результати буріння Уральської СГ-4, необхідно підкреслити, що головні задачі вирішуються на середніх і нижніх інтервалах буріння. Вже зараз, досягши рекордної для рудних районів Уралу глибини і забезпечивши унікальну можливість безперервного детального вивчення розрізу завтовшки 4 км, СГ-4 дала ряд принципово нових даних, що стосуються верхньої частини Тагильського прогиба. Так, встановлене більш круте залягання вулканогенно осадкових комплексів західного крила прогиба із значним перевищенням проектної потужності. Отримані нові факти, що стосуються віку, фациальних умов і геодинамической обстановки формування розкритої частини розрізу. Вивчений циклічний характер вулканизма древньої острівної дуги і встановлені його відмінності від сучасних аналогів. Виявлені закономірності метаморфических перетворень і особливості розподілу в розрізі рудной мінералізації. Уперше для цієї частини Уралу отримана достовірна інформація по фізичних властивостях, тектонічна нарушенности, флюидонасищенности і геотермическому режиму такого протяжного по глибині розрізу, що дало можливість об'єктивно оцінити ефективність методів наземної геофизики, зокрема, встановити природу сейсмічних відображаючих майданчиків.

Свердловина практично впритул підійшла до рішення ряду пріоритетних фундаментальних і прикладних проблем. Вже на найближчих інтервалах проходки має бути розкриття горизонтів, що відповідають стратиграфическому рівню розташованих поблизу медноколчеданних родовищ. Далі розв'язання принципових питань по з'ясуванню структурної позиції, складу і рудоносности утворень Платіноносного пояса, циклу байкалид, зон інверсії швидкостей (хвилеводів) і інш.

Необхідно підкреслити, що СГ-4 не націлена на безпосереднє розкриття конкретних промислово значущих рудних об'єктів. Її задачі в цьому напрямі більш широкі - уловити дихання рудообразующих процесів, визначити їх спрямованість, встановити нові глибинні критерії минерагенического прогнозу. Згідно загальним задачам, що стоять перед глибинними дослідженнями рудообразующих систем, це буде мати важливе значення для їх реконструкції і сприяти побудові загальної моделі рудогенеза.

Встановивши стратиграфическую безперервність або тектонічну разобщенность і скупченість розрізу, що розкривається, проходка свердловини забезпечить (на прикладі Уралу) перевірку альтернативних моделей геотектонического розвитку. У результаті Уральська СГ-4 дозволить уперше в світі отримати достовірні факти про глибинну будову, рудоносности, еволюцію і геодинамической природі палеозойських жвавих поясів континентів. Використання отриманих результатів повинно забезпечити прорив геологічних досліджень на більш високий науковий рівень.

Петрофизический розріз СГ-4

Рис.5.

Профіль глибинного ОГТ

Вісь гравіметричної аномалії

Ріс.6.

1-кабанский комплекс; ll-именновская звита; lll-гороблагодатная товща; lv-туринская звита; v-Красноуральська зона.

Зміст

Введення

1. Геологічна будова району заставляння свердловини СГ-4

2. Цілі і задачі СГ-4

3. Прогнозні моделі Уральської СГ-4

4. Геологічний розріз СГ-4

5. Петрографическая характеристика гірських порід

6. Результати геофизических досліджень

7. Сейсмічна інформація по стовбуру СГ-4

Висновок

Література

Література

1. Башта К. Г., Горбачев В. И., Задачі і перші результати буріння Уральської сверхглубокой свердловини // Радянська геологія 1991.N 8. С.51-63.

2. Башта К. Г., МарченкоА. І., Використання результатів буріння і досліджень Уральської сверхглубокой свердловини СГ-4 при регіональних дослідженнях // 100 років Геологічного картографування на Уралі. Екатеринбург, 1997. З 211-220.

3. Дружинин В. С., Каретін Ю. С., Детальні зіставлення наземної і скважинной інформації по району Уральської сверхглубокой свердловини // Вітчизняна геология.1999.N 5. С.42-48.

4. Румянцева Н. А., і інш., Уральська СГС // Сверхглубокиє свердловини Росії і суміжних районів. С.96-118.