трусики женские украина

На головну

 Огляд геолого-геофізичної вивченості району Уральської надглибокої свердловини СГ-4 - Геодезія

Введення

Урал - загальновизнаний світовий еталон палеозойських рухомих поясів, видатна рудна провінція світу з класичними родовищами чорних і кольорових металів. Саме тут, у найстарішому гірничорудному районі Середнього Уралу в межах західного крила Тагильского прогину, що є генотипической евгеосинклінальниє зоною, була закладена Уральська надглибока свердловина СГ-4 проектною глибиною 15000 м. Важливе значення при виборі місця закладення мала хороша геолого-геофізична підготовленість району буріння. Точка закладення СГ-4 знаходиться поблизу перетину регіональних профілів ГСЗ.

Буріння СГ-4 розпочато 15 червня 1985 г випереджаючим стовбуром діаметром 215 мм свердловина досягала глибини 4008 м. При цьому буріння інтервалу 34-4008 м здійснювалося з безперервним відбором керна, середній вихід якого склав 64,2%. З метою подолання що виникли в процесі проходки випереджаючого стовбура геологічних ускладнень (сильне кавернообразованіе, інтенсивне зростання зенітного кута) вироблено формування стовбура діаметром 390 мм з подальшим перекриттям інтервалу 0- 3942 м обсадної колоною діаметром 426 мм. У 1990 р на свердловині закінчено монтаж бурової установки Уралмаш-15000, призначений для буріння до глибини 15 км, і продовжено подальше поглиблення ствола. На 01.01.1999 р глибина СГ-4 склала 5401 м.

1 Геологічна будова району закладення свердловини СГ-4

Уральська надглибока свердловина (СГ-4), розташована в 5 км на захід від м В. Тура Свердловської області, буриться з метою вивчення земної кори в типовій структурі евгеосинклінальниє типу розвитку. Проектна глибина свердловини 15 км, буріння було зупинено на глибині 4008 м (для розширення стовбура). В даний час глибина свердловини близько 5400 м. Буріння ведеться з суцільним відбором керна, вихід керна близько 64%.

Район буріння СГ-4 (рис.1) в геолого-структурному відношенні відповідає Среднеуральск сегменту Тагіло-Магнітогорській Мегазона палеозойського рухомого пояса Уралу. Із заходу і сходу вона межує відповідно з Західно-Уральської і Східно-Уральської Мегазона, що мають в основі древній кристалічний фундамент, тоді як в Тагіло-Магнітогорській Мегазона він невідомий. Західним кордоном останньої є Головний шов Уралу, що представляє собою систему паралельних насувів східного падіння, по якій Тагіло-Магнітогорська Мегазона насунута на структури Західно-Уральської Мегазона. Східний кордон Тагіло-Магнітогорській Мегазона проходить по надвігамі західного падіння (рис. 2).

Тагіло-Магнітогорська Мегазона традиційно розглядається як еталон структур евгеосинклінальниє типу розвитку. Вона складена переважно вулканогенними товщами силуру-карбону. Освіти, попередні їм за віком, відомі у східній частині Західно-Уральської Мегазона. Вони представлені метаморфизованними в зеленосланцевой фації вулканогенно-піщано-алеврито-глинистими товщами верхнього кембрію-ордовика. Вулканічна складова в низах розрізу відповідає трахібазальтового формації (колпаковскі свита, С3-O1), у верхній частині - базальтової (Вийского свита, 02-3).

У складі Тагіло-Магнітогорській Мегазона на Середньому Уралі виділяються три зони, що розрізняються набором геологічних формацій (із заходу на схід): Кумбінская, Центрально-Тагільська і Красноуральскій.

У крайній західній частині Кумбінской зони розвинений складний за складом і будовою комплекс еффузівних, субвулканіческіх і гіпабіссальних порід, який раніше при звичайному стратиграфическом підході поділено на діабазових і Кабанском свити, що датуються в інтервалі S1l1-2.В першу об'єднуються породи базальтового складу, серед яких поряд з лавами широко поширені інтрузії у вигляді пакетів ДАЕК і Сілла. У другій, розвиненою східніше, з ефузивними і інтрузивними базальтами асоціюють кислі породи, переважно у вигляді екструзії і субвулканіческіх тел. З породами лавової фації перемежовуються пісковики, алевроліти, крем'янисті сланці. Загальна потужність стратифікованих утворень не менше 2000 м. Діабазових і Кабанська свити віднесені до формації натрієвих базальтів-ріолітов. У полі їхнього поширення розташовується Арбатский масив (дуніт-клінопіроксеніт-габбровая і габро-діорит-плагіогранітовая формації S1l), окремі дрібні тіла габро і плагіогранітів розміщуються на захід і схід від нього.

Східніше Кабанского комплексу, відділяючись від нього розломом, розвинені відкладення флішоідной товщі (S1l3-v21) - пара- і ортотуффіти, тефроіди Алевроліти-псаммітовой, рідше псефітовой розмірності і кременисто-глинисті сланці. Характерна темно-сіра до чорної забарвлення тонкообломочного порід, пов'язана з присутністю розсіяних сульфідів. У складі пірокластікі зустрічаються породи від базальтів до дацитов. Потужність флішоідной товщі близько 1000 м. Ця товща згідно перекривається іменновской почтом, у складі якої виділяються дві товщі. Нижня (S1l1-3-S1v22) має, як і нижележащих, флішоідний вигляд, але відрізняється збільшеною часткою туфів і тефроідов і їх розмірності, відсутністю уламків дацитов. Її потужність близько 1500 м. Більш молодий є товща з фауною верхнього Венлока-лудлова, складена тефроідамі переважно псефітовой розмірності, іноді з грубою градаційною слоистостью, з базальт-андезібазальтового складом пірокластікі. У верхах цієї товщі загальною потужністю до 2000 м відокремлюється пачка лав (часто подушкові) того складу.

У смузі поширення іменновской свити виявлені численні субвулканические тіла - залишки вулканічних апаратів центрального типу, а також інтрузії габро і габбродіорітов (Тагільський комплекс габро-діорит-гранодіорітовой формації), за складом подібних з вміщають вулканічними породами. Іменновскій комплекс повністю відповідає визначенню андезит-базальтової формації і з'явився її петротипом [Карта магматичних формацій СРСР, 1974].

У Центрально-Тагільської зоні найбільш ранні освіти в осьовій її частині представлені карбонатними відкладеннями Венлока-лудлова, а в західній частині - Гороблагодатськая товщею (S2), складеної переважно туфоконгломератамі, туфопесчанікамі, рідше туффитами і туфами трахібазальтового складу, у підпорядкованому обсязі лавами. Потужність товщі 1650 м. На схід широкою смугою поширена Туринська свита (S2p-D1l). Вона складена в основному подушкові лавами, гіалокластітамі, туфами, тефроідамі трахіандезітового, трахітовими, рідше базальтового і трахіандезібазальтового складу і в невеликому обсязі вапняками. Потужність її досягає 2-3 км. З вулканічними породами (виділяються в формацію калієвих базальтів-трахіту) асоціюють комагматічние субвулканические тіла, а також інтрузії сієнітів Кушвінского і габро Волковського масивів. Фундаментом туринської свити є карбонатні відкладення Показ мод лудлова, що і дає підставу виділяти самостійну Центрально-тагільського структурно-формаційних зону. Гороблагодатськая товща в нижній частині синхронна з іменновской почтом, у верхній - з туринської і розглядається як фаціальний аналог цих свит, що формувалися на стику Кумбінской і Центрально-Тагільської зон.

Розріз Центрально-Тагільської зони завершується Краснотур'їнськ свитою (D1p-D2ef) вулканогенно-уламкових порід андезітового, андезібазальтового, андезідацітового складу, що перемежовуються з туффитами, пісковиками, глинистими сланцями, вапняками. Вулканічні утворення цієї свити відповідають базальт-андезитовой формації.

У Красноуральской зоні найбільш ранній комплекс - Красноуральскій, що зіставляється за віком з Кабанском. Однак він відрізняється від останнього більш широким набором порід, серед яких переважають дацити і андезідаціти, що дає підставу відносити його до «безперервної» базальт-андезит-ріолітовой формації. В якості комагматічного йому розглядається виділяється під тією ж назвою інтрузивний комплекс габро-діорит-плагіогранітовой формації. Імовірно більш молодий (S1l3-v2) є товща порід під назвою Липівському (по горі Липовій, де вона добре гола). Межі її з оточуючими утвореннями в плані проходять по розломах. У складі товщі, що має потужність до 2,5 км, асоціюють високомагнезіальная бонінітовая серія і нормальна вапняно-лужна, представлені переважно андезитами і дацитами, причому для першої серії характерні лави подушок і гіалокластіти, для другої - вулканогенно-уламкові фації. Більш молоді освіти Красноуральской зони зіставляються з іменновской і туринської свитами, хоча відрізняються від них за складом і віком. Завершується розріз Краснотур'їнськ почтом.

Питання про співвідношення окремих зон і геологічних тіл всередині Тагіло-Магнітогорській Мегазона, про вік і природі її фундаменту, про глибину залягання базальтового шару дискусійні, що знайшло відображення в існуванні цілого ряду (не менше 9) моделей глибинної будови району буріння СГС-4. Відповідно до прихильністю авторів моделей до однієї з двох існуючих концепцій розвитку Уралу (класичної геосинклінальної або мобілистських) все розмаїття моделей можна звести до двох груп. Згідно з першою Тагіло-Магнітогорська Мегазона являє собою сінклінорную структуру з симетричним будовою крил, закладену на стародавньому кристалічному фундаменті, єдиному з фундаментом Російської платформи. Тіла окремих вулканічних формацій послідовно нашаровуються один на одного, поширюючись на всю ширину Мегазона. Згідно другої групи моделей Тагіло-Магнітогорська Мегазона має складне чешуйчато-блокове будова і являє собою агломерат зон, що формувалися відокремлено на меланократовом фундаменті океанічного походження і зближених згодом тектонічно. Майже на половину своєї ширини вона насунута на структури Західно-Уральської Мегазона, під надвигом може перебувати клин стародавнього кристалічного фундаменту. Більш обґрунтований вибір будь-якої з існуючих моделей глибинної будови Тагіло-Магнітогорській зони може бути зроблений за результатами буріння СГ-4.

2 Цілі і завдання СГ-4

Свердловина закладена з метою вивчення будови земної кори і рудоносних комплексів внутрішньоконтинентальних рухливих поясів евгеосинклінальниє типу і передбачає вирішення наступних завдань.

1. Вивчення геологічного розрізу Тагильского прогину і особливостей його геотектонічного розвитку.

2. Встановлення складу, будови, віку і природи фундаменту; співвідношення утворень геосинклінального комплексу та фундаменту; характер і ступінь його переробки геосинклінальним процесом.

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

4. Отримання інформації про фізичні властивості порід на глибині, особливостях флюидного режиму і природі сейсмічних кордонів; виявлення зв'язку гравітаційних, геотермічних, геоелектріческіх і магнітних полів з глибинним будовою.

5. Виявлення стану та морфології стратиграфічних та інших кордонів розділу речових комплексів та структурних поверхів.

Перерахованим не вичерпується різноманіття дослідницьких можливостей СГ-4, про що свідчать досвід Кольської та інших надглибоких свердловин, а також ознайомлення із зарубіжними програмами наукового буріння. Показовий приклад німецької програми континентального буріння КТБ, 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 призначення-СГ-4 можна визначити як фундаментальні дослідження фізичних в хімічних умов і процесів у глибинних частинах земної кори для розуміння структури, складу, динаміки та еволюції Уральського рухомого пояса. Звертає увагу більш конкретне звучання ряду наукових завдань, таких, як дослідження глибин проникнення і впливу циркулюючих в земній корі розчинів на освіту родовищ мінеральної сировини, процеси деформації і конвекції, а також значення води для динамічних процесів, що відбуваються в. земній корі; вивчення інтенсивності дегазації та речового складу мантії Землі і континентальної частини земної кори та ін. Все це з поправкою на уральську специфіку справедливо і для СГ-4.

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

4 Геологічний розріз СГ-4

Дослідження керна стовбура і району закладення свердловини проводиться Уральської ДРЕ СГБ НВО «Надра» спільно з організаціями співвиконавцями ПГО «Уралгеологія», КамНІІКІГС, Игиги УрО АН СРСР, ІГ УрО АН СРСР, ВСЕГЄЇ, ЦНІГРІ, ІГЕМ, ІМГРЕ, ВНІІгео-Інформсистему, ПГО « Аерогеологія », НВО« Союзпромгеофізіка »та ін.

Розкритий свердловиною розріз представлений силурійськими вулканогенними і вулканогенно-осадовими утвореннями, що відносяться згідно сучасної стратиграфічної схемою до іменновской свиті (S1l3-S2ld).

Загальна будова розрізу, за результатами виконаної детальної документації керна, перегляду шлифов, вулкан-фаціальних і геохімічних досліджень, встановлено наступне.

40-430 м - еффузівная толше в основному базальтових, андезітобазальтових лав, в інт. 130-252 м - також ферробазальтов і палеоісландітов;

430-3070 м - монотонна толше грубообломочних та агломерату-грубопесчаних туфів основного складу типово іменновского вигляду: не оброблений шлаковий і міндалекаменних матеріал обільнокрупнопорфірових зазвичай плагіоклаз-двупіроксенових базальтів і андезітобазальти, нерідко містить домішка плагіофірових андезитів і калієвих базальтів і утворює пласти і їх серії потужністю 20-70 м, розділені прошарками піщаних тефроідов, зазвичай слабко шаруватих; на 1920-1940 м і близько 3000 м з'являються підводно-морські флішоіди з темними алевропелітамі у верхах ритмів;

3070-3468 м - переслаивание туфів плагіофірових андезитів, місцями з домішкою базальтового матеріалу і того ж складу піщаних тефроідних флішоідов; з 3280 м туфи і тефроіди переважно більш кислі - андезітодацітовие, часто з великою кількістю вітрокластікі у вигляді обривків і грудочок пемз і перлітів;

3468-5006 м - флішоідное чергування туфів підводних пірокластичні потоків однорідно ріодацітового складу (також з пемзою, перліту і великою кількістю осколків плагіоклазу), в інт. 3850-4297 м чаші всього повторно переміщених як підводно-зсувні маси. Супроводжують їх різко підлеглі за обсягами більш дрібнопіщані різною мірою відсортовані флішоідние тефроіди того ж складу і темні сіліцітов верхів ритмів, що містять конодонти граничних шарів лланловері і венлокський ярусів раннього силуру;

5006-5070 м - пачка темних зеленувато-сірих сіліцітов, місцями з рясними залишками радіолярій, у верхній половині - з прошарками кислих туфів і тефроідов;

5070-5401 м - Кабанский комплекс, представлений в інт. 5072-5076 м темними туфопесчанікамі з вітрокластікой ос новного складу, що переходять вгорі в алевропеліти і червоні яшмоіди; нижче суцільно поширена краснообломочная зварена пірокластіке афіровие переважно калієвих базальтів, ісландітов і спілітов, яка перемежовується з потоками неокислених лав того ж (5182-5215 м і ін.) і кислого складів (5265-5312,4 м).

В цілому розріз вулканокластіческой і перехідною товщ Недостатньо контрастний, містить в різних пропорціях ознаки як вулканогенного, так і осадового походження. Товщина цих порід збільшується з глибиною. Флішоідная товща при слабких фаціальних відмінностях від низів перехідною різко відрізняється більш кислим складом уламкового матеріалу.

При зіставленні розкритого розрізу з проектним встановлено перевищення потужності відкладень в 1,5 рази. В результаті буріння виникли питання, що стосуються геометрії, просторових і генетичних взаємин складають верхню частину прогину комплексів. Рішення їх можливо при подальшому поглибленні СГ-4 і виконанні цілеспрямованих досліджень в околоскважінном просторі, включаючи буріння допоміжних структурних свердловин.

При проведенні циклічного аналізу в межах розкритого свердловиною розрізу виділено п'ять мегарітмов, межі яких збігаються або близькі до кордонів відзначених товщ і під-товщ на глибинах 3487 м, 2640 м, 1919 м і 430 м і характеризуються різкою зміною літології порід.

Нижній мегарітм 3487-4064 м відповідає флішоідной товщі і є вулканогенно-осадовим. У розрізі повністю не розкритий. Він сформувався в умовах слабкої вулканічної активності. У ньому переважають віддалені мелкообломочние фації андезідацітового складу, широко розвинені тонкослоістие алевролітовие і алевропсаммітовие різниці осадових порід, частка яких до верхів мегарітма зростає до 80-90%. Чергування тонкослоістих прослоев, що характеризуються малопотужної (0,01- 0,5 м) двухчленной, рідше тричленної ритмікою зі слабко диференційованими гравійними, утворює контрастні мезорітми потужністю від 10 до 75 м.

Мегарітм 2640-3487 м, умовно відносяться до вулканогенно-осадовому типу, характеризується тим, що на тлі дрібної ритмічності (від часток до 5 м) мелкопсефіто-псаммітових різниць проявлені контрастні гетерообломочние ритми потужністю від 2-3 до 15-20 м, де крупнопсефітовие і агломератовие уламки ізольовано занурені в псаммітовий субстрат. Періодично повторювані інтервали розвитку алевропелітових різниць дозволяють виділити ряд мезор-мов з кордонами на 3986 м, 3332 м, 3276 м, 3160 м, 3083 м і 2986 м. Зазначені особливості мегарітма, ймовірно, обумовлені нерівномірними проявами вулканічної активності і грязекаменних потоків.

Три верхніх мегарітма (1919- 2540 м, 430-1919 м, 0-430 м) вулканогенні, частиною оеадочно-вулканогенні. Вони сформувалися в результаті декількох спалахів вулканічної діяльності із загальною тенденцією до її наростання.

Будова перших двох в загальних рисах близьке. В їх підставі ритмічність щодо дрібна, з потужністю переважаючих елементарних ритмів 2-3 м. У центральних частинах мегарітмов виділяються великі ритми потужністю до 10-30 м і більше. Частка грубообломочного матеріалу виростає тут до 70-90%. У верхніх; частинах знову відзначена 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 кременистих алевропелітових порід потужністю 0,2-5 см.

Верхній-еффузівний мегарітм (О-430 м) сформувався в результаті декількох імпульсів вулканічної діяльності з короткими перервами між ними (88-105 м). Нижня частина мегарітма складена рясно-порфіровими піроксен-плагіофіровимі базальтами, у середній (120- 262 м) -залегают лави подушок афіровие андезібазальтов-базальтів, а в верхах-плагіофіровие андезібазальтов.

У фаціальним відношенні в розвинених по всьому розрізу відкладеннях відзначаються підводні умови утворення, на окремих глибинах відрізняються характером вулканізму і віддаленістю зон акумуляції вулканічного матеріалу від берегової лінії, що виражається відмінностями його гранулометричного і речового складу, а також різним ступенем перемиваючи і сортування. В цілому, мабуть, панувала обстановка острівних вулканів з переважанням фації субаквальних пірокластичні. і підводних гравітаційних грязекаменних потоків. При цьому нижня частина розрізу на інтервалі розвитку алеврітістих, піщаних і гравійниу ритмів флішоідной товщі відповідає найбільш глибоководної, віддаленій від вулканічних будівель області. Вище по розрізу переважають мілководні схилові фації аж до субаеральних, що реєструються горизонтами з червоноколірними гематізірованнимі уламками.

.

Геологічний розріз СГ-4

Рис. 4. Геологічний розріз СГ-4, складений в Уральської експедиції надглибокого буріння ДНВП «Надра»:

1 - базальти плагіофіровие, піроксен-плагіофіровие (а), андезітобазальти (о); 2 - андезити (а), дацити, ріодаціти (б); 3 - туфи глибові (а), агломератовие (б), крупнопсефітовие (в), мелкопсефітовие (г), крісталлолітотуфи (е), 4- туффіти агломератовие (а), крупнопсефітовие (б), мелкопсефітовие (в), псаммітовие (г) ; 5- тефроіди мелкопсефітовие (а), псаммітовие (б); 6 туфоконгло-Мерате, туфопесчанікі; 7 - туфогравеліти, туфопесчанікі; 8 - туфопесчанікі, туфоалевропесчанікі; 9 - туфопесчанікі, туфоалевроліти; 10- пісковики, алевропесчанікі, алевроліти; 11- крем'янисті, углисто-крем'янисті алевроліти, алевропеліти; 12 - діорити (а), кварцові діорити (б); 13 - внемасштабние знак даек основного (а) і середнього (б) складів; 14 - тектонічні порушення: скиди, взброси (в), малоамплітудні надвиги (б); 15- кордону геологічних тіл (а), товщ і подтолща (б), пачок (в) 3. Прогнозні моделі Уральської СГ-4

Серед уральських дослідників, в т. Ч. Мають відношення до СГ-4, ще сильні позиції прихильників класичної (фіксістской) геології, розглядають регіон як досить фіксовану поліциклічну геосинклінальної систему з інтенсивним розвитком магмо- і рудоподводящіх глибинних розломів і повторюваністю в кожному циклі однотипних геологічних і рудних формацій.

Згідно альтернативної, мобілистських концепції Урал являє собою складне покривно-складчаста споруда, що складається з різнорідних алохтонних пластин, утворених шляхом великих горизонтальних переміщень геологічних мас. Ці уявлення вносять істотні корективи в схему металлогенического розвитку регіону, дають нове тлумачення природі і перспективам його рудоносности

Відзначимо, що розподіл Геотектонічні позицій на фіксістскіе і мобілистських в якійсь мірі умовне і не відображає всієї різноманітності уявлень про місце закладення, рушійні сили та історії розвитку Уральської евгеосинкліналі. Останнім часом спостерігається тенденція у зближенні позицій, що виражається у визнанні представниками фіксістского напрямки обмеженого спрединга з виникненням раздвигов, що витягають сіматіческую 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 (рис. 2). Не маючи можливості докладно охарактеризувати всі моделі, зупинимося на найбільш істотних і принципово відрізняються.

В. С. Дружиніна складені основоположні сейсмічні та геолого-геофізичні розрізи і дано варіант прогнозної моделі, основними елементами якої є структурно-речові комплекси, фізична характеристика, положення в розрізі сейсмічних кордонів, можлива їх природа. Відповідно до цієї моделі СГ-4 повинен розкрити повний розріз уралід потужністю приблизно 11 км, пройти близько 4 км по рифейских утворенням і в інтервалі 14-14,5 км увійти в освіти стародавнього комплексу підстави імовірно архейсько-протерозойского віку. При цьому у складі уралід виділяються чотири комплекси, серед яких найбільш цікавим і неясним буде комплекс порід на глибині 7-9 км. В цілому геологічна прив'язка усіх виділюваних комплексів та їх літологічний склад значною мірою умовні. Це спроба спроектувати на розріз по свердловині поверхневі освіти, розвинені на захід від неї.

За Ю. С. Каретіну (рис. 3, а) Тагільський прогин становить цілісну грабенообразних структуру з плоским днищем і чітко вираженими бортами. Розвинена складна система лістріческіх скидів розтягування, здебільшого трансформованих в малоамплітудні Недовго. Фіксістское істота моделі автор обґрунтовує тим, що амплітуди зміщень відносно малі і не порушують істотно первинну троговие сінседіментаціонную структуру розтягнень. Розташовані на захід від СГ-4 інтрузії платіноносних пояса розглядаються у вигляді незміщеної магмоподводящей зони, субвертікально минає на глибини понад 50 км і не пересічної свердловиною. За висловом автора, ці інтрузії «зшивають» весь розріз.

В. Н. Пучков при побудові своєї мобілистських моделі (див. Рис. 3, б) виходить з результатів геологічних досліджень в зоні зчленування Тагільської і Центральноуральской зон північніше району буріння, де встановлюється залягання порід Тагильского комплексу у вигляді тектонічного покриву регіонального значення. Використовуючи зміна положення з глибиною відображають майданчиків (за даними MOB і ДСЗ) з глибиною, автор моделі припускає відповідне виполажіваніе поверхонь тектонічного зриву на глибині і прогнозує їх підсіченої надглибоких свердловин. Одночасно передбачається можливість повторення в розрізі відкладень з глибини 7 км, що мають більш молодий вік, ніж вищерозміщені, на користь чого, на думку. В. Н. Пучкова, свідчить встановлена ??ДСЗ неодноразова інверсія швидкостей на глибинах 7-17 км. На питання про те, які комплекси тектонічно поєднуються в передбачуваному розрізі СГ-4, автор не дає однозначну відповідь. В якості можливого складу найбільш цікавою малоплотной пластини на глибині 7-9 км висловлені наступні варіанти: вулканогенно-осадові відкладення верхнього силуру-девону Тагільської зони; плагіограніти, плагіогнейси (плага-мігматити); серпентинітовому меланж, зближені зони рассланцеванія; ордовикско-девонські істотно теригенні відклади континентального підніжжя. Пластина, розташована на глибині 9-11 км, найбільш ймовірно, належить меланократовому фундаменту (габро, амфіболіти, ги-пербазіти), первинно підстилаючого вулканогенні комплекси Тагільської зони. На глибині 11 км і нижче очікується розтин метаморфічних, що належать фундаменту утоньшения, частково зруйнованого при ріфтогенеза краю Східно-Європейського континенту - перехідної зони oт континентальної кори до океанічної. Не виключено, що на глибині 11-15 км повторяється тектонічний розріз палеозойських евгеосинклінальних товщ та їх меланократового підстави.

У моделі С. Т. Агеєвої, А. Г. Волчкова і П. С. Ревякіна (ЦНІГРІ) під Тагільської евгеосинкліналей передбачається куполовидної підняття гранулит-базитового шару, звід якого розташований на глибині близько 12- 13 км. Вище повинні залягати слабо розкриті на поверхні відкладення океанічної кори, в основі яких залягає потужний офіолітової комплекс, і?ецірованний великими тілами гипербазитов.

В. І. Сегалович (КамНІІКІГС) склав два вкрай мобілистських варіанту моделі, виходячи з гіпотези обширного, протяжністю в сотні кілометрів, тектонічного перекриття окраїни Східно-Європейського континенту покривами, що складаються з продуктів спрединга окраїнних і междугових басейнів, а також островодужних вулканітів. Відповідно до цієї моделі, СГ-4 до глибини 6 км розкриє вулканогенно-осадові комплекси верхній частині Тагильского прогину, далі перетне інтрузивні утворення платіноносних пояса, МЕТАБО-зити низів Лландовері, потужну (близько 3 км) пластину ультрабазитов, і, нарешті, після 14 км увійде в відкладення верхнього девону - нижнього карбону Східно-Європейської плити. Згідно з іншим варіантом, СГ-4 перетне весь розріз алохтонні частини прогину, званої автором «Тагильский пакетом покривів», і, можливо, досягне підстильної покрівлі Улсовско-Вісімскій зони поддвига (оз D2).

Н. Г. Берлянд (ВСЕГЄЇ) віддає перевагу істотно габброідних варіанту розрізу, згідно з яким в інтервалі 7-14 км передбачається розкрити габброіди, порівнянні з арбатским комплексом, що виходять на поверхню західніше СГ-4.

За К. П. Плюснин (ПГО «Уралгеологія»), Тагільський прогин є складним утворенням, яке формувалося на одних стадіях як грабен, а на інших-як рампових структура. У запропонованій ним моделі велика роль відводиться різновікових тектонічних порушень, розбиває досліджувану частину прогину на численні блоки, що ускладнює ув'язку розкривається свердловиною розрізу з поверхневими структурами і вимагає проведення систематичних структурно-тектонічних досліджень.

У рифтогенних моделі Л. І. Десятниченко (ПГО «Уралгеологія») формування евгеосинклінальниє прогину пов'язано з інтенсивним розтягуванням земної кори уздовж глибинного розлому, що супроводжується поступовим заповненням формується структури раннегеосінклінальнимі утвореннями боткой фундаменту. У наступні етапи переробки піддаються і ранні офіолітовие комплекси. Таким чином, під прогином зберігаються лише перероблені фрагменти допалеозойскіх комплексів, і перед свердловиною стоїть нелегке завдання ідентифікації агломерату гетерогенних утворень.

Незважаючи на те що практично всі моделі базуються, по суті, на одній і тій же геофізичної інформації, в сукупності вони виявляють суперечливість уявлень про глибинну будову Уралу. Виключаючи саму верхню частину прогину, моделі суперечать по всіх більш-менш істотним компонентам прогнозованого розрізу: його безперервності або тектонічної роз'єднаності, можливості перетину свердловиною тел габброидов і ультрабазитов, глибину та складу підстави прогину, перспективам розтину рудоносних комплексів, природі шарів, інверсії швидкостей та ін .

Можна зробити висновок, що вказана суперечливість об'єктивно і наочно відображає не тільки стан глибинних геолого-геофізичних досліджень на Уралі, а й, в якійсь мірі, всієї геології в цілому. Неважко зрозуміти життєву необхідність надглибокого буріння, оскільки тільки пряме проникнення в надра здатне забезпечити теоретичну геологію та прикладні металлогенетіческіе дослідження фундаментальної фактографічної основою, істотно звільнивши їх від усякого роду умовностей і фантазій.

Спочатку намічену проектну глибину СГ-4-15 км слід вважати достатньо обгрунтованою. При цьому свердловиною повинні перетинатися основні структурно-речові комплекси Тагильского прогину, включаючи меланократовие освіти нижній частині розрізу, і досягнуто надійне розтин фундаменту з глибиною врізки до 1,5 км. За найбільш оптимістичними прогнозами (Ю. С. Каретін, В. С. Орлов), що передбачає відносно менш глибоке залягання фундаменту прогину, мінімально необхідна глибина свердловини може доставити 12-13 км. З урахуванням цього глибину 12 км можна визначити як оптимальний рубіж, після досягнення якого доцільно розглянути питання про кінцеву глибині буріння свердловини.

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

Рис.3

а - фіксістская (геосинклинально-троговие), по Ю. С. Каретіну, 1988; б-мобілистських, по В.Н.Пучкову, 1988.

I - протоофіолітовая асоціація, 2 - гранулито-базитових комплекс архею, 3 - геофізичний базальтовий шар, 4 - меланократовий фундамент; типи розрізів: I - Лемванскій, II-Тагільський

5. Петрографічна характеристика гірських порід

Еффузівние породи. Базальти і андезібазальтов. Серед еффузівних порід лавової фації можуть бути виділені чотири різновиди, що складають відокремлені пачки.

Породи верхніх трьох пачок - андезібазальтов - розрізняються кількістю, розміром і складом вкрапленников. У верхній пачці вони мають розміри в долі міліметра, становлять до 5% обсягу породи і представлені альбітізірованним плагиоклазом і клінопіроксеном. Породи другий зверху пачки переважно афіровие, третьої - містять від 20 до 50% великих (до 4 мм) вкрапленников плагиоклаза, іноді утворюють зростки, і поодинокі більш дрібні вкрапленники клінопіроксена і ортопіроксена, заміщені хлоритом.

Основна маса андезібазальтов складається з мікролітів альбітізірованного плагиоклаза, розташованих безладно (ділянками субпараллельно) або зібраних в сноповідние зрощення, зерен клінопіроксена, пилоподібних виділень і скелетних кристалів рудного мінералу (магнетиту-титаномагнетиту) і продуктів зміни скловати мезостазіса - хлорита, епідоту, пренита. Для афіровие андезібазальтов характерні рясні (до30% обсягу породи) мигдалини, в інших різновидах вони поодинокі.

Базальти, що складають четверту зверху пачку, містять вкрапленники плагиоклаза, клінопіроксена і ортопіроксена (псевдоморфози хлорита і карбонату), що становлять від 20 до 50% об'єму породи. Основна маса на 30-70% складається з мікролітів плагіоклазу, в проміжках між якими розташовуються зерна клінопіроксена і хлорітізіровани і соссюрітізірованное скло. Пилоподібні виділення і дрібні кристали рудного мінералу зазвичай приурочені до псевдоморфозампо ортопіроксеном. Мигдалини, що досягають 2,5 см в поперечнику, рідкісні.

У всіх різновидах еффузівов в якості вторинних мінералів, що складають мигдалини, неправильні гнізда і жилки, зустрічаються хлорит, пренит, пумпеллііт, епідот, кальцит, кварц, опал, альбіт. Судячи з високою ступеня збереження структури порід і первинних мінералів (клінопіроксена, магнетиту), а також складу і кількості вторинних мінералів, метаморфізм порід відповідає пренітпумпеллітовой фації.

Вулканогенно-уламкові породи. Найбільш поширений тип вулканогенно-уламкових порід (особливо до глибини 3 км) - тефроіди. Глибше 1870 м значну роль відіграють вулканогенно-осадові породи: туффіти різної розмірності, туфопесчанікі і туфоалевроліти. Туфи виділяються у вигляді малопотужних шарів серед тефроідов по наявності дрібних осколків скла рогульчатих і серповидних форм, а також уламків зі слідами гарту, болееразнообразной ступеня окатанності уламків (від незграбної до среднеокатанной).

Тефроіди в основному крісталлолітокластіческіе або літокластіческіе, рідше літовітрокластіческіе і крісталловітролітокластіческіе, серед туфів зустрінуті і крісталлокластіческіе різниці. Цемент гідрохімічний, поровий або дотику, рідко порово-базальний і базальний; складається з пренита, карбонату, хлорита, пумпеллііта, епідоту, цоизита, кварцу, бурого глинистого речовини, іноді гематітізірован. Тефроіди і туфи мають одноманітний базальт-андезібазальтового складу уламків, лише нижче 3683 м різко зростає роль кислої кластікі.

За ступенем метаморфізму уламки і цемент не відрізняються від еффузівних порід верхньої пачки. У вулканогенно-уламкових породах в порівнянні з ефузивними серед новоутворених мінералів в інтервалі до глибини 3000 м дещо зростає (> 10%) роль пумпеллііта і епідоту, а глибше 3000 м - кальциту і кварцу. У всіх породах літокластов клинопироксен зазвичай свіжий, плагіоклаз представлений альбітом, часто супроводжується продуктами деанортізаціі, ортопіроксен і олівін присутні у вигляді повних псевдоморфоз хлорита, епідоту, кальциту, халцедону.

Серед базальтів і андезібазальтов можуть бути виділені різновиди з наступними парагенезамі вкрапленников: СРХ-PI; PI; OI-OPx-CPx-PI, PI-СРХ (з переважанням останнього), СРХ. Породи розрізняються також розміром вкрапленников, їх кількістю, структурою і складом основної маси, наявністю мигдалин.

Клинопироксен-плагіофіровие андезібазальтов і базальти містять вкрапленники розміром від часток до 1-2 мм, серед них плагиоклаз становить від 5-10 до 25%, клинопироксен - до 3-5% обсягу породи. Зустрічаються різновиди з серійно-порфіровою структурою, максимальним розміром вкрапленников до 5-б мм і кількістю вкрапленников плагиоклаза до 20-25, клінопіроксена - до 10-15%. Іноді обидва типи вкрапленников утворюють гломеру. Структура основної маси порід частіше гіалопілітовая або гіалінова, рідше інтерсертальная; іноді відзначається флуктуаційна текстура.

Плагіофіровие андезібазальтов з різних уламків трохи різняться за структурою, кількістю мигдалин. Зустрічаються різниці з порфіровою, гломеропорфіровой (часто з вкрапленниками плагиоклаза двох генерацій), серійно-порфіровою структурою. Кількість вкрапленников від одиничних до 40-45% обсягу породи, розміри їх - долі міліметра, рідше до 2,5 мм. Деякі вкрапленники містять включення скла, заміщеного хлоритом. Структура основної маси - від гиалиновой до гіалопілітовой, іноді інтерсертальная з ділянками пілотаксітовой, спілітовідной, в окремих випадках скритокрісталліческая.

У олівін-ортопіроксен, клинопироксен-плагіофірових базальтах вкрапленники плагіокла розміром до 1х2 мм становлять 20-30% обсягу породи, клінопіроксена - 2-15%. Поряд з ними в породах присутні псевдоморфози по вкрапленніков інших темноколірних мінералів (до 5-7%), складені хлоритом, ділянками епідотом, кальцитом і халцедоном, часто містять включення зерен рудного мінералу. Судячи з характерним формам, псевдоморфози належать до ортопіроксеном. Присутність в цій групі порід нормативного олівіну дозволяє допустити, що частково псевдоморфози є апоолівіновимі, ??хоча типові для цього мінералу форми не виявлені. В інт. 2700-2900 м. Зустрінуті різновиди, в яких під вкрапленниках присутній і амфібол (2-3%). Породи мають інтерсертальную, гіалопілітовую, гіалінову структуру основної маси.

Плагіоклінопіроксенофіровие базальти виявлені в одиничних шлифах на різних глибинах. Під вкрапленниках, що становлять у цілому від 7-8 до 40-45% обсягу породи, клинопироксен помітно переважає над плагиоклазом, часто має більші розміри. В окремих шлифах присутні також рідкісні псевдоморфози по ортопіроксеном. Основна маса породи - гіалінова, являє собою дрібнозернистий хлорітізіровани скло з флуктуаційної текстурою, определяющейся субпараллельно орієнтуванням сплюснутих мигдалин і голчастих мікролітів плагіоклазу.

Клінопіроксенофіровие базальти (шл. 19125) присутні в уламках розміром 1-5 мм. Вкрапленнікі клінопіроксена (до 0,8х0,6 мм), часто утворюють зростки, складають 15-25% обсягу породи, основна маса має гіалінову, іноді перехідну до гіалопілітовой структуру.

У всіх порфірових базальтах і андезібазальтов літокластов основна маса складається в основному з розкладеного скла, в яке укладені мікроліти плагіоклазу (розміром до 0,1 мм), клінопіроксена (до 0,05 мм) і тонка пил рудного мінералу. Характерні вторинні мінерали мезостазіса - хлорит, в меншій мірі пренит, пумпеллііт, епідот. Ці ж мінерали поряд з карбонатом і халцедоном складають мигдалини, складові зазвичай 5-10, рідко до 30-40% обсягу порід.

Поряд з порфіровими базальтами і андезібазальтов в літокластах зустрічаються і їх афіровие різновиди з гиалиновой, гіалопілітовой, спілітовідной, а також пілотаксітовой і інтерсертальной структурою. (Не виключено, що частина їх являє собою ділянки основної маси порфірових порід.)

Більш салические, ніж андезібазальтов, породи мають у складі літокластікі підлегле поширення.

Серед андезитів є плагіофіровие і клинопироксен-плагіофіровие різновиди; структура основної маси в основному гіало-пілітовая, рідше пілотаксітовая.

Уламки кислих порід - плагіофірових і кварц-плагіофірових андезідацітов, дацитов, рідше ріодацітов - постійно зустрічаються глибше 3500 м. Їх не завжди вдається відрізнити від зустрічаються в цьому інтервалі гидротермально-метасоматически змінених порід. Вони містять мікровкрапленнікі плагиоклаза (до 5-7%) і кварцу (до 3-5%) або тільки плагиоклаза, а також іноді клінопіроксена (здебільшого псевдоморфози по ньому). Вкрапленнікі кварцу часто оплавлені, іноді мають «поїдені» краю, містять включення хлорита і карбонату. Основна маса зазвичай представлена ??агрегатом кварцу і альбіта мікрофельзітовой, фельзитового, мікролітозерністой, іноді з елементами пойкілобластовой структури, містить серицит, сфенлейкоксен, епідот, рудний мінерал, карбонат, апатит.

Поряд з описаними типами літокластов постійними елементами тефроідов і туфів є вітрокласти і крісталлокластіческій матеріал.

Стекловатиє породи лавового вигляду періодично зустрічаються в уламках в інтервалі 445-3350 м. Присутні як практично нераскрісталлізованние різновиди, представлені хлорітізіровани, часто пумпелліітізірованним або пренітізірованним склом, так і з невеликою кількістю мікролітів, рідше вкрапленников зміненого плагиоклаза. Виділяються стекловатиє породи з флюидальностью (зумовленої субпараллельно орієнтуванням витягнутих мигдалин) і без неї (з миндалинами изометричной форми). Різноманітно виконання пустот і бульбашок (хлорит, мозаїчний кварц, халцедон, пренит).

Крісталлокласти зустрічаються в туфах і тефроідах повсюдно, іноді утворюючи самостійні шари у верхніх частинах ритмів. Крісталлокласти належать до плагіоклази і клінопіроксеном, розмір їх до 5-6 мм. Часто вони мають правильні кристалографічні форми, непорушену зональність і являють собою, мабуть, практично не піддався обробці пірокластичний матеріал. Зустрінуті також кристали із згладженими формами, резорбироваться. Нижче глибини 3625 м (особливо в інтервалі 3720-3825 м) в крісталлокластах з'являються уламки кварцу до 5 мм в поперечнику з включеннями хлорітізіровани скла каплевидної форми.

Туфоалевроліти, туфопесчанікі, туффіти. Шаруваті туфоалевроліти, туфопесчанікі і туффіти алевритової розмірності зустрінуті в керна свердловини СГ-4 переважно на трьох рівнях: в інтервалах глибин 74,7 м-127 м, у тому числі серед подушкові лав, 1717 м-1966,5 м і глибше 2979,3 м. Шаруватість виражена варіаціями розмірності уламків, складу цементуючою маси і уламків, рідше орієнтуванням останніх. Сортирование матеріалу зазвичай хороша. Окатанность уламків широко варіює, частіше вони незграбні і слабоокатанние.В уламковому матеріалі - Крісталлокласти плагиоклаза, кварцу, клінопіроксена, а також уламки порід, раніше описаних у складі великих літокластов. Цемент здебільшого - стикання, рідше поровий, гідрохімічний. Містить пелітоморфних буре речовина, глинисті мінерали, пренит, хлорит, карбонат, кварц, альбіт, пумпеллііт, епідот, Стено, серицит, рудні мінерали, вуглиста речовина. Для порід першого рівня характерна хороша сортирование матеріалу, переважання алевролітових і пеліто-алеврітових різниць. Для другого рівня - менша сортирование уламків, велика кількість крісталлокластов плагиоклаза. Третій рівень характеризується великою кількістю алевритового матеріалу, високим вмістом у ньому углистого речовини (до 1,5%) і сульфідів (до 4%), які надають породам окремих верств чорне забарвлення, великою кількістю уламків кислих еффузівов і метасоматитов. За кордонів шарів і в прошарках чорних алевролитов зустрічаються скупчення дрібних кристалів піриту, халькопирита, пирротина.

Інтрузивні породи. Серед інтрузивних порід можуть бути виділені дві групи. Породи однією з них - базальти і андезібазальтов, що зустрічаються переважно у верхніх 1000 м розрізу, по матеріально-структурним особливостям і, ймовірно, за віком близькі до лав. Інша група - меланобазальти і мікродіоріти - не мають аналогів серед вулканічних порід і є, ймовірно, більш глибинними і більш молодими, ніж субвулканические базальти і андезібазальтов.

Базальти і андезібазальтов. Породи, як правило, мають виразну порфірова структуру і розрізняються головним чином за складом, кількістю та розмірами вкрапленников. Виділяються різновиди, що складають відокремлені тіла, з наступними парагенезамі 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 самостійну різновид можуть бути виділені афіровие базальти, що складають ряд січних тел всередині третьої (зверху) пачки лав (в інтервалі глибин 264,8-384 м, обр. 1692, 1747-1772, 2010, 2048 та ін.) Інколи в цих породах зустрічаються вкрапленники клінопіроксена розміром до 1-4 мм, характерні дрібні мигдалини хлорита.

Основна маса порід у різних тілах і різних частинах одного тіла має неоднакову ступінь раскрісталлізаціі, структура її змінюється від гіалопілітовой до повнокристалічна призматично-зернистої. Основна маса складається з подовжених кристалів плагіоклазу і клінопіроксена і змінних кількостей повністю заміщеного вторинними мінералами мезостазіса. У різновидах 3,4 і 5 плагиоклаз помітно переважає над піроксеном, в інших різновидах обсяги їх близькі. Рудні мінерали групи магнетиту-титаномагнетиту виділяються у вигляді дрібних кристалів (часто включених у вкрапленники олівіну або ортопіроксена), а також скелетних дендрітоподобних кристалів і пилоподібних скупчень. У різновидах 2 і 6 зустрічаються поодинокі зерна хромшпинелида, включені під вкрапленники темноколірних мінералів.

У всіх породах плагиоклаз альбітізірован, соссюрітізірован, заміщений частково пренита, по оливину і ортопіроксеном утворені повні псевдоморфози хлорита і карбонату. В основній масі розвиваються пренит, кварц, кальцит, пумпеллііт.

Меланобазальти зустрічаються протягом всього розрізу СГС-4 у вигляді січних тел потужністю до 8,7 м. В якості особливої ??їх різновиди можуть бути виділені лампрофіроподобние меланобазальти, зустрінуті в уламках (можливо, «хвіст» дайки) на глибині 3125,6 (обр. 19063-19065) і 3621 м (обр. 21922), а також в дайках.

Меланобазальти мають зазвичай добре виражену порфірова структуру. Вкрапленнікі складають до 30-35% об'єму породи і представлені клінопіроксеном (20-25%) і повними псевдоморфози по оливину (5-10%). Кристали клінопіроксена мають розмір до 6 мм, короткопризматические форму, часто зональні і полісинтетичні сдвойниковани. Псевдоморфози по оливину також короткопризматические, іноді бочонковідниє, розміром не більше 2-3 мм. Вони складені хлоритом або карбонатом, рідше (повністю або тільки в центрі зерен) кварцом. Зрідка зустрічаються мікровкрапленнікі соссюрітізірованного плагиоклаза.

Основна маса порід має в центральних частинах тіла меланобазальтов структуру, близьку до призматично-зернистої, а в крайових частинах - від інтерсертальной до гіалопілітовой. Вона складається з зерен (розміром 0,05-0,1 мм) клінопіроксена изометричной або короткостолбчаті форми (20-35%), альбітізірованного і соссюрітізірованного плагиоклаза (15-21%), амфіболу (5-7%), рудного мінералу з групи титаномагнетиту-магнетиту (3-5%). Зустрічаються рідкісні зерна хромшпинелида, зазвичай всередині псевдоморфоз по оливину. Интерстиции заповнені тонкочешуйчатая хлоритом (40-55%). Рідкісні мигдалини розміром 0,3-0,7 мм (5-7% об'єму породи) складені пренита і хлоритом, навколо мигдалин розвиваються дрібні зернятка амфіболу.

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

Мікродіоріти утворюють досить потужні тіла на різних глибинах. Структура їх гіпідіаморфнозерністая, призматично-зерниста, на глибинах нижче 3450 м непевний порфіровидні за рахунок вкрапленников клінопіроксена розміром до 2 мм. Головні мінерали - альбітізірованний плагиоклаз (часто по ньому розвиваються також епідот, карбонат, хлорит, пренит) таблітчатой, брусковідной 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, частково розвивається по роговий обманці і, можливо, по біотиту (?) Або заповнює интерстиции; биотит (0-3%); кварц - від одиничних зерен до 4-7%; клинопироксен (до 5%) з розвиваються по ньому епідотом, карбонатом, кварцом; рудний мінерал (до 4%); апатит (до 1%) у вигляді призматичних і голчастих кристалів.

За петрографічним і петрохімічними даними складу вулканітів в .пределах перших трьох товщ до глибини 3487 м переважно базальтовий (62%), менш поширені андезібазальтов (32%) і андезити (6%). В інтервалах розтину флішоідной товщі (3487-4064 м) склад порід досить різко змінюється на андезідацітовий (аж до ріодацітов). За сумарною лужності переважають вулканіти нормального ряду, на частку субщелочних доводиться третя частина проаналізованих зразків. За типом лужності в рівній мірі розвинені як калієві, так і калієво-натрієві різниці. Більшість порід (63%) вапняно-лужний серії, решта - толеітовой.

При аналізі мінливості з глибиною змістів породоутворюючих оксидів і окремих елементів, з одного боку, встановлюється незакономірний характер зміни їх концентрацій як свідчення швидко мінливих умов формування комплексів зі складним поєднанням вулканічних і осадових процесів, що додають розрізу деякі риси «сміттєвого». З іншого боку, коливання змістів деяких оксидів, особливо в їх поєднанні, груборітмічние і, ймовірно, відображають еволюцію локальних магматичних вогнищ, що живлять вулкани в районі СГ-4.

За винятком близькості складів еффузівной (0-430 м) і верхньої подтолща вулканокластіческіх товщ (430-1873 м), інші підрозділи розрізу петрохимических істотно розрізняються. При цьому найбільші аномалії хімічного складу властиві інтервалу флішоідной товщі.

В цілому по петрохімічними даними встановлюються помірно слабка ступінь диференційованості розвинених у розкритій частині розрізу СГ-4 вулканітів і приналежність їх до островодужних комплексам, що відрізняються від сучасних аналогів останніх переважанням базальтів, більш високою загальною лужністю, підвищеними концентраціями Сг, Со, Ni, V, Sr .

Мінералого-петрографічних аналізом метаморфічних асоціацій встановлено, що в межах всього розкритого розрізу породи зазнали .метаморфізм пренит-пумпеллітовой фації. При цьому ступінь метаморфізму поступово наростала з глибиною і по ряду ознак, які спостерігаються в нижній частині розрізу (зникнення з глибини 3400 м пумпеллііта, зменшення частки пренита), можна очікувати швидке входження свердловини в область розвитку зеленосланцевой фації метаморфізму. Більш докладно особливості метаморфічних перетворень в межах розкритого СГ-4 розрізу розглянуті в роботі І. В. Викентьева та ін., Де зроблено висновок про протікання цього процесу в умовах невисокого палеоградіента (до 20 ° С на 1 км) і температури не вище 250 ° С.

З часткою умовності можна виділити кілька типів рудної мінералізації, серед яких найцікавіші пошарові і кластогенних прояви.

Пошарова сульфідна мінералізація найбільш проявлена ??в нижній вулканогенно-осадової частини розрізу (2640-4064 м) в інтервалах розвитку ритмічно-шаруватих порід, тяжіючи до верхів ритмів, складених туфоалевролітамі і туфопесчанікамі. Вона представлена ??піритом, в т. Ч. Фрамбоідальним, халькопіритом, борніту, бляклими рудами, сфалеритом. Одна з найбільш помітних сульфідосодержащіх зон пересічена свердловиною в інтервалі 3160-3270 м.

Кластогенних тип представлений переважно піритом і гематитом, різною мірою насичують змінені уламки у складі вулканоген-них порід розрізу. Частина з них, утворена в пріжерлових умовах і характеризується розвитком рудних мінералів в периферичної частини уламків, інша частина-рудокласти, що представляють розбиті фрагменти сульфідосодержащіх порід, привнесені з інших місць локалізації.

Інші типи рудної мінералізації мають підпорядковане значення. Вони представлені, як правило, вкрапленностью піриту, гематиту, халькопирита, пирротина, рідше сфалериту, галеніту та ін., Просторово тяжіє до пріконтактових частинам дайкових тіл і зонам гідротермальних змін.

Встановлено ряд інших особливостей і закономірностей розподілу рудних мінералів у 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 узгоджується з наростанням ступеня метаморфізму вниз по розрізу, і таким чином встановлює взаємозв'язок елементів метаморфічної і рудної зональних.

Серед досліджень СГ-4 і району її буріння немає єдності в оцінці виявленої в розрізі СГ-4 рудної мінералізації. На думку одних, вона відноситься до мідно-цінковоколчеданному типом і близька за складом до руд Кабанском родовищ, розташованих на захід від СГ-4, що можна розглядати як свідчення на користь розширення просторових і часових рамок продуктивного колчеданообразованія. На думку інших, доказів для такого висновку ще недостатньо. У всякому разі немає сумніву, що отримана цінна і унікальна інформація за характером і особливостям локалізації рудної мінералізації, істота якої належить остаточно з'ясувати в процесі подальших досліджень при поглибленні СГ-4.

Свердловиною зустрінуте кілька зон тектонічних порушень (580-620 м, 1470-1500 м, 2495-2505 м, 3480- 3560 м) і різного ступеня тріщинуватості порід. При цьому, незважаючи на цілеспрямовані пошуки, поки не отримано скільки небудь переконливих фактів на користь тектонічного здвоювання, істотного роз'єднання тієї чи іншої частини розрізу. Навпаки, міцніє впевненість у його безперервності.

Стратиграфічна і формационная приналежність всього розкритого розрізу і його окремих частин проблематична і знаходиться в стадії активного вивчення та обговорення. Поки досить надійно встановлюється вікова приналежність розрізу глибше 3 км. Тут у зразках кременистих алевролитов інтервалу 3070-3716 м, відібраних фахівцями УГСЕ ПГО «Уралгеологія» і ІГ БНЦ АН СРСР, ідентифіковані різниці радіолярій, характерні для Sil2-3. К.С.Івановим та іншими дослідниками (Игиги УрО АН СРСР) в інтервалі 3520-3885 м виділені і вивчені комплекси конодонтов і хітінозой, що дозволяють віднести його до прикордонних верствам Лландовері і Венлока. Таким чином, знаходить підтвердження прийнята попередниками схема вікового розчленування вулканогенно-осадових відкладень району СГ-4.

Несподівані результати отримані Ю. Є. Дмитрівській (КамНІІКІГС) і А. Д. Архангельський (ВНІГНІ) при дослідженні препаратів з мдцератов зразків туфоалевролитов інтервалу 1918,6-1983,9 м, де були виявлені неповні спектри суперечка, характерні для нижньої частини франского ярусу верхнього девону. Ці дані потребують ретельної перевірки, для чого в районі СГ-4 розпочаті спеціальні дослідження по ревізії відомих знахідок фауни.6. Результати геофізичних досліджень

Буріння СГ-4 супроводжується великим комплексом геофізичних досліджень, що включає 28 методів електричного, сейсмоакустичного, ядерно-фізичного, магнітного, термічного, газового і техніко-технологічного каротажу. Істотних аномалій за результатами проведених досліджень не виявлено. Результати ГІС поряд з літолого-петрографічними ознаками використані при розчленуванні розрізу на шари, пачки, товщі.

По ряду фізичних параметрів, зафіксованих геофізичними дослідженнями стовбура і петрофізіческімі дослідженнями керна, розріз диференційований різною мірою, що визначається особливостями речового складу складають його утворень, Відмінності в ступені їх тектонічної та метаморфічної переробки ,. а також сложнонапряженним станом околоствольного масиву.

Після 10-місячної перерви в бурінні, обумовленого перемонтаж бурової установки, на глибині 3853 м встановлена ??температура 60 ° С, що відповідає середньому значенню геотермічного градієнта 1,5 ° С на 100 м, і узгоджується з особливостями поля даної частини Уралу, що характеризується низьким значенням теплового потоку.

За результатами вимірювань щільності зразків керна СГ-4 добре видно варіації складу вулканітів розрізу, в т.ч. виявляються ритми спрямованих змін цих параметрів. На глибині 4000-2400 м такий ритм чітко антідромной - вгору дуже плавно ростуть щільності і основність вулканитов від ріодацітового внизу ритму (2,65-2,75 г / см) до базальтового 2,85-2,95 г / cм, що незалежно підтверджується і даними геохімічного опробування, а також узгодженим наростанням вгору протягом тих же 1600 м фонової намагніченості порід (рис. 5).

На детальному розрізі плотностних варіацій чітко встановлюється також положення контакту сіліцітов низів іменновского комплексу та залягають нижче зовні схожих алевропелітов Кабанского комплексу: йому відповідає стрибкоподібне зростання щільності (склад змінюється вниз на базальтоидним). При цьому в нижній (1 м) базальної частини флішоідной толше щільності тих же сіліцітов, як виявилося, вниз з наближенням до контакту прогресивно зростають, що обумовлено появою у все більшій кількості терригенной домішки матеріалу розмиву порід мафічних підстави. Це одне з об'єктивних обгрунтувань нормальної седиментаційною природи даного контакту - двох формацій двох стадій геодинамічного циклу - офіолнтовой і постофіолітовой.

Породи по стовбуру СГ-4 в основному слабо намагнічені. Виділяються на такому тлі різні дайки та інтервали по 5-30 м грубої пірокластікі околожерлових фацій. Останні виділяються на відміну від інших туфів також великою кількістю вулканічних бомб і вишневих окислених шлакових ла-Піллей (інт. 1280-1315; 1986-2007; 2398-2460; 2494-2497 м та ін.).

Наведений на (рис. 5) швидкісний розріз по СГ-4 показує збільшення швидкостей з глибиною: від 6 км / с вгорі до 6,4 км / с нижче. Дані ВСП В.А.Сілаева по стовбуру СГ-4 в деталях дещо інші. Зіставлення їх з геологією показали, що у варіаціях Vp значимі два фактори: склад порід - основний 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 фактор - варіації ступеня тектонічної порушеності розрізу. Ймовірно, основна роль в цьому належить дрібної об'ємної трешіноватості, оскільки тектонічні шви з більш вираженою нарушенностью порід, але невеликий 2-5 м видимої потужністю (1918 м, 2506-2510 м та ін.) В різних варіантах швидкісного розрізу ВСП не завжди проявляються. В основному ж виділяються цілики з максимальними для даного складу порід швидкостями на протязі до 600 м. З варіаціями літології кореляції немає (масивні туфи чергуються з пачками піщаних тефроідов того ж і близького складів), як і з варіаціями складу від базальтового до андезітового. При цьому щільності всіх цих порід варіюють слабо - зазвичай від 2,82 до 2,88 г / см. Причина тому що нівелює вплив повсюдного розвитку в туфовом матеріалі метаморфогенною хлорит-пренітепідотовой цементації. Вона мало змінює валовий склад порід, але сильно зменшує їх пористість (4-5% проти 15-20% в кайнотипними базальтах, наприклад. Камчатки) і підвищує відповідно фізичні параметри щільності і, що особливо важливо, швидкісні характеристики, створюючи зовсім іншу фізичну середу в порівнянні з молодими вулканічними областями, де Vp в базальтових розрізах потужністю до 5 км складають 4,5-5,5 км / с (по Тюменській і Саатлінской надглибоких свердловин, на Камчатці, в Ісландії). За даними профілів МОВ-КМПВ, поблизу СГ-4 Vp в целіках практично з поверхні досягають 6 і 6,3 км / с. За результатами документації керна СГ-4, масиви порід в целіках монолітні, майже не трещиновати, з виходом керна нерідко 95-100% і довжиною його шматків 50-80 см, іноді навіть 2-4 м. Інтенсивність вищевідзначених метаморфічних перетворень вулканітів з глибиною повільно наростає, преобладающе землисті форми виділень змінюються нижче 3,5 км все краще окристалізованої епідотом, що корелюється зі зміною деяких фізичних параметрів. Це також може мати важливе значення в проблемі вивчення теплопровідності і теплового потоку по розрізу СГ-4. По викладеним причин потрібно постановка спеціальних детальних досліджень з означеної проблематики. Допоможуть результати їх і в більш точної реконструкції первинного хімізму вулканитов розрізу СГ-4.

Відзначимо, що розріз зеленосланцево- і більш високо метаморфизованних базальтів протерозою Кольської СГ-3, при більших, ніж в СГ-4 щільностях порід (внаслідок більшої їх основності, до Пікрія-базальтів), характеризується близькими і великими Vp (6,5 і 6 , 8 км / с), які знижуються до 5,8 км / с в розрізі осадових порід ждановської свити.

Високошвидкісні цілики чергуються з інтервалами з різко зниженими швидкостями пружних хвиль і щільності, мабуть, зонами дрібної трешіноватості. Візуально в керна вони невиразні, не мають ясних кордонів і виділяються не завжди або неповно. Такі зони найбільш виражені в інтервалах 560-650; 1800; 1850-1920; 2600-2750 м. Геологами невеликі, без мілонітов, тектонічні порушення і зони тріщинуватості зафіксовані на глибинах 560-580; 1800; 2500-2510; 3480; 3560 м. Гранично низькі Vp до 5,6 км / с притаманні інтервалах (3600-4300 м та ін.), Складеним туфам і тефроідамі кислого складу з щільністю близько 2,75 г / см, цілком відповідними складом порід і їх швидкісним характеристикам. Але на більш пізніх даних ВСП ця частина розрізу за швидкостями виділилася.

Існують і інтерпретації, які виходять з того, що отримані для ціликів на глибинах 1,2-3 км сейсмічні швидкості більше 6,3 км / с занадто великі для андезітобазальти-вих вулканітів, навіть ущільнених в результаті метаморфізму, і їх слід пов'язувати з підвищеними значеннями напруженого стану в цих інтервалах, що чергуються з такими тектонічно розвантаженого стану, які часто збігаються з інтервалами підвищеної динамічної активності за даними сейсмоакустики. За даними глибинного сейсмоторпедірованія (по В.А.Сілаеву), для цих інтервалів встановлена ??швидкісна анізотропія базальтоідов. Вплив останньої і варіації напруженого стану середовища у зв'язку з особливостями блокової тектоніки в якихось приватних проявах, безумовно, мають місце, в т. Ч. Створюють великі складнощі в проходці свердловини (на глибинах 2500; 3700; 4980 м та ін.), що робить їх вивчення та прогнозування в підстовбурному просторі за даними сейсмічних зондувань особливо актуальними.

Дані сейсмоакустичного каротажу (А.В.Троянов, 1997) у зіставленні з іншого геолого-геофізичної інформацією показують, що по стовбуру виділяються цілики з дуже низькими шумами протяжністю найчастіше по 60-65; 130 і 200-230 м, на тлі яких виділяються окремі вузькі «шумливі» піки, у верхній частині розрізу найчастіше збігаються з положенням відображають майданчиків на профілі ДСЗ (поблизу 850; 1700; 2005-2007 м), та / або з інтервалами вузьких «провалів» в швидкісному розрізі по ВСП, т. е. явно відповідають тектонічно ослабленим зонам, які опинилися до того ж динамічно активними в даний час (на 582-587; 653-655; 834-848; 2175-2181; 2812-2882 м ) або ж частота їх зустрічальності помітно підвищена в широких інтервалах знижених Vp на 1025-1206; 1700-2185; 2600-2750; нижче 3480 м та ін. Виняток становлять інтервали (2500-2600 і 2730-3420 м), в яких найбільш високі швидкості поєднуються з частими потужними зонами з інтенсивними акустичними шумами; така комбінація здавалося б несумісних ознак (жорсткою, але тектонічно порушеною середовища), можливо, якраз пов'язана з тектонічно напруженим станом цих блоків.

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

Відбір газів вироблявся як зі стовбура свердловини, так і зі зразків керна (гази відкритих пір, глибокої сорбції). В результаті встановлено, що сумарний вміст газів збільшується з глибиною, досягаючи максимальних значень в інтервалі заліг тания флішоідной товщі. Локальне збільшення газосодержания відзначено в зонах підвищеної тріщинуватості порід. У складі вуглеводневих гадів різних форм знаходження домінує метан, концентрація його гомологів на кілька порядків нижче. У пробах бурового розчину виявлено жезначітельное содежанием гелію (1,1--2,7-104мл / л) з тенденцією до зростання з глибиною і максимумом концентрації в тріщинуватих, тектонічно порушених інтервалах 2930-3080, 3450-3770 м (до 4,8 -8,1.10-4мл / л). У складі газово-рідких включень переважає водень, в меншій кількості містяться метан і азот, вміст гелію незначне.

Водоносні горизонти виявлялися на основі оперативного вивчення варіацій хімічного складу промивної рідини та її диференціального витрати. Потім проводилися спеціальні дослідження, щоб забезпечити отримання представницької проби пластового флюїду і достовірних даних по пластовому тиску і ємнісне-фільтраційним параметром водоносних горизонтів. З'ясовано, що водоносні горизонти приурочені до донів інтенсивної тріщинуватості. Всі випробувані водоносні горизонти до глибини 2553 м насичені вельми прісною водою з мінералізацією менше 0,3 г / л, що знаходиться в умовах гідростатичного тиску. Специфіка її гідрохімічного складу, Поряд з даними ізотопних досліджень, свідчить про її метеорному походження. Результати гідрогеологічних та гідродинамічних досліджень свідчать про значній глибині поширення зон відкритої тріщинуватості.

При зіставленні розкритого свердловиною розрізу з результатами наземних сейсмічних досліджень встановлюється, що практично всі зафіксовані уздовж осі свердловини відображають майданчика (на глибинах 600, 1500, 2500, 2900, 3500 м) відповідають зазначеним вище великим зонам тектонічних порушень і підвищеної тріщинуватості. При цьому остання з майданчиків збігається з покрівлею флішоідной товщі. Виявляється, що сейсморозвідка, чуйно реагуючи на розривні дислокації і фізичний стан порід, слабо вловлює зміни в літології розрізу. Відповідь на питання, що собою являють встановлені нижче по розрізу відображають поверхні, можна отримати тільки при подальшому поглибленні свердловини. У цьому плані показово 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 Тура - Кривий Ріг («Граніт») Баженовской геофізичної експедицією виконані детализационную сейсмічні спостереження методом регульованого направленого збудження.

Характеризуючи загальний стан досліджень, слід зазначити, що однією з найбільш гострих проблем є виконання передбаченого програмою комплексу досліджень в околоскважінном просторі, які поки ведуться в неповному обсязі, без супроводу структурного буріння достатньої координації. Необхідно прискорити обґрунтування та реалізацію геолого-геофізичного (геодинамічного) полігону навколо СГ-4.

У напрямку підвищення наукової ефективності надглибокого буріння необхідно суттєво зусиль дослідницькі можливості на самій свердловині, особливо систематичних замірів на великих глибинах флюидного тріщини-порового тиску та інших гідродинамічних параметрів, оцінки напруженого стану околоствольного масиву, безперервної реєстрації всіх компонентів флюидной складової, вдосконалення комплексу ГІС, орієнтованого відбору керна з встановленням палеомагнітних характеристик та ін.

7. Сейсмічна інформація по стовбуру і району СГ-4

Відображають елементи профілів ГСЗ і MOB не можуть бути точно скоррелірованни з геологією по стовбуру, оскільки свердловина проходиться, на жаль, на видаленні 1-1,5 км від профілів, авулканогенним розрізам притаманна погана витриманість. Можна лише стверджувати, що підтвердилося загальне моноклінальне будова розрізу у верхній половині з кутами падіння шарів 45 ° на схід, що відповідає вимірам шаруватості в скельних відслоненнях на поверхні і по керну СГ-4. У прогнозному швидкісному розрізі на основі дегалізаціонних робіт ДСЗ 1985 В.С.Дружініна були виділені і приватні зони інверсії швидкостей, в т.ч. на глибинах 1500 і 2100 м. За ВСП, перший з них на тлі високошвидкісного інтервалу не виділено, але чітко виявлений зоною дезінтеграції з різким зменшенням щільності, а другий виділився зоною пониження швидкостей до 5,9 км / с 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 у тому ж інтервалі зафіксована середу з різко підвищеною розшарування. Імовірно, вона відповідає пачці осадових порід низів ордовикской частини палеозойського розрізу. На профілі ОГТ їй відповідає на тих же глибинах система протяжних відбивачів, що мають слабке воздиманіе на схід і, судячи по структурному малюнку, в 2 км східне СГ-4 незгодна перекриваються вищерозташованими базальтами, вже розкритими по СГ-4 (рис. 6). Тобто об'єкт на глибинах 6,3-6,7 км знову підтверджується. Подібна дуже витримано поширена нижче базальтів осадова пачка, датована фауною кародокского ярусу ордовика, Картира на поверхні в західному борту Тагильского прогину в 20 км на захід СГ-4. У зв'язку з цим відзначимо, 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. К. Нижче 8-8, 5 км, за даними ДСЗ, поширений явно інший комплекс (6,6-6,8 км / с, ймовірно, амфіболітовую метаморфіти), хоча західніше потужності зеленосланцевой базальтів 02К-Оз і спиляє-діабазового комплексу Оз-S1 досягають 6-8 км . Але у внутрішній частині Тагильского прогину, де буриться СГ-4, що представляє собою флангову частина головної зони базитового магматизма, на основі спільного розгляду геологічної та геофізичної інформації прогнозується різке скорочення їх сумарних потужностей приблизно до 2 км і часткове заміщення по латералі шаруватими відкладеннями віддалених фацій. До буріння подібні точки зору були мало обгрунтованими. Не виключається і варіант зв'язку цього об'єкта з підвищеною тектонічної нарушенностью розрізу на глибинах 6,3-7,5 км. Параметричне значення матиме розтин цій частині розрізу бурінням.

Цікава в розглянутих матеріалах виділена на сейсмопрофіле MOB-ОГТ (1994-1995 рр.) Сильна відображає межа, яка перетинає проекцію стовбура СГ-4 на глибині близько 2900 м. Вона має східне падіння, субсогласное із загальним нашаруванням порід іменновской свити, але пов'язувати її з якими-небудь варіаціями літології і фацій підстав немає. Для цього інтервалу характерний розвиток грубих немінералізованних 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. Мабуть, це поєднання ознак відповідає напруженому стану околоствольного масиву, що побічно підтверджується ускладненнями буріння в межах зазначеного інтервалу.

Пізніше через уже пробурену до глибини 5,3 км СГ-4 виконаний детальний профіль глибинного ОГТ за програмою «Европроба», на одному з варіантів розрізу якого чітко і безперервно протягом 10-13 км простежуються паралельні один одному два відбивача, маркирующие всю структуру району буріння СГ-4. За глибиною вони відповідають найбільш потужним осадовим пачкам у верхній (на глибинах 3000-3300м) і нижньої (4860-5072 м) частинах флішоідной товщі розрізу СГ-4 (див. Рис.6). Відбивачі вгорі мають нахил 45 °, що відповідає відбиваючим елементам на Красноуральскій профілі ДСЗ і орієнтуванні шаруватості в відслоненнях і по керну СГ-4, тоді як нижче 2,5 км слоісость по керну все більш виполажівается до 10 і 5 ° на глибинах 4-5 км (див. рис.6). На профілі ОГТ характеризуються відбивачі також дуже плавно виполажіваюгся з глибиною до горизонтальне залягання східне СГ-4, які переходять у полого західні в східному кінці профілю. Їх легко можна було б прийняти за талеві надвиги з горизонтальними базальними поверхнями. Але вивчення розрізу в пересічних їх стовбуром СГ-4 показало, що обидва структурних елемента за природою відповідають нормальним наслоениям. В даному випадку СГ-4, ймовірно, виконала найважливішу параметричну задачу визначення геологічної природи одного з типів протяжних субгоризонтальних відбивачів у верхній корі - якщо прийняти, що приводиться розріз - адекватне відображення реального середовища (на тому ж інформаційному масиві відбудовані й інші варіанти). Передбачався раніше варіант, що система пологих відкладень може бути обумовлена ??бічними відображеннями від того, що відбувається південніше паралельно профілю розлому - в принципі ймовірний, але в даному випадку сумнівно існування двох строго паралельних один одному протягом 10 км розломів. Простежування профілем ОГТ поширення глибоко похованою шаруватої товщі з достовірно встановленої бурінням потужністю близько 2 км - це, найімовірніше, звичайна фиксируемая методом ОГТ в осадових басейнах Сейсмостратіграфія. Несподіванка її в суцільному вулканогенний масиві логічно з'ясовна: даний розріз на відміну від усіх суміжних формувався при стійкому морському режимі опадонакопичення в локальному грабене, що займає всю внутрішню частину Тагильского прогину. За даними раніше виконаного Ю.С.Каретіним, потім АІ.Глушковим зі співавторами картування флішоідной товщі, розміри оконгурівающего грабен ареалу її поширення на поверхні 18х70 км. Були встановлені і зустрічні напрямки падіння шаруватості в обох бортах грабена при пошта горизонтальне залягання шарів у перекривають товщах в його центральній частині, в т. Ч. В свердловинах н а глибинах 700-1350 м (див. Рис.6). Тобто варіант профілю ОГТ узгоджується з незалежними геологічними даними. На ньому нижній відбивач в західній при-бортовий частини палеоріфга стає переривчастим, невиразним, мабуть, відповідає типовій картині розвитку порушеності бортів великою кількістю дрібних скидів, що розвиваються в процесі розтягнень і занурень днища палеоріфга. У разі нижнього відбивача схід СГ-4 імовірна совмещенность з осадової пачкою пошаровим тектонічної порушеності. У керна це проявлено у вигляді дискування дуже жорстких сіліцітов в результаті розвитку грубого пошарового кліважа в зоні потужністю 5-8 м, розташованої на 2-3 м вище литологического контакту сіліцітов з масивними тектонічними непошкодженими породами офиолитового підстави. Видимі на тому ж профілі ОГТ системи зустрічно падаючих дрібних кососекущіх розривних порушень місцями дають чітко видимі, але дуже незначні за амплітудам (10-20 м) зміщення вищезазначених протяжних відбивачів, і ніде до показаних на профілі глибин 12 км не дають великих тектонічних ускладнень розрізу.

На тому ж інформаційному масиві ОГТ отримані і відбудови, на яких описані вище відбивачі проглядаються фрагментарно, внаслідок порушення їх системами дуже частих субпараллельно кососекущіх порушень, найбільше схожі на системи грубого кліважа. Найбільш розвинута з них - із західними падіннями під кутами 60-70 °. Вона відзначена раніше в скельних відслоненнях площі.

За наявними в районі профілям ДСЗ, МПВ-МОВ і ОГТ, геологічну природу переважної більшості більш коротких палогопадающіх відображають елементів, в т. Ч. Відповідають кордонам великих стратиграфических підрозділів верхній частині розрізу кори, нікому не вдалося вгадати по власне сейсмічної інформації. Тільки буріння дало достовірні результати. Геологічна природа і значимість численних пологих і крутопадаючих систем відображають елементів на деталізаііонних профілях ГСЗ і на всіх інших в районі СГ-4 ясні з того, що вони не порушують помітним чином геологічний розріз, а породи монолітні у всьому обсязі без проявів рассланцеванія і катаклазу. Тому незважаючи на те, що багато з систем відображають елементів мають на сейсмопрофілях чітке вираження, більшість їх, мабуть, відповідають лише звичайним в будь-якому скельному масиві системам трещиноватости і незначним по амплітудах переміщень розривів - їх занадто багато і вони різно орієнтовані, тоді як тектонічна структура в районі СГ-4 проста і, за геологічними даними, не має значних розломних ускладнень.

На такому тлі по-новому виглядає проблема виділення за сейсмічними даними геологічно значущих розломів і контактовому поверхонь різних толше і комплексів. Найбільш великі витримані за поширеністю структурно-речові мегакомплекс кори вдається виділяти і простежувати досить впевнено тільки по сукупності даних, насамперед, про швидкісні параметри середовища, положенню в загальному розрізі кори, з урахуванням даних по відбиваючим елементам та геології поверхні, оскільки, як показав виконаний аналіз всієї системи профілів ГСЗ по Уралу, такі мегакомплекс характеризуються витриманістю швидкісних характеристик і їх типових варіацій. Опоненти зазвичай вказують на різні неоднозначності внаслідок впливу на фізичні параметри в корі варіацій тисків, напруженого стану, флюидного режиму та інших важко прогнозованих факторів. Подібний вплив має місце в деталях, але в цілому інтегральні швидкісні характеристики великих поширених на великих площах одиниць розрізу визначаються надійно, а їх латеральні варіації закономірно узгоджуються з особливостями геології поверхні.

Висновок

У числі найбільш важливих результатів встановлено:

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

встановлена ??повна ідентичність хімізму головних типів базальтів виділених формацій в розрізі СГ-4 і поширених на поверхні;

відпрацювання детального геохімічного профілю в створі з СГ-4 показала, що афіровие базальти бімодального комплексу розрізу СГ-4 нижче 5075 м і Картира на поверхні в 4,5-7 км на захід СГ-4 вписуються в єдину латеральну геохімічну зональність разом з базальтами офиолитового спиляє -діабазового комплексу осі палеоспредінга, трассіровать в 10 км на захід СГ-4, т. е. ставляться до фланговим утворень цієї осі і в міру віддалення від неї все більш калієві і багаті Ti, Fe;

встановлені цілісність і закономірна спрямованість будови всього розкритого розрізу, непорушену його надвіговьмі Здвоювання і потужними розломно зонами з катаклазу і рассланцеванія порід;

нормальним седиментаційним опинився і розкритий на глибині 5070 м контакт між риолит-андезітобазальтового комплексом іменновской свити островодужного типу та залегающим нижче бімодальному комплексом офиолитового підстави;

для оцінок інформативності даних геофізики про глибинну будову району важливо, що потужність іменновского комплексу 4-5 км була прогнозована В.С.Дружініним на основі швидкісного розрізу ДСЗ, тоді як геологічні прогнози давали вдвічі менші потужності. Підтвердилися для цієї частини розрізу і прогнозні по ДСЗ інтегральні швидкісні характеристики середовища - 6,1 км / с, що виявилося близьким виміряним значенням. Потужність палеозойського вулканогенно-осадового розрізу в районі СГ-4, за даними ДСЗ, прогнозується 7,5-8 км;

ширшими дослідженнями в районі в будові земної кори Тагільської структури встановлено розвиток в нижній її частині лінзи типу «коромантійской суміші» (К-М) потужністю 15-20 км, який поєднується з витонченістю власне кристалічної (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 зараз, досягнувши рекордної для рудних районів Уралу глибини і забезпечивши унікальну можливість безперервного детального вивчення розрізу товщиною 4 км, СГ-4 дала ряд принципово нових даних, що стосуються верхньої частини Тагильского прогину. Так, встановлено більше круте залягання вулканогенно осадових комплексів західного крила прогину з значним перевищенням проектної потужності. Отримано нові факти, що стосуються віку, фаціальних умов і геодинамічної обстановки формування розкритої частини розрізу. Вивчений циклічний характер вулканізму стародавньої острівної дуги і встановлені його відмінності від сучасних аналогів. Виявлені закономірності метаморфічних перетворень і особливості розподілу в розрізі рудної мінералізації. Вперше для цієї частини Уралу отримана достовірна інформація за фізичними властивостями, тектонічної порушеності, флюідонасищенності і геотермічного режиму такого протяжного по глибині розрізу, що дало можливість об'єктивно оцінити ефективність методів наземної геофізики, зокрема, встановити природу сейсмічних відображають майданчиків.

Свердловина практично впритул підійшла до вирішення низки пріоритетних фундаментальних і прикладних проблем. Вже на найближчих інтервалах проходки належить розтин горизонтів, що відповідають стратиграфическому рівню розташованих поблизу медноколчеданних родовищ. Далі вирішення принципових питань щодо з'ясування структурної позиції, складом і рудоносности утворень платіноносних пояса, циклу байкаліди, зон інверсії швидкостей (хвилеводів) та ін.

Необхідно підкреслити, що СГ-4 не націлена на безпосереднє розкриття конкретних промислово значимих рудних об'єктів. Її завдання в цьому напрямку більш широкі - вловити подих рудообразующих процесів, визначити їх спрямованість, встановити нові глибинні критерії мінерагенічній прогнозу. Згідно загальним завданням, що стоять перед глибинними дослідженнями рудообразующих систем, це буде мати важливе значення для їх реконструкції та сприяти побудові загальної моделі рудогенеза.

Встановивши стратиграфическую безперервність або тектонічну роз'єднаність і скупченість розкритої розрізу, проходка свердловини забезпечить (на прикладі Уралу) перевірку альтернативних моделей геотектонічного розвитку. У підсумку Уральська СГ-4 дозволить вперше в світі одержати достовірні факти про глибинну будову, рудоносности, еволюції та геодинамічної природі палеозойских рухомих поясів континентів. Використання отриманих результатів має забезпечити прорив геологічних досліджень на більш високий науковий рівень.

Петрофізіческіх розріз СГ-4

Рис.5.

Профіль глибинного ОГТ

Вісь гравіметричній аномалії

Рис.6.

1-Кабанский комплекс; ll-іменновская свита; lll-гороблагодатная товща; lv-Туринська свита; v-Красноуральскій зона.Содержаніе

Введення

1.Геологіческое будова району закладення свердловини СГ-4

2.Цели і завдання СГ-4

3.Прогнозние моделі Уральської СГ-4

4. Геологічний розріз СГ-4

5. Петрографічна характеристика гірських порід

6. Результати геофізичних досліджень

7. Сейсмічна інформація по стовбуру СГ-4

Висновок

ЛітератураЛітература

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

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

3. Дружинін В.С., Каретін Ю.С., Детальні зіставлення наземної і свердловинної інформації по району Уральської надглибокої свердловини // Вітчизняна геологія.1999.N 5. С.42-48.

4. Румянцева Н.А., та ін., Уральська СГС // надглибоких свердловин Росії і суміжних районів. С.96-118.

Авіація і космонавтика
Автоматизація та управління
Архітектура
Астрологія
Астрономія
Банківська справа
Безпека життєдіяльності
Біографії
Біологія
Біологія і хімія
Біржова справа
Ботаніка та сільське господарство
Валютні відносини
Ветеринарія
Військова кафедра
Географія
Геодезія
Геологія
Діловодство
Гроші та кредит
Природознавство
Журналістика
Зарубіжна література
Зоологія
Видавнича справа та поліграфія
Інвестиції
Інформатика
Історія
Історія техніки
Комунікації і зв'язок
Косметологія
Короткий зміст творів
Криміналістика
Кримінологія
Криптологія
Кулінарія
Культура і мистецтво
Культурологія
Логіка
Логістика
Маркетинг
Математика
Медицина, здоров'я
Медичні науки
Менеджмент
Металургія
Музика
Наука і техніка
Нарисна геометрія
Фільми онлайн
Педагогіка
Підприємництво
Промисловість, виробництво
Психологія
Психологія, педагогіка
Радіоелектроніка
Реклама
Релігія і міфологія
Риторика
Різне
Сексологія
Соціологія
Статистика
Страхування
Будівельні науки
Будівництво
Схемотехніка
Теорія організації
Теплотехніка
Технологія
Товарознавство
Транспорт
Туризм
Управління
Керуючі науки
Фізика
Фізкультура і спорт
Філософія
Фінансові науки
Фінанси
Фотографія
Хімія
Цифрові пристрої
Екологія
Економіка
Економіко-математичне моделювання
Економічна географія
Економічна теорія
Етика

8ref.com

© 8ref.com - українські реферати


енциклопедія  бефстроганов  рагу  оселедець  солянка