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 Тагильский прогину, що є генотипічну евгеосінклінальной зоною, була закладена

Уральская надглибока свердловина СГ-4 проектною глибиною 15000 м.

Важливе значення при виборі місця закладення мала гарна геолого-геофізична підготовленість району буріння. Точка закладення СГ-4 знаходиться поблизу перетину регіональних профілів ГСЗ.

Буріння СГ-4 розпочато 15 червня 1985 р випереджаючим стовбуром діаметром 215 мм свердловина сягала 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 випереджального 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

Уральская надглибока свердловина (СГ - 4), розташована в 5 км на захід відр. В. Тура Свердловської області, буриться з метою вивчення земної кори втиповою структурі евгеосінклінального типу розвитку. Проектна глибинасвердловини 15 км, буріння було зупинено на глибині 4008 м (для розширеннястовбура). В даний час глибина свердловини близько 5400 м. Буріння ведетьсяз суцільним відбором керна, вихід керна близько 64%.

Район буріння СГ-4 (рис. 1) у геолого-структурному відношенні відповідаєсреднеуральскому сегменту Тагіло-Магнітогорської Мегазоні палеозойськогорухомого пояса Уралу. Із заходу і сходу вона межує відповідно з
Західно-Уральської і Східно-Уральської Мегазоні, що мають в основідревній кристалічний фундамент, тоді як у Тагіло-МагнітогорськоїМегазоні він невідомий. Західної кордоном останньої є Головний шов
Уралу, що представляє собою систему паралельних насувів східногопадіння, за якою Тагіло-Магнітогорська Мегазоні насунута на структури
Західно-Уральської Мегазоні. Східний кордон Тагіло-МагнітогорськоїМегазоні проходить по Недовго західного падіння (рис. 2).

Тагіло-Магнітогорська Мегазоні традиційно розглядається як еталон структур евгеосінклінального типу розвитку. Вона складена переважно вулканогенними товщами силуру-карбону. Освіти, що передували їм за віком, відомі у східній частині Західно-
Уральської Мегазоні. Вони представлені метаморфізованних в зеленосланцевой фації вулканогенно-піщано-алевритами-глинистими товщами верхнього кембрію-ордовик. Вулканічна складова в низах розрізу відповідає трахібазальтовой формації (колпаковская свита, С3-O1), у верхній частині - базальтової (вийская свита, 02-3).

У складі Тагіло-Магнітогорської Мегазоні на Середньому Уралі виділяються три зони , що розрізняються набором геологічних формацій (із заходу на схід): Кумбінская, Центрально-Тагальська і Красноуральская.

У крайній західній частині Кумбінской зони розвинений складний за складом і будовою комплекс еффузівних, субвулканіческіх і гіпабіссальних порід, який раніше при звичайному стратиграфічної підході підрозділяються на діабазовий і Кабанськ почту, що датуються в інтервалі S1l1-2. У першому об'єднуються породи базальтового складу, серед яких поряд з лавами широко поширені інтрузії у вигляді пакетів ДАЕК і Сілла. По друге, розвиненої на схід, з еффузівнимі і інтрузивними базальтами асоціюють кислі породи, переважно у вигляді екструзії і субвулканіческіх тел. З породами лавове фації перемежовуються пісковики, алевроліти, крем'янисті сланці. Загальна потужність стратифікована утворень не менше 2000 м.
діабазовий і Кабанська свити віднесені до формації натрієвих базальтів-ріолітов. У поле їх розповсюдження розташовується Арбатський масив (Дуніт-клінопіроксеніт-габбровая і габро-діорит-плагіогранітовая формації S1l), окремі дрібні тіла габро і плагіограніти розміщуються на захід і схід від нього.

На схід Кабанськ комплексу, відділяючись від нього розломом, розвинені відклади флішоідной товщі (S1l3-v21) - пара-і ортотуффіти, тефроіди алевроліти-псаммітовой, рідше псефітовой розмірності і кременисто-глинисті сланці. Характерна темно-сірий до чорного забарвлення тонкообломочних порід, пов'язана з присутністю розсіяних сульфідів.

У складі пірокластікі зустрічаються породи від базальтів до Дацит.

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 нижчих, флішоідний вигляд, але відрізняється збільшеною часткою туфів і тефроідов і їх розмірності, відсутністю уламків Дацит. Її потужність близько 1500 м.

Більш молодий є товща з фауною верхнього Венлок-лудлова, складена тефроідамі переважно псефітовой розмірності, іноді з грубої градаційній шаруватість, з базальт-андезібазальтовим складом пірокластікі. У верхах цієї товщі загальною потужністю до 2000 м відокремлюються пачка лав (часто подушкові) того складу.

У смузі поширення іменновской свити виявлені численні субвулканіческіе тіла - залишки вулканічних апаратів центрального типу, а також інтрузії габро і габбродіорітов

(Тагильский комплекс габро-діорит-гранодіорітовой формації), за складом подібних до вміщають вулканічними породами. Іменновскій комплекс повністю відповідає визначенню андезит-базальтової формації і з'явився її петротіпом [Карта магматичних формацій СРСР, 1974].

У Центрально-Тагильский зоні найбільш ранні освіти в осьовий її частини представлені карбонатними відкладами Венлок-лудлова, а в західній частині - гороблагодатской товщею (S2), складеної переважно туфоконгломератамі, туфопесчанікамі, рідше туффітамі 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, трахітового, рідше базальтового та трахіандезібазальтового складу і в невеликому обсязі вапняками. Потужність її досягає 2-3 км. З вулканічними породами (які виділяються в формацію калієвих базальтів-трахітов) асоціюють комагматічние субвулканіческіе тіла, а також інтрузії сієнітів Кушвінского і габро Волковського масивів. Фундаментом туринської свити є карбонатні відклади Венлок і лудлова, що і дає підставу виділяти самостійну Центрально-Тагильский структурно-формаційних зону. Гороблагодатская товща в нижній частині синхронно з іменновской почтом, у верхній - з туринської і розглядається як фаціальні аналог цих світ, що формувалися на стику Кумбінской та Центрально-Тагильский зон.

Розріз Центрально-Тагильский зони завершується краснотурьінской почтом (D1p -D2ef) вулканогенно-уламкових порід андезитового, андезібазальтового, андезідацітового складу, переміжних з туффітамі, пісковиками, глинистими сланцями, вапняками.

Вулканічні утворення цієї свити відповідають базальт-андезитового формації.

В Красноуральской зоні найбільш ранній комплекс - красноуральскій, що зіставляється за віком з Кабанськ. Однак він відрізняється від останнього більш широким набором порід, серед яких переважають Дацит і андезідаціти, що дає підставу відносити його до

«безперервного» базальт-андезит-ріолітовой формації. Як комагматічного йому розглядається виділяється під тією ж назвою інтрузівний комплекс габро-діорит-плагіогранітовой формації.

Імовірно, понад молодий (S1l3-v2) є товща порід під назвою Ліповський (по горі Липовій, де вона добре оголена) .

Межі її з оточуючими утвореннями в плані проходять по розломів. 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 подушкові лави і гіалокластіти, для другої - вулканогенно-уламкові фації. Більш молоді освіти

Красноуральской зони зіставляються з іменновской і туринської свитами, хоча відрізняються від них за складом та віком. Завершується розріз краснотурьінской почтом.

Питання про співвідношення окремих зон і геологічних тел всередині

Тагіло-Магнітогорської Мегазоні, про вік і природу її фундаменту, про глибину залягання базальтового шару дискусійним, 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 мобілістской) все розмаїття моделей можна звести до двох груп. Згідно з першою Тагіло-Магнітогорська Мегазоні 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 Мегазоні. Відповідно до другої групи моделей Тагіло-Магнітогорська Мегазоні має складну лускатій-блокової будову і є 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 Мегазоні, під насувів може знаходитися клин стародавнього кристалічного фундаменту. Більш обгрунтований вибір будь-якої з існуючих моделей глибинної будови Тагіло-

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

2 Цілі і завдання СГ-4

Добре закладена з метою вивчення будови земної кори і рудоноснихкомплексів внутріконтинентальних рухомих поясів евгеосінклінального типуі передбачає вирішення наступних завдань.
1. Вивчення геологічного розрізу Тагильский прогину і особливостей йогогеотектонічного розвитку.
2. Встановлення складу, будови, віку і природи фундаменту;співвідношення утворень геосинклінального комплексу і фундаменту; характерта ступінь його переробки геосинклінальних процесом.
3. Дослідження глибинних процесів рудоутворення, відтворення моделейформування типових для прогину родовищ і розробка нових методівефективного прогнозу та пошуків мінеральної сировини.
4. Отримання інформації про фізичні властивості порід на глибині,особливості флюідного режиму і природу сейсмічних кордонів; виявленнязв'язку гравітаційних, геотермічних, геоелектріческіх і магнітних полів зглибинним будовою.
5. Виявлення положення і морфології стратиграфічних та інших кордоніврозділу речових комплексів та структурних поверхів.

Перерахованим не вичерпується різноманіття дослідницькихможливостей СГ-4, про що свідчать досвід Кольської та іншихнадглибоких свердловин, а також ознайомлення з закордонними програмаминаукового буріння. Показовим є приклад німецької програми континентальногобуріння КТВ, в якій робиться акцент на фізичну та хімічну сторонугеологічних явищ, вивчення сучасного стану земної кори ісучасних геологічних процесів. Визнаючи правомірність такогопідходу, цільове призначення-СГ-4 можна визначити як фундаментальнідослідження фізичних в хімічних умов і процесів в глибинних частинахземної кори для розуміння структури, складу, динаміки і еволюції
Уральського рухомого пояса. Звертає увагу більш конкретне звучаннянизки наукових завдань, таких, як дослідження глибин проникнення і впливуциркулюючих в земній корі розчинів на освіту родовищмінеральної сировини, процеси деформації і конвекції, а також значення водидля динамічних процесів, що відбуваються в. земній корі; вивченняінтенсивності дегазації та речового складу мантії Землі іконтинентальній частині земної кори та ін Все це з поправкою на уральськуспецифіку справедливо і для СГ-4.
Необхідно було створити умови для максимальної реалізаціїпізнавальних можливостей свердловини та супроводжуючого її комплексу робіт,а саме: забезпечення сучасного (світового) рівня досліджень на самійсвердловині; створення адекватної системи комплексних геолого-геофізичнихдосліджень в околоскважінном просторі; залучення до досліджень,аналізу і узагальнення результатів найбільш компетентних фахівців;створення при проведенні досліджень обстановки гласності та широкогоспівпраці.

4 Геологічний розріз СГ-4

Дослідження керна стовбура і району закладення свердловини проводиться
Уральської ДРЕ СГБ НВО «Надра» разом з організаціями співвиконавцями
ПГО «Уралгеологія», КамНІІКІГС, ІГіГ УрВ АН СРСР, ІГ УрВ АН СРСР, все,
ЦНІГРІ, ІГЕМ, ІМГРЕ, ВНІІгео-інформсістем, ПГО «Аерогеологія», НВО
«Союзпромгеофізіка» та ін

Розкриті свердловиною розріз представлений силурійські вулканогенними івулканогенно-осадовими утвореннями, що відносяться відповідно до сучасноїстратиграфічної схемою до іменновской почту (S1l3-S2ld).
Загальна будова розрізу, за результатами виконаної детальної документації керна, перегляду шлифов, вулкан-фаціальних і геохімічних досліджень, встановлено наступне.
40-430 м - еффузівная толша в основному базальтових, андезітобазальтових лав, в инт. 130-252 м - також ферробазальтов і палеоісландітов;
430-3070 м - монотонна толша грубоуламкові та агломерату-грубопесчаних туфів основного складу типово іменновского вигляду: ніяк не оброблений шлаковий і міндалекаменний матеріал обільнокрупнопорфірових зазвичай плагіоклаз-двупіроксенових базальтів і андезітобазальтов, нерідко містить домішка плагіофірових андезитів і калієвих базальтів і утворює пласти і їх серії потужністю 20-70 м, розділені прошарками піщаних тефроідов, звичайно слабко шаруватих; на 1920-1940 м і близько 3000 м з'являються підводно-морські флішоіди з темними алевропелітамі у верхах ритмів;

3070-3468 м - переслаіваніе туфів плагіофірових андезитів, місцями здомішкою базальтового матеріалу і того ж складу піщаних тефроіднихфлішоідов; з 3280 м туфи і тефроіди переважно більш кислі --андезітодацітовие, часто з великою кількістю вітрокластікі у вигляді шматків і грудочокПЕМЗ та перліту;

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

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

5070-5401 м - Кабанськ комплекс, представлений в инт. 5072-5076 м темними туфопесчанікамі з вітрокластікой ос новних складу, що переходять вгорі в алевропеліти та червоні яшмоіди; нижче суцільно поширена краснообломочная зварена пірокластіка афірових переважно калієвих базальтів, ісландітов і спіліти, яка чергується з потоками неокисленого лав того ж (5182-5215 м і др .) і кислого складів
(5265-5312,4 м).

Загалом розріз вулканокластіческой і перехідною товщ малоконтрастними,містить у різних пропорціях ознаки як вулканогенно, так і осадовогопоходження. Товщина цих порід збільшується з глибиною. Флішоіднаятовща при слабких фаціальних відмінності від низів перехідною різко відрізняєтьсябільш кислим складом уламкового матеріалу.

При зіставленні розкритого розрізу з проектним встановлено перевищенняпотужності відкладень в 1,5 рази. В результаті буріння виникли питання,що стосуються геометрії, просторових і генетичних взаємовідносинщо складають верхню частину прогину комплексів. Рішення їх можливо придавьнейшем поглибленні СГ-4 та виконанні цілеспрямованих досліджень уоколоскважінном просторі, включаючи буріння допоміжних структурнихсвердловин.

При проведенні циклічного аналізу в межах розкритого свердловиноюрозрізу виділено п'ять мегарітмов, межі яких збігаються або близькі докордонів зазначених 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 євулканогенно-осадковим. У розрізі повністю не розкритий. Він сформувався вумовах слабкої вулканічної активності. У ньому переважають віддаленімелкообломочние фації андезідацітового складу, широко розвиненітонкослоістие алевролітовие і алевропсаммітовие різниці осадових порід,частка яких до верхів мегарітма зростає до 80-90%. Чергуваннятонкослоістих прошарку, що характеризуються малопотужною (0,01 - 0,5 м)двухчленной, рідше тричленної ритмікою зі слабко диференційованимигравійний, утворює контрастні мезорітми потужністю від 10 до 75 м.

Мегарітм 2640-3487 м, умовно віднесених до вулканогенно-осадові типу,характеризується тим, що на тлі дрібної ритмічності (від часток до 5 м)мелкопсефіто-псаммітових різниць виявлені контрастні гетерообломочниеритми потужністю від 2-3 до 15-20 м, де крупнопсефітовие і агломератовиеуламки ізольовано занурені в псаммітовий субстрат. Періодичноповторювані інтервали розвитку алевропелітових різниць дозволяютьвиділити ряд мезоріт-мов з кордонами на 3986 м, 3332 м, 3276 м, 3160 м,
3083 м і 2986 м. Зазначені особливості мегарітма, ймовірно, обумовленінерівномірними проявами вулканічної активності та грязекаменнихпотоків.

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

Будова перших двох в загальних рисах близьке. У їхній підставі ритмічністьщодо дрібна, з потужністю переважаючих елементарних ритмів 2-3 м. Вцентральних частинах мегарітмов виділяються великі ритми потужністю до 10-30 мі більше. Частка грубоуламкові матеріалу виростає тут до 70-90%. Уверхніх; частинах знову відзначена дрібна ритмічність (від 0,1-0,2 м до 2-3 м).
У складі ритмів збільшується частка сортованого вулканогенноматеріалу, а в деяких з них в інтервалі 1919-2007 м з'являються прошаруйкрем'янистих алевропелітових порід потужністю 0,2-5 см.

Верхній-еффузівний мегарітм (О-430 м) сформувався в результатідекількох імпульсів вулканічної діяльності з короткими перервамиміж ними (88-105 м). Нижня частина мегарітма складена рясно-порфіровупіроксен-плагіофіровимі базальтами, в середній (120 - 262 м)-залягаютьподушкові лави афірових андезібазальтов-базальтів, а вверхах-плагіофіровие андезібазальти.

У фаціальні відношенні в розвинених по всьому розрізу відкладенняхвідзначаються підводні умови освіти, на окремих глибинахвідрізняються характером вулканізму і віддаленістю зон акумуляціївулканічного матеріалу від берегової лінії, що виражається відмінностями йогогранулометричного і речовинного складу, а також різним ступенемперемиваючи і сортування. У цілому, мабуть, панувала обстановкаострівних вулканів з переважанням фації субаквальних пірокластичні. іпідводних гравітаційних грязекаменних потоків. При цьому нижня частинарозрізу на інтервалі розвитку алеврітістих, піщаних і гравійниу ритмівфлішоідной товщі відповідає найбільш глибоководної, віддаленій відвулканічних споруд області. Вище по розрізу переважають мілководнісхилові фації аж до субаеральних, що реєструються горизонтами зчервонокольорові гематізірованнимі уламками.
.

Геологічний розріз СГ-4

Рис. 4. Геологічний розріз СГ-4, складений в Уральської експедиціїнадглибокого буріння ДНВП «Надра»:
1 - базальти плагіофіровие, піроксен-плагіофіровие (а), андезітобазальти
(о); 2 - андезити (а), Дацит, ріодаціти (б); 3 - туфи брилові (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-мерати, туфопесчанікі; 7 - туфогравеліти,туфопесчанікі; 8 - туфопесчанікі, туфоалевропесчанікі; 9 - туфопесчанікі,туфоалевроліти; 10 - пісковики, алевропесчанікі, алевроліти; 11 - крем'янисті,вуглисті-крем'янисті алевроліти, алевропеліти; 12 - діорити (а), кварцовідіорити (б); 13 - внемасштабний знак ДАЕК основного (а) та середнього (б)складів; 14 - тектонічні порушення: скиди, взброси (в),малоамплітудние насувів (б); 15 - межі геологічних тіл (а), товщ іподтолщ (б), пачок (в)

3. Прогнозні моделі Уральської СГ-4

Серед уральських дослідників, у т. ч. що мають відношення до СГ-4, щесильні позиції прихильників класичної (фіксістской) геології,розглядають регіон як досить фіксовану поліциклічнугеосинклінальної систему з інтенсивним розвитком магми-і рудоподводящіхглибинних розломів і повторюваністю в кожному циклі однотипних геологічнихі рудних формацій.

Згідно з альтернативною, мобілістской концепції Урал являє собоюскладне покривно-складчаста споруда, що складається з різноріднихалохтонних пластин, утворених шляхом великих горизонтальних переміщеньгеологічних мас. Ці уявлення вносять істотні корективи всхему металогенічної розвитку регіону, дають нове тлумачення природи іперспективам його рудоносності

Зазначимо, що поділ Геотектонічні позицій на фіксістскіе імобілістскіе в якійсь мірі умовне і не відображає всього різноманіттяуявлень про місце закладення, рушійні сили та історії розвитку
Уральської евгеосінкліналі. Останнім часом спостерігається тенденція взближення позицій, що виражається у визнанні представниками фіксістскогонапрямки обмеженого спредінга з виникненням розсовуючи, що витягаютьсіматіческую кору.

Завдяки тісній співпраці великої групи дослідників вдалосясформувати комплект з 11 моделей, що відображають практично весь спектріснуючих прогнозних уявлень про глибинний будові району буріння
(рис. 2). Не маючи можливості докладно охарактеризувати всі моделі,зупинимося на найбільш суттєвих і принципово відрізняються.

В. С. Дружиніна складені основні сейсмічні та геолого -геофізичні розрізи і дано варіант прогнозної моделі, основними елементамиякої є структурно-речові комплекси, фізичнахарактеристика, становище в розрізі сейсмічних кордонів, можлива їхприрода. Відповідно до цієї моделі СГ-4 повинен розкрити повний розріз уралідпотужністю приблизно 11 км, пройти близько 4 км по ріфейскім утворень і вінтервалі 14-14,5 км увійти до освіти стародавнього комплексу підставиімовірно архейсько-протерозойського віку. При цьому в складіуралід виділяються чотири комплекси, серед яких найбільш цікавим інеясним буде комплекс порід на глибині 7-9 км. У цілому геологічнаприв'язка всі виділені для комплексів та їх літологічних склад узначною мірою умовні. Це спроба спроектувати на розріз по свердловиніповерхневі освіти, розвинуті на захід від неї.

За Ю. С. Каретіну (рис. 3, а) Тагильский прогин представляє ціліснуграбенообразную структуру з плоским днищем і чітко вираженими бортами.
Розвинена складна система лістріческіх скидів розтягування, більшою частиноютрансформованих в малоамплітудние Недовго. Фіксістское істота моделіавтор обгрунтовує тим, що амплітуди зміщень щодо малі і непорушують істотно первинну троговую сінседіментаціоннуюструктуру розтягнень. Розташовані на захід від СГ-4 інтрузії
Платіноносного пояса розглядаються у вигляді незміщене магмоподводящейзони, субвертікально що йде на глибини понад 50 км і не перетинаютьсясвердловиною. За висловом автора, ці інтрузії «зшивають» весь розріз.

В. Н. Пучков при побудові своєї мобілістской моделі (див. рис. 3, б)виходить з результатів геологічних досліджень в зоні зчленування
Тагильский і Центральноуральской зон на північ від району буріння, девстановлюється залягання порід Тагильский комплексу у вигляді тектонічногопокриву регіонального значення. Використовуючи зміна положення з глибиноювідображають майданчиків (за даними MOB і ДСЗ) з глибиною, автор моделіприпускає відповідне виполажіваніе поверхонь тектонічногозриву на глибині і прогнозує їхнє подсеченіе надглибокій свердловиною.
Одночасно передбачається можливість повторення в розрізі відкладів зглибини 7 км, що мають більш молодий вік, ніж вищерозміщені, на користьчого, на думку. В. Н. Пучкова, свідчить встановлена ДСЗнеодноразова 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 найбільшцікавою малоплотной пластини на глибині 7-9 км висловлені наступніваріанти: вулканогенно-осадові відкладення верхнього силуру-девону
Тагильский зони; плагіограніти, плагіогнейси (плаг-мігматити);серпентінітовий меланж, зближені зони рассланцеванія; ордовицького -девонські істотно Теригенні відклади континентального підніжжя.
Пластина, розташована на глибині 9-11 км, найбільш ймовірно, належитьмеланократовому фундаменту (габро, амфіболіти, ги-пербазіти), первиннопідстилаючої вулканогенні комплекси Тагильский зони. На глибині 11 км інижче очікується розтин метаморфічних, що належать фундаментуутоньшенного, частково зруйнованого при ріфтогенезе краю Східно-
Європейського континенту - перехідної зони oт континентальної кори доокеанічної. Не виключено, що на глибині 11-15 км повторяетятектонічний розріз палеозойських евгеосінклінальних товщ та їхмеланократового підстави.

У моделі С. Т. Агеєвої, А. Г. Волчкова і П. С. Ревякіна (ЦНІГРІ) під
Тагильский евгеосінкліналью передбачається куполовидної підняття Гранули -базітового шару, склепіння якого розташований на глибині близько 12 - 13 км. Вищеповинні залягати слабо розкриті на поверхні відкладення океанічної кори,в основі яких залягає потужний офіолітовий комплекс, инъецированныйвеликими тілами гіпербазітов.

В. І. Сегаловіч (КамНІІКІГС) склав дві вкрай мобілістскіх варіантумоделі, виходячи з гіпотези великого, протяжністю в сотні кілометрів,тектонічного перекриття околиці Східно-Європейського континентупокривами, що складаються з продуктів спредінга окраїнних і междуговихбасейнів, а також островодужних вулканітів. Відповідно до цієї моделі, СГ-4 доглибини 6 км розкриє вулканогенно-осадові комплекси верхній частині
Тагильский прогину, далі перетне інтрузивні освіти Платіноносногопояса, Метабо-Зіти низів лландовері, потужну (близько 3 км) пластинуультрабазітов, і, нарешті, після 14 км увійде до відкладення верхнього девону --нижнього карбону Східно-Європейської плити. Згідно з іншим варіантом, СГ-4перетне весь розріз алохтонних частини прогину, званої автором
«Тагильский пакетом покривів», і, можливо, досягне підстилаючої покрівлі
Улсовско-Вісімской зони поддвіга (Оз-D2).

Н. Г. Берлянд (усього) віддає перевагу істотно габброідномуваріанту розрізу, згідно з яким в інтервалі 7-14 км передбачаєтьсярозкрити габброіди, порівнянні з Арбатським комплексом, що виходять наповерхню захід СГ-4.

За К. П. Плюснин (ПГО «Уралгеологія»), Тагильский прогин єскладним утворенням, яке формувалося на одних стадіях як грабен, ана інших-як рампової структура. У запропонованій ним моделі велика рольвідводиться різновікових тектонічних порушень, який розбиває досліджуванучастину прогину на численні блоки, що ускладнює ув'язку розкриваємосвердловиною розрізу з поверхневими структурами і вимагає проведеннясистематичних структурно-тектонічних досліджень.

У ріфтогенной моделі Л. І. Десятниченко (ПГО «Уралгеологія»)формування евгеосінклінального прогину пов'язане з інтенсивним розтяганнямземної кори уздовж глибинного розлому, що супроводжується поступовимзаповненням формується структури раннегеосінклінальнимі утвореннямилення фундаменту. У наступні етапи переробки піддаються і ранніофіолітовие комплекси. Таким чином, під прогином зберігаються лишеперероблені фрагменти допалеозойскіх комплексів, і перед свердловиною вартонелегке завдання ідентифікації агломерату гетерогенних утворень.

Незважаючи на те що практично всі моделі базуються, по суті, наоднієї і тієї ж геофізичної інформації, в сукупності вони виявляютьсуперечна уявлень про глибинний будові Уралу. Не включаючи самуверхню частину прогину, моделі суперечать по всіх більш-меншістотним компонентам прогнозованого розрізу: його безперервності аботектонічної роз'єднаності, можливості перетину свердловиною телгабброідов і ультрабазітов, глибину та складу підстави прогину,перспективам розтину рудоносних комплексів, природу шарів, інверсіїшвидкостей і ін

Можна зробити висновок, що вказана суперечна об'єктивно і наочновідображає не лише стан глибинних геолого-геофізичних дослідженьна Уралі, а й, певною мірою, всієї геології в цілому. Неважко зрозумітижиттєву необхідність надглибокого буріння, оскільки тільки прямепроникнення в надра здатне забезпечити теоретичну геологію іприкладні металлогенетіческіе дослідження фундаментальноїфактографічної основою, істотно звільнивши їх від всякого родуумовностей і фантазій.

Спочатку намічену проектну глибину СГ-4-15 км слідвважати достатньо обгрунтованою. При цьому свердловиною повинні перетинатисяосновні структурно-речові комплекси Тагильский прогину, включаючимеланократовие освіти нижній частині розрізу, і досягнуто надійнерозтин фундаменту з глибиною врізки до 1,5 км. За найбільш оптимістичнимипрогнозами (Ю. С. Каретін, В. С. Орлов), що передбачає відносно меншглибоке залягання фундаменту прогину, мінімально необхідна глибинасвердловини може доставити 12-13 км. З урахуванням цього глибину 12 км можнавизначити як оптимальний рубіж, після досягнення якого доцільнорозглянути питання про кінцеву глибині буріння свердловини.

Прогнозні моделі верхньої частини земної кори району Уральської СГ-

4 (з спрощеннями авторів)

< p> Рис.3а - фіксістская (геосинклінальної-троговая), за Ю. С. Каретіну, 1988;б-мобілістская, за В. Н. Пучкову, 1988.

I - протоофіолітовая асоціація, 2 - гранулітів-базітовий комплекс архею, 3
- Геофізичний базальтовий шар, 4 - меланократовий фундамент; типирозрізів: I - Лемванскій, II-Тагильский

5. Петрографічні характеристика гірських порід

Еффузівние породи. Базальт і андезібазальти. Серед еффузівних порідлавове фації можуть бути виділені чотири різновиди, що складаютьвідокремлені пачки.

Порода верхніх трьох пачок - андезібазальти - різняться кількістю,розміром і складом вкрапленніков. У верхній пачці вони мають розміри в часткиміліметра, становлять до 5% об'єму породи і представленіальбітізірованним плагіоклазу і клінопіроксеном. Породи другого зверхупачки переважно афіровие, третє - містять від 20 до 50% великих
(до 4 мм) вкрапленніков плагіоклазу, іноді утворюють зростки, і поодинокідрібніші вкрапленнікі клінопіроксена і ортопіроксена, заміщеніХлорити.

Основна маса андезібазальтов складається з мікролітівальбітізірованного плагіоклазу, розташованих безладно (ділянкамисубпараллельно) або зібраних в сноповідние зрощення, зеренклінопіроксена, пилоподібних виділень і скелетних кристалів рудногомінералу (магнетиту-титаномагнетиту) та продуктів зміни скловатоюмезостазіса - Хлорити, епідот, преніта. Для афірових андезібазальтовхарактерні рясні (до30% об'єму породи) мигдалики, в іншихрізновидах вони поодинокі.

Базальт, які становлять четверту зверху пачку, містять вкрапленнікіплагіоклазу, клінопіроксена і ортопіроксена (псевдоморфози Хлорити ікарбонату), що становлять від 20 до 50% об'єму породи. Основна маса на
30-70% складається з мікролітів плагіоклазу, в проміжках між якимирозташовуються зерна клінопіроксена і хлорітізірованное ісоссюрітізірованное скло. Пилоподібні виділення і дрібні крі?? Талль рудногомінералу зазвичай приурочені до псевдоморфозампо ортопіроксену. Мигдалини,досягають 2,5 см в діаметрі, рідкісні.

У всіх різновидах ефузивних породах як вторинних мінералів,складають мигдалини, неправильні гнізда й жилки, зустрічаються хлорит,дебати, пумпеллііт, епідот, кальцит, кварц, опал, альбіт. Судячи з високоїступеня збереження структури порід і первинних мінералів (клінопіроксена,магнетиту), а також складом та кількістю вторинних мінералів, метаморфізмпорід відповідає пренітпумпеллітовой фації.

вулканогенно-уламкові породи. Найбільш поширений типвулканогенно-уламкових порід (особливо до глибини 3 км) - тефроіди. Глибше
1870 м значну роль відіграють вулканогенно-осадові породи: туффітирізної розмірності, туфопесчанікі і туфоалевроліти. Туфи виділяються ввигляді малопотужних шарів серед тефроідов за наявністю дрібних осколків скларогульчатих і серповидних форм, а також уламків із слідами гарту,болееразнообразной ступеня окатанності уламків (від кутастої досреднеокатанной).

Тефроіди в основному крісталлолітокластіческіе або літокластіческіе,рідше літовітрокластіческіе і крісталловітролітокластіческіе, серед туфівзустрінуті і крісталлокластіческіе різниці. Цемент гідрохімічний, поровіабо дотику, рідко поровое-базальний і базальний; складається зпреніта, карбонату, Хлорити, пумпеллііта, епідот, цоізіта, кварцу, бурогоглинистого речовини, іноді гематітізірован. Тефроіди і туфи маютьодноманітний базальт-андезібазальтовий складу уламків, лише нижче 3683 мрізко зростає роль кислої кластікі.

За ступенем метаморфізму уламки і цемент не відрізняються від еффузівнихпорід верхньої пачки. У вулканогенно-уламкових породах в порівнянні зеффузівнимі серед новоутворених мінералів в інтервалі до глибини 3000 мтрохи зростає (> 10%) роль пумпеллііта і епідот, а глибше 3000 м --кальциту і кварцу. У всіх породах літокластов клінопіроксен зазвичай свіжий,плагіоклаз представлений альбіта, часто супроводжується продуктамидеанортізаціі, ортопіроксен і олівін присутні у вигляді повнихпсевдоморфози Хлорити, епідот, кальциту, халцедону.

Серед базальтів і андезібазальтов можуть бути виділені різновиди знаступними парагенезамі вкрапленніков: СРх-PI; PI; OI-OPx-CPx-PI, PI-СРх (зпереважанням останнього), СРх. Порода розрізняються також розміромвкрапленніков, їх кількістю, структурою і складом основної маси,наявністю мигдалин.

Клінопіроксен-плагіофіровие андезібазальти і базальти містятьвкрапленнікі розміром від часток до 1-2 мм, серед них плагіоклаз становитьвід 5-10 до 25%, клінопіроксен - до 3-5% об'єму породи. Зустрічаютьсярізновиди з серіальної-порфірову структурою, максимальним розміромвкрапленніков до 5-б мм і кількістю вкрапленніков плагіоклазу до 20-25,клінопіроксена - до 10-15%. Іноді обидва типи вкрапленніков утворюютьгломери. Структура основної маси порід частіше гіалопілітовая або гіалінових,рідше інтерсертальная; іноді відзначається Флуктуативно текстура.