Обзор геолого-геофизической изученности района Уральской сверхглубокой скважины СГ-4

Введение

Урал — общепризнанный мировой эталон палеозойских подвижных поясов,

выдающаяся рудная провинция мира с классическими месторождениями черных

и цветных металлов. Именно здесь, в старейшем горнорудном районе

Среднего Урала в пределах западного крыла Тагильского прогиба,

являющегося генотипической эвгеосинклинальной зоной, была заложена

Уральская сверхглубокая скважина СГ-4 проектной глубиной 15000 м.

Немаловажное значение при выборе места заложения имела хорошая геолого-

геофизическая подготовленность района бурения. Точка заложения СГ-4

находится вблизи пересечения региональных профилей ГСЗ.

Бурение СГ-4 начато 15 июня 1985 г опережающим стволом диаметром 215

мм скважина достигала глубины 4008 м. При этом бурение интервала 34—4008

м осуществлялось с непрерывным отбором керна, средний выход которого

составил 64,2%. С целью преодоления возникших в процессе проходки

опережающего ствола геологических осложнений (сильное

кавернообразование, интенсивное возрастание зенитного угла) произведено

формирование ствола диаметром 390 мм с последующим перекрытием интервала

0— 3942 м обсадной колонной диаметром 426 мм. В 1990 г. на скважине

закончен монтаж буровой установки Уралмаш-15000, предназначенный для

бурения до глубины 15 км, и продолжено дальнейшее углубление ствола. На

01.01.1999 г. глубина СГ-4 составила 5401 м.

1 Геологическое строение района заложения скважины СГ-4

Уральская сверхглубокая скважина (СГ-4), расположенная в 5 км западнее

г. В. Тура Свердловской области, бурится с целью изучения земной коры в

типичной структуре эвгеосинклинального типа развития. Проектная глубина

скважины 15 км, бурение было остановлено на глубине 4008 м (для расширения

ствола). В настоящее время глубина скважины около 5400 м. Бурение ведется

со сплошным отбором керна, выход керна около 64 %.

Район бурения СГ-4 (рис.1) в геолого-структурном отношении отвечает

среднеуральскому сегменту Тагило-Магнитогорской мегазоны палеозойского

подвижного пояса Урала. С запада и востока она граничит соответственно с

Западно-Уральской и Восточно-Уральской мегазонами, имеющими в основании

древний кристаллический фундамент, тогда как в Тагило-Магнитогорской

мегазоне он неизвестен. Западной границей последней является Главный шов

Урала, представляющий собой систему параллельных надвигов восточного

падения, по которой Тагило-Магнитогорская мегазона надвинута на структуры

Западно-Уральской мегазоны. Восточная граница Тагило-Магнитогорской

мегазоны проходит по надвигу западного падения (рис. 2).

Тагило-Магнитогорская мегазона традиционно рассматривается как

эталон структур эвгеосинклинального типа развития. Она сложена

преимущественно вулканогенными толщами силура—карбона. Образования,

предшествующие им по возрасту, известны в восточной части Западно-

Уральской мегазоны. Они представлены метаморфизованными в зеленосланцевой

фации вулканогенно-песчано-алеврито-глинистыми толщами верхнего

кембрия—ордовика. Вулканическая составляющая в низах разреза

соответствует трахибазальтовой формации (колпаковская свита, С3—O1), в

верхней части — базальтовой (выйская свита, 02-3).

В составе Тагило-Магнитогорской мегазоны на Среднем Урале выделяются

три зоны, различающиеся набором геологических формаций (с запада на

восток): Кумбинская, Центрально-Тагильская и Красноуральская.

В крайней западной части Кумбинской зоны развит сложный по составу и

строению комплекс эффузивных, субвулканических и гипабиссальных пород,

который ранее при обычном стратиграфическом подходе подразделялся на

диабазовую и кабанскую свиты, датируемые в интервале S1l1-2. В первую

объединяются породы базальтового состава, среди которых наряду с лавами

широко распространены интрузии в виде пакетов даек и силлов. Во второй,

развитой восточнее, с эффузивными и интрузивными базальтами ассоциируют

кислые породы, преимущественно в виде экструзий и субвулканических тел. С

породами лавовой фации перемежаются песчаники, алевролиты, кремнистые

сланцы. Общая мощность стратифицированных образований не менее 2000 м.

Диабазовая и кабанская свиты отнесены к формации натриевых

базальтов—риолитов. В поле их распространения располагается Арбатский

массив (дунит-клинопироксенит-габбровая и габбро-диорит-плагиогранитовая

формации S1l), отдельные мелкие тела габбро и плагиогранитов размещаются

к западу и востоку от него.

Восточнее кабанского комплекса, отделяясь от него разломом,

развиты отложения флишоидной толщи (S1l3-v21) — пара- и ортотуффиты,

тефроиды алевролито-псаммитовой, реже псефитовой размерности и

кремнисто-глинистые сланцы. Характерна темно-серая до черной окраска

тонкообломочных пород, связанная с присутствием рассеянных сульфидов.

В составе пирокластики встречаются породы от базальтов до дацитов.

Мощность флишоидной толщи около 1000 м. Эта толща согласно

перекрывается именновской свитой, в составе которой выделяются две

толщи. Нижняя (S1l1-3-S1v22) имеет, как и нижележащая, флишоидный

облик, но отличается увеличенной долей туфов и тефроидов и их

размерности, отсутствием обломков дацитов. Ее мощность около 1500 м.

Более молодой является толща с фауной верхнего венлока—лудлова,

сложенная тефроидами преимущественно псефитовой размерности, иногда с

грубой градационной слоистостью, с базальт-андезибазальтовым составом

пирокластики. В верхах этой толщи общей мощностью до 2000 м

обособляется пачка лав ( часто подушечных) того состава.

В полосе распространения именновской свиты выявлены

многочисленные субвулканические тела — остатки вулканических аппаратов

центрального типа, а также интрузии габбро и габбродиоритов

(Тагильский комплекс габбро-диорит-гранодиоритовой формации), по

составу сходных с вмещающими вулканическими породами. Именновский

комплекс полностью отвечает определению андезит-базальтовой формации и

явился ее петротипом [Карта магматических формаций СССР, 1974].

В Центрально-Тагильской зоне наиболее ранние образования в

осевой ее части представлены карбонатными отложениями венлока—лудлова,

а в западной части — гороблагодатской толщей (S2), сложенной

преимущественно туфоконгломератами, туфопесчаниками, реже туффитами и

туфами трахибазальтового состава, в подчиненном объеме лавами.

Мощность толщи 1650 м. Восточнее широкой полосой распространена

туринская свита (S2p—D1l). Она сложена в основном подушечными лавами,

гиалокластитами, туфами, тефроидами трахиандезитового, трахитового,

реже базальтового и трахиандезибазальтового состава и в небольшом

объеме известняками. Мощность ее достигает 2—3 км. С вулканическими

породами (выделяемыми в формацию калиевых базальтов—трахитов)

ассоциируют комагматичные субвулканические тела, а также интрузии

сиенитов Кушвинского и габбро Волковского массивов. Фундаментом

туринской свиты являются карбонатные отложения венлока и лудлова, что

и дает основание выделять самостоятельную Центрально-Тагильскую

структурно-формационную зону. Гороблагодатская толща в нижней части

синхронна с именновской свитой, в верхней — с туринской и

рассматривается как фациальный аналог этих свит, формировавшихся на

стыке Кумбинской и Центрально-Тагильской зон.

Разрез Центрально-Тагильской зоны завершается краснотурьинской

свитой (D1p-D2ef) вулканогенно-обломочных пород андезитового,

андезибазальтового, андезидацитового состава, перемежающихся с

туффитами, песчаниками, глинистыми сланцами, известняками.

Вулканические образования этой свиты соответствуют базальт-андезитовой

формации.

В Красноуральской зоне наиболее ранний комплекс —

красноуральский, сопоставляемый по возрасту с кабанским. Однако он

отличается от последнего более широким набором пород, среди которых

преобладают дациты и андезидациты, что дает основание относить его к

«непрерывной» базальт-андезит-риолитовой формации. В качестве

комагматичного ему рассматривается выделяемый под тем же названием

интрузивный комплекс габбро-диорит-плагиогранитовой формации.

Предположительно более молодой (S1l3—v2) является толща пород под

названием липовской (по горе Липовой, где она хорошо обнажена).

Границы ее с окружающими образованиями в плане проходят по разломам. В

составе толщи, имеющей мощность до 2,5 км, ассоциируют

высокомагнезиальная бонинитовая серия и нормальная известково-

щелочная, представленные преимущественно андезитами и дацитами, причем

для первой серии характерны подушечные лавы и гиалокластиты, для

второй — вулканогенно-обломочные фации . Более молодые образования

Красноуральской зоны сопоставляются с именновской и туринской свитами,

хотя отличаются от них по составу и возрасту . Завершается разрез

краснотурьинской свитой.

Вопросы о соотношениях отдельных зон и геологических тел внутри

Тагило-Магнитогорской мегазоны, о возрасте и природе ее фундамента, о

глубине залегания базальтового слоя дискуссионны, что нашло отражение

в существовании целого ряда (не менее 9) моделей глубинного строения

района бурения СГС-4. В соответствии с приверженностью авторов моделей

к одной из двух существующих концепций развития Урала (классической

геосинклинальной или мобилистской) все разнообразие моделей можно

свести к двум группам. Согласно первой Тагило-Магнитогорская мегазона

представляет собой синклинорную структуру с симметричным строением

крыльев, заложенную на древнем кристаллическом фундаменте, едином с

фундаментом Русской платформы. Тела отдельных вулканических формаций

последовательно наслаиваются друг на друга, распространяясь на всю

ширину мегазоны . Согласно второй группе моделей Тагило-Магнитогорская

мегазона имеет сложное чешуйчато-блоковое строение и представляет

собой агломерат зон, формировавшихся обособленно на меланократовом

фундаменте океанического происхождения и сближенных впоследствии

тектонически. Почти на половину своей ширины она надвинута на

структуры Западно-Уральской мегазоны, под надвигом может находиться

клин древнего кристаллического фундамента. Более обоснованный выбор

какой-либо из существующих моделей глубинного строения Тагило-

Магнитогорской зоны может быть сделан по результатам бурения СГ-4.

2 Цели и задачи СГ-4

Скважина заложена с целью изучения строения земной коры и рудоносных

комплексов внутриконтинентальных подвижных поясов эвгеосинклинального типа

и предусматривает решение следующих задач.

1. Изучение геологического разреза Тагильского прогиба и особенностей его

геотектонического развития.

2. Установление состава, строения, возраста и природы фундамента;

соотношение образований геосинклинального комплекса и фундамента; характер

и степень его переработки геосинклинальным процессом.

3. Исследование глубинных процессов рудообразования, воссоздание моделей

формирования типичных для прогиба месторождений и разработка новых методов

эффективного прогноза и поисков минерального сырья.

4. Получение информации о физических свойствах пород на глубине,

особенностях флюидного режима и природе сейсмических границ; выявление

связи гравитационных, геотермических, геоэлектрических и магнитных полей с

глубинным строением.

5. Выявление положения и морфологии стратиграфических и других границ

раздела вещественных комплексов и структурных этажей.

Перечисленным не исчерпывается многообразие исследовательских

возможностей СГ-4, о чем свидетельствуют опыт Кольской и других

сверхглубоких скважин, а также ознакомление с зарубежными программами

научного бурения. Показателен пример немецкой программы континентального

бурения КТВ, в которой делается акцент на физическую и химическую сторону

геологических явлений, изучение современного состояния земной коры и

современных геологических процессов. Признавая правомочность такого

подхода, целевое назначение-СГ-4 можно определить как фундаментальные

исследования физических в химических условий и процессов в глубинных частях

земной коры для понимания структуры, состава, динамики и эволюции

Уральского подвижного пояса. Обращает внимание более конкретное звучание

ряда научных задач, таких, как исследование глубин проникновения и влияния

циркулирующих в земной коре растворов на образование месторождений

минерального сырья, процессы деформации и конвекции, а также значение воды

для динамических процессов, происходящих в. земной коре; изучение

интенсивности дегазации и вещественного состава мантии Земли и

континентальной части земной коры и др. Все это с поправкой на уральскую

специфику справедливо и для СГ-4.

Необходимо было создать условия для максимальной реализации

познавательных возможностей скважины и сопровождающего ее комплекса работ,

а именно: обеспечение современного (мирового) уровня исследований на самой

скважине; создание адекватной системы комплексных геолого-геофизических

исследований в околоскважинном пространстве; привлечение к исследованиям,

анализу и обобщению результатов наиболее компетентных специалистов;

создание при проведении исследований обстановки гласности и широкого

сотрудничества.

4 Геологический разрез СГ-4

Исследования керна ствола и района заложения скважины проводится

Уральской ГРЭ СГБ НПО «Недра» совместно с организациями соисполнителями

ПГО «Уралгеология», КамНИИКИГС, ИГиГ УрО АН СССР, ИГ УрО АН СССР, ВСЕГЕИ,

ЦНИГРИ, ИГЕМ, ИМГРЭ, ВНИИгео-информсистем, ПГО «Аэрогеология», НПО

«Союзпромгеофизика» и др.

Вскрытый скважиной разрез представлен силурийскими вулканогенными и

вулканогенно-осадочными образованиями, относимыми согласно современной

стратиграфической схеме к именновской свите (S1l3—S2ld).

Общее строение разреза, по результатам выполненной детальной

документации керна, просмотра шлифов, вулкано-фациальных и геохимических

исследований, установлено следующее.

40—430 м — эффузивная толша в основном базальтовых, андезитобазальтовых

лав, в инт. 130—252 м — также ферробазальтов и палеоисландитов;

430—3070 м — монотонная толша грубообломочных и агломерато-грубопесчаных

туфов основного состава типично именновского облика: никак не обработанный

шлаковый и миндалекаменный материал обильнокрупнопорфировых обычно

плагиоклаз-двупироксеновых базальтов и андезитобазальтов, нередко содержит

примесь плагиофировых андезитов и калиевых базальтов и образует пласты и их

серии мощностью 20—70 м, разделенные прослойками песчаных тефроидов, обычно

слабо слоистых; на 1920—1940 м и около 3000 м появляются подводно-морские

флишоиды с темными алевропелитами в верхах ритмов;

3070—3468 м — переслаивание туфов плагиофировых андезитов, местами с

примесью базальтового материала и того же состава песчаных тефроидных

флишоидов; с 3280 м туфы и тефроиды преимущественно более кислые —

андезитодацитовые, часто с обилием витрокластики в виде обрывков и комочков

пемз и перлитов;

3468—5006 м — флишоидное чередование туфов подводных пирокластических

потоков однородно риодацитового состава (также с пемзами, перлитами и

обилием осколков плагиоклаза), в инт. 3850—4297 м чаше всего повторно

перемешенных как подводно-оползневые массы. Сопровождают их резко

подчиненные по объемам более мелкопесчаные в разной степени отсортированные

флишоидные тефроиды того же состава и темные силициты верхов ритмов,

содержащие конодонты граничных слоев лланловери и венлокского ярусов

раннего силура;

5006—5070 м — пачка темных зеленовато-серых силицитов, местами с

обильными остатками радиолярий, в верхней половине — с прослойками кислых

туфов и тефроидов;

5070—5401 м — кабанский комплекс, представленный в инт. 5072—5076 м

темными туфопесчаниками с витрокластикой ос новного состава, переходящими

вверху в алевропелиты и красные яшмоиды; ниже сплошь распространена

краснообломочная сваренная пирокластика афировых преимущественно калиевых

базальтов, исландитов и спилитов, которая перемежается с потоками

неокисленных лав того же (5182—5215 м и др.) и кислого составов

(5265—5312,4 м).

В целом разрез вулканокластической и переходной толщ малоконтрастный,

содержит в разных пропорциях признаки как вулканогенного, так и осадочного

происхождения. Толщина этих пород увеличивается с глубиной. Флишоидная

толща при слабых фациальных отличиях от низов переходной резко отличается

более кислым составом обломочного материала.

При сопоставлении вскрытого разреза с проектным установлено превышение

мощности отложений в 1,5 раза. В результате бурения возникли вопросы,

касающиеся геометрии, пространственных и генетических взаимоотношений

слагающих верхнюю часть прогиба комплексов. Решение их возможно при

дальнейшем углублении СГ-4 и выполнении целенаправленных исследований в

околоскважинном пространстве, включая бурение вспомогательных структурных

скважин.

При проведении циклического анализа в пределах вскрытого скважиной

разреза выделено пять мегаритмов, границы которых совпадают или близки к

границам отмеченных толщ и под-толщ на глубинах 3487 м, 2640 м, 1919 м и

430 м и характеризуются резким изменением литологии пород.

Нижний мегаритм 3487—4064 м соответствует флишоидной толще и является

вулканогенно-осадочным. В разрезе полностью не вскрыт. Он сформировался в

условиях слабой вулканической активности. В нем преобладают удаленные

мелкообломочные фации андезидацитового состава, широко развиты

тонкослоистые алевролитовые и алевропсаммитовые разности осадочных пород,

доля которых к верхам мегаритма возрастает до 80—90 %. Чередование

тонкослоистых прослоев, характеризующихся маломощной (0,01— 0,5 м)

двухчленной, реже трехчленной ритмикой со слабо дифференцированными

гравийными, образует контрастные мезоритмы мощностью от 10 до 75 м.

Мегаритм 2640—3487 м, условно относимый к вулканогенно-осадочному типу,

характеризуется тем, что на фоне мелкой ритмичности (от долей до 5 м)

мелкопсефито-псаммитовых разностей проявлены контрастные гетерообломочные

ритмы мощностью от 2—3 до 15—20 м, где крупнопсефитовые и агломератовые

обломки изолированно погружены в псаммитовый субстрат. Периодически

повторяющиеся интервалы развития алевропелитовых разностей позволяют

выделить ряд мезорит-мов с границами на 3986 м, 3332 м, 3276 м, 3160 м,

3083 м и 2986 м. Отмеченные особенности мегаритма, вероятно, обусловлены

неравномерными проявлениями вулканической активности и грязекаменных

потоков.

Три верхних мегаритма (1919— 2540 м, 430—1919 м, 0—430 м)

вулканогенные, частью оеадочно-вулканогенные. Они сформировались в

результате нескольких вспышек вулканической деятельности с общей тенденцией

к ее нарастанию.

Строение первых двух в общих чертах близкое. В их основании ритмичность

относительно мелкая, с мощностью преобладающих элементарных ритмов 2—3 м. В

центральных частях мегаритмов выделяются крупные ритмы мощностью до 10—30 м

и более. Доля грубообломочного материала вырастает здесь до 70—90 %. В

верхних; частях снова отмечена мелкая ритмичность (от 0,1—0,2 м до 2—3 м).

В составе ритмов увеличивается доля сортированного вулканогенного

материала, а в некоторых из них в интервале 1919—2007 м появляются прослои

кремнистых алевропелитовых пород мощностью 0,2—5 см.

Верхний—эффузивный мегаритм (О—430 м) сформировался в результате

нескольких импульсов вулканической деятельности с короткими перерывами

между ними (88—105 м). Нижняя часть мегаритма сложена обильно-порфировыми

пироксен-плагиофировыми базальтами, в средней (120— 262 м)—залегают

подушечные лавы афировых андезибазальтов-базальтов, а в

верхах—плагиофировые андезибазальты.

В фациальном отношении в развитых по всему разрезу отложениях

отмечаются подводные условия образования, на отдельных глубинах

отличающиеся характером вулканизма и удаленностью зон аккумуляции

вулканического материала от береговой линии, что выражается различиями его

гранулометрического и вещественного состава, а также разной степенью

перемыва и сортировки. В целом, по-видимому, господствовала обстановка

островных вулканов с преобладанием фации субаквальных пирокластических. и

подводных гравитационных грязекаменных потоков. При этом нижняя часть

разреза на интервале развития алевритистых, песчаных и гравийныу ритмов

флишоидной толщи отвечает наиболее глубоководной, удаленной от

вулканических построек области. Выше по разрезу преобладают мелководные

склоновые фации вплоть до субаэральных, регистрируемых горизонтами с

красноцветными гематизированными обломками.

.

Геологический разрез СГ-4

[pic]

Рис. 4. Геологический разрез СГ-4, составлен в Уральской экспедиции

сверхглубокого бурения ГНПП «Недра»:

1 — базальты плагиофировые, пироксен-плагиофировые (а), андезитобазальты

(о); 2 — андезиты (а), дациты, риодациты (б); 3 — туфы глыбовые (а),

агломератовые (б), крупнопсефитовые (в), мелкопсефитовые (г),

кристаллолитотуфы (е), 4— туффиты агломератовые (а), крупнопсефитовые (б),

мелкопсефитовые (в), псаммитовые (г); 5— тефроиды мелкопсефитовые (а),

псаммитовые (б); 6— туфоконгло-мераты, туфопесчаники; 7 — туфогравелиты,

туфопесчаники; 8 — туфопесчаники, туфоалевропесчаники; 9 — туфопесчаники,

туфоалевролиты; 10— песчаники, алевропесчаники, алевролиты; 11— кремнистые,

углисто-кремнистые алевролиты, алевропелиты; 12 — диориты (а), кварцевые

диориты (б); 13 — внемасштабный знак даек основного (а) и среднего (б)

составов; 14 — тектонические нарушения: сбросы, взбросы (в),

малоамплитудные надвиги (б); 15— границы геологических тел (а), толщ и

подтолщ (б), пачек (в)

3 . Прогнозные модели Уральской СГ-4

Среди уральских исследователей, в т. ч. имеющих отношение к СГ-4, еще

сильны позиции сторонников классической (фиксистской) геологии,

рассматривающие регион как достаточно фиксированную полициклическую

геосинклинальную систему с интенсивным развитием магмо- и рудоподводящих

глубинных разломов и повторяемостью в каждом цикле однотипных геологических

и рудных формаций .

Согласно альтернативной, мобилистской концепции Урал представляет собой

сложное покровно-складчатое сооружение, состоящее из разнородных

аллохтонных пластин, образованных путем крупных горизонтальных перемещений

геологических масс. Эти представления вносят существенные коррективы в

схему металлогенического развития региона, дают новое толкование природе и

перспективам его рудоносности

Отметим, что деление геотектонических позиций на фиксистские и

мобилистские в какой-то мере условное и не отражает всего разнообразия

представлений о месте заложения, движущих силах и истории развития

Уральской эвгеосинклинали. В последнее время наблюдается тенденция в

сближении позиций, что выражается в признании представителями фиксистского

направления ограниченного спрединга с возникновением раздвигов, обнажающих

симатическую кору.

Благодаря тесному сотрудничеству большой группы исследователей удалось

сформировать комплект из 11 моделей, отражающих практически весь спектр

существующих прогнозных представлений о глубинном строении района бурения

(рис. 2). Не имея возможности подробно охарактеризовать все модели,

остановимся на наиболее существенных и принципиально отличающихся.

В. С. Дружининым составлены основополагающие сейсмические и геолого-

геофизические разрезы и дан вариант прогнозной модели, основными элементами

которой являются структурно-вещественные комплексы, физическая

характеристика, положение в разрезе сейсмических границ, возможная их

природа. Согласно этой модели СГ-4 должен вскрыть полный разрез уралид

мощностью примерно 11 км, пройти около 4 км по рифейским образованиям и в

интервале 14—14,5 км войти в образования древнего комплекса основания

предположительно архейско-протерозойского возраста. При этом в составе

уралид выделяются четыре комплекса, среди которых наиболее интересным и

неясным будет комплекс пород на глубине 7—9 км. В целом геологическая

привязка всех выделяемых комплексов и их литологический состав в

значительной мере условные. Это попытка спроецировать на разрез по скважине

поверхностные образования, развитые к западу от нее.

По Ю. С. Каретину (рис. 3, а) Тагильский прогиб представляет целостную

грабенообразную структуру с плоским днищем и четко выраженными бортами.

Развита сложная система листрических сбросов растяжения, большей частью

трансформированных в малоамплитудные надвиги. Фиксистское существо модели

автор обосновывает тем, что амплитуды смещений относительно малы и не

нарушают существенным образом первичную троговую синседиментационную

структуру растяжений. Расположенные к западу от СГ-4 интрузии

Платиноносного пояса рассматриваются в виде несмещенной магмоподводящей

зоны, субвертикально уходящей на глубины свыше 50 км и не пересекающейся

скважиной. По выражению автора, эти интрузии «сшивают» весь разрез.

В. Н. Пучков при построении своей мобилистской модели (см. рис. 3, б)

исходит из результатов геологических исследований в зоне сочленения

Тагильской и Центральноуральской зон севернее района бурения, где

устанавливается залегание пород Тагильского комплекса в виде тектонического

покрова регионального значения . Используя изменение положения с глубиной

отражающих площадок (по данным MOB и ГСЗ) с глубиной, автор модели

предполагает соответствующее выполаживание поверхностей тектонического

срыва на глубине и прогнозирует их подсечение сверхглубокой скважиной.

Одновременно предполагается возможность повторения в разрезе отложений с

глубины 7 км, имеющих более молодой возраст, чем вышележащие, в пользу

чего, по мнению. В. Н. Пучкова, свидетельствует установленная ГСЗ

неоднократная инверсия скоростей на глубинах 7—17 км. На вопрос о том,

какие комплексы тектонически совмещаются в предполагаемом разрезе СГ-4,

автор не дает однозначный ответ. В качестве возможного состава наиболее

интересной малоплотной пластины на глубине 7—9 км высказаны следующие

варианты: вулканогенно-осадочные отложения верхнего силура—девона

Тагильской зоны; плагиограниты, плагиогнейсы (плагио-мигматиты);

серпентинитовый меланж, сближенные зоны рассланцевания; ордовикско-

девонские существенно терригенные отложения континентального подножия.

Пластина, расположенная на глубине 9—11 км, наиболее вероятно, принадлежит

меланократовому фундаменту (габбро, амфиболиты, ги-пербазиты), первично

подстилавшему вулканогенные комплексы Тагильской зоны. На глубине 11 км и

ниже ожидается вскрытие метаморфических, принадлежащих фундаменту

утоньшенного, частично разрушенного при рифтогенезе края Восточно-

Европейского континента — переходной зоны oт континентальной коры к

океанической. Не исключено, что на глубине 11-15 км повторяетя

тектонический разрез палеозойских эвгеосинклинальных толщ и их

меланократового основания.

В модели С. Т. Агеевой, А. Г. Волчкова и П. С. Ревякина (ЦНИГРИ) под

Тагильской эвгеосинклиналью предполагается куполовидное поднятие гранулит-

базитового слоя, свод которого расположен на глубине около 12— 13 км. Выше

должны залегать слабо вскрытые на поверхности отложения океанической коры,

в основании которых залегает мощный офиолитовый комплекс, инъецированный

крупными телами гипербазитов.

В. И. Сегалович (КамНИИКИГС) составил два крайне мобилистских варианта

модели, исходя из гипотезы обширного, протяженностью в сотни километров,

тектонического перекрытия окраины Восточно-Европейского континента

покровами, состоящими из продуктов спрединга окраинных и междуговых

бассейнов, а также островодужных вулканитов. Согласно этой модели, СГ-4 до

глубины 6 км вскроет вулканогенно-осадочные комплексы верхней части

Тагильского прогиба, далее пересечет интрузивные образования Платиноносного

пояса, метаба-зиты низов лландовери, мощную (порядка 3 км) пластину

ультрабазитов, и, наконец, после 14 км войдет в отложения верхнего девона —

нижнего карбона Восточно-Европейской плиты. Согласно другому варианту, СГ-4

пересечет весь разрез аллохтонной части прогиба, называемой автором

«Тагильским пакетом покровов», и, возможно, достигнет подстилающей кровли

Улсовско-Висимской зоны поддвига (Оз— D2 ).

Н. Г. Берлянд (ВСЕГЕИ) отдает предпочтение существенно габброидному

варианту разреза, согласно которому в интервале 7—14 км предполагается

вскрыть габброиды, сопоставимые с арбатским комплексом, выходящим на

поверхность западнее СГ-4.

По К. П. Плюснину (ПГО «Уралгеология»), Тагильский прогиб является

сложным образованием, которое формировалось на одних стадиях как грабен, а

на других—как рамповая структура. В предложенной им модели большая роль

отводится разновозрастным тектоническим нарушениям, разбивающим исследуемую

часть прогиба на многочисленные блоки, что усложняет увязку вскрываемого

скважиной разреза с поверхностными структурами и требует проведения

систематических структурно-тектонических исследований.

В рифтогенной модели Л. И. Десятниченко (ПГО «Уралгеология»)

формирование эвгеосинклинального прогиба связано с интенсивным растяжением

земной коры вдоль глубинного разлома, сопровождающимся постепенным

заполнением формирующейся структуры раннегеосинклинальными образованиями

боткой фундамента. В последующие этапы переработке подвергаются и ранние

офиолитовые комплексы. Таким образом, под прогибом сохраняются лишь

переработанные фрагменты допалеозойских комплексов, и перед скважиной стоит

нелегкая задача идентификации агломерата гетерогенных образований.

Несмотря на то что практически все модели базируются, по существу, на

одной и той же геофизической информации, в совокупности они выявляют

разноречивость представлений о глубинном строении Урала. Исключая самую

верхнюю часть прогиба, модели противоречат по всем более или менее

существенным компонентам прогнозируемого разреза: его непрерывности или

тектонической разобщенности, возможности пересечения скважиной тел

габброидов и ультрабазитов, глубине и составу основания прогиба,

перспективам вскрытия рудоносных комплексов, природе слоев, инверсии

скоростей и др.

Можно сделать вывод ,что указанная разноречивость объективно и наглядно

отражает не только состояние глубинных геолого-геофизических исследований

на Урале, но и, в какой-то мере, всей геологии в целом. Нетрудно понять

жизненную необходимость сверхглубокого бурения, поскольку только прямое

проникновение в недра способно обеспечить теоретическую геологию и

прикладные металлогенетические исследования фундаментальной

фактографической основой, существенно освободив их от всякого рода

условностей и фантазий.

Первоначально намеченную проектную глубину СГ-4— 15 км следует

считать достаточно обоснованной. При этом скважиной должны пересекаться

основные структурно-вещественные комплексы Тагильского прогиба, включая

меланократовые образования нижней части разреза, и достигнуто надежное

вскрытие фундамента с глубиной врезки до 1,5 км. По наиболее оптимистичным

прогнозам (Ю. С. Каретин, В. С. Орлов), предполагающим относительно менее

глубокое залегание фундамента прогиба, минимально необходимая глубина

скважины может доставить 12—13 км. С учетом этого глубину 12 км можно

определить как оптимальный рубеж, по достижении которого целесообразно

рассмотреть вопрос о конечной глубине бурения скважины.

Прогнозные модели верхней части земной коры района Уральской СГ-

4 ( с упрощениями авторов)

[pic]

Рис.3

а — фиксистская (геосинклинально-троговая), по Ю. С. Каретину, 1988;

б—мобилистская, по В.Н.Пучкову, 1988 .

I — протоофиолитовая ассоциация, 2 — гранулито-базитовый комплекс архея, 3

— геофизический базальтовый слой, 4 — меланократовый фундамент; типы

разрезов: I — Лемванский, II—Тагильский

5. Петрографическая характеристика горных пород

Эффузивные породы. Базальты и андезибазальты. Среди эффузивных пород

лавовой фации могут быть выделены четыре разновидности, слагающие

обособленные пачки.

Породы верхних трех пачек — андезибазальты — различаются количеством,

размером и составом вкрапленников. В верхней пачке они имеют размеры в доли

миллиметра, составляют до 5 % объема породы и представлены

альбитизированным плагиоклазом и клинопироксеном. Породы второй сверху

пачки преимущественно афировые, третьей — содержат от 20 до 50 % крупных

(до 4 мм) вкрапленников плагиоклаза, иногда образующих сростки, и единичные

более мелкие вкрапленники клинопироксена и ортопироксена , замещенные

хлоритом.

Основная масса андезибазальтов состоит из микролитов

альбитизированного плагиоклаза, расположенных беспорядочно (участками

субпараллельно) или собранных в сноповидные срастания, зерен

клинопироксена, пылевидных выделений и скелетных кристаллов рудного

минерала (магнетита—титаномагнетита) и продуктов изменения стекловатого

мезостазиса — хлорита, эпидота, пренита. Для афировых андезибазальтов

характерны обильные (до30 % объема породы) миндалины, в других

разновидностях они единичны.

Базальты, слагающие четвертую сверху пачку, содержат вкрапленники

плагиоклаза, клинопироксена и ортопироксена (псевдоморфозы хлорита и

карбоната), составляющие от 20 до 50 % объема породы. Основная масса на

30—70 % состоит из микролитов плагиоклаза, в промежутках между которыми

располагаются зерна клинопироксена и хлоритизированное и

соссюритизированное стекло. Пылевидные выделения и мелкие кристаллы рудного

минерала обычно приурочены к псевдоморфозампо ортопироксену. Миндалины,

достигающие 2,5 см в поперечнике, редки.

Во всех разновидностях эффузивов в качестве вторичных минералов,

слагающих миндалины, неправильные гнезда и жилки, встречаются хлорит,

пренит, пумпеллиит, эпидот, кальцит, кварц, опал, альбит. Судя по высокой

степени сохранности структуры пород и первичных минералов (клинопироксена,

магнетита), а также составу и количеству вторичных минералов,метаморфизм

пород соответствует пренитпумпеллитовой фации .

Вулканогенно-обломочные породы. Наиболее распространенный тип

вулканогенно-обломочных пород (особенно до глубины 3 км) — тефроиды. Глубже

1870 м значительную роль играют вулканогенно-осадочные породы: туффиты

различной размерности, туфопесчаники и туфоалевролиты. Туфы выделяются в

виде маломощных слоев среди тефроидов по наличию мелких осколков стекла

рогульчатых и серповидных форм, а также обломков со следами закалки,

болееразнообразной степени окатанности обломков (от угловатой до

среднеокатанной).

Тефроиды в основном кристаллолитокластические или литокластические,

реже литовитрокластические и кристалловитролитокластические, среди туфов

встречены и кристаллокластические разности. Цемент гидрохимический, поровый

или соприкосновения, редко порово-базальный и базальный; состоит из

пренита, карбоната, хлорита, пумпеллиита, эпидота, цоизита, кварца, бурого

глинистого вещества, иногда гематитизирован. Тефроиды и туфы имеют

однообразный базальт-андезибазальтовый состав обломков, лишь ниже 3683 м

резко возрастает роль кислой кластики.

По степени метаморфизма обломки и цемент не отличаются от эффузивных

пород верхней пачки. В вулканогенно-обломочных породах по сравнению с

эффузивными среди новообразованных минералов в интервале до глубины 3000 м

несколько возрастает (>10 %) роль пумпеллиита и эпидота, а глубже 3000 м —

кальцита и кварца. Во всех породах литокластов клинопироксен обычно свежий,

плагиоклаз представлен альбитом, часто сопровождающимся продуктами

деанортизации, ортопироксен и оливин присутствуют в виде полных

псевдоморфоз хлорита, эпидота, кальцита, халцедона.

Среди базальтов и андезибазальтов могут быть выделены разновидности со

следующими парагенезами вкрапленников: СРх—PI; PI; OI—OPx—CPx—PI, PI—СРх (с

преобладанием последнего), СРх. Породы различаются также размером

вкрапленников, их количеством, структурой и составом основной массы,

наличием миндалин.

Клинопироксен-плагиофировые андезибазальты и базальты содержат

вкрапленники размером от долей до 1—2 мм, среди них плагиоклаз составляет

от 5—10 до 25 %, клинопироксен — до 3—5 % объема породы. Встречаются

разновидности с сериально-порфировой структурой, максимальным размером

вкрапленников до 5—б мм и количеством вкрапленников плагиоклаза до 20—25,

клинопироксена — до 10—15 %. Иногда оба типа вкрапленников образуют

гломеры. Структура основной массы пород чаще гиалопилитовая или гиалиновая,

реже интерсертальная; иногда отмечается флуктуационная текстура.

Плагиофировые андезибазальты из различных обломков несколько

различаются по структуре, количеству миндалин. Встречаются разности с

порфировой, гломеропорфировой (часто с вкрапленниками плагиоклаза двух

генераций), сериально-порфировой структурой. Количество вкрапленников от

единичных до 40—45 % объема породы, размеры их — доли миллиметра, реже до

2,5 мм. Некоторые вкрапленники содержат включения стекла, замещенного

хлоритом. Структура основной массы — от гиалиновой до гиалопилитовой,

иногда интерсертальная с участками пилотакситовой, спилитовидной, в

отдельных случаях скрытокристаллическая.

В оливин-ортопироксен, клинопироксен-плагиофировых базальтах

вкрапленники плагиокла размером до 1х2 мм составляют 20—30 % объема породы,

клинопироксена — 2—15 %. Наряду с ними в породах присутствуют псевдоморфозы

по вкрапленникам других темноцветных минералов (до 5—7 %), сложенные

хлоритом, участками эпидотом, кальцитом и халцедоном, часто содержащие

включения зерен рудного минерала. Судя по характерным формам, псевдоморфозы

принадлежат к ортопироксену. Присутствие в этой группе пород нормативного

оливина позволяет допустить, что отчасти псевдоморфозы являются

апооливиновыми, хотя типичные для этого минерала формы не обнаружены. В

инт. 2700—2900 м. встречены разновидности, в которых во вкрапленниках

присутствует и амфибол (2—3 %). Породы имеют интерсертальную,

гиалопилитовую, гиалиновую структуру основной массы.

Плагиоклинопироксенофировые базальты обнаружены в единичных шлифах на

различных глубинах. Во вкрапленниках, составляющих в целом от 7—8 до 40—45

% объема породы, клинопироксен заметно преобладает над плагиоклазом, часто

имеет более крупные размеры. В отдельных шлифах присутствуют также редкие

псевдоморфозы по ортопироксену . Основная масса породы — гиалиновая,

представляет собой мелкозернистое хлоритизированное стекло с флуктуационной

текстурой, определяющейся субпараллельной ориентировкой сплющенных миндалин

и игольчатых микролитов плагиоклаза.

Клинопироксенофировые базальты (шл. 19125) присутствуют в обломках

размером 1—5 мм. Вкрапленники клинопироксена (до 0,8х0,6 мм), часто

образующие сростки, составляют 15—25 % объема породы, основная масса имеет

гиалиновую, иногда переходную к гиалопилитовой структуру.

Во всех порфировых базальтах и андезибазальтах литокластов основная

масса состоит в основном из разложенного стекла, в которое заключены

микролиты плагиоклаза (размером до 0,1 мм), клинопироксена (до 0,05 мм) и

тонкая пыль рудного минерала. Характерные вторичные минералы мезостазиса —

хлорит, в меньшей мере пренит, пумпеллиит, эпидот. Эти же минералы наряду с

карбонатом и халцедоном слагают миндалины, составляющие обычно 5—10, редко

до 30—40 % объема пород.

Наряду с порфировыми базальтами и андезибазальтами в литокластах

встречаются и их афировые разновидности с гиалиновой, гиалопилитовой,

спилитовидной, а также пилотакситовой и интерсертальной структурой. (Не

исключено, что часть их представляет собой участки основной массы

порфировых пород.)

Более салические, чем андезибазальты, породы имеют в составе

литокластики подчиненное распространение.

Среди андезитов есть плагиофировые и клинопироксен-плагиофировые

разновидности; структура основной массы в основном гиало-пилитовая, реже

пилотакситовая.

Обломки кислых пород — плагиофировых и кварц-плагиофировых

андезидацитов, дацитов, реже риодацитов — постоянно встречаются глубже 3500

м. Их не всегда удается отличить от встречающихся в этом интервале

гидротермально-метасоматически измененных пород. Они содержат

микровкрапленники плагиоклаза (до 5—7 %) и кварца (до 3—5 %) или только

плагиоклаза, а также иногда клинопироксена (большей частью псевдоморфозы по

нему). Вкрапленники кварца часто оплавлены, иногда имеют «изъеденные»

края, содержат включения хлорита и карбоната. Основная масса обычно

представлена агрегатом кварца и альбита микрофельзитовой, фельзитовой,

микролитозернистой, иногда с элементами пойкилобластовой структуры,

содержит серицит, сфенлейкоксен, эпидот, рудный минерал, карбонат, апатит.

Наряду с описанными типами литокластов постоянными элементами

тефроидов и туфов являются витрокласты и кристаллокластический материал.

Стекловатые породы лавового облика периодически встречаются в обломках

в интервале 445—3350 м. Присутствуют как практически нераскристаллизованные

разновидности, представленные хлоритизированным, часто

пумпеллиитизированным или пренитизированным стеклом, так и с небольшим

количеством микролитов, реже вкрапленников измененного плагиоклаза.

Выделяются стекловатые породы с флюидальностью (обусловленой

субпараллельной ориентировкой вытянутых миндалин) и без нее (с миндалинами

изометричной формы). Разнообразно выполнение пустот и пузырьков (хлорит,

мозаичный кварц, халцедон, пренит).

Кристаллокласты встречаются в туфах и тефроидах повсеместно, иногда

образуя самостоятельные слои в верхних частях ритмов. Кристаллокласты

принадлежат к плагиоклазу и клинопироксену, размер их до 5—6 мм. Часто они

имеют правильные кристаллографические формы, ненарушенную зональность и

представляют собой, по-видимому, практически не подвергшийся обработке

пирокластический материал. Встречены также кристаллы со сглаженными

формами, резорбированные. Ниже глубины 3625 м (особенно в интервале

3720—3825 м) в кристаллокластах появляются обломки кварца до 5 мм в

поперечнике с включениями хлоритизированного стекла каплевидной формы.

Туфоалевролиты, туфопесчаники, туффиты. Слоистые туфоалевролиты,

туфопесчаники и туффиты алевритовой размерности встречены в керне скважины

СГ-4 преимущественно на трех уровнях: в интервалах глубин 74,7 м—127 м, в

том числе среди подушечных лав, 1717 м—1966,5 м и глубже 2979,3 м.

Слоистость выражена вариациями размерности обломков, состава цементирующей

массы и обломков, реже ориентировкой последних. Сортированность материала

обычно хорошая. Окатанность обломков широко варьирует, чаще они угловатые и

слабоокатанные.В обломочном материале — Кристаллокласты плагиоклаза,

кварца, клинопироксена, а также обломки пород, ранее описанных в составе

крупных литокластов. Цемент большей частью — соприкасания, реже поровый,

гидрохимический. Содержит пелитоморфное бурое вещество, глинистые минералы,

пренит, хлорит, карбонат, кварц, альбит, пумпеллиит, эпидот, сфен, серицит,

рудные минералы, углистое вещество. Для пород первого уровня характерна

хорошая сортированность материала, преобладание алевролитовых и пелито-

алевритовых разностей. Для второго уровня — меньшая сортированность

обломков, обилие кристаллокластов плагиоклаза. Третий уровень

характеризуется обилием алевритового материала, высоким содержанием в нем

углистого вещества (до 1,5 %) и сульфидов (до 4 %), придающих породам

отдельных слоев черную окраску, большим количеством обломков кислых

эффузивов и метасоматитов. По границам слоев и в прослойках черных

алевролитов встречаются скопления мелких кристаллов пирита, халькопирита,

пирротина.

Интрузивные породы. Среди интрузивных пород могут быть выделены две

группы. Породы одной из них — базальты и андезибазальты, встречающиеся

преимущественно в верхних 1000 м разреза, по вещественно-структурным

особенностям и, вероятно, по возрасту близки к лавам. Другая группа —

меланобазальты и микродиориты — не имеют аналогов среди вулканических пород

и являются, вероятно, более глубинными и более молодыми, чем

субвулканические базальты и андезибазальты.

Базальты и андезибазальты. Породы, как правило, имеют отчетливую

порфировую структуру и различаются главным образом по составу, количеству и

размерам вкрапленников. Выделяются разновидности, слагающие обособленные

тела, со следующими парагенезами вкрапленников:

1. PI (20—35 %) — СРх (10—15 %) — ОРх (10—15 %), преобладающий размер

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 %), размер 0,5— 1 мм (79—84 м,

обр. 135—183);

3. PI (25—30 %) — 01? (5 %) — P1 (5 %), размер 1—6 мм (384—395,5 м,

обр. 2478—2527, 2534—2546);

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

6124—6238);

5. P1 (10—15 %) — СРх (3—5 %), размер 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 %), размер до 1 мм

(3712,5—3116,1 м, обр. 22753—22792).

В самостоятельную разновидность могут быть выделены афировые базальты,

слагающие ряд секущих тел внутри третьей (сверху) пачки лав (в интервале

глубин 264,8—384 м, обр. 1692, 1747—1772, 2010, 2048 и др.) Изредка в этих

породах встречаются вкрапленники клинопироксена размером до 1—4 мм,

характерны мелкие миндалины хлорита.

Основная масса пород в разных телах и разных частях одного тела имеет

неодинаковую степень раскристаллизации, структура ее меняется от

гиалопилитовой до полнокристаллической призматически-зернистой. Основная

масса состоит из удлиненных кристаллов плагиоклаза и клинопироксена и

переменных количеств полностью замещенного вторичными минералами

мезостазиса. В разновидностях 3,4 и 5 плагиоклаз заметно преобладает над

пироксеном, в других разновидностях объемы их близки. Рудные минералы

группы магнетита—титаномагнетита выделяются в виде мелких кристаллов (часто

включенных во вкрапленники оливина или ортопироксена), а также скелетных

дендритоподобных кристаллов и пылевидных скоплений. В разновидностях 2 и 6

встречаются единичные зерна хромшпинелида, включенные во вкрапленники

темноцветных минералов.

Во всех породах плагиоклаз альбитизирован, соссюритизирован, замещен

частично пренитом, по оливину и ортопироксену образованы полные

псевдоморфозы хлорита и карбоната. В основной массе развиваются пренит,

кварц, кальцит, пумпеллиит.

Меланобазальты встречаются на протяжении всего разреза СГС-4 в виде

секущих тел мощностью до 8,7 м. В качестве особой их разновидности могут

быть выделены лампрофироподобные меланобазальты, встреченные в обломках

(возможно, «хвост» дайки) на глубине 3125,6 (обр. 19063—19065) и 3621 м

(обр. 21922), а также в дайках.

Меланобазальты имеют обычно хорошо выраженную порфировую структуру.

Вкрапленники составляют до 30—35 % объема породы и представлены

клинопироксеном (20—25 %) и полными псевдоморфозами по оливину (5—10 %).

Кристаллы клинопироксена имеют размер до 6 мм, короткопризматическую форму,

часто зональны и полисинтетически сдвойникованы. Псевдоморфозы по оливину

также короткопризматические, иногда бочонковидные, размером не более 2—3

мм. Они сложены хлоритом или карбонатом, реже (полностью или только в

центре зерен) кварцем. Изредка встречаются микровкрапленники

соссюритизированного плагиоклаза.

Основная масса пород имеет в центральных частях тела меланобазальтов

структуру, близкую к призматически-зернистой, а в краевых частях — от

интерсертальной до гиалопилитовой. Она состоит из зерен (размером 0,05—0,1

мм) клинопироксена изометричной или короткостолбчатой формы (20—35 %),

альбитизированного и соссюритизированного плагиоклаза (15—21 %), амфибола

(5—7 %), рудного минерала из группы титаномагнетита—магнетита

(3—5 %). Встречаются редкие зерна хромшпинелида, обычно внутри псевдоморфоз

по оливину. Интерстиции заполнены тонкочешуйчатым хлоритом (40—55 %).

Редкие миндалины размером 0,3—0,7 мм (5—7 % объема породы) сложены пренитом

и хлоритом, вокруг миндалин развиваются мелкие зернышки амфибола.

Лампрофироподобные меланобазальты отличаются от описанных выше

присутствием до 15—20 % амфибола, меньшим размером вкрапленников (не более

1 мм).

Микродиориты образуют достаточно мощные тела на разных глубинах.

Структура их гипидиаморфнозернистая, призматически-зернистая, на глубинах

ниже 3450 м неотчетливо порфировидная за счет вкрапленников клинопироксена

размером до 2 мм. Главные минералы — альбитизированный плагиоклаз (часто по

нему развиваются также эпидот, карбонат, хлорит, пренит) таблитчатой,

брусковидной формы, размером 0,2—0,8 мм (60—80 %) и роговая обманка

размером 0,1—0,6 мм (10—15 %). В породе также присутствуют хлорит, частично

развивающийся по роговой обманке и, возможно, по биотиту (?) или

заполняющий интерстиции; биотит (0—3 %); кварц — от единичных зерен до 4—7

%; клинопироксен (до 5 %) с развивающимися по нему эпидотом, карбонатом,

кварцем; рудный минерал (до 4 %); апатит (до 1 %) в виде призматических и

игольчатых кристаллов.

По петрографическим и петрохимическим данным состав вулканитов в

.пределах первых трех толщ до глубины 3487 м преимущественно базальтовый

(62 %), менее распространены андезибазальты (32%) и андезиты (6%). В

интервалах вскрытия флишоидной толщи (3487—4064 м) состав пород довольно

резко меняется на андезидацитовый (вплоть до риодацитов). По суммарной

щелочности преобладают вулканиты нормального ряда, на долю субщелочных

приходится третья часть проанализированных образцов. По типу щелочности в

равной мере развиты как калиевые, так и калиево-натриевые разности.

Большинство пород (63%) известково-щелочной серии, остальные — толеитовой.

При анализе изменчивости с глубиной содержаний породообразующих оксидов

и отдельных элементов, с одной стороны, устанавливается незакономерный

характер изменения их концентраций как свидетельство быстро меняющихся

условий формирования комплексов со сложным сочетанием вулканических и

осадочных процессов, придающих разрезу некоторые черты «мусорности». С

другой стороны, колебания содержаний некоторых оксидов, особенно в их

сочетании, груборитмичные и, вероятно, отражают эволюцию локальных

магматических очагов, питающих вулканы в районе СГ-4.

За исключением близости составов эффузивной (0—430 м) и верхней

подтолщи вулканокластических толщ (430—1873 м), остальные подразделения

разреза петрохимически существенно различаются. При этом наибольшие

аномалии химического состава свойственны интервалу флишоидной толщи.

В целом по петрохимическим данным устанавливаются умеренно слабая

степень дифференцированности развитых во вскрытой части разреза СГ-4

вулканитов и принадлежность их к островодужным комплексам, отличающихся от

современных аналогов последних преобладанием базальтов, более высокой общей

щелочностью, повышенными концентрациями Сг, Со, Ni, V, Sr.

Минералого-петрографическим анализом метаморфических ассоциаций

установлено, что в пределах всего вскрытого разреза породы претерпели

.метаморфизм пренит-пумпеллитовой фации. При этом степень метаморфизма

постепенно нарастала с глубиной и по ряду признаков, наблюдаемых в нижней

части разреза (исчезновение с глубины 3400 м пумпеллиита, уменьшение доли

пренита), можно ожидать скорое вхождение скважины в область развития

зеленосланцевой фации метаморфизма. Более подробно особенности

метаморфических преобразований в пределах вскрытого СГ-4 разреза

рассмотрены в работе И. В. Викентьева и др., где сделан вывод о протекании

этого процесса в условиях невысокого палеоградиента (до 20 °С на 1 км) и

температуры не выше 250 °С.

С долей условности можно выделить несколько типов рудной минерализации,

среди которых наиболее интересны послойные и кластогенные проявления.

Послойная сульфидная минерализация наиболее проявлена в нижней

вулканогенно-осадочной части разреза (2640—4064 м) в интервалах развития

ритмично-слоистых пород, тяготея к верхам ритмов, сложенных

туфоалевролитами и туфопесчаниками. Она представлена пиритом, в т. ч.

фрамбоидальным, халькопиритом, борнитом, блеклыми рудами, сфалеритом. Одна

из наиболее заметных сульфидосодержащих зон пересечена скважиной в

интервале 3160—3270 м.

Кластогенный тип представлен преимущественно пиритом и гематитом, в

различной степени насыщающих измененные обломки в составе вулканоген-ных

пород разреза. Часть из них, образована в прижерловых условиях и

характеризуется развитием рудных минералов в периферической части обломков,

другая часть—рудокласты, представляющие разбитые фрагменты

сульфидосодержащих пород, привнесенные из других мест локализации.

Другие типы рудной минерализации имеют подчиненное значение. Они

представлены, как правило, вкрапленностью пирита, гематита, халькопирита,

пирротина, реже сфалерита, галенита и др., пространственно тяготеющей к

приконтактовым частям дайковых тел и зонам гидротермальных изменений.

Установлен ряд других особенностей и закономерностей распределения

рудных минералов в разрезе СГ-4, среди которых особого упоминания

заслуживает факт существенного увеличения в нижней части разреза, с глубины

3400 м, количества пирротина при соответствующем уменьшении доли пирита,

что хорошо согласуется с нарастанием степени метаморфизма вниз по разрезу,

и таким образом устанавливает взаимосвязь элементов метаморфической и

рудной зональностей.

Среди исследований СГ-4 и района ее бурения нет единства в оценке

выявленной в разрезе СГ-4 рудной минерализации. По мнению одних, она

относится к медно-цинковоколчеданному типу и близка по составу к рудам

Кабанских месторождений, расположенных западнее СГ-4, что можно

рассматривать как свидетельство в пользу расширения пространственных и

временных рамок продуктивного колчеданообразования. По мнению других,

доказательств для такого заключения еще недостаточно. Во всяком случае нет

сомнения, что получена ценная и уникальная информация по характеру и

особенностям локализации рудной минерализации, существо которой предстоит

окончательно выяснить в процессе дальнейших исследований при углублении СГ-

4.

Скважиной встречено несколько зон тектонических нарушений (580—620 м,

1470—1500 м, 2495—2505 м, 3480— 3560 м) и разной степени трещиноватости

пород. При этом, несмотря на целенаправленные поиски, пока не получено

сколько нибудь убедительных фактов в пользу тектонического сдваивания,

существенного разобщения той или иной части разреза. Напротив, крепнет

уверенность в его непрерывности.

Стратиграфическая и формационная принадлежность всего вскрытого разреза

и его отдельных частей проблематична и находится в стадии активного

изучения и обсуждения. Пока достаточно надежно устанавливается возрастная

принадлежность разреза глубже 3 км. Здесь в образцах кремнистых алевролитов

интервала 3070—3716 м, отобранных специалистами УГСЭ ПГО «Уралгеология» и

ИГ БНЦ АН СССР, идентифицированы разности радиолярий, характерные для Sil2-

3. К.С.Ивановым и другими исследователями (ИГИГ УрО АН СССР) в интервале

3520—3885 м выделены и изучены комплексы конодонтов и хитинозой,

позволяющие отнести его к пограничным слоям лландовери и венлока. Таким

образом, находит подтверждение принятая предшественниками схема возрастного

расчленения вулканогенно-осадочных отложений района СГ-4.

Неожиданные результаты получены Ю. Е. Дмитровской (КамНИИКИГС) и А. Д.

Архангельской (ВНИГНИ) при исследовании препаратов из мдцератов образцов

туфоалевролитов интервала 1918,6—1983,9 м, где были обнаружены неполные

спектры спор, характерные для нижней части франского яруса верхнего девона.

Эти данные нуждаются в тщательной проверке, для чего в районе СГ-4 начаты

специальные исследования по ревизии известных находок фауны.

6. Результаты геофизических исследований

Бурение СГ-4 сопровождается обширным комплексом геофизических

исследований, включающим 28 методов электрического, сейсмоакустического,

ядерно-физического, магнитного, термического, газового и технико-

технологического каротажа. Существенных аномалий по результатам проведенных

исследований не выявлено. Результаты ГИС наряду с литолого-

петрографическими признаками использованы при расчленении разреза на слои,

пачки, толщи.

По ряду физических параметров, зафиксированных геофизическими

исследованиями ствола и петрофизическими исследованиями керна, разрез

дифференцирован в разной степени, что определяется особенностями

вещественного состава слагающих его образований,.различиями в степени их

тектонической и метаморфической переработки,. а также сложнонапряженным

состоянием околоствольного массива.

После 10-месячного перерыва в бурении, обусловленного перемонтажом

буровой установки, на глубине 3853 м установлена температура 60 °С, что

отвечает среднему значению геотермического градиента 1,5 °С на 100 м, и

согласуется с особенностями поля данной части Урала, характеризующейся

низким значением теплового потока.

По результатам измерений плотности образцов керна СГ-4 хорошо видны

вариации состава вулканитов разреза, в т.ч. обнаруживаются ритмы

направленных изменений этих параметров. На глубине 4000—2400 м такой ритм

четко антидромный — вверх очень плавно растут плотности и основность

вулканитов от риодацитового внизу ритма (2,65—2,75 г/см) до базальтового

2,85—2,95 г/cм, что независимо подтверждается и данными геохимического

опробования, а также согласованным нарастанием вверх на протяжении тех же

1600 м фоновой намагниченности пород (рис. 5).

На детальном разрезе плотностных вариаций четко устанавливается также

положение контакта силицитов низов именновского комплекса и залегающих ниже

внешне сходных алевропелитов кабанского комплекса: ему соответствует

скачкообразное возрастание плотностей (состав сменяется вниз на

базальтоидный). При этом в нижней (1 м) базальной части флишоидной толши

плотности тех же силицитов, как оказалось, вниз с приближением к контакту

прогрессивно возрастают, что обусловлено появлением во все большем

количестве терригенной примеси материала размыва пород мафического

основания. Это одно из объективных обоснований нормальной седиментационной

природы данного контакта — двух формаций двух стадий геодинамического цикла

— офиолнтовой и постофиолитовой.

Породы по стволу СГ-4 в основном слабо намагничены. Выделяются на таком

фоне различные дайки и интервалы по 5—30 м грубой пирокластики

околожерловых фаций. Последние выделяются в отличие от других туфов также

обилием вулканических бомб и вишневых окисленных шлаковых ла-пиллей (инт.

1280-1315; 1986-2007; 2398-2460; 2494-2497 м и др.).

Приведенный на (рис. 5) скоростной разрез по СГ-4 показывает

увеличение скоростей с глубиной: от 6 км/с вверху до 6,4 км/с ниже. Данные

ВСП В.А.Силаева по стволу СГ-4 в деталях несколько иные. Сопоставления их с

геологией показали, что в вариациях Vp значимы два фактора: состав пород —

основной и средний (повышенные до 6,2—6,55 км/с) или же кислый — более

низкие скоростные параметры (5,6—5,8 км/с). Усложняет картину резкими

«провалами» в графике скоростей второй фактор — вариации степени

тектонической нарушенности разреза. Вероятно, основная роль в этом

принадлежит мелкой объемной трешиноватости, поскольку тектонические швы с

более выраженной нарушенностью пород, но небольшой 2—5 м видимой мощностью

(1918 м, 2506—2510 м и др.) в разных вариантах скоростного разреза ВСП не

всегда проявляются. В основном же выделяются целики с максимальными для

данного состав пород скоростями на протяжении до 600 м. С вариациями

литологии корреляции нет (массивные туфы чередуются с пачками песчаных

тефроидов того же и близкого составов), как и с вариациями состава от

базальтового до андезитового. При этом плотности всех этих пород варьируют

слабо — обычно от 2,82 до 2,88 г/см. Причина тому нивелирующее влияние

повсеместного развития в туфовом материале метаморфогенной хлорит-

пренитэпидотовой цементации. Она мало изменяет валовый состав пород ,но

сильно уменьшает их пористость (4-5% против 15-20% в кайнотипных базальтах,

например. Камчатки) и повышает соответственно физические параметры

плотности и, что особо важно, скоростные характеристики, создавая

совершенно иную физическую среду по сравнению с молодыми вулканическими

областями, где Vp в базальтовых разрезах мощностью до 5 км составляют

4,5—5,5 км/с (по Тюменской и Саатлинской сверхглубоким скважинам, на

Камчатке, в Исландии). По данным профилей МОВ—КМПВ, близ СГ-4 Vp в целиках

практически с поверхности достигают 6 и 6,3 км/с. По результатам

документации керна СГ-4, массивы пород в целиках монолитны, почти не

трещиноваты, с выходом керна нередко 95—100% и длиной его кусков 50—80 см,

иногда даже 2—4 м. Интенсивность вышеотмеченных метаморфических

преобразований вулканитов с глубиной медленно нарастает, преобладающе

землистые формы выделений сменяются ниже 3,5 км все лучше

окристаллизованным эпидотом, что коррелируется с изменением некоторых

физических параметров. Это также может иметь важное значение в проблеме

изучения теплопроводности и теплового потока по разрезу СГ-4. По изложенным

причинам требуется постановка специальных детальных исследований по

обозначенной проблематике. Помогут результаты их и в более точной

реконструкции первичного химизма вулканитов разреза СГ-4.

Отметим, что разрез зеленосланцево- и более высоко метаморфизованных

базальтов протерозоя Кольской СГ-3, при больших, чем в СГ-4 плотностях

пород (вследствие большей их основности, до пикрит-базальтов),

характеризуется близкими и большими Vp (6,5 и 6,8 км/с), которые снижаются

до 5,8 км/с в разрезе осадочных пород ждановской свиты .

Высокоскоростные целики чередуются с интервалами с резко пониженными

скоростями упругих волн и плотностей, видимо, зонами мелкой трешиноватости.

Визуально в керне они невыразительны, не имеют ясных границ и выделяются не

всегда или неполно. Такие зоны наиболее выражены в интервалах 560—650;1800;

1850—1920; 2600—2750 м. Геологами некрупные, без милонитов, тектонические

нарушения и зоны трещиноватости зафиксированы на глубинах 560—580; 1800;

2500—2510; 3480;3560 м. Предельно низкие Vp до 5,6 км/с присущи интервалам

(3600—4300 м и др.), сложенным туфам и тефроидами кислого состава с

плотностами около 2,75 г/см , вполне соответствующими составу пород и их

скоростным характеристикам. Но на более поздних данных ВСП эта часть

разреза по скоростям не выделилась.

Существуют и интерпретации, исходящие из того, что полученные для

целиков на глубинах 1,2-3 км сейсмические скорости более 6,3 км/с слишком

велики для андезитобазальто-вых вулканитов, даже уплотненных в результате

метаморфизма, и их следует связывать с повышенными значениями напряженного

состояния в этих интервалах, чередующихся с таковыми тектонически

разгруженного состояния, которые зачастую совпадают с интервалами

повышенной динамической активности по данным сейсмоакустики. По данным

глубинного сейсмоторпедирования (по В.А.Силаеву), для этих интервалов

установлена скоростная анизотропия базальтоидов. Влияние последней и

вариации напряженного состояния среды в связи с особенностями блоковой

тектоники в каких-то частных проявлениях, безусловно, имеют место, в т. ч.

создают большие сложности в проходке скважины (на глубинах 2500; 3700; 4980

м и др.), что делает их изучение и прогнозирование в подствольном

пространстве по данным сейсмических зондирований особенно актуальными.

Данные сейсмоакустического каротажа (А.В.Троянов, 1997) в сопоставлении

с другой геолого-геофизической информацией показывают, что по стволу

выделяются целики с очень низкими шумами протяженностью чаще всего по

60—65; 130 и 200—230 м, на фоне которых выделяются отдельные узкие

«шумящие» пики, в верхней части разреза чаще всего совпадающие с положением

отражающих площадок на профиле ГСЗ (близ 850; 1700; 2005—2007 м), и/или с

интервалами узких «провалов» в скоростном разрезе по ВСП, т. е. явно

соответствуют тектонически ослабленным зонам, оказавшимся к тому же

динамически активными в настоящее время (на 582—587;653—655; 834—848;

2175—2181; 2812—2882 м) либо же частота их встречаемости заметно повышена в

широких интервалах пониженных Vp на 1025—1206; 1700-2185; 2600-2750; ниже

3480 м и др. Исключение представляют интервалы (2500—2600 и 2730—3420 м), в

которых наиболее высокие скорости сочетаются с частыми мощными зонами с

интенсивными акустическими шумами; такая комбинация казалось бы

несовместимых признаков (жесткой, но тектонически нарушенной среды),

возможно, как раз связана с тектонически напряженным состоянием этих

блоков.

Изучение пластовых флюидов включало выяснение закономерностей изменения

по разрезу состава газов и гидрогеологические исследования.

Отбор газов производился как из ствола скважины, так и из образцов

керна (газы открытых пор, глубокой сорбции). В результате установлено, что

суммарное содержание газов увеличивается с глубиной, достигая максимальных

значений в интервале залег тания флишоидной толщи. Локальное увеличение

газосодержания отмечено в зонах повышенной трещиноватости пород. В составе

углеводородных гадов разных форм нахождения доминирует метан, концентрация

его гомологов на несколько порядков ниже. В пробах бурового раствора

выявлено жезначительное содежание гелия (1,1—-2,7-104 мл/л) с тенденцией к

росту с глубиной и максимумом концентрации в трещиноватых, тектонически

нарушенных интервалах 2930—3080, 3450—3770 м (до 4,8—8,1.10-4 мл/л). В

составе газово-жидких включений преобладает водород, в меньшем количестве

содержатся метан и азот, содержание гелия незначительное.

Водоносные горизонты выявлялись на основе оперативного изучения

вариаций химического состава промывочной жидкости и ее дифференциального

расхода. Затем проводились специальные исследования, обеспечивающие

получение представительной пробы пластового флюида и достоверных данных по

пластовому давлению и емкостно-фильтрационным параметром водоносных

горизонтов. Выяснено, что водоносные горизонты приурочены к донам

интенсивной трещиноватости. Все опробованные водоносные горизонты до

глубины 2553 м насыщены весьма пресной водой с минерализацией менее 0,3

г/л, находящейся в условиях гидростатического давления. Специфика ее

гидрохимического состава, .наряду с данными изотопных исследований,

свидетельствует о ее метеорном происхождении. Результаты гидрогеологических

и гидродинамических исследований свидетельствуют о значительной глубине

распространения зон открытой трещиноватости.

При сопоставлении вскрытого скважиной разреза с результатами наземных

сейсмических исследований устанавливается, что практически все

зафиксированные вдоль оси скважины отражающие площадки (на глубинах 600,

1500, 2500, 2900, 3500 м) отвечают отмеченным выше крупным зонам

тектонических нарушений и повышенной трещиноватости. При этом последняя из

площадок совпадает с кровлей флишоидной толщи. Выявляется, что

сейсморазведка, чутко реагируя на разрывные дислокации и физическое

состояние пород, слабо улавливает изменения в литологии разреза. Ответ на

вопрос, что собой представляют установленные ниже по разрезу отражающие

поверхности, можно получить только при дальнейшем углублении скважины. В

этом плане показательно высказывание президента Международной программы

«Литосфера» К. Фукса: «У нас есть тысячи километров профилей сейсмического

отражения, но мы не знаем, что они показывают».

В 1989 г. в рамках программы исследований на геотраверсе Уренгой-

Верхняя Тура — Кривой Рог («Гранит») Баженовской геофизической экспедицией

выполнены детализационные сейсмические наблюдения методом регулируемого

направленного возбуждения.

Характеризуя общее состояние исследований, следует отметить, что одной

из наиболее острых проблем является выполнение предусмотренного программой

комплекса исследований в околоскважинном пространстве, которые пока ведутся

в неполном объеме, без сопровождения структурного бурения достаточной

координации. Необходимо ускорить обоснование и реализацию геолого-

геофизического (геодинамического) полигона вокруг СГ-4.

В направлении повышения научной эффективности сверхглубокого бурения

необходимо существенно усилий исследовательские возможности на самой

скважине, особенно систематических замеров на больших глубинах флюидного

трещинно-порового давления и других гидродинамических параметров, оценки

напряженного состояния околоствольного массива, непрерывной регистрации

всех компонентов флюидной составляющей, совершенствования комплекса ГИС,

ориентированного отбора керна с установлением палеомагнитных характеристик

и др.

7. Сейсмическая информация по стволу и району СГ-4

Отражающие элементы профилей ГСЗ и MOB не могут быть точно

скоррелированны с геологией по стволу, поскольку скважина проходится, к

сожалению, на удалении 1—1,5 км от профилей, авулканогенным разрезам

присуща плохая выдержанность. Можно лишь утверждать, что подтвердилось

общее моноклинальное строение разреза в верхней половине с углами падения

слоев 45° на восток, что соответствует замерам слоистости в скальных

обнажениях на поверхности и по керну СГ-4. В прогнозном скоростном разрезе

на основе дегализационных работ ГСЗ 1985 г. В.С.Дружинина были выделены и

частные зоны инверсии скоростей, в т.ч. на глубинах 1500 и 2100 м. По ВСП,

первый из них на фоне высокоскоростного интервала не выделен, но четко

проявлен зоной дезинтеграции с резким уменьшением плотностей, а второй

выделился зоной понижения скоростей до 5,9 км/с на глубине 2—2,2 км.

На прогнозном скоростном разрезе была выделена также зона инверсии

скоростей на глубинах 6,3—7,5 км. Позднее методом вертикальных отражений в

том же интервале зафиксирована среда с резко повышенной расслоенностью.

Предположительно, она соответствует пачке осадочных пород низов ордовикской

части палеозойского разреза. На профиле ОГТ ей соответствует на тех же

глубинах система протяженных отражателей, имеющих слабое воздымание на

восток и, судя по структурному рисунку, в 2 км восточное СГ-4 несогласно

перекрываемых вышележащими базальтами, уже вскрытыми по СГ-4 (рис. 6). То

есть объект на глубинах 6,3—6,7 км снова подтверждается. Подобная очень

выдержанно распространенная ниже базальтов осадочная пачка, датированная

фауной кародокского яруса ордовика, картируется на поверхности в западном

борту Тагильского прогиба в 20 км западнее СГ-4. В связи с этим отметим,

что один из важных результатов бурения СГ-4 до 5,4 км — установленный факт,

что для ордовикской части палеозойского разреза в районе СГ-4 остается

очень узкий диапазон глубин, т. к. ниже 8—8,5 км, по данным ГСЗ ,

распространен явно иной комплекс (6,6—6,8 км/с, вероятно, амфиболитовых

метаморфитов), хотя западнее мощности зеленосланцевых базальтов 02К—Оз и

спилит-диабазового комплекса Оз—S1 достигают 6—8 км. Но во внутренней части

Тагильского прогиба ,где бурится СГ-4, представляющей собой фланговую часть

главной зоны базитового магматизма, на основе совместного рассмотрения

геологической и геофизической информации прогнозируется резкое сокращение

их суммарных мощностей примерно до 2 км и частичное замещение по латерали

слоистыми отложениями удаленных фаций. До бурения подобные точки зрения

были мало обоснованными. Не исключается и вариант связи этого объекта с

повышенной тектонической нарушенностью разреза на глубинах 6,3—7,5 км.

Параметрическое значение будет иметь вскрытие этой части разреза бурением.

Интересна в рассматриваемых материалах выделенная на сейсмопрофиле

MOB—ОГТ (1994—1995 гг.) сильная отражающая граница, пересекающая проекцию

ствола СГ-4 на глубине около 2900 м. Она имеет восточное падение,

субсогласное с общим напластованием пород именновской свиты, но связывать

ее с какими-либо вариациями литологии и фаций оснований нет. Для этого

интервала характерно развитие грубых неминерализованных трещин, по которым

керн после подъема на поверхность распадается на блоки с ровными

ограничениями; характерны также анизотропия физических свойств и пониженные

скорости упругих волн, измеренных по керну и стволу скважины. Видимо, это

сочетание признаков отвечает напряженному состоянию околоствольного

массива, что косвенно подтверждается осложнениями бурения в пределах

указанного интервала.

Позднее через уже пробуренную до глубины 5,3 км СГ-4 выполнен детальный

профиль глубинного ОГТ по программе «Европроба», на одном из вариантов

разреза которого четко и непрерывно на протяжении 10—13 км прослеживаются

параллельные друг другу два отражателя, маркирующие всю структуру района

бурения СГ-4. По глубине они соответствуют наиболее мощным осадочным пачкам

в верхней (на глубинах 3000—3300м) и нижней (4860—5072 м) частях флишоидной

толщи разреза СГ-4 (см. рис.6). Отражатели вверху имеют наклон 45°, что

соответствует отражающим элементам на Красноуральском профиле ГСЗ и

ориентировке слоистости в обнажениях и по керну СГ-4, тогда как ниже 2,5 км

слоисость по керну все более выполаживается до 10 и 5° на глубинах 4—5 км

(см. рис.6). На профиле ОГТ характеризуемые отражатели также очень плавно

выполаживаюгся с глубиной до горизонтальных залеганий восточное СГ-4,

переходящих в полого западные в восточном конце профиля. Их легко можно

было бы принять за таловые надвиги с горизонтальными базальными

поверхностями. Но изучение разреза в пересечениях их стволом СГ-4 показало,

что оба структурных элемента по природе соответствуют нормальным

наслоениям. В данном случае СГ-4, вероятно, выполнила важнейшую

параметрическую задачу определения геологической природы одного из типов

протяженных субгоризонтальных отражателей в верхней коре — если принять,

что приводимый разрез — адекватное отражение реальной среды (на том же

информационном массиве отстроены и другие варианты). Предполагавшийся ранее

вариант, что система пологих отложений может быть обусловлена боковыми

отражениями от происходящего южнее параллельно профилю разлома — в принципе

вероятен, но в данном случае сомнительно существование двух строго

параллельных друг другу на протяжении 10 км разломов. Прослеживание

профилем ОГТ распространения глубоко погребенной слоистой толщи с

достоверно установленной бурением мощностью около 2 км — это, вероятнее

всего, обычная фиксируемая методом ОГТ в осадочных бассейнах

сейсмостратиграфия. Неожиданность ее в сплошном вулканогенном массиве

логично объяснима: данный разрез в отличие от всех смежных формировался при

устойчивом морском режиме осадконакопления в локальном грабене, занимающем

всю внутреннюю часть Тагильского прогиба. По данным ранее выполненного

Ю.С.Каретиным, затем АИ.Глушковым с соавторами картирования флишоидной

толщи, размеры оконгуривающего грабен ареала ее распространения на

поверхности 18х70 км. Были установлены и встречные направления падения

слоистости в обоих бортах грабена при почта горизонтальных залеганиях слоев

в перекрывающих толщах в его центральной части, в т. ч. в скважинах н а

глубинах 700—1350 м (см. рис.6). То есть вариант профиля ОГТ согласуется с

независимыми геологическими данными. На нем нижний отражатель в западной

при-бортовой части палеорифга становится прерывистым, неотчетливым, видимо,

соответствует типовой картине развития нарушенности бортов большим

количеством мелких сбросов, развивающихся в процессе растяжений и

погружений днища палеорифга. В случае нижнего отражателя восточнее СГ-4

вероятна совмещенность с осадочной пачкой послойной тектонической

нарушенности. В керне это проявлено в виде дискования очень жестких

силицитов в результате развития грубого послойного кливажа в зоне мощностью

5—8 м, расположенной на 2—3 м выше литологического контакта силицитов с

массивными тектоническими ненарушенными породами офиолитового основания.

Видимые на том же профиле ОГТ системы встречно падающих мелких кососекущих

разрывных нарушений местами дают четко видимые, но очень незначительные по

амплитудам (10—20 м) смещения вышеупомянутых протяженных отражателей, и

нигде до показанных на профиле глубин 12 км не дают крупных тектонических

усложнений разреза.

На том же информационном массиве ОГТ получены и отстройки, на которых

описанные выше отражатели просматриваются фрагментарно, вследствие

нарушенности их системами очень частых субпараллельных кососекущих

нарушений, более всего похожие на системы грубого кливажа. Наиболее

развитая из них — с западными падениями под углами 60—70°. Она отмечена

ранее в скальных обнажениях площади.

По имеющимся в районе профилям ГСЗ, МПВ-МОВ и ОГТ, геологическую

природу подавляющего большинства более коротких палогопадающих отражающих

элементов, в т. ч. отвечающих границам крупных стратиграфических

подразделений верхней части разреза коры, никому не удалось угадать по

собственно сейсмической информации. Только бурение дало достоверные

результаты. Геологическая природа и значимость многочисленных пологих и

крутопадающих систем отражающих элементов на детализаиионных профилях ГСЗ и

на всех прочих в районе СГ-4 ясны из того, что они не нарушают заметным

образом геологический разрез, а породы монолитны во всем объеме без

проявлений рассланцевания и катаклаза. Поэтому несмотря на то, что многие

из систем отражающих элементов имеют на сейсмопрофилях четкое выражение,

большинство их, видимо, соответствуют лишь обычным в любом скальном массиве

системам трещиноватости и незначительным по амплитудам перемещений разрывам

— их слишком много и они разно ориентированные, тогда как тектоническая

структура в районе СГ-4 простая и, по геологическим данным, не имеет

значительных разломных усложнений.

На таком фоне по-новому выглядит проблема выделения по сейсмическим

данным геологически значимых разломов и контактовых поверхностей разных

толш и комплексов. Наиболее крупные выдержанные по распространенности

структурно-вещественные мегакомплексы коры удается выделять и прослеживать

достаточно уверенно только по совокупности данных, прежде всего, о

скоростных параметрах среды, положению в общем разрезе коры, с учетом

данных по отражающим элементам и геологии поверхности, поскольку, как

показал выполненный анализ всей системы профилей ГСЗ по Уралу, такие

мегакомплексы характеризуются выдержанностью скоростных характеристик и их

типовых вариаций . Оппоненты обычно указывают на различные неоднозначности

вследствие влияния на физические параметры в коре вариаций давлений,

напряженного состояния, флюидного режима и других трудно учитываемых

факторов. Подобное влияние имеет место в частностях, но в целом

интегральные скоростные характеристики крупных распространенных на больших

площадях единиц разреза определяются надежно, а их латеральные вариации

закономерно согласуются с особенностями геологии поверхности.

Заключение

В числе наиболее важных результатов установлено :

вскрытый разрез надежно, во всех деталях увязывается с геологией

поверхности (рис. 4);

установлена полная идентичность химизма главных типов базальтов

выделенных формаций в разрезе СГ-4 и распространенных на поверхности;

отработка детального геохимического профиля в створе с СГ-4 показала,

что афировые базальты бимодального комплекса разреза СГ-4 ниже 5075 м и

картирующегося на поверхности в 4,5—7 км западнее СГ-4 вписываются в единую

латеральную геохимическую зональность вместе с базальтами офиолитового

спилит-диабазового комплекса оси палеоспрединга, трассированной в 10 км

западнее СГ-4 , т. е. относятся к фланговым образованиям этой оси и по мере

удаления от нее все более калиевые и богатые Ti, Fe;

установлены целостность и закономерная направленность строения всего

вскрытого разреза, ненарушенность его надвиговьми сдваиваниями и мощными

разломными зонами с катаклазом и рассланцеванием пород;

нормальным седиментационным оказался и вскрытый на глубине 5070 м

контакт между риолит-андезитобазальтовым комплексом именновской свиты

островодужного типа и залегающим ниже бимодальным комплексом офиолитового

основания;

для оценок информативности данных геофизики о глубинном строении района

важно, что мощность именновского комплекса 4—5 км была прогнозирована

В.С.Дружининым на основе скоростного разреза ГСЗ, тогда как геологические

прогнозы давали вдвое меньшие мощности. Подтвердились для этой части

разреза и прогнозные по ГСЗ интегральные скоростные характеристики среды —

6,1 км/с, что оказалось близким измеренным значениям. Мощность

палеозойского вулканогенно-осадочного разреза в районе СГ-4, по данным ГСЗ,

прогнозируется 7,5—8 км;

более широкими исследованиями в районе в строении земной коры

Тагильской структуры установлено развитие в нижней ее части линзы типа

«коромантийской смеси» (К-М) мощностью 15—20 км, сочетающееся с

утонченностью собственно кристаллической (без К-М) части коры — 28—33 км

против 37—40 км в бортах.

Оценивая первые результаты бурения Уральской СГ-4, необходимо

подчеркнуть, что главные задачи решаются на средних и нижних интервалах

бурения. Уже сейчас, достигнув рекордной для рудных районов Урала глубины и

обеспечив уникальную возможность непрерывного детального изучения разреза

толщиной 4 км, СГ-4 дала ряд принципиально новых данных, касающихся верхней

части Тагильского прогиба. Так, установлено более крутое залегание

вулканогенно осадочных комплексов западного крыла прогиба с значительным

превышением проектной мощности. Получены новые факты, касающиеся возраста,

фациальных условий и геодинамической обстановки формирования вскрытой части

разреза. Изучен циклический характер вулканизма древней островной дуги и

установлены его отличия от современных аналогов. Выявлены закономерности

метаморфических преобразований и особенности распределения в разрезе рудной

минерализации. Впервые для этой части Урала получена достоверная информация

по физическим свойствам, тектонической нарушенности, флюидонасыщенности и

геотермическому режиму такого протяженного по глубине разреза, что дало

возможность объективно оценить эффективность методов наземной геофизики, в

частности, установить природу сейсмических отражающих площадок.

Скважина практически вплотную подошла к решению ряда приоритетных

фундаментальных и прикладных проблем. Уже на ближайших интервалах проходки

предстоит вскрытие горизонтов, отвечающих стратиграфическому уровню

расположенных поблизости медноколчеданных месторождений. Далее решение

принципиальных вопросов по выяснению структурной позиции, составу и

рудоносности образований Платиноносного пояса, цикла байкалид, зон инверсии

скоростей (волноводов) и др.

Необходимо подчеркнуть, что СГ-4 не нацелена на непосредственное

вскрытие конкретных промышленно значимых рудных объектов. Ее задачи в этом

направлении более широки — уловить дыхание рудообразующих процессов,

определить их направленность, установить новые глубинные критерии

минерагенического прогноза. Сообразно общим задачам, стоящим перед

глубинными исследованиями рудообразующих систем , это будет иметь важное

значение для их реконструкции и способствовать построению общей модели

рудогенеза.

Установив стратиграфическую непрерывность или тектоническую

разобщенность и скученность вскрываемого разреза, проходка скважины

обеспечит (на примере Урала) проверку альтернативных моделей

геотектонического развития. В итоге Уральская СГ-4 позволит впервые в мире

получить достоверные факты о глубинном строении, рудоносности, эволюции и

геодинамической природе палеозойских подвижных поясов континентов.

Использование полученных результатов должно обеспечить прорыв геологических

исследований на более высокий научный уровень.

Петрофизический разрез СГ-4

[pic]

Рис.5.

Профиль глубинного ОГТ

Ось гравиметрической аномалии

[pic]

Рис.6.

1-кабанский комплекс; ll-именновская свита; lll-гороблагодатная толща;

lv-туринская свита; v-Красноуральская зона.

Содержание

Введение

1.Геологическое строение района заложения скважины СГ-4

2.Цели и задачи СГ-4

3.Прогнозные модели Уральской СГ-4

4. Геологический разрез СГ-4

5. Петрографическая характеристика горных пород

6. Результаты геофизических исследований

7. Сейсмическая информация по стволу СГ-4

Заключение

Литература

Литература

1. Башта К.Г., Горбачев В.И., Задачи и первые результаты бурения Уральской

сверхглубокой скважины // Советская геология 1991.N 8. С.51-63.

2. Башта К.Г.,МарченкоА.И., Использование результатов бурения и

исследований Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 при региональных

исследованиях // 100 лет Геологического картографирования на Урале.

Екатеринбург,1997. С 211-220.

3. Дружинин В.С.,Каретин Ю.С., Детальные сопоставления наземной и

скважинной информации по району Уральской сверхглубокой скважины //

Отечественная геология.1999.( 5. С.42-48.

4. Румянцева Н.А.,и др., Уральская СГС // Сверхглубокие скважины России и

сопредельных районов. С.96-118.