Экомониторинг, Уралгидроэкспедиция, Уралнедра

 

ЭКОЛОГО-ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПРЕДПРИЯТИЕ

"ЭКОМОНИТОРИНГ"

 

620014 г.Екатеринбург ул.Вайнера, 55 (Уралнедра), каб. 513

тел. 257-20-06, 219-39-08 факс 257-20-06

 

 

 

Главная страница

Наши заказчики

Вопрос / Ответ

Справочник

Полезные ссылки

 

ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ И ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА СВЕРДЛОВСКОЙ ОБЛАСТИ

(компиляция из отчётов Герасименко Б.Н. "Карта ресурсов подземных вод Свердловской области масштаба 1:300 000"

и Филюшкиной Ю.Г. "Гидрогеологическая карта Свердловской области масштаба 1:500 000")

 

Общие сведения

 

Свердловская область является одной из наиболее крупных административных территорий России, её площадь составляет 195 тыс. км2 или 1,14% площади всей России. Административный центр области находится в г. Екатеринбурге. Наиболее крупными населёнными пунктами являются города Алапаевск, Арамиль, Артемовский, Асбест, Белоярский, Березовский, Богданович, Верхнее Дуброво, Верхние Серги, Верхний Тагил, Верхняя Пышма, Верхняя Салда, Верхняя Тура, Верхотурье, Верх-Нейвинский, Дегтярск, Заречный, Ивдель, Ирбит, Каменск-Уральский, Камышлов, Карпинск, Качканар, Кировград, Краснотурьинск, Красноуральск, Красноуфимск, Кушва, Лесной, Михайловск, Невьянск, Нижняя Салда, Нижний Тагил, Нижние Серги, Нижняя Тура, Новая Ляля, Новоуральск, Первоуральск, Полевской, Ревда, Реж, Свободный, Североуральск, Серов, Среднеуральск, Староуткинск, Сухой Лог, Сысерть, Тавда, Талица, Туринск и посёлки городского типа Арти, Атиг, Ачит, Байкалово, Бисерть, Волчанск, Гари, Пышма, Рефтинский, Пелым, Сосьва, Таборы, Тугулым, Туринская Слобода, Шаля. На западе область граничит с республикой Коми и Пермской областью, на юге с Башкирией, Челябинской и Курганской областями, на востоке с Тюменской областью и Ханты-Мансийским округом.

Протяженность с запада на восток составляет 450-500 км и с севера на юг 660 км. Долгота крайних точек: западной - 57°14′, восточной - 66°11′; широта крайних точек: северной - 61°57′, южной - 56°03′. Область занимает внутриконтинентальное положение на границе Европы и Азии. Удаленность от Атлантического океана 2000 км и от Северного Ледовитого океана 1000 км.

Географически территория включает восток Русской равнины, запад Западно-Сибирской низменности, Средний Урал и юг Северного Урала.

Территория включает следующие листы государственной разграфки: Р-40-Г (восточная часть), Р-41-В (западная половина), О-40-Б (восточная часть), О-40-Г (восточная часть), О-41-А, Б (западная половина), В, Г (западная половина). Площадь 195 тыс. км2.

Территория вышеперечисленных листов охватывает восточную окраину Русской плиты Восточно-Европейской платформы, центральную часть Уральской складчатой системы Урало-Тяньшанской области и западную часть Западно-Сибирской плиты Урало-Сибирской молодой платформы.

Уральская складчатая система, отделенная от структур Русской плиты Предуральским передовым прогибом, подразделяется на Западно-Уральскую, Центрально-Уральскую зоны, объединенные в Западную внешнюю мегазону, и Тагило-Магнитогорскую, Восточно-Уральскую, Алапаевско-Иргизскую мегазоны, и на востоке перекрыты чехлом мезозойских и кайнозойских отложений Урало-Сибирской эпигерцинской платформы. Западная внешняя мегазона имеет миогеосинклинальное происхождение с ограниченным проявлением магматизма, имеющего сходство с платформенными, остальные - эвгеосинклинального происхождения и сложены вулканогенными и вулканогенно-осадочными образованиями, прорванными интрузиями разного состава и возраста.

В орографическом отношении территория охватывает части трех регионов: восточную часть Восточно-Европейской равнины, Горный Урал и западную часть Западно-Сибирской низменности. Геоморфологически им соответствуют части трех областей - Русской равнины, Уральского горного сооружения и Западно-Сибирской равнины.

Восточная часть Русской равнины (абсолютные отметки 150-300 м) совпадает с границей Предуральского передового прогиба и сложена слабодислоцированными породами верхнего протерозоя, в большей части перекрытыми кайнозойскими отложениями.

Горный Урал геоморфологически представлен зоной кряжа на западе (водораздельная часть) с остаточными горами с абсолютными отметками не более 500 м и приподнятыми массивами с максимальной отметкой 1569 м.

Западная часть Западно-Сибирской низменности представляет собой континентальную аккумулятивную равнину с абсолютными отметками около 100 м и имеет четкую геоморфологическую границу с Горным Уралом.

 

Климат Свердловской области

 

Климат области типично континентальный, зима холодная, продолжительная. Лето умеренно теплое, а на юго-востоке зачастую жаркое. Среднегодовая температура +1°-+1,5°С, средняя температура июля, самого теплого месяца, +18°С, самого холодного - февраля -13,2°С. Максимальная температура летом достигает +40°С, зимой снижается до -39°С. Среднегодовое количество осадков 350-450 мм. В горах Северного Урала годовая сумма осадков составляет 800-900 мм, а на Среднем Урале и в западных предгорьях-550-650 мм. Восточные предгорья получают осадков меньше - около 500 мм, равнины востока области - около 400 мм. Максимум осадков на территории области приходится на теплый сезон, в течение которого выпадает около 60-70% годовой суммы. В зимний период (в начале ноября) образуется снежный покров, мощность которого на юго-востоке наименьшая 45-50 см. В западных предгорьях, на Среднем Урале она увеличивается до 70 см. Примерно такая же на равнинах севера. Наибольшая мощность в среднегорьях Северного Урала - 90 см и более. Продолжительность залегания снежного покрова составляет от 150-160 дней на юго-востоке области (здесь от стаивает в середине апреля) до 170-180 на севере и до 180-190 дней в горах Северного Урала. Замерзание рек начинается в ноябре, а вскрытие их происходит в середине апреля - начале мая. Преобладающее направление ветров - западное, в меньшей степени - северо-западное и юго-западное. В зимний период преобладают ветры южных направлений (южного и юго-западного).

Территория Свердловской области характеризуется устойчивым сезонным промерзанием поверхности земли. Южный контур зоны многолетнемерзлых пород проходит за границей области. Промерзание почвы в зимнее время в среднем составляет 1,1 м, при максимуме 1,9 м.

 

Гидрография Свердловской области

 

На территории области развита густая речная сеть, много озёр и искусственных водоемов - прудов и водохранилищ. Гидрографическая сеть области представлена реками Обь-Иртышского и Волго-Камского бассейнов. К Обь-Иртышскому бассейну (речная система Тобола - левого притока Иртыша) принадлежит большая часть рек (Тавда, Тура, Исеть). На юге, юго-западе области протекают реки Волго-Камского бассейна, притоки Камы (Чусовая и Косьва) и Белой (Уфа). Главный водораздел между ними на Северном Урале проходит по осевым хребтам Уральских гор, а на юге Среднего Урала, южнее истоков реки Тагил, постепенно смещается в восточные предгорья. Уфа и Чусовая прорезают горную полосу и несут воды на запад.

Самой большой является система рек бассейна Тавды, площадь которого составляет 44% от площади области. Объём годового стока реки на выходе за пределы области 15,3 км3. Эта величина превышает половину годового стока всех рек области. Южнее располагается бассейн реки Туры. По площади он занимает второе место и составляет 37% территории области, при этом площадь бассейна самой Туры с Тагилом, Нейвой и Режом равна 28%, а бассейн ее крупного притока Пышмы составляет 9% от площади области. На юге располагается бассейн реки Исеть 3,6% от площади области. На западе - речные системы рек Камского бассейна: Чусовой (площадь бассейна 5,6% от площади области), Сылвы (2,6%), Уфы (6,2%) и Косьвы (1%). Среднегодовой сток в пределах области составляет: в бассейн Северного Ледовитого океана 21 км3 и в бассейн Каспия 8 км3.

Реки области имеют преимущественно снеговое питание с участием дождевого и грунтового. По сезонам года происходит смена ведущей роли основных источников питания. Летом и осенью это дождевое питание с участием грунтового. Зимой - грунтовое, весной - снеговое. В период весеннего половодья уровень воды повышается на пять и более метров. В многолетнем разрезе сток рек подвержен значительным колебаниям, которые связаны с чередованием циклов многоводных и маловодных лет. В многоводные годы сток превышает среднемноголетние значения в 1,5-5 раз, в маловодные снижается до 0,1-0,6 от среднемноголетних. Продолжительность многоводных фаз колеблется от 8 до 10 лет, а маловодных - от 6 до 25. В конце октября - первой половине ноября реки покрываются льдом на 5-6 месяцев до середины - конца апреля.

В области насчитывается более 2,5 тысяч озёр с площадью зеркала 1100 км2. На реках построено 122 водохранилища с объемом более 1,0 млн. м3 каждое, с общим суммарным объемом воды 2445 млн. м3. Имеется также более 400 прудов с объемом от 50 до 900 тыс. м3. Начало их строительства уходит в XVIII век, когда интенсивно развивалась горнозаводская промышленность. Крупнейшие водохранилища были построены в 1940-1970-х годах: Белоярское, Волчихинское, Рефтинское и др.

Болота занимают около 15% территории. Больше всего их на северо-востоке, на низменных равнинах, где сток затруднен. К югу болот становится меньше, мало их и в горной полосе, хотя днища межгорных депрессий также бывают заболочены.

 

Геоморфология Свердловской области

 

Согласно схеме районирования Урала, разработанной А.П. Сиговым и В.С. Шубом, выделяются три основных геоморфологических области: Русская равнина (восточная окраина), Уральское горное сооружение и Западно-Сибирская равнина (западная часть).

Русская равнина (восточная окраина) представлена приподнятой денудационной равниной Уфимского плато, приуроченной к площади распространения известняков артинского яруса, приподнятых в кайнозойский неотектонический этап и образовавших поверхность приподнятого плато с узкими каньонообразными глубокими речными долинами. Покровные кайнозойские отложения имеют фрагментарное распространение.

Уральское горное сооружения подразделяется на две зоны: кряжа и пенеплена. Зона кряжа включает районы приподнятых горных массивов (на севере площади), остаточных гор восточного, западного склонов и осевой части Среднего Урала.

Район приподнятых горных массивов Среднего Урала занимает приосевую часть хребта и орографически представляет типичное низкогорье с мягко очерченными хребтами, покрытыми элювиально-делювиальными образованиями. Амплитуда расчлененности рельефа составляет 300-500 м, редко до 700 м (район Конжаковского Камня). С севера на юг происходит понижение гор. Наиболее высокие отметки вершин наблюдаются на севере площади: Конжаковский Камень (1570 м), Косьвинский Камень (1493 м), г. Ослянка (1122 м), г. Качканар (883 м).

Остаточные горы западного склона Урала протягиваются вдоль хребта широкой полосой до 100 км (увалистая полоса западного склона). Район характеризуется холмисто-увалистым рельефом, состоящим из сравнительно невысоких гряд и холмов, чередующихся с ложбинами. И гряды, и ложбины имеют близмеридиональную ориентировку, сглаженные вершины, пологие и задернованные склоны. Речные долины довольно широки. Район расположен в пределах полосы осадочных пород позднепалеозойского возраста. Район остаточных гор осевой части Среднего Урала протягивается неширокой полосой между г. Первоуральском на севере и г. Уфалеем на юге. Здесь проходит главный уральский водораздел бассейнов: р.р. Исеть и Чусовая. Морфологически район отличается от остаточных гор западного склона значительной сношенностью рельефа. Водораздельный хребет имеет сильно сглаженную поверхность, абсолютная высота которой редко превышает 500 м. Вершины и хребты сложены породами, устойчивыми к физическому выветриванию. Отложения мезозоя и кайнозоя здесь распространены более широко, чем в остаточных горах западного склона Урала. Остаточные горы восточного склона Урала создают увалистую полосу и характеризуются наличием почти меридионально вытянутых гряд, холмов и увалов, нередко с сильно сглаженными вершинами и пологими склонами, покрытыми чехлом делювиальных образований. Речные долины имеют слабо террасированные пологие, и лишь на участках неотектонических поднятий крутые эрозионные склоны. Рисунок речной сети преимущественно ортогональный. Район расположен в полосе осадочных, эффузивных и эффузивно-осадочных пород среднего палеозоя. Отложения мезозоя и кайнозоя имеют более широкое распространение, чем в предыдущих районах. В этот период район испытывал менее значительные подвижки, чем приподнятые горные массивы.

Зона пенеплена обрамляет на востоке горные сооружения и представляет собой выровненную поверхность, рельеф которой характеризуется сильной сношенностью. На дневную поверхность выведены дислоцированные осадочные, эффузивные, интрузивные и метаморфические породы палеозоя. Абсолютные отметки выровненных междуречий 300-400 м, поверхность имеет слабый уклон на восток. Палеозойские породы перекрыты корами выветривания и участками - морскими меловыми и палеогеновыми отложениями. В неотектонический этап поверхность пенеплена подверглась короблению, неравномерному поднятию и перекосу.

Западно-Сибирская равнина (западная часть) представлена двумя районами: континентально-морской цокольной равниной и континентально-морской аккумулятивной равниной. Область характеризуется интенсивными прогибаниями в мезозое и кайнозое, компенсированным осадконакоплением.

Континентально-морская цокольная равнина представляет типичную равнину с плоскими широкими междуречьями, перекрытыми сплошным чехлом мезозойских и кайнозойских морских и континентальных отложений. Мощность этих отложений измеряется десятками, реже сотнями метров. Субстрат сложен разнообразным комплексом пород палеозойского возраста. Речные долины хорошо разработаны, склоны пологие, местами четко террасированы. Как правило, долины являются эпигенетическими и прорезают чехол рыхлых отложений, вскрывая породы фундамента (цоколь). В течение мезозоя и большей части палеогена район испытывал погружение, сопровождавшееся морскими трансгрессиями и накоплением мощных континентальных толщ. С конца палеогена произошло поднятие района, сопровождавшееся значительным размывом.

Континентально-морская аккумулятивная равнина характеризуется плоскими, сильно заболоченными междуречьями и широкими, хорошо выработанными террасированными долинами. Это район интенсивных прогибаний, в мезозое и палеогене, сопровождавшихся накоплением толщ морских осадков. В конце палеогена и особенно в новейший тектонический этап район испытал поднятие, которое привело к врезанию речной сети, однако не достигшего складчатого фундамента.

 

Геологическое строение и тектоническое районирование Свердловской области

 

В пределах описываемой территории развиты отложения от архея до антропогена включительно.

Раннедокембрийские образования выступают в ядрах антиклинориев Восточно-Уральской мегазоны, а также слагают перекрытый чехлом фундамент восточной части Восточно-Европейской платформы.

Позднедокембрийские образования распространены в основном в Западной внешней мегазоне. Палеозойские отложения развиты на всей территории листа. На востоке они перекрыты мезозойскими и кайнозойским отложениями, слагающими чехол Урало-Сибирской эпигерцинской платформы, а четвертичные отложения различных генетических типов известны повсеместно.

Территория Свердловской области охватывает небольшие части двух тектонических регионов: восток Русской плиты, представляющей часть Восточно-Европейской древней (эпикарельской) платформы, и западную часть Урало-Сибирской молодой (эпигерцинской) платформы, представленной складчатым фундаментом, выходящим на дневную поверхность в центральной (открытой) части Среднего и Северного Урала, и мезозойско-кайнозойским осадочным чехлом, перекрывающим фундамент в восточной части области . Обе платформы сопряжены посредством мегазоны переходных структур Предуральского передового прогиба. В каждом регионе выделяются вещественно-тектонические мегакомплексы, слагающие структурные этажи, и состоящие из структурно -формационных комплексов, сформированных в различных геодинамических обстановках и выполняющих структурные ярусы, чаще всего отделенные один от другого поверхностями несогласий.

Фундамент молодой платформы сложен нижнепротерозойским (карельским), рифейско-вендским (древнеуральским или кадомским по В.Н. Пучкову), палеозойским (уральским или каледоно-герцинским) вещественно-тектоническими мегакомплексами, а чехол представлен мезозойско-кайнозойским мегакомплексом.

Нижнепротерозойский мегакомплекс, представляющий нижний структурный этаж, выведен на дневную поверхность только в антиклинорных мегазонах: Центральноуральской (Уфалейский блок), Восточноуральской (Верхотурско-Салдинский, Сысертский, Сосьвинский и Мурзинско-Адуйский блоки) и Зауральской (Красногвардейский, Шаимский и Шадринский блоки). Эти блоки сложены гнейсово-амфиболитовыми (гнейсово-мигматитовыми) метаморфическими комплексами, которые в результате высоких ступеней метаморфизма (амфиболитовой и гранулитовой фаций) и интенсивной гранитизации практически полностью утратили характеристики первичного состава и изотопной системы.

Рифейско-вендский вещественно-тектонический мегакомплекс, представляющий второй структурный этаж, сформировался в процессе активизации тектонических процессов на восточном краю Восточно-Европейского континента в рифтогенно-авлакогенном режиме, и сложен кристаллическими сланцами, о первичной природе которых, вследствии более низких ступеней метаморфизма (амфиболитовая, эпидот-амфиболитовая и зеленосланцевая фации) можно говорить вполне определенно. Это первично осадочные, преимущественно терригенные, реже вулканогенные, вулканогенно-осадочные и плутонические образования.

Палеозойский (уральский или каледоно-герцинский) вещественно-тектонический мегакомплекс, подразделяющийся на позднекембрийско-раннедевонский (каледонский) и раннедевонско-пермский (герцинский) вещественно-тектонические комплексы, образован в результате интенсивного растяжения, раздвига, разрушения стабилизированной континентальной коры и возникновения палеоокеанической структуры и островодужной системы. На западе он формировался в эпиконтинентальных условиях, а на востоке в обстановках рифтогенеза, перешедшего в спрединг, и субдукции, сопровождающейся образованием вулканических островных дуг. Уже к концу эмсского века раннего девона островные дуги, прошедшие все стадии развития от юных до зрелых, стали разрушаться с накоплением продуктов физико-химического выветривания, в том числе латеритных кор, в мелководных междуговых бассейнах,

Мезозойско-кайнозойский мегакомплекс чехла полностью перекрыт четвертичными образованиями различных генетических типов.

Тектоническое районирование по латерали основывается на особенностях вещественного состава стратиграфических подразделений и магматических образований, формирование которых определено режимом или палеогеодинамической обстановкой.

Русская плита. В пределах рассматриваемой территории представлена только небольшой юго-восточной частью Камской впадины. Нижнепротерозойский фундамент её вскрыт несколькими глубокими скважинами за пределами рассматриваемой территории и залегает на глубинах от 2985 м (Северокамская скважина) до 11 км. Он сложен гнейсами различного состава и амфиболитами, прорванными основными и кислыми интрузиями.

Начиная с раннего рифея формируется чехол Восточно-Европейской древней платформы в условиях рифтогенно-авлакогенного и плитного режимов. Рифтогенно-авлакогенный режим, в условиях которого сформировался нижний (рифейско-ранневендский) ярус чехла, характеризуется заложением Калтасинского авлакогена, грабенообразных прогибов (Чермозская и Бабкинская седловины) и разделяющих их Пермского и Кунгурско-Красноуфимского выступов (Ю.А. Жуков и др., 1980). Мощность рифейских отложений в осевой зоне Калтасинского авлакогена достигает 6,5 км, а на выступах - 500 м, они представлены доломитами и песчаниками. Поздневендское время знаменует начало плитного режима. Вендская трансгрессия способствовала нивелировке поверхности фундамента и формированию среднего яруса чехла. Терригенные отложения (песчаники, алевролиты, аргиллиты) венда залегают с размывом на рифее. Их мощность возрастает с запада на восток и достигает 1160 м (скважина № 7 Низовского профиля).

Вендский этап развития завершается восходящими движениями, приведшими к длительному (до нижнего девона) существованию континентальных условий. В среднем-позднем палеозое режим неравномерных погружений, сменивший режим воздымания, приводит к накоплению верхнего яруса чехла мощностью 4-5 км, перестройке структурного плана, образованию многочисленных сводов и впадин.

Верхняя часть чехла Русской плиты в пределах Свердловской области представлена карбонатными, реже терригенными отложениями артинского и кунгурского ярусов нижней перми. Отложения нижнеартинского подъяруса (иргинская свита известняков), верхнеартинского подъяруса (саргинская свита известняков и доломитов) и нижнекунгурского подъяруса (саранинская свита известняков и филипповская свита известняков, доломитов, реже мергелей) образуют единый карбонатный комплекс мощностью 600-800 м. Верхнекунгурский подъярус представлен иренской свитой ангидритов, гипсов, доломитов, реже известняков с прослоями аргиллитов и алевролитов мощностью 100-400 м.

Предуральский прогиб. Формирование Предуральского передового прогиба связано с орогенными (коллизионными) процессами. Это крупная мегазона, переходная от Урало-Сибирской области завершенной складчатости к Восточно-Европейской платформе. Она включает Соликамскую и Юрюзано-Сылвинскую впадины, в которых распространены формации, принадлежащие верхнему (орогенному) структурному ярусу. Строение прогиба наиболее четко устанавливается во флишоидных и молассовых формациях артинского и кунгурского ярусов. По более низким горизонтам определяется мощное моноклинальное его погружение на восток. Подкунгурские породы в пределах прогиба залегают на больших глубинах, по сравнению с платформой, а кунгурские отложения характеризуются значительными мощностями и включают залежи каменных и калийных солей. В процессе своего развития прогиб мигрировал на запад, в связи с чем его западная граница не была постоянной во времени, положение её фиксировалось грядами барьерных рифов - последовательно с востока на запад: ассельско-сакмарских (дуванских), сакмарских (тулумбасовских) и саргинско-сылвицких. Современная западная граница прогиба проводится по Суксунскому разлому, восточнее которого происходит быстрое увеличение мощности кунгурского яруса. К Суксунскому сбросу (величина вертикального смещения 60-200 м) приурочены участки развития глубинного карста, минеральные источники, отдельные проявления полиметаллической минерализации (М.И. Денисов, 1965). Восточная граница прогиба совпадает с западной границей распространения линейных складок Западноуральской мегазоны. Предуральский прогиб Кунгурско-Чусовской седловиной расчленяется на Соликамскую и Юрюзано-Сылвинскую впадины.

В пределах Свердловской области расположена только южная часть Юрюзано-Сылвинской впадины. Поверхность кристаллического фундамента залегает на глубинах 3 км на западе и 9-11 км - на востоке. Наиболее четко впадина выражена по поверхности ассельского, сакмарского и артинского ярусов. По поверхности более глубоких горизонтов на её месте располагалась моноклиналь, сложенная верхнедевонско-верхнекаменноугольными карбонатными отложениями с падением слоев в восточном и северо-восточном направлениях. Наибольшее погружение артинских и кунгурских пород отмечается в районе долины р. Чусовая, где поверхность артинских отложений залегает на абсолютных отметках до минус 500 м. Амплитуда по контуру западного крыла до 300 м. Впадина выполнена в основном терригенными отложениями. Самые древние отложения, прослеживающиеся на дневной поверхности, принадлежат шариповской свите сакмарского яруса, представленной песчаниками, алевролитами, аргиллитами и мергелями с прослоями известняков. К северу они замещаются известковистыми аргиллитами бисертской свиты. Мощность сакмарских отложений до 700 м. К востоку увеличивается количество грубообломочного материала (капысовская свита). Артинский ярус в юго-восточной части впадины представлен белокатайской свитой конгломератов, песчаников, глинистых сланцев, реже известняков мощностью 500-1000 м. К западу мощность уменьшается, а терригенные породы замещаются известняками иргинской свиты. Верхняя часть артинского и нижняя часть кунгурского ярусов в восточном борту впадины представлены габдрашитовской свитой песчаников, алевролитов, аргиллитов с линзами конгломератов, а в западном борту - известняками и доломитами саргинской свиты. Мощность отложений в бортах не превышает 200-350 м. В центральной же части впадины весь артинский ярус и нижнекунгурский подъярус представлены мощным (до 1200-2000 м) разрезом ритмично-переслаивающихся песчаников, алевролитов, аргиллитов, гравелитов, конгломератов с прослоями мергелей, известняков, реже ангидритов (урминская серия). В верхней части нижнекунгурского подъяруса появляются прослои и пласты гипсов и ангидритов. Эта часть разреза (30-100 м) соответствует лёкской свите, залегающей согласно на урминской серии. Завершается разрез нижнепермских отложений во впадине кошелевской свитой песчаников, алевролитов и аргиллитов с прослоями и пачками конгломератов, линзами и пластами ангидритов, гипсов и каменной соли. Мощность до 350 м. В юго-западной части впадины основание кошелевской свиты (0-130 м) представлено лемазинскими известняковыми брекчиями.

Уральская складчатая система. Фундамент Уральской складчатой системы в пределах Свердловской области представлен нижнепротерозойским, рифейско-вендским и палеозойским мегакомплексами (этажами), с подразделением последнего на нижне-среднепалеозойский (верхнекембрийско-нижнедевонский) и средне-верхнепалеозойский (нижнедевонско-пермский) вещественно-тектонические комплексы (ярусы). В зависимости от распространения вещественно-тектонических комплексов, а также латерального распределения вещества внутри комплексов в Уральской складчатой системе выделяются следующие мегазоны: Западноуральская, Центральноуральская, Тагильская, Восточноуральская, Зауральская и Тюменско-Кустанайская.

Западноуральская мегазона. Мегазона представлена Кваркушской и Бельской зонами.

Кваркушская зона сложена рифейско-вендским мегакомплексом, представленным терригенными и вулканогенно-осадочными отложениями, сформированными в условиях устойчивого прогибания. Нижний ярус комплекса неизвестен. Верхняя часть среднего яруса сложена песчано-глинистыми, в том числе тиллоидными образованиями басегской серии верхнего рифея и серебрянской серии нижнего венда общей мощностью до 7 км. Верхний - орогенный ярус сложен молассоидными образованиями сылвицкой серии верхнего венда и имеет мощность до 2,5 км.

Бельская зона сложена палеозойским мегакомплексом, представленным разрезом палеозойских карбонатно-песчано-глинистых отложений, формирование которых связано с шельфовой зоной эпиконтинентальных бассейнов пассивной окраины платформы. В пределах зоны выделены структуры: Староуткинская, Михайловская, Улсовско-Висимская и Билимбаевская. Западные части Староуткинской и Михайловской структур сложены преимущественно нижнепермскими флишоидными и молассовыми образованиями и характеризуются проявлением простых линейных складок, располагающихся в аллохтоне Всеволодо-Вильвинского надвига, по которому проводится западная граница Западноуральской мегазоны. Они имеют меридиональное или близкое к нему простирание и протяженность от 9 до 70 км при ширине 1-4 км. В своде складок развиты известняки ассельского и сакмарского ярусов, среднего карбона или серпуховского яруса. Складки асимметричные с крутым западным (30-85°) и пологим восточным (10-40°) падением крыльев, реже отмечается обратная асимметрия. Восточные части структур сложены карбонатными и терригенными отложениями силура-нижнего девона (Михайловская) и нижнего девона-серпуховского яруса карбона (Староуткинская), а Улсовско-Висимская и Билимбаевская структуры выполнены преимущественно карбонатными отложениями среднего ордовика-среднего девона, и характеризуются более напряженной и сложной складчатостью. Складки от простых нормальных и симметричных до изоклинальных и опрокинутых на запад с общим погружением зеркала складчатости на запад. Синклинали имеют пологие (10-40°) западные и крутые (40-65°) восточные крылья, у антиклиналей асимметрия обратная.

Общая мощность ордовикско-сакмарского разреза Бельской зоны, в котором преобладают карбонатные отложения, достигает 6 км. Центральноуральская антиклинорная мегазона.

В пределах Свердловской области к ней относятся небольшие фрагменты антиклинорных структур Саблегорской и Уфалейской зон, сложенные рифейско-вендским вещественно-тектоническим мегакомплексом. В Саблегорской зоне он представлен среднерифейскими преимущественно карбонатными отложениями (мойвинская свита), позднерифейскими песчаниками фалаховой формации (ишеримская свита) и терригенно-вулканогенными образованиями континентального склона (велсовская свита), метаморфизованными в зеленосланцевой фации. Уфалейская зона (антиклинорий) сложена метаморфизованными в амфиболитовой фации вулканогенно-осадочными образованиями верхнего рифея мощностью около 1100 м (указарская свита). Породы смяты в линейные изоклинальные складки северо-западного и северо-восточного простирания с преимущественным восточным падением крыльев. Верхний - орогенный ярус отсутствует.

Тагильская мегазона. Западная граница Тагильской мегазоны совпадает с Главным уральским сдвиго-надвигом. Последний имеет крутое (70-80°) восточное падение сместителя с выполаживанием его на глубинах 2-2,5 км до 45°. Восточная граница с Восточноуральской мегазоной совпадает с Серовской системой разломов при общем западном падении сместителей. Системой Туринских надвигов мегазона разделяется на Западнотагильскую и Восточнотагильскую структурно-формационные зоны.

Западнотагильская зона. В зависимости от вещественного состава вещества и распределения его по разрезу и латерали в Западнотагильской зоне выделяются с запада на восток самостоятельные подзоны или структуры: Салатимская, Кумбинская и Петропавловская.

Салатимская структура характеризуется распространением верхнекембрийско-нижнеордовикской конгломерато-песчано-глинистой (саранхапнёрская свита), нижне-среднеордовикской песчано-глинистой черносланцевой (пальничнинская, хомасьинская свиты) формаций, претерпевших метаморфизм в условиях зеленосланцевой и глаукофансланцевой фаций. Мощность 3,5-4 км. Структура почти на всем своем протяжении надвинута на восточную окраину древних уралид и включает редкие силлоподобные тела и дайки натриевых базальтов и долеритов, иногда с повышенными щелочностью, титанистостью и железистостью, и небольшие протрузии альпинотипных ультрамафитов дунит-гарцбургитовой формации (салатимский комплекс).

Кумбинская структура сложена вулканогенными образованиями, принадлежащими формациям: океанических натриевых толеитовых базальтов (выйская свита среднего-верхнего ордовика), островодужных натриевых контрастно дифференцированных базальтов и риолитов (шемурская, кабанская свиты верхнего ордовика-нижнего силура), известково-щелочным базальт-андезит-риолитовой (павдинская свита нижнего силура) и калий-натриевой базальт-андезибазальтовой (именновская свита нижнего-верхнего силура). Общая мощность 5-10 км.

Интрузивные образования представлены крупными массивами Платиноносного пояса (качканарский дунит-клинопироксенит-габбровый и тагило-кытлымский габбровый комплексы позднеордовикские), массивами арбатского и левинского габбро-плагиогранитовыми и петропавловского габбро-диорит-тоналитового комплексов раннего силура, волковского габбрового, северорудничного и верхнетагильского габбро-диорит-гранитовых комплексов позднего силура, кушвинского монцодиорит-сиенитового комплекса позднего силура-раннего девона.

Петропавловская структура, представляющая собой грабен-синклинорий, выполнена вулканогенно-осадочными образованиями туринской свиты верхнего силура-нижнего девона, вулканогенная составляющая которой представлена базальт-трахитовой (трахибазальтовой формацией), а осадочная-флишоидной терригенной и карбонатной формациями нижнего девона, сопровождающимися рифовыми известняками и олистостромами. Плутонические образования практически отсутствуют, за исключением даек габбродолеритов и небольших тел гипабиссальных монцонитов и сиенитов. Структура имеет сложное блоковое строение. Блоки перемещены один относительно другого с образованием отдельных грабен-синклиналей и системы надвигов. Для каждого блока отмечается моноклинальное залегание пород с пологим (от 10 до 20-30°) падением слоев на восток. В поле силы тяжести над образованиями Петропавловской структуры наблюдаются локальные отрицательные аномалии. Характер поля подчеркивает блоковое строение грабен-синклиналей. В отдельных грабен-синклиналях (Волчанской-Богословской, Мостовской) сохранились угленосные отложения верхнего триаса.

Общая мощность образований, выполняющих Петропавловскую структуру около 3000 м.

Восточнотагильская зона. Представлена Красноуральской структурой, сложенной в основном вулканогенными образованиями ранне-среднепалеозойского структурного яруса, по возрасту и формационной принадлежности близкими островодужным комплексам Кумбинской подзоны Западнотагильской зоны. Так в основании разреза залегают офиолитовые метабазальты, сопоставляемые с выйской свитой, выше- контрастно дифференцированные вулканогенные образования базальт-риолитовой формации (кировградская свита-аналог кабанской свиты), последовательно дифференцированные вулканогенные и вулканогенно-осадочные образования базальт-андезит-дацит-риолитовой формации (красноуральская свита-аналог павдинской свиты) и вулканогенно-осадочные образования базальт-андезибазальтовой (именновская свита), базальт-трахитовой (туринская, сосьвинская свиты) формаций. Средне-верхнепалеозойский структурный ярус сложен базальт-трахиандезитовой формацией (краснотурьинская свита), осадочными, преимущественно карбонатными, иногда терригенными отложениями среднего и верхнего девона, угленосной формацией нижнего карбона. Вулканогенные образования прорваны интрузиями позднеордовикского устейского дунит-клинопироксенит-габбрового комплекса, раннесилурийского левинского габбро-плагиогранитового, позднесилурийского мысовского и среднедевонского ауэрбаховского габбро-диорит-гранитовых, позднедевонского ивдельского и раннекаменноугольного устьманьинского габбро-долеритовых комплексов, а также протрузиями серовского комплекса ультрамафитов дунит-гарцбургитовой формации. Последние образуют Серовскую структуру, отделяющую Тагильскую мегазону от Восточноуральской. Выше перечисленные зоны и структуры в целом отвечают Тагильской островодужной системе, имеющей в современном структурном плане блоковое строение. Западное крыло синформы, отвечающее Салатимской и Кумбинской зонам, имеет восточное падение под углами 20-60°. Породы кливажированы, интенсивно рассланцованы. Здесь отмечается самая напряженная часть поля силы тяжести - уральский супермаксимум с крупной гравитационной ступенью над Салатимской структурой, отделяющей Тагильскую магазону от Центральноуральской. Максимальная интенсивность поля достигает 100 мГал, градиент в зоне гравитационной ступени 30 мГал/км. Магнитное поле в пределах структуры достигает высокой интенсивности над массивами Платиноносного пояса (более +50000 нТл, г. Качканар), хотя в основном носит переменный характер.

Восточное крыло Тагильской синформы, отвечающее Красноуральской структуре, по геофизическим данным имеет западное пологое падение (30-40°) на севере и крутое (до 70-85°) на юге.

Восточноуральская мегазона. Восточноуральская антиклинорная мегазона характеризуется преобладанием раннепротерозойских образований и широким проявлением гранитного магматизма. Отрицательные наложенные структуры образованы палеозойским мегакомплексом. Нижнепротерозойский мегакомплекс сложен гнейсами и амфиболитами гранулитовой и амфиболитовой фаций. Гнейсовые комплексы характеризуются проявлением изоклинальной складчатости со сжатыми линейными складками регионального течения. Мощность по геофизическим данным от 10 до 15 км. Рифейско-вендский вещественно-тектонический мегакомплекс, представленный кристаллическими сланцами с интрузиями ультрамафитов и габбро амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций метаморфизма, развит незначительно и приурочен к краевым частям антиформ.

Мощность его от 1 до 5 км.

Палеозойский мегакомплекс, представленный осадочными и магматическими образованиями, измененными в условиях зеленосланцевого или зеленокаменного типов метаморфизма, реже плутонометаморфизма, имеет мощность от 3 до 5 км. В нем находятся многочисленные интрузии дунит-гарцбургитовой, габбровой, габбро-гранитоидных, миаскит-карбонатитовой, монцодиорит-гранитовой и гранитовой формаций.

Восточноуральская мегазона включает южную часть Верхотурско-Исетской, северные части Сысертско-Ильменогорской и Медведевско-Сухтелинской, большие части Сосьвинско-Адуйской и Алапаевско-Теченской зон. Восточная граница мегазоны проводится по Красно-гвардейскому глубинному разлому.

Верхотурско-Исетская зона. Зона представлена двумя блоками: Салдинским и Верхисетским. Салдинский блок сложен нижнепротерозойскими гнейсами и амфиболитами бродовского комплекса, перекрытого аллохтонными пластинами интенсивно дислоцированных карбонатно-терригенных отложений ромахинской толщи верхнего ордовика-нижнего силура. Верхисетский блок сложен в основном плутоническими образованиями, представленными раннедевонским новоалексеевским габбро-тоналит-плагиогранитовым, позднедевонским масловским габбро-долеритовым, раннекаменноугольным западноверхисетским диорит-тоналит-плагиогранитовым, ранне-среднекаменноугольным верхисетским гранодиорит-гранитовым и раннепермским аятским гранитовым комплексами. Осадочные породы имеют ограниченное распространение и выделяются в качестве терригенно-карбонатной толщи нижнего девона, а вулканогенно-осадочное выполнение представлено образованиями базальт-андезит-дацитовой (таволжанская толща) и базальт-андезибазальтовой (кунгурковская свита) формаций нижнего девона и риолит-базальтовой формации (дегтярская свита) среднего девона.

Сысертско-Ильменогорская зона. Зона представлена только северной частью Сысертского антиклинорного блока овальной формы. В основании нижнего структурного этажа залегают гнейсы и мигматиты шумихинской свиты архея мощностью более 3 км , образующие купольную Шумихинскую структуру. Большая часть блока сложена амфиболитами и гнейсами черновской свиты нижнего протерозоя мощностью 2,5 км. Рифейско-вендский структурный этаж сложен кристаллическими сланцами иткульской и игишской свит среднего рифея мощностью около 2,8 км.

Медведевско-Сухтелинская зона. Зона представлена своей северной - Медведевско-Арамильской грабен-синклинальной структурой, границами которой служат на западе - Верхисетский, на востоке - Мурзинский разломы. Структура имеет сложное строение. Её южная часть сложена метабазальтами новоберёзовской толщи среднего-верхнего ордовика, кремнисто-терригенной толщей нижнего-верхнего силура, базальтами и андезибазальтами медведевской толщи нижнего девона. Северная узкая грабеновая часть сложена базальтами медведевской толщи, а центральная, наиболее широкая (до 25 км) - базальтами, андезибазальтами, андезитами, дацитами, их туфами и туфопесчаниками башкарской свиты среднего-верхнего девона, терригенными (арамильская толща) и терригенно-карбонатными отложениями с туфами трахириолитов и трахитов в основании (кореловская толща) нижнего карбона. Преобладающее залегание пород крутое (60-80°) со встречным падением в крыльях структуры. В центральной ее части сохранились брахиформные структуры близширотной ориентировки, ограниченные сбросами и сдвигами. К этой части приурочены и наиболее крупные интрузивные массивы петрокаменского габбро-диорит-гранитового комплекса. В целом Медведевско-Арамильская структура отвечает мощной зоне динамометаморфизма, относящейся к системе Верхисетского разлома. Структура характеризуется резкой сменой скоростного разреза, гравитационной ступенью, линейно-вытянутой цепочкой гравимагнитных максимумов и минимумов, часто расположенных кулисообразно. Внутреннее строение подчеркивается цепочками положительных магнитных и гравитационных аномалий и поведением изолиний.

Сосьвинско-Адуйская зона. В строении зоны участвуют сложнодислоцированные образования нижнепротерозойского и рифейско-вендского вещественно-тектонических мегакомплексов. Первый этаж сложен мигматизированными и гранитизированными амфиболитами и двупироксеновыми кристаллическими сланцами адуйского комплекса мощностью более 3,5 км. Второй этаж представлен среднерифейским ярусом и сложен биотитовыми, биотит-силлиманитовыми, двуслюдяными, амфибол-биотитовыми плагиогнейсами и плагиосланцами, часто гранатсодержащими, с прослоями кварцитов и мраморов алабашской серии мощностью более 3 км. В плане при общем меридиональном простирании зоны, ограниченной с запада Мурзинским, с востока - Сосьвинским глубинными разломами, четко выделяются отдельные чечевицеобразные блоки, разделяющиеся системой малоамплитудных, в том числе дугообразных разломов (Сосьвинский, Юконский, Гаевский, Мурзинский, Адуйский). К восточным частям блоков приурочены крупные интрузии пермских гранитов, Внутреннее строение зоны и отдельных блоков подчеркивается распределением (часто с концентрически зональным простиранием) локальных аномалий магнитного поля и градиентных участков в поле силы тяжести.

Алапаевско-Теченская синклинорная зона. В строении зоны участвуют все три вещественно-тектонических яруса палеозойского этажа. Раннепалеозойский ярус сложен вулканогенными образованиями базальт-риолитовой формации (малорефтинская толща верхнего ордовика-нижнего силура), базальт-андезит-дацитовой формации (межевская толща нижнего силура), осадочными отложениями черносланцевой (колюткинская толща нижнего-верхнего силура) и карбонатной (известняки истокской толщи нижнего-верхнего силура и карбонатной толщи нижнего девона) формаций. Среднепалеозойский ярус сложен образованиями кремнисто-базальтовой формации (кремнисто-вулканогенная толща нижнего-среднего девона), риолит-базальтовой формации(базальт-дацитовая толща среднего девона), базальт-андезибазальтовой формации (маминская толща среднего-верхнего девона), терригенной формацией (кодинская и устькодинская свиты верхнего девона), терригенно-вулканогенной (бекленищевская свита), угленосной (угленосная серия) и карбонатной (исетская свита) формациями нижнего карбона. Верхнепалеозойский ярус сложен терригенными флишоидными (щербаковская, малобелоносовская свиты среднего карбона) и молассоидными (усмановская свита среднего и карабольская свита верхнего карбона) образованиями. К краевым частям зоны приурочены массивы офиолитов дунит-гарцбургит-габбровой формации асбестовского комплекса. Другие формационные типы плутонических образований, образующие наиболее крупные массивы, представлены раннедевонским рефтинским габбро-тоналит-плагиогранитовым, раннекаменноугольными смолинским габбро-долеритовым и западно-верхисетским тоналит-плагиогранитовым, ранне-среднекаменноугольным верхисетским (калдинским) гранодиорит-гранитовым, позднекаменноугольно-раннепермским петуховским монцодиорит-гранитовым, раннепермским адуйским гранитовым и позднепермским мурзинским гранит-леикогранитовым комплексами. В структурном отношении Алапаевско-Теченская зона имеет блоковое строение, обусловленное совокупностью ограничивающих отдельные блоки разрывных нарушений типа сдвиго-надвигов и взбросо-сдвигов, сопровождающихся зонами милонитизации и приразломным рассланцеванием. Наиболее значимыми являются Асбестовско-Сусанская система разломов в западной части зоны и Бичурско-Копейская система - в восточной. Почти на всем протяжении восточное крыло синклинорной структуры опущено на 200-600 м и осложнено узкими линейными простыми симметричными складками. В центральной части структуры выделяются синклинали и моноклинали северного и северо-восточного простирания, сложенные каменноугольными отложениями, имеющими западное падение по углами от 30° до 80°. Магнитное поле преимущественно отрицательное. Линейно вытянутые цепочки положительных аномалий с интенсивностью около 200 нТл (редко до 500 нТл) подчеркивают контакты и субмеридиональное простирание пород. В поле силы тяжести структура выделяется уверенно и фиксируется цепью крупных гравитационных аномалий разного знака. Вертикальная мощность вулканогенно-осадочных пород по данным сейсмопрофилей 3-8 км.

Весь север, отвечающий Пелымскому синклинорию, и большая часть востока мегазоны, полностью перекрыты мезозойско-кайнозойским чехлом, сложены терригенными и карбонатными отложениями нижнего карбона, установленными по единичным скважинам. Каменноугольные отложения смяты в широкие пологие антиклинальные и синклинальные складки.

Зауральская антиклинорная мегазона. Это одна из крупных тектонических структур, выделяемых в погребенном палеозойском фундаменте Западно-Сибирской плиты, по особенностям строения имеет сходство с Восточно-Уральской антиклинорной мегазоной.

В пределах мегазоны выделяются Красногвардейско-Улугушская и Шаимско-Шадринская антиклинорные и Пелымско-Талицкая синклинорная зоны. Антиклинорные зоны представлены выступами нижнепротерозойского фундамента, сложенного интенсивно дислоцированными гнейсово-амфиболитовыми комплексами (красногвардейский комплекс) и коллизионными гранитами раннепермского возраста. Положительные линейны структуры высоких порядков имеют асимметричное строение с крутыми (50-80°) западными и пологими (15-25°) восточными крыльями. В наложенных синклинальных структурах развиты терригенные, карбонатные и вулканогенные породы раннего-среднего ордовика, среднего девона и карбона. Структуру мегазоны в значительной мере определяют разрывные нарушения, к которым приурочены раннемезозойские впадины.

Физические поля сложные, резко дифференцированные. Магнитное поле в целом повышенное с отдельными положительными линейными аномалиями (500-1000 нТл), подчеркивающими внутреннее строение структур. Данные сейсмических профилей свидетельствуют о существенном (вплоть до выхода) приближении фундамента к поверхности.

Пелымско-Талицкая синклинорная зона изучена очень слабо, только по одиночным скважинам. Сложена вулканогенно-осадочными, терригенными и карбонатными отложениями верхнепалеозойского структурного яруса. Исключительно ограниченное развитие имеют интрузивные образования.

Тюменско-Кустанайская мегазона представлена только небольшим юго-западным фрагментом Леушинского синклинория, сочлененного с Шаимско-Шадринской антиклинорной зоной по Тавдинскому разлому. В строении синклинория участвуют исключительно образования верхнепалеозойского структурного яруса, представленные флишоидно-молассоидными отложениями верхнего девона и вулканогенными, вулканогенно-осадочными, терригенными и карбонатными образованиями карбона, сопровождающиеся мелкими интрузиями раннекаменноугольных гранитоидов.

Районы распространения чехла (Западно-Сибирская плита). Вещественно-тектонический мегакомплекс чехла Урало-Сибирской области завершенной складчатости распространен в восточной части рассматриваемой территории. Он сложен мезозойскими и кайнозойскими отложениями и имеет мощность от 0 до 800 м, которая согласуется с рельефом поверхности фундамента. Строение нижней части чехла осложнено разрывами, образующими грабенообразные эрозионно-тектонические впадины, заполненные триасовыми терригенными, нередко угленосными, формациями и вулканогенными образованиями калиево-натриевой риолит-базальтовой формации, связанными с тафрогенезом (аркогенезом) и образующими нижний структурный ярус. На палеозойские образования Тагильской мегазоны наложены Волчанско-Богословская и Мостовская впадины, заполненные угленосными отложениями верхнего триаса. В Алапаевско-Теченской зоне - это Чернышевская, Бичурская, Буланаш-Елкинская и Колчеданская впадины, а в Зауральской мегазоне - Гриманская, Дубровинская, Бобровская, Анохинская, Ильинско-Борисовская и Долматовская впадины, заполненные терригенными и вулканогенными породами туринской серии нижнего-среднего триаса и угленосными породами челябинской серии верхнего триаса-нижней юры. Строение впадин асимметричное. Западные крылья пологие (25-30°), восточные более крутые (до 75°). Как правило, они ограниченны сбросами и надвигами.

Среднеюрско-эоценовые отложения, залегающие с угловым и стратиграфическим несогласием на триасовых и более древних отложениях, рассматриваются в качестве второго структурного яруса, который может быть подразделен на два подъяруса. Нижний (юрско-сеноманский) сложен континентальными, а верхний (туронско-эоценовый)-преимущественно морскими терригенными, терригенно-мергелистыми, кремнистыми и кремнисто-глауконитовыми отложениями (формациями). Верхняя граница яруса проводится по смене морских бейделлитовых глин чеганской свиты континентальными отложениями олигоцена. Мощность яруса до 500 м.

К третьему структурному ярусу отнесены олигоцен-плиоценовые континентальные отложения. Мощность яруса не более 100 м.

Отложения мезозоя-кайнозоя залегают горизонтально, слабо дислоцированы и осложнены пологими положительными и отрицательными структурами типа прогибов и поднятий. И.Д. Соболев (1979) отмечает зависимость этих структур от рельефа и тектонического строения палеозойского фундамента, выражающуюся в приуроченности положительных структур мезозойско-кайнозойского чехла к антиклинорным, а прогибов и впадин - к синклинорным палеозойским сооружениям.

В западной части Западно-Сибирской плиты, в пределах области , выделяются с запада на восток структуры первого порядка: Ляпинско-Лангурский прогиб, Берёзовско-Верхотурское поднятие, Верхнекондинский прогиб, Шаимско-Троицкое поднятие и Леушинско-Тюменский прогиб. Берёзовско-Верхотурское поднятие представлено Пелымским мегавалом, а в Шаимско-Троицком поднятии различаются Шаимско-Кузнецовский и Камышловский мегавалы, разделенные Добринской седловиной.

Поднятия и мегавалы сложены породами всех трех структурных ярусов пониженной мощности (суммарная мощность не превышает 200 м) и осложнены мелкими пологими структурами (валами, депрессиями) с превышением максимальных отметок в 100-200 м.

Прогибы и впадины сложены в основном меловыми и палеогеновыми морскими, реже континентальными отложениями, погружающимися в бортах в основном в северо-восточном направлении под углом 1-2°, не более 5°. В этом же направлении увеличивается их мощность от 50 до 600 м. Впадины осложнены многочисленными пологими положительными и отрицательными мелкими структурами северо-восточного направления.

Наибольшим тектоническим осложнениям подвержены юрско-палеогеновые отложения Ляпинско-Лангурского прогиба, залегающие вблизи палеозойского уступа. Они имеют мощность не более 300 м и смяты в пологие складки, осложненные меридиональными разрывами взбросовой и сбросовой кинематики.

 

Гидрогеологическая характеристика СВЕРДЛОВСКОЙ ОБЛАСТИ

 

Принципы гидрогеологического районирования Свердловской области

 

Согласно существующему структурно-тектоническому районированию России на территории Свердловской области расположены фрагменты нескольких крупных структурных зон.

Самое западное положение в системе этих зон занимает восточная часть Русской платформы (юго-западная часть области). Здесь на кристаллическом фундаменте залегает мощный (2,5-3,0 км) комплекс платформенных осадков. У поверхности Земли практически повсеместно залегают карбонатные фации нижней перми (кунгурский ярус), разрез которого представлен чередующимися пачками гипсов или ангидритов с известняками и доломитами.

Следующей на восток геоструктурной зоной является Предуральский краевой прогиб, представленный комплексом терригенных и карбонатных осадков нижне-верхнепермского возраста, сложенных преимущественно алевритами, песчаниками, конгломератами, аргиллитами и известняками.

В Западно-Уральской зоне складчатости кембрийские, ордовикские, силурийские, девонские и нижнекаменноугольные отложения, в основном, представлены терригенными фациями (песчаники, конгломераты, алевриты, аргиллиты). Карбонатные фации преобладают в разрезах верхнего и среднего ордовика и среднего карбона. Разрывная тектоника представлена многочисленными чешуйчатыми надвигами и взбросами.

Центрально-Уральское поднятие составляет водораздельную зону региона, сложено доордовикскими толщами. Это древнейшие на Урале метаморфические образования, интрузивные породы, мигматиты. Поднятие осложнено множеством тектонических нарушений, мелкой складчатостью.

Тагило-Магнитогорский прогиб сложен вулканогенно-осадочными толщами от силура до нижнего карбона, которые представлен туффитами, глинистыми сланцами, диабазами, порфиритами, известняками, песчаниками, сланцами. В строении прогиба большую роль играют интрузивные породы разного состава.

Восточно-Уральское поднятие, занимающее большую территорию восточного склона Урала, отличается особо сложным строением. Породы, в возрастном диапазоне от докембрия до нижнего карбона, представлены осадочными, осадочно-вулканогенными и метаморфическими толщами. Широко развиты интрузивные породы. В пределах поднятия выделяется наибольшее число тектонических нарушений. Орографически Восточно-Уральское поднятие замыкает с востока область низкогорий и холмисто-увалистую зону.

Восточно-Уральский прогиб орографически соответствует области Зауральского пенеплена, а по составу и возрасту пород, структурному положению обнаруживает много общих черт с Тагило-Магнитогорским прогибом. В восточной и северной части прогиба породы фундамента перекрываются мезо-кайнозойскими отложениями, мощность которых с юго-запада на северо-восток возрастает от первых до сотен метров. Отложения верхнего структурного этажа начинаются здесь с триаса. Породы триаса выполняют субмеридиональные тектонические депрессии и впадины, представленные терригенно-осадочными, магматическими и пирокластическими образованиями. Верхнетриасовые юрские отложения являются угленосными. На дневную поверхность они не выходят. Меловые отложения присутствуют в мезо-кайнозойском осадочном чехле и представлены глинами, песчаниками, песками и другими терригенными образованиями.

Далее на восток прослеживается следующая структурно-фациальная зона - Зауральское поднятие. По составу, возрасту и строению пород фундамента Зауральское поднятие напоминает Восточно-Уральское поднятие. В составе перекрывающего фундамент чехла выделяются отложения мела, палеогена, неогена и четвертичного периода. Наибольшее распространение имеют породы палеогена (эоцена и олигоцена), представленные песками, диатомитами, опоками, глинами, трепелами.

Отмеченные структурные зоны в крупном плане отражаются в геоморфологическом строении и гидрогеологическом районировании (Перечень бассейнов подземных вод территории СССР для ведения Государственного водного кадастра, ВСЕГИНГЕО, 1988) Свердловской области. Вместе с тем, границы гидрогеологических областей и даже провинций часто не могут быть точной копией геологических и геоморфологических областей и зон. При гидрогеологическом районировании главными факторами, по нашему мнению, являются: тип скопления подземных вод, условия их питания и дренирования.

Исходя из этих основных факторов формирования подземных вод, граница между Предуральским сложным бассейном пластовых (блоково-пластовых) вод и Большеуральским сложным бассейном корово-блоковых (пластово-блоковых и пластовых) вод проведена нами по восточной границе распространения пермских отложений, что обосновывается разной степенью литификации, а, следовательно, и типом скопления подземных вод в пермских (Предуралье) и каменноугольных (Урал) отложениях. Эта граница проходит в 7-15 км восточнее Предуральского краевого прогиба, выделенного по геолого-тектоническим критериям.

Граница между Большеуральским сложным бассейном корово-блоковых вод и Западно-Сибирским сложным бассейном пластовых вод проведена, как и в прошлые годы (Гидрогеология СССР, 1972), по выклиниванию на западе мезо-кайнозойских отложений осадочного чехла.

Собственно Западно-Сибирский сложный бассейн пластовых вод на территории Свердловской области представлен западной частью Западно-Тобольского бассейна пластовых вод, который в литературе чаще фигурирует под названием Тобольского артезианского бассейна.

В пределах Предуральского сложного бассейна пластовых (блоково-пластовых) вод на территории Свердловской области однозначно выделяются следующие гидрогеологические районы:

- Камско-Чусовской - на западе, которая в геоморфологическом отношении совпадает с приподнятой денудационной равниной Уфимского плато;

- Уфимско-Чусовской - на востоке, которая в рельефе практически совпадает с денудационной равниной Предуралья.

Большеуральский сложный бассейн на территории Свердловской области расчленяется на районы (с запада на восток):

- Западно-Уральский (IIIA);

- Средне-Уральский (IIIБ);

- Восточно-Уральский (IIIB).

Восточная граница Западно-Уральского района подземных вод проведена по восточной границе девонских отложений вдоль Западно-Уральской зоны складчатости. Восточная же граница Средне-Уральского района - по западной геоморфологической границе остаточных гор восточного склона Урала. При таком подходе в качестве самостоятельного выделяется Средне-Уральский район, который приурочен к положительным морфоструктурам, выраженным в рельефе (крупные осевые хребты), от которых подземный сток разнонаправлен к своим базисом дренирования (р. Волга - на западе и р.Обь - на востоке). Здесь поверхностные и подземные водоразделы, как правило, совпадают (Перечень бассейнов ….», 1988).

Завершено гидрогеологическое районирование выделением по литолого-фациальному и стратиграфическому принципам 5 водоносных горизонтов и комплексов (Западно-Тобольский бассейн пластовых вод); по литолого-стратиграфическому принципу выделено 6 водоносных серий, свит и комплексов (Восточно-Русский и Предуральский сложные бассейны пластовых и блоково-пластовых вод); 2 водоносных комплекса и 13 водоносных зон трещиноватости, выделенных в пределах Большеуральского сложного бассейна корово-блоковых (пластово-блоковых и пластовых) вод на литолого-статиграфической и формационной основе.

 

Характеристика основных водоносных горизонтов, комплексов и зон трещиноватости

 

Самой молодой гидрогеологической структурой на территории Свердловской области является Западно-Тобольский бассейн пластовых вод. Его площадь здесь составляет 115,7 тыс. км2 (59,4 % от площади области). Площадь бассейна занята преимущественно сельскохозяйственными районами Свердловской области. Поэтому плотность населения здесь существенно ниже, чем плотность населения в горноскладчатой части области. Северо-Восточная часть бассейна (области) практически незаселена. Поэтому осуществлять региональную оценку ЭРПВ с минерализацией более 1 г/л в пределах Западно-Тобольского бассейна на территории Свердловской области не имеет практического значения.

Западно-Тобольский бассейн пластовых вод имеет двухэтажное строение. Нижняя его часть сложена палеозойскими породами с развитыми в них подземными водами в зонах трещиноватости и закарстованности. Среди преимущественно глинистых мезо-кайнозойских отложений покровного чехла получили распространение несколько водоносных горизонтов. Основные из них, используемые населением для хозяйственно-питьевого водоснабжения, являются (сверху вниз):

- водоносный олигоцен-четвертичный горизонт Р3-Q (пески);

- водоносный нижнеэоценовый горизонт Р21 (опоки, песчаники);

- водоносный верхнемеловой горизонт К2 (пески, песчаники, опоки).

Условия питания и разгрузки подземных вод горизонтов, по мере их погружения на восток и разобщения относительно водоупорными глинистыми пластами, существенно меняются.

Водоносный олигоцен-четвертичный горизонт развит преимущественно на водоразделах. Водовмещающими являются пески континентальных и прибрежно-морских отложений неогенового, средне- и верхнеолигоценового возраста (светлинская, куртамышская и наурзумская свиты). Наибольшее значение среди них имеют пески куртамышской свиты мощностью до 20-30 м. Водоносный горизонт широко используется для преимущественно децентрализованного водоснабжения (колодцы, одиночные скважины) на востоке Свердловской области, где подземные воды нижележащих горизонтов имеют повышенную минерализацию. Эрозионная расчлененность олигоцен-четвертичного горизонта обусловила разделение его на многочисленные относительно разобщенные бассейны подземных вод грунтового характера с присущими им областями питания, стока (обычно совпадающими) и гидрохимического режима.

Водообильность песчаных неоген-олигоценовых отложений небольшая и весьма неравномерная. Дебиты скважин изменяются от тысячных долей до 3-5 л/с при наиболее часто встречаемых значениях 0,5-1,5 л/с. Средняя величина коэффициента фильтрации оценена в 2-5 м/сутки. Значение коэффициента водопроводимости достигает 260 м2/сутки. Гравитационная водоотдача оценивается величиной 0,1 д.ед. Подземные воды горизонта пресные преимущественно гидрокарбонатного кальциевого состава, в населенных пунктах со следами бытового загрязнения веществами азотистой группы и хлоридами.

В глубоких эрозионных врезах олигоценовые отложения отсутствуют. Здесь развиты преимущественно аллювиальные отложения. Общий мелкозернистый состав аллювия и относительно небольшая его мощность (первые метры) из-за равнинного характера формирующих его рек обусловили малую водоотдачу отложений. Дебиты колодцев и скважин колеблются от 0,01 до 0,5 л/с.

Водоносный нижнеэоценовый горизонт развит в пределах Западно-Тобольского бассейна повсеместно. Горизонт приурочен к морским отложениям серовской свиты нижнеэоценового возраста. Литологически свита представлена преимущественно кремнистыми и глинистыми отложениями. В крайней западной части артезианского бассейна кремнистые отложения серовской свиты иногда замещаются кварцево-глауконитовыми песчаниками с опоковым цементом, на которых залегают кремнистые серые опоки, содержащие включения песчаного материала.

По мере погружения кровли серовской свиты на восток в составе опоковой толщи широкое распространение получают глинистые разности при подчиненном значении кремнистых, которые далее на восток к границам Свердловской области замещаются глинистыми породами (алевролиты и аргиллиты с редкими прослоями опок).

Мощность отложений серовской свиты изменяется от нескольких до 80 м при средних значениях около 40-60 м.

В западной краевой части отложения серовской свиты выходят под покров маломощных четвертичных и олигоценовых отложений, в долинах крупных рек они частично или полностью эродированы. Далее на восток их кровля погружается под толщу слабопроницаемых отложений (ирбитская и чеганская свиты). Глубина залегания кровли опоковых отложений увеличивается как с запада на восток, так и по направлению к водоразделам от долин рек.

Переход отложений серовской свиты к вышележащим отложениям постепенный, в виде переслаивания опок с диатомитами и диатомитовыми глинами нижней части разреза ирбитской свиты. Нижняя граница водоносных серовских отложений в основном четкая и проводится по кровле глин талицкой свиты нижнепалеогенового возраста. Исключение составляют западные районы, где глины талицкой и подстилающей ганькинской свит фациально замещаются прибрежно-морскими песчаными породами. В этом случае нижнеэоценовый водоносный горизонт утрачивает самостоятельное значение, поскольку здесь получил а развитие гидравлически связанная водоносная система нерасчлененных отложений палеогенового и мелового возраста. Зона эта имеет ширину 10-15 км.

На большей части Западно-Тобольского бассейна к нижнеэоценовым отложениям серовской свиты приурочен пространственно выдержанный водоносный горизонт, часто называемый опоковым, представляющий большой интерес как источник хозяйственно-питьевого водоснабжения. Преобладание в составе слагающих водоносный горизонт скальных и полускальных (опоки, песчаники) пород обусловило преобладающее развитие в них трещинной проницаемости. Основными факторами формирования интенсивной трещиноватости являются эндогенные в зонах тектонических нарушений, которые проявляются в опоках в виде флексурных перегибов, и экзогенных в виде трещин донного и бортового отпора в долинах крупных рек. Мощность водоносного горизонта не оказывает заметного влияния на водообильность пород при ее значении порядка 20-60 м. При пониженных мощностях на западной окраине бассейна водопроводимость нижнеэоценового горизонта в целом снижается. Заметное уменьшение проводимости характерно при увеличении его мощности свыше 60-80 м, что связано с увеличением глинистости отложений, а также снижением степени трещиноватости в связи с увеличением глубины залегания горизонта. Наиболее интенсивная трещиноватость отмечается в пойменных частях крупных рек (Исеть, Пышма и др.), где коэффициент водопроводимости достигает 1000-1500 м2/сутки. В направлении водоразделов водопроводимость снижается до 10 м2/сутки.

Формирование подземного стока нижнеэоценового горизонта в пределах Западно-Тобольского бассейна происходит в виде потоков, направленных к речным долинам, что приводит к практически замкнутому балансу подземных вод, независимому от смежных речных долин. По условиям связи нижнеэоценового горизонта с поверхностью выделяются две существенно различные между собой части бассейна.

В западной части Западно-Тобольского бассейна, где опоки перекрыты четвертичными отложениями или невыдержанными по мощности и в различной степени запесочеными диатомитами ирбитской свиты мощностью не более 20 м, а подстилающие осадки талицкой и ганькинской свит имеют невыдержанный литологический состав с преобладанием песчаных разностей, нижнеэоценовый горизонт формирует единую, преимущественно безнапорную водоносную систему с меловыми отложениями и водоносной зоной трещиноватости и закарстованности в породах палеозойского фундамента. Уровни подземных вод в сглаженном виде повторяют рельеф поверхности. Их глубина изменяется от 20-25 м на водоразделах до первых метров в речных долинах. Питание подземных вод осуществляется путем инфильтрации атмосферных осадков. Наибольшая его величина имеет место в крайних западных частях на границе с горно-складчатым Уралом. Разгрузка происходит в виде родникового стока и субаквально в долинах крупных рек. По химическому составу подземные воды здесь пресные (минерализацией до 0,5 г/л) гидрокарбонатного кальциево-магниевого или кальциевого состава.

В западной части Западно-Тобольского бассейна разведаны и эксплуатируются ряд месторождений подземных вод, на которых нижнеэоценовый горизонт имеет подчиненную роль и участвует в формировании запасов совместно с меловым и трещино-карстовым палеозойским горизонтами (Каменск-Уральская группа месторождений и пр.).

В восточном направлении отмечается постепенное увеличение мощности первого от поверхности регионального водоупора, в составе которого появляются значительно менее проницаемые по сравнению с диатомитами чеганские глины. Подземные воды нижнеэоценового горизонта приобретают напорный режим, величина которого изменяется от нескольких метров в долинах рек до 70-80 м на водоразделах. При общем снижении уровней подземных вод в восточном направлении его пьезометрическая поверхность имеет сложную форму и в сглаженном виде повторяет поверхность рельефа.

Питание подземных вод происходит в приводораздельных и склоновых частях долин, а также вдоль бровки первой надпойменной террасы крупных рек. Разгрузка их в естественных условиях осуществляется в пойменных частях крупных рек путем перетекания через слабопроницаемые породы первого от поверхности регионально выдержанного водоупора, представленного ирбитскими диатомитами и чеганскими глинами. В целом при мощности первого регионального водоупора менее 40 м минерализация подземных вод не превышает 1 г/л. При мощности слабопроницаемой толщи от 40 до 80 м минерализация подземных вод нижнеэоценового горизонта возрастает до 3 г/л, при мощности более 80 м - превышает 3 г/л.

В целом химический состав подземных вод претерпевает изменения в восточном направлении, которые заключаются в региональной смене пресных гидрокарбонатных вод солоноватыми и солеными сульфатными и хлоридными водами. По мере роста минерализации наблюдается рост содержания микрокомпонентов, в первую очередь бора и брома, концентрация которых при минерализации более 0,6-1 г/л превышает ПДК, установленные для питьевых вод.

Водоносный верхнемеловой горизонт имеет в пределах Западно-Тобольского бассейна повсеместное развитие. Горизонт приурочен к отложениям камышловской и зайковской свит. Гидрогеологические условия водоносного горизонта связаны с литолого-фациальными и структурно-тектоническими особенностями строения водовмещающих пород.

В западной части бассейна водовмещающие отложения приурочены к тонкозернистым пескам и кварц-глауконитовым пескам с подчиненными прослойками глин. Вдоль восточного склона Урала, где вышезалегающие породы талицкой и ганькинской свит сложены песчаными фациями, верхнемеловой горизонт образует единую гидродинамическую систему с нижнеэоценовым горизонтом. Глубина залегания кровли пород изменяется от 0 до нескольких десятков метров, мощность водовмещающих пород от первых до 60 м. Максимальные мощности горизонта обычно приурочены к осевым частям депрессий, здесь же отмечаются наибольшие значения проводимости (до 400-800 м2/сутки). Уровенная поверхность свидетельствует о дренировании горизонта речными долинами. По химическому составу подземные воды на западе бассейна пресные гидрокарбонатные с переменным катионным составом, преимущественно натриевым.

В восточной части бассейна водовмещающие породы верхнемелового водоносного горизонта представлены глауконит-кварцевыми песчаниками на опаловом и глинистом цементе, на крайнем востоке Свердловской области - алевролитами. Граница между преобладающими фациями в разрезе водовмещающих пород проходит субмеридионально восточнее г. Талицы. Нижним водоупором горизонта являются глины кузнецовской свиты. Водообильность горизонта на востоке в целом невысокая и невыдержана по площади. Минерализация подземных вод повсеместно превышает 3 г/л.

Кроме Западно-Тобольского бассейна пластовых вод на территории Свердловской области развиты Восточно-Русский и Предуральский бассейны пластовых (блоково-пластовых) вод. Они расположены в юго-западной части области на площади 14,5 тыс. км2 (около 7,4% от площади области). По мере продвижения от границы Свердловской области с Пермской на восток на дневную поверхность выходят полосами различной ширины субмеридионального простирания следующие гидрогеологические подразделения:

- водоносная нижнепермская карбонатная серия сР1 (известняки);

- водоносная верхнеартинская (дивьинская) терригенно-карбонатная свита scP1ar2 (известняки, мергели с прослоями песчаников, аргиллитов и конгломератов);

- водоносная нижнеиренская (лемазинская) карбонатная серия сР1ir (глинистые известняки, аргиллиты, мергели);

- водоносная кунгурская сульфатно-карбонатная свита Р1к (песчаники, алевролиты, аргиллиты, известняки, ангидриты, линзы каменной соли);

- водоносный ассельско-артинский терригенный комплекс sP1a-ar (песчаники, алевролиты, конгломераты, аргиллиты);

- водоносный сакмарский карбонатно-терригенный (капысовский) комплекс Р1s (конгломераты, известняки, песчаники, алевролиты, аргиллиты).

Первые два подразделения находятся в Восточно-Русском, остальные - в Предуральском бассейнах.

Пресные подземные воды во всех перечисленных гидрогеологических подразделениях в нижнепермских отложениях обоих бассейнов развиты в верхней зоне активного водообмена. Питание подземных вод этой зоны осуществляется за счет атмосферных осадков, их разгрузка - в местную гидрографическую сеть. По характеру циркуляции в зоне активного водообмена подземные воды являются трещинно и карстово-грунтовыми. Ниже этой зоны - трещинно-пластовыми, приобретая повышенную минерализацию. Мощность зоны пресных вод определяется структурно-тектоническими, геоморфологическими и литолого-фациальными факторами.

Наибольшая мощность зоны пресных вод (до 150-200 м) наблюдается в нижнепермской карбонатной серии на восточном склоне Уфимского плато и на восточном фланге Предуральского бассейна в артинско-ассельском и сакмарском водоносных комплексах (до 100 м). В кунгурском комплексе, в связи с его большой литологической неоднородностью, выделяются площади с залеганием нижней границы пресных вод в интервалах от 0-25, 25-50 и до 50-100 м, которые вытянуты в виде меридиональных полос, сменяющихся с запада на восток.

Факторы, определяющие в вертикальном разрезе мощность зоны пресных вод, обуславливают и водообильность водовмещающих нижнепермских пород. Наиболее водообильна карбонатная водоносная серия в сводовой части Уфимского вала. Карстовые воды циркулируют здесь по сети сообщающихся трещин, создавая зону сплошного насыщения. Зоны локализации подземных вод приурочены к разломам, обновленным в новейшее время. В рельефе они выражены в виде логов и суходолов, которые являются поисковыми признаками водообильных зон. Водообильность карбонатных пород неравномерна. Фоновая водообильность скважин - 1 л/с, а в зонах развития концентрированных карстовых водотоков-10-20 л/с и более. Особенно водообильны участки пересечения трещинных зон. Здесь наблюдаются мощные восходящие источники. Они всегда расположены около устьев логов, впадающих в речные долины.

В местах выхода водоносной карбонатной серии на поверхность минерализация карстовых вод не превышает 1 г/л и характеризуется гидрокарбонатным кальциевым составом. С увеличением глубины залегания вод в центральной части Уфимского вала до 150-200 м и с погружением водоносных пород под иренские гипсы минерализация вод повышается до 3 г/л и более при изменении состава на сульфатный и сульфатно-хлоридный, появляется сероводород. Поэтому использование подземных вод серии для питьевых нужд возможно только в условиях их безнапорного трещинно и карстово-грунтового характера.

Вдоль восточного склона Уфимского плато происходит фациальное замещение филипповских доломитов и артинских известняков глинистыми известняками и мергелями с прослоями песчаников, аргиллитов и конгломератов.

Карстовые воды Уфимского плато, поступая на восток, встречают водоупорный экран, представленный преимущественно терригенными образованиями Предуральского прогиба. Поэтому часть подземного стока переходит в поверхностный, образуя источники, а часть, используя трещины, движется вдоль полосы замещения, образуя зону продольной циркуляции карстовых вод. Маломинерализованные воды Уфимского вала в зоне замещения интенсивно растворяют гипс, зажатый в виде полосы между доломитами, известняками и терригенными отложениями, обуславливая сильное развитие карста. Подземные воды после растворения гипса приобретают сульфатный состав и высокую минерализацию. Часть подземных вод продвигается по гипсам дальше на восток, но теряет способность выщелачивать сульфатные породы. Поэтому в восточной части полосы замещения трещины не расширяются. В связи с этим западная часть полосы замещения характеризуется высокой водообильностью (дебит скважин 4-5 л/с), а восточная - низкой.

На ряде участков в восточной части зоны замещения, благодаря водоупорному экрану и наличию перекрывающих водоупоров, создаются условия, близкие к застойным.

Подземные воды терригенного комплекса пород в зоне активного водообмена формируются в различных литолого-фациальных условиях (зонах), чередующихся в широтном направлении. Водообильность комплекса очень неравномерная. Концентрация подземных вод наблюдается в пределах локальных положительных структур, в бортах древних и современных речных долин, в закарстованных зонах и зонах литолого-фациальных замещений, на литологических контактах. Дебит родников в зонах сосредоточения достигает 90 л/с, производительность скважин 100 л/с при понижении 1 м.

Выше эрозионного вреза преимущественно распространены гидрокарбонатные воды с минерализацией менее 0.5 г/л, ниже-сульфатной концентрации растворимых солей 1-3 г/л, а в зоне подтока - хлоридной с минерализацией 20-30 г/л. По мере движения на восток минерализация подземных вод выше эрозионного вреза уменьшается до 0,1-0,3 г/л. Удельные дебиты скважин, пройденных в одних и тех же породах, изменяются от 0,05 до 0,65 л/с на междуречьях и до 2 л/с в долинах рек. По химическому составу подземные воды преимущественно гидрокарбонатные кальциевые, редко встречается сульфатно-гидрокарбонатный тип подземных вод.

Большеуральский сложный бассейн корово-блоковых (пластово-блоковых и пластовых) вод располагается в пределах орографически выраженного Уральского горноскладчатого сооружения, переживающего длительный континентальный период, в котором господствовали эрозионные процессы. В пределах Свердловской области Большеуральский бассейн простирается в субмеридиональном направлении, занимая площадь 64,6 тыс. км2 (33,2% от площади области).

В течении периода континентального развития горноскладчатого сооружения продукты выветривания коренных пород смывались поверхностными водами в межгорные долины, оставляя на склонах маломощный чехол элювиально-делювиальных образований, не имеющих самостоятельного значения, а чаще практически безводных. В речных долинах накапливались аллювиальные отложения. Несмотря на разнообразный характер аллювиальных отложений, самостоятельного значения подземные воды в них в пределах горноскладчатого Урала не имеют.

Основным коллектором подземных вод на горноскладчатом Урале имеют трещиноватые породы коренного субстрата. Распространение подземных вод здесь получило черты, типичные для регионов геосинклинального развития. В процессе длительной геологической истории развития первоначально нормальные осадочные породы неоднократно подвергались интенсивному воздействию орогенных движений, смяты в складчатые структуры, претерпели метаморфизм, на восточном склоне Урала дополнительно изменены вулканической деятельностью. Первичные коллекторские свойства пород были практически полностью утрачены и возникли вновь лишь в верхних горизонтах земной коры, под воздействием процессов физико-механического и химического выветривания. Образовавшаяся таким образом трещиноватая зона регионального выветривания образует бассейны коровых (блоково-коровых) вод. Мощность зоны региональной трещиноватости пород составляет в среднем 30-100 м.

Характерной особенностью горноскладчатого Урала являются его линейные крутопадающие трещиноватые зоны. Они связаны с трещиноватостью, возникшей при дизъюнктивных нарушениях, и с глубоким выветриванием пород в зонах контактов разнородных пород, с внедрением интрузивных пород. Водопроводимость линейных зон многократно превышает водопроводимость зоны регионального выветривания.

Подземные воды региональной трещиноватости обычно гидравлически взаимосвязаны, имеют безнапорный характер, а по геоморфологическим и структурно-фациальным условиям образуют небольшие бассейны с интенсивным водообменом, что предопределяет развитие ультрапресных и пресных вод. Вертикальная гидрохимическая зональность здесь отсутствует, а по площади она проявляется в соответствии со сменой климатических и ландшафтных зон и, в меньшей степени, литологического состава водовмещающих пород.

В вертикальном разрезе фильтрационные свойства пород зоны выветривания неоднородны. По характеру их изменения зона разделяется на три части. В верхней (10-20 м), где наиболее активно проявляются процессы физического и химического выветривания, породы представлены глинами или суглинками, заполняющими пустоты (элювиальная кора выветривания). Подобного рода зоны встречаются там, где разрезы сложены глинистыми осадочными или пластичными метаморфическими породами, а также если кора выветривания претерпела длительный путь геологического развития в условиях ограниченного смыва. Средняя часть эрозионной зоны отличается наиболее активной трещиноватостью. Мощность ее измеряется несколькими десятками метров, а общая пористость колеблется от 1 до 2-7%. В нижней части, где размеры трещин весьма незначительны и преобладает микротрещиноватость, проницаемость пород сильно снижается, водоотдача их практически отсутствует. Мощность этой части разреза измеряется первыми десятками метров.

Нижняя часть фильтрационного разреза консолидированных пород на Урале представляет собой жесткое основание, расчлененное разломами на крупные блоки. Породы здесь практически монолитны и непроницаемы.

В верхней зоне региональной трещиноватости выделение гидрогеологических подразделений основано на формационном принципе. По этому принципу на площади Уральского сложного бассейна регионального стока выделено тринадцать разновидностей водоносных зон трещиноватости различных комплексов пород (карбонатных, карбонатно-терригенных, терригенных, вулканогенных, метаморфических, интрузивных различного состава и пр.).

Среди нормально осадочных пород горноскладчатого Урала выделены следующие гидрогеологические подразделения:

а). на площади карбонатных отложений

- водоносная зона палеозойских преимущественно карбонатных пород - сРz и

- водоносная зона рифейско-палеозойских преимущественно карбонатных пород - сR-Pz,

б). на площади переслаивающихся карбонатных и терригенных пород

- водоносная зона палеозойских преимущественно терригенных пород - сsPz и

- водоносная зона рифейско-палеозойских карбонатно-терригенных пород - сsR-Pz,

в). на площади терригенных образований

- водоносная зона палеозойских терригенных пород - sPz и

- водоносная зона рифейско-палеозойских пород - sgR-Pz.

Первые из них (преимущественный возраст водовмещающих пород девон-карбон) получили распространение в границах Западно-Уральской зоны и Восточно-Уральского прогиба. Вторые (возраст водовмещающих пород рифей-силур) - в границах Центрально-Уральского поднятия, Тагило-Магнитогорского прогиба и Восточно-Уральского поднятия.

Коллекторами подземных вод палеозойских (девонско-нижнекаменноугольных) являются терригенные, карбонатные и терригенно-карбонатные отложения девона и нижнего карбона. Коллекторами рифейско-нижнедевонских зон - соответствующие породы в возрастном диапазоне от рифея до силура, включая нерасчлененные отложения силура-нижнего девона (песчаники, алевролиты, аргиллиты, сланцы глинистые, углисто-кремнисто-глинистые, филлиты и филлитовидные сланцы).

Вулканогенные и метаморфические породы обладают приблизительно одинаковыми коллекторскими свойствами. Слагающие их породы обладают относительно высокими емкостными способностями, что при наличии многочисленных локальных зон с аномально высокой водопроводимостью позволяют сооружать на их площади достаточно компактные водозаборы подземных вод с производительностью от 2-5 до 10 тыс. м3/сутки и более.

Метаморфические породы отличаются от вулканогенных наличием пород с более неоднородными физико-механическими свойствами. Среди них значительное место занимают пластичные породы (глинистые, слюдистые и другие сланцы) с очень низкой водопроводимостью. Благодаря этому фильтрационное поле метаморфических пород расчленяется на серию гидравлически связанных, вытянутых в пространстве блоков шириной от первых десятков метров до первых километров. Таким образом, структура фильтрационного поля метаморфических образований носит мозаичный характер и обусловлена сочетанием проницаемости трещин регионального выветривания и разломов и наличием линейных водонепроницаемых (слабопроницаемых) экранов.

Исходя из отмеченного, на площади распространения вулканогенной формации выделяются:

- водоносная зона палеозойских вулканогенных пород - bРz,

а на площади распространения метаморфических пород:

- водоносная зона рифейско-палеозойских метаморфических пород - sqR-Pz,

- водоносная зона рифейско-палеозойских метаморфических кристаллических пород - qR-Pz.

Водовмещающими вулканогенными породами являются эффузивные и пирокластические породы, представленные различного состава порфиритами, диабазами, базальтами, липаритамии их туфами, туффитами, туфобрекчиями, туфоконгломератами, туфопесчаниками и другими туфогенными породами. Возраст их изменяется диапазоном от рифея до нижнего карбона.

Водовмещающими породами метаморфических пород являются кремнистые и глинисто-кремнистые сланцы, зеленые сланцы по осадочным и вулканогенным породам, амфиболиты и т.д. Наиболее древние породы представлены гнейсами и кристаллическими сланцами, которые существенно менее водообильны по сравнению с более молодыми метаморфическими образованиями.

Следует отметить, что в составе коллекторов вулканогенных и метаморфических зон входят породы многих других водоносных зон, но только здесь они имеют подчиненное значение.

На площади распространения интрузивных пород выделяются следующие гидрогеологические подразделения:

- водоносная зона палеозойских интрузивных пород кислого и щелочного состава - gPz;

- водоносная зона палеозойских интрузивных пород основного и среднего состава - νPz;

- водоносная зона палеозойских интрузивных пород ультраосновного состава - jPz;

- водоносная зона палеозойских интрузивных пород различного состава - λPz.

В состав водовмещающих пород водоносной зоны гранитоидов отнесены граниты, гнейсо-граниты, а также кварцевые диориты и сиениты. Гранитоиды являются наименее обводненными из всех интрузивных пород.

В состав водоносной зоны основных и средних интрузий включены габбро и диориты. Водовмещающими породами водоносной зоны ультрабазитов являются дуниты, порфириты, пироксениты и их метаморфические разности: серпентиниты, тальк-карбонатные и другие породы. По обводненности породы ультраосновного состава (особенно серпентинизированные) заметно превосходят интрузивные разности кислого или основного состава.

Специфическое положение в пределах горноскладчатого Урала занимают образования триасовой системы. Они выполняют многочисленные субмеридиональные тектонические и эрозионно-тектонические впадины на восточном склоне Урала и в Зауралье. В их составе выделяются две серии: нижняя - туринская (нижний-средний триас) и верхняя - челябинская (верхний триас). Угленосные терригенные осадки челябинской серии выделяется в составе водоносного верхнетриасового (челябинского) угленосного состава - Т3, а эффузивно-осадочные образования туринской серии - в составе водоносного нижне-среднетриасового (туринского) эффузивно-осадочного комплекса - Т1-2.

Оба комплекса распространены в основном на площади Зауралья. Выходы туринского водоносного комплекса на дневную поверхность в пределах горно-складчатого Урала практически неизвестны; отдельные фрагменты его картируются лишь на юге Челябинской области. Терригенный комплекс челябинской серии распространен более широко: он известен в Мостовской, Волчанской, Веселовской и других эрозионно-тектонических впадинах восточного склона Урала.

В составе осадочных пород челябинской серии водоносными являются песчаники, конгломераты, угли, алевролиты. Аргиллиты, составляющие иногда до 45-50% разреза, являются водоупорами. По имеющимся данным водоносность этих терригенных пород крайне неравномерна: удельные дебиты скважин изменяются от тысячных долей до 3,5 л/с, а коэффициенты фильтрации от 0,02 до 7,9 м/сутки, (минимальные значения коэффициента фильтрации характеризуют разрезы, сложенные алевролитами и аргиллитами, максимальные - песчаниками, конгломератами и углями).

Максимальная мощность осадков челябинской и туринской серий колеблется от 1000 до 2000-2500 м. Однако, более всего обводнены они лишь в зоне регионального выветривания (трещиноватость), мощность которой не превышает 50-100 м. Ниже этой зоны фильтрационные способности пород снижаются на один-два порядка, что позволяет рассматривать их в составе других преимущественно водоупорных гидрогеологических подразделений.

Характеристика основных водоносных горизонтов, комплексов и зон трещиноватости, приведенная выше, показывает, что для целей питьевого водоснабжения в Свердловской области практическое значение имеют лишь верхний гидрогеологический этаж, где распространены водоносные горизонты, комплексы и зоны трещиноватости (далее водоносные горизонты) с пресными подземными водами. Основной принцип гидрогеологического районирования, приведенный выше, базируется на выделении в разрезе гидрогеологических подразделений с различным типом скопления подземных вод. Важную роль при гидрогеологическом районировании водоносных зон трещиноватости имеет и различие их степени водообильности.

На подавляющей части территории Свердловской области вышеописанные водоносные горизонты являются первыми от поверхности. Они получают питание за счет инфильтрации атмосферных осадков, а площади питания и распространения подземных вод на большей части территории, вне зависимости от геологического строения, совпадают. Исключение составляет узкая полоса вдоль западной границы Западно-Тобольского бассейна пластовых вод, где водоносный нижнеэоценовый горизонт с еще пресными подземными водами залегает под относительно водоупорными ирбитскими или чеганскими и ирбитскими глинами.

Характерной особенностью рассматриваемого верхнего гидродинамического этажа является совпадение водоразделов в направлении стока подземных и поверхностных вод. Разгрузка подземных и поверхностных вод происходит в реки, которые являются дренами по отношению к оцениваемым водоносным горизонтам.

Выделение локальных участков, характеризующихся повышенными фильтрационными свойствами, где целесообразно закладывать водозаборные сооружения, во всех рассматриваемых выше гидрогеологических условиях связано со значительными сложностями. Эти участки приурочены к долинам рек, зонам тектонических нарушений, а на площади развития олигоцен-четвертичного водоносного комплекса к локальным депрессиям, связанным, по-видимому, с палеодолинами небольших рек. Площадь этих локальных участков существенно меньше области питания водоносных горизонтов и комплексов. Выделение их проводится с учетом специфических особенностей каждого района на основе анализа всех имеющихся геологических, структурных, морфологических и геофизических материалов.

 

eggp@narod.ru