Гидрогеологическая характеристика района исследований "Скважина 21-V Оземлянская"

Размещено на http://www.allbest.ru

Размещено на http://www.allbest.ru

1. Описание гидрогеологических структур, к которым принадлежит район исследований (бассейны, массивы, районы) по Лаврову, Кудельскому, Ясовееву

Рисунок 1 - Районирование территории Беларуси по Лаврову

В пределах выделенной области на территории Гомельской области выделяются следующие гидрогеологические структуры (по Лаврову): Припятский артезианский бассейн (II).



Рисунок 2 - Районирование территории Беларуси по Кудельскому

По Кудельскому в пределах выделенной области на территории Гомельской области выделяются такие гидрогеологические структуры как: Припятский гидрогеологический бассейн (5).

Рисунок 3 - Районирование территории Беларуси по Ясовееву

В пределах выделенной области на территории Гомельской области выделяются следующие гидрогеологические структуры (по Ясовееву): Припятский гидрогеологический бассейн (3).

2. Описание водоносных горизонтов и комплексов, описание региональных и локальных водоупоров

Согласно картам структурно-гидрогеологического районирования район исследований располагается в северо-западном сегменте центральной части Припятского артезианского бассейна, пространственно совпадающей со структурой Припятского прогиба. Мощность водовмещающих пород в пределах бассейна наибольшая в республике и достигает 6000 м, на участке работ - около 4300 м.

В Припятском бассейне выделяются три гидродинамические зоны - активного, замедленного и весьма замедленного водообмена, которым соответствуют гидрохимические зоны пресных вод, от слабоминерализованных до рассольных подземных вод и крепких рассолов. Зоны активного и замедленного водообменов разделены водоупорными породами батского яруса средней юры.

В пределах района работ на глубину изучения выделяются две гидродинамические зоны - активного и замедленного водообмена.

Зона активного водообмена сложена хорошо проницаемыми породами четвертичного, неогенового, палеогенового, мелового, верхнеюрского возрастов, создающими благоприятные условия для инфильтрации поверхностных вод, атмосферных осадков и накопления пресных вод. Мощность этой зоны составляет около 200 м.

Отсутствие в разрезе данных отложений регионально выдержанных водоупоров способствует тесной гидравлической связи вод этих отложений и формированию в них пресных гидрокарбонатных кальциевых, гидрокарбонатных кальциево-магниевых и реже кальциево-натриевых вод с минерализацией 0,3-0,8 г/дм3, пригодных для хозяйственно-питьевого водоснабжения /7/. Питание вод происходит за счет инфильтрации атмосферных осадков. Разгрузка пресных вод происходит в долинах рек Днепр, Припять, Березина и более мелких рек. Общее направление стока вод зоны активного водообмена юго-восточное.

Зона замедленного водообмена охватывает среднеюрские, триасовые, пермские, каменноугольные и верхнедевонские (надсолевой комплекс) породы. Здесь распространены воды с минерализацией от 1-2 до 95 г/дм3 хлоридного натриевого, иногда хлоридно-сульфатного натриевого состава. Погружение пород к Днепровско-Донецкой впадине обуславливает движение залегающих здесь вод в юго-восточном направлении, что подтверждается и положением пьезометрических уровней.

В районе исследования воды, приуроченные к более древним отложениям и к трещиноватой зоне пород кристаллического фундамента, относятся к зоне весьма замедленного водообмена. Минерализация вод возрастает до 370 - 450 г/дм3 и более. Состав вод хлоридный натриевый и хлоридный кальциевый.

Ниже приводится краткая характеристика геолого-гидрогеологических условий района работ.

Водоносный четвертичный терригенный комплекс (Q). В районе работ четвертичные отложения имеют повсеместное распространение. При сравнительно небольшой мощности (в среднем 17 - 40 м) представлены они, в основном песками, которые и являются водовмещающими породами единого водоносного комплекса. Он объединяет водно-ледниковые, аллювиальные, озерные и болотные отложения нижнеплейстоценового - днепровского горизонтов, моренные и надморенные образования днепровского оледенения и современные аллювиальные и озерно-болотные отложения.

Водообильность этого комплекса весьма непостоянна. Удельные дебиты скважин изменяются от 0,02 до 3,8 л/секунду.

Основным фактором питания является инфильтрация атмосферных осадков, однако наблюдается и подток вод из нижележащих горизонтов в пределах речных долин, являющихся зонами разгрузки.

Воды четвертичных отложений пресные, гидрокарбонатные кальциевые с минерализацией 0,2-0,3 г/дм3. В разрезе скважины 21v не опробовался.

Используются для водоснабжения в сельской местности, а также отдельных предприятий с небольшой потребностью в хозпитьевой воде.

Водоносный палеоген-неогеновый терригенный комплекс (P-N) распространен практически повсеместно, за исключением переуглубленных древних долин. На данной территории комплекс включает подземные воды киевского горизонта среднего отдела и харьковского горизонта верхнего отдела палеогена и отложений неогена. Глубина залегания его кровли колеблется от 17,0 до 43,4 м.

Водовмещающими породами являются пески от тонко до мелкозернистых, кварцевые, глауконитово-кварцевые с прослоями песков глинистых и алевролитов, общей мощностью от 22,0 до 47,3 м.

В междуречье Ипы и Виши и в среднем течении р. Виша мощность водоносного горизонта превышает 60 м. Мощность комплекса в разрезе скважины 21v составляет 97 м.

Данный водоносный комплекс напорный. Величина напоров достигает 40-80 м.

Пьезометрические уровни располагаются на глубине от 4,5 м до 12,0 м. Абсолютные отметки статических уровней изменяются от 118 до 131 м. Водообильность комплекса тесно связана с литологическим составом водовмещающих пород, дебиты скважин изменяются в широких пределах - от 1,6 до 25,0 л/секунду при понижениях до 25,0 м.

По химическому составу воды пресные, гидрокарбонатные магниево-кальциевые с минерализацией от 0,2 до 0,3 г/дм3. Общая жесткость колеблется в пределах 2,54-5,04 мг-экв/дм3, содержание железа достигает 1,6 г/дм3.

Питание этого комплекса осуществляется за счет перетекания вод из вышезалегающих горизонтов, разгрузка происходит в пределах речных долин.

Воды комплекса широко используются для хозпитьевого водоснабжения, в т.ч. для г. Светлогорск.

Слабоводоносный локально водоносный верхнемеловой карбонатный горизонт (К2) в пределах района работ распространен практически повсеместно, за исключением юго-восточной его части, где по условной границе контактирует с водоносным верхнемеловым карбонатным горизонтом. На большей части своего распространения мергельно-меловая толща из-за сильной глинистости и слабой трещиноватости является слабопроницаемой. Отсутствует в переуглубленной долине р. Песчанка в её верховьях. Залегает под водоносными палеогеновыми и неогеновыми, водоносными и слабоводоносными четвертичными породами. Преобладающая глубина залегания кровли составляет от 50 до 121 м. Абсолютные отметки кровли в основном меняются в пределах от 60 до 23 м.

Преобладающая мощность составляет от 25 до 50 м. Мощность горизонта, вскрытая скважиной 21v, составляет 51,4 м. В процессе строительства скважины горизонт не опробовался.

К мергельно-меловой толще приурочены напорные воды. Высота напоров 0,05 - 160 м, преобладает 15 - 60 м. Пьезометрический уровень устанавливается на глубине до 5 - 8 м. Его положение зависит от особенностей мезорельефа. Абсолютные отметки уровня, в основном, располагаются в интервале 135 - 137 м.

Водоносность слабопроницаемых пород характеризуется следующими параметрами: дебиты скважин от 0,002 до 11,8 л/с при понижениях уровня соответственно на 27,3 и 8,1 м, удельные дебиты меняются от 0,0001 до 1,5 л/с, при преобладании удельных дебитов в сотые и тысячные доли л/с. Коэффициенты фильтрации преимущественно менее 1 м/сут, водопроводимость до 50 м2/сутки.

Подземные воды преимущественно пресные (минерализация 0,2-0,5 г/дм3) гидрокарбонатные магниево-кальциевые, реже натриево-кальциевые.

Питание и разгрузка подземных вод осуществляются за счет перетекания вод из ниже- и вышележащих горизонтов. При этом меняется положение пьезометрического уровня. По данным многолетних стационарных наблюдений амплитуды колебаний уровня могут меняться от 0,19 м до 3,75 м.

Воды горизонта используются для водоснабжения небольших потребителей.

Водоносный верхнемеловой карбонатный горизонт (К2) в пределах района работ распространён в его юго-восточной части, где и выходит за пределы рассматриваемой территории. Характеристики залегания мергельно-меловой толщи, величины напоров вод горизонта и их гидрохимическая характеристика в целом соответствуют таковым, приведённым для её слабоводоносной локально водоносной части.

Водоносность хорошопроницаемых пород характеризуется дебитами скважин 0,5 - 35,7 л/с при понижениях уровня соответственно на 3,2 и 22,1 м. Удельные дебиты от 0,02 до 12,5 л/с при наиболее распространенных значениях
0,3 - 1 л/с, коэффициентами фильтрации до 39 м/сутки, водопроводимости до 2272 м2/сутки. Преобладает водопроводимость 50 - 100 м2/сут.

Воды горизонта используются для водоснабжения небольших потребителей.

Водоносный нижнемеловой и нижнесеноманский терригенный комплекс (K1+К2s1) распространен повсеместно. К подошве четвертичных отложений породы водоносного комплекса выходят лишь у восточной границы территории в долине р. Песчанки. В остальной части территории глубина залегания кровли комплекса не превышает 190 м. Характерной особенностью водоносного комплекса является снижение его мощности и увеличение абсолютных отметок кровли в северо-западном направлении, в сторону внешней границы распространения пород альба.

Водовмещающими породами являются пески разного гранулометрического состава, часто глинистые, с прослоями песчаников, алевритов, глин. В северо-западном направлении отмечается преобладание песков глауконит-кварцевых со стяжениями фосфоритов. Мощность пород изменяется от 4,4 (скв. 21v) м до 49,4 м.

Водоносный комплекс напорный. Пьезометрические уровни устанавливаются на глубинах от первых метров до 15,5 м, на абсолютных отметках от 130 м до 136,5 м. Снижение абсолютных отметок уровня в направлении стока основных рек рассматриваемой территории - Припяти (большие градиенты) и Березины. Величина напора колеблется от 90,7 до 165,1 м. Дебиты скважин изменяются в широких пределах и зависят от конструкции скважин. Так удельные дебиты скважин, оборудованных фильтрами, составляют 0,1-0,6 л/(с?м), а дебиты бесфильтровых скважин («на каверну») изменяются от 16,13 до 30,62 л/с при понижениях соответственно 14,53 м и 5,76 м.

По химическому составу воды пресные, гидрокарбонатные натриевые, кальциево-натриевые с минерализацией до 0,63 г/дм3 (скв. 55Д/00, НСП «Виша»). Воды умеренно жесткие, общая жесткость колеблется от 2,0 до 5,57 мг-экв/дм3. Содержание железа в воде достигает 1,84 мг/дм3 (скв. 55Д/00).

Питание горизонта осуществляется путем перетекания вод из вышезалегающих горизонтов, разгрузка осуществляется в долинах рек.

Скважиной Оземлянская 21v комплекс пройден в интервале глубин 172 - 176,4 м и не опробовался.

Воды нижнемелового-нижнесеноманского комплекса используются для централизованного водоснабжения городов и отдельных потребителей в сельской местности.

Слабоводоносный локально водоносный юрский терригенно-карбонатный комплекс (J) распространён не повсеместно. В северной и северо-восточной частях площади работ комплекс по предполагаемой границе контактирует с водоупорным локально водоносным юрским терригенным комплексом.

Слабоводоносный комплекс представлен терригенными с большим количеством органических остатков и карбонатными породами байосского, батского и келловейского ярусов юрской системы. Водовмещающими являются пески и песчаники с прослоями глин, алевритов и алевролитов. Обилие глинистого и алевритистого материала в разрезе комплекса существенно препятствует водообмену между смежными гидрогеологическими подразделениями. Здесь же проводится граница между зонами активного и затруднённого водообмена.

Глубина залегания кровли комплекса, в основном, составляет 170 - 190 м. При этом существует общая тенденция к увеличению абсолютных отметок кровли комплекса в северо-западном направлении при снижении его мощности. Общая мощность отложений юрской системы изменяется от 30 м до 77 м, мощность водоносных прослоев от 2 - 3 до 10 - 25 м.

Воды напорные, пьезометрические уровни устанавливаются на глубинах 6 -20 м; напоры варьируют от 170 до 190 м, удельные расходы скважин небольшие (до 0,25 л/(с?м). Коэффициенты фильтрации обычно не превышают нескольких метров в сутки. Минерализация подземных вод до 0,95-2,31 г/дм3. Состав вод хлоридный, гидрокарбонатно-хлоридный натриевый.

Водоупорный локально водоносный юрский терригенно-карбонатный комплекс (J) распространён в северо-восточной трети площади работ. Пространственно по условной границе контактирует со слабоводоносным локально водоносным юрским терригенно-карбонатным комплексом. Пространственные и геологические и общие гидрогеологические характеристики водоупорного локально водоносного юрского комплекса аналогичны таковым, приведённым для слабоводоносного юрского комплекса. Водоупорные свойства определяются обилием в разрезе этого гидрогеологического подразделения глин и алевритов. Локальная водоносность определяется наличием в разрезе прослоев и слоёв водонасыщенных песков.

Скважиной Оземлянская 21v локально-водоносный юрский комплекс пройден в интервале глубин 176,4 - 262,0 м и не опробовался.

Водоносный нижнетриасовый терригенный комплекс (T1) на площади работ имеет повсеместное распространение. Глубина залегания его изменяется от 180 до 280 м. Кровля комплекса располагается на абсолютных отметках от минус 69 м до минус 142 м. Водовмещающие отложения представлены песками и песчаниками (в резко подчинённом количестве) зеленовато-серыми, красновато-бурыми, в основном мелкозернистыми, с прослоями глин, алевритов. Мощность водоносного комплекса нижнетриасовых отложений в основном изменяется от 36,0 до 156 м, уменьшаясь на купольных поднятиях и увеличиваясь в межкупольных понижениях. На площади работ подземные воды триасовых отложений опробованы скважиной 12v Ново-Коренёвская. Скважиной Ново-Коренёвская 12v комплекс на полную мощность не вскрыт. Его вскрытая мощность здесь составляет 278,5 м. Скважиной 21v Оземлянская водоносный комплекс вскрыт на полную мощность, которая составила 36 м.

Воды этого комплекса напорные, пьезометрические уровни устанавливаются на глубинах 4 - 20 м от поверхности земли на абсолютных отметках 125,5-137,09 м.

Ближайшими к участку скважинами, вскрывшими подземные воды данного водоносного комплекса, являются скважины № 12v (Ново-Коренёвское месторождение нефти), № 23v, № 38v (Судовицкое месторождение нефти) и № 37v (Северо-Домановичское месторождение нефти).

По химическому составу воды хлоридные натриевые с минерализацией от 2,13 до 14,5 г/дм3.

Дебиты скважин при опробовании нижнетриасового комплекса изменялись от 114,3 м3/сут до 691 м3/сут при понижениях от 18,1 м до 30,0 м соответственно. Удельные дебиты колебались от 0,03 до 0,54 л/(с ), что свидетельствует о значительной фильтрационной неоднородности водоносного комплекса.

Повышенная минерализация вод вызвана условиями затрудненного водообмена, вызванного наличием в толще нижнетриасовых и вышезалегающих юрских отложений прослоев плотных глин, алевролитов и алевритов, служащих водоупорами.

Таблица 1 - Результаты гидрогеологического и гидрохимического опробования нижнетриасового водоносного комплекса

Место расположения скважины и ее номер	Глубина скв., м. Абс. отм. устья, м	Глубина залегания пьезом. уровня, м. Абс. отм. уровня, м	Интервал опробования, м	Дебит, л/с (м3/сут) Понижение, м	Удельный дебит, л/с (м3/сут)	Минерализация, г/дм3
21v Оземлянское нефтяное месторождение	341 144,05#	7,21 136,49	282,7-296,0	1,89 (163) 8,50 (1 пониж.) 3,85 (333) 25,10 (2 пониж.)	0,22 (19) 0,15 (13)	1,72-1,75
12v Н-Коренёвское нефтяное Месторождение	487 137,34	11,85 125,49	457,6-483,0	1,43 (124) 6,8 (1 пониж.) 2,78 (240) 11,58 (2 пониж.)	0,21 (18) 0,24 (21)	14,3-14,5
37v Северо-Домановичское нефтяное месторождение	435,0 135,86	8,0 127,86	348-363	2,75 (238) 14,0	0,20 (17,0)	4,7
38v Судовицкое нефтяное месторождение	239,0 136,3	8,5 127,8	218,0-238,0	2,22 (192,0) 44,7	0,05 (4,3)	2,13-2,67
23v Судовицкое нефтяное месторождение	352,6 132,6	5,0 127,6	275,0-285,0 310,0-329,0	8,0(691,0) 30,0	0,27 (23,0)	3,72-4,57

Вместе с этим отмечается тенденция снижения общей минерализации вод данного водоносного комплекса вверх по потоку подземных вод.

Водоносный пермский карбонатно-терригенный комплекс (Р) имеет ограниченное распространение территории работ и располагается на глубинах 362 - 383 м. На полную мощность 22 м водоносный комплекс вскрыт скважиной 69v Славаньская. На Славаньском месторождении нефти водоносный комплекс опробован и эксплуатируется совместно с нижнетриасовым водоносным комплексом.

Подземные воды пермско-нижнетриасового водоносного комплекса имеют хлоридный натриевый состав с минерализацией 11,17 г/дм3. Дебит скважины на момент ее строительства составлял 8,8 л/с (760,0 м3/сут) при понижении 26,5 м; удельный дебит составил 0,33 л/с. Пьезометрический уровень установился на глубине 12,0 м, на абсолютной отметке 128,1 м. Величина напора над кровлей водоносного комплекса составила 371,5 м.

В районе г.г. Мозырь, Наровля воды комплекса опробованы в санаториях-профилакториях «Сидельники», «Сосны», «Полесье». По химическому составу воды хлоридные натриевые с минерализацией 26,2-39,6 г/дм3.

Водоупорный, локально водоносный верхнефаменский терригенно-карбонатно-галлогенный комплекс (D3fm3) имеет повсеместное распространение, залегает на глубине от 298 до 800 м.

Абсолютные отметки кровли от минус 154,2 м до 670 м /16/. Водовмещающими породами являются пески, трещиноватые песчаники, доломиты, мергели, залегающие в виде прослоев и линз в толще весьма плотных глин и имеющие подчиненное значение в разрезе. Общая мощность комплекса достигает 3350 м.

Воды фаменского комплекса относятся к типу хлоридных натриевых. С глубиной минерализация вод возрастает. Минерализация вод в скважине №1 (д. Милоград) в интервале 344,0-407,0 м составила 21 г/дм3.

3. Водообменные процессы

Следуя классификации участков ЗИВ можно констатировать, что в пределах территории Беларуси распространена региональная группа, водораздельно-долинная подгруппа, сплошной тип. По количеству относительно выдержанных водоносных пластов преобладает многопластовый подтип участков ЗИВ, отличающийся своеобразием, особенно в верхней части зоны интенсивного водообмена. Толща водно-ледниковых и моренных отложений антропогена мощностью до 200 м представляет собой чередование водоносных горизонтов, приуроченных к флювиогляциальным отложениям, и относительно водоупорных горизонтов - морен. Указанные отложения не выдержаны по площади, их мощность подвержена значительным изменениям. Поэтому многопластовый тип ЗИВ на отдельных участках переходит в двух- и однопластовый. Это означает, что гидродинамический способ определения мощности верхней гидродинамической зоны не всегда можно использовать. Приходится применять геолого-гидрогеологический метод, основанный на учете положения в разрезе регионального водоупора.

Динамика подземных вод ЗИВ в целом характеризуется наличием нисходяще-латерально-восходящего цикла. Но сравнительно высокая проницаемость относительно водоупорных слоев приводит к тому, что на большинстве ключевых участков кривая изменения напоров с глубиной в области восходящей фильтрации неконтрастна (ее крутизна по отношению к оси ординат небольшая), а на участках распространения двухпластового и однопластового типов участков ЗИВ она может вообще представлять собой вертикальную линию. Преобладают I и III классы участков ЗИВ, т.е. в большинстве случаев подошва зоны интенсивного водообмена находится глубже подошвы "подруслового потока".

Мощность зоны интенсивного водообмена в пределах Припятского прогиба.

Изменяется в значительных пределах - от 100 до 500 м. Минимальная мощность (100-150 м) установлена на границе Оршанского и Припятского бассейнов (Бобруйск - Любань - Солигорск - Копыль - Столбцы) на расстоянии около 260 км. Ширина полосы10-30 км. Минимальная мощность ЗИВ обусловлена неглубоким залеганием водоупоров. На северо-восток от указанной полосы в направлении Быхов-Кричев зона интенсивного водообмена имеет мощность 150-200 м.

Мощность ЗИВ в пределах изучаемого района изменяется в пределах от 150 до 300м. Максимальная мощность установлена в районе г. Мозыря и составляет 300 м.

В пределах территории Беларуси устанавливается принципиальное совпадение мощности зоны интенсивного водообмена и мощности зоны пресных вод. Исключением является некоторые участки Припятской впадины в долинах крупных рек, где зона интенсивного водообмена в нижней части содержит солоноватые и соленые воды, подтекающие снизу из надсолевых отложений (район г. Калинковичи, на р. Припять; Милград на р. Днепр и др.).

Мощность ЗИВ в пределах Беларуси изменяется спокойно, закономерно. Градиент мощности обычно равен - 0,002. Однако имеются участки, где мощность верхней гидродинамической зоны изменяется значительно на небольшом расстоянии, градиент мощности равен 0,009- 0,01 (г. Старые дороги, Узда, Городея, Несвиж, Копыль). Такие участки требуют повышенного внимания и особой тщательности при проведении поисково-разведочных работ на пресные воды - поверхность раздела зон интенсивного и замедленного водообмена здесь имеет сложную форму, ее положение в разрезе следует уточнять в процессе дальнейших гидрогеологических исследований путем бурения ярусов скважин для определения мощности ЗИВ и зоны пресных вод.

Основными дренами на территории БССР являются реки Западная Двина, Дисна, Березина (западная), Неман, Березина (восточная), Днепр, Припять, Сож и устьевые части их притоков.

Градиенты напора в основании ЗИВ вблизи гидравлического водораздела равны 0,00125, а к р. Припять уменьшаются до 0,00043.

Естественные запасы и ресурсы подземных вод.

Под естественными запасами подземных вод подразумевают объем, содержащийся в порах и трещинах горных пород. Зная положение кровли ЗИВ (свободной поверхности грунтовых вод) и ее подошвы и особенности геолого-гидрогеологических разрезов по ключевым участкам, можно определить естественные (емкостные) запасы пресных подземных вод в виде мощности слоя воды в метрах. При расчетах используются данные о коэффициенте водоотдачи м - параметр, который практически не изучается в процессе полевых опытно-фильтрационных работ. Поэтому приходится оперировать справочными данными. Принимаем, что коэффициент водоотдачи флювиогляциальных песков антропогена равен моренных отложений антропогена - 0,05; песков палеогена, мела, среднего и верхнего девона - 0,2; песчаников верхнего протерозоя - 0,1; мела и мергеля верхнего мела и карбонатных пород девона- 0,01; трещиноватой зоны гранитов архея - среднего протерозоя - 0,01. Умножая принятые величины м на мощность пласта, получаем мощность слоя содержащейся в нем воды. Суммируя результаты в пределах мощности ЗИВ, получаем соответствующую ей мощность слоя вода h в метрах. Разделив последнюю на мощность ЗИВ, находим средний коэффициент водоотдачи мср.

Несмотря на условность принятых исходных величин коэффициента водоотдачи, средний коэффициент водоотдачи пород ЗИВ, видимо, отражает геолого-литологические закономерности региона. Увеличение мср свидетельствует о более значительной роли песков и песчаников в разрезе верхней гидродинамической зоны. Уменьшение мср, наоборот, подчеркивает большую роль относительно водоупорных и трещиноватых пород.

Коэффициент водоотдачи пород ЗИВ изменяется по территории БССР от 0,05 до 0,18, составляя » среднем 0,0935.

Мощность сдоя пресных вод в зоне интенсивного водообмена также подвержена изменениям. Минимальные ее величины равны 6,6 - 13,0 м (г. Столбцы, оз. Нарочь, Добруш), максимальные - достигают 32,3 - 38,1 м (г. Орша, Полоцк, Могилев, Клецк, Лунинец ). Средняя мощность слоя пресных вод на территории БССР определяется величиной 24,55 м.

При площади республики 207,6 тыс. км2 естественные запасы пресных подземных вод определены ориентировочно в количестве 5100 км3.

При оценке естественных ресурсов использовалась карта С.С. Белецкого, на которой показаны изолинии величин коэффициента подземного стока, характеризующего долю годового количества атмосферных осадков, расходуемых на питание подземных вод. Модуль подземного стока изменяется от 0,54 до 4,26 л/(с*км2). Средний модуль подземного стока - 2 л/(с*км2).

С помощью площадного модуля подземного стока легко оценить естественные ресурсы подземных вод исследуемых территорий. Естественные ресурсы пресных подземных вод Белоруссии равны 415,2 м3/с. Этого расхода достаточно, чтобы снабдить кондиционной питьевой водой население в 7 раз большее, чем то, которое проживает в настоящее время на территории республики.

Но площадной модуль подземного стока мало пригоден для выявления водообильных участков (месторождений подземных вод), так как он не привязан к мощности ЗИВ и не характеризует поэтому интенсивности водообмена. Необходимо оценивать естественные ресурсы подземных вод по объемному модулю подземного стока, измеряемому в л/(с*км3). Он показывает, сколько литров воды вытекает в секунду с кубического километра пород ЗИВ. Переход от площадного модуля к объемному производится путем деления величины площадного модуля на мощность ЗИВ, выраженную в километрах.

4. Гидрогеологическая зональность территории: гидродинамическая, гидрогеохимическая, гидрогеодинамическая, геотермическая, газовая, микробиологическая

Гидродинамическая зональность и динамика подземных вод.

В разрезе земной коры имеют место следующие гидрогеологические системы:

а) грунтовых вод,

б) артезианские,

в) квазиэлизионные, с элементами субгоризонтального центробежного перемещения,

г) термогидродинамические.

Термобарическими условиями термогидродинамической системы ограничивается существование как жидкофазной воды, так и сколько-нибудь крупных ассоциатов воды с устойчивой водородной связью в составе надкритических флюидов. В связи с этим весь нижележащий разрез коры и верхней мантии следует, по-видимому, рассматривать как своеобразный субгидрогеологический планетарный этаж.

Формирование массы подземных вод первых двух гидрогеологических) систем связано преимущественно с общим круговоротом воды в зонах активного водообмена (инфильтрация, подземное перемещение и разгрузка с трансформацией подземного стока в поверхностный). И в меньшей мере - с конвективно-диффузионным перемещением вещества из квазиэлизионной и термогидродинамической систем. В разрезе последних подземные воды сложного генезиса, от первично-седиментационных и литогенных (дегидратация минералов и термодеструкция органического вещества) до подкоровых, ювенильных".

На территории Беларуси гидродинамическая система грунтовых вод связана с верхними частями гидрогеологического разреза, где доминируют преимущественно четвертичные отложения. Питание водоносных горизонтов, входящих в систему, осуществляется за счет инфильтрации атмосферных осадков и поверхностных вод, а также восходящих вод более глубоких напорных горизонтов. Движение воды в пределах горизонта определяется разностью потенциала гравитационной силы и направлено в сторону более низких гипсометрических отметок зеркала грунтовых вод.

Пластовое давление в условиях гидродинамической системы тождеств венно гидростатическому и определяется высотой и плотностью столба воды.

Температура грунтовых вод при их неглубоком залегании обычно соответствует среднегодовой температуре воздуха. Скорости фильтрации подземных вод большие (до десятков м/сут), динамические запасы составляют основную часть общих запасов вод. К этой же системе относятся и свободные воды зоны аэрации (верховодка). Мощность водовмещающих пород системы грунтовых вод достигает 60 м, воды безнапорные.

Гидродинамическая система грунтовых вод развита в пределах верхней части всех гидрогеологических бассейнов и районов республики.

Квазиартезианская гидродинамическая система на территории Беларуси распространена фрагментарно и генетически связана с районами местного формирования напоров подземных вод.

Потенциал движения подземных вод определяется величиной гидростатического напора, зависящего, в свою очередь, от превышения отметок области питания водоносного горизонта над областью разгрузки. Пластовое давление в квазиартезианской гидродинамической системе (так же как в системе жрунтовых вод) имеет гидростатическую природу и определяется высотой и плотностыо столба пресной воды.

Представления о природе и положении артезианских систем в разрезе земной коры "возникли и развивались на основе изучения неглубоко залегающих грунтовых вод и слабонапорных вод, для которых применим закон Дарси. Базирующийся на допущении физической индифферентности водовмещающих пород и представлении о них как матрице, форма и размеры отверстий (пор) в которой могут изменяться только под влиянием растворяющего действия движущихся вод. Гидрогеологические структуры, укладывающиеся в схему артезианского бассейна, в природе в чистом виде не встречаются, а их основные черты свойственны лишь самым верхним частям разреза осадочного чехла земной коры, где влияние геостатических нагрузок и температур на матрицу пород несопоставимо мало по сравнению с расклинивающим влиянием движущихся под гидростатическим напором подземных вод".

Мощность гидродинамической системы обычно не превышает 300-450 н.

Зона, объединяющая гидродинамические системы грунтовых вод и квазиартезианскую (верхний гидрогеологический этаж), является зоной активного водообмена и характеризуется наибольшими скоростями фильтрации подземных вод.

Квазиэлизионная гидродинамическая система получила преобладающее развитие в условиях Припятского гидрогеологического бассейна, где она охватывает отложения средней юры (ниже батского яруса), триаса, перми, карбона и надсолевого девона, сложенные преимущественно песчано-глинистыми неконсолидированными породами, и соответствует среднему гидрогеологическому этажу. От верхнего гидрогеологического этажа средний отделяется глинами батского яруса средней юры, представляющими собой на большей части бассейна региональный водоупор.

Динамика подземных вод в разрезе квазиэлизионной системы частично определяется процессами сокращения объема порового пространства глинистых пород и отжатая поровых вод.

Величина пластового давления в разрезе системы в значительной степени зависит от избыточного давления.

Скорости движения подземных вод относительно невелики, уменьшение скорости с глубиной происходит монотонно-асимптотически.

В зависимости от распределения пластовых давлений в вертикальном разрезе среднего гидрогеологического этажа можно выделить две подзоны -J верхнюю и нижнюю. Верхняя подзона распространена до глубины около 1000 м и характеризуется пластовыми давлениями, равными условному гидростатическому. На больших глубинах среднего этажа пластовые давления превышают условное гидростатическое на 2-17%. Такая зональность характерна для всей территории Припятского гидрогеологического бассейна.

Латеральные перемещения подземных вод в разрезе квазиэлизионной системы возможны в пределах отдельных тектонических блоков, характеризующихся сравнительно однородными литолого-фациальными условиями.

Мощность квазиэлизионной системы в Припятском бассейне достигает 1500-2000 м.

Нижний гидрогеологический этаж в составе деградировавшей элизионно-термогидродинамической системы имеет место в Припятском бассейне, где в его объеме выделяются рассолоносные комплексы подсолевых и межсолевых карбонатных и терригенных отложений, а также водоупорные соленосные толщи.

Согласно представлениям А.В. Кудельского (Богомолов и др., 1973), для термически и упругодинамически деградировавшей элизионно-термогидродинамической системы характерно отсутствие современных внешних и внутренних областей питания водоносных комплексов и латерального перемещения рассолов; существующая пластовая энергия определяется давлением столба рассолов переменной плотности.

В целом современное состояние гидродинамической системы, объединяющей подсолевые и межсолевые девонские комплексы Припятского бассейна можно определить как гравитационно-гидростатически-уравновешенное, исключающее трансформные и трансбассейновые (латеральные) перемещения подземных вод и рассолов.

Гидрогеохимическая зональность.

Химический состав подземных вод и гидрогеохимическая зональность осадочной толщи земной коры зависят от многочисленных и часто разнонаправленных процессов взаимодействия в системе вода-порода, смешения вод различных генезиса и состава: в зонах грунтовых и артезианских гидродинамических систем - смешение с инфильтрационными, причем не всегда пресными и восходящими глубинными; в квазиэлизионных и термогидродинамических зонах - с водами коровых и подкоровых эксгаляций, "возрожденными" водами из вмещающих пород, в том числе водами (рассолами) газожидкостных включений. В этом смысле подземная гидросфера Земли представляет собой своеобразный субтерральный бассейн "скрещивания" вещества различного происхождения и геохимического облика.

Осадочному чехлу Беларуси свойственна прямая (или близкая к прямой) гидрогеохимическая зональность, причем в каждом гидрогеологическом бассейне (массиве, районе) эта зональность имеет свою специфику.

Площадная (латеральная) гидрогеохимическая зональность хорошо проявляется при анализе площадного распределения минерализации подземных вод четвертичных отложений (рис. 4.1). Привлекает внимание приуроченность относительно высоко минерализованных вод (0,5 г/л и выше) к районам широкого развития моренных отложений на севере Беларуси и маломинерализованных (менее 0,3 г/л) - преимущественно к районам хорошо промытых флювиогляциальных и аллювиальных образований юга республики.

Рисунок 4 - Карта-схема минерализации подземных вод четвертичных отложений Беларуси

Распространение подземных вод различной минерализации, г/л: 1 г менее 0,1; 2- 0,1 -0,3; 3 - 0,3- 0,5; 4 - более 0,5. 5 - зоны разгрузки высокоминерализованных хлоридных вод. Границы распространения первых от поверхности межморенных водоносных комплексов: 6 - сожско-J поозерского, 7 - днепровско-сожского.

Геотермическая зональность подземных вод.

Анализ приложенных здесь карт-схем распределения температур разновозрастных горных пород и подземных вод на срезах глубин 100, 250, 500 и 1000 м показывает, что на большей части территории Беларуси срезу 100 м соответствуют температуры 8-9 С. Меньшие температуры отмечены в северо-восточных и центральных районах (Минская возвышенность, Ошмянская и Копыльская гряды, Оршанская и Витебская возвышенности) и связаны с интенсивной нисходящей инфильтрацией холодных атмосферных и подземных вод. В пределах геологических структур с повышенной мощностью осадочных пород отмечается увеличение температур до 10 С. Аномалии с температурами более 13 °С тяготеют к северной прибортовой зоне Припятского прогиба.

Тот же характер распространения температур свойственен срезам глубин 250 и 500 м. Более дифференцированым выглядит геотемпературное поле на срезе 1000 м. Наиболее прогретые зоны расположены в пределах Подлясско-Брестской впадины и Припятского прогиба. В белорусской части Подлясско-Брестской впадины (Прибугская площадь) температура на глубине 1000 м равна 32° С.

В Припятском прогибе максимальные температуры связаны с Северной структурно-тектонической зоной. Тепловые аномалии, оконтуренные изотермой 34 °С, ориентированы вдоль простирания Северо-Припятского разлома и приурочены к Березинской, Первомайской, Восточно-Первомайской, Красносельской, Ветхинской и другим структурам. В отдельных скважинах (Березинская, 1, Восточно-Первомайская, 72, 76, Ветхинская, 12 и др.) температуры достигают 38-43 °С.

В центральной части Припятского прогиба положительные тепловые аномалии (изотермы 28° С) выделяются в пределах Золотухинской, Хобнинской, Барсуковской структур, а также в Туровской депрессии (скв. Туровская, 1,3, Малышевская, 1).

На рассматриваемой территории максимальные температуры подземных вод колеблется в пределах 15-20 °С.

В южной части прогиба температурные аномалии, превышающие 26°С, ориентированы вдоль простирания Южно-Припятского разлома. Здесь же зафиксированы и минимальные для Припятского прогиба температуры: менее 16° С.

Наибольшей “прогретостью” недр на территории Беларуси характеризуется Припятский прогиб. Наибольшие температуры зафиксированы в разрезах Березинской (102,2 °С), Восточно-Наровлянской площадей (100,5 °С, скв. 11, 4450- 4492 м). Экстраполяцией температур до глубины 5000 м оценена максимальная температура (132,4 °С) поверхности кристаллического фундамента в пределах Северной тектонической зоны (Шатилковская пл., скв.).

Максимальные плотности тепловых потоков (84-109 мВт/м2)- установлены в северо-восточной части прогиба, минимальные (21-59 мВт/м2) - в центральных и южных районах.

Современный геотермический режим сформирован в результате длительного развития геологической структуры Припятского прогиба и является продуктом сложных и разнонаправленных историко-геологических процессов, продуктом эволюции теплоэнергетической системы прогиба как части Днепровско-Донецко-Припятского авлакогена (Кудельский, Бурак, 1982).

5. История развития гидрогеологических структур

Из курса исторической геологии известно, что историю геологического развития Земли можно изучить при определении состава, строения, возраста и условий залегания г.п., при исследовании растительных и животных остатков и других признаков сохранившихся от предыдущих эпох. Воссоздание гидрогеологических условий это сложная задача, поскольку п.в. не сохранились в том качестве, которые были раньше, а изменились в соответствии с условиями окружающей среды. Была создана палеогидрогеология. Исходными материалами для палеогидрогеологической характеристики служат палеотектонические, палеогеографические, палеогеологические, палеоклиматические реконструкции, состава пород, данные по изучению современной гидрогеологической обстановки и выявленные гидрогеологический закономерности. Баской рекомендует следующие этапы:

1) Структурно-палеогидрогеологический. Включает реконструкцию основных типов гидрогеологических структур, водоносных комплексов, формаций

2) Палеогидродинамический, условия питания, движения и разгрузки подземных вод

3) Палеогидрогеохимический, восстановлении степени минерализации и состава подземных вод, гидрохимической зональности (гидрогеохимия)

4) Палеогидрогеотермический, реконструкция температур вод, температурной зональности

Гидрогеологическое развития Земли в AR.

Историческое развитие начинается с AR 4,6 млрд. +-200. Произошло образование первичной коры. Она была сложена вулканическими породами основного и ультра основного состава (габбро). Наибольшей обводноностью отличаются рифтовые зоны через которые шла возгонка летучих веществ в атмосферу. Гидрохимический разрез был однообразный и определялся распространение слабоминерализованных парагидротерм, гидрокарбонатного, Mg-Ca состава. Позже с образование наземной гидросферы (3,5 млрд.) и начало формирования 2-х обстановок: субаквалиной и субаэральной (суша). На первых этапах суша занимала не большие выступы сложенные эффузивами и гранитоидами, в дальнейшем, не смотря на рост воды в океане происходило, увеличение суши и дифференциация ее рельефа. В конце AR вулканические породы подверглись метаморфизации, происходили тектонические перемещения блоков, гранитизация и мигматизация. Основным типам структур на суши были гидрогеологические массивы. В зоне выветривания массивов циркулировали углекислые воды гидрокарбонатного состава с сложным сочетанием катионов и наличием хлор иона. В зонах тектонических нарушений состав вод был разнообразным, с основными компонентами (гидрокарбонат ион, HCO3, Ca, Mg, Na), газы мантийного генезиса (гелий, аргон). В прибрежной области накапливались хемогенные осадки и обломочные порода, которые слагали чехол первых артезианских бассейнов субаквального типа. Осадконакопление сопровождалось захоронением океанических вод, поэтому состава вод мало отличался от океанического. Не исключено, в конце AR начали возникать эпиконтинентальные моря, где создавались условия благоприятные для концентрирования солей.

Океанические платформы занимали преобладающую часть дна океана, были образованные метаморфизованными вулканогенными породами базальтового слоя.

Гидрогеологическое развитие земли в PR.

К протерозою завершилось формирование континентальной коры, а в течении протерозоя и океанической коры.

Образование земной коры сопровождалось дегазацией мантии и выделением больших масс воды.

На суше доминировали гидрогеологические массивы, сложенные интрузивными и метаморфическими породами, также в этот период возникали вулканогенные бассейны.

В протерозое произошла дифференциация климата, считается, что в Европе господствовал тропический климат со среднегодовой температурой около 30С и с количеством осадков 1000-1500 мм/год. А в Восточной Сибири был субполярный климат со среднегодовой температурой 0С и суммой осадков от 300 до 1000 мм/год.

Взаимодействие экзогенных и эндогенных процессов определило особенности химического состава подземных вод. Создались условия для формирования достаточно контрастной гидрохимической зональности, т.е. смены в разрезе пресных вод солеными. Наличие горных хребтов и различных климатических обстановок обусловило формирование высотной гидрохимической поясности и широтной гидрогеохимической зональности.

На дне морей и океанов формировались структуры артезианского и вулканогенного типов. Подземные воды этих структур имели преимущественно морской генезис.

В рифее и венде были заложены крупнейшие платформенные области: в южном полушарии Гондванская, охватывала большую часть Южной Америки, Африки, Индостана и Австралии. А в северном полушарии - Восточно-Европейская, Восточно-сибирская, Северо-Американская. Они были прообразом современных артезианских областей, наращивание чехла которых продолжалось в течении всего фанерозоя и наиболее интенсивно в палеозое.

История развития гидрогеологических структур в палеозое.

Гидрогеологические массивы обрамляли платформенные структуры и имели вытянутую формы. Постепенно увеличивались размеры устойчивых областей земной коры.

В палеозое артезианские бассейны стали ведущими гидрогеологическими структурами на континентах. Их территории испытывали неоднократные смещения. В конце перми большинство артезианских бассейнов вышло из-под уровня моря.

Климат в палеозойскую эру был нестабилен. В начале преобладали изотермические условия, а затем произошло образование тропических, умеренный и арктических областей, положение которых со временем изменялось.

Обстановка осадконакопления резко отличалась от предыдущих эпох. Впервые в столь грандиозных масштабах происходило формирование карбонатных, соленосных и угленосных толщ значительной мощности. Широко были развиты окислительные и восстановительные условия. Живое существо принимало непосредственное участие в процессах седиментации.

Широкое развитие экзогенных типов литогенеза создало условие для интенсивной водновоздушной обработки пород зоны гипергенеза.

Накопление органики вело к активизации восстановительных процессов. Соленые воды и рассолы имели хлоридный, натриевый или натриево-кальциевый состав.

Гидрогеохимическая история развития земли в мезо-кайнозое.

Площадь материков составляет примерно 80%. Увеличивается за счет образования молодых плит: Западно-Сибирской, Туранской, Скифской, Западно-Европейской. В этих регионах формировались новые крупные артезианские области. Их характерной особенностью было формирование ограниченных по площади галогенных толщ. В условиях неоднократного и широкого проявления морских трансгрессий сложилась обстановка благоприятная, для образования мощной зоны соленых вод, мощностью более 3 км. В их составе преобладали воды гидрокарбонатно-хлоридного типа и хлоридного с повышенными концентрациями органических веществ: I, Br, B, Si.

На окраинах артезианских бассейнов вблизи интенсивно разрушающихся горных сооружений формировалась мощная зона пресных вод, мощностью до 2 км. Усиление аридности проявилось в триасе и плиоцене.

Ледниковая эпоха началась миоцене в Антарктиде и достигла максимума в плейстоцена.

Специфика молодых артезианских бассейнов обусловлена неустойчивостью геологических и гидрогеологических процессов. Направленность и интенсивность движения подземных вод менялась в последствии со сменами инфильтрационного и литогенного режимов.

В мезокайнозое продолжалась эволюция артезианских бассейнов древних платформ. В верхней части разреза изменения зависели от степени и характера климатического литогенеза.

Глубокие зоны влияния не претерпели особых изменения. Как исключение отметим трапповый магматизм, который проявился в перми и триасе в Восточной Сибири. В юре - в Антарктиде и юго-восточной Африке, в раннем мелу - в Южной Америке. В позднем мелу и палеоцене - на Деканском платом. Трапповый магматизм приводил к проявлению различных гидротермальных процессов.

В областях вулканизма, находившихся в зоне перехода от континентальной коры к океанической, образовались термальные воды сульфатного и хлоридного состава с минерализацией 1-10 г/л, а также образовывались слабокислые щелочные термы хлоридного состава, с минерализацией до 20 г/л.

В мезозое континентальные платформы начали распадаться, происходило перемещение литосферных плит. Это привело в тектонической перестройке дна океана в пределах океанических платформ. Начиная с юры накапливаются осадочно-вулканогенные отложения. Нижний океанический слой, образованный метаморфизованными вулканогенными породами, представляет собой фундамент бассейнов. На фундаменте возник средний океанический слой, представленный вулканогенными и вулканогенно-осадочными отложениями. В нем распространены пластовые и трещинно-жильные воды океанического генезиса, преимущественно хлоридно-натриевого состава. Верхний океанический слой осадков представлен рыхлыми терригенными и карбонатными отложениями. Состав вод мало отличается от океанических.

В истории развития вод каждого комплекса отмечаются свои характерные особенности.

Для подсолевого комплекса:

1. Первоначальное формирование подсолевого водоносного комплекса происходило в первом гидрогеологическом цикле причем минерализация вод комплекса не превышала 35-140 г/л.

2. Метаморфизация химического состава вод проходила влиянием процессов, связанных с увеличением геостатического давления и температур (эпигенез).

3. Формирование подсолевого комплекса, как водоносного, закончилось к концу третьего цикла, (время отложения нижнего карбона). К этому времени определилось размещение зон водообмена, в дальнейшем только усиливались условия гидрогеологической закрытости.

4. Промывание инфильтрационными водами морских отложений подсолевого комплекса могло осуществляться на крайнем западе и частично в прибортовой северной части впадины, на большей части площади распространения воды подсолевого комплекса находились в зоне весьма замедленного водообмена и в условия активного водообмена не вовлекались.

5. На первом и втором этапе формирования комплексов движение подземных вод и растворенных в них углеводородов было направлено от северной к южной прибортовых частей впадины к центральной. В дальнейшем (к концу третьего и пятого циклов) направление движения изменялось и осуществлялось от центральной части впадины к прибортовым (северной и южной), а также на юго-восток и запад. Оно было направлено от погруженных участков (Кодаткевичская, Василевичская депрессии) к приподнятым (Ельский, Речицкий валы). Направление движения вод подлевого комплекса на современном этапе осуществляется с севера на юг и юго-восток. Восходящая миграция приобретала локализацию под водоупорными толщами, где исходило концентрирование углеводородов в ловушках. В зависимости от палеогидрогеологических условий зонами нефтегазонакопления являлись приподнятые части ступеней - валы (Первомайский, Чернинский, Наровлянский, Буйновский, Речицкий); зонами нефгегазообразования - опущенные части ступеней (Мозырская, Буйновичско-Наровлянская, Шатилковская, Речицкая, Березинская).

Для межсолевого комплекса:

1. Первоначальная максимальная концентрация захороненных в осадках межсолевого комплекса седаментационных вод не могла превышать 140 г/л при температурах меньше 20 °С.

2. Специфические особенности вод (доходящих до стадии рассолов формировались в межсолевом комплексе на постседиментационных этапах под влиянием процессов гравитационного уплотнения пород (диагенез), затем под воздействием более высокого давления и температур, связаных с увеличением мощности покрывающих отложений (эпигенез), а также активных перемещений в мобильные стадии тектонической деятельности,

3. Межсолевой водоносный комплекс (за всю историю развития) в центральных и восточных районах впадины лишь частично вовлекался в условия активного водообмена и инфильтрационными водами полностью не промывался.

Довольно мощные толщи осадков (до 1000 м) и отсутствие длительных перерывов в девоне благоприятствовали периодическому накоплению органического вещества в субаквальной среде и ее преобразованию в углеводороды. Длительные перерывы (до 50 млн. лет) отмечаются в конце перми, триаса, в палеоген-неогене, т. е. когда воды межсолевого комплекса находились в условиях высокой закрытости. Это привело к сохранению углеводородов и возрастанию их содержания по мере захоронения нефтегазопродуцирующих толщ.

4. Наиболее благоприятные условия для миграции флюидов и формирования региональных нефтяных скоплений в горизонтах межсолевого комплекса. С учетом гидродинамического поступления углеводородов из подсолевых отложений, отмечаются в центральной и восточной частях впадины, где сохранилась надежная закрытость регионально выдержанными водоупорами в условиях устойчивого прогибания. Формирование этих обстановок относится к позднедевонскому времени, а в последующее время (каменноугольное, пермское, триасовое и др.) мощность слабопроницаемых отложений, разделяющих выше залегающие водоносные горизонты и комплексы, увеличивалась.

5. Движение подземных вод и растворенных углеводородов в отложениях комплекса к концу второго и третьего циклов времени накопления (задонско-елецкий горизонт; нижнекаменноугольное время) происходило в пластах-коллекторах от периферийных частей впадины к ее центру. Возможны были и локальные боковые движения. В условиях, приближающихся к современным (к концу нижнего триаса и в палеогене) движение вод было направлено от нейтральной части впадины к периферийной и в вышележащие комплексы. При современных условиях движение вод межсолевого комплекса, как и подсолевого, направлено с севера на юг и юго-восток.

...