Міністерство освіти і науки України

Міністерство освіти і науки України

Харківський національний університет

Ім. В. Н. Каразіна

 

Геолого-географічний факультет

Кафедра геології

 

 

Старченко Анжеліка Михайлівна

 

БАКАЛАВРСЬКА РОБОТА

                                                  на тему :

«Геологічна будова Козіївської площі

(Харківська область)»

 

Науковий керівник ______________доц. Тхоржевський Е. С.

 

Бакалаврська робота допускається до захисту.

Рішення кафедри від «___»_____________20   р.,

протокол № ____.

 

Завідувач кафедри ______________________

 

«___» _______________20      р.

 

 

Харків 2013

ЗМІСТ

Вступ…………………………………………………………………

1. Географо-економічна характеристика району…………………

2. Геологічна вивченість району……………………………………

3. Стратиграфія………………………………………………………

4. Тектоніка…………………………………………………………..

5. Геоморфологія…………………………………………………….

6. Історія геологічного розвитку……………………………………

7. Гідрогеологія………………………………………………………

8. Корисні копалини…………………………………………………

9. Закономірності розміщення корисних копалин і оцінка перспектив району

Висновки………………………………………………………………

Список використаної літератури…………………………………….

Список графічних додатків

Список зразків

 

ЛИТЕРАТУРА, ССЫЛКИ НА ЛИТЕРАТУРУ В ТЕКСТЕ

 

 

ВСТУП

Матеріал для бакалаврської роботи зібраний у ході виробничої практики.

Головною метою бакалаврської роботи є вивчення геологічної будови Козіївської площі Краснокутського району Харківської області. 

Для досягнення поставленої мети необхідно було виконати такі завдання :

· проаналізувати геологічні, гідрогеологічні та геоморфологічні умови району;

· вивчити історію дослідження району;

· вивчити та проаналізувати геологічну будову – стратиграфію, тектоніку, гідрогеологію і геоморфологію, історію геологічного розвітку та корисні копалини району;

· зробити аналіз закономірності розміщення корисних копалин та перспективи району;

· підбити підсумки та зробити висновки щодо опрацьованого матеріалу.

 

 

СТРАТІГРАФІЯ

У геологоструктурному відношенні район дослідження знаходиться в межах північно-східного крила Дніпровсько-Донецького авлакогену, що представляє собою велику синклінальну структуру в кристалічному фундаменті, заповнену потужною товщею осадових відкладів.

Стратиграфічне розчленування відкладів виконано згідно до Стратиграфічного кодексу України, затвердженим Національним стратиграфічним комітетом України 2 квітня 1997 р., до Кореляційних стратиграфічних схем, затвердженими 25 травня 1993 р. Українським міжвідомчим стратиграфічним комітетом, і Кореляційної стратиграфічної схеми докембрійських відкладів Українського щита, затвердженої Національним стратиграфічним комітетом України 22 червня 2000 р.

Будова верхньої частини земної кори двоповерхова. Нижнім структурним поверхом є кристалічний фундамент, верхнім – осадовий чохол, який залягає на денудованій та еродованій поверхні фундаменту, що має загальний пологий нахил у південно-західному напрямку, вбік Дніпровсько-Донецької западини.

Докембрійський фундамент

В докембрійському фундаменті виділено 3 структурно-формаційних комплекси: ранньоархейський, пізньоархейський та нижньопротерозойський. До складу ранньоархейського комплексу (аульського) входять стратифіковані ультраметаморфічні та інтрузивні формації, метаморфизовані в умовах високотемпературної амфіболітової фації. Стратифіковані формації (кристалосланцьово-гнейсова та кристалосланцьово-амфіболітова) складені роговообманково-біотитовими і рогообманковими гнейсами, роговообманково-біотит-плагіоклазовими кристалосланцями і амфіболітами. В ранньому археї також локально розвинуті інтрузивні плагіограніти тоналітового ряду.

Пізньоархейський комплекс (аналог конисько-верховцевської серії) представленний різноманітними кристалічними сланцями амфіболітами епідот-амфіболітової та зеленосланцьової фацій метаморфізму (зеленокам’яний комплекс). Вони складають невеликі за розмірами (2-5 в перетині, довжина до 10-15 км) структури. Практично всі метаморфізовані породи цього віку є аналогом вулканічних утворень. Верхня частина комплексу (білозерська свита) складена переважно метаморфізованими осадовими породами.

До нижньопротерозойського комплексу належить криворізька серія, серед якої переважають слабометаморфізовані осадові породи (кварц-серицитові, кварц-хлорит-серицитові сланці, залізисті та безрудні кварцити), верхня частина яких практично не зазнала метаморфізму.

Породи раннього архею в межах ДДЗ утворюють купола. Пізньоархейський комплекс приурочений до між купольного простору. Нижньопротерозойські породи, як правило, незгідно залягають на розмитій поверхні архею,заповнюючи грабен-синклинальні структури.

Осадовий чохол

Палеозойська ератема ( PZ )

Девонська система (D)

У центральній і північно-західних частинах ДДЗ розріз починається девонськими відкладами, що залягають безпосередньо на фундаменті. Вони складають потужну товщу різних порід: аргілітів, алевролітів, пісковиків, мергелів, вапняків, доломітизованих вапняків, доломітів, кам’яної солі, гіпсів, ангідритів, пірокластичних і ефузивних порід. Потужність змінюється від 2000-7500 м.

У розрізі девону виділяють 2 відділи – середній(частково) і верхній. У середньому девоні встановлено відклади ейфельського і живетського ярусів, у верхньому – франського і фаменського ярусів.

Середній девон(D₂).  Ейфельський ярус( D ₂ ef ) середнього девону представлений пярнуським і навруським горизонтами, які залягають на докембрійському фундаменті і складені чергуючимися різноколірними кварцовими та аркозовими різнозернистими пісковиками, алевролітами, аргілітами, тонкозернистими доломітами. Потужність 30-50 м.

Живетський ярус ( D ₂ gv ) сформований старооскольським горизонтом, поширеним у північно-західній та південно-східній частинах ДДЗ, відклади якого незгідно залягають на породах ейфельського ярусу або на породах кристалічного фундаменту. До його складу входять строкаті та строкато колірні кварцові різнозернисті пісковики, світло- і темно-сірі аргіліти, алевроліти, детритові вапняки і доломіти.

Прибережні та мілководі фації середнього девону характеризуються сприятливими колекторами і покришками, але деякі особливості цементу пісковиків погіршують їхні ємнісні та фільтраційні властивості.

Верхній девон (D₃). Франський ярус (D₃f) представлений трьома під`ярусами.  Нижньофранський під’ярус верхнього девону незгідно залягає на страрооскольських горизонтах або на докембрійському фундаменті. Представлений кинівським і саргаївським горизонтами. Кинівський горизонт складений перешарованими дрібнозернистими пісковиками з аргілітами і вапняками, доломітами, аргілітами, іноді зустрічаються невеликі покриви ефузивів основного і ультра основного складу, пірокластичні породи. Пісковики мають колекторські властивості.

Саргаївський горизонт розкритий численними свердловинами практично в усіх структурно-фаціальних частинах ДДЗ, за винятком ряду площ північної прибортової зони на північному заході западини. Відклади горизонти – переважно вапняки і доломіти з підпорядкованими прошарками мергелів і доломітових аргілітів.

Середньофранський під’ярус складений аналогами семилуцького горизонту, що незгідно залягає на саргаївських відкладах. В центральній частині ДДЗ породи під’ярусу – аргіліти з підпорядкованими туфогенними пісковиками, алевролітами, туфоконгломератами – у верхах розрізу замінюються детритовим вапняком. В інших районах западини розповсюджені сірі вапнисті аргіліти, що чергуються з прошарками вапняків і глинистих алевролітів, темно-сірі бітумінозні вапняки і сірі доломітизовані вапняки, темно-сірі до чорних доломіти. Досить поширені пірокластичні і ефузивні породи. На семилуцьких відкладах незгідно залягають породи алатирсько горизонту середньофранського під’ярусу: строкато колірні аргіліти, пісковики, гравеліти, конгломерати з рідкими карбонатними прошарками, пірокластичні і ефузивні породи. Потужність 25-500 м.

Верхньофранський під’ярус розглядається в об’ємі воронезького, євланівського і лівеньського горизонтів. Воронезький горизонт представлений карбонатними і безкарбонатними аргілітами, вапняками, мергелями з прошарками пісковиків і алевролітів, у окремих болоках кам’яною сіллю і ангідритами, ефузивними і пірокластичними породами. Потужність до 700 м.

Євланівсько-лівенські (переважно нерозчленовані) відклади в нижній частині являють собою перешарування кам’яної солі, аргілітів, вапняків, мергелів, ангідритів, пісковиків, алевролітів і туфів, у верхній частині – соленосну товщу.

Товща перешарування сульфатно-карбонатно-теригенних і соленосних відкладів верхньофранського під’ярусу в окремих інтервалах має колекторські властивості; на ряді площ виявлено незначні нафтогазопрояви.

Фаменський ярус (D₃fm) розглядається в об’ємі нижньофаменського (задонський та єлецький горизонти) і ферхньофаменського (лебедянський і данківський горизонти) під’ярусів. Задонсько-єлецькі відклади (нерозчленовані) встановлено на багатьох площах південного склону та північного заходу ДДЗ. В розрізах південної прибортової зони північно-західної частини ДДЗ задонському горизонту відповідають теригенно-ефузивно-карбонатні відклади, єлецькому горизонту – теригенні (чергування аргілітів, алевролітів і пісковиків з прошарками, збагаченими туфогенним матеріалом). В північній прибортовій зоні на північному заході ДДЗ задонська частина розрізу характеризується значно меншою кількістю туфогенного матеріалу, а єлецька аналогічна описаним вище.

Задонсько-єлецькі відклади південної прибортової зони центральної частини ДДЗ представлені поліміктовими, аркозовими пісковиками, туфопісковиками, алевролітами, аргілітами.

Лебедянський і банківський горизонти нерозчленовані, складені верхньою соляною і надсоляною товщами. Верхня соляна товща в одних розрізах складена кам’яною сіллю, в інших – сульфатно-глинистими породами. Потужність від 40 до 730 м.

Нафтогазоносність в лебедянсько-данківському горизонті приурочена до над соляної товщі, що обумовлюється екрануючими властивостями перекриваючих відкладів.

 

Кам’яновугільна система (С)

Існує проблема границі між девоном і карбоном – вік озерсько-хованських відкладів віднесено до верхів фаменського ярусу верхнього девону. У осьовій та північній частинах ДДЗ ці відклади сформували теригенну товщу, а в південній прибортовій – істотно карбонатну. Потужність відкладів до 1000 м.

В розрізі кам’яновугільної системи ДДЗ виділяють нижній, середній та верхній відділи.

Нижній карбон (C₁)  складають турнейський, візейський та серпуховський яруси.

Турнейський ярус (C₁t). Породи турнейського ярусу трансгресивно залягають на різних рівнях перехідних відкладів девону – карбону, верхньодевонських і докембрійських утворень. Найбільш повні розрізи турнейського ярусу сформовано морськими відкладами на південному сході (потужність 500 м і більше).

Візейський ярус (C₁v). Візейські відклади мають найбільшу площу поширення, трансгресивно залягаючи на різних стратиграфічних рівнях турнейського ярусу, а також девону і докембрію, послідовно виклинюючись на схилах Українського щита та Воронезького кристалічного масиву. Потужність візейських відкладів у при осьових частинах становить 1800 м і більше, на північно-західній окраїні – 170 – 200, на північному та південному бортах – 100 – 150 м і менше.

У візейському ярусі виділяють нижньовізейський та верхньовізейський під’яруси. У нижньовізейському під’ярусі розповсюджені вапняки, теригенні відклади переважають лише в прибортовій північно-західній частині. Верхньовізейський під’ярус складений в нижній частині переважно вапняками, часто окремнілими, силіцидами, аргілітами, алевролітами з прошарками мікрозернистих пісковиків. У верхній частині під’ярусу на заході залягають сіроколірні теригенні слабовугленосні відклади, на сході – темноколірні піщано-алеврито-глинисті. Загальна потужність під’ярусу 800-1000 м і більше.

Серпухівський ярус (C₁s). У серпуховському ярусі виділяють нижньо- і верхньосерпуховський під’яруси. Відклади нижньосерпуховського під’ярусу без ознак незгідності залягають на утвореннях Х горизонту візею. Переважають лагунно-континентальні утворення – без карбонатні каолініт-гідрослюдісті аргіліти з прошарками косохвилясто-шаруватих алевролітів і пісковиків, частими пропластками вугілля і високою конкрецієносністю. Потужність під’ярусу досить мінлива: 20-50 м на північному заході, 120-180 – у крайових частинах прибортових зон, 700-800 – на півдні ДДЗ, в при осьовій частині південного сходу – 370 -760 м і більше.

До верхньосерпуховського під’ярусу належать переважно типово морські відклади, які трансгресивно залягають на різних горизонтах нижньосерпуховського та верхньовізейського. Верхньосерпуховська товща являє собою чергування пісковиків, алевролітів, аргілітів з прошарками органогенно-детритових вапняків та рідкими пропластками вугілля. Потужність верхньосерпуховських відкладів змінюється від 30-50 м на північному заході до 660 м і більше на південному сході в приосьовій частині ДДЗ.

Середній карбон (C₂). Відклади середнього відділу карбону поширені в об’ємі башкирського і московського ярусів, які незгідно залягають на породах нижнього карбону.

Башкирський ярус (C₂b). Башкірські відклади найбільш поширені, унизу розрізу це відкрито морські глинисто-карбонатні породи з багатою і різноманітною фауною, які змінюються вверх чергуванням глинистих порід та пісковиків з карбонатними і вуглистими породами. Потужність відкладів сягає на Північному борту 0-150 м, а на південному сході – 1100 – 1400 м.

Московський ярус (C₂m). Відклади московського ярусу представлені переважно теригенними породами, які ритмічно перешаровуються малопотужними прошарками вугілля і вапняків. За літолого- перторграфічними особливостями московський ярус розділяють на 2 товщі : нижню – істотно теригенну субконтинентального походження з рідкими прошарками карбонатних порід та верхню – типово морську. Потужність місцями досягає від 90 до 1170 м.

Верхній карбон (C₃) . Верхній карбон майже по всій території його поширення представлений циклічною товщею переважно піщано-глинистих відкладів при незначному вмісті вапняків, доломітів, вугілля та вуглистих сланців.

Пермська система (Р)

 У розрізі пермської системи достовірно встановлено лише нижній відділ, в якому виділяють асельський та сакмарський яруси. 

Нижній відділ (P₁). Асельський ярус (P₁ as ). Пермські породи ашельського ярусу представлені червоноколірними відкладами, карбонатно-сульфатно-соленосними, теригенними, карбонатно-евапориттовими. Промислова газоносність пов’язана з карбонатними горизонтами карбонатно-евапоритової товщі. Товщина його зміняється від 10-100 м до 2500-2700 м.

Включає картамиську, нікітовську і слов'янську світи.

Картамиська світа граничить із араукарітовою світою верхнього карбону. Вона представлена червоноколірною алеврито-глинистою товщею (до 240 м), що вміщає піщані тіла із прошарками вапняків.

Нікітовська світа, залежно від тектонічного положення верхньої частини палеозою поділяються на карбонатний, карбонато-сульфатний і карбонато-сульфатно-соленосний типи розрізу. Її товщина близько 100 м.

Слов'янська світа поширена більше ніж нікітовська. Її шари трансгресивно залягають на верхньокам`яновугільних і на середньокам`яновугільних відкладах. Товщина світи досягає порядку 130 м

Нікітовська і слов'янська світи представлені циклічним чергуванням пачок кам'яної солі із шарами ангідритів, прошарками доломітів і темнозабарвлених глинистих карбонатів.

Сакмарські відклади(P₁ s ) поширені значно менше соленосних і представлені краматорською свитою, потужністю 600-700 м.

Мезозойська ератема ( MZ )

Тріасова система (T)

Тріасові відклади виповнюють всю ДДЗ і поділяються на 3 відділи: нижній, середній і верхній.

Нижній відділ (T₁). У нижньому відділяють Дронівську свиту (T₁dr) (коричнево-червона товща пісчано-глинистих порід, потужністю до 300 м), та нижню частину Серебрянської свита (T₂sr₁)(2 товщі: піщано-карбонатна та глиниста).

Середній відділ (T₂) представлений верхньою частиною Серебрянської свити (T₂sr₂) – миргородською підсвитою, складеною пісковиками з прошарками вапнякової гальки або гравію. Потужність 120-160 м.

Верхній відділ (T₃) представлений протопівською світою.

Протопівська світа (T₃pr). Внизу протопівської свити залягають грубо піщані та глинисто-алевритові породи, вгорі розрізняють 2 пачки: піщану і глинисто-алевритову. Незгідно залягає з юрськими відкладами. Товщина світи становить 91 м.

Юрська система (J)

Юрські відклади залягають із стратиграфічною незгодою на породах тріасу. Юрська система складається із середнього і верхнього відділів.

Середній відділ (J₂) представлений байоським і батським ярусами.

Байоський ярус (J₂b) . Відклади поширені на всій території ДДЗ, це морські глини з прошарками пісковиків, пісків.Потужність відкладів становить 87 м.

Батський ярус (J₂bt) поділяється на два під`яруси.

Нижній під`ярус представлений глинами с сидеритами із прошарками алевритів. Товщина його становить 85 м.

Верхній під`ярус представлений глинами і сірими алевритами. Товщина відкладів дорівнює 69 м.

Верхній відділ (J₃) на території дослідження представлений келовейським, оксфордським, тітонським і кімериджським ярусами. Відклади цих ярусів представлені морськими і континентальними фаціями.

Келовейський ярус (J₃k) представлений темно-сірими вапняними глинами. Товщина його становить 35 м.

Оксфордський ярус (J₃o) складений сірими вапняними глинами із прошарками вапняків. Його товщина дорівнює 183 м.

Кімериджський (J₃km) і тітонськийяруси (J₃t) представлені відкладами глин і строкатих алевролітів із прошарками пісковиків. Ці яруси не розділені і їх товщина становить порядку 260 м.

 

Крейдова система (K)

Ця система представлена нижнім і верхнім відділами.

Нижній відділ (K₁) залягає на розмитій поверхні верхньоюрських відкладів. У складі відділу виділяються баремський, готерівський, альбський і аптський яруси.

Готерівський (K₁g) і баремський (K₁br) яруси незгідно залягають на розмитій поверхні верхньоюрських відкладів і представлені зеленуватими, сірими глинами, рідше пісками. Ці два яруси не розділені і товщина їх становить 125 м.

Альбський ярус (K₁al) складений глинистими зеленувато-сірими пісками. Товщина цих відкладів становить 20 м.

Аптський ярус (K₁aр) представлений сірими глинами, пісками й пухкими пісковиками. Товщина його становить 54 м.

Верхній відділ (K₂) представлений сеноманським, туронським, коньякським, сантонським, кампанським і маастрихтським ярусами.

Сеноманський ярус (K₂s) представлений у нижній частині пісками кварцово-глауконітовими. Інша частина розрізу – це потужна товща мергелів із кременистими стягненнями. Товщина ярусу становить порядку 58 м.

Туронський ярус (K₂t) складений білою писальною крейдою із прошарками мергелю і його товщина становить 83 м.

Коньякський ярус (K₂k) представлений білою, писальною крейдою. Товщина дорівнює 58 м.

Сантонський ярус (K₂st) представлений двома під`ярусами. Нижній під`ярус представлений сірими мергелями і його товщиною становить 87 м. Верхній під`ярус складений у нижній частині мергелями, а у верхній – крейдоподібними мергелями. Товщина верхнього під`ярусу становить 102 м.

Кампанський ярус (K₂km) представлений білою писальною крейдою, а у верхній частині крейдоподібними мергелями. Товщина цих відкладів дорівнює 288 м.

Маастрихтський ярус (K₂m) складений білою писальною крейдою товщиною 125 м.

 

Кайнозойська ератема ( KZ )

Неогенова система (N)

До неогенової системи відносяться піски дрібнозернисті Новопетрівського регіоярусу (N₁nр) і горизонт зеленувато-сірих піщанистих глин. Товщина відкладів не перевищує 20-50 м. Неогенові породи складають верхні частини розрізів вододілів і давні терасові рівні пліоценового віку. Їх представлено континентальними та морськими фаціями.

 

Четвертинна система (Q)

Четвертинні відклади покривають практично всю вивчаєму територію , мають тут найповніший розріз значну потужність і різноманітність генетичних типів. Відклади четвертинної системи покривають більш давні відклади. На підвищених ділянках рельєфу в підошві четвертинних відкладів залягають бурі глини. Покриваються ці глини трьома ярусами лесовидних суглинків, розділених похованими ґрунтами.

 

ТЕКТОНІКА

Район дослідження в тектонічному відношенні відноситься до Дніпровсько- Донецької западини.

Питання тектоніки і тектонічного районування ДДЗ, які в значній мірі сприяють вирішенню проблеми встановлення закономірностей формування і розміщення родовищ нафти та газу, їх прогнозування, вивчаються вже понад 60 років і мають неоднозначне тлумачення.

У розрізі ДДЗ чітко виділяються складчастий докембрійський фундамент та фанерозойський платформний чохол. Фундамент складений метаморфізованими, осадово-вулканогенними утвореннями архею та протерозою, залягає на глибинах від 1 до 18, 8 км. Вивчення фундаменту, розпочате в 1960 р., дозволило одержати достовірні дані про будову та рельєф його поверхні. Основні тектонічні елементи фундаменту – Північний і Південний борти та Дніпровський грабен.

Від бортових частин Дніпровський грабен відокремлений північним і південним крайовими регіональними розломами, що проявляються у вигляді складної системи розривних порушень не лише у кристалічному фундаменті, а й у відкладах верхньопалеозойського структурного поверху.

Борти западини моноклинально з стратиграфічною та кутовою незгідностями перекриваються осадовими утвореннями.

У платформному чохлі ДДЗ за структурними і формаційними особливостями виділяють чотири структурно-формаційних комплекси : байкальський, герцинський, кімерійський та альпійський.

На рівні елементарних структурних форм фундамент западини має мозаїчно-блокову будову. Найважливіші субмеридіальні розломи планетарного характеру розділяють фундамент на мегаблоки : Подільсько- Брянський, Дніпровсько-Курський та Приазовсько-Білгородсько-Росошанський. Ці мегаблоки відокремлені один від одного міжмегаблоковими шовними розлом ними зонами Криворізько-Крупецькою та Оріхово-Харківською, які в значній мірі контролюють простягання та амплітуду палеозойських крайових глибинних розломів западини.

Виділені мегаблоки відрізняються один від одного особливостями складаючи їх комплексів порід та історією геологічного розвитку осадового чохла.

За даними сейсморозвідки, дистанційних та інших досліджень у межах блоків виділяється мереживо тектонічних порушень, що ускладнює їхню будову, розділяє на менші за розмірами структури. Розломні порушення групуються в дві основні системи : субширотно – більш протяжну та субмеридіальну, поперечну до простягання западини.

Серед порушень на бортах просліджується узгоджені та неузгоджені скиди з амплітудою 50-100 м.

З урахуванням того, що ДДЗ належать до структур I порядку, на підставі історико-структурного принципу структури середніх категорій у западині систематизовано за розрізами довгої осі:

· структури II порядку –вали та депресії з довжиною осі 40-300 км;

· проміжні структури між II та III порядками – малі вали, та малі депресії з довжиною осі 20-40 км;

· структури III порядку – брахіантіклінілі, куполи, мульди з довжиною осі до 20 км;

Як проміжні елементи між I та II порядками виділяються тектонічні зони, межі яких співпадають з глибинними розломами.

У ДДЗ, таким чином, налічується 11 валів, 8 депресій, 38 малих валів, 34 малі депресії та понад 500 локальних структур.

Для центральної частини Дніпровсько-Донецької западини характерні численні місцеві дислокації, зв'язані з заляганням солі:  Шатський, Куциба, Шамека та ін. розглядали соляні структури як діапірові структури. Лунгерсгаузеи вбачаву них результат насувної тектоніки. До цього погляду приєднується В. Б. Порфір'єв, який вважає, що «фактичний матеріал говорить проти діапірового варіанту... Утвір соляного штоку можно розглядати як результат видавлювання солі з південного крила або як результат несправжнього сколювання та насування однієї на одну ділянок соленосної серії». Це пояснення соляної тектоніки  Дніпровсько-Донецької западини випливає з уявлення наявності в її межах складної  домезозойської тектоніки типу Донецької, похованої на всій території. Необґрунтованість цього уявлення була детально з'ясована Д. Н. Соболевим. З певних причин, які викликають рух та міграцію солі й оформлення соляних структур Дніпровсько-Донецької западини, головною причиною був гідростатичний тиск внаслідок постійного навантаження. При наявності соленосних відкладів, похованих під осадовими породами, рух солі не залежить від місцевої тектоніки. Головною передумовою цього руху є занурення соленосних відкладів на значну глибину та з збільшенням товщини вкриваючих сіль відкладів; ось чому географічне поширення соляних структур у рівнинах і властиве областям занурень.

Розвиток соляних структур у межах Дніпровсько-Донецької западини не був рівномірним. Активізований епейрогенічними рухами, він відбувався хвилями, етапами. Згасаючи на певному етапі розвитку, соляні структури обмежені певними стратиграфічними границями, в межах яких була міграція сольових мас. Це створює певні тектонічні рівні соляної тектоніки, або залягання солі в певних стратиграфічних горизонтах та на певній глибині. У розвитку соляної тектоніки в Дніпровсько-Донецькій западині виділяються етапи: юрсько-крейдяний, палеогеновий і четвертинний. На кінець мезозою закінчувалось виповнювання Дніпровсько-Донецької западини наносами, які створювали додаткові навантаження. Внаслідок цього рух солі був особливо активним. Значна кількість структур того часу досягла тоді рівня денудації. Генетично це були некомпетентні складки з соляним ядром, що «виявилися як випинання давніх відкладів», включаючи юру.

Палеогеновий тектонічний рівень соляних структур визначається нижньотретинним зануренням. Інтервал активних переміщень охоплює час від крейди до верхнього еоцену. Особливості цього тектонічного рівня відбиваються в структурі бучацького ярусу. Для поверхні його властива велика кількість нерівностей та порушень, обумовлених переважно соляною тектонікою.

Останній, четвертинний етап розвитку соляної тектоніки в западині закінчився за льодовикового часу. Стимулюючим фактором розвитку соляної тектоніки у той час, крім епейрогенії, було, можливо, додаткове навантаження у вигляді масльоду. Видавлені маси солі цього етапу розвитку структур досягли сучасного рівня денудації і виявилися у вигляді горбастого рельєфу, такого характерного для с. Ісачки, с. Аксютинці та ін.

Складна історія розвитку соляних структур обумовила винятково складні деформації, що вміщують соляні інтрузії, відкладів. У незмінному висхідному русі сольові маси прорвали всю товщу відкладів, які вкривають їх, і привели до утворення різноманітних диз'юнктивних структур. Видавлювання солі привело до вторинних опускань і деформацій надсоленосних порід. Уламки їх, винесені на денну поверхню, створюють своєрідні екзотичні утвори і зв'язані з ними поля розсівання продуктів вивітрювання порід, не властивих даній геологічній провінції. Ці поля розсівання є однією з важливих розшукових ознак соляних структур, заснованих на єдності розвитку структури і рельєфу земної кори.

Характерну рису геоструктури цієї області становлять крайові дислокації. Вони виявлені у вигляді відомих канівських дислокації і Канівських гір, дислокації гори Пивихи, порушень біли м. Чорнобиль, Мозир, Юр'євичі та ін.

 

ГЕОМОРФОЛОГІЯ

В геоморфологічному відношенні Козіївська площа відноситься до Придніпровської низовини, а саме до Полтавської рівнини — східна (підвищена) частина Придніпровської низовини.

 Придніпровська низовина лежить у межах Дніпровсько-Донецької западини. Як окрема геоморфологічна область вона характеризується розвитком верствуватих структур з горизонтальним або майже горизонтальним заляганням верств. З числа верствуватих формацій у будові рельєфу низовини особливе значення мають четвертинні покривні відклади. Представлені вони алювіальними відкладами, лесом та мореною Дніпровського зледеніння, зандровими пісками Поліського зледеніння. Четвертинну товщу підстелюють палеоген - неогенові  відклади, більшою або меншою мірою розмиті. Корінні відклади мають спокійне залягання. Виняток становлять центральні райони низовини, в межах яких яскраво виявлена соляна тектоніка, що впливає на рельєф.

Межі Придніпровської низовини цілком збігаються з межами Дніпровсько-Донецької западини. На півночі вона виходить за межі України. Західна межа її по долині Прип'яті заходить у кордони Польщі. Південна межа проходить через пониззя Тетерева та Ірпеня. Вона збігається з північними межами кристалічного масиву.  Далі на південь від Києва Придніпровська низовина не переходить на правий берег Дніпра. На південному сході поверхня Придніпровської низовинної рівнини поступово піднімається і прилягає до Донецького кряжа. На сході вона виходить за України і становить окраїну Великої Руської рівнини.

Первинні риси рельєфу Придніпровська низовинна рівнина зберегла на значному просторі і особливо у східній частині. Придніпровська низовина має складний терасовий рельєф.

Більшість річок регіону – це типові рівнинні водотоки. Долини їхні у верхів'ях вузькі, V-подібні, на решті простору – широкі, трапецієвидні. Схили терасовані, праві – помірно круті та круті, ліві – пологі. Заплави – лучні, рідше – чагарникові, здебільшого сухі та рівні. Річища річок не розгалужені, помірно-звивисті, рідше – сильно звивисті чи прямі. Досить часто річища значно зарослі водяними рослинами, особливо вздовж берегів. Дно – мулисто-піщане. Береги низькі, стрімчасті, задерновані або зарослі чагарниками. В межень річки сильно міліють, багато з них пересихають, перетворюючись у розрізнені плеса.

В геологічній будові Полтавської рівнини беруть участь: піщано-глиняста палеоген-неогенова товща і значна свита четвертинних відкладів, представлених переважно лесом, що лежать вище базису ерозії.

Склад цих осадових порід значно впливає на характер рельєфу в цілому, зокрема на особливості схилів. Рівнина займає всю територію Лівобережжя, західніше крейдяного плеча Дніпровсько-Донецької западини. Ця область характеризується активним розвитком ерозійної діяльності гідрографічної сітки. Долинно-балковий  ландшафт району характеризується такими особливостями. Балки дуже розгалужуються, їх можна поділити на два типи: „степові" і плоскодонні. Верхів'я балок особливо далеко в межі вододільних просторів не заходять. Тому вододіли між головними долинами мають вигляд рівних степових площадок, одноманітність яких лише зрідка порушується наявністю розпливчастих видолинків стоку (деллі). За простяганням видолинки стоку переходять у балки. Деякі балки починаються циркоподібним розширенням, іноді з високим та крутим уступом.

Схили великих балок і праві береги рік тут прорізані глибокими і довгими ярами. Яри врізані в товщу четвертинних відкладів (лесоподібних суглинків). Відрізняються великою крутістю схилів. Іноді останні утворюють вертикальні кручі. У верхній частині яри мають вигляд надрізаних долин. Нижче вони розширяються, оформлюється їх дно, і яр переходить у балку.

Полтавська рівнина утворилася в неогені. Тут переважають висоти від 150 до 200 метрів (максимальна відмітка – 216 на південь від селища Бірки). Від Середньоросійської височини через Полтавську рівнину і далі по Донецькій височині проходить головний вододіл Харківської області – між басейнами Дніпра та Дону. На вододілі беруть свій початок Мерла, Коломак, Мжа, Орчик, Берестова, Оріль, Берека та інші ріки, які ділять рівнину на ряд водолільних просторів. Їх поверхні – це залишки неогенової алювіальної-озерної рівнини, тому вони характеризуються плоским або слабо хвилястим рельєфом. Тут чітко виділяються навіть невеликі форми рельєфу: давні антропогенні курчаки – могильники висотою від 2 до 6 метрів або характерні для наших місць стопові блюдця – поди діаметром від 10 до 80 метрів, глибиною 1–2 метри, що утворились на місцях просадки лесових порід. на схилах межиріч переважає яружно-балковий рельєф, а в місцях, де ріки підмивають високі береги, розвиваються зсуви.

 

 

ГІДРОГЕОЛОГІЯ

В гідрогеологічному відношенні район дослідження приурочений до Дніпровсько-Донецького артезіанського басейну.

Дніпровсько- Донецький артезіанський басейн є одним з найбільших в платформній Україні і в геоструктурнону відношенні приурочений до однойменної тектонічної западини. Ця западина заповнена потужною товщею палеозойських(девон, карбон, перм), мезозойських та кайнозойських відкладів, до яких приурочена система, поверхово змінючих один одного, водоносних горизонтів та комплексів. Найбільше значення для водопостачання мають хороші за якістю підземні води палеогенових, крейдових та юрських відкладів.

Гідрогеологічні умови нафтогазоносної області ДДЗ характеризуються наступними закономірностями. У розрізі западини виділяється два гідрогеологічних (гідродинамічних) поверхи. Верхній поверх, що включає водоносні горизонти кайнозою і крейди, повсюдно, а більш древні утворення (юра, тріас, місцями карбон) лише в периферичних частинах басейну на глибинах від 200-300 і до 1000-1200 м., характеризуються артезіанською циркуляцією інфільтрогенних, переважно прісних вод з газами атмосферного генезису. Поверх включає дві гідродинамічні зони - активного (кайнозой, верхня крейда) й сповільненого (сеноман-ніжня крейда і юра) водообміну і відповідає зоні гіпергенезу. Промислові поклади вуглеводів в цьому поверсі западини невідомі. Тут інколи зустрічаються лише невеликі нафтогазопрояви у вогнищах висхідного розвантаження з горизонтів нижнього поверху, пов'язані з соляними куполами і тектонічними порушеннями. Нижній гідрогеологічний поверх в центральній частині ДДЗ розташовується під бат-байоським регіональним флюїдоупором. До периферії його крівля переміщається в тріас, карбон, а потім він повністю вибивається клином в осадовому чохлі на бортах западини при глибині залягання фундаменту близько 1000 м. У нижньому поверсі також виділяються дві гідродинамічні зони. Верхня відкрита зона, відповідна зоні початкового катагенезу, розвинена до глибин 4-5 км. (на околицях Донбасу менше). Вона характеризується гідродинамічним режимом, близьким до застійного. Відсутність широкого латерального переміщення підземних вод підтверджується горизонтальним положенням контактів газ-вода і нафта-вода. У даній зоні розвинені седиментогенні розсоли від вельми слабких до вельми міцних, походження яких пов'язують з похованням і метаморфізаціею вод древніх басейнів седиментації різної солоності, в основному ропа раньоепермських і девонських евапоритових басейнів. До верхньої зони нижнього поверху приурочена абсолютна більшість виявлених в регіоні покладів нафти і газу.

В межах Козіївської площі є декілька водоносних горизонтів. По-перше, це водоносні горизонти у пісках полтавського ярусу і в четвертинних відкладах.

Полтавський водоносний горизонт. Цей горизонт відноситься до пісків полтавського ярусу, поширених тільки на водорозділових просторах. У долинах річок повністю відсутні. Породи, які поглинають воду представлені пісками, переважно дрібнозернистих, середньої потужності 15–20 м. Цей водоносний горизонт має порівняно невелику водомісткість. Для централізованого водозабезпечення Полтавський горизонт не використовується.

Харківський водоносний горизонт. Глибина залягання горизонту сягає 20–160 м. Водовміщуючі породи представлені зеленувато-сірими мілко-зернистими і тонкозернистими глауконіто-кварцевими пісками і піщаниками. Потужність водовмістких порід складає 4–30 м.

Крім вищесказаних водоносних горизонтів існують і інші, але вони мають менше практичне значення через невелику площу. Таким чином, внаслідок порівняно низької водомісткості водоносних горизонтів, вони не мають практичного значення для централізованого водозабеспечення.

Головним водоносним горизонтом,  має найбільше практичне значення у водопостачанні, є Канево-Бучатський водоносний горизонт. Дебіт свердловини коливається в широких межах від 2 до 25 м³ на рік, частіше 10–15 м³ на рік. За якісною оцінкою цього горизонту вода добра, мінералізація не перевищує 0,7 г/л.

Нижньокрейдовий водоносний горизонт представлений різнозернистими пісками з гравійними зернами кварцу.

Потужність водоносного комплексу складає близько 80 м. Глибина залягання цього комплексу 650–700 м. Характер водоносного комплексу – напірний. Висота напору 600–650 м. Статистичний рівень води знаходиться на глибині 54 м. Дебіт свердловин коливається в межах 15–18м³ на рік. За хімічним складом вода гідрокарбонатна кальцієво-натрієва з мінералізацією 0,6 г/л і має оцінку добре.

КОРИСНІ КОПАЛИНИ

Головними корисними копалинами досліджуваного району є нафта, піски, глина, суглинки.

Нафта.  Козіївське нафтове родовище експлуатується з 1975 року. У 1975 р. з відкладів візейського ярусу в інтервалі 4034-4042 м одержано фонтанний приплив нафти дебітом 118 т/добу через штуцер діаметром 6 мм.

Встановлена промислова нафтоносність відкладів серпуховського(горизонт С-21), візейського(горизонти В-14в, В-14н, В-15, В-16в, В-17в, В-21, В-22), турнейського(горизонт Т-1) та фаменського(Д-1) ярусів.

Поклади пластові, склепінчасті, тектонічно екрановані, рідше — літологічно обмежені. Колектори — пісковики.

 Режим покладів пружноводонапірний та водонапірний. Запаси початкові видобувні категорій А+В+С1 — 4162 тис. т нафти; розчиненого газу — 1448 млн. м³. Вміст сірки у нафті 0,25-0,34 мас.%.

Дослідно-промислова експлуатація родовища розпочата у 1975 р. видобутком нафти з покладів горизонтів В-22 і Т-1. Вони є основним об’єктом розробки. Виробленність їх запасів не перевищує 42%. В цілому по родовищу цей показник становить 27%.

Темп річного видобутку нафти в середньому складає 2,1% початкових видобувних запасів. Максимальної його величини (3,8%) було досягнуто в 1991 р., на протязі якого було видобуто 157,3 тис. тон нафти. В умовах поступового зниження пластового тиску суттєве збільшення темпу відбору нафти у 1990-1991р. призвело до зростання обводненості продукції та збільшенню газового фактора. На 1.01.1994 р. розробляється лише поклади горизонтів В-22 і Т-1. Поточна нафтовіддача для них 0,14, в цілому для родовища 0,12. Режим розробки змінювався від пружного до малоактивного та водонапірного розчиненого газу в останні роки . У фонді видобувних свердловин налічується 3 одиниці, з яких 2 експлуатувалися механізованим способом і одна – фонтанним.

Піски, глина, суглинки. Невеликі кар’єри та копанки, які використовуються для місцевих потреб. Приурочені до відкладів кайнозою.

Прісні підземні води. На території є прісні підземні води, які використовуються для водопостачання (бучацько-канівський водоносний горизонт).

Міністерство освіти і науки України

12345678Следующая ⇒

Поделиться: