Геолого-гідрогеологічні умови родовищ сірководневих мінеральних вод Львівської області
Геолого-гідрогеологічні умови родовищ сірководневих мінеральних вод Львівської області
ЗМІСТ
Вступ
. Фізико-географічна характеристика району досліджень
. Геологічні умови
.1 Тектоніка
.1.1 Південно-західна окраїна Східноєвропейської платформи
.1.2 Передкарпатський крайовий прогин
.1.3 Карпатська складчаста область
.2 Літолого-стратиграфічні комплекси
.2.1 Південно-західна окраїна Східноєвропейської платформи
.2.2 Передкарпатський крайовий прогин
.2.3 Карпатська складчаста область
.3 Гідрогеологія
.3.1 Волино-Подільський артезіанський басейн
.3.2 Передкарпатський артезіанський басейн
.3.3 Гідрогеологічний масив Складчастих Карпат
. Історія вивчення мінеральних вод західних терен України
. Ґенеза і закономірності поширення типів мінеральних вод
.1 Вуглекислі мінеральні води
.2 Мінеральні води типу "Нафтуся"
.3 Сульфатні мінеральні води
.4 Сірководневі мінеральні води
.5 Мінеральні води без специфічних компонентів і властивостей
. Основні методи бальнеологічного лікування
. Гідрогеологічно-бальнеологічні особливості родовищ сірководневих мінеральних вод Львівської області
.1 Великий-Любінь
.2 Немирів
.3 Шкло
. Безпека життєдіяльності
Висновки
Список використаних джерел
ВСТУП
Західні області України за багатством і різноманітністю мінеральних вод займають провідне місце не тільки в Україні, а й у Європі. Тут відкриті і використовуються, нажаль не в повній мірі, лікувальні води майже всіх основних груп. В поєднанні з чудовими природними рекреаційними умовами місцевості, адже Прикарпаття і Карпати найбільш екологічно чиста зона в Україні, розвинутою сіткою залізничних і шосейних доріг та надлишком трудових ресурсів, існують надзвичайно сприятливі умови для розширення існуючої мережі туристично-курортних і санаторно-курортних закладів і розгортання будівництва нових курортів.
Львівська область має давні традиції використання мінеральних вод, чільне місце серед яких посідають сірководневі. На даний час накопичений унікальний досвіт використання природних лікувальних факторів, складовою яких є мінеральні води.
Зважаючи на те, що в даний час відбувається структурна перебудова економіки, створення в Карпатах і Прикарпатті широкої рекреаційно-курортної мережі набуває особливої актуальності, а вигідне географічне розташування при створенні відповідної законодавчої бази і економічних передумов, сприятиме залученню інвестицій, в тім числі і закордонних.
В процесі багаторічних геологічних досліджень різного спрямування в регіоні виявлена величезна кількість мінеральних вод. Інформація про них міститься у відповідних геологічних звітах. Невелика кількість екземплярів цих звітів, а також розпорошеність інформації в них, створює обмежений доступ до цієї інформації, що в свою чергу сповільнює її практичне використання. стратиграфічний тектонічний мінеральний вода
Мета дипломної роботи полягала у систематизації та узагальненні інформації про сірководневі мінеральні води Львівської області використовуючи як опубліковані, так і неопубліковані фондові матеріали, зібрані під час проходження виробничої практики у відділі гідрогеології ДП „Західукргеологія". Одним з етапів практики була польова робота, яка включала виїзди на об'єкти - родовища та проявами мінеральних підземних вод Львівщини. Під час даного етапу проводилась рекогносцирувальна робота виходів мінеральних вод на поверхню, заміри їхніх дебітів та відбір проб. Також досліджувалися питання щодо потенційних джерел забруднення підземних вод у межах Львівської області.
Тексова частина дипломної роботи висвітлює географічну, геологічну та гідрогеологічну характеристики району досліджень. Також висвітлюються ґенеза і закономірності поширення типів мінеральних вод Львівської області та історія їхнього вивчення. Окремим розділом подано основні методи бальнеологічного лікування, звертаючи особливу увагу на бальнеологічні особливості сірководневих мінеральних вод. Основним розділом у дипломній роботі є висвітлення гідрогеологічно-бальнеологічних особливостей родовищ сірководневих мінеральних вод Львівської області, що включає історію розвитку родовища, фізико-географічні умови, типи мінеральних вод та їх бальнеологічні характеристики, профіль, лікувальні методики та інфраструктуру санаторіїв Любіть Великий, Немирів та Шкло.
Текстова частина насичена фактичним матеріалом, зібраним у табличних варіантах. Графічна частина роботи включає геологічну карту Львівської області, карту поширення типів мінеральних вод та карту гідрогеологічних параметрів сірководневих вод за водопунктами.
1. ФІЗИКО-ГЕОГРАФІЧНА ХАРАКТЕРИСТИКА РАЙОНУ ДОСЛІДЖЕНЬ
Площа Львівської області становить 21800 км2 (3,6 % території України). Адміністративний центр - м. Львів. Область складена з 20-ти адміністративних районів, 43-х міст, 34-х селищ міського типу і 1854-х сіл. В області проживає 2761,5 тис. чол. (5,4% населення України), середня щільність населення 126,7 чол. на 1 км2.
Рельєф області - неоднорідний: гірський на півдні (Українські Карпати, найвища точка - г. Пікуй, 1408 м), на північ змінюється підняттям у Передкарпатті, горбистий на Подільській височині (до 471 м), низинний у Малому Поліссі і знову підняття - в межах Волинської височини [1].
Клімат помірно континентальний: зима відносно тепла з частими відлигами (середня температура січня -3,9 - -6,6˚С) і тепле літо (середня температура липня +15,0 - +18,7˚С). Характерним є зростання континентальності з заходу на схід та майже широтний розподіл окремих метеорологічних елементів - опадів, вологості повітря, вітрового режиму тощо. У Карпатах спостерігається зміна метеорологічних елементів з висотою: температура повітря і тиск знижуються, кількість опадів збільшується, зростає швидкість вітру. Деякі місцеві кліматичні особливості спостерігаються поблизу міст і штучних водойм, на меліорованих землях.
Кількість опадів коливається від 640-740 мм (Мале Полісся) до 1000 мм (Карпати). Висота снігового покрову від 30-40 см (на рівнині) до 50-100 см (у горах). Несприятливі кліматичні явища: тумани, ожеледь, зливові дощі з градом, сильні вітри, весняні заморозки [1].
В області 8950 рік, з яких 216 рік має довжину більше 10 км. Вони відносяться до басейнів Дністра, Дніпра і Західного Бугу. Середня щільність річкової сітки - 0,35 км/км2 (Мале Полісся), 0,70 км/км2 (Передкарпаття), 1,50 км/км2 (Карпати).
Підземне живлення відіграє суттєву роль для рік розчленованих рівнин, долини яких глибоко врізані у товщу інтенсивно тріщинуватих і закарстованих порід. Формування їх меженного стоку відбувається, в основному, за рахунок підземних вод, що виклинюються на денну поверхню, і повязане з особливістю режиму підземних вод і звязком останніх з поверхневими водами.
Для гірських річок снігове живлення є переважаючим і складає 50%, дощове - 44% і тільки 6% складає підземне.
Розподіл середньорічного річного стоку наступний. Основна його частина припадає на весняний період - 40%, на літо - 20-30%, а на осінь та зиму 30-40%.
У водному режимі рівнинних річок чітко виявлена весняна повінь, низька літня межень з окремими дощовими паводками, незначне підвищення рівнів восени і низька зимова межень, що інколи порушується тривалими відлигами. Інтенсивність наростання та загальне підвищення рівнів води залежить від розмірів річкового басейну, висоти снігового покриву та погодних процесів.
Ріки Карпат мають паводковий режим. Формуванню високих паводків сприяють зливові дощі, густа гідрографічна сітка і значне падіння. Паводки характерні протягом усього року.
В області багато дрібних озер і біля 1200 водоймищ загальною площею 600 км2. Річки і водойми використовуються для промислового і комунального водопостачання, риборозведення. Річне споживання води становить 386 млн. м3, обєм скидів забруднених стічних вод у природні поверхневі водні обєкти - 55,9 млн. м3.
Ґрунти області - сірі лісові (60,0 %), темно-сірі лісові опідзолені і опідзолені чорноземи.
Природна рослинність представлена лісовими, луговими і болотними різновидами. Ліси займають 25 % території області (сосна - 23 %, смерека - 20 %, бук - 17 %, дуб - 16 %).
Серед родовищ корисних копалин найбільше промислове значення мають паливно-енергетичні (нафта, газ, камяне вугілля, торф) і сировини для хімічної промисловості (калійна і камяна сіль, сірка, озокерит). Важливе економічне значення для області мають запаси будівельних матеріалів: гіпсів, вапняків, мергелів, пісковиків, глин. Є велика кількість джерел мінеральних вод і лікувальних грязей.
Галузями спеціалізації області є машинобудівна, хімічна, паливно-енергетична, деревообробна, целюлозно-паперова, легка і харчова промисловість. Сільське господарство спеціалізується у тваринництві на виробництві яловичини і мяса птиці, у рослинництві на вирощуванні цукрового буряка, льону, зернових культур. Площа земель, що знаходяться у користуванні сільськогосподарських підприємств і господарств - 13840 км2.
Загальна довжина залізниць у межах області - 1308 км, щільність - 60,0 км на 1000 км2. Основні магістралі: Київ-Львів-Стрий-Чоп, Львів-Самбір-Ужгород, Львів-Івано-Франківськ, Львів-Тернопіль, Львів-Червоноград-Володимир-Волинський, Львів-Пшемисль (Польща). Залізничні вузли: Львів, Стрий, Самбір, Червоноград, Красне. Загальна довжина автомобільних доріг - 8000 км (в т. ч. із твердим покриттям - 7700 км), щільність - 354,6 км на 1000 км2. Основні автодороги: Львів-Броди-Київ, Львів-Стрий-Мукачеве, Львів-Мостиська, Львів-Червоноград-Володимир-Волинський, Львів-Луцьк, Львів-Рівне, Львів-Тернопіль, Львів-Івано-Франківськ. У м. Львові знаходиться міжнародний аеропорт. Територію області перетинають нафтопровід "Дружба", газопроводи Уренгой-Помари-Ужгород і Івацевічі-Долина [2].
2. ГЕОЛОГІЧНІ УМОВИ
.1 Тектоніка
Львівська область розташована в межах трьох великих геоструктурних одиниць: південно-західної окраїни Східноєвропейської платформи, Передкарпатського крайового прогину і Карпатської складчастої області.
Вони різняться тектонічними особливостями, літолого-стратиграфічними розрізами, історією геологічного розвитку та закономірностями поширення мінеральних вод.
В основу тектонічного районування покладена "Схема тектонічного районування Заходу України" І.В. Вишнякова та С.С.Круглова, 1990р.
.1.1 Південно-західна окраїна Східноєвропейської платформи
Давня геоструктурна область допалеозойської Східноєвропейської платформи примикає до більш молодої епіпалеозойської Західноєвропейської платформи.
У межах Східноєвропейської платформи виділяються два структурних комплекси: комплекс кристалічного фундаменту і комплекс осадового (платформового) чохла. Осадовий комплекс у свою чергу складається з палеозойського, мезозойського і кайнозойського структурних поверхів.
Кристалічний фундамент характеризується інтенсивними дислокаціями і метаморфізмом рифейських порід. За геофізичними даними фундамент платформи занурюється в південно-західному напрямку від 700-800 м до 4800 м.
Комплекс осадового чохла представлений трьома структурними поверхами, в яких виділяються структурні яруси, що утворюють самостійні структури, розділені значними стратиграфічними та кутовими неузгодженнями.
У палеозойському структурному поверсі виділяються формації кембрій-нижнього девону (каледоніди) і девону-карбону (герциніди). До каледонського тектонічного циклу відноситься початок утворення Волино-Подільської монокліналі. Складчасті рухи, що закінчили цей цикл, призвели до утворення каледонської гряди і закладення Львівського палеозойського прогину.
У герцинський тектонічний цикл продовжувався розвиток Львівського прогину. Прогин має асиметричну будову і витягнутий по своїй довгій осі в північно-західному напрямі. Породи зімяті в складки довжиною 10-20 км, шириною 2-3 км. Крила їх широкі і падають під кутами 15-450. Вузькі складки з крутими крилами приурочені до осьової зони депресії. Ядра цих складок складені верхньосилурійськими, а крила - девонськими та камяновугільними породами.
Мезозойський структурний поверх утворюють відклади юри і крейди, які залягають з кутовим неузгодженням на різновікових породах палеозою. Тут також виділяються два структурних яруси, які розділені перервами в осадконакопиченні.
Юрський структурний ярус формує стрийський юрський прогин. Він утворився в кембрійську складчастість. Прогин має асиметричну будову. Північно-східне крило пологе з кутами залягання порід 1-20, південно-західне коротке, круте. В межах останнього спостерігається плікативна дислокованість відкладів і блокова будова. Кути падіння порід в окремих блоках складають від 10-150 до 300 [3].
Крейдовий структурний ярус утворює Львівську крейдову западину (мульду). Вона заповнена теригенно-карбонатними і глинисто-карбонатними відкладами нижньої і верхньої крейди. Мульда успадкувала юрський прогин і має аналогічну асиметричну будову. Максимальні потужності відкладів досягають 1000-1200 м і тяжіють до осьової зони западини.
Верхній кайнозойський структурний поверх повязаний з альпійським циклом тектогенезу. В цей час відбулося остаточне відділення Більче-Волицької зони Передкарпатського крайового прогину від Волино-Подільської окраїни платформи. Більче-Волицька зона уже розвивалась, як самостійна одиниця.
Кайнозойський структурний поверх складений породами міоцену, які слабо нахилені в бік Передкарпатського прогину і розбиті скидами на ряд блоків. На загальному фоні цього схилу виділяються невеликі підняття, западини і дрібні флексури.
.1.2 Передкарпатський крайовий прогин
Передкарпатський крайовий прогин знаходиться між Волино-Подільською окраїною Східноєвропейської платформи і Карпатською складчастою областю, від якої він відділений Прикарпатським глибинним розломом.
Це типовий передгірський прогин. Він ділиться на три структурно-формаційні зони: Більче-Волицьку, Самбірську (покров) і Бориславсько-Покутську (покров). В основу виділення зон покладені відмінності в будові і складі донеогеновогого фундаменту, історії геологічного розвитку, характері плікативних локальних структур і поширенні корисних копалин.
В південно-західній Бориславсько-Покутській зоні донеогенова основа складена крейдово-палеогеновими флішовими утвореннями Карпат, які перекриваються моласами нижнього міоцену. Внутрішня структура Бориславсько-Покутської зони характеризується розвитком лінійних лежачих загорнутих до північного сходу антиклінальних складок, розділених насувами. Синклінальні структури, як правило, не виражені. Насуви другого порядку простежуються на великі віддалі, зумовлюючи перекриття однієї групи складок іншою і утворюючи таким чином багатоярусне розміщення антиклінальних структур по вертикалі. Тут виділяються Бориславський покрив (І ярус складок), Майданський покрив (ІІ ярус складок), Битківський покрив (ІІІ ярус складок) і Покутський покрив [4].
Структури Бориславсько-Покутської зони перекриті з південного заходу Скибовим покривом Карпат і насунуті на Самбірську зону.
Самбірська зона - це система лінійних складок, інколи насунутих одна на другу, утворюючи покрив, яка з південного заходу перекриває автохтонні утворення Більче-Волицької зони. Вона складена моласами раннього міоцену. В будові Самбірського покриву приймають участь два комплекси порід міоцену, що розділені кутовим неузгодженням. Нижній комплекс складений добротівською, стебницькою і балицькою світами (нижніми моласами) - основною масою покрову, на якому залягають менш дислоковані відклади баденію і сармату (верхні моласи). Останні мають локальне поширення. Нижні моласи зімяті в лінійні складки. Характерною особливістю Самбірської зони є розвиток широких синклінальних складок, розділених вузькими антикліналями [4].
Більче-Волицька зона сформована розбитим системою розломів доміоценовим фундаментом, який перекритий слабодислокованими товщами верхніх молас карпатію, бадену і сармату. Потужність останніх різко зростає у напрямку Карпат.
Характер тектоніки в цій зоні визначається повздовжніми розломами, закладеними ще в її фундаменті. У баден-сарматський час рух її окремих блоків активізувався і вони розвивалися самостійно один від одного. Поряд з повздовжніми розломами в будові зони помітна роль належить поперечним скидам і скидо-зсувам. Вони мають невеликі амплітуди вертикального зміщення, горизонтальні - від декількох сотень до 1500 м.
.1.3 Карпатська складчаста область
Складчасті Карпати сформовані відкладами крейдово-палеогенового віку. За відмінностями в характері тектоніки, геологічних розрізах та історії геологічного розвитку тут виділяють декілька структурно-формаційних зон.
Найбільша крайня північно-східна зона (покров) - Скибова. Вона характеризується поширенням різноритмічного флішу, який зібраний у вузькі складки північно-західного простягання. Ядра антикліналей, як правило, складені верхньокрейдовими відкладами, синкліналі заповнені породами палеогену. Всі складки запрокинуті на північний схід. Їхні північні крила ускладнені насувами, утворюючи насунуті одна на одну луски. Найбільші насувні структури (скиби) простягаються на великі відстані. В складі покриву виділяються шість скиб: Берегова, Орівська, Сколівська, Парашки, Зелемянки і Рожанки. Скибовий покров по Прикарпатському глибинному розломі насунутий на неогенові відклади прогину. Амплітуда насуву місцями перевищує 15 км [3].
Кросненська зона - великий олігоцен-ранньоміоценовий прогин. Його зовнішня границя умовно проводиться по місцю занурення крейдово-еоценових відкладів південних скиб під потужну товщу кросненської світи. Внутрішня структура зони також має чітко виражену насувну будову. Кросненські відклади утворюють вузькі гребенеподібні антикліналі, що простежуються інколи на десятки кілометрів. Синкліналі широкі, сплющені, кулісоподібні. Виходячи з неоднорідності будови та відкладів, які складають зону, виділяють Славсько-Верховинську, Турківську і Битлянську підзони.
Кросненську зону з південного заходу перекривають Чорногорський і Дуклянський покриви.
Чорногорський покрив складений породами чорного "флішу" нижньої крейди. Ці відклади зімяті в складки, розбиті скидами і ускладнені повздовжніми насувами. У складі покриву виділяють Скуловську, більш просту за будовою, і Яловичорську підзони, для якої характерна дрібно лускувата будова і розвиток більш пісковикового розрізу верхньокрейдових відкладів[4].
Дуклянський покрив представлений серією складок, інтенсивно посічених поперечними і повздовжніми розломами, по яких вони зірвані і насунуті в північно-східному напрямку.
Південніше знаходиться Поркулецький покрив. Він складений нижньо- і верхньокрейдовими породами, які зімяті в дрібні складки, розбиті поперечними і повздовжніми дизюнктивними порушеннями.
На крайньому південному заході у вигляді вузької переривчастої смуги рахівської світи, яка обрамляє Мармороський кристалічний масив, простягається Рахівський покрив. Останній складений метаморфічними породами протерозою та палеозою і перекритий малопотужним чохлом тріасово-юрських і крейдових відкладів.
.2 Літолого-стратиграфічні комплекси
2.2.1 Південно-західна окраїна Східноєвропейської платформи
Південно-західна окраїна Східноєвропейської платформи виділяється в окремий регіон, який в літературі отримав назву Волино-Подільська плита. У геологічній будові Волино-Подільської плити приймають участь протерозойські кристалічні породи Східноєвропейської платформи та суміжні з ними більш молоді складчасті споруди Західноєвропейської платформи, які перекриті осадовими відкладами верхнього протерозою та фанерозою.
Протерозой
Фундамент Східноєвропейської платформи складений нижньопротерозойськими утвореннями тетерів-бузької серії.
Тетерів-бузька серія складена біотит-плагіоклазовими гнейсами, що вміщують гранат, графіт, кварц, амфібол, мусковіт, калієвий польовий шпат. Залягають гнейси у вигляді окремих полів та пачок серед мігматитів та гранітоїдів подільського чарнокітового комплексу.
До низів верхнього протерозою відноситься осницька серія осадово-вулканогенних порід, яка представлена зміненими кислими ефузивами. Породи зібрані в складки широтного простягання.
Відклади верхнього протерозою широко розвинуті на платформі. Вони є найбільш древніми в складі чохла Волино-Подільської плити (поліська серія) та складчастого ранньобайкальського комплексу фундаменту Західноєвропейської платформи (хідновицька серія).
Хідновицька серія зустрінута на північному заході Передкарпатського прогину під потужною (2700 м) товщею неогену. Вона складена хлорит-серицитовими сланцями та строкатими філітами, рідше кварцитоподібними пісковиками. Породи падають під крутими кутами близько 900 [5].
Поліська серія представлена монотонною товщею теригенних відкладів - пісковиками, алевролітами з прошарками аргілітів та доломітів. Породи забарвлені в темно-коричневі кольори. Вони залягають на розмитій поверхні кристалічного фундаменту і перекриті відкладами венду, палеозою та мезозою. Потужність товщі більше 800 м.
Вендський комплекс
Утворення венду залягають з кутовими і стратиграфічними неузгодженнями і утворюють монокліналь меридіонального простягання, яка полого падає на захід. Потужність товщі збільшується в західному напрямку і змінюється від 50 до 400 м. У складі комплексу виділяється волинська та валдайська серії.
Волинська серія складена теригенними породами - пісковиками кварцовими, кварцпольовошпатовими з прошарками гравелітів, брекчій та ефузивно-пірокластичними породами - базальтами, туфами, туфітами [5].
Валдайська серія представлена кварцовими і кварцовопольовошпатовими пісковиками, алевролітами, аргілітами, гравелітами з конкреціями фосфоритів.
Палеозой
Відклади палеозою на Волино-Поділлі складені кембрійськими, ордовіцькими, силурійськими, девонськими та камяновугільними утвореннями. Їхня загальна потужність сягає 800 м. Породи повязані поступовим переходом з підстеляючими їх валдайськими відкладами, а сильно розмита покрівля перекрита юрськими та крейдовими утвореннями.
Кембрійська система
Відклади кембрійської системи розкриті окремими свердловинами. У південно-західному напрямку спостерігається поступове зрізання їх давньою ерозійною поверхнею. Складені вони крупнозернистими пісковиками, сірими аргілітами та алевролітами нижнього та середнього кембрію. Нижньокембрійські відклади представлені балтійською серією, середньокембрійські виділені в бережківську світу. Загальна потужність порід складає 500 м [6].
Ордовіцька система
Відклади ордовіку залягають на розмитій поверхні бережківської світи. Вони представлені молдовською світою верхнього відділу - пісковиками кварцовими, жовто-сірими, піщанистими вапняками, мергелями і конгломератами загальною потужністю до 6,3 м.
Силурійська система
Силурійські відклади широко поширені на Волино-Поділлі. Розрізи силуру є стратотипними і представлені найповніше. Тут виділяється нижній відділ у складі ландоверійського і венлокського ярусів та верхній в обємі лудловського і даунтовського ярусів.
Нижній силур залягає на розмитій поверхні ордовіку, місцями середнього кембрію.
Ландоверійський ярус представлений теремцівським горизонтом і характеризується непостійністю літологічного складу, який помітно змінюється в західному напрямку. Серед порід переважають аргіліти, мергелі, вапняки, глини зеленувато-сірих відтінків, доломітизовані вапняки. Потужність ярусу змінюється в межах 5-140м.
Венлокський ярус складений вапняками грубо- і тонкоплитчастими, які вверх змінюються плитчастими доломітами, а далі грудкуватими вапняками з прошарками глинистих сланців. Потужність 50-160 м. За фауною і літологічними особливостями венлокський ярус розділяється на китайгородський, мукшинський і устечківський горизонти.
Верхньосилурійські відклади складені товщею бітумінозних вапняків, доломітів, мергелів та туфопісків загальною потужністю до 280м. В межах верхнього силуру виділяють малиновецький горизонт (лудловський ярус) та скальський горизонт (даунтовський ярус).
Девонська система
Відклади девонської системи поширені на Волино-Поділлі і представлені трьома відділами. Східна межа їхнього розповсюдження проходить у меридіональному напрямку східніше міст Кременець, Збараж, Великі Борки через Теребовлю, Буданів, Товсте. Нижньодевонські відклади представлені тиверською та дністровською серією жедінського ярусу.
Тиверська серія представлена морськими відкладами - темно-сірими аргілітами, які перемежовуються з плитчастими вапняками.
Дністровська серія складена теригенними континентальними утвореннями - пісковиками, аргілітами, алевролітами, переважно червоного кольору. Потужність нижнього девону (жедінського ярусу) на Волино-Поділлі досягає 300-1000 м.
Середньодевонські відклади представлені перемежуванням аргілітів, алевролітів та пісковиків, які забарвлені в червоно-бурі і зелено-сірі тони (ейфельський ярус) потужністю 50-85 м [5].
Жіветський ярус складений чергуванням строкатих аргілітів, доломітів і вапняків. Потужність його 100-150 м.
Верхній відділ девону представлений теригенно-карбонатними відкладами з багатою фауною. Складений він вапняками, часто доломітизованими бітумінізованими, доломітами, у верхній частині пісковиками, аргілітами та алевролітам. За фауною та літологічними ознаками в розрізі верхнього девону виділені (знизу-вверх): струтинська світа, волчковецький та ремезівський горизонти, золочівська світа, воронежський та евланівсько-лівненський горизонти (франський ярус), задоно-елецький горизонт та літовежська світа (фаменський ярус). Потужність відкладів сягає 990 м.
Девонська і камяновугільна система
Нерозчленовані верхи девону - низи карбону обєднані в торчинську та володимир-волинську світи.
Торчинська світа (100-125 м) складена вапняками. Вапнистими доломітами і доломітизованими пісковиками з прошарками органогенно-уламкових вапняків та аргілітів.
Володимир-волинська світа (до 250 м) складена строкатими алевролітами, аргілітами і пісковиками з прошарками конгломератів та гравелітів.
Камяновугільна система
Відклади камяновугільної системи розвинуті тільки в межах Львівської палеозойської впадини. Вони представлені турнейським, візейським, намюрським ярусами нижнього відділу та башкирським ярусом середнього відділу. Породи залягають на глибині більше 300 м [6].
Турнейський ярус представлений хорівською світою, яка складена вапняками, що чергуються з аргілітами, алевролітами та рідкісними прошарками пісковиків і доломітів. Потужність світи 12-26м.
Візейський ярус (270-700м) залягає трансгресивно на турнейських та девонських утвореннях. Він складений вапняками, які чергуються з алевролітами, аргілітами, пісковиками та вуглистими сланцями, пластами камяного вугілля.
Намюрський ярус розвинутий в найбільш прогнутій частині Львівської палеозойської впадини. Він представлений, в основному, теригенними осадками озерно-лагунного типу (пісковики, аргіліти, алевроліти, рідше вапняки), які вміщують пласти камяного вугілля до 2 м. Сім пластів камяного вугілля мають промислову потужність і в даний час розробляються. Потужність ярусу 110 - 360 м.
Башкирський ярус залягає в ядрах синклінальних складок, які мають північно-західне простягання і складений чергуванням алевролітів, аргілітів, пісковиків, пластів камяного вугілля. Потужність ярусу 100-150 м.
Відклади верхнього карбону і пермської системи на території досліджень відсутні.
Мезозой
Відклади мезозою широко поширені в межах платформи, залягаючи трансгресивно зі стратиграфічною та кутовою незгідністю на породах палеозою. Вони представлені юрською та крейдовими системами.
Юрська система
Відклади юрської системи широко розповсюджені в межах Львівської впадини. На решті території вони мають спорадичне поширення. Юрські утворення представлені прибережно-морськими та континентальними осадками. А в їхньому розрізі виділяються: нижній відділ (сокальська світа) - алевроліти, гіпси, пісковики з прошарками бурого вугілля та вуглистих сланців, та середній відділ (коржівська світа) - строкаті глини, аргіліти, пісковики і конгломерати з рідкісними прошарками вапняків, доломітів, ангідритів, гіпсів; верхній відділ (нижнівська на платформі, підлубинська та буковинська світи в прогині) - вапняки, доломіти, доломітизовані вапняки. Потужність юрських відкладів змінюється від 15-200 м на платформі, до 850 м на границі з Передкарпатським прогином [6].
Крейдова система
Відклади крейдової системи розвинуті в межах всієї території досліджень. Вони трансгресивно залягають на породах палеозою та юри. В складі відкладів встановлено наявність нижньої крейди - альбського ярусу та верхньої крейди - сеноманського, туронського, коньякского, сантонського, кампанського і маастрихтського ярусів.
Породи альбського ярусу (5-10 м) - теригенні відклади непостійного складу - пісковики, глини з уламками вапняків.
Відклади верхньої крейди складені потужною однорідною товщею - мергелями, глинистими та крейдоподібними вапняками з кремнієвими конкреціями, крейдою. В основі розрізу залягають пісковики, опоки, спонголіти. Загальна потужність крейдових відкладів збільшується від 120-150 до 1000 і більше метрів у напрямку Передкарпатського прогину.
Кайнозой
Кайнозойські породи в межах платформи представлені неогеновими (міоцен) і четвертинними відкладами, які трансгресивно залягають на утвореннях крейди, юри, палеозою.
Неогенова система
Карпатський ярус складений кварцовими пісками, вапняками, мергелями, пісковиками та зеленими глинами. Потужність порід - 10-45м.
Відклади баденського ярусу стратиграфічно розділяються на нижній, середній та верхній підяруси. В складі нижньобаденських відкладів виділяється опільська світа, складена глауконітовими пісковиками з рідкісними прошарками глин та мергелів, літотамнієвими вапняками [6].
Середньобаденські відклади представлені тираською світою, верхньобаденські відклади - кайзервальдськими та тернопільськими шарами.
Тираська світа (потужністю 38-40 м) складається з товщі гіпсів та ангідритів з прошарками глин, алевролітів та мергелів. В складі світи виділяються дністровський горизонт, складений вторинними та метасоматичними вапняками і підпорядкованими їм прошарками пісків, мергелів, глин, рифових вапняків та туфів. Рифові вапняки відомі на Поділлі як товтрова гряда Медобори. Потужність тернопільських шарів 40-60 м.
Сарматський ярус міоцену розділений на нижній і верхній підяруси. Нижньосарматські відклади представлені бугловськими та волинськими горизонтами.
Бугловський горизонт (10-12 м) складений глинами з рідкими прошарками алевролітів, пісковиків та бурого вугілля.
У волинському горизонті переважають пісковики, оолітові вапняки. Його потужність становить біля 16 м.
Четвертинна система
Четвертинні відклади поширені суцільно, відсутні лише на крутих схилах долин. Представлені вони льодовиковими, воднольодовиковими, делювіально-алювіальними, еолово-делювіальними та алювіальними утвореннями. Потужність відкладів складає 3-50 м. Літологічний склад їх різноманітний - суглинки, глини, піски, гравій, галечники і торфи.
2.2.2 Передкарпатський крайовий прогин
Мезозой
Юрська система
В Передкарпатському прогині юрські відклади представлені нижнім, середнім і верхнім відділами.
Нижній відділ (коханівська світа) складений строкатими аргілітами і алевролітами з прошарками кварцових пісковиків і гравелітів. Вони перекривають кембрійські і силурійські породи. Потужність світи 150-550 м.
Верхньоюрські відклади (буковинська світа) представлені карбонатними осадками неглибокого моря і лагун, які згідно залягають на середній юрі.
Крейдова система
Верхня крейда представлена відкладами альбу - аргілітами, пісковиками, органогенно-уламковими вапняками з глауконітом. Потужність порід до 140 м. У Більче-Волицькій зоні прогину верхньокрейдові відклади представлені платформовими карбонатними фаціями - глинистими вапняками, мергелями.
Неоген
Неогенові відклади заповнюють Передкарпатський краєвий прогин і діляться на нижні і верхні моласи.
До нижніх молас відносяться воротищенська, стебницька та балицька світи.
Воротищенська світа відома під назвою прикарпатська соленосна формація. Вона складена товщею теригенно-хемогенних осадків, найбільш поширеними серед яких - соленосні глини, брекчії, галітові порода, аргіліти та пісковики.
Характерною особливістю світи є наявність потужних пластів камяних і калійних солей.
У північно-східній та центральній частині прогину воротищенська світа ділиться на три підсвіти: нижньоворотищенську, загорську і верхньоворотищенську. В південно-східній частині Бориславсько-Покутського прогину вона ділиться на нижньоворотищенську та верхньоворотищенську. Стратиграфічним аналогом загорської підсвіти тут є світа слобідських конгломератів, а добротівська світа - фаціальний аналог верхньоворотищенської підсвіти. Загальна потужність воротищенських відкладів 2-2,5 км [7].
Слобідська світа представлена товщею засолонених глин, аргілітів, пісковиків, які вміщують прошарки і пачки гравелітів, конгломератів. Потужність світи 600 м.
Добротівська світа складена різнозернистими пісковиками, які перемежовуються з темно-сірими глинами, алевролітами, мергелями.
Відклади воротищенської світи згідно перекриваються породами стебницької світи. Літологічно вона представлена строкатими карбонатними глинами, алевролітами, пісковиками з пачками гравелітів і конгломератів. Потужність відкладів до 2000 м.
Розріз нижніх молас завершується балицькою світою. Вона представлена наступними породами: сірі і зеленуваті глини, вапнисті пісковики. В нижній частині розрізу залягають соленосні глини, прошарки і лінзи калійних і камяних солей. Потужність світи до 1500 м [7].
Верхні моласи сформувалися в бадені - нижньому сарматі. Вони поділяються на богородчанську, тираську, косівську та дашавську світи.
Богородчанська світа складена, в основному, вапнистими глинами і мергелями з прошарками пісковиків і туфів. Потужність світи 20-150 м.
Тираська світа набула значного поширення в прогині і є важливим стратиграфічним і маркуючим горизонтом. В Більче-Волицькій зоні прогину вона складена гіпсо-ангідрітовою товщею, в Самбірській зоні містить прошарки солей і соленосних брекчій. Потужність світи від 30-40 м до 150-200 м.
Косівська світа представлена піщано-глинистою товщею (глини, алевроліти, пісковики). За літологічним ознаками вона розділяється на три шари: вербовецькі (сірі глини з тонкими прошарками пісковиків), прутські (сірі малопіщанисті глини) і коломийські (глини з незначним вмістом піщаного матеріалу). Потужність світи сягає 1000м.
Дашавска світа складена сірими вапнистими глинами і алевролітами з прошарками світло-сірих пісковиків, туфів і туфітів. Потужність світи від 150-200 м до 3000 м.
Четвертинні відклади
Відклади четвертинної системи в межах прогину широко поширені . У долинах рік розвинуті алювіальні відклади - галечники, гравій, суглинки, піски. Для північно-західної частини Передкарпаття характерні середньочетвертинні флювіогляціальні і гляціальні відклади, представлені пісками, супісками, глинами і галькою.
.2.3 Карпатська складчаста область
Мезозой
Крейдова система
Крейдові відклади складають потужні флішові товщі Карпат. Їхні виходи на денну поверхню тісно повязані з тектонічними особливостями Карпат і, як правило, з піднятими зонами, де складають ядра антиклінальних складок. Вони представлені нижнім і верхнім відділами.
Нижній відділ
В розрізі нижньокрейдових відкладів Скибової і Кросненської зон виділяються спаська і головнінська світи. Спаська світа представлена потужною (300 м) товщею чорних аргілітів, розділених пачкою масивних сірих пісковиків. Головнінська світа повязана поступовим переходом зі спаськими відкладами. Представлена вона товщею кременистих мергелів з прошарками пісковиків, алевролітів, і аргілітів. Потужність світи - більше 100 м. Нижньокрейдові відклади південних структурно-формаційних зон Складчастих Карпат представлені ритмічним піщано-глинистим флішем (буркутська, білотисенська світи) та "чорним" флішем - чорними аргілітами і алевролітами з прошарками мергелів, вапняків, пісковиків (шипотська світа). Загальна потужність нижньокрейдових відкладів тут складає до 200 м[8].
Верхній відділ
Верхньокрейдові відклади широко розповсюджені в межах Скибової і Кросненської зон Карпат, де представлені стрийською світою. За літологічними ознаками ця світа розділяється на три товщі (знизу-вверх) : нижня - піщано-глинисто-мергельний фліш потужністю 400 м; середня - піщано-глинистий фліш з прошарками мергелів та вапняків потужністю 500 м; верхня - тонкоритмічний піщано-глинистий фліш потужністю до 300 м.
В південних структурно-формаційних зонах Карпат верхньокрейдові відклади представлені середньо- та тонкоритмічним флішем (суховська, яловецька світи) та грубошаруватими пісковиками, конгломератами з пачками піщано-глинистого флішу (чорногорська, соймульська світи). Потужність відкладів до 1000 м.
Загальна потужність крейдових відкладів до 3000-4000 м.
Кайнозой
Кайнозойські відклади Карпат представлені потужним комплексом флішових осадків палеогену і четвертинними утвореннями різноманітного генезису.
Палеогенові відклади
Палеогенові відклади продовжують розріз крейдових порід. Вони чітко розділяються на три комплекси: палеоцен, еоцен, олігоцен і поширені в Кросненській і Скибовій зонах Карпат та глибинних складках Бориславсько-Покутської зони прогину.
Палеоценові відклади виділені в ямненську світу. Вона складена масивними сірими пісковиками з прошарками і лінзами гравелітів, інколи конгломератів. В основі світи залягає строкатий яремчанський горизонт, складений тонкошаруватими пісковиками, алевролітами, аргілітами. Загальна потужність світи - 300 м [8].
Еоценові відклади в Кросненській зоні представлені голятинською світою, яка складена тонкоритмічним чергуванням чорних аргілітів і темно-сірих кварцитових пісковиків. Вище по розрізу ці породи змінюються товщею середньо- і грубошаруватих пісковиків з прошарками чорних аргілітів. Розріз завершується піщано-глинистим флішем, який вміщує пачки грубошаруватих пісковиків і строкатих аргілітів. Потужність світи - 800-1000 м.
В Скибовій зоні у відкладах еоцену виділяються три світи - манявська, вигодська і бистрицька.
Манявська світа складена зеленувато-сірими аргілітами з тонкими прошарками дрібнозернистих пісковиків та алевролітів. Потужність світи - 250 м.
Вигодська світа складена масивними різнозернистими пісковиками, які місцями переходять в гравеліти і конгломерати. Потужність відкладів 300-400 м.
Бистрицька світа завершує розріз еоцену. Вона складена тонкошаруватими зеленими і сірими аргілітами, які чергуються з пісковиками.
Олігоцен представлений менілітовою серією. В основі олігоцену виділяється шешорський горизонт, складений перемежуванням мергелів, пісковиків і чорних бітумінозних аргілітів. В Кросненській зоні спостерігається нижній кремнієвий горизонт, який переходить вверх по розрізу в чорно-коричневі аргіліти (головецьку підсвіту). Вище залягає потужна (більше 1000 м) товща порід піщано-глинистого флішу (кросненська світа). В Скибовій і Бориславсько-Покутській зонах в розрізі олігоцену виділяються світи: нижньоменілітова, середньоменілітова, верхньоменілітова і поляницька [6].
В розрізі нижньоменілітової світи за літологічними ознаками виділяються знизу-вверх: 1) кременевий горизонт - тонкошаруваті силіциди, які чергуються з чорними аргілітами і кременистими мергелями; 2) нижня аргілітова пачка - чорні бітумінозні аргіліти з прошарками пісковиків; 3) горизонт клівських пісковиків; 4) верхня аргілітова пачка - чорні та темно-коричневі аргіліти. Потужність нижньоменілітової підсвіти 300-400 м.
Середньоменілітова світа складається із сірих, сильновапнистих аргілітів, які чергуються з голубувато-сірими вапнистими пісковиками. Потужність - 200-300 м.
Верхньоменілітова підсвіта починається малопотужною пачкою кременів. Вище залягає товща чорних і коричневих не вапнистих аргілітів з прошарками світло-сірих пісковиків. В середині товщі залягає горизонт (50 м) дацитових туфів. Потужність світи - 1200 м.
Розріз Карпатського флішу завершується поляницькою світою. Вона складена темно-сірими сильновапнистими аргілітами, які вміщують прошарки сірих вапнистих пісковиків. Потужність світи до 900 м.
Четвертинні відклади
В межах північного схилу Карпат широко розвинуті елювіально-делювіальні суглинки, супіски, глини з уламками щебеню. В річкових долинах набули поширення алювіальні відклади, що складені галечники з валунами, гравієм, піском. Потужність четвертинних відкладів змінюється від 2 до 40 м.
.3 Гідрогеологічні умови
Львівська область знаходиться в межах Волино-Подільського та Передкарпатського артезіанських басейнів і гідрогеологічної області Складчастих Карпат.
.3.1 Волино-Подільський артезіанський басейн
Басейн охоплює структури Волино-Подільської плити та Львівського палеозойського прогину.
У відповідності з геологічною будовою і гідрогеологічними особливостями виділяються наступні водоносні горизонти та комплекси.
Водоносний комплекс четвертинних відкладів
Четвертинні породи представлені алювіальними, флювіогляційними та елювіально-делювіальними відкладами, до яких приурочені безнапірні водоносні горизонти.
Глибина залягання вод четвертинного водоносного горизонту знаходиться в прямій залежності від рельєфу місцевості, пори року і кількості атмосферних опадів і не перевищує 1,0-1,5 м в долинах річок, досягаючи 3-5 м і більше на вододілах. Питомі дебіти свердловин і криниць коливаються від 0,02 до 1,7 л/с. Найбільші дебіти свердловин (до 5,5 л/с) приурочені до древньоалювіальних крупно- і середньозернистих пісків басейну річки Західний Буг. На вододільних дільницях водоносний горизонт приурочений до лесів і лесовидних суглинків потужністю від 2-3 до 40 м, поширений спорадично, водозбагачений слабо. Води комплексу гідрокарбонатного кальцієвого або кальцієво-магнієвого складу з мінералізацією 0,5-0,6 г/дм3. Живлення горизонтів відбувається за рахунок інфільтрації атмосферних опадів, розвантаження здійснюється у долинах рік, на схилах балок та ярів [9].
Водоносний горизонт четвертинних відкладів використовується сільським населенням для господарсько-питного водопостачання.
Водоносний комплекс міоценових відкладів
Цей водоносний комплекс поширений, в основному, в зоні прилягання платформи до Передкарпатського прогину. Водовмісними породами сармату є тріщинуваті вапняки та різнозернисті піски. Глибина залягання обводнених порід сармату змінюється від 5 до 46 м, рідше - 90 м. Води безнапірні або слабонапірні (10-15 м). Дебіти свердловин складають 1,5-2 л/с, інколи сягаючи десятків л/с.
Водовмісними породами бадену є вапняки, піски, мергелі, потужністю 2-20 м. Глибина залягання водоносного горизонту 15-80 м. Води слабонапірні. Дебіти свердловин складають 0,6-3,0 л/с, сягаючи значень 42 л/с. Із сірковмісними породами бадену повязані родовища мінеральних сульфідних вод. Ці води, в основному, поширені вздовж границі платформи і прогину, де їх мінералізація сягає 2-3 г/дм3. В областях розвитку загіпсованих порід зустрічаються сульфатні кальцієві води з мінералізацією 2,0-3,5 г/дм3.
Водоносний комплекс верхньокрейдових відкладів
Цей комплекс є найбільш поширеним на території басейну. Водовмісними породами є сенон-туронські вапняки, крейда, мергелі, сеноманські піски та тріщинуваті пісковики. Він характеризується досить високою водоносністю, яка залежить від тріщинуватості порід. Максимальна тріщинуватість характерна для верхньої частини розрізу до глибини 60-100 м. Нижня частина мергель-крейдяної товщі монолітна і є регіональним водотривом. Для вод комплексу характерний напір до 40 м. На вододілах питомі дебіти свердловин складають 0,3-0,8 л/с, в долинах річок 2-8 л/с. На ділянках тектонічних порушень вони сягають 50 л/с. Дебіти джерел коливаються від 0,01 до 16,7 л/с. Води прісні, переважно гідрокарбонатні кальцієві У Львівській впадині на глибинах більше 250 - 300 м зустрінуті гідрокарбонатні натрієві, а в найбільш глибоких частинах розрізу хлоридно-гідрокарбонатні натрієві води з мінералізацією 3-10 г/дм3, що дозволяє розцінювати їх як перспективні для бальнеологічних цілей.
Верхньокрейдовий водоносний комплекс є основним джерелом централізованого водопостачання багатьох населених пунктів.
Водоносний комплекс юрських відкладів
Води у юрських відкладах розкриті свердловинами в південній частині Львівсько-Волинського камяновугільного басейну, де потужність юри сягає декілька десятків метрів. Водонасиченими є тріщинуваті пісковики, бітумінозні вапняки, конгломерати. Води високонапірні. Водонасиченість комплексу невисока. Питомі дебіти свердловин - 0,001-0,06 л/с, рідко 0,6-0,8 л/с. За складом води гідрокарбонатно-хлоридні натрієві з мінералізацією до 1 г/дм3. В південному напрямку мінералізація збільшується до 5 г/дм3, а склад стає хлоридним натрієвим [9].
Водоносний комплекс камяновугільних відкладів
Водоносний комплекс широко розвинутий в межах Львівського палеозойського прогину. Водовмісні породи представлені пісковиками, доломітами, вапняками, які перемежовуються з водотривкими глинистими і вуглистими сланцями. Глибина залягання водоносних відкладів 300-500 м. Їхня водонасиченість незначна, дебіти свердловин складають тисячні часки л/с.
Мінералізація підземних вод збільшується з глибиною і з півночі на південь. Так в північній частині камяновугільного басейну води намюрських відкладів переважно гідрокарбонатно-хлоридні натрієві з мінералізацією 0,9-2,5 г/дм3. На півдні склад вод хлоридний натрієвий, а мінералізація збільшується до 3-10 г/дм3. Води візейських відкладів відрізняються більшою мінералізацією (3,7-36 г/дм3), а за складом вони хлоридні натрієві з підвищеним вмістом кальцію та магнію.
Водоносний комплекс девонських відкладів
Комплекс має широке розповсюдження. Водовмісні породи - пісковики нижнього і середнього девону та тріщинуваті вапняки верхнього девону.
Найбільш водонасиченими є верхньодевонські відклади на площах, де вони перекриті невеликими за потужністю (до 150 м) мергельно-крейдяними верствами. Тут питомі дебіти свердловин коливаються від 1 до 17 л/с. Дещо меншою водонасиченістю характеризується нижньо- і середньодевонські відклади. Питомі дебіти свердловин не перевищують 0,1 - 0,3 л/с. Води девонських відкладів напірні. Водонасиченість свердловин, в цілому, слабка (дебіти 0,17-6,9 л/с). Дебіти джерел складають 0,00052 л/с.
Води девонських відкладів за хімічним складом прісні гідрокарбонатні кальцієві та кальцієво-натрієві з мінералізацією 0,6-0,9 г/дм3. При зануренні відкладів під утворення карбону їх фільтраційні властивості погіршуються, питомі дебіти не перевищують 0,1-0,3 л/с. Мінералізація збільшується від 15 до 100 г/дм3 і більше, а хімічний склад стає хлоридним кальцієво-натрієвим.
В зонах пересікання товщі розломами, мінералізація вод девону підвищується до 1,5-30 г/дм3, що дозволяє розцінювати їх як перспективні для використання з бальнеологічною метою.
.3.2 Передкарпатський артезіанський басейн
У нижньомомасових товщах Передкарпатському артезіанського басейну в межах Львівської області розвинуті четвертинний та міоценовий водоносні комплекси.
Водоносний комплекс в четвертинних відкладах
Водоносний горизонт у верхньонеоплейстоценових алювіальних відкладах поширений в межах I і II надзаплавних терас. Водовмісними служать піщано-глинисті і гравійно-галечникові відклади. Найбільша потужність водоносного комплексу 15 м у долинах карпатських рік. Води безнапірні. Питомі дебіти - від 0,2 до 5 л/с, дебіти джерел - до 2,5 л/с. У напрямку платформи водоносність зменшується. За хімічним складом води переважно гідрокарбонатні кальцієві з мінералізацією 0,2-1,5 г/дм3. Води широко використовуються для централізованого і індивідуального водопостачання.
Водоносний горизонт середньонеоплейстоценових алювіальних відкладів надзаплавних терас розвинутий на правобережжі р. Дністер і його приток. Водовмісні породи - галечники та піски. Глибина залягання вод коливається від 5-10 м до 18 м. Напір сягає 10 м; дебіти - від 1 л/с до 2,5 л/с при пониженнях рівня на 1-8 м. Дебіти джерел - від 0,2 л/с до 0,5-1 л/с. Жорсткість - 2,2-8,7 мг-екв/дм3. Води в основному гідрокарбонатні кальцієві з мінералізацією 0,5 г/дм3.Спостерігається підвищення вмісту іонів сульфату, хлору, магнію, натрію та мінералізації до 1 г/дм3, що характерно для вод надзаплавних терас, які залягають на соленосних відкладах Внутрішньої зони Передкарпатського прогину. Живлення водоносного комплексу відбувається за рахунок інфільтрації атмосферних опадів. Води широко експлуатуються за допомогою свердловин і колодязів для побутового водопостачання.
Водоносний горизонт верхньоеоплейстоценових та нижньонеоплейстоценових алювіальних відкладів надзаплавних терас р. Дністер розвинутий на південному заході території досліджень - на вододілах. Водовмісні породи - піски, галечники. Води безнапірні та напірні. Напори не перевищують 2 м. Статичні рівні - від 3 м до 7 м. Дебіти джерел - 0,1-0,3 л/с. Води переважно гідрокарбонатні кальцієві з підвищеним вмістом іонів натрію й хлору з мінералізацією 0,18-0,25 г/дм3. Живлення - за рахунок атмосферних опадів, розвантаження - на схилах і ярах у вигляді джерел. Води зрідка використовуються для побутового водопостачання.
Водоносний горизонт у неоплейстоценових льодовикових, озерно-льодовикових, водно-льодовикових (флювіогляціальних), еолово-делювіальних та елювіальних відкладах розповсюджений широко у Передкарпатському артезіанському басейні. Водовмісні породи - суглинки, супіски, піски - різні за потужністю (5-25 м). Води мають безнапірний характер, залягають на глибинах від 0 м до 15 м. Водозбагаченість порівняно невелика. Хімічний склад різноманітний: гідрокарбонатні кальцієві, гідрокарбонатно-сульфатні натрієві з мінералізацією від 0,3 г/дм3 до 1,8 г/дм3. Дебіти джерел складають 0,02 л/с до 1,8 л/с. На ділянках, де прошарки пісків відсутні, відклади безводні. І хоча водовмісні відклади поширені спорадично, через що водоносний комплекс не може служити для великого централізованого водопостачання, він дуже широко використовується населенням і невеликими підприємствами для побутового водопостачання, а для більшої північно-західної частини Передкарпатського басейну є основним.
Водоносний комплекс в міоценових відкладах неогену
Підземні води спорадичного розповсюдження у відкладах верхньобаденського (косівська світа) та нижньосарматського (дашавська світа) підярусів приурочені до малопотужних прошарків і лінз пісків і пісковиків (1-2 м, зрідка декілька метрів) у товщі глин. Глибина залягання комплексу 100 - 4000 м і більше. Сталі рівні в свердловинах, що розкрили ці води, від 0 м до 140 м. Напір - від 6,0 м до 1100 м. Питомі дебіти - від 0,001 л/с до 0,07 л/с, деколи сягають 1,1 л/с. Підземні води відрізняються гідрогеологічною зональністю та різноманітною мінералізацією.
Усталені рівні, величина напорів, продуктивність свердловин і хімічний склад підземних вод залежать від глибини залягання водовмісних порід. Гідродинамічна зона активного водообміну поширена на невелику глибину (50-100 м) і має звязок з четвертинними відкладами. Вона характеризується переважним розвитком вод з мінералізацією до 1-2 г/дм3, в основному гідрокарбонатних, гідрокарбонатно-сульфатних кальцієвих, кальцієво-натрієвих. У більшості випадків ці води використовуються для водопостачання. Нижче, до глибин 200-250 м залягає зона сповільненого водообміну, яка характеризується розвитком гідрокарбонатних, гідрокарбонатно-хлоридних натрієвих вод з мінералізацією до 5-6 г/дм3. Сталі рівні встановлюються на глибині 15-20 м. На глибинах більше 250 м у дашавських відкладах циркулюють хлоридні натрієві води. Мінералізація їх збільшується до 20-50 г/дм3. Характерною особливістю вод є збагаченість йодом, бромом, бором [10]. Значна мінералізація, малі дебіти виключають використання їх для водопостачання, але мають бальнеологічну та промислову цінність у звязку з підвищеним вмістом специфічних компонентів.
Водоносний горизонт спорадичного розповсюдження у відкладах стебницької й балицької світ. Водовмісні породи - прошарки та лінзи пісковиків, мергелів і конгломератів у товщі глин. Води залягають на глибинах від 10 м до 40 м, напірні. Питомі дебіти від 0,01 л/с до 0,4 л/с, інколи свердловини безводні. Хімічний склад вод різноманітний; в приповерхневій частині води прісні та використовуються для водопостачання. З глибиною зростає мінералізація, збільшується вміст хлору, натрію, сульфатного іону - утворюються міцні, дуже міцні та надміцні солянки, з яких видобувають кухонну сіль.
Водоносний горизонт спорадичного розповсюдження у відкладах воротищенської світи. Водовмісні породи - піски, слабозцементовані пісковики у вигляді лінз і прошарків у товщі загіпсованих глин (гіпсо-глиниста "шапка"). Водозбагаченість слабка. Дебіти окремих свердловин - 0,3 л/с, питомий дебіт менший 0,01 л/с. Води, в основному, хлоридні натрієві з мінералізацією від 18 до 334,3 г/дм3 [11]. Для водопостачання горизонт не придатний.
.3.3 Гідрогеологічний масив Складчастих Карпат
У гідрогеологічному масиві Складчастих Карпат у межах Львівської області розвинуті водоносні комплекси в четвертинних та крейдово-палеоген-неогенових відкладах.
Водоносний комплекс в четвертинних відкладах
Водоносний горизонт у делювіально-колювіальних верхньонеоплейстоценових і сучасних відкладах - перший від поверхні, повязаний з супіщано-суглинистими утвореннями зі значним вмістом різноуламкового щебеневого матеріалу, потужністю від 5 до 10 м. Води гідрокарбонатні кальцієві, хлоридно-гідрокарбонатні кальцієві, натрієво-кальцієві з мінералізацією 0,5-1,0 г/дм3.
Водоносний горизонт у верхньонеоплейстоценових алювіальних відкладах I і II надзаплавних терас поширений по всій площі. Водовмісними є суглинки, супіски, піски, галечники. Найкращі колектори підземних вод у долинах карпатських рік, де потужність водоносного комплексу сягає 15 м. Води безнапірні. Питомі дебіти - від 0,2 л/с до 5 л/с, дебіти джерел - до 2,5 л/с. У напрямку платформи водоносність зменшується. За хімічним складом води переважно гідрокарбонатні кальцієві з мінералізацією 0,2-0,3 г/дм3 [11].
Водоносний комплекс у крейдово-палеоген-неогенових відкладах
У Складчастих Карпатах, не залежно від стратиграфічної приналежності, виділяються дві різних за умовами водообміну зони. Води верхньої зони переважно розвинуті на глибинах до 100-150 м. Води напірні, водонасиченість порід невелика, дебіти джерел складають 0,01-0,1 л/с, свердловин - не перевищують 1 л/с, при пониженні рівня підземних вод до 50 м. За хімічним складом води гідрокарбонатні кальцієві і натрієві, рідше хлоридно-гідрокарбонатні натрієві і хлоридні натрієві. Мінералізація вод збільшується з глибиною від 0,2 г/дм3 до 40 г/дм3. В межах флішової зони часто зустрічаються води з підвищеним вмістом заліза та органічних речовин. Води нижньої зони корінних порід розкриті глибокими свердловинами на глибинах до перших кілометрів. Ці води часто супроводжують нафтові поклади. Хімічний склад вод хлоридний кальцієво-натрієвий і гідрокарбонатний натрієвий з мінералізацією до 370 г/дм3. Для них часто характерні високі вмісти вмісту йоду та брому. Водовмісні породи - різноритмічний фліш. Живлення водоносного комплексу в приповерхневому фліші здійснюється шляхом інфільтрації атмосферних опадів, розвантаження - у долинах рік і струмків. Водоносний комплекс широко використовується для водозабезпечення.
3. ІСТОРІЯ ВИВЧЕННЯ МІНЕРАЛЬНИХ ВОД ЗАХІДНИХ ТЕРЕН УКРАЇНИ
За багатством і різноманітністю мінеральних вод Карпатський регіон - один з найбагатших на Україні. Достатньо відмітити, що тут діє 8 курортів загальнодержавного значення і багато відомчих і приватних здравниць.
Вже в глибоку давнину було відомо, що підземні води в багатьох місцях Карпатського краю мають лікувальні властивості. Перші літературні згадки про них належать до кінця XVI століття. Н. Радзівіл, перераховуючи місця свого лікування, в одній з книг пише, що в "році 1576 був на термах (теплих джерелах) Яворівських".
Першу систематичну характеристику мінеральних вод Передкарпаття дав польський лікар ХVІ століття Войцех Очко. В його книзі, що видана в 1578 р., були описані теплі джерела Шкло, дані рекомендації про використання мінеральних вод при різних хворобах. В цій же праці вперше згадуються сірководневі джерела Любеня Великого, "що мають силу рятувати страждальців, які сидять в них". Тоді ж В.Очко писав, що люди в Дрогобичі і його окраїнах використовують воду соляних джерел, а також "масляну ропу", як дуже корисні.
Вже в ті далекі часи було показано широкий розвиток мінеральних лікувальних вод, а їх вивчення носило прикладний характер. Розглядались, в основному, медичні аспекти застосування лікувальних вод і в окремих випадках здійснювалось вивчення їх хімічного складу. В ХVІІ-ХVІІІ ст., в основному, використовувались і вивчались лікувальні джерела Шкла і Великого Любеня. Зокрема, шкловським водам присвячена велика трьохтомна праця доктора медицини і філософії Еразма Сікста Львівянина "Про теплі джерела в Шкло" (1617р.). Поряд з детальним описом способів застосування води для лікування, в цій роботі висловлені думки про лікувальне начало шкловських вод. На думку Сікста, ними являються сірка і селітра, що в певній мірі відповідає сучасним уявленням.
До кінця ХVІІ століття лікувальні джерела Прикарпаття стають відомими в Європейському масштабі. В 1698 р. в Лондоні видається книга, в якій розказується, що "в землі Руській, окрузі Львівськім, поблизу Яворова є джерело Шкло. Джерело відвідує багато хворих і воно приносить їм велику користь".
Відомими стають і трускавецькі мінеральні води. Зокрема, про їх використання з лікувальною метою говориться в "Натуральній історії", що видана в 1721 р. в м. Сандомирі.
На початку ХІХ століття офіційно починаються використовуватись сірководневі джерела в м. Немирові. В 1814 р. тут побудована перша водолікувальня, а в 1834 р. зроблені перші аналізи хімічного складу мінеральних вод.
В 1820 р. під час буріння однієї з свердловин були зустрінуті сірководневі води. З тих пір, ця вода стала використовуватись для лікування ревматизму і шкірних захворювань. Після будівництва водолікарні в 1827 р. Трускавець офіційно став називатися курортом. В 1835 р. Львівській аптекар і хімік Т.Тарасович вперше виконав аналізи вод з джерел "Нафтуся", "Марія" і "Фердинанд". В подальшому, вивчення трускавецьких джерел мінеральних вод здійснювалось з медичної точки зору. Зокрема, відомі роботи лікарів Машека (1836 р.), М.Коха (1842 р.), Є.Унгера (1843 р.), Т.Прашіля (1904 р.).
З цих робіт, в яких розглядалися загальні умови формування мінеральних вод і давались спроби виявлення їх лікувального начала, можна виділити працю Т.Тарасовича (1848 р.). в цій роботі приведені матеріали по мінеральних водам Галичини і Буковини. Вперше також було висловлено про те, що лікувальні властивості "Нафтусі" визначаються наявністю нафти.
В 1880 р. почав функціювати курорт Моршин, де була організована водолікарня на базі використання ропи джерела "Боніфацій".
В 1892 р. джерела трускавецьких мінеральних вод описав В.Шайноха. Через тридцять років вийшов у світ схематичний нарис району Борислава (1922 р.). В 1927 р. були опубліковані аналізи бурових вод того ж району, що підготовлені Катуом. В 1928 р. було організоване акціонерне товариство "Мінеральне джерело "Черче", яке після каптажу джерел і благоустрою території офіційно відкрило курорт в 1929 р.
Кліматичні особливості Передкарпаття і Карпат використовувались незначно. З кліматичних курортів функціював тільки один - Яремче.
Різнопланове геологічне вивчення території почалось після 1939 р. Узагальнення досліджень довоєнного періоду проведене в роботах С.З.Сайдаковського, А.Є.Бабинця, Н.А.Биховера (1941 р.). В 1946-50 рр. Карпатською експедицією МГРІ під керуванням А.М.Овчіннікова проведені регіональні геолого-гідрогеологічні дослідження Українських Карпат. За їх результатами складена гідрогеологічна карта, охарактеризовані геолого-гідрогеологічні умови, встановлені загальні закономірності поширення основних водоносних горизонтів, в тому числі мінеральних вод, і проведене гідрогеологічне районування вод корінних відкладів. Одночасно Інститутом курортології і фізіології вивчались мінеральні води Передкарпаття.
На початку 50-х років були розпочаті роботи по пошуках і розвідці мінеральних вод, що супроводжувались великим обємом бурових і дослідних робіт. Основними організаціями, що займались вивченням мінеральних вод, були Гідрогеологічне управління "Геокаптажмінвод" і Львівська геологорозвідувальна експедиція. "Геокаптажмінвод" проводило дослідження на діючих курортах. Роботи, що виконувались Львівською ГРЕ, були спрямовані на виявлення нових родовищ мінеральних вод. Медичні аспекти застосування мінеральних вод вивчались Одеським науково-дослідним Інститутом курортології і Центральним науково-дослідним Інститутом курортології (м. Москва). Узагальнення наукових результатів здійснювалось Інститутом геологічних наук АН УРСР. Деякі види досліджень виконувались Інститутом ВСЕГІНГЕО, Львівським, Івано-Франківським і Чернівецьким медичними інститутами, Трускавецькою і Прикарпатською режимно-експлуатаційними станціями.
В 1950-51 рр. І.Т.Плоташем (Івано-Франківський медінститут) на основі хімічних аналізів 130 джерел Івано-Франківської області були узагальнені матеріали про мінеральні води і виділені три групи:
- - газові води (вуглекислі, сульфідні);
- - хлоридні натрієві води;
- - води складного іонного складу.
З 1951 по 1958 р. під керуванням В.В.Лапшина проводились роботи по вивченню мінеральних вод Буковини, в результаті чого був зібраний і систематизований матеріал по території Чернівецької області (153). В 60-х роках ним же вперше зроблені узагальнення про мінеральні води с.с. Брусниця і Щербинці, завдяки яким пізніше вони сформувались як курорти.
Найбільш суттєві результати одержані управлінням "Геокаптажмінвод" на Трускавецькому, Велико-Любінському і Немирівському родовищах мінеральних вод.
Активне вивчення Трускавецького родовища розпочате в 1950 р., коли була проведена детальна зйомка Курортної балки. Результати цих досліджень були викладені в роботах Г.А.Гонсовської і П.М.Дмитрієвої в 1954 р.
В період з 1955 по 1959 р. продовжувалась розвідка Курортної балки з метою одержання додаткових запасів мінеральних вод "Нафтуся" і вивчення підземних вод на ділянках Помірки, Воротище і Липки. Результати гідрогеологічних досліджень узагальнені в роботах К.Г.Гаюна, М.А.Волкової М.Л.Бронфмана. В 1960-1965 роках в межах Трускавецького родовища був виконаний значний обєм робіт по бурінню і тривалим відкачках з експлуатаційних свердловин. За результатами цих робіт вперше були затверджені запаси мінеральних вод Трускавецького родовища, в тому числі і по "Нафтусі", по сульфатно-хлоридним натрієвим водам ділянки Юзя і сульфатно-хлоридним сірководневим розсолам ділянки "Нафтуся". Але у звязку з невеликою кількістю затверджених запасів, роботи були продовжені лише в період 1963-1973 рр. Результати цих робіт викладені в звітах І.М.Койнова і О.Д.Гончарова. За результатами цих досліджень в 1973 р. затверджені запаси мінеральних вод "Нафтуся" в кількості, достатній для забезпечення потреб курорту. В цей же період проводились роботи по розвідці хлоридних натрієвих і сульфатно-хлоридних магнієво-натрієвих розсолів на ділянках Воротище, Помірки і Липки. В 1973 р. за цими дослідженнями А.І.Готрою та ін. був складений звіт з підрахунком запасів розсолів. Запаси були затверджені в ДКЗ СРСР в 1974 р.
Планомірне вивчення Велико-Любіньського родовища сірководневих мінеральних вод розпочалось в 1952 р., коли були пробурені кілька експлуатаційних свердловин. Ці роботи формально можна вважати попередньою розвідкою родовища. Результати цих досліджень викладені в роботах М.М.Єніної і Л.М.Купріна.
В 1975-1976 рр. була проведена детальна розвідка мінеральних вод цього родовища - О.Д. Гончаров та ін.[12]. В 1977 р. запаси мінеральних вод Велико-Любинського родовища були затверджені в ДКЗ СРСР.
Вивчення гідрогеологічних умов Немирівського родовища сірководневих мінеральних вод розпочалось в 1952 р. В 1977-79 рр. були виконані роботи, що відповідали стадії попередньої розвідки. Результати цих досліджень викладені в роботах Л.Н.Купріна, Т.А.Гонсовської і М.А.Волкової [13]. Не дивлячись на те, що ці дослідження були названі попередньою розвідкою, за обємом і змістом вони відповідали детальній стадії робіт. Запаси мінеральних вод були оцінені за промисловими категоріями А і В, але їх затвердження в ДКЗ не відбулось. Це повязано з запланованою відробкою сірчаного карєру поблизу родовища мінеральних вод, що неминуче привело б до виснаження останнього.
В 1959-62 рр. Львівською ГРЕ (Стенгач І.Х.) проводились пошуки в межах Львівської області, що включали в себе буріння розвідувальних свердловин на курорті Черче, але вони не дали позитивних результатів. В подальшому, на цьому родовищі ціленаправлені гідрогеологічні дослідження не проводились за виключенням режимних спостережень.
Вивченню геологічних умов, що визначають формування лікувальних мінеральних вод на території України, особливостей їх хімічного складу, а також практиці лікувального використання на бальнеологічних курортах України, в т.ч. і Передкарпаття присвячена монографія "Лікувальні мінеральні води і курорти України" (А.Є.Бабинець, 1963 р.[14]).
Питанню питного лікування мінеральними водами, зокрема "Буковинською", при захворюваннях органів травлення присвячена робота співробітників Одеського Інституту курортології Г.О.Горчакової, Л.О.Серебріної "Лікувальні властивості мінеральних вод України" (1972 р.). Питання формування і розташування родовищ мінеральних вод і торфяних грязей Прикарпаття, перспективи їх використання в медичній практиці вивчені в роботі І.М.Койнова, Колесникової А.А.
Великий вклад у вивчення мінеральних вод Передкарпаття вніс колектив лабораторії гідрогеологічних проблем ІГН України під керуванням А.Бабинця. За результатами їх досліджень видано ряд монографій і статей [15, 16 і ін.], які присвячені закономірностям поширення і умов формування як мінеральних вод в цілому, так і окремих їх типів.
З 1967 р. цілеспрямовані роботи по виявленню мінеральних вод в Чернівецькій і Івано-Франківській областях проводяться Чернівецькою КГГП Львівської ГРЕ. В 1967-70рр. проведені пошукові роботи, в результаті яких виявлені або підтверджені перспективні ділянки поширення мінеральних вод в Брусниці, Щербінцях, Верховині, Коршові. В 1974 р. В.Г.Соколовим проведена попередня, а в 1976-78 рр. детальна розвідка Брусницького родовища мінеральних вод. В результаті вияснені умови формування сульфідних і хлоридно-гідрокарбонатних натрієвих вод, оцінені запаси за промисловими категоріями з затвердженням в ДКЗ.
Моршинською ГРП Львівської ГРЕ виконані крупні пошуково-розвідувальні роботи на Східницькому, Моршинському і Бориславському родовищах мінеральних вод.
Активні роботи по вивченню Східницького родовища проводились на початку 70-х років після наполегливих дій першовідкривача родовища Є.А.Стоцького. В 1972-1975 рр. були проведені пошуки і детальна розвідка Східницького родовища мінеральних вод "Нафтуся" - Кулібаба Ф.В., Лютий Г.Г. В 1975 р. запаси мінеральних вод Східницького родовища були затверджені в ДКЗ СРСР.
Не дивлячись на те, що курорт Моршин відомий з 1878 р., перші гідрогеологічні роботи, спрямовані на оцінку запасів мінеральних вод, були розпочаті у другій половині 60-х років. В 1966-71 рр. були проведені пошуки і розвідка лікувальних розсолів. Їх результати викладені в роботах А.А.Киричука. В ДКЗ були затверджені запаси за промисловими категоріями запаси хлоридного натрієвого типу для бальнеологічних процедур (ванн).
Запаси розсолів, що містять сульфат, для лікувально-питного застосування за промисловими категоріями не були затверджені в наслідок слабкої вивченості умов їх формування. В звязку з цим, в 1976-79 рр. на новій ділянці Моршинського родовища розсолів була виконана попередня розвідка - (Ф.В Кулібаба), а в 1980-81 рр. детальна розвідка - (Ю.М.Жексембаєв та ін.). В результаті цих робіт були в повному обємі вивчені умови формування сульфатвмісних розсолів, визначені принципи їх розвідки, що в кінцевому результаті дозволило успішно затвердити запаси в ДКЗ СРСР.
В 1979-82 рр. був виконаний широкий комплекс пошукових робіт на мінеральні води в районі м. Борислав. Під час проведення пошуків були виявлені прояви мінеральних вод і солянок самих різноманітних типів. Результати цих робіт викладені в роботах Ю.М.Жексембаєва [17]. На основі пошукових досліджень в 1979-82 рр. були виконані цілеспрямовані роботи по попередній розвідці хлоридних натрієвих розсолів і розсолів, що містять сульфат для бальнеологічного застосування. Вперше для оцінки запасів розсолів був застосований комбінований (гідрохімічний і гідравлічний) метод, що дало можливість суттєво скоротити витрати на розвідувальні роботи - Ю.М.Жексембаєв.
Для вияснення перспективи розширення гідромінеральної бази Карпат і Прикарпаття, в 1976-79 рр. В.Ю. Усовим, В.О.Агєєвим проведені пошуки мінеральних вод, в результаті яких приведена характеристика раніше відомих проявів і виявлені перспективні ділянки. В подальшому, на їх основі були поставлені більш детальні дослідження (Мізунь, Вижниця, Шешори та ін.).
Завершуючи характеристику вивчення мінеральних вод в Карпатському регіоні, слід відмітити, що Львівською ГРЕ в 1986-98 рр. виконано ряд узагальнюючих робіт про мінеральні води. Це в першу чергу по Львівській області (Жексембаєв Ю.М. та ін.) і Тернопільській області (Шевченко Т.Г.), Івано-Франківській і Чернівецькій областях (Кондратюк Є.І. та ін.). В них висвітлені умови формування і закономірності поширення основних типів мінеральних вод, приведені пошукові критерії. Розроблена методика пошуків і розвідки деяких типів мінвод і оцінені прогнозні ресурси.
4. ҐЕНЕЗА І ЗАКОНОМІРНОСТІ ПОШИРЕННЯ ТИПІВ МІНЕРАЛЬНИХ ВОД
Формування мінеральних вод здійснюється під впливом цілого ряду природних факторів і визначається складними системами взаємодії: вода - порода - газ - жива речовина. Шляхи взаємодії цих систем обумовлені геологічною будовою і фізико-географічними особливостями території.
Більшість дослідників, для вивчення закономірностей формування підземних вод і гідрогеологічного районування, за основу беруть геолого-структурний принцип.
У відповідності з вченням про гідромінеральні провінції, територія досліджень розташована на стику Причорноморсько-Дністровської області Східноєвропейської провінції і Карпатської області Альпійської (Середньоземноморської) провінції мінеральних вод.
Причорноморсько-Дністровська область включає Львівський район хлоридних, сульфатних, гідрокарбонатно-хлоридних, сірководневих вод і солянок. У геоструктурному відношенні вона відповідає Волино-Подільському артезіанському басейну.
Карпатська область мінеральних вод займає південну і південно-західну частину території в межах розвитку геологічних структур Передкарпатського крайового прогину і флішових Карпат. Особливості формування і поширення мінеральних вод в Карпатській області визначаються, головним чином, структурно-тектонічною зональністю, формаційними, петролого-геохімічними умовами і історією геологічного розвитку її структур.
У Карпатській області виділяють Передкарпатський і Карпатський райони мінеральних вод.
У відповідності з основними положеннями, що викладені в роботі А.Е.Бабинця, В.І.Маруса, І.М.Койнова [15], велика різноманітність мінеральних вод (рис. 4.1) досліджуваного регіону повязана з історією його геологічного розвитку і палеогідрогеологічними умовами.
.1 Вуглекислі мінеральні води
Вуглекислі води у Львівській області зустрічаються поблизу границі з Закарпатською областю, одиничні випадки біля с. Івашківці, і в долині р. Чорний Черемош. Ця частина регіону за А. Є.Бабинцем [15] належить до північного поясу вуглекислих вод Карпат, що повязаний з зоною Центрально-Карпатських розломів. Пояс простягається з північного заходу, від державного кордону з Польщею, на південний схід, до державного кордону з Румунією. На території України до нього приурочений цілий ряд крупних і дрібних родовищ вуглекислих, часто залізистих мінеральних вод (Климець, Сойми, Гірська Тиса, Буркут). Це, в основному, гідрокарбонатні або хлоридно-гідрокарбонатні води різного катіонного складу з мінералізацією до 5 мг/дм3.
Більшість дослідників мінеральних вод вважають, що збагачення підземних вод вуглекислотою відбувається в результаті глибинного метаморфізму гірських порід. Геологічні умови розповсюдження вуглекислих вод, високий вміст в підземних водах СО2 при невеликій кількості інших газів переконливо свідчать про інтенсивну сучасну генерацію вуглекислоти в процесі глибинного метаморфізму, що підтверджується дослідженнями ізотопного складу вуглецю СО2. Слабопроникні флішеві верстви, широкий розвиток закритих антиклінальних структур і пологих насувів створюють умови для накопичення значної кількості вуглекислого газу в підземних водах. Джерела і свердловини, що найбільш інтенсивно газують, приурочені, як правило, до склепіння антикліналей або до зон насувів.
Основне значення в процесі формування і прояву мінеральних вод мають розломи, які відіграють двояку роль: по них піднімається вуглекислота з глибин і вони ж є зонами підвищеного обводнення в умовах гірської складчастої області. Виходи вуглекислих вод співпадають з лініями тектонічних порушень - насувами і поперечними розломами. За гідрогеологічними умовами родовища вуглекислих вод - локальні системи з місцевими областями живлення і розвантаженням в алювіальні відклади, що покривають напірні тріщинуваті водоносні горизонти, які не мають витриманого стратиграфічного розвантаження [18]. За умовами залягання, вуглекислі води є, як правило, тріщинними і тріщинно-жильними.
Виявлені джерела вуглекислих вод на досліджуваній території відносяться до слабомінералізованих вод гідрокарбонатного типу з різним катіонним складом і до маломінералізованих вод хлоридно-гідрокарбонатного кальцієво-натрієвого типів. Ці води приурочені до піщано-глинистих флішових відкладів і зустрічаються, головним чином, в приповерхневій зоні тріщинуватості неглибоких антиклінальних структур. Слабомінералізовані вуглекислі води формуються в процесі збагачення атмосферних інфільтраційних вод вуглекислотою, що поступає з зон тектонічних порушень [14]. Джерела, що безпосередньо приурочені до порушень, інтенсивно газують СО2. В результаті збагачення води вуглекислим газом підвищується її агресивність, і активно розчиняються карбонати кальцію і магнію флішових порід, а також відбуваються обмінні процеси. Одночасно частково руйнуються породотвірні мінерали. Додатково переходять в розчин кремній, залізо, марганець та ін. Цьому сприяє кисле середовище вод (рН 5,3-6,2).
.2 Мінеральні води типу "Нафтуся"
Наприкінці минулого століття в ряді районів України були широко розгорнуті роботи по виявленню слабомінералізованих вод, в тому числі і тих, основним специфічним компонентом яких є органічна речовина. Для пошуків таких вод еталоном служить "Нафтуся". При визначенні лікувальної складової мінеральних вод, основну увагу звертають на підвищену кількість розчинених в них органічних речовин. До середини 70-х років походження вод типу "Нафтуся" повязували з нафтоносними районами.
Виявлення і розвідка мінеральних вод на Поділлі, в Карпатах, і підтвердження їх бальнеологічних властивостей, що аналогічні водам джерела "Нафтуся", мали принципове значення для виявлення вод типу "Нафтуся" і визначення критеріїв їх пошуків.
В результаті вивчення розчиненої органічної речовини встановлено, що активним фізіологічним началом вод типу "Нафтуся" є специфічні нелеткі органічні речовини. Вони складаються з бітумів, гумінових і фульвокислот, гумусових речовин - в основному, високомолекулярних органічних кислот різноманітного складу [16]. Важливе значення має також вміст в воді азотних органічних сполук, з якими дослідники повязують біологічну активність нафтусеподібних вод [19].
Дослідження, що виконані в Карпатах в 70-80-х і на початку 90-х років, свідчать, що такі води приурочені до відкладів, які збагачені органічною речовиною. Такі породи складають нижньоменілітову світу в Скибовій і Кросненській зонах і у Бориславсько-Покутському покриві. Найбільше збагачені органічними речовинами відклади нижньоменілітової підсвіти, які широко поширені в південній і південно-західній частинах досліджуваної території.
Формування хімічного складу і, зокрема, складу органічних сполук, відбувається в результаті взаємодії вод з вмісними породами на всьому шляху їх фільтрації від денної поверхні до найбільш промитих зон. При цьому кінцевий сольовий склад підземні води набувають завдяки їх взаємодії з породами нижньоменілітової світи, в складі яких присутня органічна речовина (20-30%). В процесі взаємодії води збагачуються органікою, вміст якої в перерахунку на валовий вуглець становить 8-30 мг/дм3.
Виходячи з цього, мінеральні води типу "Нафтуся" можуть формуватися не тільки в породах нижньоменілітової світи, але й бути приуроченими до відкладів інших стратиграфічних підрозділів, породи яких збагачені органічною речовиною, і розташовані в особливих гідрогеологічних і гідрохімічних умовах.
.3 Сульфатні мінеральні води
Високомінералізовані води і солянки з великим (більше 20 екв.%) вмістом сульфатів зустрічаються у природі надзвичайно рідко. Переважно мінералізація таких вод не перевищує 25 г/дм3.
Найбільш відомі баталінські мінеральні води сульфатного магнієво-натрієвого складу з мінералізацією 21 г/дм3 [20]. Ґенеза цих вод залишається невстановленою. Хлоридно-сульфатні і сульфатні натрієві розсоли з мінералізацією до 142 г/дм3 в 70-і роки виявлені в північній частині Московського артезіанського басейну [21].
Ще більш унікальні за складом солянки, що містять сульфат, поширені на Прикарпатті. Їхня мінералізація часто сягає 300-400 г/дм3, а вміст калію - 20 екв.%, тоді як в нечисленно відомих водах і солянках, що вміщують сульфат, калій не перевищує 1-2% [15].
Прикарпатські солянки, що містять сульфат, поширені тільки у Внутрішній зоні Передкарпатського прогину і приурочені до двох галогенних моласових формацій нижнього міоцену - воротищенської і балицької світ. Відклади цих світ розвинуті вздовж північно-східного схилу Карпат у вигляді вузької смуги 1-6 км від польської границі на північному заході приблизно до с. Молодьків на півдні. На цій же території поширені і хлоридно-натрієві солянки. Їх формування відбувається аналогічно тим, що містять сульфат. Літологічно ці відклади складені брекчійовидними глинами, брекчіями, галітовою породою з покладами камяних і калійних солей. Як правило, породи сильно дислоковані в круті стоячі (інколи перекинуті на північний схід) складки, що часто розбиті поперечними розломами.
Усі водоносні горизонти мають напірний характер. Глибина їхнього залягання залежить від глибини корінних соленосних порід. У природних умовах живлення горизонтів солянок відбувається за рахунок інфільтрації атмосферних опадів через верству так званої гіпсо-глинистої шапки. Фільтраційними провідниками в гіпсо-глинистій шапці є пісковикові різновиди порід. Структурне залягання первинних соленосних порід (крутопадаючі пласти) в певній мірі успадковане і в гіпсо-глинистій шапці. Тому в верхній зоні шапкии переважають підземні води з рухом, близьким до вертикального. В зоні соляного дзеркала відбувається основне збагачення вод різними компонентами за рахунок вилуговування солей. Водотривом горизонтів служать незаймані вилуговуванням корінні соленосні породи.
Фільтраційні властивості горизонтів низькі. Навіть на промитих ділянках коефіцієнти проникності становлять 1-5 м2/добу і рідко перевищують 10 м2/добу. Дебіти горизонтів солянок у звязку з низькими фільтраційними властивостями порід-колекторів та обмеженою пропускною здатністю порід гіпсо-глинистої шапки, звичайно, незначні, і в межах окремих блоків становлять кілька м3/добу. Їхнє розвантаження відбувається в долинах річок переважно в прихованому вигляді. В наслідок цього, води четвертинних відкладів на таких ділянках мають підвищену мінералізацію, а в їх складі значну роль відіграють хлориди і сульфати.
Охарактеризовані геолого-структурні особливості разом з мінеральним складом порід, що вилуговуються, гідрогеологічні умови і характер живлення, обумовили основні закономірності поширення сульфатвмісних солянок і формування їхнього хімічного складу.
.4 Сірководневі мінеральні води
Сірководневі (сульфідні) води на досліджуваній території поширені як у вигляді локальних проявів (Волино-Подільський артезіанський басейн) і приурочені до водоносних комплексів верхньокрейдових і девонських відкладів, так і у вигляді регіонально розвинутої зони (в основному, структурно-формаційна зона зчленування платформи з прогином).
Зона регіонального поширення сірководневих вод простягається у вигляді смуги з північного заходу на південний схід досліджуваної території і має тісний генетичний звязок з областю розвитку сірчаних родовищ. Ширина цієї зони досягає кількох кілометрів. Глибина залягання водоносного горизонту змінюється від кількох метрів до кількох сотень метрів, збільшуючись в напрямку прогину.
У гідрогеологічному відношенні зона поширення сульфідних вод належить до моноклінально залягаючої частини Волино-Подільського басейну. Водовмісними породами сірководневих вод служать вапняки і гіпсо-ангідрити дністровського горизонту середньобаденського підярусу.
Накопичення сірководневих вод відбувається, головним чином, в сірчаних вапняках. Водоносний горизонт середньобаденських відкладів напірний. Підошвою горизонту служать безводні гіпсо-ангідрити і пісковики, а покрівлею - глинисті породи бадену і сармату. Рух підземних вод відбувається зі сторони Східно-Європейської платформи до Передкарпатського прогину. На динаміку підземних вод суттєвий вплив мають численні повздовжні і поперечні розривні тектонічні порушення. Водовмісні вапняки не витримані за простяганням, тому смуга поширення сірководневих вод не суцільна.
Як відмічають А.Є.Бабинець та ін. [15], зону поширення сірководневих вод на південно-західному краї Волино-Подільського басейну можна було б розглядати як єдине регіональне родовище.
Для розуміння закономірностей розташування родовищ сірководневих вод вирішальне значення має процес формування сірководню і нерозривно повязане з ним утворення самородної сірки. Обидва ці процеси повязані з існуванням сульфатредукції - відновлення сульфатів у водному середовищі до сірководню специфічними бактеріями в анаеробній обстановці. Надходження сульфатів в підземні води обумовлене вилуговуванням гіпсів і ангідритів. Процес сульфатредукції може відбуватися тільки при наявності органічних речовин. Розглядають три шляхи надходження органіки в підземні води: а) достатня кількість органіки в бітумінозних вапняках; б) надходження свіжої органіки з газонафтоносних товщ по тектонічним порушенням; в) надходження свіжої органіки з областей живлення. Всі три версії підтверджуються фактичним матеріалом. Так вміст бітумів в сірконосних вапняках становить 0,04-0,27% (І.І.Алєксєнко, 1967р.). В областях живлення водоносного горизонту верхньобаденських відкладів існують значні товщі торфяників, через які відбувається інфільтрація атмосферних опадів. Деякі дослідники вважають, що по зонах тектонічних порушень з глибинних горизонтів надходить метан, який є головним резервом вуглеводнів (А.Є.Бабинець, І.І.Цапенко, 1960р.).
Відновлювальне (безкисневе) середовище є необхідною умовою для ходу процесів сульфатредукції, що визначаються наявністю верстви глин, яка перекриває водоносний горизонт верхньобаденських відкладів. Сульфатредукція може відбуватись за різними схемами (в реакцію вступають або сульфат-іони, що містяться у воді, або безпосередньо гіпс):
а) SO4 + 2Сорг. + 2Н2О - Н2S+2НСО3
б) СаSO4