Техногенні зміни гідрогеологічних умов на півдні Кривбасу, що виявляються у підвищенні рівнів та забрудненні водоносних горизонтів, та обумовлені закриттям залізорудних шахт на мокру консервацію, наявністю великих шламосховищ та ставка-накопичувача шахтних вод, розміщенням значних за розміром відвалів розкривних порід, які акумулюють поверхневий стік та переводять його в підземний, часто спричиняють активізацію негативних екзогенних процесів. Особливістю південних територій Кривбасу є значне поширення вапнякових відкладів неогену, що зумовлює формування на окремих ділянках карстових форм рельєфу [2]. Іноді прояв техногенно обумовленого карсту приурочений до населених пунктів, що може спричинити виникнення аварійно-небезпечних ситуацій.
Активізація карстових процесів в межах населених пунктів призводить до значного погіршення умов проживання населення і потребує детальних досліджень і моніторингових спостережень. У 2001 році ділянка карстоутворення і суфозії в південній частині селища Рахманівка, була детально вивчена широким комплексом геофізичних методів, який включав гравірозвідку, магніторозвідку, електророзвідку та біолокацію. Результати були підтверджені бурінням геологічних свердловин [1]. Тоді ж було рекомендовано організувати моніторингові геофізичні спостереження з метою оцінки динаміки процесів карстоутворення.
У 2010 році моніторингові геофізичні дослідження були виконані комплексом геофізичних методів (електророзвідки методами вертикальних електричних зондувань (ВЕЗ), природного поля (ПП) та біолокації) по вулицям селища Рахманівка (Чеботарьова, Котовського, Шанцера) з метою виявлення змін у процесах карстоутворення та пов'язаних з ними змін фізичних полів за період з 2001 по 2010роки. Ці вулиці розміщуються у різних геологічних умовах, що природно відображується у геофізичних полях.
В геологічній будові території селища Рахманово приймають участь породи, архейського, нижньо-протерозойського й кайнозойського віку. Нижньоархейські граніти й мігматити дніпропетровського комплексу поширені в західній частині ділянки, амфіболіти кінської серії середнього архею - на півдні території. Породи нижнього протерозою відносяться до Криворізької серії й простягаються у вигляді смуги уздовж Західного розлому, утворюючи Лихманівську моноклиналь, що має круте західне падіння. Моноклиналь ускладнена складчастими й розривними деформаціями, які формують її блокову будову. Породи архею й нижнього протерозою перекриті чохлом кайнозойських відкладів, представлених у районі робіт палеогеновими, неогеновими й четвертинними утвореннями.
Відклади палеогену, складені валунними бурими залізняками на заході ділянки (потужністю від 0,3 до 8,5м), які пepeкpиті щільними сірими й зеленувато-сірими глинами (потужністю від 0,2 до 32м), розвинені майже повсюдно крім окремих ділянок приурочених до простягання порід Криворізької серії. Тут вони можуть бути відсутніми, а на кристалічних породах незгідно залягають відклади неогену. Відклади неогену представлені знизу товщею вапняків сарматського ярусу з окремими лінзами сіро-зеленої мергелястої глини потужністю від 0,1 до 14м і глинистими дрібнозернистими пісками потужністю від 0,3 до 17м.
У нижній частині розрізу порід сарматського ярусу переважають прошарки черепашкових вапняків сильно тріщинуватих, кавернозних іноді перекристалізованих. Черепашкові вапняки перешаровуються з мергелястими, що переважають у верхній частині розрізу. Останні неоднорідні по своїх механічних властивостях - ділянками вони щільні, з кременевими вкрапленнями, ділянками пухкі, тріщинуваті. Неоднорідність вапняків визначає ступінь їхньої стійкості до процесів карстоутворення. У черепашкових вапняках переважає розчинення, утворення порожнин, перекристалізація, у мергелястих - карстово-суфозійні процеси. Потужність вапняків на ділянці коливається від 1,5 до 23м, у середньому становить 14,6м. На значній частині території вапняки сарматського ярусу перекриті сіро-зеленими глинами (меотичний ярус). Глини щільні, грузлі, іноді вапнисті, або піщанисті майже до переходу у сірувато-зелений дрібнозернистий глинистий пісок. Зрідка в глинах зустрічаються прошарки мергелястого вапняку. Потужність глин коливається від 0,2 до 10м, дрібнозернистих пісків від 0,5 до 7м, включень мергелястих вапняків 0,6 - 10м.
Верхи неогену (пліоцен) на більшій частині території знищені пізнішою ерозією й збереглися, лише в окремих знижених ділянках. Це, в основному, дрібнозернисті піски світло-сірого і ясно-жовтого кольору, причому у верхній своїй частині вони поступово переходять у сірувато-зелену грудкувату та пластичну глину з карбонатними включеннями.
До середнього-верхнього пліоцену відноситься також горизонт червоно-бурих глин, які збереглися, в основному в південній і південно-західній частинах ділянки. Глини щільні, не шаруваті, іноді вапнисті, піщанисті, одноманітного червоно-бурого кольору, містять численні вапнякові стягнення й конкреції. Потужність їх коливається від 8 до 15м. Четвертинні відклади в межах ділянки утворюють майже суцільний покрив і представлені лесоподібними суглинками. На окремих ділянках вони повністю відсутні (вyл. Чеботарьова, Суботіна). Потужність суглинків коливається від 1 до 5-6 м. Ґрунтовий шар невеликий, 0,5-0,7м.
У межах території досліджень виділяється чотири водоносних горизонти, приурочених до наступних відкладів:
1 - до лесоподібних суглинків четвертинного віку,
2 - до вапняків і пісків сарматського ярусу неогену,
З - до пісків, бурих залізняків київського ярусу палеогену,
4 - до метаморфічних кристалічних порід докембрію.
У лесоподібних суглинках ґрунтові води приурочені до нижньої частини розрізу. Водотривким шаром водоносного горизонту є червоно-бурі або зеленувато-сірі глини неогену або більш щільні різновиди суглинків. На частині території, там де водовідлив відсутній горизонт проявляється у вигляді окремих плям. Живлення горизонту здійснюється за рахунок атмосферних опадів. Він характеризується слабким водо насиченням. Глибина залягання підземних вод коливається від 1,0 до 8,0м. Горизонт має сезонний характер і проявляється в період випадання дощів і сніготанення. Коефіцієнт фільтрації суглинків змінюється від 0,003 до 1,5м/доб.
Водоносний горизонт сарматського ярусу формується у вапняках та у пісках, які залягають у вигляді лінз у товщі вапняків. У покрівлі горизонту, переважно в західній частині ділянки, залягають водотривкі глини меотичного ярусу. Нижнім водотривким шаром є зеленувато-сірі глини київського ярусу. Водоносний горизонт напірно-безнапірний. Рівень води в свердловинах встановлювався на глибині 6-8м. Води сульфатно-карбонатні SO4 996,6 - 1113 мг/л, НCО3 - 286.7-317,2 мг/л, загальна мінералізація 1938.2 - 2078, 7 мг/ л.
За умов відсутності техногенного впливу горизонт відрізнявся слабким водо насиченням. В 50- х роках статичний рівень підземних вод у вапняках установлювався на глибині 2З -25 м від поверхні, водо притоки характеризувалися величиною 2-3 м3 /рік). Основним джерелом живлення були атмосферні опади. Після розміщення великих за площею та об'ємом відвалів у верхів'ях балки Галагановій гідродинамічний режим горизонту порушився. Фільтрація води з боку відвалів НКГЗк, які акумулюються у декількох ставках в балці Галаганова і є джерелом живлення водоносного горизонту, обумовила значне підвищення рівня підземних вод у вапняках й активізацію карстових і карстово-суффозійних процесів
На ділянках відсутності витриманого водотриву підземні води сарматських відкладів гідравлічно пов'язані з водоносним горизонтом (комплексом) кристалічних порід докембрію. Третій водоносний горизонт київського ярусу розповсюджений переважно в західній частині селища і для його характеристик і немає достатніх даних. Вищезазначені вулиці, по яких були виконані моніторингові спостереження розміщуються в різних зонах, які були виділені у 2001році за умовами розвитку карстових процесів. Вулиця Чеботарьова - в зоні задернованого та напівпокритого карсту, де вапняки перекриті грунтово-рослинним шаром, або пухкими водопроникними породами (суглинками, пісками), вулиця Шанцера - в зоні крайової частини карстового масиву, де рівень водоносного горизонту у вапняках знижувався в бік області дренування у балці Галаганова і вапняковий масив більшу частину року знаходився вище рівня підземних вод і вулиця Котовського - в зоні покритого карсту, де вапняки перекриті глинами меотичного ярусу. Вапняки в межах вулиці Чеботарьова піддаються найбільш інтенсивному карстуванню з поверхні, при проникненні атмосферних опадів по тріщинам, понорам і раніше утвореним карстовим воронкам. Потужність закарстованих вапняків 12 - 16м.
Моніторингові дослідження демонструють, що інтенсивність природного електричного поля (ПП) в основному підвищилася порівняно з 2001-м роком. Відбулися зміни і у водо насиченні і відповідно у питомому опорі порід. Крім того, на вертикальному розрізі ізоом ρк виділені розривні порушення, що розділяють масив вапняків на блоки. Як відомо, по зонам розривних порушень процес карстоутворення відбувається більш інтенсивно.
Результати ВЕЗ, вказують на те, що процес карстоутворення в поверхневій частині розрізу відбувається інтенсивно, із достатньою швидкістю, і з глибиною (АВ/2=20м) затухає. Рівень підземних вод у вапняках по даним електророзвідки та біолокації змінюється від 1.5 до 4.0 метрів.
Про швидкий розвиток карстоутворення на цій вулиці також свідчать і результати візуального обстеження будинків та опитування місцевих мешканців. Через те, що вапняки перекриті лише грунтово-рослинним шаром, то на цій вулиці спостерігається вихід карстових воронок на поверхню. Діаметр їх 0,5 - 3м, глибина 0,3 - 2,0м. Всі засипаються місцевими мешканцями.
На вулиці Шанцера вапняки, що карстуються, потужністю 16 - 19м, перекриті пісками і суглинками, відповідно неогенового і четвертинного віку. Потужність цих пухких утворень складає 2 - 6м. Вулиця знаходиться на борту балки Галаганова, в зоні активного водообміну між сарматським водоносним горизонтом і зоною його розвантаження в балці. Як відомо, агресивний рух підземних вод до зон розвантаження створює найбільш сприятливі умови для перебігу карстових процесів. Карстоутворення відбувається як за рахунок інфільтрації атмосферних опадів, так і за рахунок фільтрації підземних вод. Наявність фільтраційних потоків в масиві вапняків підтверджується аномаліями природного поля. Виділена раніше на цій вулиці ділянка крайової частини карстового масиву, де перебіг карстових процесів визначався як відносно спокійний, тепер відрізняється інтенсивним карстоутворенням. Це свідчить про збільшення водонасичення та підняття рівня вод неогенового водоносного горизонту, що спричинено наявністю постійного джерела живлення - фільтрацією води з боку 2-3 відвалу НКГЗК. Як і по вулиці Чеботарьова, геоелектричний розріз на вулиці Шанцера теж має чітку блокову структуру - блоки та тектонічні порушення виділені по даним електророзвідки та біолокації. Рівень ґрунтових вод по сучасним геофізичним і біолокаційним даним змінюється у межах 1.0 - 4.0 м.
На поверхні при візуальному обстеженні та при опитуванні місцевих мешканців виявлені просадки земної поверхні, рідко воронки. Через просідання земної поверхні практично всі будинки на цій вулиці мають тріщини, які знаходяться в активному стані, постійно збільшуються і відновлюються. За період з 2001р. по 2010 р кількість аварійно-небезпечних будинків збільшилася на 80 %. Це ще одне свідчення того, що процес карстоутворення саме на цій вулиці відбувається найбільш інтенсивно і має площинний характер. Геоелектричний розріз по вулиці Котовського, де вапняки перекриті сіро-зеленими глинами меотичного ярусу, потужністю 5-6 м спокійний, блокова тектоніка не виявлена, хоча зафіксовані окремі розломи. Зміни електричних опорів за даними моніторингу знаходяться у межах точності вимірів. В межах цієї вулиці іноді спостерігається утворення просадок типу мульд. Воронкоутворення не характерне. Рівень ґрунтових вод - 1.0- 3.0 м.
Таким чином, по результатам моніторингових спостережень на площі геофізичних робіт у селищі Рахманівка встановлено активне продовження процесів карстоутворення та суфозії, швидкість яких значно збільшилася в зонах активного водообміну і фільтрації підземних вод сарматського водоносного горизонту до зони розвантаження в балці Галаганова. Карстоутворення в цій зоні набуло площинного характеру і супроводжується масштабним просіданням земної поверхні.
Автори: Золотарьова Л. Й., Калініченко О. О.
Список використаних джерел:
1. Золотарьова Л. Й., Калініченко О.О. Комплексні геолого-геофізичні дослідження техногенезу геологічного середовища./ Геологічне середовище антропогенної екосистеми. Деякі чинники техногенезу. Кривий Ріг: Октан-Принт, 2002 - С. 63-72. 2. Казаков В.Л., Шипунова В.О., Калініченко О.О. Аналіз підземного карсту півдня Кривбасу с позицій гіпогенного спелеогенезу. // Спелеологія і карстологія - 2009. - №2. – С. 83-87.
Передруковано з видання:
Теоретичні, регіональні, прикладні напрями розвитку антропогенної географії та геології: матеріали Третьої міжнародної наукової конференції. - Кривий Ріг: Видавничий дім, 2011. - С 147-152.
Матеріали підготував В.В. Коцюруба.
