книги из ГПНТБ / Формирование берегов Красноярского водохранилища

стках местности иногда наблюдается самоизлив из скважин (ве­ личина напора достигает 80 м). Водопроницаемость пород неболь­ шая, об этом говорят незначительные коэффициенты фильтрации (0,007—0,03 м/сут), рассчитанные по данным опытных откачек, проведенных на Черногорском и Бейском месторождениях камен­ ного угля. Удельный дебит скважин до 1 л/с. Водообильность угленосной толщи зависит от плотности водовмещающих пород. Водопритоки в горные выработки незначительны. Так, приток воды в ствол шахты № 5 Черногорского буроугольного место­ рождения до создания водохранилища составлял 10 м3/ч. Более водообильны угленосные толщи в долинах рек в зоне выветри­ вания под покровом аллювиальных отложений. Удельный дебит скважин достигает здесь 1,5 л/с. Подземные воды угленосной толщи имеют часто повышенную минерализацию (до 3 г/л) и суль­ фатный, а иногда и хлоридно-натриевый состав.

Безугольная и конгломератовая толщи сложены массивными, иногда сланцевыми аргиллитами и алевролитами, вниз по разрезу переходящими в плотносцементированные конгломераты, поэтому водоносность их относительно слабая. Воды чаще всего напорные. Напор достигает 100 м. Удельный дебит скважин не превышает 0,1 л/с. Водопритоки в горные выработки до подпора водохрани­ лища были незначительными. Так, приток воды в ствол шахты № 3 не превышал 15 м3/сут. Более высокая обводненность ука­ занных толщ, вероятно, будет в зоне выветривания на участках соприкосновения с аллювиальными осадками. По химическому составу воды солоноватые с минерализацией до 3 г/'л.

Отложения нижней перми распространены в пределах Черно­ горской мульды и представлены песчаниками, аргиллитами, алев­ ролитами и незначительными пластами каменного угля.

Водовмещающими породами являются песчаники и пласты каменного угля. Между водоносными горизонтами пермской тол­ щи существует гидравлическая связь. Глубина вскрытия подзем­ ных вод до создания подпора составляла от 10 до 100 м, а мощно­ сть обводненной зоны около 20—30 м. Удельный дебит скважин Достигает 0,1 л/с. Для вод этих толщ характерна относительно повышенная жесткость, достигающая 30 мг-экв/л. Тип вод сульфатно-гидрокарбонатяо-магииево-кальциевый.

Водоносный комплекс нижнекаменноуголъных отложений рас­ пространен в правобережной части водохранилища на значитель­ ной территории ниже устья р. Тубы почти до с. Лебяжье, а также в левобережье у с. Усть-Абакан (см. рис. 51).

Водоносный комплекс представлен толщами песчаников, аргил­ литов, алевролитов, туфов, туффитов и известняков. Реже в него входят прослои конгломератов. Водовмещающими породами явля­

178

11а участках распространения песчаников и известняков можно наблюдать следующие типы вод: трещипно-пластовые, трещинно­ жильные и трещинно-карстовые. Трещинно-пластовые воды имеют широкое распространение, особенно в междуречье Енисея и Тубы па пониженных участках рельефа. Эти воды даже на небольших глубинах обладают напором. Максимальные напоры достигают 60 м. Дебит скважин, заложенных на трещинно-пластовые воды, колеблется от 0,8 до 1,5 л/с, однако встречаются и высокодебит­ ные скважины — до 3 л/с.

Трещинно-жильные воды распространены локальными участ­ ками, они приурочены к тектоническим нарушениям. Дебиты род­ ников, находящихся в районе тектонически ослабленных участ­ ков, колеблются от 0,1 до 10,0 л/с. Родники обычно с рассеянным выходом, находящимся чаще всего в долинах рек и оврагов. В левобережной части Енисея дебиты родников достигают 3 л/с.

Трещинно-карстовые воды, связанные с известняковой толщей, встречаются реже и совершенно не изучены.

Питание нижнекарбонового водоносного комплекса атмосфер­ ными осадками затрудняется вследствие значительного покрова глинистых и суглинистых осадков, однако имеются участки с вы­ ходом нижнекарбоновых трещиноватых пород на дневную по­ верхность, где возможно пополнение водоносного комплекса за счет атмосферных осадков. Не исключена возможность подтока подземных вод из других водоносных комплексов. Разгрузка водо­ носного комплекса происходит в виде родников и в русла рек.

Режим подземных вод комплекса в непосредственной близо­ сти от Енисея, как показали наблюдения Минусинской гидрогео­ логической станции, в естественном состоянии типично приб­ режный.

По химическому составу воды нижнекарбонового комплекса главным образом пресные, с минерализацией до 1 г/л, гидрокар- бопатпо-кальциевого и натриевого состава. Реже встречаются со­ лоноватые воды с минерализацией до 4 мг/л при хлоридпо-гидро- к арбопатно-натриево-кальциевом типе.

Верхнедевонский водоносный комплекс имеет распространешго в северо-западной части территории, где он представлен главным образом песчаниками, алевролитами, аргиллитами с про­ слоями известняков.

Водовмещающими породами являются песчаники, алевролиты, реже известняки и конгломераты. Воды верхнедевонских отло­ жений как напорные, так и безнапорные. Последние чаще всего связаны с верхней трещиноватой зоной. Напорные воды залегают на глубине до 100 м. Сверху они обычно перекрыты чехлом сугли­ нистых четвертичных отложений, обеспечивающих напор под­ земных вод. Водоупорами между отдельными водносными гори­ зонтами внутри комплекса чаще всего являются аргиллиты. Мак­ симальная глубина залегания водоносных горизонтов до созда­ ния подпора составляет 150 м. Величина напора подземных вод

достигает 120 м. Удельный дебит скважин колеблется от 0,1 до 0,3 л/с, редко до 1,0 л/с. Отдельные скважины, безводные, напри­ мер, в селах Малая Иня и Бея.

По химическому составу и минерализации подземные воды весьма неоднородны. Большей частью они пресные, гидрокарбо- натно-кальциевого типа. Однако нередко в районах небольших впадин встречаются и солонрватые (1,0—3,0 г/л) и даже соленые (3,0—5,0 г/л), сульфатно-натриевого типа. Высокая минерализа­ ция вод объясняется довольно значительным засолонением и загипсованностью пород. Жесткость подземных вод 2—6 мг-экв/л, реже встречаются воды с общей жесткостью свыше 20 мг-экв/л.

Подземные воды Кузнецкого Алатау

иВосточных Саян

Смагматическими и метаморфическими породами горно-склад­ чатых сооружений, непосредственно прилегающих к водохранили­ щу, связаны трещинные, трещинно-жильные и трещинно-карсто­ вые воды. Трещинные воды горных сооружений связаны с корой выветривания. Трещиноватость за счет выветривания охватывает верхнюю зону до 150—200 м, при этом с глубиной она постепенно затухает. Трещинно-жильные воды залегают на более значитель­ ных глубинах и связаны с тектонической трещиноватостью. Там, где проходят зоны тектонических нарушений, обычно и трещино­ ватость верхней зоны выветривания также больше. Трещинно­

карстовые воды приурочены к областям развития карбонатных и карбонатно-терригенных пород.

Питание подземных вод горных районов Кузнецкого Алатау — Восточных Саян осуществляется за счет инфильтрации атмосфер­ ных осадков, а также за счет конденсации паров воды из возду­ ха. Эти районы также питают артезианский бассейн. Кроме того, разгрузка вод происходит в виде восходящих и нисходящих источников, выходящих главным образом в долинах рек. Основной дренаж, однако, осуществляется через русла горных рек.

Водоносный комплекс четвертичных отложений содержит в се­ бе подземные воды аллювиальных, элювиально-делювиальных, - делювиально-пролювиальных и ледниковых осадков. Алювиальный водоносный горизонт прослежен в долинах крупных рек — Енисея, «Щербины, Сисима, Убей, Бюзы, Езагаша, Погромной и в приустьевой части более мелких притоков —Каменки, Малой Дербины, Осинки и др. При наполнении водохранилища, так как эти водоносные горизонты приурочены к отложениям низких террас, их основные площади распространения были затоплены. Остались только весьма водообильные после подпора водоносные горизонты аллювиальных отложений низких террас в верхней части крупных заливов, образовавшихся в устье рек Сисима, Убей, Дербины, Езагаша, Погромной. Однако в непосредственной близости от водохранилища они имеют незначительную площадь

180

распространения. Аллювиальные отложения высоких надпоймен­ ных террас Енисея — Y, VI и VII — весьма незначительные но мощности, распространенные «кусками», дренированные в есте­ ственных условиях, остаются таковыми и после наполнения во­ дохранилища, так как они располагаются зачастую значительно выше НПУ. Аллювиальные отложения VI и V террас, которые находятся в непосредственной близости от уреза при НПУ, после наполнения водохранилища оказались водонасыщенными.

В подпоре оказались и элювиально-делювиальные водоносные горизонты, невыдержанные по мощности и распространенные па пониженных участках рельефа. С наполнением водохранилища резко изменился характер распространения, дебит и режим источ­ ников подземных вод, приуроченных к данным водоносным го­ ризонтам. Часть источников прекратила свое существование, другие резко увеличили дебит в минимальный зимний период при сработке водохранилища, тогда как до подпора они имели весьма незначительный дебит или зимой полностью исчезали (левый бе­ рег р. Бюзы и правый берег р. Дербины — ручей Кижарт).

По химическому составу как в естественном режиме, так и в состоянии подпора подземные воды комплекса пресные и ультрапресные с минерализацией 0,3—0,8 г/л. Тип вод постоянный гидрокарбонатно-кальциевый, магниевый или натриевый.

Водоносный комплекс нижнего — среднего девона (отложения чиланской вулканогенно-осадочной толщи) широко распростра­ нен в районе Батеневского и Красноярского кряжей, в Курбато- во-Сырском белогорье (см. рис. 51). Водоносные горизонты при­ урочены к эффузивным и осадочным породам — порфиритам, диабазам, ортофирам, песчаникам, алевролитам, известнякам.

Подземные воды в этих породах связаны с трещиноватостью от выветривания и тектонической трещиноватостью. Трещинова­ тость пород за счет выветривания достигает глубины 150 м. Поро­ ды обводнены неравномерно. Более водообильными являются известняки. Дебит родников, выходящих на площади развития этих пород, достигает 10—12 л/с, в то время как дебит родников среди песчаников и алевролитов имеет всего десятые доли литров

всекунду.

Втектонически ослабленных участках встречаются много­

численные источники восходящего и нисходящего типов, иногда с дебитом до десятков литров в секунду. Однако в целом водонос­ ность комплекса незначительна, что объясняется, по-видимому, относительно негустой сетью тектонических разломов, Например, в другом горном районе Саяно-Алтайской складчатой области — на Алтае исключительно густая сеть тектонических нарушений создает благоприятную возможность накопления и движения под­ земных вод.

Основная масса родников, связанных с водоносным комплексом чиланской вулканогенно-осадочной толщи, имеет дебит порядка

0,2-.—0,5 л/с.

181

нитами, адамеллитами, встречается главным образом в приплотин ном водохранилище (в «трубе») в районе устьев рек Кулюк, Бе­ зымянная и выше с. Бахта. Небольшие интрузивные тела встре­ чаются в средней части водохранилища у с. Беллык, у с. Тесь и в других местах. Подземные воды интрузивных тел связаны с зоной выветривания и тектонической трещиноватостью.

Повышенная трещиноватость пород наблюдается на контакте интрузивных тел с вмещающими палеозойскими образованиями. Б этих местах зафиксировано наибольшее количество родников, дебит которых колеблется от 0,1 до 5,0 л/с. В отдельных случаях встречаются источники с дебитом до 20,0 л/с, приуроченные к тек­ тоническим разломам.

Скважины, пройденные в интрузивных телах, имеют дебит от 0,02 до 0,1 л/с. Подземные воды данного водоносного комплекса находятся в подпоре только в непосредственной близости от бере­ говой линии, где минимальный дебит источников при зимней сработке водохранилища увеличился в 1,5—2,0 раза в сравнении с минимумом в естественном состоянии (правый берег водохрани­ лища, ниже устья р. Кулюк).

По химическому составу воды большей частью ультрапресные и пресные с минерализаций 0,7 г/л. С развитием подпора, по еди­ ничным определениям, минерализация уменьшилась до 0,5 г/л. Тип вод остается постоянным, гидрокарбонатно-кальциевым.

ХАРАКТЕРИСТИКА ПОДПОРА ПОДЗЕМНЫХ ВОД ПРИ НАПОЛНЕНИИ

Для изучения режима подземных вод подпора Красноярское геологическое управление по рекомендации СибНИИЭ заложило наблюдательные гидрогеологические створы в береговой зоне во­ дохранилища, а также в нижнем бьефе. Створы были выбраны в различных частях береговой зоны Красноярского водохранили­ ща и в различных гидрогеологических условиях. Не были прой­ дены намеченные створы в нижней части водохранилища (припдотинный участок) вследствие его недоступности. На берегах водохранилища всего было заложено 9 новых створов, кроме того, потребовалось увеличить число наблюдательных скважин на уже существующих створах в верхней части водохранилища — Черногорском и Водозаборном. При этом, когда закладывались створы в нижней части водохранилища (Приморский, Куртакекий), подземные воды находились уже в состоянии подпора и естественные уровни непосредственно скважинами створа подсе­ чены не были. При закладке большей части створов определены естественные уровни подземных вод до начала развития подпора, необходимые для его прогнозного расчета на долгосрочный пе­ риод (табл. 52). На некоторых створах (Приморский, Куртакский) проходка скважин проводилась в два этапа — в начале были

183

Т а б л и ц а 52 Наблюдательные гидрогеологические створы на берегах водохранилища

Чебаково-Балахтинский артезианский бассейн

пройдены и оборудованы скважины, заложенные ближе к водохра­ нилищу, затем более отдаленные от него.

Таким образом, о режиме подземных вод можно судить по результатам наблюдений по скважинам створов Приморского, Куртакского, Сарагашского, Абакано-Перевозного, Краснотуранского I (к водохранилищу), Краснотуранского II (к заливу по р. Сыде), Листвяговскому, Черногорскому, Водозаборному, Аба­ канскому, створу Советская Хакасия, а также по отдельным гид­ рогеологическим скважинам и источникам, находящимся в бере­ говой зоне водохранилища.

По названным створам Красноярской гидрогеологической стан­ цией КГУ проводились согласно инструкциям Всесоюзного ин­

184

ститута гидрогеологии и инженерной геологии режимные наблюде­ ния. Последующий анализ развития подпора проводил СибНИИЭ. Результаты анализа использованы для расчета гидрогеологиче­ ских параметров и в прогнозном расчете подпора на ЦЭВМ БЭСМ-4.

Наполнение водохранилища Красноярской ГЭС, как уже было отмечено ранее, продолжалось четыре года, с 1967 по 1970 г.

По характеру влияния подъема уровня в водохранилище на водоносные горизонты береговой зоны и по развитию подпора подземных вод весь период наполнения можно разделить на две стадии.

Первая стадия — наполнение в 1967—1968 гг., когда уровень воды в пижней части водоема поднялся на 74 м.

Вторая стадия— наполнение в 1969—1970 гг., когда водохра­ нилище полностью заполнилось и уровень в нем поднялся на 100 м в сравнении с бытовым.

Приводим краткую характеристику развития подпора подзем­ ных вод по двум стадиям на основании результатов фактических наблюдений по основным створам.

Развитие подпора в первую стадию наполнения

К осени 1968 г. водохранилище Красноярской ГЭС, как уже было указано, заполнилось до отметки 218,0 м и подпор распро­ странился до с. Абакано-Перевоз, т. е. на расстоянии около 300 км от плотины ГЭС. В зоне влияния подпора оказался ряд водонос­ ных горизонтов. В подпор попали наблюдательные гидрогеологи­ ческие створы Приморский, Куртакский, Новоселовский и Сарагашский.

Вне зоны подпора остались створы Абакано-Перевозный, Краснотуранские, Советская Хакасия, Листвяговский, Минусин­ ский и Абаканский. Таким образом, о распространении подпора подземных вод в первую стадию заполнения водохранилища мож­ но судить по данным, полученным на четырех створах и отдель­ ных гидрогеологических скважинах, находящихся вблизи созда­ ваемого водоема.

Приморский створ включает 5 скважин, вскрывающих чет­ вертичный и верхнедевонский гидравлически связанные водонос­ ные комплексы. Скважины пройдены и оборудованы в марте 1967 г. До этого времени подпор не распространился до послед­ них скважин, находящихся при уровне 203 м в 700 м от водохранилища.

В конце июня и июле наблюдался подъем уровней по всем скважинам, продолжавшийся до ноября 1967 г., после чего с не­ которым запаздыванием произошел его спад за спадом уровня водохранилища. Максимальные отметки уровней по скважинам 1 и 5 достигают в 1967 г. соответственно 211 и 212 м, мини-

185

малыше приходятся на конец апреля 1969 г. Амплитуды коле­ баний уровней достигают 4 м. После апреля по мере наполнения

Таким образом, подъем уровня в водохранилище уже в началь­ ную стадию и его колебания оказали влияние на режим подзем­ ных вод по всем скважинам.

Куртакский створ находится в пределах Чебаково-Балахтин- ского артезианского бассейна. Скважины вскрывают водоносный горизонт нижнего карбона. Водовмещающие породы представ­ лены песчаниками, алевролитами и конгломератами бережковской свиты. Подъем воды за два года наполнения водохранили­ ща повысился на 40 м — от отм. 178 м (межень реки у характери­ зуемого створа) до отм. 218 м (осень, 1968). Влияние подпора со стороны водохранилища на водоносный горизонт сказалось по всем наблюдательным скважинам. Скважины пройдены и обо­ рудованы уже при созданном подпоре, в июле 1967 г., когда подъем воды в водохранилище достигал 30 м. В связи с этим уровни подземных вод в бытовых условиях точно не установ­ лены.

Анализ полученных материалов наблюдений позволяет за­ ключить, что они качественны только по скважинам 2 и 4, поэтому при дальнейших расчетах принимались данные только этих сква­ жин.

По скважине 2 (скв. 2) наблюдения начались с уровня 211м (июль 1967 г.). Подъем продолжался до середины ноября и достиг отметки 214 м, после чего начался спад, длившийся до половины мая 1968 г. и достигший отм. 210 м. При дальнейшем подъеме

хранилища, находится от него на расстоянии 650 м. Сарагашский створ наблюдательных гидрогеологических сква­

жин заложен до начала влияния водохранилища на водоносные горизонты. В формировании подпора принимают участие водо­ носные горизонты комплекса террас и отложений девона, пред­ ставленных аргиллитами, алевролитами и песчаниками. Створ практически включает скважины 3 и 4, пройденные и оборудован­ ные на водоносный горизонт верхнего девона. Несмотря на значи-

187