Просторово-часовий аналіз геодезичних спостережень м. Одеса Арк Палас

Размещено на http://www.allbest.ru/

63

Размещено на http://www.allbest.ru/

Вступ

меотичний відкладення одеський узберіжжя

Територія м. Одеси характеризується складними інженерно-геологічними умовами, які обумовлені широким спектром природно-техногенних факторів: геологічною будовою, тектонікою й сучасних проявів тектонічних рухів, гідрогеологічними умовами, фізико-механічними властивостями ґрунтів, інженерно-геологічними процесами й високим рівнем техногенних навантажень. Детальна характеристика інженерно-геологічних умов має особливе практичне значення в зв'язку з реконструкцією міста, будівництва нових будов і берегоукріплюючих споруд.

Необхідно враховувати той фактор, що в сучасних умовах збільшуються розміри споруджень, величини навантажень, що в свою чергу приводить до більшого заглиблення свай. Разом з тим, побудовані на Одеському узбережжі протизсувні утримуючі споруди (підпірні стінки, контрфорси, дренажі) практично вичерпали свій ресурс і знаходяться в аварійному стані. Таким чином, для будівництва споруд, котрі повинні мати високий рівень надійності, передбачається в якості фундаментів монолітні бетонні стовпи із буронабивних свай великого діаметру (600-1000 мм) й заглиблення на декілька десятків метрів, які повинні виконувати функції не тільки власно фундаменту споруди, але й слугувати як протизсувна споруда. Це зумовило необхідністю вивчення інженерно-геологічних, геодинамічних процесів, вивченню фізико-механічних властивостей ґрунтів основ будівель.

Ціль роботи - оцінка фізико-механічних властивостей меотичних відкладень Одеського узбережжя, в районі санаторію «Росія». Для виконання поставленої задачі було виповнено збір і систематизація матеріалів досліджень, які проводились на цій території і Одеському узбережжі в різні періоди часу; візуальне обстеження сучасних зсувних деформацій схилу й споруд на цій частині узбережжя; обробка даних випробування ґрунтів, визначення фізичних і деформаційних властивостей меотичних відкладень, як основ заглиблення свай.

Дипломна робота написана по матеріалам Центра інженерно-проектних досліджень. При написанні дипломної роботи використовувались фондові матеріали ПСФ «Гідрогеосервіс», ЗАТ «Одескомунпроект», кафедри інженерної геології і гідрогеологій ОНУ ім. І.І. Мечникова.

1. Фізико-географічна характеристика

Природні умови території м. Одеси визначаються її приналежністю до Західного Причорномор'я із властивими для цієї частини України кліматичними, ландшафтними й гідрогеологічними ознаками, а також геологічною будовою й гідрогеологічними особливостями.

1.1 Кліматичні умови

Південь України характеризується степовим атлантіко-континентальним кліматом, який відрізняється найбільшою посушливістю в порівнянні з іншими зонами України. Головним фактором, що формує цей, вид клімату, є надходження тепла від сонця, інтенсивність якого залежить від географічної широти місцевості й збільшується з півночі на південь. Достатньо суттєво впливає на клімат атмосферна циркуляція, що супроводжується припливом атлантичного повітря. Часом у південні області України вторгаються повітряні маси з північних широт, з боку Середземного моря або Азіатського континенту. Помітний вплив виявляє близькість Чорного й Азовського морів, які сприяють згладжуванню добового ходу температури повітря й збільшенню вологості в прибережних районах.

Холодний сезон на розглянутій території відрізняється великою нестійкістю температури. Для зимового періоду характерна похмура погода, тумани й відлиги, при яких добова температура підвищується до й вище. Влітку температура стає більш стабільною.

1.2 Атмосферні опади

Атмосферні опади є одним з найважливіших елементів формування інфільтрації й гідрологічного режиму в природних умовах.

Розглянута територія відноситься до зони недостатнього зволоження, де кількість опадів поступово знижується з півночі на південь і південний схід від 580 до 300 мм у рік і менш. Це є наслідком рівнинності рельєфу і невеликої відносної висоти над рівне моря. Вплив континентальних та морських повітряних мас створює несприятливі умови для конденсації вологи і створення дощових хмар. Максимум (у червні) тут не перевищує 79 мм, а мінімум (в основному в березні) знижується до 20 мм.

Снігопади зазвичай спостерігаються з грудня по березень. Середня кількість днів зі снігопадами складає 3-5 на місяць. Сніговий покрив нестійкий. Середня тривалість стояння снігового покриву за багаторічними даними складає 29 днів.

Середні місячні й річна кількість опадів (мм), по метеостанції Одесса

Січень	24
Лютий	17
Березень	20
Квітень	26
Травень	32
Червень	50
Липень	35
Серпень	31
Вересень	27
Жовтень	35
Листопад	27
Грудень	27
Рік	352

1.3 Вітровий режим

меотичний схил одеський узбережжя

Вітровий режим обумовлюється загальною циркуляцією атмосфери, сприяє розподіл опадів і частково визначає інтенсивність процесів випаровування й транспірації.

У теплу пору року вітер характеризується північним, північно-західним і північно-східним напрямками. У холодний період більшу повторюваність має вітер південно-східного напрямку. Через те, що розглянута територія розміщена у прибережній території, на формування її клімату впливає бризова циркуляція - вітри помірної швидкості (до 5-6 м/с) з добовою періодичністю, яка виявляється переважно в теплу пору року в умовах розмитого баричного поля без виражених горизонтальних градієнтів атмосферного тиску. Вдень вони дмуть з моря на сушу, збільшуючи в прибережній смузі вологість повітря і знижуючи його температуру (влітку - пом'якшуючи жару), вночі - з суші на море.

Для території характерні слабкі і помірні вітри, хоча можливі короткочасні посилення вітру до 30-35 м/с і навіть більше. Середньорічні швидкості вітру коливаються від 3.0 до 5.4 м/сек. Протягом року найбільшими середніми швидкостями характеризуються вітри північних і північно-східних румбів. Їх значення зменшуються від зими до літа, а потім восени знов зростають. Вітри всієї решти напрямів окрім північно-західного і західного мають найбільші швидкості весною, північно-західного і західного - взимку.

1.4 Хвильовий режим

Одеське узбережжя характеризується малими глибинами й невеликими ухилами дна. Глибини моря на відстані 100 м від берега рідко перевищують 3-4м. Тому процес руйнування морської хвилі починається на значній відстані від берега. Максимальні висоти хвиль для Одеського узбережжя становлять: Малий Фонтан 2.6 - 3.7 м (з 1948 по 1965 рр.), Великий Фонтан 2.2-3.2 м. По даним водопоста в району Малого Фонтана повторюваність висот хвиль 0.5 м і менше перевищує 50%, а в окремі роки становить 78%. Хвилі висотою 1.5 м на Одеському узбережжі спостерігаються щомісяця.

На положення рівня поверхні моря впливають багато факторів: вітер, течії, водообмін зі Світовим океаном, атмосферний тиск, а також тектонічні процеси. Для мілководної ділянки Одеського узбережжя характерними є вітрові впливи на рівень води. Різкі коливання рівнів можуть відбувається за рахунок згінно-нагінних явищ. Деякий підйом рівня моря може відбуватися й за рахунок паводкових вод рік. Значення коливання рівня залежать від форми й орієнтації берегової лінії й положення її щодо пануючих вітрів. Найменш усього згінно-нагінні коливання впливають на відкриті ділянки узбережжя.

Найбільш низькі рівні спостерігаються в осінньо-зимовий період, що пов'язане зі зменшенням стоку рік і перевагою згінних західних і північно-західних вітрів. Найбільш високі рівні спостерігаються у весняний період, що пов'язане з паводком рік і перевагою вітрів південного напрямку.

Дослідження режиму хвилювання дозволяє зробити висновки про значну мінливість характеру як по сезонах, так і від року до року. Річна мінливість хвилювання має в середньому максимум в осінньо-зимовий період, однак не виключена можливість сильного шторму в будь-який час року, що, в основному, залежить від розвитку атмосферних циркуляційних процесів. Повторюваність сильного хвилювання досягає 10% у холодну пору року. У теплий період року повторюваність сильного хвилювання не перевищує 3%. У північно-західній частині моря хвилювання звичайне невелике - 7-13 дм, особливо це характерно для вітрів північно-східного напрямку, ПД-З і З напрямків. Найбільше хвилювання характерне для південних вітрів. При цьому відзначаються хвилі довжиною 30-50 м, висотою 20-25 дм із періодом до 6 сек. За багаторічним даними спостережень слід зазначити, що тривалість штормів доходить до трьох діб. Кількість штильних днів у році буває в середньому 11, що становить 3%. Максимальне число днів зі штормами припадає на осінньо-зимовий період і в той же період спостерігаються найбільші висоти хвиль.

1.5 Температура ґрунтів зони аерації

Умови інфільтрації опадів у значній мірі залежать від температурного режиму зони аерації. У цьому значенні становить інтерес глибина промерзання ґрунтів.

Стійке промерзання ґрунту починається в грудні. У січні й лютому глибина проникнення в ґрунт відбувається під сніжним покривом до 105-112 см. і на оголеній поверхні до 150 см. Відтавання ґрунту починається в лютому-березні. За наявними даними строки повного відтавання відносяться до другої-третьої декади березня.

1.6 Сумарне випаровування

Сумарне випаровування є одним з основних компонентів теплового й водного балансу. За рахунок його атмосфера збагачується вологою й обмінюється теплом з поверхнею землі.

Середньорічні норми випаровування коливаються від 400 до 425 мм/рік. Залежно від метеорологічних умов окремого року, величина сумарного випаровування може суттєво вирізняться від середніх значень. Межі коливань його величини у вологі й посушливі роки становлять (мм/рік): максимум 710, мінімум 390.

2. Геологічна будова

Територія міста Одеси розташована в південній частині Східноєвропейської платформи в межах західної частини Причорноморської крейдо-кайнозойської западини, накладеної на структури платформи. У геологічній будові беруть участь покривний осадовий і четвертинний комплекси. Для території міста Одеси властиве глибоке заляганні фундаменту, аж до 1417м.

Степінь вивченості порід архею, протерозою, палеозою і мезозою дуже слабка.

2.1 Стратиграфія й літологія

Міоцен (N1)

Сарматський ярус(N1s)

Підрозділяється на три під'яруса: нижній, середній і верхній.

Нижній сармат (N1s1) складений в основі розрізу піщаниками із прошарками глин, які потім змінюються ясно-сірими вапняками й глинистими піщаниками і прошарками крейдоподібних вапняків і вапняних глин. Вище по розрізу переважають вапняки детритусові із численними уламками фауни ранньосарматського віку. Потужність відкладань нижнього сармату коливається в межах 34--100 м.

Середній сармат (N1s) представлений відкладами морського мілководного басейну: вапняками, глинами, пісками. Потужність відкладань 55-- 113 м.

Верхній сармат (N1s) розповсюджений повсюдно. Перекриті відкладання цього ярусу, як правило, глинами меотиса, а в ерозійних врізах лиманів і рік - верхньоміоценовими й четвертинними алювіальними утвореннями. Загальне зниження покрівлі верхньосарматских порід відбувається в південно-східному й південно-західному напрямках. Відкладання верхнього сармата представлені породами мілководного басейну із залишками прісноводної й морської фауни. Літологічний склад порід у плані не витриманий. У південно-західній і північної частинах описуваної території переважають глини, світло- і зеленувато-сірі щільної грудкуватої структури й тонкошаруватої текстури з дрібними карбонатними включеннями. Загальна потужність відкладань верхнього сармата змінюється в широких межах і коливається від 65 до120 м.

Меотичний ярус (N m)

В межах сучасної Одеси й прилягаючих окраїн міста переважають морські накопичення, а породи озерно-лагунового походження відіграють підлеглу роль. У зв'язку із цим, товща меотичного ярусу у верхній частині складена зеленувато-сірими алевритистими глинами з окремими лінзами й прошарками дрібнозернистих пісків. Нижче залягає пачка глин, що перешаровуються з вапняками й мергелями. Останні простежуються на глибині від 1.0 до 23.0 м. від покрівлі меотиса. Товща меотичних відкладань на території міста є водоупором для найбільше водовміщаючого й реагуючого на діяльність людини понтичного водоносного горизонту. Потужність порід меотичного віку коливається від 40 до 60 м.

Покрівля порід меотичного ярусу на території м. Одеси нерівномірно розмита й розташовується на глибині 30-40 м.

На поверхні меотичної товщі спостерігається ряд депресій і підвищень. Згідно з розташуванням покрівлі меотичних відкладань велика депресія простежується від парку Ілліча в східному напрямку через площу ім. Жовтневої революції уздовж Пироговської вулиці до моря. Друга депресія проходить від вулиць Мезинкевичя й Хвостовина до верхів'їв Аркадійської балки. У районі вулиць Ласточкина, Катеринська, Перекопської перемоги й ін. спостерігається ряд дрібних депресій. На карті, складеною Одеською зсувною станцією виділяються депресії в районах Аркадії, Чорноморської, Карантинної вулиць і інших пунктах. Між депресіями відзначені підвищені ділянки покрівлі, особливо в районі іподрому.

Північніше окраїни м. Одеси, у межиріччях М.Куяльник - Барабай і Хаджибйский лиман - балка Дальницкая, покрівля меотичного ярусу знаходиться на абсолютних позначках 70-75 м.. У межах міста поверхня меотиса випробовує загальне занурення з північно-заходу, де його покрівля перебуває на позначках 26-28 м., до південно-сходу - до позначок 4-6 м. у приморській зоні. Велика депресія розташована в північній частині міста між Кривою і Водяною балками. Вона бере початок у районі селища цукрового заводу й простирається до півночі й північний сходу з виходом до Пересипи. На схід балки Водяна розміщається підвищення покрівлі меотиса, яке вінчає гребінь меридіонального простягання. У районі Ланжерона поверхня меотиса особливо ускладнена: дрібні депресії тут чергуються з невеликими підняттями. Сучасна Карантинна балка, очевидно, загалом успадкувала контури прадавнього меотичного рельєфу. Далі до півдня, у зоні морського узбережжя, між Аркадійскою і Б.Фонтанскою балками, спостерігаються два невеликі підняття. У районі Чорноморки покрівля меотичних відкладань досить круто без особливих ускладнень нахилена убік моря.

Понтичний ярус (N p).

У межах м. Одеси понтичні відкладання, представлені вапняками із прошарками глин. В основі товщі залягає щільний перекристалізований вапняк, який ділянками перекривається сіркою або зеленувато-сіркою глиною з лінзами й прошарками тонкозернистого піску. Вище розвинений черепашник м'який (пильний) вапняк. В кровельній товщі він переходить у щільну перекристалізовану різність, над якою іноді зустрічається шар зеленувато-сірих глин, мергелів і рідше - піску.

Одеські понтичні вапняки розбиті тріщинами на окремі блоки, які добре простежуються в оголених і штучних виробленнях. В їх товщі зустрічаються численні карстові пустоти й печери, нерідко виконані червоно-бурими глинами. Крім природних порожнеч, безпосередньо під забудованими районами міста у вапняках пройдено безліч катакомб, кар'єрів, свердловин, шахтних колодязів і інших штучних вироблень. Глибина від поверхні землі до покрівлі катакомб на різних ділянках міста коливається від 6 до 20 і більш метрів. Глибини 6-10 м. спостерігаються, зокрема, на схилах балок, Жевахової і Шкодової гір і в береговому уступі. У районі Слобідки й селища колишнього заводу “Більшовик” катакомби розміщаються на глибині 10-15 м., а в центральній частині міста, в Аркадії й на ділянці дачі Ковалевського - на глибині порядку 20 м. і більше.

Потужність понтичних відкладань у середньому становить 10-15 м. Товща понта залягає на глибині 20-30 м. Його покрівля в північно-західній частині міста простежується на абсолютних позначках 35-37 м., знижуючись до південно-сходу до 6 м. Породи понтичного ярусу в м. Одесі й околицях повністю або частково прорізаються сучасною ерозійною мережею.

Нерозчленовані пліоценові відкладання (N )

Субаеральні відкладання частіше нерозчленованних горизонтів нижнього й верхнього пліоцену поширені на піднесених ділянках суші приморської денудаціонної рівнини. До них відносяться алювіальні, аллювіально-делювіальні, рідше еолово-делювіальні глини червоно-бурі, червоно-коричневі, бурі, карбонатизовані, з уламками вапняків. Ці утвори часто називають «скіфськими глинами».

Вони залягають на понтических вапняках на глибинах 2-30 м. на абсолютних оцінках від +15 до +66 м. Потужність відкладань 2-7 м.

Верхній пліоцен (N )

Видклади верхнього пліоцену на території м.Одеси представлені лиманними й морськими відкладаннями куяльницкого ярусу.

Куяльницкий ярус (N kj) розповсюджений в гирловій частині Куяльницкого і Хаджибейського лиманів. Залягають на понтичних або меотичних породах і перекриваються четвертинними еоплейстоценовиви відкладаннями. Глибина залягання - до 25м.

Представлені пісками й глинами із прошарками супісків, алевритів, гравійно-галькових відкладень, горизонтально- і косошаруватими. Стратотип куяльнику оголюється в берегових обривах Чорного моря в с. Крижанівка. Відклади містять численні залишки молюсків.

У складі куяльницких відкладань виділяють піщаний і глинистий комплекси. Піщаний комплекс складений кварцовими жовто-сірими, зелено-сірими, ясно-сірими від тонкого до грубозернистого пісками, із прослоями алевритів, глин. У пісках зустрічаються гравій, галька карбонатного складу, а також уламки кварцового піщанику. Потужність піщанистого комплексу 2-20м.

Глинистий комплекс представлений глинами ясно-сірими, коричнювато-сірими, сірими, зеленувато-сірими, із прослоями пісків, алевритів, піщаників. У глинах часто зустрічаються бурувато-жовті прошарки. Потужність глинистого комплексу від 7 до 21м.

Четвертинна система (Q)

Четвертинні відклади поширені повсюдно суцільним чохлом, покриваючи всю територію, місцями відсутні на крутих схилах. Представлені різними генетичними типами: елювіальним, еолово-делювіальним, делювіальним, алювіальним, озерним, еоловим, морським, лиманним і ін. Серед континентальних відкладів найбільш розвинені субаеральні елювіальні й еолово-делювіальні утворення. Наслідком ритмічного розвитку всієї природи земної поверхні й зміни фізико-географічних умов являється чергування в розрізах лесових і ґрунтових горизонтів. Викопні ґрунти - основа стратиграфії континентальних відкладів, серед субаэральних утворень вони нерідко становлять 80-90%. Загальна потужність четвертинних відкладів змінюється від 0 до 50 м.

Широкинський горизонт-- це викопні ґрунти (N23sh), потужністю 0,5-7,0 м (в основному 3-4 м); глини, рідко суглинки червонясто-коричневі, бурі, червоно-бурі, місцями із прошарками лесовидних світлих глин потужністю 0,5-0,7 м (с. Крижанівка,). У верхній частині до глибини 2,0 м часто спостерігаються тріщини. Верхній ґрунт більш темний, із частими плівками окислів і гідроокислів заліза й марганцю по гранях структурних окремостей, нижній ґрунт з більш розтягнутим профілем, більш монолітний.

.Мартоношський горизонт -- викопні ґрунти (e,edI,mr). Потужність 0,5-7,0 м (в основному 2-3 м). У складі відкладів суглинки червонувато-коричневі, бурі. Відрізняються кольором, монолітністю ґрунтового профілю, загіпсованістю, оглеєністю, наявністю частих плівок і дендритів окислів марганцю. Часто мають потужні карбонатні ілювії з великими конкреціями карбонатів.

Сульський - потужність 0,5-2,0 м (в основному 1,5 м). Це еолово-делювіальні і делювіальні суглинки лесовидні, палеві, бурувато-палеві, середні, важкі, в одиничних випадках легкі. За даними М.Ф. Веклича, межі палеомагнітних зон Брюнеса - Матуяма присвячена до підошви цього обрію або до верхньої частини мартоношського горизонту.

Викопні ґрунти й ґрунтові відклади лубенського горизонту (eI lb) широко поширені. Потужність змінюється від 0,5 до 3,0 м, рідко досягає 5 м. Представлені бурувато-коричневими, сірувато-бурими, червонясто-коричневими, світло-бурими суглинками, рідше глинами, ґрунтами або ґрунтовими відкладеннями.

Тилігульський горизонт назву одержав по р. Тилигул, стратотип запропонований М.Ф. Векличем у с. Широка Балка, на північному березі Дніпровського лиману. Відклади поширені повсемістно описуваної території. Потужність 0,5-2,5 м, звичайно 1,0 м. Лесовий горизонт складений суглинками еолово-делювіальними або делювіальними, лесовидними, палевими, бурувато-палевими, сизувато-палевими, середніми, рідко важкими або легкими. У верхній частині розрізу часто присутні гіпсові, включення й прожилки червоно-бурих суглинків.

Завадівський горизонт. Викопні ґрунти (eII zv) - червонувато-бурі, червоно-бурі, бурі, червонувато-коричневі. Залягають вони на тилігульських лесовидних суглинках. Потужність 1,2-6,3 м, в основному 2,0 м. Представлені вони в основному суглинками важкими, зрідка середніми, іноді глинами, збагаченими залізом і алюмінієм.

Дніпровський горизонт (vdII dn) має найбільш широке розповсюдження з усіх лесових горизонтів. Залягає на глибинах від 2 до 20 м на завадівських ґрунтах або озерно-алювіальних відкладах. Це еолово-делювіальні, делювіальні леси, легкі, менше середні, місцями важкі суглинки, жовто-палеві, світло-палеві, макропористі, стовпчасті із крупнопилуватими частками (до 50%).

Кайдацький горизонт. Викопні грунти (eII kd. Залягають на глибинах 3-20 м, майже завжди на дніпровських лесах. Потужність 0,5-2,0 м, в одиничних випадках до 5 м. Ґрунти у розрізі добре виділяються сірим кольором із глибокими затьоками гумусу, у верхній частині із глибокими тріщинами промерзання. У розрізах близькі до чорноземів звичайних і лучно-чорноземних ґрунтів. Складені суглинками сірувато-коричневими, бурувато-сірими, темно-сірими, в основному середніми, рідше легкими й важкими.

Прилуцький горизонт, представлений викопними ґрунтами (eIII pl), залягає на глибині від 20 до 16 м. Потужність його 0,5-2,7 м, звичайно 2,0 м. Ґрунти - суглинки коричневі, сірувато-коричневі, темно-коричневі, коричнювато-каштанові, в середній частині середні й важкі. Звичайно ця товща складається з 2-3 ґрунтів,які залягають на кайдакських ґрунтах.

Удайський горизонт. Еолово-делювіальні (vdIIIud) і делювіальні (dIIIud) відклади мають фрагментарне поширення, представлені суглинками середніми, важкими, рідко легкими, палевими, бурувато-палевими, палево-бурими, сірувато-бурими, пилуватими, у верхній частині більш світлими й більш карбонатними. Леси часто перероблені витачівським ґрунтоутворенням 0,5-5,5 м.

Вітачівський горизонт. Елювіальні (eIIIvt) та елювіально-делювіальні(edIIIvt) суглинки розвинені повсюдно, розкриті на глибинах від 2 до 13 м, потужність 0,5-5,0 м, звичайно 1,0-1,5 м. Це товща із двох, місцями трьох червонясто-бурих, ясно-сірих ґрунтів, часто загіпсованих. Відрізняються монолітністю розрізу, більш темні, оглеєні в середній частині із затьоками червонувато-темно-бурого матеріалу, з окремими друзами гіпсу, а іноді, як у розрізі в с.Крижановка, гіпсовий ілювій повністю переробляє удайський матеріал. Ґрунти близькі до каштанових. Залягають частіше на прилуцьких або кайдакських ґрунтах, на пологих схилах - на суглинках середнього й нижнього плейстоцену.

Бугзький горизонт представляє собою найрозповсюдженіший лесовий горизонт. Складений суглинками еолово-делювіальними (vdIIIbg), легкими лесами, рідше середніми, палевими, однорідними ґрунтами потужність 0,1-7,0 м. Бузькі леси - найбільш типові, в основному крупнопилуваті, макропористі, стовпчасті. Потужність 0,5-6,0 м, частіше 2,5 м.

Дофінівський горизонт. Викопні ґрунти (eIIIdf), у повних розрізах складаються з 3-4 ґрунтів і двох прошарків лесу між ними, частіше із двох ґрунтів - верхнього бурого, ущільненого з білозіркою, нижнього - сірого. Складені суглинками середніми, рідше легкими й важкими, іноді важкоми пилуватими супісками. Ґрунти звичайно розвинені на бугському лесі. Потужність 0,5-2,8 м, переважає 1,2 м.

Причорноморський горизонт. Еолово-делювіальні (vdIIIpc) лесовидні суглинки описуваного горизонту поширені повсюдно за винятком балок. Залягають на дофінівских ґрунтах. Потужність змінюється від 0,5 до 3,0 м. У складі обрію в багатьох розрізах виділяються три підгориэонти зі середньопричорноморським світло-бурим ґрунтом, місцями із двома ґрунтами і з малопотужним (0,1-0,2 м) лесовим прошарком між ними. Суглинки звичайно сірувато-палеві, бурувато-палеві, палеві, легкі й середні, під ґрунтами білуваті через значну кількість борошнистих карбонатів і білозірки; у розрізах на узбережжя Чорного моря, лиманів заміщаються супісками й пісками.

Техногенні відклади (tIV) зустрічаються на суші і на шельфі. Поділяються на великоплощинні, дрібноплощинні, лінійні і точкові. Лінійні складають залізничні й автодорожні насипи, засипані траншеї, рови, катакомби. Великоплощинні спостерігаються в межах забудованих ділянок, дрібноплощинні - у місцях великих смітників засипаних кар'єрів, цвинтарів, штучних пляжів. Точкові відкладення розвинені в засипаних шахтах, шурфах, колодязях. Насипні ґрунти - це насипи висотою до 7 м, греблі, дамби, смітники будівельного й господарського сміття, потужність яких досягає 6-8 м. На території Одеси - сотні засипаних шахтних відвалів, потужність у них насипних відкладів 9-45 м. Насипниі ґрунти - це: будівельне сміття (вапняк, бита цегла, бетон, метал, дерево), господарсько-побутове сміття (зола, шлаки, бите скло), місцеві ґрунти (суглинки, глини, вапняки, піски), штучно переміщені ґрунти в межах цвинтарів, відвали розкритих порід - у кар'єрах. Для покриття доріг, стадіонів і ін. використовується бетон, брущатка, асфальт. Намивні ґрунти - штучні пляжі шириною до 50 м і потужністю пісків 1,5 м, а також намивні відклади підземних виробок.

Зсувні відкладання прибережних схилів (dpQIV) поширені повсюдно, на одеському побережжі, крім насипів лиманів. Геологічна будова зсувного схилу має ряд особливостей. У основу кожного зсувного щабля звичайно залягає пачка вапняку. У верхньому щаблі зберігається послідовність залягання порід, тільки шари трохи закинуті убік плато. Нижче, у напрямку до моря, порядок залягання цих порід порушується, вони усе більш перемішуються, розпушуються й зволожуються. Потужність зсувних нагромаджень становить 10 - 40 м, до складу їх входять меотичні глини, ппонтичні вапняки, червоно-бурі глини й лессовидні суглинки. Глибина залягання деформованих меотичних відкладень, як показують дані буріння, становить 10 - 15 м нижче рівня моря, захоплюючи глини цього віку аж до ослабленого шару, представленого прошарками й лінзами пісків і лигнитизированих глин. Останні складають ослаблену зону в породах зсувного схилу потужність, що має, 0,5-1,0 м. Покрівля меотичних глин у межах схилу нерівна: при проходці дренажних штолень зустрінутий цілий ряд бугрів і знижень цих глин (штольня 2). Очевидно, це результат пластичних деформацій меотичних глин у процесі зсувних рухів. В окремих випадках поверхня цих глин у зсувному схилі виявилася на 1 - 1,5 м вище, чим у коріннім заляганні. Такі вали на поверхні меотичних глин виявлені в основі кожного зсувного щабля, де існують (або існували раніше) перепади висот. Між цими валами покрівля глин, як правило, поринає на 3-4 м і більш нижче їхні положення під брівкою схилу. Усі зазначені вали й поглиблення викликані пластичними деформаціями мэотических глин. Із цих валів найбільше яскраво виражений вал видавлювання в підставі зсувного схилу, що формується в море на відстані 40-70 м від берегового обриву.

2.2 Тектоника

У геолого-структурнім відношенні територія Одеси й прилягаючих районів перебуває в межах Причорноморської западини -- молодої геологічної структури, яка сформувалася у верхній крейді й на початку палеогену на більш прадавній основі.

У сучасному тектонічному плані Причорноморська западина являє собою гетерогенний за віком фундаменту субширотний прогин блокової будови, виконаний потужною товщею мезо-кайнозойских відкладень, починаючи із крейди. На півночі западина обмежена Українським щитом, на заході -- палеозойським складчастим спорудженням Добруджі й зовнішнім бортом Предкарпатського прогину, на півдні, в акваторії Чорного моря, -- похованими структурами альпійської складчастості, і на сході -- Індоло-Кубанським прогином (Рис.1.).



Рис.1. Карта-схема елементів тектоніки Північно-Західного Причорномор'я[1].

Під осадовим чохлом північного борту западини залягають архейско-протерозойскі утворення, покрівля яких поринає в південному напрямку й залягає в районі Одеси на глибині приблизно 1400 м.

Причорноморська западина є накладеною структурою її відклади, що виконують, залягають на дислокованих породах докембрійського фундаменту Східноєвропейської платформи й породах епігерцинскої Скіфської плити. Осьову частину западини становить ряд грабенів, які на більшості ділянок граничать із бортами прогину по великих розламах.

На тлі загального південного падіння в докембрійському кристалічному фундаменті намічаються три уступи: північний, центральний і південний, які відбиваються в осадовій товщі у вигляді флексурних перегинів. В осадовому чохлі спостерігаються дислокації в понтичних і сарматських піщаниках і вапняках, які фіксуються в порах і оголеннях. Іноді фіксуються розриви з амплітудою зсуву 0,5-10,0 м.

Для неотектонічного етапу розвитку регіону характерні в основному негативні рухи.

3. Геоморфологія

В морфологічному відношенні м. Одеса належить до Причорноморської низовини. Причорноморська низовина являє собою велику аккумулятивну рівнину сформовану в четвертичному часі на понтичній поверхні, з потужним покривом лесових порід. Вона охоплює весь район дослідження. Її північно-західна й північна границі проходять приблизно по лінії Березовка-Вознесенськ-Кривий Ріг-Запоріжжя. На півдні вона збігається з береговим уступом Чорного й Азовського морів.

У районі м. Одеси лесове плато прорізається рядом ярів і балок. На території міста відомі прадавні балки Водяна й Крива, що виходять до Пересипі, а також загаслі яри Аркадійский, Середньо-Фонтанський і Люсдорфский. Крім того, на узбережжя простежуються більш дрібні діючі яри: Мало-Фонтанский, Безіменний і Ковалевский. Для молодих активних ярів характерні стрімкі оголення схили й порівняно неглибоке вклинювання убік плато. Вони прорізають верхню частину четвертинної товщі й мають базис ерозії, що піднімається над зсувною терасою берегового уступу. Старі яри відрізняються пологими, звичайно задернованими схилами, зайнятими різними будовами. У гирловій частині ці яри часто прорізають четвертинні й понтичні відкладання, досягаючи покрівлі меотичних порід. Базисом ерозії для них є рівень Чорного моря. У процесі будівництва протизсувних споруджень між портом і Б.Фонтаном гирлові ділянки ярів були сплановані й втратили свій первісний профіль.

Сучасний рельєф почав формуватися в ранньому пліоцені під впливом ендогенних і екзогенних факторів. Тут виділяються два основні генетичні типи рельєфу: аккумулятивно-денудаційний і аккумулятивний.

Головними геоморфологічними елементами є:

1) вододільна рівнина і її схили;

2) схили берегів Чорного моря, долин лиманів, рік і балок;

3) заплави рік, лиманів, днища балок;

4) пляжі, пересипи, коси на берегах Чорного моря.

Загальний ухил поверхні вододільної рівнини спостерігається на південь і південний схід. До моря й лиманам вона обривається вертикальними уступами від 2 до 50 м. висотою. Рівнина складена континентальними товщами - четверичні лесової й пліоцен-нижньочетвертичнї, що утворювалися на морських і лимано-морських відкладеннях неогену.

Долини р.р. Великого й Малого Куяльнику є консеквентними, тобто спрямовані згідно з ухилом поверхні й напрямків головних розривних тектонічних структур з північно-заходу на південний схід.

Річкові долини асиметричні, на їхніх схилах розвинена серія ерозійно-аккумулятивних терас, які утворювалися в результаті прояву деяких циклів донної ерозії.

Долини рік, лиманів і ярів, які виходять до берегів Чорного моря, супроводжують великій розчленованості прибережних схилів. Прибережні схили Чорного моря, у результаті ерозійних процесів, являють собою складну хвилясту лінію з максимальними висотами до 54 м. над рівнем моря в межах м. Одеси й мінімальними в устях рік і лиманів. Амплітуда розчленовування прибережного рельєфу становить у середньому близько 30 м. При максимальних значеннях до 60 м.

Узбережжя моря - абразивно-зсувне з обмілілим прибережним дном; є ряд бухт, розділених мисами, які простираються в море на відстань до 500 м. (мис Великий Фонтан). У межах прибережної частини виділяють наступні геоморфологічні елементи:

1) плато, обумовлене локальним тектонічним підняттям і складене вапняками;

2) брівка схилу;

3) зсувний уступ (стінка відриву);

4) зсувний схил, який складається із трьох-шести зсувних щаблів і одного-двох зсувних ярусів;

5) береговий обрив (кліф);

6) прибережна обмілина (абразійна, акумулятивна або змішана).

Прибережний схил блоково-східчастий являє собою сильно деформовану в результаті зсувів східчасту поверхню з накинутими до плато зсувними блоками, що й періодично з'являються валами видавлювання довгою 50-100 м., до 10 м. шириною, висотою до 3 м. Ширина зсувної тераси від 5 до 300 м.. Тут зсувні процеси розвиваються нижче рівня моря у вигляді детрузивних і деляпсивних деформацій. Активізація зсувних процесів відбувається у вологі роки при максимальному рівні Чорного моря. На зсувних схилах навколо рудників спостерігається утворення заболоченості. Найбільш характерними формами рельєфу на території Одеського регіону є балки і яри.

Розміри ерозійного врізу балок і ярів у регіоні в загальному випадки залежить від гляцієвостатичного й неотектонічного факторів. З іншого боку, якщо мова ведеться про яри порівняно невеликих розмірів, у цьому випадку глибина врізів певним чином залежить і від літологічних особливостей еродованих порід.

Для балкової мережі регіону характерна асиметрія схилів: правий схил - більш крутий і високий, звичайно із чисельними ярами що розвиваються, лівий - більш пологий і покритий трав'яним покривом. Як відомо, така асиметрія схилів у планетарному масштабі обумовлена силою Коріоліса, (закон Бера), що може бути доказом досить більшим геологічним віком річкових долин і балок регіону.

Геоморфологічною особливістю узбережжя, що прилягає до історичної частини м. Одеси, є різка грань між зсувною частиною схилу й плато, незачепленими зсувними процесами. Зсувна частина узбережжя між морем і корінним плато відділяється від плато стінкою берегового обриву. Майже рівне плато перетинається тільки в деяких місцях ярами.

Контури берегового обриву плато досить звивисті й мають різний напрямок на окремих ділянках. У межах південної (припортової) частини м. Одеси узбережжя простягнулося на північний захід. Це найбільш забудована частина, що піднімається над рівнем моря до 30-40 м. Від Ланжерона до Аркадії узбережжя простягається в основному в меридіональному напрямку. Тут позначки плато коливаються від 32 до 53 м. Від Аркадії до мису Б. Фонтан простягання берегової лінії - південно-західне; характерні позначки плато отут змінюються від 25 до 47 м. Від мису Б. Фонтан беріг різко звертає на південний захід, утворюючи виступи, що далеко вклинюються в глибину моря. Від мису Б. Фонтан до с. Люстдорф оцінки плато коливаються від 26 до 44 м.

Якого-небудь певного, різко вираженого ухилу плато в ту або іншу сторону не спостерігається: зниження позначок характерні тільки в безпосередній близькості від ярів, що еродують його. Можна відзначити тільки досить невеликі зниження плато в напрямку на південь і південний захід.

Плато майже прямолінійно обривається до зсувної тераси, оголюючи лес, червоно-бурі глини, понтичні вапняки, а, іноді, і меотичні глини. Втім, найчастіше, в обривах оголюються тільки леси, а шари що залягають нижче звичайно перекриваються зсувними відкладеннями.

У межах території міста, від порту до с. Люстдорф, плато прорізається наступними балками і ярами: Аркадійская, Серединнофонтанська, і Б. Фонтанська балки, Безіменний яр, балки Ковалевского й Люстдорфска. Їх можна розділити на дві групи - старі (неактивні) і молоді (активні). До молодих відносять яр Безіменний і балку Ковалевского, а до старих - інші. Генеральне простягання тальвегів балок і ярів, як правило, північно-західне; виключенням може бути тільки Люстдорфская балка (орієнтована на північ).

Для молодих балок характерні прямолінійні відшарування бортів і відносно невелика довжина в глиб плато. Вони еродують тільки частина товщі четвертинних відкладань і не досягають понтичних вапняків. Базис ерозії цих ярів вище ніж зсувна тераса; їхні гирлові частини звичайно знищуються зсувними процесами.

Старі яри (балки) характеризуються пологими схилами, звичайно задернованими. Вони глибоко урізаються в плато й еродують усю потужність відкладань, що піднімаються над морем, оскільки їх базис ерозії збігається із сучасним рівнем моря.

Між обривом корінного плато й морем майже уздовж усього Одеського узбережжя простягається зсувний схил. На тих ділянках узбережжя, де спостерігаються обвали, зсувних терас немає; загальна довжина таких ділянок у загальному невелика. Ширина зсувного схилу коливається від 8 до 280 м. Його морфологія досить своєрідна, рельєф дуже змінюється на всім протязі. Плато відділяється від зсувного схилу добре вираженою майже вертикальною стінкою, яка простежується повсюдно; звичайно в ній відслонюється лесова товща.

У межах зсувного схилу можна виділити наступні форми рельєфу: зсувні щаблі, яри, горби, западини, тріщини, провали, пливуни, вал випирання.

Зсувні щаблі утворені блоками порід корінного плато, що відірвалися й змістилися вниз. Поверхні щаблів скрізь нахилені убік плато. Розміри майданчиків, утвореними зсувними блоками, коливаються в значних межах; у середньому їхня ширина становить 12-50 м., а довга - 80-350 м.

Яри на зсувному схилі досить своєрідні. Вони майже завжди «сліпі» (не мають виходу) і вузькі; їхня глибина досягає 10 м., ширина - не більш 10-15 м., а довга - 120-200 м. Усі атмосферні опади, які попадають у ці яри, інфільтруються в ґрунт. Типовим прикладом ярів на зсувному схилі можна знайти, наприклад, у районі стадіону «Динамо» і на 12-й станції Б. Фонтана.

Крім описаних вище «сліпих» ярів, на щаблі є невеликі по розмірах неглибокі яри, які утворювалися в результаті діяльності атмосферних опадів і знаходять собі шлях убік моря.

Зсувні горби утворюються в результаті стиску земляних мас під час зсуву. Звичайно такі горби можна спостерігати безпосередньо перед зсувним щаблем, вони складені пухкими породами, розбитими поздовжніми тріщинами. Такі зсувні горбі недовговічні й порівняно швидко руйнуються денудаційними процесами. Більш стійкі горби, які зберігаються довго на зсувних терасах, утворюються в результаті розмиву й руйнування відкладань зсувних щаблів. Вони складені переважно брилами вапняку й червоно-бурими глинами, тобто породами відносно більш стійкими до денудації.

Западини зустрічаються на зсувних щаблях досить часто. Їхня форма звичайно округла або злегка витягнута, вони не глибокі ( від 0.5 до 2.5 м.). Утворюються в результаті просідання пухких земляних мас і подальшого їхнього ущільнення під власною вагою й впливом дощових вод.

Тріщини утворюються на зсувному схилі або в процесі оповзання порід, або в результаті розмиву зсувних мас, які сформувалися раніше.

Зсувні тріщини утворюються при більших переміщеннях земляних мас і мають різне просторове орієнтування. Тріщини відриву, звичайно присвячені до верхньої частини зсувного блоку шириною 1-2 м.; один борт тріщини опущений щодо іншого.

Опливини утворюються на зсувному схилі, і на схилах корінного плато. Причина їх утвору - розмив порід дощовими водами. На схилах плато ці опливини захоплюють ділянки шириною 25-35 м., а на зсувному схилі - більш вузькі ділянки. На ділянці на південь від балки Ковалевского можна спостерігати потужні земляні потоки, причому вся товща порід розбита тріщинами.

Вал випирання. До побудови протизсувних споруджень при виникненні великих зсувів, що захоплюють меотичні глини, спостерігався утворення в морі вала випирання. Звичайно такий вал формувався в 48-50 м. від уріза, на глибині 2-3 м. і піднімався над рівнем моря на 0.4-3.5 м.; ширина вала могла досягати 40-55 м., довга - 450-650 м. Вал випирання звичайно дуже швидко розмивався морем і потім його можна було простежувати тільки в рельєфі морського дна.

У гідрогеологічнім відношенні територія м. Одеси розташована в межах значної по розмірах гідрогеологічної структури - Причорноморського артезіанського басейну й характеризується досить складними гідрогеологічними умовами. Гідрогеологічні умови Причорноморської впадини, не дивлячись на досить просту її будову, досить складне, що пояснюється великим різноманіттям й мінливістю літологічного складу складаючих їх осадових накопичень. Невитриманість відкладів в розрізі і систематичне чергування водовмістних і водонепроникаючих порід спричинило виникнення великої кількості ізольованих водонасичених горизонтів. Для підземних вод басейну характерна також мінливість мінералізації води, а також широкий розвиток солонуватих й солоних вод. На окремих ділянках сильно мінералізовані води належать так же до самих молодих утворень, тоді як води нижче залягаючих водоносних горизонтів володіють кращими показниками. Водоносні горизонти в Причорномор'ї належать до відкладень крейди і палеогену вивченні дуже слабо й зараз не мають широкого застосування. Найбільш вивченні й повсюдно використовуються води неогенових відкладів.

3.1 Характеристика ґрунтових вод

Водоносний горизонт сучасних алювіальних і алювіально-делювіальних відкладів достатньо широко розповсюджений. Водовмістні породи представлені супісками, суглинками з прошарками і лінзами пісків і супісків, подекуди різнозернистих пісків; в балках іноді присутній щебінь вапняку та інших порід.

Потужність водоносних горизонтів коливається від 1 - 2 до 15 м. Води мають вільне дзеркало і лише при наявності в покрівлі мало водопроникних прошарків мають невеликий напір. Дебети колодязів, що каптують ці води, не перевищують переважно 0,3 л/с, рідко сягають 1 л/с при зниженні рівня на 1 - 5 м. Величини дебетів свердловин знаходяться у межах 0,1 - 0,3 л/с.

Живлення водоносних горизонтів відбувається за рахунок інфільтрації атмосферних опадів, притоку води з водоносних горизонтів, що залягають вище, а також за рахунок витоків з водоносних комунікацій.

За загальною мінералізацією та хімічним складом води досить строкаті. Так, загальна мінералізація коливається у межах 0,5 - 3,0 г/дм3, а загальна жорсткість - від 8 до 25 ммоль/дм3. За макрокомпонентним складом поряд з гідрокарбонатно-сульфатними часто зустрічаються сульфатні та хлоридно-сульфатні кальцієво-натрієві та натрієві води.

Водоносний горизонт еолово-делювіальних відкладів розповсюджений також дуже широко. Водовмісткими породами є лесоподібні суглинки і супіски. Водоносний горизонт формується на пласті червоно-бурих глин або на пластах важких лесоподібних суглинків. Потужність водоносного горизонту коливається від 0,5 до 10 - 12 м і більше. Глибина до рівня води знаходиться у межах від 0,5 до 20 м, горизонт немає напору.

Дебети колодязів, за допомогою яких ведеться експлуатація, змінюються від 0,05 до 0,5 л/с, подекуди - більше. Загальна мінералізація, загальна жорсткість і інші показники якості досить строкаті і змінюються на обмежених за площею ділянках.

Живлення водоносного горизонту здійснюється за рахунок інфільтрації атмосферних опадів на площі розповсюдження. Додатковими (а іноді і основними) джерелами живлення з водонесучих комунікацій.

Незначні дебети колодязів через низьку водовіддачу лесових порід, а також низька просторова стабільність кількісних і якісних показників суттєво обмежують використання ґрунтових вод

3.2 Підземні води основних водоносних горизонтів

До основних (продуктивних) на території дослідження відносяться такі горизонти, які, на відміну від ґрунтових, характеризуються більш або менш широким розповсюдженням.

На переважній частині території продуктивні водоносні горизонти за віком водовмісних порід пов'язані з породами неогену. Нижче наведено коротку характеристику тільки кількох найбільш важливих водоносних горизонтів. Водоносний горизонт понтичних відкладень (N p)розповсюджений у межах основної частини території міста.

Водовмісними породами є пористі, пухкі, тріщинуваті, закарстовані різновиди вапняків-черепашників, що залягають у нижній частині розрізу товщі понтичних вапняків. Потужність понтичного водоносного обрію коливається від 0.5 м. у районі Чорноморки до 6м. у районі Шкодової гори при середній потужності до 2-3м. на ділянках розвитку підвапнякових понтичних глин обводненим є також прошарок нижчезалягаючих перекристалізованих вапняків потужністю до 0.4-0.6м., що залягають у підошві понтичної товщі.

Горизонт має регіональне живлення з боку північного борту Причорноморського прогину, чому сприяє й занурення в південному напрямку покрівлі, що підстилають водоупор- меотичні глини - при падінні позначки цієї покрівлі з 70-75м. на півночі до 1-2м. у південній частині Одеського узбережжя - в уст'ї Люстдорфскої балки. Живлення горизонту здійснюється за рахунок інфільтрації атмосферних опадів, підтоків з нижче- і вищезалягаючих горизонтів, а також за рахунок скидань у вапняки дренажних вод. Розвантаження горизонту здійснюється в море, лимани, у долини рік і балок. Води понтичного водоносного горизонту дуже сильно хімічно змінені, у результаті скидань у цей горизонт досить забруднених техногенних вод.

По хімічному складу й мінералізації води дуже різні: від гідрокарбонатних і сульфатно-гідрокарбонатних кальцієвих з мінералізацією від 0.3-0.8 г/л до сульфатних натрієвих і сульфатно-хлоридних магнієво-кальцієвих з мінералізацією до 10.0 г/л, а на окремих ділянках і ще вище.

Для господарсько-питних цілей ці води по нормативах Дст непридатні.

Меотичний водоносний горизонтрозповсюджений повсюдно. Води приурочені до слоїв і лінз пісків у глинах, рідше - до прослоїв вапняків, потужністю 0.5-5.0м., іноді до 10м. Глибина залягання водоносних лінз і прослоев від 1.0-2.0м. на схилах до 60м.

Обрій безнапірний або слабонапорный, висота напору на окремих ділянках до 15м.

Живлення меотичного водоносного горизонту в областях, де він залягає поблизу поверхні землі, здійснюється в результаті інфільтрації атмосферних опадів, а в прибережних районах, де меотичні відкладання поринають нижче рівня моря, харчування відбувається за рахунок перетікання вод вищезалягаючих водоносних горизонтів на ярово-балкових ділянках, а також за рахунок гідравлічного зв'язку з морем.

Розвантаження водоносного обрію відбувається в підводній частині схилу на шельфі Чорного моря.

Водоносний горизонт відкладів верхнього сармату водоуміщуючими породами є численні (від 3 до 11) прошарків вапняку-черепашника, піску та черепашок на глинистому цементі. Потужність окремих прошарків коливається у межах від 0,2 до 2,5 м. Глибина їх залягання збільшується до 130 м.

В межах території використання водоносний шар характеризується наявністю напору, який збільшується в напрямку до моря, сягаючи в Одесі 50 - 85 м. Дебети свердловин коливаються від 0,05 до 5 - 7 л/с при переважаючих значеннях від 0,5 до 2,5 л/с.

Загальна мінералізація і інші показники якості більшою мірою відповідають діючим нормативам щодо якості води.

Значний вплив на ці та інші показники якості створюють лимани, в околицях яких сформувались потужні гідрогеохімічні аномалії. Хімічний склад води змінюється від гідрокарбонатного натрієвого з мінералізацією 1.0 г/л до хлоридного натрієвого з мінералізацією до 3.0 г/л. На площі між Хаджибейским і Куяльницким лиманами, а також на пересипи розповсюджені води хлоридного натрієвого складу з мінералізацією до 13г/л, які використовуються для лікувальних потреб на курорті Куяльник.

Водоносний шар експлуатується численними свердловинами на території міста.

Водоносний горизонт у відкладах середнього і нижнього сармату є найбільш поширеним на території дослідження. На території м. Одеса експлуатується лише за допомогою свердловин, має напір, величина якого 150 і більше метрів.

Водоносні породи представлені черепашковими і оолітовими вапняками, а також пісками. Потужність водоносного шару змінюється від 0,25 м на ділянках дренування до 70 м на півдні. Експлуатується переважно та частина шару, яка складена вапняком і подекуди розділена на кілька прошарків глиною. В покрівлі водоносного горизонту залягають глини того ж віку, або глини верхнього сармату. В підошві знаходяться пласти глини того ж віку, на деяких територіях глини нижнього сармату або палеогену. В південно-західних районах нижній водотривкий пласт місцями відсутній, що надає можливість одночасного використання підземних вод у відкладах середнього та нижнього сармату.

Дебети свердловин змінюються у широкому діапазоні при переважаючих значеннях 1 - 3 л/с. Живлення водоносного шару здійснюється за рахунок поверхневих вод і суміжних водоносних горизонтів, розвантаження - через численні експлуатаційні свердловини, неконтрольований самовилив, а також на шельфі і континентальному схилі Чорного моря. Мінералізація до 10 - 12г/дм3 тип води хлоридний натрієвий. З цієї причини водоносний горизонт не використовується

4. Інженерно-геодинамічні умови території дослідження

Ділянка проведення дослідження розташована у нижній частині зсувного схилу IV зсувного амфітеатру Одеського узбережжя.

Береговий схил сформований глибокими зсувами видавлювання. Ширина зсувного схилу становить 140 - 160 м, у його рельєфі виділяється три зсувні щаблі. За історичним даними зсуви фронтального типу в межах цього амфітеатру були зафіксовано в 1855, 1898, 1925 і в 1946 роки й мали розміри від 116 до 319 м. За даними геодезичних спостережень за період з 1957 по 1965 рр найбільші величини зсувних зсувів спостерігалися в середній і нижньої частинах схилу й становили, у середньому, 0,2 - 0,3 м/рік. В центральній частині амфітеатру (район санаторію «Росія») відзначалися незначні зсуви прибровочної частини плато, а в період активізації зсувів в 1966 році відбулися обвалення брил вапняку розміром до 4 - 6 м, у нижній частині схилу зсуву досягалися 0,68 м. Спостерігалися деформації асфальтованої дороги, кам'яних сходів, підпірних стін. Таким чином, аналіз результатів натурних спостережень показав, що зсувні схили північних й центральних ділянок IV зсувного амфітеатру до здійснення протизсувних заходів характеризувалися відносно активним розвитком деформаційних процесів і станом їх стійкості близьким до граничного [11].