Лопушнянське нафтове родовище

Размещено на http://www.allbest.ru/

1. Нафтоносність

Лопушнянське нафтове родовище розташоване у Вижницькому районі Чернівецької області на відстані 20 км від м. Вижниця (рис. 1.1). Воно приурочене до Лопушняської структури Зовнішньої (Більче-Волицької) зони.

Лопушнянська структура встановлена сейсморозвідкою у 1972 р. по відбиваючому гіпсоангідритовому горизонту верхнього бадену. Пошукове буріння розпочалося у 1974 р. У 1980 р. була закладена свердловина 3, яка у 1983 р. розкрила нафтовий поклад в альбсько-сеноманських відкладах. Приплив нафти (інт. 4180-4199 м) складав 283,4 т/добу через 10-мм діафрагму при буферному тиску 13,3, затрубному - 16,7, пластовому70,9 МПа. Газовий фактор становив 237,3 м³/т.

У 1988 р. на родовищі відкрито ще два поклади нафти. У свердловині 8 із палеогенових відкладів (інт. 4076-4110 м) одержано приплив нафти 103,6 т/добу через 8-мм діафрагму при буферному тиску 2,2, затрубному -8,6 і пластовому - 70,6 МПа. Газовий фактор становив 180,7 м³/т.У свердловині 4 із верхньоюрських утворень (інт. 4300-4316 м) дебіт нафти склав 104,3 т/добу через 7-мм діафрагму при буферному тиску 12,8, затрубному -15,9 і пластовому -74,8 МПа. Газовий фактор становив 252,2 м³/т. [1]

Лопушнянська структура виражена в автохтонних мезозойських, палеогенових і неогенових відкладах Зовнішньої зони, на які насунуті стебницькі (моласові) та флішеві утворення структур Максимця, Плоского і Брусної системи Покутських складок та Скибової зони Карпат. По покрівлі юрських відкладів - це брахіантикліналь загальнокарпатського простягання розміром 6?3 км і амплітудою 150 м. Повздовжніми і поперечними тектонічними порушеннями вона розбита на 7 блоків.

Нафтові поклади Лопушнянського родовища скупчені у платформових колекторах верхньоюрського, крейдового і палеогенового віку [2]. Юрський поклад пов'язаний з вапняками нижнівської світи. Світа складен Размещено на http://www.allbest.ru/

органогенно-уламковими вапняками, в розрізі яких є декілька пластоподібних зон з високими ємкісно-фільтраційними властивостями, які за даними геофізики відзначаються низьким електричним опором. Тип покладу масивний.

Альб-сеноманський поклад Лопушнянського родовища пластовий склепінний, тектонічно-екранований, встановлений у трьох блоках. Альб-сеноманські пісковики мають високі ємкісно-фільтраційіо показники, що забезпечує великі дебіти. Цей поклад введено в пробну експлуатацію у 1986 р. свердловиною 3. У 1991-1993 рр. видобувний фонд збільшено за рахунок свердловин 4 і 11 з початковими дебітами 107 і 49 т/добу.

Еоценовий поклад пластовий, літологічно обмежений, встановлений в одному блоці свердловиною 8. Початковий дебіт нафти склав 44,3 т/добу, газу - 6,2 тис. м³/добу.

Нафта з юрських, крейдових і еоценових покладів родовища подібна між собою, вона характеризуються середньою густиною 0,83 г./см³, високим вмістом парафіну - 9,5%, низьким вмістом асфальтенів - 0,76% і дуже низьким вмістом сірки - 0,21%.

Початкові видобувні запаси еоценового покладу становлять 170 тис. т., альб-сеноманського - 2685 тис. т., юрського - 3546 тис. т. Сукупні запаси нафти складають 6401 тис. т., розчиненого газу - 1162 млн. м³ [1].

2. Геологічна будова

Оскільки Лопушнянське нафтове родовище знаходиться у південно-східній частині Передкарпатського прогину, яка відома в геологічній літературі як Покутсько-Буковинське підняття [3, 4], доцільним є розглянути геологічну будову цієї регіональної структури у повному об'ємі.

Геологічним вивченням власне південно-східної частини Передкарпатського прогину займались В.С. Буров, В.О. Ващенко, О.С. Вялов, І. В. Кілин, Ю.З. Крупський, Х.Б. Заяць, В.М. Щерба, О.С. Щерба та інші.

Тектоніка і стратиграфія

Передкарпатський крайовий прогин - це специфічна компенсаційна западина, що розташована на межі складчастих Карпат та Східноєвропейської платформи і представляє собою геоструктуру орогенного етапу розвитку. Цей досить складно побудований регіон України простягається майже на 300 км з північного заходу на південний схід - від Польщі до Румунії, в межах яких він має також свої продовження.

Закладення і розвиток Передкарпатського прогину відносять до міоценового часу, на протязі якого накопичувались потужні товщі нижніх (егерій-карпатій), а пізніше - верхніх (баден-сармат) молас з характерною міграцією осі прогинання басейну з південного заходу на північний схід [4]. Південно-західна частина прогину розвивалась на флішовій крейдово-палеогеновій основі, північно-східна - на платформовій палеозой-мезозойській основі.

У межах Передкарпатського прогину виділяють Зовнішню (Більче-Волицьку) та Внутрішню зони [5, 6, 7, 8] які відрізняються складом орогенних формацій, тектонікою та історією розвитку. Границею між ними служить флексуроподібний перегин, вздовж якого зім'яті в складки відклади Внутрішньої зони насунені на субмоноклінальні утворення Зовнішньої. Глибинною межею між зонами дослідники вважають Передкарпатський регіональний розлом, вік якого датують ще раннім палеозоєм. В крейдовий період зона Передкарпатського розлому розділяла флішову і платформову області седиментації. За геофізичними даними його інтерпретують як зону скидів шириною 4-6 км з вертикальними амплітудами зміщень домезозойських відкладів 3-4 км.

Згідно тектонічного районування Зовнішньої зони за В.М. Щербою, І. В. Кілиним, О.С. Щербою, в ній виділяють з північного сходу на південний захід Сторожинецький, Угерсько-Косівський та Крукеницький блоки, що умовно прирівнюються до підзон [9].

За районування Внутрішньої зони обрано схему В.В. Глушка [8], який виділяє в ній з південного заходу на північний схід Бориславсько-Покутську і Самбірсько-Рожнятівську підзони. В Бориславсько-Покутській підзоні ранньоміоценові моласи залягають безпосередньо на флішевій крейдово-палеогеновій основі, в Самбірсько-Рожнятівській - моласові відклади міоцену зірвані зі своєї основи і лягають покровом на структури Зовнішньої зони.

Покутсько-Буковинське підняття - регіональна поперечна до Карпат структура (рис. 2. 1), яка зародилась у пізньому протерозої і існувала протягом всього післяпротерозойського часу [10]. У межах Передкарпатського прогину Покутсько-Буковинське підняття обмежене з північного заходу серією поперечних порушень в районі Отині-Коломиї-Яблунева. Ця зона розмежовує згадане підняття і Панонсько-Волинський прогин. З південного заходу Покутсько-Буковинське підняття відокремлене зоною поперечних регіональних порушень, поширених в районі Бакеу (Румунія), які відокремлюють його від Бирладської западини [11].

Зовнішня зона південно-східної частини Передкарпатського прогину

Зовнішня зона в межах Покутсько-Буковинських Карпат іменується рядом геологів власне Буковинським підняттям [4]. Північно-східною межею служить Сторожинецький глибинний розлом, по якому Сторожинецький блок опущений відносно схилу Східноєвропейської платформи. Амплітуда зміщення донеогневої поверхні по ньому становить 200-400 м. На його піднятих і опущених крилах фіксується також зміна потужностей мезозойських і неогенових утворень [9].

Дальше в напрямку на південний захід розвинуті Косівський і Ковалівський скиди, які є розгалуженими гілками глибинного Калуського розлому, що поширений в центральній і північно-західній частинах Передкарпатського прогину. По цих скидах Косівський і Ковалівський блоки кулісоподібно опускаються під покров Внутрішньої зони. Амплітуда переміщень донеогенової поверхні по скидах сягає 500-1300 і 400-2400 м відповідно.

Передкарпатський глибинний розлом і Назавізівський скид обмежують Назавізівський блок шириною до 10 км. Амплітуда переміщення по скиду сягає 1000 м. [4].

Головними поперечними глибинними порушеннями, які формують структуру Зовнішньої зони Покутсько-Буковинського підняття є Покутський, Пістинський і Сучавський розломи. Ці розломи знаходять свої продовження також у Внутрішній зоні Передкарпатського прогину.

Покутський поперечний глибинний розлом виділений М.Р. Ладиженським в так званій Трускавецькій (Бориславсько-Покутській) підзоні: «По цьому розлому переміщені в східному напрямку Покутські склади, які належать Бориславській підзоні. На цьому розломі Трускавецька підзона занурена під відклади Покутських Карпат…» [6].

Покутський розлом разом з Манявським складає єдину глибинну зону шириною 30-35 км на границі Покутсько-Буковинського підняття і Паннонсько-Волинського прогину.

Крім описаних вище глибинних і регіональних розломів у Буковинському піднятті розвинута густа сітка локальних диз'юнктивних порушень (див. рис. 2.1), які своїм розвитком позначились на геологічній будові, гідрогеологічних умовинах та нафтогазоносності цієї структури.

В будові донеогенового фундаменту Зовнішньої зони в межах Покутсько-Буковинського підняття поширені пізньопротерозой-палеозойські і мезозой-палеогенові утворення. Перші складені щільними, подрібленими тріщинами відкладами рифею і палеозою. Розкриті вони свердловиною Давидени-1 в межах Сторожинецького блоку на глибині 3807 м.

Мезозой-палеогеновий комплекс складений платформовими формаціями юри, крейди і палеогену. Відклади цього комплексу зустріті на всій ділянці Буковинського підняття в межах всіх блоків на різних глибинних інтервалах свердловинами площ Лопушна, Бісків, Бергомет, Ковалівка-Черешенька, Чорногузи, Красноїльськ, Сергії. Характерною особливістю цього комплексу є сильно розвинутий тут тектонічно-ерозійний рельєф. Розбиті системами тектонічних порушень горсто-грабенові структури у післяпалеогеновий час були виведені на поверхню і розмивались поверхневими водами. Внаслідок цього утворився сильнорозчленований рельєф, який характеризується високими стрімкими уступами і глибокими улоговинами [12, 13].

Відклади мезозой-палеогену дещо деформовані складчастістю, яка за своїми морфогенетичними особливостями відноситься до переривчастої. До цього типу більшість дослідників відносять і міоценові складки.

Міоценовий комплекс верхньомоласових утворень незгідно перекриває докембрійські та мезозой-палеогенові відклади. Міоценові моласи максимальної потужності (1500-2000 м) сягають у Косівському і Ковалівському блоках, причиною цьому є конседиментаційний їх розвиток. Потужності неогенових відкладів під покровами Внутрішньої зони у

Назавізівському і частково Ковалівському блоках зменшуються до 250-800 м. У межах Сторожнецького блоку потужність верхньоміоценових молас збільшується від приплатформової частини у південно-західному напрямку від 250 до 1000 м.

Наслідком заключних фаз альпійського тектоногенезу є розвиток у міоценових товщах перед фронтом Стебницького насуву і у піднасуві Внутрішньої зони локальних складок, простягання яких співпадає із простяганням повздовжніх тектонічних порушень.

Внутрішня зона південно-східної частини Передкарпатського прогину

Внутрішня зона Передкарпатського прогину розташована між Зовнішньою зоною і складчастими Карпатами. Основою для потужного комплексу нижніх (егерій-карпатій) молас служать крейдово-палеогенові флішові товщі. Флішовий крейдово-палеогеновий і моласовий міоценовий комплекси цієї зони утворюють єдиний альпійський поверх, який характеризується лінійною складчастістю. Внутрішня зона в межах Покутсько-Буковинського підняття складається з північно-східної Самбірсько-Рожнятівської підзони (покрову), яка вздовж Стебницького насуву перекриває занурені блоки Зовнішньої зони, і південно-західної Бориславсько-Покутської підзони (Покутських складок).

Основними глибинними порушеннями, що визначають закладення і розвиток Внутрішньої зони є Зовнішньокарпатський і Передкарпатський розломи. Основа Внутрішньої зони по цих розломах опущена на значну глибину. Ці розломи простежуються, головним чином, геофізичними методами.

Регіональними розломами альпійського поверху, що утворилися в заключну (післясарматську) фазу карпатської складчастості є повздовжні насуви. Крайньою північно-східною границею поверхні Внутрішньої зони є Стебницький насув, вздовж якого утворення Самбірсько-Рожнятівського покрову насунуті на структури Зовнішньої зони (Буковинське підняття) на віддаль 20-30 км (див. рис. 2. 1).

Береговий насув на поверхні відмічається тектонічним контактом відкладів крейди і палеогену Скибової зони Карпат з ранньоміоценовими утвореннями Покутських складок. Амплітуда насуву за даними геофізичних досліджень перевищує 25 км. Крутизна його поверхні змінюється від майже горизонтальної до 45⁰ [14].

Підзона Покутських складок представлена лускуватою структурою складок Каменистого, Карматури, Брусного, Розена, Плоского і Максимця [6]. Всі ці складки закинуті на північний схід, їх шарніри значно припідняті. Ядра складок виповнені флішовими відкладами стрийської світи верхньої крейди. Ядра глибоких синкліналей, що їх розділяють, складені відкладами поляницької світи ранньоміоценових молас.

Самбірсько-Рожнятівська підзона (покров) у межах Покутсько-Буковинського підняття є вузькою ділянкою шириною до 5 км і являє собою прирозломний прогин типу синклінорію, ускладнений лінійно витягнутими дисгармонійними складками витискання. Їх розвиток обумовлений пластичною течією глинисто-соленосних товщ під дією тангенціальних напруг. Міоценові породи, що виповнюють Самбірсько-Рожнятівську підзону, утворюють гігантський безкореневий тектонічний покров, зірваний зі своєї основи і насунутий на баден-сарматські утворення Зовнішньої зони. Покров складений породами нижнього і середнього міоцену. Його внутрішня структура характеризується системою широких синкліналей і вужчких антикліналей. Відклади, як правило, інтенсивно дислоковані. Породи часто роздроблені і мають численні дзеркала ковзання.

Крайньою північно-західною границею Внутрішньої зони Покутсько-Буковинського підняття слугує Покутський поперечний глибинний розлом, найкраще виражений у Зовнішній зоні. В межах Внутрішньої зони території досліджень розлом відділяє структури Ділятина і Слободи Рунгурської від Покутських складок. Розлом сформований системою поперечних скидо-зсувів, яка у рельєфі утворює чіткий геоморфологічний виступ [4].

У Внутрішній зоні в межах Покутсько-Буковинського підняття розвинута густа сітка локальних порушень. Це переважно скиди і скидо-зсуви поперечного простягання післясарматської тектонічної фази складчастості. Найбільшого свого розвитку вони отримали в Покутських складках крейдово-палеогенового флішу, вертикальні амплітуди яких становлять перші десятки метрів, горизонтальні сягають сотні метрів. Міоценовий комплекс Самбірсько-Рожнятівської підзони менше розбитий диз'юнктивними порушеннями внаслідок його високої пластичності.

В цілому зауважимо, що тривалі процеси насувоутворення значно ускладнили структуру Внутрішньої зони, яка вже на пліоценовий час була складнопобудованим алохтонним покровом, насунутим на автохтонні утворення Зовнішньої зони на віддаль 20-30 км і більше. При цьому повздовжня зональність будови алохтону з його покровами, насувами, підкидо-насувами і підкидами в свою чергу ускладнилися великою кількість поперечних і діагональних зсувів, скидо-зсувів, скидів, рідше підкидів. Це безумовно створило своєрідний флюїдний режим в надрах цього регіону.

3. Гідрогеологічна характеристика

Нафта, газ, підземні води і породи, що їх вміщують, складають єдину систему, окремі складові якої поєднані між собою багатосторонніми зв'язками.

Згідно гідрогеологічного районування України на основі геоструктурного принципу [15], територія Передкарпатського прогину виділяється в самостійну гідрогеологічну одиницю - Передкарпатський артезіанський басейн. Передкарпатський артезіанський басейн розділяється на дві підобласті, що в геологічному відношенні відповідають Внутрішній і Зовнішній зонам прогину. Підобласть Внутрішньої зони має деяку гідрогеологічну близькість зі складчастими Карпатами, а підобласть Зовнішньої - із Волинсько-Подільським артезіанським басейном.

Водоносні комплекси та водотривкі породи

Водонапірний суббасейн південно-східної частини Зовнішньої зони.

Осадовий чохол південно-східної частини Зовнішньої зони Передкарпатського прогину складений літолого-стратиграфічними комплексами рифею, палеозою, мезозою, палеогену, неогену. Вони відповідають основним етапам геологічного розвитку регіону і відрізняються умовинами нагромадження відкладів, характером тектоніки, особливостями природних резервуарів. Слід зазначити, що міоценові відклади з кутовою та стратиграфічною незгідністю в різних частинах досліджуваної території залягають на утвореннях платформової формації крейди та юри, палеозою або рифею.

Відклади рифейського віку виділяються за аналогією з північно-західною частиною прогину, де вони залягають під поверхнею неогенових утворень. В літологічному відношенні це червоні, бурі, сірі, зеленувато-сірі філіти та хлорит-серецитові сланці з прошарками кременистих, філітоподібних, хлоритизованих аргілітів, кварцитів, кварцитоподібних алевролітів та дрібнозернистих кварцових пісковиків. Породи міцні, щільні із низькими ємнісно-фільтраційними показниками.

Палеозойський літолого-стратиграфічний комплекс в межах досліджуваної території сформований кембрійськими, силурійськими і девонськими відкладами. Кембрійські породи, розкриті свердловинами площ Давідени, Красноїльськ, складені перешаруванням чорних і темно-сірих невапнистих аргілітів, міцних кварцитів, пісковиків і алевролітів, загальною товщиною понад 1000 метрів. Відклади щільні, слабообводені.

Породи силурійського віку розкриті свердловиною Давидени-1, де їх потужність складає 1400 м. Наявність силуру під потужними товщами молодших утворень встановлюється також за рінню силурійських порід в конгломератах міоценових молас і крейдово-палеогенового флішу Внутрішньої зони прогину і Скибової зони Карпат [16]. Породи представлені слабометаморфізованими сірими, темно-сірими та чорними невапнистими і слабовапнистими аргілітами з фауною граптолітів, що перешаровані пісковиками, алевролітами, іноді мергелями та вапняками.

Девонські відклади розкриті свердловинами в районі м. Сторожинець і представлені нижнім відділом - фацією олдреду. Це червоні і вишневі дрібнозернисті кварцитові пісковики, що поступово вниз по розрізу переходять у червоні і сірі породи силурійського віку.

Загалом палеозойські утворення характеризуються низькими ємнісно-фільтраційними показниками: їх міжгранулярна пористість не перевищує 5-6%, проникність менша 0,1·10^-3 мкм², чим пояснюються дуже малі дебіти свердловин, що не перевищують перших кубічних метрів води за добу, інколи повною відсутністю припливів води (св. Красноїльськ-1). Більше значення мають тріщини, розповсюджені локально, утворюючи тріщинні та порово-тріщинні колектори. Саме на таких ділянках з девонських відкладів отримані невеликі припливи пластових вод.

Мезозойські відклади, які складають платформову основу Зовнішньої зони Передкарпатського прогину, включають трансгресивну базальну лагунно-континентальну (нижня-середня юра), прибережно-морську теригенну (середня юра) і трансгресивно-регресивну карбонатну (верхня юра-крейда) формації.

В межах досліджуваної південно-східної частини Зовнішньої зони юрська система сформована сокальською, рава-руською і нижнівською світами. Відклади сокальської світи, розкриті в районі Лопушнянського родовища свердловиною Лопушна-4 в інтервалі 4670-4736 м, представлені строкато-кольоровою товщею, складеною чергуванням шоколадно-коричневих і зеленувато-сірих аргілітів, темно-бурих і темно-зелених невапнистих алевролітів, а також сіро-зелених пісковиків з буруватим відтінком, часто глинистих, міцних, невапнистих рідко тріщинуватих. Породи характеризуються поганими колекторськими властивостями, вони слабко обводнені, дебіти вод з прошарку пісковиків не перевищують 2,2 м³/добу.

Рава-руська світа, потужністю від 15 до 360 м (в св. Лопушна-4 складає 223 м) представлена світло-сірими, кремовими щільними зі стилолітовими швами, які заповнені майже чорним глинистим матеріалом, ангідритами, кремовими світло-сірими доломітизованими пелітоморфними органогенно-уламковими вапняками. Колекторські різновиди в основному тріщинуваті, відіграють в розрізі світи другорядну роль.

Нижнівська світа складається з двох, різних за ємнісно-фільтраційними показниками частин. Нижня - тріщинувато-порові вапняки, із пористістю 6-16,4%. Хороші колекторські властивості нижньої частини розрізу світи визначають наявність у ньому водоносного горизонту, що в межах Лопушнянського родовища підпирає потужні поклади нафти. Дебіт води із цього горизонту у свердловині Лопушна-8 сягнув 286 м³/добу.

Верхи нижнівської світи складені міцними вапняками з поганими колекторськими властивостями, які власне відіграють роль надійної покришки нафтового покладу. Загальна потужність нижнівської світи 140-180 м.

Глибина розкриття верхньоюрських відкладів на площі Красноїльськ становить 1400-1500 м. Пористість порід не перевищує тут 8-10%, проникність - 0,1·10^-3 мкм². Проникність відкладів тут часто визначається ступенем їх тріщинуватості [17]. Початкові дебіти вод із верхньоюрських відкладів цієї площі сягали 20-60 м³/добу.

Крейдова система в межах досліджуваної території сформована трьома відділами: нижнім - неокомським, середнім - галицьким, верхнім - сенонським. Потужність крейдових відкладів змінюється від 82 до 270 і 423 м в свердловинах Сторожинець-52, Сегів-1, Сергії-1 відповідно.

Відклади неокому в межах піднасуву Внутрішньої зони (площі Сегів, Лопушна, Бісків, Сергії) представлені глинистими алевритами з прошарками пісковиків, глинами зеленувато-сірими, цегляно-червоними, інколи плямистими, що вміщують 5-20% алевритового і піскового матеріалу.

Галицький відділ включає верхньоальбський під'ярус, сеноманський і туронський яруси. Верхньоальбські породи потужністю 20 м, розкриті на площах Красноїльськ, Лопушна, складені кварцово-опалово-глауконітовими пісками і пісковиками з дрібними жовнами фосфоритів. Місцями у підошві верхнього альбу залягає тонкий прошарок базального конгломерату, зустрічаються алевритисті мергелі з прошарками глин.

Відклади сеноманського ярусу розповсюджені на всій території району. Це кварцово-глауконітові пісковики із включеннями гравію і ріні, проверстки гравелітів і конгломератів, іноцерамові детритові вапняки, часто піскуваті, з включеннями глауконіту. Породи сильно тріщинуваті з дзеркалами ковзання. Пористість відкладів змінюється від 1,3 до 11,6%, проникність - від 0,01 до 0,08·10^-3 мкм² відповідно на площах Сергії і Чорногузи. Потужність сеноманських утворень - від кількох до 43 м (св. Сергії-1).

В межах Лопушнянської площі сеноман сформований, головним чином, пісковиками товщиною до 15 м. В їх підошві залягає 70-сантиметровий шар брекчій різного складу з розмірами уламків від 2 до 15 мм. Пісковики різнозернисті, від слабкозцементованих до міцних. Вони мають сірувато-коричневе забарвлення з зеленуватим відтінком. Складені пісковики, в основному, кварцом, відмічаються зерна плагіоклазу, циркону, турмаліну і лейкоксену. Пористість від 10 до 15%, що сприяє наявності водоносного горизонту і нафтового покладу.

На площі Красноїльськ відклади сеноманського ярусу дали приплив пластової води дебітом 13,8 м³/добу при динамічному рівні 360 м від устя [18].

Туронські відклади залягають згідно на породах верхнього сеноману і складені товщею вапняків і мергелів з включеннями кременів, прошарками глин, пісковиків і алевролітів. Вапняки білі, сірі, органогенні пелітоморфні щільні тріщинуваті зі стилолітовими швами, які часто виповнені чорним глинистим матеріалом. Подекуди зустрічаються крейдоподібні вапняки. Мергелі сірі, світло-сірі з домішкою піску. У нижній частині розрізу виділяється олістогіновий вапняк, часто сильно піскуватий. Загальна потужність відкладів туронського ярусу до 150 м. Вапняки турону в межах Красноїльської площі практично непроникні.

До складу верхньої крейди входять коньякський, сантонський і кампанський яруси. Відклади цих ярусів за літологічним складом дуже мінливі, що ускладнює їх розчленування, тому вони об'єднані у сенонський над'ярус. Відклади представлені пісковиками світло- і зеленувато-сірими кварцовими різнозернистими вапнистими слабовідсортованими з прошарками кварцових алевролітів, вапнистих аргілітів, мергелів і сильно піскуватих вапняків.

На площі Ковалівка-Черешенька верхньокрейдові породи складені пухкими світло-сірими пісковиками, алевролітами з гравієм, аргілітами, брекчійованою масою з глин і пісковиків. Відкрита пористість порід змінюється від 14,7% до 22,1%, проникність від 239·10^-3 до 921 10^-3 мкм². Дебіт води із сенонського водоносного горизонту цієї площі склав 40 м³/добу.

Від площі Красноїльськ мезозойські відклади плавно піднімаються в сторону південно-західної частини Східноєвропейської платформи (до Чернівців). Близькі відмітки статичних рівнів вод водоносних горизонтів юри і крейди [17], відсутність між ними регіонального водотриву свідчать про їх гідродинамічний зв'язок.

Наприкінці крейдового періоду морський басейн майже повністю закрився і до початку пізньоміоценового часу частина території Зовнішньої зони була сушею. Епіконтинентальні відклади еоцену, потужністю до 20 м, фрагментарно представлені в межах досліджуваного регіну на площах Красноїльськ, Сергії, Лопушна.

Породи платформового еоцену, розкриті в районі Лопушнянського родовища, сформовані світло-сірими дрібнозернистими карбонатними пісковиками з глауконітом, а також гравелітами з рінню і залишками нумулітів. Дебіт високомінералізованої води з цього горизонту, отриманий свердловиною Лопушна-9, склав 8,1 м³/добу. До нього тут також приурочений потужний нафтовий поклад.

Оскільки платформові відклади, які залягають в основі Зовнішньої зони, денудувались протягом тривалого часу, неогенові відклади залягають на різновікових породах - від верхнього протерозою до еоцену включно. Неогенова система представлена моласовими утвореннями верхнього міоцену, розчленованого О.С. Вяловим на карпатій, баден і сармат [19].

Відклади карпатію розповсюджені фрагментарно і виповнюють нерівності древнього ерозійного рельєфу. Вони складені кварцовими зеленувато-сірими різнозернистими пісковиками з поровим і базальним типами цементу глауконітового і монтморилонітового складу, алевролітами, зрідка прошарками темно-сірих піскуватих глин. В підошві горизонту залягають конгломератоподібні породи, які складаються з уламків вапняків, мергелів і пісковиків. Місцями в верхах зустрічаються сірі й білі криптокристалічні вапняки. Потужність розрізу не перевищує 100 м. На Красноїльській площі пісковики карпатію мають хороші колекторські властивості: відкрита пористість - від 11,8 до 23,8%, проникність окремих взірців - до 249·10^-3 мкм². Дебіт води із карпатійського водоносного горизонту сягає 24,8 м³/добу при динамічному рівні 402 м нижче устя.

Баденський ярус складений богородчанською світою (баранівські верстви) нижнього бадену, тираською світою середнього і косівською світою верхнього бадену [20].

Нижньобаденські відклади, потужністю 5-30 м представлені мергелями і глинами з прошарками пісковиків і туфогенних порід, зрідка вапняків. За даними лабораторних досліджень пористість і проникність карпатійських і нижньобаденських відкладів становить відповідно 9-25% і від менше 0,1 до 280·10^-3 мкм² [17]. Проникність відкладів зумовлена, головним чином, тріщинуватістю.

Тираська світа середньобаденського віку складена гіпсами і ангідритами дрібно- і крупнокристалічними, сірими і блакитно-сірими з прошарками глин, пісковиків, карбонатних порід і кам'яної солі. Потужність відкладів світи мінлива, в межах досліджуваної території вона змінюється від 50 до 80 м. Ця товща глинисто-соленосних утворень є регіонально витриманим водотривким горизонтом, що відділяє косівські і нижньосарматські відклади від залягаючих нижче. Породи світи характеризуються низькими ємнісно-фільтраційними показниками: їх пористість на площі Чорногузи не перевищує 3,1%, проникність 0,02·10^-3 мкм².

Вище залягають сірі і темно-сірі вапнисті глини і аргіліти з прошарками сірих і темно-сірих кварцових, різнозернистих вапнистих пісковиків і алевролітів, рідше мергелів, туфів і туфітів косівської світи. Потужність світи змінюється від перших десятків метрів на піднятих ділянках Сторожинецького блоку до 400-700 м в найзануренішій Крукеницькій западині. Відклади косівської світи характеризуються значною глинистістю, пісковикові горизонти в ній або відсутні, або розповсюджені локально на окремих ділянках (Ковалівка-Черешенька, Чорногузи). Водовміщуючі прошарки пісковиків мають здебільша хороші колекторські властивості. Їх пористість змінюється від 5,4 до 26,8%, проникність - від 0,16 до 338·10^-3 мкм². Дебіт води із цих горизонтів сягнув 70 м³/добу.

Високі ємнісно-фільтраційні показники прошарків і лінз пісковиків у розрізі косівської і залягаючої вище дашавської світ утворили хороші передумови для сформування тут покладів газових родовищ.

У межах Лопушнянського родовища глинисто-соленосні відклади середнього і верхнього бадену служать надійним екраном для нафтових покладів [2].

Нижньосарматські утворення дашавської світи складені перешаруванням сірих і темно-сірих сланцюватих глин та різнозернистих пісковиків і алевролітів з рідкими проверстками туфів і туфітів. Піскуватість іноді складає понад 40% від загальної потужності світи. Потужність відкладів дашавської світи на досліджуваній території змінюється від 30 до 150 м і збільшується до перших тисяч метрів у Крукеницькі западині. Колекторами води і газу в розрізі світи служать прошарки пісковиків і алевролітів товщиною 0,1-0,3 м, рідше 2-5 м. Пористість пісковиків дашавської світи на малих глибинах сягає 28-34%, на глибинах 1800-2000 м - 20-22%, на глибинах 3200-4500 м вона зменшується до 4-6%. При понад 25%-му вмісті карбонатів пісковики втрачають фільтраційні властивості [17].

Піскуваті горизонти нижнього сармату південно-східної частини Зовнішньої зони характеризуються більшою водоносністю і промитістю, ніж відклади бадену. Промитість сарматських порід збільшується від площі Косів на південний схід. В межах цієї площі статичні рівні вод сармату встановлюються на глибинах 30-50 м, а дебіти свердловин складають 12-84 м³/добу [17].

Водонапірний суббасейн південно-східної частини Самбірсько-Рожнятівської підзони Внутрішньої зони.

Алохтонні товщі південно-східної частини Самбірсько-Рожнятівської підзони (покрову) сформовані нижніми моласами, власне добротівською, стебницькою і балицькою світами раннього і середнього міоцену. Відклади останньої біля Бориславсько-Покутського покрову перекриті потужною товщею (до 1000 м - р. Прут біля с. Ланчин) олістостромовою товщею карпатійського віку [21].

Породи добротівської світи відслонюються по р. Прут біля с. Добротів. За літологічними ознаками її розділяють на три частини. Нижня підсвіта складена пісковиками і алеровролітами, які вміщують тонкі прошарки темно-сірих аргілітів. Потужність підсвіти 170-200 м. Середня підсвіта товщиною 200-300 м складена пісковиками, алевролітами, аргілітами. Верхньодобротівська підсвіта (250-270 м) сформована в основному із тонкошаруватих темно-сірих і сірих вапнистих аргілітів. Зверху біля контакту із стебницькою світою появляються прошарки темно-коричневих глин [14].

Стебницька світа поширена як в межах Самбірсько-Рожнятівського покрову так і в Покутських складках. Вона обєднує строкату соленосно-глинисту товщу, складену рожевими, червоними, зеленими, сірими і темно-сірими невапнистими глинами і аргілітами з прошарками і лінзами пісковиків, алевролітів, туфів, гіпсів, калійної та камяної солей. В розрізі світи часто зустрічаються прошарки гравелітів і конгломератів. Потужність світи в межах регіону досліджень змінюється від 600 до 900 м. Фільтраційні показники відкладів світи дуже низькі, що зумовлено їх літологічним складом. Проте в товщах світи інколи зустрічаються малопотужні (до кількох метрів) горизонти високомінералізованих вод, приурочених до прошарків чи лінз пісковиків, гравелітів, конгломератів. Дебіти вод з них не перевищують перших кубічних метрів за добу. Такий горизонт пройдений свердловиною Ковалівка-Черешенька-13 в інтервалі 1549-1561 м. Відкрита пористість прошарку пісковика становить 4,1%, проникність 0,02·10^-3 мкм².

Балицька світа за літологічним складом подібна до стебницької. Це зелені, зеленувато-сірі, рідко червоно-бурі піскуваті вапнисті глини з прошарками сірих і зеленувато-сірих пісковиків і алевролітів. Потужність світи становить 100-200 м.

Олістостромова товща, що перекриває утворення балицької світи виповнена матриксом - голубувато-сірими м'якими глинами і різного розміру олістостромами сірих і червоних глин, пісковиків та аргілітів добрудзького типу. Вона містить крупні олістопаки (до декількох кілометрів) сильно тектонізованих перем'ятих брекчійованих порід стебницької світи [21]. На цю товщу насунені відклади стебницької світи Бориславсько-Покутської одиниці.

В загальному водонапірний суббасейн Самбірсько-Рожнятівської підзони Внутрішньої зони складений слабкопроникними глинисто-соленосними відкладами, серед яких спорадично зустрічаються малопотужні, невитримані по площі і розрізу горизонти високомінералізованих солянок. Водонасичені горизонти приурочені до пісковикових, гравелітових або конгломератових колекторів невеликої потужності із низькими ємнісно-фільтраційними показниками і невеликими дебітами.

Проте, в основному глинисто-соленосні товщі Самбірсько-Рожнятівського покрову, затиснуті між тектонічними структурами Зовнішньої зони та Покутськими складками, є бар'єром, який гідравлічно роз'єднує ці гідрогеологічні одиниці. Ці товщі служать також покришками для вуглеводневих покладів піднасуву Внутрішньої зони.

Гідрогеологічний масив Покутських складок.

У будові південно-східної частини Бориславсько-Покутського покрову (Покутських складок) беруть участь теригенні флішові відклади крейдового і палеогенового віку та нижні моласи раннього міоцену. Утворення фундаменту, ймовірно, складені протерозойськими, палеозойськими та мезозойськими (тріас, юра) відкладами і зустрічаються у вигляді уламків порід серед флішу та моласи [3].

Крейда та ранній палеоцен у Покутських складках представлені стрийською світою потужністю до 1000 м. Відклади світи відслонюються в ядрах антиклінальних складок і характеризуються типовим комплексом пісковиково-глинистого флішу, іноді з прошарками мергелів. Нижня частина світи сформована грубозернистими пісковиками з уламками іноцерамів, які перешаровуються з алевролітами. Вище поширена крупноритмічна товща середньозернистих пісковиків та аргілітів. Загальна пористість пісковиково-алевролітових порід не перевищує 5%, проникність - 0,1·10^-3 мкм² [22]. У свердловині Сергії-1 ці показники відповідно становлять 1,6-3,6% та 0,01·10^-3 мкм². На деяких ділянках пористість пісковикових верств світи зростає до 20%. Власне до цих горизонтів стрийської світи Покутських складок приурочені водоносні горизонти та нафтові поклади Космацького нафтопромислу.

Палеогенова система включає палеоценові, еоценові та олігоценові утворення, що характеризується суттєвими літолого-фаціальними відмінностями.

У нижній частині палеоцену залягає строкатобарвний яремчанський горизонт, який представлений тонкоритмічним глинистим флішем із прошарками аргілітів зеленувато-сірого і вишнево-червоного кольору.

Вище згідно залягають відклади ямненської світи палеоцену. Це масивні пісковики, світло-сірі з крупними зернами кварцу, товстошаруваті. Потужність світи змінюється від 10 до 80 м. Пористість пісковиків становить 23-29%, а проникність 0,3-0,7·10^-3 мкм². Розріз світи водоносний.

Еоцен у межах Покутських складок сформований манявською, вигодсько-пасічнянською і бистрицькою світами [14].

Манявська світа складена строкатим тонкоритмічним невапнистим пісковиково-глинистим флішем, в розрізі якого можна простежити верстви пісковиків і алевролітів товщиною 0,3-1 м. В її підошві залягає строкатий над'ямненський горизонт, товщиною 10-20 м, складений з тонких верств зелених і червоних аргілітів і алевролітів. В розрізі світи наявний горизонт кременистих алевролітів потужністю 50-55 м. Товщина пісковикових горизонтів змінюється від декількох до сто метрів, при повній потужності світи від 57 до 215 м. Пісковикові горизонти мають високі ємнісно-фільтраційні показники. Відкрита пористість становить 10-15%, проникність змінюється від 0,7 до 134·10^-3 мкм² [22]. Із цими верствами пов'язаний водоносний горизонт, дебіти вод з якого становлять перші метри кубічні за добу, на окремих площах вони сягають 250 м³/добу при самовиливі.

Вигодсько-пасічнянська (буковинська) світа, загальною потужністю 250 м сформована у підошві з шарів вигодських пісковиків і власне буковинських верств, товщиною до 130 м. Вигодські пісковики світло-сірі й сірі грубоверствуваті до брилових, в нижній частині розрізу з тонкими проверстками зеленувато-сірих аргілітів. Буковинські верстви складені брунатно-сірими до зеленуватих вапнистими пісковиками і алевролітами з проверстками зеленуватих мергелів. Пісковики займають 17-20% розрізу світи. Вигодська світа - найбільш водозбагачений горизонт Внутрішньої зони. ЇЇ водоносність пов'язана з пісковиковими горизонтами. Дебіти вод із вигодських пісковиків сягать 450 м³/добу при самовиливі [23].

В межах Покуття розріз бистрицької світи починається перешаруванням зелених та вишневих аргілітів потужністю не більше 35 м (надпасічнянський строкатий горизонт) [24]. У покрівлі залягає горизонт світло-сірих невапнистих аргілітів і глинистих мергелів (глобігерінові мергелі). В деяких місцях появляються пласти пісковиків, потужністю 25-30 м. Загальна потужність світи складає 150-300 м. Пісковики характеризуються неоднорідним ступенем зцементованості, інколи вони водозбагачені. Абсолютна пористість змінюється від 3,7 до 27%. Широке коливання проникності зумовлює різкі зміни початкових дебітів вод - від 1 до 300 м³/добу. Розріз бистрицької світи, в основному, відмічається літологічною стабільністю, що визначає її як надійний флюїдотрив, який забезпечує гідрогеологічну закритість відкладів еоцену вцілому.

Розріз палеогену увінчує товща бітумінозних чорносланцевих відкладів менілітової світи олігоцену та раннього міоцену, в складі якої виділяють нижньо-, середньо - та верхньоменілітову підсвіти. В основі нижньої підсвіти знаходиться нижній «роговиковий» (кременистий) горизонт і підроговикові верстви.

Підроговикові верстви в розрізі по рр. Рибниця, Пістинка представлені чорними листуватими сланцями, інколи з проверстками грубозернистих пісковиків потужністю до 1,5 м. Роговиковий горизонт складений світлими голубувато-сірими і білими окременілими мергелями і вапняками, потужністю 15-18 м. Потужність роговикових і підроговикових шарів сягає 30 м [14].

Верхня частина розрізу нижньоменілітової підсвіти сформована тонко- і середньоритмічним флішем: темно-сірими тонколистуватими аргілітами, що нерівномірно чергуються з проверстками бітумінозних пісковиків і алевролітів, інколи мергелів і сидеритів. Суттєвою складовою розрізу, особливо нижньої його частини, є пісковики, що утворюють окремі горизонти.

Горизонт клівських пісковиків нижньоменілітової підсвіти складений світло-сірими і зеленуватими, дрібно- й різнозернистими слабоущільненими бітумінозними пісковиками, що перешаровуються з тонкими проверстками сланцюватих чорних бітумінозних аргілітів. Пісковики місцями переходять у гравеліти і конгломерати з рінню філітів. Потужність горизонту клівських пісковиків у південних Покутських складках становить 120-140 м.

Потужність середньоменілітової (лоп'янецької) підсвіти у південних структурах Покутських складок сягає 120 м. Вона складена світло-сірими м'якими, вапнистими аргілітами з проверстками сірих пісковиків, жовтуватих доломітів; характерні також проверстки і лінзи чорних пісковикових алевролітів з включенням ріні екзотичних порід і уламків черепашок молюсок.

Верхньоменілітова підсвіта у південних складках представлена чорними аргілітами з проверстками туфів і кременистих порід. У північно-східних складках Покуття середньо- і верхньоменілітова підсвіти чітко не виділяються. Можливо, тут дуже скорочені їх потужності. Лоп'янецька підсвіта переходить також у чорні невапнякові сланці (аргіліти) [14]. Загальна потужність палеогенових відкладів в Покутських складках з південного заходу на північний схід зменшується від 1000-1200 до 400-350 м.

Загалом менілітова світа в Передкарпатському прогині найпродуктивніша по нафтогазоносності. У Покутських складках горизонт клівських пісковиків на законсервованому родовищі Космач нафтоносний.

Основні пастки флюїдів пов'язані з горизонтами пісковиків і алевролітів нижньоменілітової підсвіти. Вони представлені лінзами, за винятком витриманих горизонтів підкременевого і надкременевого (клівські пісковики) горизонтів. В цілому, для відкладів менілітової світи характерна літологічна невитриманість порід-колекторів, абсолютна пористість яких становить 1-22%. Разом з тим, вони відзначаються значною мікротріщинуватістю, що обумовило наявність тріщинно-порового типу колекторів, ізольованих потужними глинистими товщами поляницької, воротищенської і стебницької світ міоцену.

Як правило, свердловини, що розкрили у менілітових вікладах водоносні горизонти з надгідростатичними пластовими тисками, фонтанують пластовою водою з великими дебітами (більше 200 м³/добу). Проте дебіти швидко падають, що свідчить про обмежені розміри водовміщуючих резервуарів.

Води менілітових відкладів відрізняються від вод еоцену величинами мінералізації та сольовим складом, що дозволяє виділити в палеогені два гідрогеологічних комплекси, границею між якими є бистрицькі аргіліти верхнього еоцену [22].

У розрізі неогенових молас Передкарпаття виділяють регіояруси егерію і егенбургію (нижній міоцен), отнангію, карпатію і баденію (середній міоцен), а також сармату (верхній міоцен). При цьому, егерій охоплює відклади верхньоменілітової підсвіти, егенбургій - верхні верстви верхньоменілітової підсвіти і повні розрізи поляницької і воротищенської світ, отнангій - стебницької світи, карпатій - балицької світи, баден - богородчанської, тираської і косівської світ, сармат - дашавської світи.

Поляницька світа представлена флішоподібним чергуванням пісковиків, аргілітів, алевролітів і конгломератів. В нижній частині кількість і потужність верств пісковиків збільшується. Аргіліти складають 50-70% її товщі. Для аргілітів характерний зеленувато- і голубувато-сірий колір, верствуватість, вапнистість і інколи загіпсованість. Найпотужніші пачки конгломератів спостерігаються в нижній частині, вони складаються з ріні сірих і зеленувато-сірих філітів, темних кварцитів, темних і світлих вапняків. Поляницька світа в межах Внутрішньої зони слугує регіональним флюїдотривом.

Воротищенська світа глинисто-соленосних відкладів в межах досліджуваної території поділяється на дві підсвіти - нижньоворотищенську (вапнисту) і верхньоворотищенську (невапнисту).

Перша об'єднує товщу сірих вапнистих глин з тонкими прошарками слюдистих пісковиків, калійної і кам'яної солей, гіпсів і ангідритів. Фаціальним різновидом верхньої частини нижньоворотищенської світи є слобідські конгломерати. Вони складені уламками екзотичних порід - рінь, валуни зелених, темно-сірих і чорних філітів, різноманітних пісковиків. У верхній частині в великій кількості з'являються рінь і валуни білих вапняків і світло-жовтих доломітів. Потужність конгломератів сильно змінюється, як впоперек, так і вздовж прогину від декількох десятків до 1500 м [14].

Верхньоворотищенська підсвіта (часто в літературі виступає як добротівська літофація) сформована флішоїдними тонкошаруватими відкладами сірих глин, аргілітів, алевролітів і пісковиків, що чергуються між собою. Товщі відкладались у прибережних солонуватоводних умовинах. Потужність верхньоворотищенської підсвіти сягає 700 м.

Стебницька світа має широке розповсюдження у всій Внутрішній зоні. В районі Покутських складок відклади світи відслонюються по р. Прут, а також пройдені свердловинами. Як і в Самбірсько-Рожнятівському покрові утворення світи охарактеризовані соленосними глинами і аргілітами. Характерними компонентами для розрізу світи є гравеліти, пісковики, алевроліти, інколи конгломерати, представлені прошарками чи лінзами незначної потужності. Потужність стебницьких відкладів у відслоненнях по р. Прут складає 600-700 м. Пористість глин стебницької світи розкритих свердловиною Берегомет-1 в інтервалі 3105-4170 м, становить 29%, проте ці глини майже непроникні для флюїдів, причиною чого є структурно-текстурна будова мінеральних агрегатів більшості типів глин. Відклади стебницької світи увінчують розріз Покутських складок.

Слід зауважити, що літологічні особливості та колекторські властивості крейдового-палеогенових флішових порід дають лише приблизне уявлення про їх ємнісно-фільтраційні властивості внаслідок надзвичайно складної геологічної будови та вторинних змін - тектонічних тріщин різного розміру та орієнтації. Саме тріщинуватістю зумовлені, головним чином, фільтраційні властивості флішу в масивах. Системи тріщин, що дренують флішові масиви, перетинають водоносні горизонти і водотривкі породи, зумовлюючи гідродинамічний зв'язок між водоносними резервуарами всередині водоносного комплексу, інколи і між комплексами.

На колекторські властивості порід значний вплив мають процеси тектоногенези. Поряд з ділянками тектонічних порушень значного розвитку набуває тріщинуватість, яка призводить, як правило, до покращення (відкриті тріщини) колекторських властивостей порід. В локальних структурах проявляються певні закономірності зміни колекторських властивостей порід по площі: фізичні параметри погіршуються від ядра складки до її крил [22].

Характерною особливістю водоносних комплексів Бориславсько-Покутського покрову Внутрішньої зони є відмінність гідродинамічних характеристик суміжних блоків впоперек простягання складчастих структур, відсутність далекої латеральної міграції флюїдів. Беручи до уваги ці гідрогеологічні ознаки водоносний резервуар Покутських складок Внутрішньої зони Передкарпатського прогину охарактеризований як гідрогеологічний масив.

Підземні води Лопушнянського нафтового родовища поширені у породах-колекторах верхньоюрського, крейдового та палеогенового віку. Для встановлення геохімічних особливостей підземних вод Лопушнянського родовища проведено їх порівняння із водами відповідних водоносних горизонтів водонапірного суббасейну південно-східної частини Зовнішньої зони.

Мінералізація вод зростає у південно-західному напрямку із збільшенням глибини залягання водоносного горизонту. Із збільшенням мінералізації у водах зростають абсолютні вмісти іонів натрію та хлору, значно менше кальцію, магнію, гідрокарбонатного та сульфатного іонів. З цим також пов'язане збільшення вмісту мікроелементів: брому від 10,8 до 63,9 мг/л, йоду від 3,6 до 16,9 мг/л та амонію від 12 до 105 мг/л (додаток А.1).

Води не метаморфізовані (натрій-хлорний коефіцієнт становить 0,91-0,95, кальцій-магнієвий змінюється від 1,6 до 2,7). Значення сульфатного коефіцієнту зі збільшенням мінералізації зменшується від 26,6 до 10,4.

глибинах 4200-5600 м і представлений виключно водами та солянками хлориднокальцієвоготипу, хлоридного кальцій-натрієвого, зрідка - магній-кальцій-натрієвого складу. Незначна кількість відносно слабкомінералізованих вод (20-83 г./л, св. Лопушна-4) знаходять своє поширення на межі водонафтового контакту верхньоюрського покладу. Їх генезу пов'язують із змішуванням прісних чи слабкомінералізованих конденсаційно-солюційних вод, що конденсувались із нафти при її заповненні пасток, із водами водовмісних колекторів [25].

У порівнянні зі Сторожинецьким та Косівським блоками юрські води цього блоку значно збіднені сульфат-іоном, абсолютний вміст якого рідко перевищує 1,7 г/л. Вміст гідрокарбонат-іону становить 0,3-4,5 г/л. Високих значень мінералізація набуває, головним чином, за рахунок іонів натрію та хлору, абсолютні вмісти яких сягають відповідно 100 та 190 г./л.

Кількості брому, йоду та амонію зростають, в основному, із збільшенням мінералізації відповідно від 8 до 656 мг/л, від 0 до126 мг/л та від 10 до 600 мг/л.

Разом з тим солянки юрського водоносного горизонту в межах піднасуву Внутрішньої зони характеризуються високими концентраціями мікроелементів - калію, літію, рубідію, цезію та стронцію (додаток А.2), значення яких перевищують їх вміст у воді сучасних океанів [26] у десятки-сотні, а деяких і в тисячу разів. При цьому вмісти мікроелементів зростають пропорційно збільшенню мінералізації вод (калій 1115-9900 мг/л, літій 2,3-134 мг/л, рубідій 0,6-23 мг/л, цезій 0,2-5,2 мг/л, стронцій 27-1200 мг/л). Вміст діоксиду кремнію у пластових водах юрського водоносного горизонту

площі Лопушна змінюється від 0 до 29,9 мг/л, причому найвищі значення характерні для свердловини Лопушна-4, в якій мінералізація вод не перевищує 83 г./л. Бор у більшості проб відсутній, але інколи набуває значень 80-499 мг/л.

Коефіцієнт метаморфізації вод змінюється від 0,62 до 0,93, у переважній більшості проб рідко перевищує 0,83. Хлор-бромне відношення, головним чином, змінюється від 600 до 2000, в окремих випадках сягаючи 7000.

Значення хлор-бромного коефіцієнта, яке значно перевищує 292 (значення в океанічній воді), сягаючи 1000 і більше, свідчить про вилуговування соленосних хлоридних відкладів інфільтраційними водами [27, 28].