Бароосмос як процес самочинного концентрування підземних вод
Запропоновано методику бароосмотичного аналізу гідрогеологічних даних, за якою визначають величини бароосмотичного напору H₂O в пластових (порових) водах і ступінь їхнього відхилення від стану бароосмотичної рівноваги на декількох водоносних горизонтах. Результати аналізу для 4-х свердловин...
Збережено в:
| Дата: | 2009 |
|---|---|
| Автор: | |
| Формат: | Стаття |
| Мова: | Ukrainian |
| Опубліковано: |
Інститут геології і геохімії горючих копалин НАН України
2009
|
| Назва видання: | Геологія і геохімія горючих копалин |
| Теми: | |
| Онлайн доступ: | http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/58977 |
| Теги: |
Додати тег
Немає тегів, Будьте першим, хто поставить тег для цього запису!
|
| Назва журналу: | Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| Цитувати: | Бароосмос як процес самочинного концентрування підземних вод / С. Кушнір // Геологія і геохімія горючих копалин. — 2009. — № 3-4 (148-149). — С. 70-80. — Бібліогр.: 13 назв. — укр. |
Репозитарії
Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine| id |
irk-123456789-58977 |
|---|---|
| record_format |
dspace |
| spelling |
irk-123456789-589772014-04-05T03:01:30Z Бароосмос як процес самочинного концентрування підземних вод Кушнір, С. Геохімія Запропоновано методику бароосмотичного аналізу гідрогеологічних даних, за якою визначають величини бароосмотичного напору H₂O в пластових (порових) водах і ступінь їхнього відхилення від стану бароосмотичної рівноваги на декількох водоносних горизонтах. Результати аналізу для 4-х свердловин із різних регіонів підтвердили існування вертикальних бароосмотичних потоків у глинистих товщах усіх розрізів і дозволили визначити їхні напрямки та виявити зони впливу особливих локальних гідрогеологічних процесів. Показано, що осмотична проникність різних глинистих товщ на глибинах до 700 м приблизно однакова. Розглянуто можливі геохімічні наслідки бароосмосу у відкритих та ізольованих гідрогеологічних структурах. The special features of baroosmose in open and isolated hydrogeological structure were considered. It was shown that in close systems baroosmose can cause both the rise of over-hydrostatic pressures and the transformation of structures into oil- and gas-reservoir rocks. 2009 Article Бароосмос як процес самочинного концентрування підземних вод / С. Кушнір // Геологія і геохімія горючих копалин. — 2009. — № 3-4 (148-149). — С. 70-80. — Бібліогр.: 13 назв. — укр. 0869-0774 http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/58977 550.41:556.32 uk Геологія і геохімія горючих копалин Інститут геології і геохімії горючих копалин НАН України |
| institution |
Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| collection |
DSpace DC |
| language |
Ukrainian |
| topic |
Геохімія Геохімія |
| spellingShingle |
Геохімія Геохімія Кушнір, С. Бароосмос як процес самочинного концентрування підземних вод Геологія і геохімія горючих копалин |
| description |
Запропоновано методику бароосмотичного аналізу гідрогеологічних даних, за
якою визначають величини бароосмотичного напору H₂O в пластових (порових)
водах і ступінь їхнього відхилення від стану бароосмотичної рівноваги на декількох
водоносних горизонтах. Результати аналізу для 4-х свердловин із різних регіонів
підтвердили існування вертикальних бароосмотичних потоків у глинистих товщах
усіх розрізів і дозволили визначити їхні напрямки та виявити зони впливу особливих локальних гідрогеологічних процесів. Показано, що осмотична проникність різних глинистих товщ на глибинах до 700 м приблизно однакова. Розглянуто можливі
геохімічні наслідки бароосмосу у відкритих та ізольованих гідрогеологічних структурах. |
| format |
Article |
| author |
Кушнір, С. |
| author_facet |
Кушнір, С. |
| author_sort |
Кушнір, С. |
| title |
Бароосмос як процес самочинного концентрування підземних вод |
| title_short |
Бароосмос як процес самочинного концентрування підземних вод |
| title_full |
Бароосмос як процес самочинного концентрування підземних вод |
| title_fullStr |
Бароосмос як процес самочинного концентрування підземних вод |
| title_full_unstemmed |
Бароосмос як процес самочинного концентрування підземних вод |
| title_sort |
бароосмос як процес самочинного концентрування підземних вод |
| publisher |
Інститут геології і геохімії горючих копалин НАН України |
| publishDate |
2009 |
| topic_facet |
Геохімія |
| url |
http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/58977 |
| citation_txt |
Бароосмос як процес самочинного концентрування підземних вод / С. Кушнір // Геологія і геохімія горючих копалин. — 2009. — № 3-4 (148-149). — С. 70-80. — Бібліогр.: 13 назв. — укр. |
| series |
Геологія і геохімія горючих копалин |
| work_keys_str_mv |
AT kušnírs baroosmosâkprocessamočinnogokoncentruvannâpídzemnihvod |
| first_indexed |
2025-07-05T10:10:02Z |
| last_indexed |
2025-07-05T10:10:02Z |
| _version_ |
1836801278184783872 |
| fulltext |
© Святослав Кушнір, 2009
ISSN 0869-0774. Геологія і геохімія горючих копалин. 2009. № 3–4 (148–149)
Геохімія
УДК 550.41:556.32
Святослав КУШНІР
БАРООСМОС ЯК ПРОЦЕС
САМОЧИННОГО КОНЦЕНТРУВАННЯ ПІДЗЕМНИХ ВОД
Інститут геології і геохімії горючих копалин НАН України, Львів,
e-mail: igggk@mail.lviv.ua
Запропоновано методику бароосмотичного аналізу гідрогеологічних даних, за
якою визначають величини бароосмотичного напору Н2О в пластових (порових)
водах і ступінь їхнього відхилення від стану бароосмотичної рівноваги на декількох
водоносних горизонтах. Результати аналізу для 4-х свердловин із різних регіонів
підтвердили існування вертикальних бароосмотичних потоків у глинистих товщах
усіх розрізів і дозволили визначити їхні напрямки та виявити зони впливу особли-
вих локальних гідрогеологічних процесів. Показано, що осмотична проникність різ-
них глинистих товщ на глибинах до 700 м приблизно однакова. Розглянуто можливі
геохімічні наслідки бароосмосу у відкритих та ізольованих гідрогеологічних струк-
турах.
Ключові слова: підземні води, самочинне концентрування, бароосмос, бароосмо-
тичний аналіз.
У глибинному концентруванні вод артезіанських басейнів можуть брати
участь різні процеси дифузійної природи, але на глибинах до 1000–1500 м
головну роль серед них повинен відігравати бароосмос через глинисті товщі
під впливом градієнта “осмотичного напору” у пластових водах (Кушнір,
2008). Результатом бароосмосу в спокійних тектонічних умовах є повільне
формування певної вертикальної гідрогеохімічної зональності (ВГХЗ) під-
земних вод, яку можуть деформувати лише локальні гідрогеологічні проце-
си (дифузія солей із соленосних відкладів, просочування поверхневих вод
розломами, проникнення гідротермальних вод у зонах активного вулканіз-
му і т. ін.). Ми розглянемо прояви бароосмотичного концентрування підзем-
них вод на прикладах окремих гідрогеохімічних розрізів у різних геологічних
структурах.
“Осмотичний напір” води (Ро. н) – це специфічний тиск, який діє на моле-
кули Н2О в розчинах і за наявності напівпроникної перегородки змушує їх
рухатися або з розчину, або в розчин з навколишнього середовища. Величи-
на “напору” у пластових водах вимірюється різницею між гідростатичним і
осмотичним тиском у конкретній воді: Ро. н = Ргідр – Росм. Залежно від цього
отримаємо:
70
а) Ро. н = 0 – молекули Н2О не зазнають напору, концентрація розчину з
часом не змінюється, виникла бароосмотична рівновага;
б) Ро. н > 0 – молекули води виштовхуються з розчину, він концентруєть-
ся і Росм збільшується;
в) Ро. н < 0 – молекули води “всмоктуються” з навколишнього середовища,
концентрація розчину і Росм зменшуються.
Отже, у всіх випадках, коли Ро. н ≠ 0, концентрація розчинів у пластових
умовах мусить змінюватися самочинно доти, поки їхній осмотичний тиск не
зрівняється з гідростатичним і не настане бароосмотична рівновага. Тому,
опускаючись у глибини Землі, артезіанські води повинні змінювати концен-
трацію так, щоб їхній Росм був якомога ближчим до Ргідр у цьому водоносному
горизонті. Але для реалізації цієї властивості підземних вод необхідно, щоб
вони знаходилися в тонкопористому осаді або були відокремлені від сусідніх
водоносних горизонтів пластами таких осадів (наприклад, глин), які за малої
пористості мають властивості напівпроникних мембран. Оскільки глинисті
мембрани не здатні повністю затримувати солі, осмотичний потік Н2О через
глинисті товщі завжди несе з собою певну частку найбільш рухливих іонів
розчину (Hanshau, Coplen, 1973).
Якщо два водоносні горизонти (І і II) містять води з різними осмотични-
ми напорами, градієнт цього напору в глинистому водотриві, який їх розділяє,
буде таким:
∆Ро. н = Ро. н (І) – Ро. н (II) = [Ргідр (І) – Ргідр (II)] + [Росм (ІІ) – Росм (І)].
Отже, фактичний тиск, що діє на молекули Н2О в розчині І, складається
з суми градієнта гідростатичного тиску і оберненого градієнта осмотичного
тиску. Якщо Росм (ІІ) < Росм (І), осмотична складова напору стає від’ємною
величиною і градієнт ∆Ро. н зменшується. Тому із розведенням розчину ІІ за
перегородкою швидкість бароосмосу повинна зменшуватися і найменшою
буде за умови, що розчин ІІ – чиста вода.
Для практичних досліджень ми розшукали серед літературних даних
4 свердловини з достатньо повними гідрогеохімічними характеристиками
відповідних розрізів, які мають чітко виражені зони ВГХЗ (рис. 1–4). Щоб
з’ясувати стан пластових (або порових) вод у цих зонах, проведемо їхній ба-
роосмотичний аналіз (БОА), що ґрунтується на таких припущеннях:
1. Осмотичний тиск в усіх пластових водах за М < 100 г/л можна оці-
нювати за величиною їхньої мінералізації за графіком для розчинів морської
солі (Кушнір, 2008; рис. 2), приймаючи, що відсоткова концентрація С (%) ~
0,1 М.
2. Середня температура пластових вод до глибини 1000 м становить 25 ºС.
3. Гідростатичний тиск у пластових водах залежить тільки від глибини
їхнього залягання і змінюється за градієнтом 1 МПа на 100 м.
4. Усі глинисті товщі мають більш-менш виражені властивості напівпро-
никних мембран.
Для кожного розрізу на кривій мінералізації в зонах ВГХЗ обиратимемо
декілька вузлових точок і визначатимемо для них осмотичний напір води та
ступінь відхилення від стану бароосмотичної рівноваги: αосм = · 100 %.
Очевидно, що поява бароосмотичного потоку молекул Н2О в розрізі наближає
гідр
но.
P
P
71
Рис. 1. Зміна хімічного складу підземних вод (С, г/л) за даними глибокої св. Чкалово
(Бабинец, 1961, с. 309):
1 – мінералізація; 2 – Cl-; 3 – Na+ + K+; 4 – Ca2+ + Mg2+; 5 – SO4
2- + HCO3
-.
Рис. 2. Зміна хімічного складу підземних вод (С, г/л) за даними глибокої св. Олек-
сандрівка (Бабинец, 1961, с. 309). Умов. позначення див. рис. 1.
Рис. 3. Літолого-гідрохімічний розріз св. 4-К Давидівської площі
(Кудельский и др., 1971):
1 – пісок; 2 – пісковик; 3 – глинисті відклади; 4 – вапняк. Характеристика порових розчинів:
5 – мінералізація; концентрація: 6 – SO4
2-; 7 – Cl-; 8 – HCO3
-.
72
пластові води різних горизонтів до стану бароосмотичної рівноваги, але
швидкість цього наближення буде найбільшою на початку цього потоку, біля
джерела, з якого дифундують молекули Н2О. Тому величина αосм у напрямку
потоку повинна зростати.* При цьому стан із αосм = 0 (за Ро. н = 0) у певному
водоносному горизонті зовсім не означає, що осмотичний потік по розрізу
припинився; він може зупинитися лише тоді, коли всі водоносні горизонти
досягнуть бароосмотичної рівноваги.
На рис. 1, 2 зображені гідрохімічні розрізи двох глибоких свердловин на
території Присиваського артезіанського басейну. Уся осадова товща (св. Чка-
лово) складається з пластів глин і пісковиків (див. рис. 1). Енергійне концент-
рування пластових вод спостерігається з глибини 400 м (точка А, М – 7 г/л,
25 ºС), розвивається з постійною швидкістю (~ 23 г/л на 100 м) до глибини
700 м (точка Б, М – 81 г/л; 34 ºС), а далі дещо сповільнюється. Знаходимо
параметри пластових вод у вузлових точках:
Точка А: Ргідр ~ 4 МПа; С = 0,7 %; Росм ~ 0,5 МПа;
Ро. н = 4 – 0,5 = 3,5 МПа; αосм = 3,5/4 · 100 = 88 %.
Точка Б: Ргідр ~ 7 МПа; С = 8,1 %; Росм ~ 6,5 МПа;
Ро. н = 7 – 6,5 = 0,5 МПа; αосм = 7 %.
Одержані результати дозволяють стверджувати, що осмотичний потік
води рухається тут знизу догори, причому в точці Б вода вже близька до
стану бароосмотичної рівноваги.
Рис. 4. Мінералізація (1) і вміст хло-
ру (2) у порових водах четвертинних
і пліоценових відкладів (св. 8 і 4) Пів-
денного Каспію (Пушкина, 1965).
Відклади: а – четвертинні; б – верхній
апшерон; в – середній апшерон; г – ниж-
ній апшерон; д – акчагил; е – продуктивна
товща.
*Судити про напрямок бароосмотичного потоку Н2О за величинами ∆Ро. н поки що не
можна, оскільки Ро. н і Ргідр визначаються з великою похибкою; у величині αосм ці похибки знач-
но компенсуються.
73
Розріз св. Олександрівка з глибини 400 м складають значно потужніші
пласти глин і мергелів (див. рис. 2). Помітне концентрування підземних вод
починається на глибині 580 м (точка А, М – 5 г/л), але постійний високий
ріст мінералізації (11 г/л на 100 м) встановлюється лише із 700 м (точка Б, М
– 9 г/л) і залишається таким до кінця розрізу при 1050 м (точка В, М – 46 г/л).
Температури невідомі, але, судячи з геотермічного профілю Присиваського
басейну (Бабинец, 1961, с. 155), навіть внизу свердловини вони не переви-
щують 38 ºС. Отже, геотермічний градієнт явно менший, і це може пояснити,
чому значне концентрування починається тут на більших глибинах і прохо-
дить удвічі повільніше, ніж у розрізі св. Чкалово (див. рис. 1). Параметри вод
у вузлових точках св. Олександрівка:
Точка А: Ргідр ~ 5,8 МПа; С = 0,5 %; Росм ~ 0,3 МПа;
Ро. н = 5,8 – 0,3 = 5,5 МПа; αосм = 95 %.
Точка Б: Ргідр ~ 7 МПа; С = 0,9 %; Росм ~ 0,6 МПа;
Ро. н = 7 – 0,6 = 6,4 МПа; αосм = 91 %.
Точка В: Ргідр ~ 10,5 МПа; С = 4,6 %; Росм ~ 3,5 МПа;
Ро. н = 10,5 – 3,5 = 7 МПа; αосм = 67 %.
Як бачимо, в усіх точках існують високі осмотичні напори води (але
низькі їхні градієнти), а ступінь відхилення вод від стану бароосмотичної
рівноваги з глибиною явно зменшується. Це узгоджується з напрямком осмо-
тичного потоку знизу догори, але з набагато меншою швидкістю, ніж у водах
розрізу св. Чкалово (див. рис. 1).
На рис. 3 зображено літолого-гідрохімічний розріз Давидівської площі
(св. 4-К) із північної частини Прип’ятського нафтогазоносного басейну. На
кривій мінералізації виділяються два невеликі максимуми – точки А (220 м,
М – 23 г/л) та Б (440 м, М – 25 г/л), після яких починається крутий, майже
прямовисний підйом (~ 42 г/л на 100 м) через глинисту товщу до точки В
(640 м, М – 100 г/л). Характеристики вод у вузлових точках такі:
Точка А: Ргідр ~ 2,2 МПа; С = 2,3 %; Росм ~ 1,6 МПа;
Ро. н = 2,2 – 1,6 = 0,6 МПа; αосм = 27 %.
Точка Б: Ргідр ~ 4,4 МПа; С = 2,5 %; Росм ~ 1,8 МПа;
Ро. н = 4,4 – 1,8 = 2,6 МПа; αосм = 59 %.
Точка В: Ргідр ~ 6,4 МПа; С = 10 %; Росм ~ 8,5 МПа;
Ро. н = 6,4 – 8,5 = –2,0 МПа; αосм = –31 %.
У розрізі всі води досить близькі до стану бароосмотичної рівноваги,
але в точці В несподівано з’явився негативний осмотичний напір. Припус-
тимо, що це пов’язано із впливом вищої ніж 25 ºС температури на цій глиби-
ні. Проте перерахунок осмотичних тисків для t = 60 ºС показав майже таку
саму картину відхилень від бароосмотичної рівноваги:
Точка А
Росм ~ 1,7 МПа,
Ро. н = 0,5 МПа,
αосм = 23 %;
Точка Б
Росм ~ 2,0 МПа,
Ро. н = 2,4 МПа,
αосм = 55 %;
Точка В
Росм ~ 9,5 МПа,
Ро. н = –3,0 МПа,
αосм = –45 %.
Із цього доходимо висновків:
– результати бароосмотичного аналізу мало залежать від вибору серед-
ньої температури для конкретного гідрогеологічного розрізу;
74
– аномально високий осмотичний тиск вод у точці В можна пояснити
лише локальним підтоком глибинних розсолів у вапнякові товщі.
Параметри точок А і Б засвідчують, що в цьому випадку осмотичний
потік Н2О спрямований згори донизу, тобто, тут відбувається розсолонення
пластових вод по розрізу, що, судячи з величин αосм, тривало вже дуже довго.
Причиною такого руху слід вважати стан вод у точці В, де виник своєрідний
“вакуум” для молекул Н2О.
Рис. 4 характеризує порові води четвертинних і верхньопліоценових
відкладів Південного Каспію. Концентрування вод у четвертинних глинис-
тих відкладах в обох свердловинах спостерігається вже з перших замірів на
глибині приблизно 20 м із швидкістю ~ 20 г/л на 100 м. Але з глибини ~ 75 м
концентрування сповільнюється, щоб із 250 м (точка А, М – 44 г/л) знову
розвинутися до попередньої швидкості. На глибині 630 м води досягають
максимальної солоності (точка Б, М – 136 г/л), після чого вона швидко змен-
шується до ~ 64 г/л на глибині 970 м (точка В). Отже, маємо приклад зміни
характеру вертикальної гідрогеохімічної зональності від прямої до оберне-
ної. Розглянемо характеристики вод у виділених вузлових точках:
Точка А: Ргідр ~ 2,5 МПа; С = 4,4 %; Росм ~ 3,4 МПа;
Ро. н = 2,5 – 3,4 = –0,9 МПа; αосм = –36 %.
Точка Б: Ргідр ~ 6,3 МПа; С = 13,6 %; Росм ~ 11,8 МПа;
Ро. н = 6,3 – 11,8 = –5,5 МПа; αосм = –87 %.
Точка В: Ргідр ~ 9,7 МПа; С = 6,4 %; Росм ~ 3,6 МПа;
Ро. н = 9,7 – 3,6 = 6,1 МПа; αосм = 63 %.
Негативний осмотичний напір вод у точках А і Б можна вважати ознакою
того, що відповідні водоносні відклади піднялися відносно недавно на знач-
ну висоту (або відповідно знизився рівень води в Каспійському морі) і тепер
відбувається розсолонення порових вод бароосмотичним потоком води згори
донизу (α у точці А ближче до нуля, ніж у точці Б). Але в точці В уже бачимо
позитивний напір, через який порові води віддають частину Н2О догори роз-
різом, прискорюючи тим самим наближення вод точки Б до бароосмотичної
рівноваги. Проте цей висновок буде правильним лише тоді, коли пластовий
тиск у водах зони точки Б дорівнюватиме гідростатичному. Насправді він,
мабуть, значно більший, оскільки в нижче розташованому продуктивному
горизонті (зона “е”), за З. В. Пушкіною (Пушкина, 1965), пластові тиски на
6–7 МПа перевищують Ргідр (зона АВПТ). Тому, до прикладу, якщо в зоні Б
подібне збільшення досягне 5,5 МПа, виникне бароосмотична рівновага
(Рпласт = Росм) і бароосмотичний потік Н2О до зони Б припиниться. Отже, за-
фіксований на рис. 4 концентраційний профіль А–Б цілком може бути карти-
ною, “замороженою” з часу виникнення цього АВПТ.
Подібної неоднозначності немає в інтерпретації кривих росту мінералі-
зації в обох свердловинах на глибинах 20–75 м. Тут явно відбувається інтен-
сивне розсолонення порових вод осмотичним потоком молекул Н2О із вод
Каспійського моря, яке має М – 13,1 г/л і, за нашими обчисленнями, Росм =
0,95 МПа. При цьому об’єктом розсолонення є порові води з мінералізацією
35–40 г/л, сформовані в минулому разом з ранньочетвертинними осадами.
Усе це засвідчує, що в нафтогазоносних провінціях, де поширені води з
АВПТ, застосовувати бароосмотичний аналіз потрібно дуже обережно.
75
Зазначимо, що концентрація вод на відрізку А–Б (див. рис. 4) надзвичай-
но мінлива: мінералізація вод сусідніх проб може відрізнятися на 5–10 г/л у
більший чи менший бік. З. В. Пушкіна (Пушкина, 1965) вважає, що це пов’-
язано із шаруватістю осадів і появою фільтраційного ефекту. Але експери-
ментальні дані (Пушкина, 1965) засвідчують, що стрибкоподібна зміна кон-
центрації в цьому розрізі спостерігається лише для Н2О, Cl- і Na+; вміст Са2+
і Mg2+ в інтервалі А–Б зростає значно повільніше, ніж Na+, і без стрибків. Це
узгоджується з нашим висновком про розсолонення розрізу осмотичним по-
током Н2О, що несе із собою певну частку найбільш рухливих іонів Cl- і Na+,
через пласти тонкопористих осадів (порід) з різними адсорбційними і ос-
мотичними характеристиками, у яких колись була сформована нормальна
структура вертикальної гідрогеохімічної зональності. Зміна напрямку осмо-
тичного потоку зумовила перетворення первинного плавного профілю кон-
центрації порових вод у зубчастий, де вищі концентрації належать високо-
пористим пластам.
На рис. 1–3 подібної мінливості не було видно, мабуть, через дуже малу
кількість аналізів. Водночас загальний характер збільшення мінералізації
вод з глибиною в глинистих товщах на всіх рисунках однотипний – вона зро-
стає, зазвичай, за лінійним законом, особливо на глибинах понад 400 м. Це
дозволяє припускати, що в глинистих водотривах завжди встановлюються
певні стаціонарні бароосмотичні потоки, швидкість яких визначається граді-
єнтами осмотичного напору води. Для перевірки цього припущення ми зі-
ставили швидкості концентрування вод (V) (див. рис. 1–4) з градієнтами ос-
мотичного напору води (∆Ро. н на 100 м) для відповідних глибин (табл. 1). Як
бачимо, динаміка росту мінералізації вод дійсно залежить від ∆Ро. н, навіть
при розсолоненні розрізу (див. рис. 3, 4). При цьому пропорційність V і ∆Ро. н
порушується лише в тому випадку, коли глибина залягання глинистих товщ
перевищує 700 м і їхня осмотична проникність значно зменшується через
сильніше пресування (див. рис. 2). Виявлена залежність між V і ∆Ро. н є пря-
мим доказом реальності вертикальних бароосмотичних потоків у розгляну-
тих розрізах і засвідчує, що осмотична проникність різних глинистих товщ
на глибинах до 700 м приблизно однакова.
Зіставимо результати БОА розрізів (див. рис. 4) з літогенетичною зона-
льністю, виявленою на св. Аляти-море в тому самому регіоні (табл. 2). Баро-
осмотичні процеси, що розвиваються тут на глибинах 20–75 м та 250–630 м,
мусять відбуватися в слабко- і середньоущільнених осадах, де вільна вода
вже відсутня. Отже, в осмотичному масопереносі молекул Н2О бере участь
практично лише осмотично зв’язана вода (вода дифузної частини подвійно-
Свердловина, інтервал Глибина, м
Швидкість
концентрування (V),
г/л на 100 м
Градієнт осмотичного
напору води,
∆Ро. н на 100 м
св. Чкалово, А–Б
св. Олександрівка, Б–В
св. 4-К, Б–В
св. 8 і 4, А–Б
400–700
700–1050
440–640
250–630
23
11
42
20
1,0
0,17
2,3
1,2
Т а б л и ц я 1. Динаміка концентрування підземних вод у зв’язку з осмотичним
напором води
76
го електричного шару біля поверхні глинистих часток), що відрізняється від-
носно високою рухливістю. Сильно адсорбована гігроскопічна волога, ма-
буть, не бере участі в низькотемпературних осмотичних процесах.
Розглянемо тепер деякі відомі гідрогеохімічні факти, які, на нашу думку,
мають пряме відношення до бароосмосу:
1. Вивчаючи порові води молодих і давніх морських осадів, В. Колодій
(Колодий, 1976) виявив характерну картину залежностей (рис. 5). Як бачимо,
осади з пористістю вище ніж 40 % містять води з мінералізацією приблизно
35 г/л, що відповідає концентрації солей у морській воді. За меншої порис-
тості концентрація порових вод зростає і в деяких випадках навіть переви-
щує 100 г/л. Автор вважає, що тут проявляється специфічний фільтраційний
ефект, який затримує солі в осаді при його ущільненні. На нашу думку, ця
картина прямо вказує на бароосмотичне концентрування вод морської гене-
зи, що, за нашими розрахунками, може починатися лише на глибинах понад
250 м, де Ргідр > 2,5 МПа, і, згідно з Гедбару, глинисті осади в пластових умо-
Зона І ІІ ІІІ IV
Глибина, м 0–9 9–90 90–600 600–1200
Зміна пористості, % 66→43 43→38 38→35 35→21
Зміна вологості, % 76→26 26→21 21→17 17→8
Стан вологи внизу
відповідної зони
Переважає
вільна вода
Вільна вода
відсутня
Осмотично
зв’язана вода*
Гігроскопічно
зв’язана вода
Т а б л и ц я 2. Літогенетична зональність глинистих осадів св. Аляти-море
(Филатов, 1976, с. 157)
*Наша оцінка.
Рис. 5. Залежність мінералізації мулових і порових розчинів від природної вологості
(Wп) і пористості (n) зразків (Колодий, 1976).
Осади: 1 – Середземного моря і Мексиканської затоки; 2 – Атлантичного океану; 3 – Тихого
океану; 4, 5 – Каспійського моря; 6 – Дніпровсько-Донецької западини; 7 – Криму.
77
вах ущільнюються саме до пористості близько 40 % (Филатов, 1976, с. 156).
Цей висновок можна перевірити за фактичними глибинами відбору відпо-
відних проб.
2. Існують артезіанські басейни зі сповільненим водообміном, які не
мають видимої зони розвантаження вод (Климентов, Богданов, 1977, с. 25).
Щоб пояснити повільний рух пластових вод у глибину, гідрогеологи ще
донедавна дотримувалися сумнівної концепції “розсіяного розвантаження”
через водотривкі глинисті товщі. Штучність такого пояснення зникає, якщо
визнати, що це розвантаження здійснюється природним способом за меха-
нізмом бароосмосу, який виводить із глибинних вод значну частину майже
чистої води. Це зменшує об’єми пластових вод, забезпечує їхнє концент-
рування і одночасно приводить до руху верхніх вод пластом. Отже, від ідеї
про “розсіяне розвантаження” відмовлятися не варто.
3. Непрямим доказом існування осмотичних потоків Н2О догори роз-
різами навіть у нафтоносних басейнах можуть слугувати й дані про характер
розподілу ізотопу О18 у нафтових водах різної мінералізації на нафтових ро-
довищах США, пов’язаних з морськими відкладами (Дегенс, 1967, рис. 44).
На діаграмі М – δО18 фігуративні точки розташовуються не на прямих лініях
(це ознака простого змішування різних вод), а на плавних кривих, опуклість
яких спрямована в бік меншої мінералізації. Це можна пояснити лише ди-
фузійним потоком глибинних молекул Н2О
18 догори розрізом (а з ними і зви-
чайних молекул Н2О
16), а цей потік у глинистих товщах мусить мати осмо-
тичну природу.
4. Бароосмотичні потоки Н2О можуть впливати і на метаморфізацію під-
земних вод, яка, зазвичай, здійснюється шляхом різних діагенетичних про-
цесів хімічної природи (Дегенс, 1967). Якщо осмотичний потік спрямований
догори розрізом, разом з ним піднімається й частина найбільш рухливих
іонів розчину (Cl- і Na+). Тому частка NaCl у загальній мінералізації глибин-
них вод повинна зменшуватися і розсоли нижніх водоносних горизонтів
будуть поступово змінювати склад із Na-Ca(Mg)-Cl на Ca(Mg)-Na-Cl, а це
спостерігається дуже часто (Бабинец, 1961; Филатов, 1976; Крайнов, Швец,
1992; Кирюхин и др., 1989). Якщо ж осмотичний потік спрямований донизу,
частка NaCl у розчинених солях нижніх горизонтів повинна зростати. Не
виключено, що ці відмінності можна буде використати як геохімічні показ-
ники руху осмотичних потоків у конкретних розрізах.
Незвичні ефекти може викликати бароосмос в ізольованих водоносних
системах, що не мають гідравлічного зв’язку з водами артезіанських басей-
нів. Якщо осмотичний потік спрямований у таку систему, у ній неминуче
буде зростати внутрішній тиск, поки не досягне рівня Росм у цих водах. Такі
тиски можуть бути дуже високими: для 20-процентного розчину морських
солей, наприклад, за t = 40 ºС, Росм = 24 МПа (Хорн, 1972, c. 395), що на гли-
бині 1000 м більш ніж удвічі перевищує Ргідр. Отже, до низки відомих при-
чин появи надгідростатичних тисків у підземних водах можна додати ще
одну – осмотичне розсолонення міцних розсолів. Коли ж бароосмотичний
потік спрямований за межі ізольованої системи, пластовий тиск у ній мусить
зменшуватися; утворюється локальна депресія, у яку можуть втягуватися
рідкі і газоподібні продукти катагенетичного перетворення керогену з навко-
78
лишніх глинистих товщ. Ізольована система може стати колектором для
нафти або газу. Реальні прояви цих теоретичних прогнозів необхідно шукати
в матеріалах комплексного дослідження свердловин під час буріння.
Зауважимо, що не можна ототожнювати бароосмос із давно відомим
зворотним осмосом. Дійсно, в обох процесах рушійною силою є різниця
Ргідр – Росм. Але теорія зворотного осмосу враховує лише один варіант цієї різ-
ниці, де Ргідр – Росм > 0, що є необхідною умовою появи зворотноосмотичного
потоку молекул Н2О, який, за визначенням, завжди мусить бути спрямований
проти нормального капілярного осмосу (КО) у будь-якій природній чи штуч-
ній мембранній системі (Дытнерский, 1978). Отже, зворотний осмос є лише
одним із видів бароосмосу, який охоплює весь спектр можливих значень Ро. н
у підземній гідросфері, а його потоки, як зазначалося вище, можуть спрямо-
вуватися як проти КО, так і збігатися з КО-потоками.
Проведений аналіз зон ВГХЗ на різних свердловинах підтверджує ре-
альне існування бароосмотичних потоків у підземній гідросфері і показує,
що на основі теорії бароосмотичного концентрування підземних вод можна
оцінювати їхнє відхилення від стану бароосмотичної рівноваги, визначати
напрямок осмотичних потоків по розрізу, а також виявляти зони впливу
особливих локальних гідрогеологічних процесів. Тому подібні дослідження
необхідно продовжувати, звертаючи при цьому особливу увагу на точне
визначення не лише концентрації і складу вод, але й їхньої температури та
пластового тиску.
Бабинец А. Е. Подземные воды юго-запада Русской платформы. – Киев : Изд-во
АН УССР, 1961. – 378 с.
Дегенс Э. Т. Геохимия осадочных образований. – М. : Мир, 1967. – 299 с.
Дытнерский Ю. И. Обратный осмос и ультрафильтрация. – М. : Химия, 1978.
– 351 с.
Кирюхин В. А., Никитина Н. Б., Судариков С. М. Гидрогеохимия складчатых
областей. – Л. : Недра, 1989. – 253 с.
Климентов П. П., Богданов Г. Я. Общая гидрогеология. – М. : Недра, 1977. –
357 с.
Колодий В. В. Условия формирования высокоминерализированных подземных
вод седиментационного генезиса // Геология и геохимия горючих ископаемых. –
1976. – Вып. 47. – С. 63–68.
Крайнов С. Р., Швец В. М. Гидрогеохимия. – М. : Недра, 1992. – 463 с.
Кудельский А. В., Козлов М. Ф., Матвеева Л. И. О природе поровых растворов
Давыдовской площади (Припятская впадина) // Гидрогеологические критерии оцен-
ки перспектив нефтегазоносности. – Минск : Наука и техника, 1971. – С. 272–280.
Кушнір С. В. Про причини глибинного концентрування вод артезіанських ба-
сейнів у зоні гіпергенезу (фізико-хімічний аналіз) // Доп. НАН України. – 2008. –
№ 7. – С. 111–117.
Пушкина З. В. Поровые воды глинистых пород и их изменения по разрезу //
Постседиментационные изменения четвертичных и плиоценовых отложений Ба-
кинского архипелага : Тр. Ин-та геологии АН СССР. – М. : Наука, 1965. – Вып. 115.
– С. 160–203.
Филатов К. В. Основные закономерности формирования химического состава
подземных вод и поисковые признаки нефтегазоносности. – М. : Недра, 1976. –
304 с.
79
Хорн Р. Морская химия (структура воды и химия гидросферы). – М. : Мир,
1972. – 398 с.
Hanshau B. B., Coplen T. B. Ultrafiltration by a compacted clay membrane II. Sodium
ion exlusion at various ionic strengths // Geochim. Cosmochim. Acta. – 1973. – Vol. 37.
– N 10. – P. 2311–2327.
Стаття надійшла
01.09.08
Svyatoslav KUSHNIR
BAROOSMOSE AS A PROCESS
OF SPONTANEOUS CONCENTRATION OF UNDERGROUND WATERS
Methods of baroosmotic analysis (BOA) of hydrogeological data for individual bore-
holes were developed, by which one can determine values of “osmotic pressure of H2O”
(Po. p = Phyd – Posm) in edge (porous) waters and deflection of these waters from a state of
baroosmotic equilibrium (α = (Po. p/Phyd) · 100 %) in separate points of control.
The employment of methods of BOA for four boreholes from different regions has
shown that revealed vertical hydrogeochemical zonality (VHZ) really is caused by baroos-
mose throughout clay units. According to values of the gradient Po. p and signs of a the
direction of osmotic flows of H2O (upwards or downwards the section) and zones of the
influence of unusual local hydrogeological processes deforming the normal structure of
VHZ were established. It appears that the velocity of baroosmotic concentration (dilution)
of underground waters at depths of about 700 m is directly proportional to the gradient
Po. p; this testifies to that osmotic permeability of different clay units at these depths is ap-
proximately the same.
It was also demonstrated that a number of known, but not very comprehensible hyd-
rogeological facts are explained on the basis of the theory of baroosmose: a) increase of
concentration of porous waters of marine sediments with decrease of their porosity below
40 %; b) “Dispersed unloading” of edge waters of artesian basins deprived of visible zones
of unloading; c) change in chemical composition of underground brines with depths ac-
cording to the scheme of Na-Ca(Mg)-Cl → Ca(Mg)-Na-Cl.
The special features of baroosmose in open and isolated hydrogeological structure
were considered. It was shown that in close systems baroosmose can cause both the rise of
over-hydrostatic pressures and the transformation of structures into oil- and gas-reservoir
rocks.
80
|