Форми руху зв’язаної води в морських глинистих осадах і глинистих породах
Показано, що при ущільненні морських глинистих осадів видавлювання порових вод може проходити у двох різних режимах – фільтраційному або бароосмотичному, які в чистих глинах змінюють один одного за об’ємної вологості Wп = 40 %, що відповідає середньому значенню нижньої границі пластичності глин...
Gespeichert in:
| Datum: | 2010 |
|---|---|
| 1. Verfasser: | |
| Format: | Artikel |
| Sprache: | Ukrainian |
| Veröffentlicht: |
Інститут геології і геохімії горючих копалин НАН України
2010
|
| Schriftenreihe: | Геологія і геохімія горючих копалин |
| Schlagworte: | |
| Online Zugang: | http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/59524 |
| Tags: |
Tag hinzufügen
Keine Tags, Fügen Sie den ersten Tag hinzu!
|
| Назва журналу: | Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| Zitieren: | Форми руху зв’язаної води в морських глинистих осадах і глинистих породах / С. Кушнір // Геологія і геохімія горючих копалин. — 2010. — № 3-4 (152-153). — С. 113-124. — Бібліогр.: 19 назв. — укр. |
Institution
Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine| id |
irk-123456789-59524 |
|---|---|
| record_format |
dspace |
| spelling |
irk-123456789-595242014-04-09T03:02:21Z Форми руху зв’язаної води в морських глинистих осадах і глинистих породах Кушнір, С. Геохімія Показано, що при ущільненні морських глинистих осадів видавлювання порових вод може проходити у двох різних режимах – фільтраційному або бароосмотичному, які в чистих глинах змінюють один одного за об’ємної вологості Wп = 40 %, що відповідає середньому значенню нижньої границі пластичності глин Wр . При фільтраційному режимі виділяється слабко зв’язана капілярна вода без зміни складу розчину. За умов бароосмотичного режиму виділяється майже прісна вода спочатку із залишків капілярних вод, а за Wп < 20 % – й осмотично зв’язана вода. У піскуватих і карбонатних глинах режим фільтрації може зберігатися аж до Wп ~ 27 %, але вже буде мати характер ультрафільтрації (часткове опріснення фільтрату). Міцно зв’язана адсорбована вода (Wп < 10 %) може виділятися лише за рахунок скорочення питомої поверхні глин при злипанні їхніх часток. For a long time it is known that some porous waters of marine clay sediments with consolidation porosity below 40 % (then volumetric humidity Wn = 40 %) have mineralization 2–3 times as much as sea water itself. The reason of this mysterious dependence was ascertained only thirty three years later. This is a result of the spontaneous change in the concentration of porous waters at depths over 250 m, where hydrostatical pressure (Phyd ) exceeds osmotic pressure (Posm = 2.5 MPa) of the sea water and the osmotic head pressure arises (Po,h = Phyd – Posm > 0) which causes a specific baroosmotic flow of H2O molecules upwards. So, at great depths one should take into consideration the possibility of the transition from the filtration regime of water forcing out to the baroosmotic regime when mineralization of forced waters decreases, and of residual porous waters – increases, if incidentally porous waters reach the state of baroosmotic equilibrium (Po,h = 0) then their figurative points in the diagram M = f (Wp) must form a parabolic curve with maximum M = 90 % with Wn ~ 20 %. Nevertheless, it was not quite clear why the majority of porous waters with Wn < 40 % save invariable mineralization to Wn ~ 27 % or increase GT, but much weaker. 2010 Article Форми руху зв’язаної води в морських глинистих осадах і глинистих породах / С. Кушнір // Геологія і геохімія горючих копалин. — 2010. — № 3-4 (152-153). — С. 113-124. — Бібліогр.: 19 назв. — укр. 0869-0774 http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/59524 551.49+552.52 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. Форми руху зв’язаної води в морських глинистих осадах і глинистих породах Геологія і геохімія горючих копалин |
| description |
Показано, що при ущільненні морських глинистих осадів видавлювання порових вод може проходити у двох різних режимах – фільтраційному або бароосмотичному, які в чистих глинах змінюють один одного за об’ємної вологості Wп
= 40 %, що
відповідає середньому значенню нижньої границі пластичності глин Wр
. При фільтраційному режимі виділяється слабко зв’язана капілярна вода без зміни складу розчину. За умов бароосмотичного режиму виділяється майже прісна вода спочатку із
залишків капілярних вод, а за Wп
< 20 % – й осмотично зв’язана вода. У піскуватих і
карбонатних глинах режим фільтрації може зберігатися аж до Wп
~ 27 %, але вже
буде мати характер ультрафільтрації (часткове опріснення фільтрату). Міцно зв’язана адсорбована вода (Wп
< 10 %) може виділятися лише за рахунок скорочення питомої поверхні глин при злипанні їхніх часток. |
| format |
Article |
| author |
Кушнір, С. |
| author_facet |
Кушнір, С. |
| author_sort |
Кушнір, С. |
| title |
Форми руху зв’язаної води в морських глинистих осадах і глинистих породах |
| title_short |
Форми руху зв’язаної води в морських глинистих осадах і глинистих породах |
| title_full |
Форми руху зв’язаної води в морських глинистих осадах і глинистих породах |
| title_fullStr |
Форми руху зв’язаної води в морських глинистих осадах і глинистих породах |
| title_full_unstemmed |
Форми руху зв’язаної води в морських глинистих осадах і глинистих породах |
| title_sort |
форми руху зв’язаної води в морських глинистих осадах і глинистих породах |
| publisher |
Інститут геології і геохімії горючих копалин НАН України |
| publishDate |
2010 |
| topic_facet |
Геохімія |
| url |
http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/59524 |
| citation_txt |
Форми руху зв’язаної води в морських глинистих осадах і глинистих породах / С. Кушнір // Геологія і геохімія горючих копалин. — 2010. — № 3-4 (152-153). — С. 113-124. — Бібліогр.: 19 назв. — укр. |
| series |
Геологія і геохімія горючих копалин |
| work_keys_str_mv |
AT kušnírs formiruhuzvâzanoívodivmorsʹkihglinistihosadahíglinistihporodah |
| first_indexed |
2025-07-05T10:43:26Z |
| last_indexed |
2025-07-05T10:43:26Z |
| _version_ |
1836803379432521728 |
| fulltext |
113
© Святослав Кушнір, 2010
ISSN 0869-0774. Геологія і геохімія горючих копалин. 2010. № 3–4 (152–153)
УДК 551.49+552.52
Святослав Кушнір
Форми руху зв’язаної води
в морСьКих ГлиниСтих оСадах і ГлиниСтих породах
Інститут геології і геохімії горючих копалин НАН України, Львів,
e-mail: igggk@mail.lviv.ua
Показано, що при ущільненні морських глинистих осадів видавлювання поро-
вих вод може проходити у двох різних режимах – фільтраційному або бароосмотич-
ному, які в чистих глинах змінюють один одного за об’ємної вологості Wп = 40 %, що
відповідає середньому значенню нижньої границі пластичності глин Wр. При філь-
траційному режимі виділяється слабко зв’язана капілярна вода без зміни складу роз-
чину. За умов бароосмотичного режиму виділяється майже прісна вода спочатку із
залишків капілярних вод, а за Wп < 20 % – й осмотично зв’язана вода. У піскуватих і
карбонатних глинах режим фільтрації може зберігатися аж до Wп ~ 27 %, але вже
буде мати характер ультрафільтрації (часткове опріснення фільтрату). Міцно зв’яза-
на адсорбована вода (Wп < 10 %) може виділятися лише за рахунок скорочення пи-
томої поверхні глин при злипанні їхніх часток.
Ключові слова: бароосмос, фільтраційний режим, бароосмотичний режим, ка-
пілярна вода, осмотично зв’язана вода, прісна вода, адсорбована вода.
Ще в 70-х роках минулого століття вважали, що в порових водах оке-
анічних і морських глинистих осадів за відсутності градієнтів концентрації,
тиску і температури не існує жодних причин для самочинної зміни їхньої
концентрації. Передбачали лише окремі діагенетичні процеси, які могли де-
що змінювати хімічний склад порових вод (Мухин, 1965; Шишкина, 1972;
Смирнов, 1974). Проте глибоководне буріння в рамках програми “Гломар
Челленджер” показало, що мінералізація деяких порових вод морських оса-
дів може у 2–4 рази перевищувати мінералізацію морської води. Досліджу-
ючи ці дані, В. Колодій (1976) виявив специфічну експоненціальну (?) залеж-
ність мінералізації порових вод від пористості осадів, яка у водонасичених
глинах збігається з їхньою об’ємною вологістю (Wп). Підвищену мінералі-
зацію здатні проявляти лише ті осади, вологість/пористість яких менша ніж
40 % (рис. 1).
Пояснення цієї загадкової закономірності вдалося знайти лише недавно
в рамках теорії бароосмосу (Кушнір, 20092). Виявилося, що в тонкопористих
середовищах морські води на достатніх глибинах мають властивість ви-
штовхувати частину своїх молекул Н2О догори розрізом, намагаючись зрів-
няти свій осмотичний тиск (Росм = 2,5 МПа) із гідростатичним (Ргідр) і досяг-
ти стану бароосмотичної рівноваги, коли Росм = Ргідр. Отже, рушійною силою
бароосмосу є різниця Ргідр – Росм = Ро. н, яку ми назвали осмотичним напо-
114
Рис. 1. Залежність мінералізації мулових і порових розчинів від природної воло-
гості (Wп) і пористості (n) зразків (за (Колодий, 1976) з доповненнями).
Осади: 1 – Середземного моря і Мексиканської затоки; 2 – Атлантичного океану; 3 – Тихого
океану; 4, 5 – Каспійського моря; 6 – Дніпровсько-Донецької западини; 7 – Криму.
Пунктирні лінії відображають можливі зміни концентрації порових розчинів після переходу
від фільтраційного до бароосмотичного режиму витискування вод за різної початкової воло-
гості осадів (%): 1 – Wп = 40; 2 – Wп = 20; 3 – Wп = 27.
ром Н2О. Стало зрозумілим, що самочинне бароосмотичне концентрування
морської води можливе лише за Ргідр > 2,5 МПа, тобто на глибинах понад
250 м, де пористість глинистих осадів зменшується саме до 40 %.
Проте із рис. 1 видно, що в переважній більшості зразків з Wп < 40 %
все-таки зберігається мінералізація морських вод (~ 35 г/л), а в деяких вона
навіть зменшується. Щоб зрозуміти причини цієї “невідповідності”, необ-
хідно детальніше проаналізувати сам процес ущільнення глинистих осадів,
враховуючи поведінку всіх видів зв’язаної в них води.
Відомо, що вже на глибинах 10 м глини не містять вільної (гравітацій-
ної) води. Отже, уся вода Wп у них зв’язана (Мухин, 1965). Але сила цього
зв’язку змінюється в широких межах. Відповідно до існуючих уявлень (Чу-
раев, 1990; Поверхностные…, 1988), зв’язану воду глин можна поділити на
три категорії:
ВК – дуже слабко зв’язана (капілярна, інтерстиціальна, значна частина •
плівкової), яка легко відпресовується і визначає склад порових вод;
ВО – слабко зв’язана, яку можна назвати “осмотично зв’язаною”. Це •
вода дифузної частини подвійного електричного шару на поверхні твердих
частинок, яка вирізняється суттєво зменшеною концентрацією йонів солей і
високою дифузійною рухливістю молекул Н2О. Вона ще може виділятися
при висиханні глин, але не видавлюється навіть за помірно високих тисків
(~ до 10 МПа);
ВА – сильно зв’язана – молекули Н• 2О адсорбовані на поверхні гли-
нистих часточок. Така вода не видавлюється і може виділятися лише за під-
вищених температур.
115
Звичайно у вологих глинах основна маса води представлена типом ВК,
але в осмотичному переносі молекул Н2О може брати участь лише осмотич-
но зв’язана вода, частка якої приблизно на порядок менша. До появи баро-
осмотичного потоку із глин, при їхньому ущільненні, відтискується порова
вода ВК з постійним хімічним складом, що відповідає складу вихідної мор-
ської води. З початком бароосмосу внаслідок постійної еміграції із системи
майже чистої води концентрація вод ВК починає зростати, але у водах ВО
залишається майже незмінною. За таких умов у міру ущільнення глин част-
ка вод ВК у величині Wп зменшується, а їхня концентрація непропорційно
збільшується. Це триватиме доти, доки на достатньо великих глибинах не
почнеться відтискування і частини осмотично зв’язаної води, що призведе
вже до зменшення концентрації відпресованих у лабораторних умовах “по-
рових розчинів”.
Бароосмотичне концентрування порових вод у морських осадах повин-
но бути екстремальним з максимумом на глибині, де при ущільненні глин
із них явно починає виділятися і осмотично зв’язана вода. Зазначений на
рис. 1 експоненціальний ріст концентрації, очевидно, можливий лише тоді,
коли на бароосмос накладеться спрямований догори дифузійний потік NaCl
із глибинних соленосних відкладів. На нашу думку, саме це і відбувається в
порових водах Середземного моря і Мексиканської затоки, відомих своїми
глибинними покладами кам’яної солі. Схожі процеси відбуваються, мабуть,
і в порових водах глинистих товщ Дніпровсько-Донецької западини, які до-
сягли мінералізації 100 г/л і більше. Щоб уникнути впливу такого накладе-
ного процесу, досить вилучити із розгляду всі проби з М ≥ 100 г/л. У цьому
випадку дослідні точки (див. рис. 1) утворюють поле, обмежене зверху кри-
вою параболічного типу (пунктирна лінія 1), як цього і вимагає теорія ба-
роосмотичного концентрування. Точки цієї кривої приблизно відповідають
максимально можливим концентраціям порових вод, які досягаються само-
чинно за відповідної пористості в умовах бароосмотичної рівноваги. Як вид-
но, крива має максимум у ~ 90 г/л за пористості приблизно 20 %. Це відпо-
відає бароосмотичній рівновазі за Ргідр ≈ 7,5 МПа, яка досягається на гли-
бинах приблизно 750 м, де літостатичний тиск у глинах уже перевищує
15 МПа (Кушнір, 2008). Тому можна стверджувати, що в континентальних
умовах активне відтискування осмотично зв’язаної води дійсно починаєть-
ся на глибинах понад 750 м. Унаслідок чого і виявляється, що осмотична
проникність різних глинистих товщ на глибинах до 750 м майже однакова
(Кушнір, 20091), але значно зменшується на більших глибинах.
Пунктирна крива 1 на рис. 1 належить до осадів, які за Wп = 40 % пе-
рейшли від фільтраційного режиму виштовхування вод без зміни їхнього
складу до осмотичного видавлювання лише молекул Н2О. Проте цей перехід
не обов’язково мусить бути пов’язаний з Wп = 40 %, оскільки майже всі глини
мають певну домішку тонкого піску, який завжди сповільнює їхнє ущільнен-
ня і може розширювати область фільтрації1, можливо, навіть і до Wп = 20 %.
У цьому випадку осад втратить із витискуваною поровою водою майже всі
1Подібний ефект можуть давати і домішки СаСО3 у карбонатних глинах з не-
високим вмістом СаСО3 (~ до 10 %).
116
солі і за Wп < 20 % зможе виділяти лише маломінералізовану воду по кри-
вій 2. Для проб з меншою піскуватістю мінералізація повинна змінюватися
по проміжних кривих типу 3 з невеличкими максимумами концентрування.
Фігуративні точки для подібних осадів заповнюють на рис. 1 все поле між
кривими 1 і 2. Судячи з рис. 1, практична границя розширення зони філь-
трації в морських глинистих осадах обмежується величиною Wп = 27 %, яка
близька до максимальної молекулярної вологоємності гідрослюди (WММВ).
Очевидно, що часткове концентрування порових вод при ущільненні глин в
інтервалі 27 % < Wп < 40 % одночасно веде до відповідного зменшення мі-
нералізації одержаного фільтрату.
Враховуючи вищесказане, можна стверджувати, що з ущільненням во-
донасичених глин змінюється стан їхніх порових вод, а це повинно вести до
зміни механізмів водопровідності під час продавлювання через них інших
розчинів. Осади з Wп > 40 % можуть пропускати ці розчини в режимі філь-
трації без зміни їхнього складу. Осади з Wп ≤ 10–40 %, у яких порові води
знаходяться в стані бароосмотичної рівноваги, можуть пропускати лише
молекули Н2О (осмотичний режим), а осади, які зуміли зберегти режим
фільтрації в зоні активного бароосмосу, за Wп = 27–40 % повинні завжди
пропускати через себе зовнішні розчини з більшим або меншим опріснен-
ням. Такий перехідний режим давно відомий і має назву “ультрафільтрація”
(Hanshau, Coplen, 1973; Дытнерский, 1978). Зазначимо, що автори (Hanshau,
Coplen, 1973) заперечували вплив осмосу на ультрафільтрацію.
Проведений аналіз має, в основному, теоретичний характер, а локалізація
початку витискання води ВО за Wп = 20 % взагалі є поки що лише прогнозом.
З’ясуємо, як усе це узгоджується з важливішими експериментальними ро-
ботами з ущільнення глин, у яких, на нашу думку, є ознаки бароосмосу.
1. У роботі (Olsen, 1972) наведені результати досліджень автора на уні-
кальній установці для вивчення переносу води через фільтрувальні диски із
Na-каолініту в розчинах 0,001н NaCl за різних градієнтів тиску (гідравліч-
ного напору), концентрації та електричного потенціалу. Результати вимірю-
вання водопровідності Кн наведені на рис. 2. Із ущільненням глини Кн змі-
нюється по складній кривій, яка має точку перегину приблизно за 30 атм.
Ольсен вважав, що вся крива характеризує фільтраційні властивості зразка,
бо напрямок осмотичних потоків був протилежним, але підкреслював, що
величини Кн виявилися чомусь надто високими.
Із таким трактуванням погодитися не можна, оскільки фільтрація через
глину, як уже зазначалося, можлива лише до певного ступеня ущільнення.
Ю. В. Мухін (Мухин, 1965), до прикладу, показав, що в пластових умовах
фільтрація припиняється на глибині 300 м, тобто за тиску ущільнення по-
над 3 МПа. Тому при більших ущільненнях мусить вступити в дію вже баро-
осмотичний механізм переносу Н2О. У такому випадку крива (див. рис. 2)
повинна описувати два різні процеси: до 30 атм – фільтраційний, вище ніж
30 атм – бароосмотичний, які підпорядковуються різним закономірностям і
мусять мати різну форму. І це дійсно так. Якщо до 30 атм крива Кн майже
повторює класичну криву фільтраційних властивостей глин (Мухин, 1965),
то після 30 атм – дістає випуклу форму з прискореним зниженням. Отже, ця
друга частина кривої належить до бароосмотичного процесу, який, до речі, і
117
Рис. 2. Зміна “водопровідності” (Кн)
Na-каолініту при ущільненні (1) і роз-
ущільненні (2) пласта висотою 7,6 м
(25 футів) (Olsen, 1972). Кн виражена
в галонах через квадратну милю за до-
бу (1 галон/миля2 = 1,46 · 10-6 дм3/м2).
повинен бути спрямованим проти звичайного (капілярного) осмосу (Куш-
нір, 2008). Прискорене зменшення бароосмотичної проникності Na-каолі-
ніту при сильному ущільненні можна пояснити зменшенням загальної по-
верхні його порового простору.
Система водонасиченої глини має добре виражені пружні властивості
(див. рис. 2). При знятті високого тиску вона розущільнюється і починає
знову вбирати воду. Очевидно, що всмоктування води також мусить мати
бароосмотичну природу. Це означає, що при повторних опусканнях і під-
няттях глинистих пластів на значні глибини з них можуть вимиватися солі.
Виконувати цю промивку можуть не лише прісні інфільтраційні води (Му-
хин, 1965), але й маломінералізовані пластові суміжних водоносних го-
ризонтів. Зазначимо, що заміряні Ольсеном величини капілярно-осмотич-
ного переносу води за низьких тисків ущільнення становили лише 2–4 %
від величини Кн, але за максимальних тисків перевищували 90 % Кн і зрос-
тали однаково з Кн при розущільненні глин. Це може означати, що механіз-
ми капілярно-осмотичної та бароосмотичної провідності дуже близькі або
навіть ідентичні.
2. На зміну механізму виділення порових вод при ущільненні глин саме
за пористості 40 % вказує і графік (рис. 3), узятий із роботи (Соколов, Оси-
пов, 1977), у якій вивчався вплив вологості на міцність глинистих структур.
Через втрату води внаслідок ущільнення міцність глин зростає поступово.
Перший ступінь починається саме за Wп = 40 %, що відповідає для всіх трьох
глин стану нижньої границі пластичності (Wр). Другий ступінь фіксується
аж за Wп ~ 10 %, що відповідає стану максимальної гігроскопічності (Wмг).
Між цими ступенями є більш або менш сильно виражений перегин, який
у випадку Na-каолініту навіть перетворився в обширне плато. В. А. Соколов
і В. І. Осипов (1977) пояснювали цю ступінчастість тим, що на першому ета-
пі (до Wп = 40 %) при ущільненні виділялася осмотично зв’язана вода, а за
118
Рис. 3. Залежність граничної напруги зміщення (Рm) від вологості для Na-каолі-
ніту (1), Na-гідрослюди (2) і Na-монтморилоніту (3). Значення символів W наведе-
ні в тексті. Буква перед W означає: к – каолініт, г – гідрослюда, м – монтморилоніт
(Соколов, Осипов, 1977).
Wп < 40 % – капілярна. Таке пояснення суперечить природі названих видів
порової води.
На нашу думку, при ущільненні пастоподібних глин до Wп = 40 % із них
виділялася лише дуже слабко зв’язана вода. Наприкінці цього етапу глина
втратила пластичність і вступив в дію бароосмотичний механізм витис-
кування. При цьому концентрація залишкових порових вод зростала1, і це
сформувало перший ступінь зміцнення. З початком видавлювання ВО кон-
центрування порових вод сповільнюється (у випадку каолініту навіть зупи-
1При ущільненні водонасичних глин (Na і Cа-форми каолініту та монтморило-
ніту в розчинах NaCl і дистильованій воді) І. А. Злочевська і Г. Л. Алексєєнко (Зло-
чевская, Алексеенко, 1977) виявили, що у всіх випадках з Na-глинами спостерігалося
сильне наростання поверхневої електропровідності катіонів при зменшенні воло-
гості нижче 40–45 %. На нашу думку, цей результат однозначно вказує на початок
бароосмотичного концентрування в порових водах з рухливими катіонами.
119
няється), а це сповільнює (або й зупиняє) наростання міцності. Після ви-
тискання ВО у глинах залишається лише ВА, яка вже майже не заважає зли-
панню окремих часточок глин і швидкому зміцненню структури.
Судячи із рис. 3, витискування ВО із різних глин починається за різ-
них ущільнень: для Na-каолініту – за ~ 30 %, для Na-гідрослюди і Na-монт-
морилоніту – приблизно за 20 %. Оскільки в морських глинах основним ком-
понентом завжди є гідрослюда, для них початок руйнування вод шару ВО
можна прийняти за Wп = 20 %, як ми це і передбачали.
3. У роботах (Кушнір, 2008, 20091) ми приймали, що бароосмотичні по-
токи молекул Н2О відносно швидко можуть переносити з собою певну част-
ку найбільш рухливих іонів (в основному Cl- і Na+), оскільки Cl- є основним
видом протийонів у подвійному електричному шарі на поверхні глинистих
пор, незалежно від ступеня перекривання цих шарів. Велику рухливість мо-
лекул Н2О в шарі осмотично зв’язаної води підтверджує і робота І. А. Бри-
лінга (1980), у якій досліджено швидкість дифузії йонів Cl- у каолінітах з
різною вологістю при їхньому контакті з твердою кам’яною сіллю. При цьо-
му, як завжди, спостерігався дифузійний потік іонів Cl- у глину, а із глин –
подібний потік молекул Н2О у бік солі (капілярний осмос). Одержані ре-
зультати наведено на рис. 4: крива 1 належить до площі перерізу всіх пор, а
крива 2 – лише до площі пор, зайнятих водою. Як видно, у другому, набагато
ближчому до реального, процесі за вологості W < 24 мас. % (це відповідає
~ 48 об. %) швидкість дифузії йонів Cl- починає зростати і за W = 10 мас. %
(або ~ 20 об. %) майже удвічі перевищує швидкість дифузії в об’ємному роз-
чині. Пояснити цей феномен І. А. Брилінг не зумів. На нашу думку, ця кар-
тина показує, що у випадку, коли всі йони Cl- змушені знаходитися в шарі
осмотично зв’язаної води за Wп = 20 %, швидкість їхнього руху обов’язково
зростатиме відповідно до швидкості руху самих молекул Н2О. А за вологості
Рис. 4. Залежність коефіцієнта дифу-
зії (D) іонів Cl- від вологості для про-
сянівського каоліну (Брилинг, 1980).
Коефіцієнти дифузії: 1 – ефективний; 2 –
приведений на порову воду.
120
понад 48 об. % основна маса йонів Cl- концентрується в порових водах, де
швидкість дифузії набагато менша.
Згідно з даними (Брилинг, 1980), за W < 2 мас. % (~ 5 об. %) навіть кое-
фіцієнт дифузії DCl зменшується до величин порядку 10-10, характерних для
поверхневої дифузії у твердих тілах. Очевидно, що в цьому випадку, коли всі
молекули Н2О знаходяться в адсорбованому стані (вода ВА), їхня швидкість
дифузії також знижується приблизно до цього рівня. Отже, у сильно ущіль-
нених глинах рух молекул Н2О може відбуватися лише у вигляді поверхневої
дифузії. Але навіть тут їхня рухливість повинна переважати швидкість ди-
фузії йонів, які значно сильніше зв’язані із зарядженою поверхнею глин.
4. Ущільнення глин у пластових умовах значно відрізняється від ущіль-
нення в морських осадах. Тут різко зростає роль діа- і катагенетичних про-
цесів, які суттєво змінюють хімічний склад порових і пластових вод; усклад-
нюються способи відведення витискуваних вод, через появу тектонічних
розломів та інших диз’юнктивних порушень значно зростає дренажна роль
піщаних горизонтів, а це може суттєво розширити діапазон фільтрації (уль-
трафільтрації!) у глинах за шкалою пористості і вологості. Проте і тут за
тривалих спокійних тектонічних умов дія бароосмосу проявляється у фор-
муванні різноманітних зон вертикальної геохімічної зональності (Кушнір,
2008). Але в окремих випадках, коли слабко ущільнені морські глини по-
трапляють в умови, де перекриваючі породи нездатні пропускати навіть мо-
лекули Н2О (повна гідравлічна й осмотична ізоляція), потрібно враховувати
можливість появи на значних глибинах пластів текучих глин. Це підтвер-
джують результати глибокого буріння в деяких районах Прикарпаття та
Керченського півострова (Новосилецкий, 1975).
Як уже зазначалося, у бароосмотичному процесі особливе значення
має вологість глин у 20 об. %, що відповідає середньому значенню нижньої
межі пластичності глин Wр, нижче якої повинно починатися руйнування
шарів вод ВО, що мусить вести до помітного зменшення мінералізації ви-
тискуваних порових вод (за більшої вологості цього ефекту можна і не по-
мітити). Справедливість цього висновку підтверджують дані роботи В. Ко-
лодія (1983), де і досліджувалися порові води глинистих порід з вологістю
Wп ≤ 20 %. У табл. 1 наведено основні експериментальні результати, а в
табл. 2 – розраховані нами ступені розведення окремих компонентів цих вод
для перших стадій відтискування порівняно з материнською для них мор-
ською (океанічною) водою.
Порові води всіх зразків глин мають у 2–3 рази меншу від морської во-
ди мінералізацію. При цьому на других стадіях видавлювання вона в зразках
із св. 201 продовжує зменшуватися, а у св. 207 – майже не змінюється (мож-
ливо, через дещо більшу засоленість глини). Таке “опріснення” вод є пря-
мим доказом справедливості відповідного положення теорії бароосмосу і
показує, що появу маломінералізованих вод на багатьох газових родовищах
зовсім не обов’язково пов’язувати лише з утворенням конденсаційних вод із
мігруючих глибинних газів, як це робить сьогодні більшість геологів (Ко-
лодій, 1983; Карпатська…, 2004).
Особливої уваги заслуговують зміни хімічного складу одержаних по-
рових вод. Із табл. 1 видно, що концентрація окремих компонентів у послі-
121
Характеристика
зразків
Умови
пресування
і характеристика
порових вод
Св. 201 Св. 207
940–950 м
А*,
W = 20,2 %
1250–1260 м
Б,
W = 18,3 %
1480–1490 м
В,
W = 14,4 %
1237–1245 м
Г,
W = 17,4 %
І ІІ І ІІ І ІІ І ІІ
Тиск ущільнення, МПа:
початковий
кінцевий
36,9
132,9
132,9
206,6
7,35
88,6
177,2
206,6
39,3
295
295
669
29,5
88,6
88,6
221,3
Мінералізація, г/л 9,2 6,2 9,6 7,6 5,9 4,8 15,6 15,9
Хімічний склад, мг-екв./л:
Na+
Ca2+
Mg2+
Cl-
SO4
2-
HCO3-
136,5
5,6
4,6
107
26,9
12,9
70,3
8,9
28,1
94,9
5,6
6,9
146
3,8
3,6
114
28
12
104,4
9,4
9,2
95,5
18,8
9,0
75
5,2
17,3
79,0
8,7
10,0
52,2
14,8
13,2
67,9
4,7
7,9
234,9
2,5
12,5
193,9
45,6
12,9
216,6
4,9
32,9
167,9
81,1
7,7
Мікроелементи, мг/л:
K+
Br-
SiO2
5,0
42
51,3
3,9
26,6
41,7
11,0
27
–
11,7
25
72,8
7,8
27
81,3
11,7
10
–
97,8
71,8
63,4
97,8
62,3
–
Т а б л и ц я 1. хімічний склад порових вод, виділених постадійно із глин нео-
генових (зразок а) і палеогенових (зразки Б, в, Г) відкладів андріївської пло-
щі індольського прогину при пресуванні (Колодий, 1976)
*Зразок.
Склад океанічної води (Шопф, 1982) Кратність розведення компонентів (Сокеан : Спор. води)
іони г/л мг-екв./л А*,
W = 20,2 %
Б,
W = 18,3 %
В,
W = 14,4 %
Г,
W = 17,4 %
Na+
Ca2+
Mg2+
Cl-
SO4
2-
HCO3
-
K+
Br-
10,7
0,412
1,29
19,0
2,71
–
0,38
0,067
–
284
465,2
20,6
106,4
536,0
56,4
8,5**
–
–
0,868
–
3,4
3,7
23
5,0
2,1
0,66
76
1,6
1,276
94
3,2
5,4
29,5
4,7
2,0
0,71
36,5
2,5
1,281
150
6,2
3,4
6,1
6,8
6,5
0,85
48,7
2,5
0,949
104
2,0
8,2
8,5
2,3
1,2
0,66
3,9
0,93
1,214
96
)
Cl
Na
(r
Br
Cl
Т а б л и ц я 2. порівняння складу порових вод стадій і (див. табл. 1) із середнім
складом океанічної води
*Зразок.
**Містить усі слабкі кислоти (органічні, H3BO3 і т. п.).
122
довно відпресованих пробах І та ІІ змінюється по-різному: для Na+, Cl-, Ba2+,
HCO3
- – зменшується, для Ca2+, Mg2+, K+ – збільшується, а вміст SiO2 в усіх
пробах залишається стабільно високим. Такий характер змін показує, що
вони викликані впливом “опріснення” порових вод на рівновагу в іонно-
адсорбційному комплексі глин: зменшення мінералізації ніби “вимиває”
частину навіть сильно адсорбованих іонів. Водночас помітно, що в пробах І
св. 201 існує тенденція до зниження концентрації Na+ та Cl- у водах згори
донизу. Це цілком може бути результатом тривалого переносу цих іонів зни-
зу догори розрізу бароосмотичним потоком Н2О.
Глибину метаморфізації порових вод із табл. 1 можна визначити лише
порівнюючи їхній хімічний склад із складом вихідної для них морської во-
ди. Очевидно, що при прямому розведенні концентрація всіх компонентів
морської води буде змінюватися однаково. Але із табл. 2 видно, що у водах
стадій І це дійсно виявляється лише в пробі В (св. 201) у випадку йонів Na+,
Cl-, Mg2+, SO4
2-. Це можна вважати ознакою слабкої метаморфізації цієї во-
ди. В інших пробах ступені розведення для всіх іонів дуже різні, при цьому
найбільші вони для Mg2+ та K+, які, напевно, зв’язувалися глинами з утво-
ренням нових силікатів; високий вміст водорозчинного SiO2 мав би сприяти
таким реакціям. Високий, але різний ступінь метаморфізації порових вод
зразків А, Б і Г підтверджують і коефіцієнти r(Na/Cl). А величина хлор-
бромного коефіцієнта Cl/Br вказує на помітну участь в діа- і катагенетичних
процесах у порових водах розсіяної органічної речовини глин (Шишкина,
1972).
Усе це свідчить про те, що метаморфізація порових вод у різних гли-
нистих товщах відбувається по-різному. Але ця різниця мало впливає на ве-
личину мінералізації; остання може реально змінюватися лише за бароосмо-
тичних процесів, які майже не впливають на хімічний склад порових вод.
висновки. При ущільненні морських глинистих осадів виділення
порових вод може проходити у фільтраційному або бароосмотичному ре-
жимі, які змінюють один одного в чистих глинах за об’ємної вологості
Wп ~ 40 %, що відповідає середньому значенню нижньої межі пластичності
глин Wр. У піскуватих глинистих осадах ця межа зміщується в бік меншої
вологості і може досягати Wп ~ 27 %. В умовах бароосмосу витискується не
поровий розчин, а лише молекули Н2О; тому залишковий поровий розчин
концентрується.
Бароосмотичне концентрування порових вод морських осадів при змен-
шенні їхньої вологості від 40 до 20 % може довести мінералізацію до
~ 90 г/л. При подальшому ущільненні починається руйнування шарів осмо-
тично зв’язаної води глин і концентрація порових вод зменшується. Осади,
які зберегли режим фільтрації до Wп ~ 20 %, при подальшому ущільненні
можуть виділяти лише маломінералізовані води.
Фільтрація в області 27 < Wп < 40 % уже протікає під впливом проявів
бароосмосу і веде до деякого концентрування порових вод з одночасним
опрісненням фільтрату. Це характерні ознаки ультрафільтрації.
Видавлювання осмотично зв’язаної води в ущільнених глинах закінчу-
ється приблизно за Wп = 6–10 %, що відповідає межі їхньої максимальної
гігроскопічності Wмг. За нижчої вологості в поровому просторі глин зника-
123
ють останні сліди рідкої фази і рух адсорбованих молекул Н2О може відбу-
ватися лише у формі дуже повільної поверхневої дифузії.
Осадові глинисті породи знаходяться, зазвичай, на різних стадіях ущіль-
нення, тому містять порові води різної мінералізації з високим ступенем
метаморфізації. Вони ще зберігають високу осмотичну проникність і часто
відіграють роль геологічних напівпроникних мембран, без яких бароосмос
не зміг би сформувати різноманітні зони вертикальної гідрогеохімічної зо-
нальності. Ущільнення недоущільнених глин полегшується при їхньому
контакті із структурами з високою водопровідністю (пласти пісків, прироз-
ломні зони і т. п.).
Брилинг И. А. Диффузионная проницаемость каолинита // Связанная вода в дис-
персных системах. – М. : Изд-во МГУ, 1980. – Вып. 5. – С. 162–176.
Дытнерский Ю. И. Обратный осмос и ультрафильтрация. – М. : Химия, 1978.
– 351 с.
Злочевская Р. И., Алексеенко Г. Л. Физико-химические процессы при уплотне-
нии водонасыщенных глин // Связанная вода в дисперсных системах. – М. : Изд-во
МГУ, 1977. – Вып. 4. – С. 16–33.
Карпатська нафтогазоносна провінція / В. В. Колодій, Г. Ю. Бойко, Л. Е. Бой-
чевська та ін. – Львів ; Київ, 2004. – 390 с.
Колодий В. В. К условиям формирования высокоминерализованных подзем-
ных вод седиментационного генезиса // Геология и геохимия горючих ископаемых.
– 1976. – Вып. 47. – С. 63–68.
Колодий В. В. Подземные воды нефтегазоносных провинций и их роль в ми-
грации и аккумуляции нефти (на примере юга СССР). – Киев : Наук. думка, 1983. –
248 с.
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.
Кушнір С. В. Бароосмотичний аналіз як новий метод гідрогеологічних дослі-
джень // Там само. – 20091. – № 11. – С. 104–110.
Кушнір С. В. Прояви бароосмосу в підземній гідросфері // Там само. – 20092. –
№ 12. – С. 120–125.
Мухин Ю. В. Процессы уплотнения глинистых осадков. – М. : Недра, 1965. –
200 с.
Новосилецкий Р. М. Гидродинамические и геохимические условия формирова-
ния залежей нефти и газа Украины. – М. : Недра, 1975. – 228 с.
Поверхностные пленки воды в дисперсных структурах / под ред. Е. Д. Щу-
кина. – М. : Изд-во МГУ, 1988. – 279 с.
Смирнов С. И. Введение в изучение геохимической истории подземных вод
седиментационных бассейнов. – М. : Недра, 1974. – 264 с.
Соколов В. А., Осипов В. И. Влияние различных категорий связанной воды на
прочность глин // Связанная вода в дисперсных системах. – М. : Изд-во МГУ, 1977.
– Вып. 4. – С. 4–15.
Чураев Н. В. Физико-химия процессов массопереноса в пористых телах. – М. :
Химия, 1990. – 272 с.
Шишкина О. В. Геохимия морских и океанических осадков. – М. : Наука, 1972.
– 228 с.
Шопф Т. Палеоокеанология. – М. : Мир, 1982. – 311 с.
124
Hanshau B. B., Coplen T. B. Ultrafiltration by a compacted clay membrane. II. So-
dium ion exclusion at various ionic strengths // Geochim. Cosmochim. Acta. – 1973. –
Vol. 37. – N 10. – P. 2311–2327.
Olsen H. W. Liquid Movement Through Kaolinite under Hydraulic, Electric and
Osmotic Gradients // Bull. Amer. Assoc. Petr. Geologists. – 1972. – Vol. 56. – N 10. –
P. 2022–2028.
Стаття надійшла
19.10.09
Svyatoslav KuShnir
FormS oF Bound water motion
in marine clay SedimentS and clay rocKS
For a long time it is known that some porous waters of marine clay sediments with
consolidation porosity below 40 % (then volumetric humidity Wn = 40 %) have minerali-
zation 2–3 times as much as sea water itself. The reason of this mysterious dependence
was ascertained only thirty three years later. This is a result of the spontaneous change in
the concentration of porous waters at depths over 250 m, where hydrostatical pressure
(Phyd) exceeds osmotic pressure (Posm = 2.5 MPa) of the sea water and the osmotic head
pressure arises (PO,H = Phyd – Posm > 0) which causes a specific baroosmotic flow of H2O-
molecules upwards. So, at great depths one should take into consideration the possibility
of the transition from the filtration regime of water forcing out to the baroosmotic regime
when mineralization of forced waters decreases, and of residual porous waters – increases,
if incidentally porous waters reach the state of baroosmotic equilibrium (PO,H = 0) then
their figurative points in the diagram M = f (Wp) must form a parabolic curve with maxi-
mum M = 90 % with Wn ~ 20 %. Nevertheless, it was not quite clear why the majority of
porous waters with Wn < 40 % save invariable mineralization to Wn ~ 27 % or increase GT,
but much weaker.
An analysis of causes of these divergences has led to a conclusion that they are as-
sociated with the availability of admixtures of fine-grained sand or carbonates in clays
which contain less osmotically bound water and brake the process of clay consolidation.
Therefore, one can expect that clay sediments must pass through the following stages
while consolidating:
1. In pure clays up to Wn ~ 40 % – usual filtration regime of forcing out of porous
waters without change in their concentration, and in the scope of 20 % < Wn < 40 % – ba-
roosmotic regime of forcing out of almost pure water with increase in mineralization of
porous waters.
2. In clays polluted with admixtures the field of filtration regime can be extended up
to Wn ~ 27 %; so baroosmotic concentrating of porous waters is much weaker here.
3. At Wn ~ 20 %, forcing out of osmotically bound water begins; this leads to the
decrease in mineralization both of forced-out water and residual water.
4. In clays with Wn ~ 5 % practically only strongly bound adsorbed water remains. It
practically does not become forced out, but it can be taken away from consolidated clays
at increased temperatures by the mechanism of surface diffusion of H2O-molecules.
Examination of coincidence of these conclusions with the results of experimental
works on clay consolidation by H. W. Olsen, V. A. Sokolov and V. I. Osipov, I. A. Bryling
and V. V. Kolodiy has confirmed their correctness and has allowed to precise the position
of thresholds of the beginning of forcing-out of osmotically bound water for different
kinds of Na-clays: kaolinite – Wn ~ 30 %, hydromica and montmorillonite – Wn ~ 20 %.
|