Бычинский В.А., Коновалова Н.Г. Гидрогеология нефти и газа. Часть 1

Подождите немного. Документ загружается.

Гидрогеология нефти и газа

111

же время инертные газы могут проникать на большие глубины,

существенно не меняя своего состояния, и поэтому служат инди-

каторами генезиса и путей движения подземных вод.

Таблица 3.4.3

Парциальное давление газов в атмосфере, Па

(по Миртову Б. А., 1961)

Газ Давление Газ Давление Газ Давление

78,1·10

Не 5,2·10

-1

5·10

-2

20,9·10

СН

1,5·10

-1

(0,1–1,0)·10

-2

Ar 0,93·10

Кг 1,1·10

-1

Хе 8,7·10

-3

О (0,1–2,8)·10

СО (0,06–1,0)·10

-1

NО

(0,05–2,0)·10

-3

СО

0,03·10

SО

1·10

-1

Rn 6·10

-15

Ne 1,8·10° N

О 5·10

-2

Таблица 3.4.4

Состав растворенного в атмосферных осадках воздуха, %

(по Колодяжной А. А., 1963)

Температура осадков,°С

Газ

0 5 10 15 20

Состав

атмосферы, %

СО

2,92

33,88

63,20

2,68

33,97

63,35

2,46

34,05

63,62

2,20

34,12

63,62

2,14

34,17

63,62

0,03

21,00

78,97

Следует обратить внимание на то, что атмосферные осадки,

несмотря на их низкую минерализацию, относительно кислый ха-

рактер и отсутствие непосредственной связи с горными породами,

насыщены гидроокисными соединениями элементов-гидролизатов:

алюминия, титана, ванадия, железа и др., большая часть которых

находится в этих водах в форме комплексных соединений или ме-

ханических и

аэрозольных микропримесей. Так, атмосферные

осадки содержат от 13 до 110 мкг/л А1 (см. табл. 3.4.2), а равно-

весные с гидроксидом содержания этого элемента в слабокислых и

нейтральных средах составляют только 1,0–3,0 мкг/л. Аналогичная

картина характерна для Ti, Zr и некоторых других элементов-

гидролизатов.

Следовательно, уже на стадии атмосферной эволюции природ-

ных вод в их составе

происходит накопление ряда металлов в таких

количествах, которые превышают степень растворимости их гидро-

В. А. Бычинский, Н. Г. Коновалова

112

ксидных соединений. В то же время содержания кремнезема в атмо-

сферных осадках низки и крайне редко превышают 0,5 мг/л, что де-

лает невозможным образование глинистых минералов в этих услови-

ях. Другими словами, рассматриваемые воды насыщены гидроксида-

ми ряда элементов-гидролизатов, но не насыщены относительно дру-

гих природных соединений и поэтому потенциально

способны к кон-

центрированию подавляющей части химических элементов.

Биогенный этап формирования. Растения и почвы играют

важнейшую роль в преобразовании состава воды. Так, дождевая

вода, собранная под кронами хвойных деревьев, содержит кальция

и натрия в 3 раза, а калия в 17 раз больше, чем дождевая вода, соб-

ранная на открытых пространствах. Аналогичные данные

приво-

дят многие исследователи, в частности В. А. Кирюхин с соавтора-

ми (1989), которые делают следующие выводы:

1) общая минерализация осадков после прохождения кроны леса

обычно несколько повышается, особенно в начале выпадения дождей;

2) увеличение минерализации происходит в основном за счет

ионов кальция и гидрокарбонат-иона;

3) характерно появление (или увеличение) иона аммония (

до

0,1 мг-экв), что связано, очевидно, с разложением органических

соединений;

4) растительность способствует некоторому повышению ки-

слотности осадков (рН 5,5–5,9);

5) значительно повышается окисляемость дождевых вод

(с 1–4 до 10–20 мг/л в пересчете на кислород);

6) обычно появляется кремнекислота в количествах несколь-

ких миллиграммов на литр;

7) наибольшее влияние на химический состав дождей оказы

вают хвойные деревья (табл. 3.4.5).

Таблица 3.4.5

Средний состав атмосферных осадков хр. Мяочан, собранных

на четырех площадках (24 пробы), мг/л (по Шварцеву С. Л., 1998)

М НСО

з Сl

Са

№

пло-

щадки

Характер площадки рН

мг/л

Открытая местность 6,0 28,3 12,2 7,09 1,00 8,05 –

Под елью 5,7 55,5 30,5 10,6 12,0 2,30 0,10

Под березой 5,9 27,2 12,2 7,09 5,61 2,30 0,02

Под голубичником 5,9 85,6 18,3 7,09 5,61 4,60 0,02

Гидрогеология нефти и газа

113

Атмосферные осадки, богатые кислородом, прежде всего

окисляют органическое вещество и обогащаются дополнительны-

ми порциями углекислого газа, что ведет к резкому увеличению

его парциального давления. Этому же способствуют и дыхатель-

ные функции корневых систем. Одновременно часть органическо-

го вещества растворяется в подземных водах и обогащает их раз-

личными органическими кислотами (гуминовые, фульвокислоты

муравьиная, уксусная и др.), а также продуктами их диссоциации.

Мигрирующие вместе с подземными водами в более глубокие

водоносные горизонты органические вещества, постепенно окисля-

ясь, служат дополнительным источником углекислого газа, оксидов

азота и других продуктов окисления. Одновременно из органиче-

ских веществ в раствор поступают биогенные элементы: С, N, К, Р,

Са, S, Si, частично Al, Fe,

Мn. Особая роль при этом принадлежит

кремнезему, содержания которого в растворе контролируют воз-

можность образования биогенных глин. Следовательно, в зависимо-

сти от масштабов минерализации и растворения органического ве-

щества, а также интенсивности водообмена почвенные воды обога-

щаются тем или иным количеством биогенных элементов, способ-

ных принять участие в образовании вторичных глин

(табл. 3.4.6).

Таблица 3.4.6

Соотношение между поступлением элементов с опадом и их выносом

внутрипочвенным стоком, кг/га (по Шварцеву С. Л., 1998)

Растительность Динамика элементов Si Al Са К Р N

Дубняк

Поступает с опадом

Выносится со стоком

Вынос, % от поступления

29,0

0,02

0,07

5,5

0,53

9,6

83,9

4,01

4,78

35,6

0,71

1,96

7,4

Сл.

42,4

0,75

1,78

Осинник

Поступает с опадом

Выносится со стоком

Вынос, % от поступления

21,0

0,008

0,04

6,0

0,4

6,67

85,3

1,59

1,86

42,7

0,45

1,05

9,9

Сл.

31,7

0,64

2,02

Все сказанное подтверждает известное положение В. В. До-

кучаева о том, что почва представляет собой самостоятельную и

относительно замкнутую систему, в которой разрушение органи-

ческого вещества сопровождается участием освобожденных эле-

ментов в новом биологическом цикле и слабым выносом их за

пределы почвенного горизонта поверхностными и подземными

водами. Тем не менее,

роль почв в формировании состава природ-

ных вод весьма существенна. Так, например, В. И. Вернадский

В. А. Бычинский, Н. Г. Коновалова

114

(1960) указывал, что в составе речных вод до 90 % солей заимст-

вовано из почвенных растворов.

Таким образом, роль органического вещества почв заключа-

ется в обогащении подземных вод, прежде всего, углекислым га-

зом, различными органическими кислотами, биогенными элемен-

тами и реже метаном. В результате в почвенных горизонтах проис-

ходит значительное изменение газового состава

воды и характера

геохимической среды (рН и Eh). Высокие содержания органических

кислот в растворе, особенно гумусовых и фульвокислот, резко уве-

личивают его агрессивные свойства относительно алюмосиликатов,

разрушение которых в этих условиях протекает интенсивно.

Различный характер геохимической среды в почвах разных

климатических зон определяет и разный характер выветривания

алюмосиликатов. Почвенные воды умеренных влажных

зон уже в

пределах гумусового горизонта содержат такие концентрации

кремнезема, при которых термодинамически устойчивыми оказы-

ваются глинистые минералы. Иная картина характерна для тропи-

ческих регионов, в которых развиты латеритные почвы. Просачи-

вающиеся воды содержат кремнезем в небольших количествах,

что термодинамически смещает равновесие в область устойчиво-

сти не глинистых минералов, а

гидроксидов железа и алюминия,

которые и образуются в этих условиях.

Поэтому почвенную стадию эволюции состава подземных вод

называют биогенной метаморфизацией. Таким образом, роль жи-

вой материи исключительно высока – она переводит элементы в

подвижную форму, концентрирует их на поверхности земли и тем

самым делает доступными для атмосферных осадков.

Итак, состав почвенных вод

различен: от кислых до щелоч-

ных и от ультрапресных до соленых, и определяется общими

ландшафтно-геохимическими условиями. Поэтому подпочвенные

водоносные горизонты получают воду различного химического

состава. Однако имеются и общие черты: 1) любые, даже самые

соленые почвенные воды термодинамически неравновесны отно-

сительно первичных алюмосиликатов; 2) почвенные воды содер-

жат значительный резерв угольной

кислоты, либо пока еще не

окисленных органических соединений, способных в дальнейшем

пополнить ее запасы. Эти две характерные черты почвенных вод

определяют их непрерывное химическое взаимодействие с вме-

щающими породами и, в первую очередь, с алюмосиликатами.

Гидрогеология нефти и газа

115

Литогенный этап формирования. В случае карбонатных по-

род, с которыми в условиях гумидного климата подземные воды

находятся в неравновесном состоянии, происходит их растворение

и формирование гидрокарбонатных кальциевых или кальциево-

магниевых вод. При этом, чем меньше интенсивность водообмена

и больше время нахождения воды в горных породах, тем выше их

минерализация вплоть до

полного насыщения воды карбонатами

Са. В условиях лесостепных, степных и пустынных ландшафтов

почвенные воды уже насыщены относительно кальцита и поэтому,

за редким исключением, не способны в дальнейшем к растворе-

нию этих минералов.

При наличии в горных породах сульфатных или хлоридных

солей последние растворяются достаточно быстро и контролируют

формирование, соответственно, сульфатных

или хлоридных вод.

Поскольку растворимость гипса не превышает 2,5–2,8 г/л, а галита –

достигает 300 г/л, соответственно максимально возможная мине-

рализация подземных вод не превышает указанных пределов. Если

в породах имеются другие растворимые соли, то их влияние на

состав вод также контролируется степенью их растворения и ко-

личеством солей в водовмещающих породах

В условиях верхней части земной коры в алюмосиликатные

породы поступают растворы от ультрапресных до соленых и даже

рассолов, что определяет различное их взаимодействие с водо-

вмещающими породами. В том случае, когда атмосферные осадки,

пройдя почвенный горизонт, остаются достаточно кислыми, ульт-

рапресными и содержат мало кремнезема (<5 мг/л), что возможно

условиях весьма интенсивного водного обмена, формируется

кислый железисто-алюминиевый геохимический тип вод. В этом

случае в раствор переходят подвижные катионы, практически весь

кремний и микрокомпоненты, которые не связываются полутор-

ными окислами, т. е. большая часть (более 50 %) объема исходной

породы оказывается в растворе. При этом катионный состав воды

полностью контролируется составом исходных

алюмосиликатов и

является в пределах кислых пород натриевым, калиево-натриевым

или натриево-кальциевым, в средних и основных – кальциево-

магниевым или магниево-кальциевым, в ультраосновных – маг-

ниевым и т. д.

Вследствие интенсивного водообмена общая минерализация

таких вод остается весьма низкой (<200 мг/л), невысокие содержа-

В. А. Бычинский, Н. Г. Коновалова

116

ния катионов при высоком парциальном давлении СО

определяют

их слабокислый и даже кислый характер. Вынос кремнезема из

пород обусловливает его высокие концентрации в растворе отно-

сительно подвижных катионов. Поэтому по составу, в обычном

понимании, эти воды являются кремнисто-гидрокарбонатными, в

них кремнезема тем больше, чем больше НСО

. Такие воды разви-

ты в тропических областях избыточного увлажнения. Для их фор-

мирования необходим весьма интенсивный водообмен.

Равновесные с каолинитом воды отличаются несколько более

высокой минерализацией (0,1–0,3 г/л), слабокислым и нейтраль-

ным характером (рН 6,0–7,0), гидрокарбонатным составом. По-

скольку и в этом случае нет барьеров для накопления ведущих ка-

тионов в

растворе, катионный состав вод полностью определяется

составом водовмещающих пород. Такие воды широко развиты в

условиях как тропического, так и умеренного климата на участках

активного водообмена в пределах развития лесных ландшафтов.

При прочих равных условиях, однако, более благоприятная

обстановка для формирования рассматриваемого типа вод склады-

вается в тропических ландшафтах, так как при

одной и той же ми-

нерализации воды этой зоны более кислые, чем воды умеренной

зоны. А это определяет большую устойчивость каолинита относи-

тельно других глинистых минералов в условиях тропического

климата. В умеренной зоне при более высоких значениях рН, но

при одном и том же содержании кремнезема, более устойчивым

оказывается не

каолинит, а иллит, который, кроме кремния и алю-

миния, связывает калий, а также сорбирует микроэлементы. Все

это, сказывается на составе вод, в частности, на поведении калия,

содержания которого в водах умеренной зоны более низкие, чем в

водах тропиков.

Если взаимодействие воды с алюмосиликатами продолжается,

в растворе растет содержание подвижных катионов и

рН, что при-

водит к насыщению раствора не только каолинитом, но и монтмо-

риллонитом, который при своем образовании связывает не только

кремний и алюминий, но и частично подвижные катионы.

Растворение алюмосиликатов с образованием монтморилло-

нита сопровождается ростом рН. А это, как известно, приводит к

уменьшению растворимости карбонатов. Поэтому на определен-

ном этапе эволюции состава подземных вод, а именно при рН > 7,4

Гидрогеология нефти и газа

117

и одновременно общей минерализации >0,6 г/л, происходит их

насыщение продуктами растворения кальцита и формирование

щелочного карбонатно-кальциевого геохимического типа вод. С

этого момента состав раствора контролируется не только глинами,

но и карбонатами. Поэтому дальнейшая его эволюция связана с

преимущественным концентрированием натрия, что, в конце кон-

цов, приводит к накоплению в растворе

соды.

Следовательно, увеличение солености воды происходит в за-

висимости от одной и той же причины – времени взаимодействия в

системе вода – порода. Это же характерно и для горных областей.

При этом часть элементов, освобождаемых при растворении пер-

вичных горных пород, непрерывно связывается вторичными ми-

нералами, которые имеют разное распространение. В этой

связи

уместно напомнить, что еще в 1946 г. В. А. Ковдой было введено

понятие об ареале аккумуляции, включающем территорию, охва-

тывающую совокупность ландшафтов и природных областей, где

происходит образование однотипных вторичных почвенных со-

единений, их накопление в почвах, грунтовых водах и коре вывет-

ривания. Выделенные им ареалы приведены в табл. 3.4.7.

Таблица 3.4.7

Ареалы аккумуляции продуктов выветривания и почвообразования на суше

(по Шварцеву С. Л., 1998)

Ареал Соединение Область аккумуляции

Весьма широкий R

, SiO

, глины

Элювия, делювия, пролювия, пойменного и

дельтового аллювия, конечные водоемы

Умеренно широкий

CaMg(CO

)

, CaCO

CaSO

Делювия, пролювия, пойменного и дельтового

аллювия, низменности, конечные водоемы

Узкий

MgSO

, Na

, NaCI,

Пойменного и дельтового аллювия, низменно-

сти, конечные водоемы

Весьма узкий

NaNO

KNO

, CaCI

MgCI

Центральные, наиболее сухие части низмен-

ностей и пустынь

Образуясь в результате выветривания, почвообразования и

жизнедеятельности организмов, эти соединения вместе с тем от-

личаются сравнительно низкой растворимостью и потому практи-

чески повсеместно мигрируют в природных водах в форме насы-

щенных растворов, гидрозолей или тонких суспензий. Поэтому

они легко выпадают в осадок на месте и вблизи мест их образова-

ния.

В то же время, мигрируя в форме насыщенных растворов, они

В. А. Бычинский, Н. Г. Коновалова

118

в слабой, но заметной форме участвуют в процессах аккумуляции

во всех природных зонах, где происходит хотя бы частичное се-

зонное испарение природных вод.

Применительно к подземным водам наиболее широко распро-

странена геологическая гипотеза образования соды за счет выветри-

вания массивно-кристаллических и осадочных пород (Ф. Ф. Кларк,

И. П. Герасимов, Ю

. Р. Никольская, Н. М. Страхов, Е. В. Посохов).

Согласно этой гипотезе, освобождающиеся при выветривании

алюмосиликатов основания связываются с СО

, образуя гидрокар-

бонаты. Появление ионов натрия в сочетании с НСО

обусловлено

выветриванием полевых шпатов, полимиктовых песчаников, арко-

зовых песков, средних и кислых магматических пород и других

подобных образований. Процессы выветривания ускоряются при-

сутствием в воде СО

, органических веществ, влиянием раститель-

ности, повышением температуры воды, понижением рН и т. д.

Важно поэтому уяснить, в каких случаях происходит избира-

тельное концентрирование в растворе гидрокарбонатов Na, а не

других ионов, и почему содовые воды в зоне гипергенеза свойст-

венны преимущественно степным и лесостепным ландшафтам и

формируются не везде, где протекают

процессы выветривания

алюмосиликатов.

Ответ на поставленный вопрос многие исследователи ищут в

особенностях климата, который контролирует температурную

дифференциацию солей, в различной подвижности химических

элементов, геохимической работе живого вещества, сорбционной

емкости продуктов выветривания и т. д. Поэтому состав исходных

пород для формирования соды не имеет существенного значения.

С таким подходом к явлению содообразования

не согласен

Е. В. Посохов, который, считая, что в пределах изверженных по-

род чаще всего формируются гидрокарбонатные кальциевые воды,

заключает, что благоприятная обстановка для формирования гид-

рокарбонатных натриевых вод «создается только в массивах, так

называемых, щелочных гранитов, богатых натриевыми полевыми

шпатами» (Посохов, 1969, с. 10) и «в песчаниках, песках, конгло-

мератах, представляющих

собой продукт разрушения извержен-

ных пород соответствующего минерального состава» (Посохов,

1969), т. е. этот исследователь ведущим фактором содообразова-

ния считает тип горных пород.

Гидрогеология нефти и газа

119

Все определяется стадией их выветривания, которая наступа-

ет с момента насыщения подземных вод кальцитом, и с этого мо-

мента начинается накопление соды в растворе и продолжается до

тех пор, пока не будет подавлено солями испарительной концен-

трации, т. е. 4 г/л и более. Такие условия характерны для зоны ле-

состепей, т

. е. для зоны начального этапа континентального засо-

ления. Однако содообразование, как естественный этап эволюции

состава вод, может происходить и без участия процессов конти-

нентального засоления, как на небольших глубинах, включая зону

аэрации, так и на значительной глубине, где испарение воды в

принципе невозможно. Все дело в стадии взаимодействия воды с

горными породами. Прекрасным примером этого является Куз-

басс, в пределах которого на той или иной глубине происходит

смена гидрокарбонатных кальциево-натриевых вод натриево-

кальциевыми, т. е. наблюдается этап начального содообразования,

усиливающегося с глубиной.

Содообразование активно происходит либо при наличии на-

чальных стадий континентального засоления (лесостепные и при-

легающие к ним области

), либо при длительном нахождении воды

в горных породах ниже местного базиса эрозии (артезианские бас-

сейны и их склоны), либо при погружении инфильтрационных вод

по зонам тектонических нарушений в глубокие части горносклад-

чатых областей.

Таким образом, формирование содовых вод – естественное

следствие взаимодействия подземных вод с алюмосиликатными

горными породами и связано оно

с определенной стадией их эво-

люции, обусловленной образованием карбонатов и глин монтмо-

риллонитового состава. Другими словами, сода образуется не на

всех этапах выветривания алюмосиликатов, а лишь когда создают-

ся благоприятные для этого условия, определяемые соответст-

вующим водообменом и геохимической средой.

Действительно, процессы сульфатредукции в подземных во-

дах развиты весьма широко и

играют важную роль в образовании

и накоплении соды в озерах, донных иловых осадках озер и морей,

водах некоторых артезианских бассейнов, иногда в болотах. Вос-

становлению сульфатов благоприятствуют обогащение горных

пород органическим веществом, их тонкозернистость, слабый во-

дообмен, изолированность системы от свободного кислорода, по-

В. А. Бычинский, Н. Г. Коновалова

120

вышенная сульфатность вод. К сказанному необходимо добавить,

что низкая растворимость карбонатов кальция препятствует кон-

центрированию в слабощелочных и щелочных водах значительных

(> 0,5 г/л) количеств гидрокарбонатов Са. Наблюдения показыва-

ют, что коллоидный комплекс, обогащенный Na, встречается

крайне редко. Еще реже можно наблюдать случаи, когда погло-

щенный комплекс, состоящий из Na, заменен на Са

без существен-

ных кристаллохимических преобразований глинистых минералов.

Но самое любопытное в другом: авторы независимо от своего

желания, показали, что Na начинает доминировать над Са при ми-

нерализации 0,6–0,8 г/л, что соответствует теоретическим положе-

ниям содообразования, если таковое происходит за счет выветри-

вания алюмосиликатов. Наконец, В. Г. Попов и другие заключают,

что «подобный

характер связи дает основание предположить су-

ществование природного механизма, регулирующего поступление

в раствор натрия и одновременный вывод из него кальция» (Попов

и др., 1992, с. 31). Но ведь это то, что нужно для образования соды

по развиваемым нами представлениям: Na поступает из горной

породы, а Са связывается кальцитом и монтмориллонитом. При

этом обратная

связь будет строгой только в том случае, если вод-

ный раствор насыщен к кальциту.

Второе доказательство в пользу ионного обмена авторы видят

в результатах экспериментальных исследований, суть которых в

том, что проводились вытяжки из рыхлых отложений водой атмо-

сферных осадков. Дело в том, что вытяжка – это результат конгру-

энтного растворения солей

, тем более, что эксперимент проводил-

ся в течение всего одних суток, и она не имеет никакого отноше-

ния к реальной природной системе, на что еще в 30-е гг. указывал

В. И. Вернадский. Думается, что комментарии здесь излишни.

Содообразование – это естественный этап развития системы

вода – порода, связанный с осаждением карбоната Са

наряду с об-

разованием монтмориллонита и других глин, которые также выво-

дят из раствора Са, Mg, К и, частично, Na. Однако большая часть

последнего сохраняется в растворе. При этом чем больше корен-

ные горные породы (а не продукты выветривания!) содержат Na,

тем, при прочих равных условиях, больше вероятность и масштаб-

ность формирования содовых вод

, хотя последние могут формиро-

ваться в пределах любого типа пород. Подчеркнем еще раз, что