Про причини глибинного концентрування вод артезіанських басейнів у зоні гіпергенезу (фізико-хімічний аналіз)
It is shown that different processes of the diffusive nature can participate in the rise of mineralization of the edge water, but baroosmose through fine-porous sediments (rocks) always plays the main role. The intraformational gradient of the osmotic pressure of water is a driving force of baroosmo...
Saved in:
| Date: | 2008 |
|---|---|
| Main Author: | |
| Format: | Article |
| Language: | Ukrainian |
| Published: |
Видавничий дім "Академперіодика" НАН України
2008
|
| Subjects: | |
| Online Access: | https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/5679 |
| Tags: |
Add Tag
No Tags, Be the first to tag this record!
|
| Journal Title: | Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| Cite this: | Про причини глибинного концентрування вод артезіанських басейнів у зоні гіпергенезу (фізико-хімічний аналіз) / С.В. Кушнір // Доповіді Національної академії наук України. — 2008. — № 7. — С. 111-117. — Бібліогр.: 14 назв. — укр. |
Institution
Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine| _version_ | 1859731453267410944 |
|---|---|
| author | Кушнір, С.В. |
| author_facet | Кушнір, С.В. |
| citation_txt | Про причини глибинного концентрування вод артезіанських басейнів у зоні гіпергенезу (фізико-хімічний аналіз) / С.В. Кушнір // Доповіді Національної академії наук України. — 2008. — № 7. — С. 111-117. — Бібліогр.: 14 назв. — укр. |
| collection | DSpace DC |
| description | It is shown that different processes of the diffusive nature can participate in the rise of mineralization of the edge water, but baroosmose through fine-porous sediments (rocks) always plays the main role. The intraformational gradient of the osmotic pressure of water is a driving force of baroosmose resulting in the gradual formation of the vertical hydrogeochemical zonality at depths up to 1000–1500 m.
|
| first_indexed | 2025-12-01T13:47:13Z |
| format | Article |
| fulltext |
разгрузка подземных вод (в сентябре 2007 г. после аномально жаркого и засушливого лета)
в карстовой полости около м. Пелекето (Южный берег Крыма) значительна (1915 м3/сут)
и может представлять практический интерес.
Испытание новых приборов и оборудования показало их пригодность для работы в этих
специфических условиях, о чем свидетельствуют, полученные разными физико-химиче-
скими методами, аналогичные выводы о термохалинной структуре вод, распресненных
источниками субмаринной разгрузки. Для получения в дальнейшем более точных данных
используемое оборудование нуждается в некоторой конструктивной доработке. Для оценки
сезонной изменчивости параметров субмаринной разгрузки в районе м. Айя работы будут
продолжены в конце весны 2008 г.
1. Submarine groundwater discharge // UNESCO. – 2004. – 35 p. – [Paris.].
2. Кондратьев С.И., Долотов В. В., Моисеев Ю. Г., Щетинин Ю.Т. Субмаринные источники пресных
вод в районе мыс Фиолент – мыс Сарыч // Мор. гидрофиз. журн. – 1998. – № 3. – С. 57–69.
3. Юровский Ю.Г., Байсарович И.М., Щетинин Ю.Т., Кондратьев С.И. Мониторинг субмаринных
источников в районе м. Айя // Экологическая безопасность прибрежной и шельфовой зон и комп-
лексное использование ресурсов шельфа. – Севастополь: ЭКОСИ-Гидрофизика, 2000. – Вып. 7. –
С. 46–52.
4. Горячкин Ю.Н., Иванов В.А. Изменчивость солености поверхностных вод в прибрежной зоне Южно-
го берега Крыма // Экологическая безопасность прибрежной и шельфовой зон и комплексное исполь-
зование ресурсов шельфа. – Севастополь: ЭКОСИ-Гидрофизика, 2005. – Вып. 12. – С. 21–27.
5. Юровский Ю.Г., Байсарович И.М. Гидрология прибрежной зоны. – Симферополь: ДиАйПи, 2005. –
148 с.
Поступило в редакцию 03.12.2007Морской гидрофизический институт
НАН Украины, Севастополь
УДК 550.41:556.32
© 2008
С.В. Кушнiр
Про причини глибинного концентрування вод
артезiанських басейнiв у зонi гiпергенезу
(фiзико-хiмiчний аналiз)
(Представлено академiком НАН України Є.Ф. Шнюковим)
It is shown that different processes of the diffusive nature can participate in the rise of mi-
neralization of the edge water, but baroosmose through fine-porous sediments (rocks) always
plays the main role. The intraformational gradient of the osmotic pressure of water is a driving
force of baroosmose resulting in the gradual formation of the vertical hydrogeochemical zonality
at depths up to 1000–1500 m.
У переважнiй бiльшостi артезiанських басейнiв у мiру заглиблення водоносного горизон-
ту концентрацiя солей в пластових водах збiльшується, а отже, змiнюється їх хiмiчний
склад [1–8]. Це явище вертикальної гiдрогеохiмiчної зональностi (ВГЗ) характерне не лише
для структур, складених осадовими породами, а й для масивiв кристалiчних порiд [1, 2].
ISSN 1025-6415 Доповiдi Нацiональної академiї наук України, 2008, №7 111
Рис. 1. Залежнiсть коефiцiєнтiв дифузiї iонiв i самодифузiї води (D) вiд концентрацiї розчинiв (C, моль/л)
при 23 ◦С [9]:
а — розчин NaCl: 1 — Na+; 2 — Cl−; 3 — H2O; б — розчин CaCl2: 1 — Ca2+; 2 — Cl−; 3 — H2O
Якщо змiну складу вод можна пояснити сульфатредукцiєю, iонним обмiном та iншими дi-
агенетичними процесами хiмiчної природи, то причини збiльшення мiнералiзацiї (концент-
рування) й на сьогоднi залишаються незрозумiлими. Протягом 20 ст. було висунуто багато
рiзних гiпотез, присвячених цiй проблемi, В. I. Вернадським, Д.С. Коржинським, Д. Уай-
том, Е. Г. Дегенсом, О.Я. Самойловим та iншими вченими, проте жодна з них не може
задовiльно пояснити типовi ознаки ВГЗ.
Найбiльш обгрунтованими можна вважати двi гiпотези: а) дифузiйну — що пояснює
концентрування пiдземних вод за рахунок солей iз глибинних соленосних вiдкладiв, якi
зазнають постiйного дифузiйного розсiювання [3, 5] i б) — фiльтрацiйну, яка пов’язує кон-
центрування пластових вод втратою частини їх води при ультрафiльтрацiї (або зворотному
осмосi) через товщi глинистих водотривiв при високих гiдростатичних тисках [6–8]. Розгля-
немо цi гiпотези з сучасних позицiй фiзичної хiмiї.
Теоретичне обгрунтування дифузiйної гiпотези надав С. I. Смiрнов [5] на пiдставi фiзи-
ко-хiмiчної гiдродинамiки. Вiн довiв, що градiєнтний розподiл концентрацiї речовини є на-
слiдком прояву молекулярного переносу маси. Тому гiдрогеохiмiчна структура басейнiв
пiдземних вод, розташована нижче зони прiсних вод, є результатом геологiчно тривалих
геохiмiчних процесiв, перебiг яких вiдбувається за механiзмом дифузiї i конвективної ди-
фузiї. Аналiз впливу концентрацiї, тиску i температури на дифузiю NaCl у порових водах
глибоководних морських осадiв показав, що основну роль завжди повинна вiдiгравати кон-
центрацiйна дифузiя. На основi дифузiйної теорiї вдалося пояснити вiдмiнностi хiмiчно-
го складу надсолевих i пiдсолевих розсолiв деяких артезiанських басейнiв [2, с. 205], але
причини вертикальної гiдрогеохiмiчної зональностi за границями солеродних басейнiв так
i залишилися нез’ясованими.
Теорiя Смiрнова iгнорує дифузiйнi можливостi головного компонента пiдземних вод —
чистої води. Але лiтературнi данi свiдчать, що коефiцiєнти самодифузiї H2O завжди знач-
но бiльшi вiд коефiцiєнтiв дифузiї солей1. Як приклад, на рис. 1 наведенi данi для водних
1Хоча солi в розчинах звичайно присутнi у формi iонiв, якi мають рiзнi коефiцiєнти дифузiї, реаль-
на дифузiя солi в силу принципу електронейтральностi розчину виглядає як дифузiя окремих “молекул”,
швидкiсть руху яких визначається дифузiйними характеристиками найменш рухливих iонiв.
112 ISSN 1025-6415 Reports of the National Academy of Sciences of Ukraine, 2008, №7
розчинiв NaCl й CaCl2 у широкому дiапазонi концентрацiй [9]. Таке спiввiдношення не за-
лежить вiд тиску i лише посилюється при пiдвищеннi температури, особливо вище 30 ◦С,
коли рiзко зменшується енергiя активацiї самодифузiї H2O (до 30 ◦С — 24,9 кДж/моль,
пiсля 40 ◦С — 14,4 кДж/моль [10]). Тому в умовах фiльтрацiї розчинiв через тонкозернис-
тi фiльтри виникає вiдомий “фiльтрацiйний ефект” Коржинського, при якому розчинена
речовина помiтно вiдстає вiд розчинника — води. Але цей ефект не може вiдiгравати важ-
ливої геохiмiчної ролi, оскiльки має тимчасовий характер: у мiру нагромадження солей
в об’ємi фiльтра зростає концентрацiя розчину на виходi i ранiше або пiзнiше виникає ста-
цiонарний режим фiльтрацiї, коли концентрацiї розчину на входi i виходi iз фiльтра будуть
зрiвнюватися. Однак при фiльтрацiї гiдротермальних розчинiв, для яких навiть незначнi
змiни концентрацiї (i температури) можуть викликати осадження рiзноманiтних сполук,
фiльтрацiйний ефект може бути причиною вторинного мiнералоутворення.
В умовах чисто концентрацiйної дифузiї в розчинах високу дифузiйну спроможнiсть
води важко помiтити. Зовсiм iнша ситуацiя виникає, коли на гомогенний розчин солей на-
класти градiєнт температури (∆T ) або тиску (∆P ). У цьому випадку неминуче виникає
термо- або бародифузiя, при якiй молекули H2O та iони солей рухаються, як правило,
в один бiк з рiзними швидкостями. Тому з часом молекули H2O, якi постiйно обганяють
“молекули” солей, концентруються в зонi понижених T або P , а сiль виявиться вiдтиснутою
в зону пiдвищених температур або тискiв. Це i є головна причина вiдомого ефекту Со-
ре, який забезпечує довготривале iснування стратифiкованих (за мiнералiзацiєю) озер при
достатньо великих градiєнтах температури. Оскiльки вплив тиску на розчин на молекуляр-
ному рiвнi до 30 ◦С схожий на вплив температури, можна говорити про їх спiльну дiю пiд
назвою термобарична дифузiя. Понад 30 ◦С тиск збiльшує в’язкiсть i зменшує коефiцiєнт
самодифузiї води, отже вже не посилює, а послаблює дiю температури [11].
В артезiанських басейнах пластовi градiєнти ∆T i ∆P невеликi, але в сильно нахиле-
них пластах можуть наближатись до геотермiчного (1–3 град на 100 м) i гiдростатичного
(∼ 1 МПа на 100 м) градiєнтiв. Тому в пластових водах завжди повиннi iснувати дуже слаб-
кi, але постiйнi термобародифузiйнi потоки молекул H2O, спрямованi проти гравiтацiйних
потокiв. Але їх наслiдки можна помiтити, мабуть, лише в зонi достатньо сповiльненого
водообмiну на дiлянках крутопадаючих пластiв. Можливо, що це i є причина появи на
концентрацiйних профiлях деяких артезiанських басейнiв одного-двох випадкiв скачкопо-
дiбного збiльшення мiнералiзацiї пластових вод [7].
Все сказане вище стосується пластових вод в грубопористих породах-колекторах, де
основним видом масопереносу є гравiтацiйна фiльтрацiя, i рух часток у розчинах пiдпоряд-
ковується законам фiзико-хiмiчної гiдродинамiки. Але стан порових вод в тонкодисперсних
осадах i тонкопористих породах (глини, суглинки) вимагає окремого аналiзу.
Вiдомо, що в мiру зменшення розмiрiв часточок осадiв швидкiсть фiльтрацiї вод через
них у стандартних умовах поступово зменшується. Якщо для тонкозернистого пiску коефi-
цiєнт фiльтрацiї дорiвнює 1–5 м/доба, то для слабкощiльнiсних глин — 0,001–0,01 м/доба.
Це означає, що швидкiсть фiльтрацiї в глинах стає меншою вiд швидкостi дифузiї солей
та води2, i перемiщення розчинiв через таке середовище вже буде залежати не стiльки вiд
розмiрiв пор, скiльки вiд характеру взаємодiї компонентiв розчину iз стiнками порового
простору. Аналiз цiєї взаємодiї на основi принципiв нерiвноважної термодинамiки привiв до
розробки теорiї поверхневих сил [12], висновки якої спрощено можна сформулювати так:
2Для води при 25 ◦С лiнiйна швидкiсть самодифузiї досягає 2 см/доба.
ISSN 1025-6415 Доповiдi Нацiональної академiї наук України, 2008, №7 113
Пiд впливом силового поля поверхнi твердого тiла рiзко змiнюється структура розчину
в приповерхневiй зонi i формується подвiйний електричний шар (ПЕШ), у дифузнiй частинi
якого зменшується концентрацiя iонiв i збiльшується рухливiсть молекул води. При пере-
криваннi ПЕШ окремих часточок осаду утворюється ажурна сiтка приповерхневих каналiв
прискореної дифузiї молекул H2O, по якiй пiд впливом зовнiшнiх факторiв (рiзниця кон-
центрацiй, температур або тискiв) вони можуть рухатись у той чи iнший бiк, захоплюючи
з собою лише деякi iони розчину. Такий рух i становить суть явища осмосу, iдеальний варi-
ант якого виглядає як одностороння дифузiя молекул H2O через тонкопористу, непроникну
для солей перегородку (напiвпроникна мембрана).
Отже, якщо в пластових водах грубопористих порiд (пiски, пiсковики) ми можемо гово-
рити про концентрацiйну, термо- i бародифузiю [5], то в тонкопористих осадах i вiдповiдних
породах — про капiлярний осмос, термоосмос i бароосмос, якi пiдпорядковуються зовсiм iн-
шим законам [12]. Згадана вище теорiя фiльтрацiйного ефекту [7, 8] зовсiм не враховує
особливостей осмотичних процесiв, тому придатнiсть її в гiдрогеохiмiї виглядає сумнiвною.
Розглянемо детальнiше властивостi всiх трьох видiв осмосу i можливу роль їх в концент-
руваннi пiдземних вод.
Капiлярний осмос (КО). Це осмотичнi потоки води, якi викликає рiзниця концент-
рацiй (∆C) при ∆T = 0 i ∆P = 0. Напрям потоку КО залежить вiд заряду поверхнi поро-
вого простору. При вiдсутностi заряду виникає нормальний КО, спрямований в бiк бiльш
концентрованого розчину, де менша концентрацiя самої води. Якщо поверхня заряджена,
виникає аномальний КО, спрямований, як правило, у бiк бiльш розведеного розчину. Швид-
кiсть аномального КО завжди бiльша, нiж нормального [13]. Швидкiсть КО зменшується
iз збiльшенням концентрацiї розчинiв, оскiльки при цьому зменшується товщина дифузної
частини ПЕШ.
Капiлярно-осмотичний потiк iз чистої води в розчин будь-якої солi через напiвпроникну
перегородку збiльшує об’єм цього розчину, що легко трансформувати в збiльшення гiдроста-
тичного тиску Pгiдр. Цей тиск посилює зустрiчну дифузiю молекул H2O, тому осмотичний
потiк поступово сповiльнюється i зовсiм зупиняється при досягненнi певної величини, яку
називають осмотичним тиском цього розчину (Pосм = Pгiдр). Отже, капiлярний осмос може
бути зупинений зустрiчним дифузiйним потоком молекул H2O, викликаним пiдвищенням
гiдростатичного тиску за напiвпроникною перегородкою. Цей зустрiчний потiк пiд впли-
вом градiєнта тиску будемо називати бароосмосом. Рiзновид цього процесу при штучно
створеному тиску вiдомий пiд назвою зворотний осмос.
Капiлярний осмос вiдiграє важливу роль у живiй природi, де служить основним спосо-
бом транспорту речовин через клiтиннi мембрани. Геологiчна роль КО обмежена, оскiль-
ки необхiднi для нього умови (застiйний режим, ∆T ≈ 0, ∆P ≈ 0) зустрiчаються хiба
що в глинистих морських осадах. Невеликий негативний заряд глин може спровокува-
ти слабкий аномальний КО, спрямований у наддонну воду, i викликати деяке концен-
трування порових вод. Фактичнi данi для морських осадiв пiдтверджують таку можли-
вiсть [5, 11, 14].
Термоосмос (ТО). Це осмотичнi потоки, якi викликає градiєнт температури ∆T при
∆P = 0. Напрям ТО залежить вiд змiни питомої ентальпiї ∆H води в структурно змiненому
приповерхневому прошарку розчину. Якщо цi змiни приводять до посилення мiжмолеку-
лярних водневих зв’язкiв у водi (∆H < 0) — осмотичний потiк спрямований в гарячий
бiк; при послабленнi цих зв’язкiв (∆H > 0) — у холодний. У випадку гiдрофiльних осадiв
звичайно ∆H > 0, тому ТО у тонких порах спрямований у холодний бiк [12].
114 ISSN 1025-6415 Reports of the National Academy of Sciences of Ukraine, 2008, №7
З пiдвищенням температури зменшується товщина дифузної частини ПЕШ i, вiдповiд-
но, падає швидкiсть ТО. При 60–70 ◦С структура води в приповерхневих прошарках вже не
вiдрiзняється вiд структури об’ємної води (∆H = 0), ТО припиняється i поведiнка порово-
го розчину буде визначатися законами звичайної термодифузiї. Для органiзацiї помiтного
термоосмотичного потоку, як i при термодифузiї, потрiбнi значнi градiєнти ∆T . Сприятливi
для ТО умови iснують лише у верхнiй частинi зони сповiльненого водообмiну, де поширенi
вiдносно холоднi води невисокої мiнералiзацiї.
Бароосмос (БО) — це осмотичнi потоки в напiвпроникнiй перегородцi, якi викликає
перепад тискiв ∆P при ∆T = 0. Поведiнка молекул H2O у розчинах залежить вiд спiввiдно-
шення внутрiшнього (гiдростатичного) i зовнiшнього осмотичного тиску. Назвемо рiзницю
мiж цими тисками осмотичним напором води: Pо.н = Pгiдр−Pосм. Очевидно, що при Pо.н > 0
(якщо Pгiдр > Pосм) розчин буде намагатись виштовхувати, а при Pо.н < 0 — всмоктувати
молекули H2O iз навколишнього середовища. Стан при Pо.н =0 означає, що вода у розчинi
знаходиться в станi бароосмотичної рiвноваги. Отже, рух молекул H2O через перегородку
можливий лише тодi, коли розчини з обох бокiв перегородки (I та II) мають рiзнi осмотичнi
напори, i швидкiсть цього руху буде визначатись градiєнтом цього напору. Тому запишемо
Pо.н(I) = Pгiдр(I) − Pосм(I); Pо.н(II) = Pгiдр(II) − Pосм(II);
∆Pо.н = Pо.н(I) − Pо.н(II) = [Pгiдр(I) − Pгiдр(II)] + [Pосм(II) − Pосм(I)].
Отже, градiєнт осмотичного напору для води на перегородцi складається iз суми гiдро-
статичного i оберненого градiєнта осмотичного тиску. Як видно, iз зменшенням концентра-
цiї розчину за перегородкою [Pосм(II) < Pосм(I)] осмотична складова напору стає вiд’ємною
величиною, тому БО повинен сповiльнюватись i досягати найменшої швидкостi тодi, коли
розчин II — чиста вода.
На вiдмiну вiд iнших видiв осмосу, БО не має концентрацiйних або температурних обме-
жень, тому може проявлятись у водах осадових товщ на будь-яких глибинах, якщо лише
там iснують сприятливi геологiчнi умови: чергування легкопровiдних колекторiв i слабко-
провiдних тонкопористих водотривiв. Найчастiше водотривами є пласти глин, суглинкiв й
аргiлiтiв. При цьому не має особливого значення режим руху вод у колекторах, бо БО може
проявлятись навiть у зонi активного водообмiну. Але результати БО найбiльш помiтними
повиннi бути в зонi дуже обмеженого водообмiну, близького до квазiзастiйного. Можли-
вiсть бароосмотичного переносу води через глини (монтморилонiт, iлiт) при 10–33 МПа iз
розчинiв NaCl з опрiсненням у 10–80 разiв доведено експериментально [7].
Щоб прогнозувати поведiнку пластових вод на рiзних глибинах достатньо знати лише
осмотичнi тиски цих вод, а тиски цi визначаються експериментально. Цю важливу робо-
ту для розчинiв морської солi в широкому дiапазонi концентрацiй i температур виконали
в 1967 р. Стоктон i Летцке; зведену таблицю з їх статтi помiстив у своїй енциклопедичнiй
книзi Р. Хорн [11, с. 395]; на рис. 2 показанi деякi з цих замiрiв у виглядi графiка. Лiнiя
з C = 3,45% вiдповiдає середнiй океанiчнiй водi.
Як видно, при 25 ◦С морська вода має Pосм = 3 МПа. Коли така вода опиниться на
глибинi 200 м, де Pгiдр ≈ 2 МПа, то осмотичний напор у нiй дорiвнюватиме: Pо.н = Pгiдр −
− Pосм = −1 МПа, i вона ще буде мати явно виражену схильнiсть всмоктувати молекули
H2O iз навколишнього середовища. Але на глибинi 850 м, де Pгiдр ≈ 8,5 МПа, будемо мати
Pо.н = 8,5−3,0 = 5,5 МПа, тобто розчин вже буде намагатись видавлювати iз себе молекули
H2O пiд тиском 5,5 МПа. Все залежатиме вiд того, чи iснують шляхи осмотичного вiдводу
ISSN 1025-6415 Доповiдi Нацiональної академiї наук України, 2008, №7 115
Рис. 2. Вплив температури на осмотичний тиск розчинiв морської солi при рiзних концентрацiях (C, %) [11]
цiєї води в iншi водоноснi горизонти з меншим осмотичним напором води. Звичайно такий
бароосмотичний потiк спрямовується у вищий водоносний горизонт, де Pгiдр менший. I це
буде продовжуватись доти, доки в цiй водi концентрацiя солей не пiдвищиться до 10%
i осмотичний тиск досягне 8,5 МПа.
Реальнi прояви повiльного бароосмотичного концентрування пiдземних вод у зонi гi-
пергенезу залежать вiд багатьох факторiв (хiмiчний склад води, термодинамiчнi умови,
властивостi водотривiв тощо) i, головне, вiд часу перебування цих вод у даних геологiчних
умовах. Тому результати в рiзних регiонах мусять бути рiзними. Проте можна назвати
кiлька обов’язкових ознак саме такого механiзму концентрування:
а) у водах морської генези концентрування починається на глибинах понад 300 м; у по-
рових водах метеорного походження в умовах застiйного режиму — на глибинах кiлькох
метрiв;
б) швидкiсть концентрування рiзко збiльшується при пiдвищеннi пластових темпера-
тур понад 30 ◦С у зв’язку з двократним зменшенням енергiї активацiї самодифузiї води
i посиленням впливу термоосмосу та термодифузiї;
в) вертикальна гiдрогеохiмiчна зональнiсть повинна мати планетарний характер, а її
iснування не може залежати вiд складу та вiку осадових порiд, їх генези та клiмату на
Землi;
г) при пiдняттi морських осадiв над рiвнем моря в них починається одночасне бароосмо-
тичне розсолонення пластових i порових вод по цiлому розрiзу; при повторному опусканнi
нижче рiвня моря швидко засолонюється лише верхнiй водоносний горизонт i з’являється
обернена гiдрогеохiмiчна зональнiсть. Тому оберненi та змiшанi типи гiдрогеохiмiчної зо-
нальностi пiдземних вод повиннi проявлятися лише в тектонiчно активних регiонах.
116 ISSN 1025-6415 Reports of the National Academy of Sciences of Ukraine, 2008, №7
Вiдомi гiдрогеологiчнi матерiали з рiзних регiонiв пiдтверджують, що саме такими є ха-
рактернi ознаки вертикальної гiдрогеохiмiчної зональностi майже в усiх артезiанських ба-
сейнах [2, 3 тощо]. Це дає нам право припускати, що бароосмос справдi є основним меха-
нiзмом концентрування пiдземних вод на глибинах до 1000–1500 м, де ще не проявляються
катагенетичнi процеси дегiдратацiї глин, якi ведуть до зменшення мiнералiзацiї порових
i пластових вод. Що стосується вiдтискання порових вод iз глин на менших глибинах, то це
веде лише до переводу частини порових вод у стан пластових, помiтно змiнює осмотичну
проникливiсть глин (спочатку збiльшує, потiм зменшує), але не може змiнити загального
характеру осмотичних процесiв.
Проведений аналiз показує, що в пiдвищеннi концентрацiї пiдземних вод з глибиною мо-
же брати участь цiлий ряд дифузiйних за своєю природою процесiв, але пояснити планетар-
ний характер цього явища, його здатнiсть проявляти себе в будь-яких геологiчних умовах
зони гiпергенезу може лише БО через тонкопористi осади (породи). Рушiйною силою БО
є мiжпластовий градiєнт осмотичного напору води, а результатом — повiльне формування
певної вертикальної гiдрогеохiмiчної зональностi. Проте в особливих геологiчних умовах
на БО можуть накладатися специфiчнi регiональнi процеси (дифузiя солей iз соленосних
вiдкладiв, просочування поверхневих вод по розломах, проникнення гiдротермальних вод
у зонах активного вулканiзму або нафтових вод у нафтогазоносних регiонах), якi здатнi
сильно деформувати або навiть знищити нормальну структуру ВГЗ.
1. Филатов К.В. Основные закономерности формирования химического состава подземных вод и пои-
сковые признаки нефтегазоносности. – Москва: Недра, 1976. – 304 с.
2. Крайнов С. Р., Швец В.М. Гидрогеохимия. – Москва: Недра, 1992. – 463 с.
3. Ферронский В.И., Поляков В.А. Изотопия гидросферы. – Москва: Наука, 1983. – 280 с.
4. Капченко Л.Н. Гидрогеологические основы теории нефтегазонакопления. – Ленинград: Недра, 1983. –
263 с.
5. Смирнов С.И. Введение в изучение геохимической истории подземных вод седиментационных бас-
сейнов. – Москва: Недра, 1974. – 262 с.
6. Дегенс Э. Г. Геохимия осадочных образований. – Москва: Мир, 1967. – 299 с.
7. Hanshaw B.B., Coplen T.B. Ultrafiltration by a compacted clay membrane. II Sodium ion exclusion at
various ionic strengths // Geochim. et cosmochim. acta. – 1973. – 37, No 10. – P. 2311–2327.
8. Bredehoeft J. D., Blyth C.R., White W.A., Maxey G.B. Possible mechanism for concentration of brines in
subsurface formations // Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol. – 1963. – 47, No 2. – P. 257–269.
9. Salvinien Y., Brun B. Mesure des coefficients de selfdiffusion des constituants (ions et solvant) de solutions
salines entre de larges limites de concentrations // C. r. acad. sci. – 1964. – 259, Gz. 7. – P. 565–567.
10. Кротенко В. Г., Дорош А.Е., Иваницкий П.Г. и др. Нейтронные исследования самодиффузии моле-
кул воды в растворах электролитов // Журн. структур. химии. – 1992. – 33, № 1. – С. 72–75.
11. Хорн Р. Морская геохимия (структура воды и химия гидросферы). – Москва: Мир, 1972. – 398 с.
12. Чураев Н. В. Физикохимия процессов массопереноса в пористых телах. – Москва: Химия, 1990. –
272 с.
13. Grim E., Sollner K. True Anomalous Osmosis in Multisolute. Model Membrane Systems // J. Gen. Physi-
ol. – 1960. – 44, No 2. – P. 381–392.
14. Кушнiр С. В. Особливостi поведiнки розчинiв солей на межi з тонкозернистими осадами кварцового
пiску (осмотичнi процеси) // Доп. НАН України. – 2005. – № 5. – С. 138–144.
Надiйшло до редакцiї 22.01.2008Iнститут геологiї i геохiмiї горючих копалин
НАН України, Львiв
ISSN 1025-6415 Доповiдi Нацiональної академiї наук України, 2008, №7 117
|
| id | nasplib_isofts_kiev_ua-123456789-5679 |
| institution | Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| issn | 1025-6415 |
| language | Ukrainian |
| last_indexed | 2025-12-01T13:47:13Z |
| publishDate | 2008 |
| publisher | Видавничий дім "Академперіодика" НАН України |
| record_format | dspace |
| spelling | Кушнір, С.В. 2010-02-02T10:27:08Z 2010-02-02T10:27:08Z 2008 Про причини глибинного концентрування вод артезіанських басейнів у зоні гіпергенезу (фізико-хімічний аналіз) / С.В. Кушнір // Доповіді Національної академії наук України. — 2008. — № 7. — С. 111-117. — Бібліогр.: 14 назв. — укр. 1025-6415 https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/5679 550.41:556.32 It is shown that different processes of the diffusive nature can participate in the rise of mineralization of the edge water, but baroosmose through fine-porous sediments (rocks) always plays the main role. The intraformational gradient of the osmotic pressure of water is a driving force of baroosmose resulting in the gradual formation of the vertical hydrogeochemical zonality at depths up to 1000–1500 m. uk Видавничий дім "Академперіодика" НАН України Науки про Землю Про причини глибинного концентрування вод артезіанських басейнів у зоні гіпергенезу (фізико-хімічний аналіз) Article published earlier |
| spellingShingle | Про причини глибинного концентрування вод артезіанських басейнів у зоні гіпергенезу (фізико-хімічний аналіз) Кушнір, С.В. Науки про Землю |
| title | Про причини глибинного концентрування вод артезіанських басейнів у зоні гіпергенезу (фізико-хімічний аналіз) |
| title_full | Про причини глибинного концентрування вод артезіанських басейнів у зоні гіпергенезу (фізико-хімічний аналіз) |
| title_fullStr | Про причини глибинного концентрування вод артезіанських басейнів у зоні гіпергенезу (фізико-хімічний аналіз) |
| title_full_unstemmed | Про причини глибинного концентрування вод артезіанських басейнів у зоні гіпергенезу (фізико-хімічний аналіз) |
| title_short | Про причини глибинного концентрування вод артезіанських басейнів у зоні гіпергенезу (фізико-хімічний аналіз) |
| title_sort | про причини глибинного концентрування вод артезіанських басейнів у зоні гіпергенезу (фізико-хімічний аналіз) |
| topic | Науки про Землю |
| topic_facet | Науки про Землю |
| url | https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/5679 |
| work_keys_str_mv | AT kušnírsv propričiniglibinnogokoncentruvannâvodartezíansʹkihbaseinívuzonígípergenezufízikohímíčniianalíz |