Характеристика природних підземних вод

Класифікація підземних вод за умовами залягання. За умовами залягання серед вільних (гравітаційних) вод розрізняють приповерхневі води і верховодки, води ґрунтові, пластові безнапірні, пластові напірні, тріщинно-порові, тріщинні, тріщинно-кавернові і тріщинно-жильні [152].

Верховодки у вигляді невеликих лінз залягають у зоні аерації (у верхній частині літосфери), де вони разом з повітрям заповнюють пори і пустоти в породах.

Ґрунтові води розташовані над першим від поверхні водоупором у відносно пухких пористих породах, мають вільну водну поверхню, яка зазвичай змінюється за порами року. Грунтові води поповнюються, головним чином, за рахунок атмосферних осадів.

Пластові безнапірні води зустрічаються в пористих горизонтах, обмежених зверху і знизу водоупорами, за умови неповного заповнення водою колектора.

Пластові напірні води заповнюють пластові пористі, головним чи­ном, піщані, пісковикові й алевролітові колектори, котрі ізольовані в покрівлі та підошві водоупорними товщами. У випадку, якщо порові

колектори додатково розбиті сіткою тріщин, води, які містяться в них, називають тріщинно-поровими (або тріщинно-порово-пластовими).

Тріщинні води розташовані в тріщинах щільних порід, таких як щільні пісковики, кварцити, вапняки і доломіти, мертелі, метаморфічні породи і граніти, глинисті сланці та аргіліти. Вода заповнює в них тріщини текто­нічного походження різного розміру і тріщини вивітрювання. У тих випад­ках, коли в тріщинуватих породах є каверни, котрі притаманні зазвичай вапняковим породам, води, які містяться в таких мішаних колекторах, називають тріщинно-каверновими або тріщинно-карстовими за великого розміру каверн.

Рідко зустрічаються тріщинно-жильні води, які заповнюють великі відкриті тріщини і карстові канали, котрі часто приурочені до систем тектонічних скидів та інших порушень.

Водоносні породи об'єднуються у водоносні горизонти, водоносні комплекси і гідрогеологічні поверхи.

Водоносний горизонт являє собою витриману по площі і розрізу насичену гравітаційною водою товщу гірських порід із близькими гідроди­намічними і гідрохімічними умовами, обмежену в підошві і покрівлі водоупорними породами.

Водоносний комплекс включає, зазвичай, декілька водоносних гори­зонтів, які гідродинамічно сполучені один з одним (на ділянках ослаб­лених водоупорів) і мають близький хімічний склад та мінералізацію. Різні водоносні комплекси розділені між собою достатньо товстими і великими водоупорними горизонтами (товщами). Однак на окремих ділянках водоупори між водоносними комплексами можуть літологічно зміню­ватись і утворювати гідродинамічні „вікна перетікання" або „вікна роз­вантаження" підземних вод аж до земної поверхні.

У більшості гідрогеологічних басейнів виділяють гідрогеологічні поверхи, котрі об'єднують декілька водоносних комплексів. Гідрогео­логічні поверхи, як правило, розділені між собою товстими регіонально витриманими водоупорами, зазвичай складеними евапорітовими поро­дами або товщами пластичних глинистих утворень. Гідрохімічні та інші характеристики гідрогеологічних поверхів істотно відрізняються.

Гідрогеологічні горизонти, комплекси і поверхи, які містять поклади нафти, газу або газоконденсату, часто називаються водонафтогазоносними горизонтами, комплексами і поверхами.

У нафтогазопромисловій гідрогеології по відношенню до покладу вуглеводнів (нафти, газу) виділяють нижні крайові {контурні), пі­дошовні, проміжні {середні), верхні крайові, верхні і нижні води (рис. 1.1).

Рис.1.1- Схема залягання вод

у нафтовому родови­щі (за М.А. Ждановим) [152]: а - нафта; б - гли­ни; в - води: 1 - нижні, 2 -нижні крайові, 3 – підо­шовні, 4 - проміжні, 5 -верхні крайові, 6- верхні

Безпосередньо в покладах вуглеводнів також містяться підземні води -залишкові і конденсаційні та солюційні води.

Залишкові води знаходяться в порах і тріщинах пласта, заповненого нафтою, конденсатом або газом. Іноді до складу залишкової води вклю­чають також зв'язану (сорбовану) воду і вільну воду, що втримується в тонких капілярах.

Парова фаза води спостерігається в газі газових покладів, а перехо­дячи при зміні температури і тиску із газової фази в рідинну, вона формує конденсаційні води, які накопичуються у вигляді вузької облямівки. Вода, яка розчинена в нафті, виділяючись при зміні фізико-хімічних умов у вільну фазу, формує так звані солюційні води.

У складчастих областях (значно нижче зони активного інфільтра­ційного водообміну) виявлено (початок 1960-х p.p.) наявність вод пони­женої порівняно з гідрогеохімічним фоном мінералізації („аномальних" вод) доволі розмаїтого хімічного складу - аж до прісних [368]. Проведені на території Азербайджану, Туркменії, України, Західного Кавказу і Сибіру дослідження показали, що „аномальні" води - це природні води, а їх формування тісно пов'язане із нафтогазоносністю, тобто це конден­саційні і солюційні води. Наявність „аномальних" вод пониженої і низької мінералізації (маломінералізованих вод) встановлено у глибоких гори­зонтах усіх нафтогазоносних провінцій України - у відкладах, що охоп­люють стратиграфічний діапазон від палеозою до неогену. Під поняттям „маломінералізовані води" розуміються прісні, солонуваті і солоні води із мінералізацією менше 30 г/л, а також розсоли, якщо їх мінералізація в два рази і більше нижча від характерної для даного горизонту на досліджу­ваному родовищі, розвідувальній площі, тобто розсоли, опріснені під діянням слабкомінералізованих або опріснених вод.

Достатньо тривале контактування природного газу і води супро­воджується їх взаємним розчиненням та утворенням двох фаз: газопа­рової, в якій водяна пара розчинена в газі (газовий розчин), і водогазової, в якій газ розчинений у воді (рідинний розчин) [368].

Вміст водяних парів у газовій вуглеводневій фазі залежить від темпе­ратури і тиску, а також від складу газової фази у випадку її гетерогенності. В області нормального випаровування-конденсації зі збільшенням темпе­ратури вологонасиченість газу за незмінного тиску збільшується, а при ізотермічному підвищенні тиску знижується. У ретроградній області вологонасиченість газу збільшується і зі зростанням тиску. З цієї причини природний газ у покладах містить певну кількість пароподібної води, що зростає із глибиною залягання, оскільки збільшення в цьому напрямку вологонасиченості внаслідок підвищення температури не компенсується його зниженням за рахунок зростання тиску (табл. 1.1).

Таблиця 1.1 - Зміна вологонасиченості природного газу в покладі з глибиною

При видобуванні газу на поверхню його тиск і температура різко знижуються, зокрема в сепараційних устаткованнях тиск знижується до 5 МПа, а температура до -10°С. У таких умовах вологонасиченість газу становить всього 0, 05 л на 1000 м³. Якщо в пласті вологонасиченість становила, наприклад, 3, 7 л на 1000 м³, то 3, 65 л на 1000 м³ води сконден­сується частково у стовбурі свердловини, промислових комунікаціях, а основна частина - в сепараторі.

Ця сконденсована вода, яка отримана в результаті технологічного процесу видобування газу, називається техногенною конденсаційною водою. За одної і тої ж вологонасиченості пластового газу питома кіль­кість техногенної конденсаційної води може досить помітно змінюватись у залежності від термобаричних умов сепарації.

Якщо б пластовий газ якимось чином було раптово переведено в нормальні умови, то його вологонасиченість не тільки не знизилася б, а збільшилася до 15 л на 1000 м³.

Вхідна вологонасиченість газу в покладі визначається температурою і тиском до початку розробки його. У процесі видобування газу тиск у покладі знижується, що при постійній температурі супроводжується

збільшенням вологонасиченості газу в часі. Для реального покладу з початковим пластовим тиском ЗО МПа і температурою 70°С це збіль­шення показано в табл. 1.2. При видобуванні газу на поверхню в сепа­раторі конденсується понад 90% води. При цьому абсолютна його кіль­кість зростає, як за рахунок збільшення видобутку газу, так і зростання його вологонасиченості в пласті. Зниження видобутку газу на завершаль­ній стадії розробки супроводжується зменшенням кількості техногенної конденсаційної води, хоч питома вологонасиченість газу безперервно зростає. Це твердження справедливе за умови постійної температури в покладі, коли деяке охолодження газу при його розширенні компенсується нагріванням внаслідок теплообміну з навколишніми гірськими породами. Однак у привибійній зоні пласта тиск знижується особливо різко і внас­лідок дросельного ефекту знижується температура. У цьому випадку можлива конденсація води і в привибійній зоні пласта.

Таблиця 1.2 - Зміна вологонасиченості газу в покладу і сепараторі при експлуа­тації

Вода, яка конденсується у стовбурі свердловини, або виноситься на поверхню потоком газу, або стікає по стінках труб і накопичується на вибої.

Формування хімічного складу конденсаційної води визначається молекулярним перенесенням солей у газ. Процес має селективний харак­тер, тому техногенні водні конденсати за своїм хімічним складом не пов­ністю відповідають вхідним пластовим водам: у них, наприклад, більшим є вміст гідрокарбонатів, сульфатів, іноді кальцію і магнію. Оскільки перенесення солей залежить від тиску і температури, склад конден­саційних вод у процесі експлуатації свердловини змінюється (табл. 1.3). - Ізотопний склад техногенних конденсаційних вод залежить від ізо­топного складу вхідних пластових вод і термобаричних умов дистиляції та конденсації. При випаровуванні води в газ відбувається фракціонування ізотопів водню і кисню, в результаті якого пари води ізотопно полег­шуються відносно пластової води. Конденсація води в сепараторі при низькій температурі знову супроводжується фракціонуванням ізотопів тим

більше, чим нижча температура. Внаслідок цих фракціонувань техногенні конденсаційні води ізотопно можуть бути навіть легшими за прісні метео-генні води.

При випробовуванні газових і нафтових свердловин у різних нафто­газоносних басейнах отримано солонуваті і солоні води, що різко відріз­няються за мінералізацією та хімічним складом від гідрогеохімічного фону і які названо природними {пластовими) конденсаційними і солюційними водами [368]. Особливо контрастно це проявляється в тих басейнах, де гідрогеохімічний фон представлено міцними і досить міц­ними розсолами, наприклад у Дніпровсько-Донецькому і Передкарпатському басейнах. Часто поблизу покладів розкривають розсоли, однак їх мінералізація набагато (в два-три рази) є нижчою гідрогеохімічного фону. Таким чином, приконтурні області газових, газоконденсатних і нафтових покладів до початку їх розробки виявляються насиченими опріснілими водами - солонуватими, солоними або розсільними.

Як вияснилось, це опріснення не пов'язано із діянням прісних ме-теогенних вод - техногенним або природним. Причина цього явища -підземна конденсація парів води, початково розчинених у газовій вугле­водневій фазі. Газоутворення, яке відбувається в надрах при високих температурах (пізній катагенез, метагенез), супроводжується наси­ченням газу парами води, причому кількість останніх може бути досить значною. Наприклад, при температурі 250°С і тиску 100 МПа вміст води в природному газі становить біля 100 г/м³. При переміщенні цього газу (достатньо швидкому вздовж лінії найбільших градієнтів тиску, що реалі­зується при вертикальній міграції по розломах) і формуванні накопичення його в менш жорстких геотермобаричних умовах, наприклад при темпе­ратурі 70°С і тиску 39 МПа, в кожному кубічному метрі газу може міститись тільки 1, 7 г води. Надлишкова її кількість (понад 98 г/м³) скон­денсується і в гравітаційному полі займе положення під вуглеводневим покладом. Утворюється облямівка прісних конденсаційних вод подібно такій в промислових сепараторах. Якась частина парів сконденсується на шляхах міграції, однак більша частина накопичиться під покладом в міру його охолодження. Деякі дослідники пропонують називати такі води конденсатогенними.

Встановлено два цикли утворення конденсаційних вод: природний і технологічний. Кожний із них характеризується конкретними процесами, котрі зумовлюють утворення відповідного генетичного типу вод.

У разі технологічного циклу техногенні конденсаційні води утво­рюються в результаті/зниження пластового тиску в покладі в процесі розробки його. При цьому відбувається дистиляція пластової води (кра-

йової, підошовної, залишкової) в газ до повного насичення. Спостерігаєть­ся значне зниження температури газу у стовбурі свердловини, наземних комунікаціях, сепараторах за рахунок дроселювання, низькотемпературна конденсація парів води, утворення конденсаційних вод. Вони накопи­чуються у стовбурі свердловини в міру зниження динамічної сили газо­вого потоку. На завершальній стадії розробки конденсаційні води прони­кають у привибійну зону пласта.

Розглянутим процесам сприяють ізотопні ефекти: фракціонування ізотопів водню і кисню при дистиляції; ізотопне „полегшення" парів води в газоводяній системі, а також конденсаційної води при низькотемпера­турній конденсації (від'ємні температури сепарації).

Конденсаційні води характеризуються деякими хімічними особли­востями. При відсутності домішок пластових вод вони прісні і ультрапрісні (десятки мг/л). їм притаманний різноманітний хімічний склад (хлоридно-гідрокарбонатні натрієво-кальцієві, гідрокарбонатно-хлоридно-сульфатні натрієво-кальцієві та інш.).

У разі природного циклу природні конденсаційні води утворюються в процесі формування накопичень газу. При цьому відбувається високо­температурна конденсація парів води в умовах понижених (у порівнянні із зоною газоутворення) тисків і температур, що супроводжується появою в крайовій (підошовній) частині покладу облямівки конденсаційних вод внаслідок міграції водно-вуглеводневих систем із осередків генерації в зони газонакопичення із меншими значинами тиску і температури.

Розчиняти воду здатні і рідинні вуглеводні (нафта). Якщо при низьких температурах її кількість у нафті є незначною, то при високих (200-250°С) кількість розчиненої води підвищується до 0, 1-0, 3% [368]. Вертикальна міграція такого водонафтового розчину в низькотемпературні зони і формування нафтового покладу супроводжуються виділенням раніше розчиненої води у відокремлену фазу та формуванням під нафтовим накопиченням облямівки солонуватих вод, названих солюційними вода­ми. Так, за підрахунками під нафтовим покладом у верхньокрейдових відкладах Старогрозненського родовища об'єм облямівки становить близько 10^б м³, а в п'яти родовищах Терсько-Сунженської області - понад 7-10⁶ м³. Перенесення солей має селективний характер, так як у воді, котра розчинена в рідинних вуглеводнях, за даними експериментів підви­щувалась відносна кількість гідрокарбонатів, а іони хлору головним чином залишались у нерозчиненій частині мінералізованої води (розсолу). Солюційні води, як і конденсаційні, характеризуються низькою мінералізацією і специфічним сольовим складом, близьким до складу конденсаційних вод і відмінним від такого вод гідрогеохімічного фону.

Супутньою водою називають воду будь-якого походження, що ви­добувається свердловиною із продуктивного пласта разом з нафтою або газом.

У гідрогеологічній практиці часто використовують назви законтурні води (водоносна частина горизонту за контуром продуктивності) і внут-рішньоконтурні води (те ж, що й підошовні).

Форми вираження хімічного складу вод. Мінералізація вод являє собою сумарний вміст у ній розчинених і колоїдних речовин [152].

За ступенем мінералізації (г/л) прийнято розрізняти води прісні -менше 1, солонуваті - 1-10 (до 5 - слабко солонуваті), солоні - 10-50 (за деякими авторами - 10-35), розсоли - понад 50. Додатково також розді­ляють розсоли (г/л): слабкі - 50-100, міцні (середні) - 100-270 (за деякими авторами 100-200), дуже міцні - 270-350 і надміцні - понад 350 [152].

Хімічний склад природних вод прийнято виражати в іонній, еквіва­лентній і процент-еквівалентній формах [315].

Іонна форма являє собою вираз складу води в масових кількостях окремих іонів. Вміст іонів виражається в міліграмах або в грамах на одиницю об'єму або маси (зазвичай 100 см³, 1000 см³, 100 г, 1 кг).

Віднесення вмісту йонів до об'ємних або масових одиниць для прісних вод практичної різниці не має. Для розсолів ці величини вже різняться і при переході від виразу складу води, віднесеного до одиниці об'єму, до складу води, віднесеного до одиниці маси, вміст окремих іонів дово­диться ділити на густину води.

Для вираження вмісту розчинених газів і деяких речовин, що перебу­вають у колоїдному стані, іонна форма не застосовується.

Концентрація розчину може виражатись у молярній формі. Наприклад, молярна концентрація С розчину, отриманого розчиненням 5, 85 г хлористо­го натрію NaCl віл води, С (NaCl) = 5, 85 г/58, 5 (г/моль) /л = 0, 1 моль/л.

Еквівалентна форма вираження складу вод точніше враховує хімічні властивості водного розчину, дає змогу контролювати результати аналізу і обчислювати вміст іонів натрію без прямого аналітичного визначення.

Іони, що перебувають у розчині, реагують один з одним у певних кількостях, які залежать від маси і валентності йонів (в еквівалентних кількостях). Для розуміння цього процесу нагадаємо, що еквівалентом (еквівалентною масою) йона називається частка від ділення йонної маси на її валентність. Наприклад, еквівалент іона Са²⁺ дорівнює 20 (40: 2), а еквівалент іона S0^2-₄ дорівнює 48 (96: 2). Отже, 20 масових одиниць іона Са²⁺ відповідають 48 масовим одиницям іона SO²₄.

Переведення із іонно-масової форми в іонно-еквівалентну здійсню­ється шляхом ділення маси йона, вираженої в міліграмах або грамах, на

величину еквівалента йона. Можна помножити вміст іона в масовій формі на коефіцієнт реакції, який є оберненою величиною еквівалента даного йона (табл. 1.4).

Таблиця 1.4 Еквіваленти і коефіцієнти реакції основних іонів

Наявність перед хімічним символом іона букви r, наприклад rNa⁺, rCl^- і т. д., означає, що вміст даного елементу виражено в еквівалентній формі.

Коли аніони і катіони подаються в еквівалентній формі, то за прин­ципом електронейтральності розчинів сума аніонів ∑ r_а завжди повинна бути рівною сумі катіонів ∑ r_к. Використовуючи це рівняння, можна визна­чити вміст одного із шести головних іонів, якщо визначено п'ять інших. Зокрема, так визначається вміст Na⁺:

Рештою йонів нехтують, оскільки їх вміст є відносно незначним. Для визначення вмісту Na⁺ в іонній формі отриману величину rNa⁺ множать на його еквівалент.

Процент-еквівалентна форма є модифікацією еквівалентної форми. Вона показує відносну частку кожного йона в загальній сумі розчинених іонів. Загальна сума всіх іонів, взятих в еквівалентній формі, прирівню­ється 100%, а сума катіонів, яка дорівнює сумі аніонів, становить 50%. Іноді за 100% беруться сума катіонів і сума аніонів, тоді загальний вміст іонів становить 200%.

Оскільки процент-еквівалентна форма вільна від урахування ступеня мінералізації води, це дає змогу порівнювати хімічний склад вод з різною величиною мінералізації.

Результати хімічного аналізу природних вод зазвичай зводяться в таблицю із обов'язковим зазначенням дати та умов відбирання проби води (табл. 1.5).

Наявність прочерку в графі, яка відповідає вмісту натрію в іонній формі, вказує на те, що аналіз проводився без прямого визначення. Число міліграм-еквівалентів натрію в цьому випадку визначалось за різницею сум аніонів і катіонів. Масовий вміст натрію знаходиться шляхом помно­ження числа його міліграм-еквівалентів на еквівалентну масу (50, 5-23 = 1161, 5).

Таблиця 1.5 -Хімічний склад води (відносна густина р²⁰₄ = 1, 025; температура t = 35°С; водневий показник рН = 6, 5; газовміст G = 150 см³/л)

Класифікація підземних вод за сольовим складом. За основу класи­фікацій вод брались різні ознаки - походження вод, характер їх залягання, властивості вмісних порід, гідравлічні властивості порід-колекторів, хімічний склад вод (як іонно-сольовий, так і газовий), фізичні властивості вод, вік водоносних порід і т. д.

Серед хімічних класифікацій можна виділити класифікації за вмістом і складом мінеральних розчинених речовин (Ч. Кларк, С.А. Щукарьов, В.А. Сулін), за складом газів, що спонтанно виділяються з вод (A.M. Овчинніков), за складом газів, розчинених у природних водах (В.І. Вернадський), за наявністю у водах бальнеологічних цінних елементів і сполук, за сукупністю різних ознак, за складом мінеральних розчинених речовин і наявністю у водах характерних хімічних компонентів, специ­фічних для основних природних умов існування вод.

Класифікації природних вод за сольовим складом досить багаточисельні і різноманітні.

Класифікації Ч. Кларка, В.А. Александрова, С.А. Щукарьова, Н.І. Тол-стихіна побудовані за ознакою переважання у водах аніонів і катіонів. Ч. Паль-мер не брав до уваги кількісне переважання, а виходив із характерних співвідношень між іонами і групами йонів. Мішаними класифікаціями, що враховують як кількісне переважання йонів, так і характерні співвідно­шення між ними, є і класифікація В.А. Суліна, в якій основне значення на­дається характерним співвідношенням, і класифікація О.А. Алекіна, в якій перевага віддається кількісному переважанню.

В основу ряду класифікацій покладено кількісне переважання голов­них іонних компонентів. До їх переваг відноситься простота: виділяються три класи вод - гідрокарбонатний, сульфатний і хлоридний, в кожному з яких уособлюється по три підкласи - кальцієвий, магнієвий і натрієвий. Недоліком такого розподілу є відсутність класів і підкласів мішаного характеру, оскільки часто спостерігаються води, в яких переважаючі йони містяться приблизно в рівних кількостях.

Для розпізнавання вод за хімічним складом у гідрогеології найчастіше користуються класифікацією О.А. Алекіна (рис. 1.2). Води розділяють за переважаючими аніонами на три класи: гідрокарбонатний (rНС0₃^- + rCO^2-₃), сульфатний (rSO ^2-₄) і хлоридний (rСІ^-). У кожному класі за перева­жаючим катіоном виділяють три групи: води кальцієві, магнієві і натрієві. Типи вод підрозділяють за співвідношенням між іонами (в міліграм-еквівалентах) на чотири типи:

а) води першого типу характеризуються співвідношенням rHCO ^2-₃ > (rCa²⁺ + rMg²⁺), вони зазвичай пов'язані із виверженими породами;

б) води другого типу визначаються співвідношенням rHCO^-₃ < (rCa²⁺ + rMg²⁺) < (rНСО^-₃ + rSO^2-₄) і пов'язані із осадовими породами та продук­тами їх вивітрювання (поверхневі і грунтові води);

в) для вод третього типу характерним є співвідношення rCl^- > rNa^- або (rHCO^-₃ + rSO^2-₄) < (rCa²⁺ + rMg²⁺), до цього типу відносяться води морів і сильно мінералізовані підземні води;

г) у водах четвертого типу відсутній гНС0₃^-, тобто ці води кислі і тому перебувають тільки в сульфатному і хлоридному класах.

Рис. 1.2- Схема класифікації природних вод за U.A. Алекіним

Для оцінки нафтових вод використовують характеристики Ч. Пальмера, що являють собою групи солей, утворених з іонів за правилом Фрезеніуса, який стверджував, що йони з'єднуються між собою в порядку зменшення хімічної активності. Послідовність ступеня активності основ­них іонів така: аніони СІ^-, SO^2-₄, НСО^-₃; катіони Na⁺, Mg²⁺, Са²⁺. Іони Вг^-, І^- розташовуються за йоном СІ^-, іони Н⁺, Fe³⁺, Al³⁺ - після йона Са²⁺, іон HS^- -після йона HCO^-₃, іон К⁺ - перед іоном Na⁺, іон NH⁺₄ - після йона Na⁺.

У відповідності з правилом Фрезеніуса СІ^- сполучається з Na⁺; при надлишку СІ^- його залишок сполучається з Mg²⁺, а у випадку переважан­ня і над Mg²⁺ сполучається з Са²⁺. При надлишку йона натрію його зали­шок сполучається із сульфат-іоном, а у випадку переважання натрію і над сульфатом він сполучається з гідрокарбонатом:

Ч. Пальмер виділив шість сольових характеристик, з яких основне значення мають: перша солоність S₁, друга солоність S₂, перша лужність А_и друга лужність А₂.

Перша солоність S₁ зумовлена солями основ і сильних кислот, в природних водах це є хлориди натрію і сульфати натрію. Друга солоність S₂ визначається солями лужноземельних металів і сильних кислот, тобто хлоридами і сульфатами кальцію і магнію. В принципі друга солоність є не що інше як постійна жорсткість води.

Перша лужність А₁ зумовлена солями лужних металів і слабких кислот, в природних водах це є NaHC0₃. За наявності соди вода має лужну реакцію. Згідно з правилом Фрезеніуса наявність першої лужності А₁ виключає можливість другої солоності S₂ тієї ж води. За наявності S₂ воду відносять до жорстких, а при А₁ - до лужних. Друга лужність А₂ визначає наявність солей лужноземельних металів і слабких кислот (гідрокарбонати кальцію і магнію), тобто жорсткість, що усувається.

Окрім цих основних характеристик за Пальмером виділяються ще третя солоність S₃ і третя лужність А₃, однак солі, що їх зумовлюють, рідко зустрічаються в природних водах. Третя солоність S₃ отримується при комбінуванні сильних кислот з іонами тривалентних металів. Вона зумовлюється хлоридами і сульфатами заліза, алюмінію, вільними соля­ною і сірчаною кислотами. Наявність третьої солоності S₃ визначає кислотні властивості води. Під третьою лужністю А₃ розуміють поєд­нання слабких кислот з тривалентними катіонами.

Характеристики Пальмера розраховуються в процент-еквівалентній формі.

При

При

Зображення складу води за допомогою характеристик Пальмера базувалось на визнанні молекулярної форми існування солей в природних водах. Оскільки в прісних і маломінералізованих водах солі перебувають

у вигляді дисоційованих іонів, застосування характеристик Пальмера для них є неправочинним. Крім того, ці характеристики не відображають геохімічні відмінності між хлоридами і сульфатами, які об'єднуються в групу „сильних кислот". Однак можливість за допомогою характеристик Пальмера відображати такі властивості вод, як лужність, жорсткість, кислотність, дає змогу користуватись ними поряд з іншими видами зображення складу вод.

Саме класифікація Ч. Пальмера (табл. 1.6) була першою класи­фікацією „бурових" вод, у якій води поділялись на п'ять класів за спів­відношенням іонів і сольових характеристик. Оскільки 2-й і 4-й класи в природі практично не зустрічаються, всі води поділяються тільки на три класи. Недоліками цієї класифікації є формальний підхід до виділення класів, надто загальне виділення тільки трьох класів, відсутність кіль­кісного вмісту різних іонів, деяка умовність при комбінуванні йонів в різні сольові характеристики.

Таблиця 1.6- Класифікація вод за Ч. Палмером

Клас	Співвідношення йонів	Характеристики Пальмера	Примітки
		А1 > 0; S2 = 0; S 3 = 0	Лужні („м'які") води
		А1 = 0; S2 = 0; S3 = 0	Практично не зустрічаються
		А1 = 0; S2 > 0; S3 = 0	Жорсткі води
		A1 = 0; A2 = 0; S3 = 0	Практично не зустрічаються
		A1 = 0; Аг = 0; S3 > 0	Кислі води

У нафтовій гідрогеології широко користуються генетичною класи­фікацією В.А. Суліна, яка містить елементи класифікації Ч. Пальмера та дає змогу розрізняти води не тільки за їх хімічним складом, але і за умовами генезису. За класифікацією В.А. Суліна всі води за співвідношен­ням між міліграм-еквівалентами йонів діляться на чотири генетичних ти­пи: хлоридно-кальцієвий, хлоридно-магнієвий, гідрокарбонатно-натрієвий і сульфатно-натрієвий (табл. 1.7). Всередині типів вод за переважаючим аніоном виділяються групи вод: гідрокарбонатна, сульфатна і хлоридна, всередині груп за переважаючим катіоном виділяються підгрупи: нат­рієва, магнієва, кальцієва.

В.А. Сулін назвав виділені типи вод „генетичними", тому що за складом вони приблизно відповідають основним природним умовам формування і знаходження вод у надрах.

Таблиця 7.7- Класифікація вод за В.А. Суліним

Тип води	Діагностичні коефіцієнти	Характерна обстановка формування вод
Сульфатно-натрієвий		Води земної поверхні і зони вільного водообміну
Гідрокарбонатно-натрієвий		Води земної поверхні, зон вільного і утрудненого водообміну
Хлоридно-магнієвий		Води морів і океанів та зони утрудненого водообміну
Хлоридно-кальцієвий		Води зон відсутності або утрудненого водообміну, особливо при високій їх мінералізації

Графічне зображення класифікації (рис. 1.3) являє собою два спря­жених квадрати, по сторонах яких відкладаються величини чисельників і знаменників „генетичних" коефіцієнтів. Кожний тип на графіку займає трикутник, який утворюється в результаті ділення квадрата діагоналлю, і включає три групи за переважаючим аніоном. Таким чином, виділяються хлоридні, сульфатні і гідрокарбонатні групи.

Рис 1.3-Діаграмаскладу підземних вод за В.А. Суліним

Практика користування класифікацією Суліна показала, що при неве­ликих відхиленнях величин коефіцієнтів від одиниці, тобто в зонах пере­ходу від одного типу до іншого, води слід відносити до перехідних типів. За переважаючим катіоном групи діляться на підгрупи: натрієву, магнієву і кальцієву. Однак підгрупа виділя­ється тільки в тому випадку, якщо перева-жаючий катіон дає основну сольову масу з переважаючим же аніоном.

В основу описаної кла-сифікації В.А. Суліним було закладено ідею про можливість визначення поход­ження і умов існування води за її хі­мічним складом. Він припускав, що хімічний склад вод визначаєть­ся умовами їх формування в пев­ному природному середовищі, яких на Землі можна виділити три: кон­тинентальне, морське і підземне.

Перевагою _За В.А. Суліним

нею, можна з певним ступенем достовірності визначати умови фор­мування вод. До недоліків слід віднести умовність у назвах типів, утво­рених від назв солей, ймовірно характерних для даного типу.

У класифікації С.А. Щукарьова застосовано принцип переважання одного або декількох із трьох головних аніонів та одного або декількох із трьох головних катіонів, що містяться в кількості понад 12, 5%-екв (суми аніонів і катіонів беруться за 50%-екв). Води за переважаючими аніонами отримують назву хлоридних, гідрокарбонатно-хлоридних, хлоридно-сульфатно-гідрокарбонатних і т. д., за переважаючим катіонам - натрієві, натрієво-кальцієві, натрієво-магнієво-кальцієві і т. д.

Часто типи вод називають за переважаючими компонентами в міру зменшення їх вмісту, причому в назві фігурують ті з них, які складають не менше 10% основного аніонного або катіонного складу [368], на­приклад, вода хлоридного натрієвого типу, гідрокарбонатно-хлоридного натрієвого типу, хлоридного натрієво-магнієво-кальцієвого типу, тобто називаються окремо аніони і катіони.

Рис. 1.4- Гідрогеохімічна система природ них вод за A.M. Овчинніковим

A.M. Овчинніков в 1954 р. запропонував класифікацію, по­будовану на поєднанні при-нципів виділення природних обста­новок існування при-родних вод за складом газів і розділення вод всередині даної обстановки за переважаючими зонами. її можна подати схемою-графіком, яка скла-дається з трьох вертикально розташованих квад­ратів (рис. 1.4). Верхній квад­рат хара-ктеризує води з газами окислювальної обстановки (азот, кисень, вуглекислота), середній включає води з газами відновлювальної обста-новки (метан, сірководень, вуглекислота, азот), нижній відповідає газам мета­мор-фічної обстановки, в основ­ному вуглекислоті. По осі аб­сцис кожного квадрата справа наліво відкладаються основні - катіони, а по осі ординат зверху вниз - основні ані-они. Кожний

квадрат розділено по діагоналі, яка відповідає величині rNa⁺ІrCl^- = 1, що дає змогу встановлювати деякі характерні співвідношення між іонами.

Всі води поділяються на 24 класи, які позначаються римськими циф­рами з індексами, що відповідають обстановкам (о - окислювальній, в -відновлювальній, м - метаморфічній). Окислювальна обстановка, яка визначається наявністю азоту, кисню і вуглекислоти, характерна для формування вод поверхневих водоймищ і неглибоко залеглих підземних вод. Відновлювальна обстановка, яка визначається наявністю метану, сірководню, вуглекислоти і біогенного азоту, типова для глибинних, зок­рема нафтових вод. Метаморфічна обстановка, яка характеризується переважанням вуглекислоти, типова для вод зон молодої вулканічної діяльності.

Наочне зображення хімічного складу природних вод за формулою М.Г. Курлова являє собою псевдодріб, у чисельнику котрого розташо­вуються аніони (в процентах у відношенні до кількості речовини екві­валента) в порядку убування їх вмісту, в знаменнику - в такому ж порядку катіони. Початкові йони, вміст яких був менше 10%, у формулі не вказу­валися. Зліва від формули приводився вміст газів (г/дм³), символи специфічних компонентів і мінералізація води, позначена буквою М. Справа від дробу вказувались водневий показник (рН), температура води (°С), витрата води джерела або дебіт свердловини (м³/добу), наприклад:

Формула Курлова неодноразово удосконалювалась І.Ю.Соколовим, О.А. Алекіним, У.М. Ахмедсафіним і Ж. Сидиковим та інш. У результаті цих видозмін у ній тепер показуються всі аніони і катіони, концентрація яких перевищує 1% кількості речовини еквівалента.

Один із варіантів зображення хімічного складу води у вигляді формули Курлова І.Ю. Соколов назвав „формулою речовинного складу води"; фор­мула має вигляд:

У.М. Ахмедсафін та Ж.Сидиков запропонували ввести у формулу Курлова значину абсолютної концентрації головних іонів (г/дм³), зали­шивши при цьому і значини, що виражені в процентах кількості речовини еквівалента; для зручності показу концентрації та відносного складу вони застосували умовні символи, які запропонував Алекін: карбонатні та гід-рокарбонатні іони позначаються через С, сульфатні - через S, хлоридні -через СІ тощо. За модифікацією вказаних авторів формула Курлова для

води Александровсько-Єрмолинського джерела в м. П'ятигорську має вигляд:

Формула Курлова, яка записана за цим способом дає змогу повніше відбити усі найважливіші характеристики хімічного складу води - від­носний хімічний склад води та концентрацію усіх компонентів цього складу.

Характеристики Пальмера легко обчислюються за допомогою гра­фічних зображень (графік Роджерса). Слід зазначити, що графічні методи зображення складу вод широко застосовуються для наглядного

Рис. 1.5- Графік Роджерса

порівняння складів різних вод і для подання їх на картах і розрізах.

Графік Роджерса (рис. 1.5) складається із трьох прямокутників. У крайніх прямокут­никах розташовано в порядку зменшення хі­мічної активності відповідно аніони і катіони. Повна висота кожного із цих прямокутників відповідає 50%-екв. У середньому прямокут­нику показано характеристики Пальмера. Йо­го висота відповідає 100%-екв. Графік Род­жерса зображає склад вод у процент-еквівалентній формі і дає змогу швидко визначити характеристики Пальмера.

Рис. 1.6- Графік-круг Толстихіна

Графік-круг Толстихіна також призначе­ний для зображення складу окремих проб води в процент-еквівалентах (рис. 1.6). Міне-ралізація води зазвичай відповідає радіусу кола, який взято у певному масштабі. Цей графік зручний для нанесення аналізів одиничних проб вод на карту. З його допомогою можна зображувати, також і склад розчинних і вільних газів.

Метод „узорів", який запропоновано Стіффом, полягає в тому, що головні йони (в міліграм-еквівалентній формі) відкладаються у певному масштабі, як відрізки, від одної за­гальної осі. Кінці відрізків, які з'єднані ламаною лінією, утворюють узор (рис. 1.7).

Відомо також і інші графічні зображення

хімічного складу вод (рис. 1.8).

Рис. 1.7- Графік-узор Стіффа

Рис. 1.8 - Графічне зображення хімічного складу підземних вод за В.Н. Корценштейном

Будь-яка гідрохімічна карта властиво являє собою графічне зоб­раження хімічного складу вод.

Зональність підземних вод. Узагальнено в межах дослідженої час­тини пластових водонапірних систем здебільшого виділяють три гідро­динамічні і газогідрохімічні зони: вільного (активного) водообміну, ут­рудненого водообміну і застійного режиму (надзвичайно утрудненого водообміну), які розрізняються як за генезисом підземних вод, так і за природою енергетичного потенціалу [109, 152].

Зона вільного водообміну займає верхні частини розрізу до глибин біля 50 м, за іншими даними до 300-500 м (зона аерації, води ґрунтові, міжплас-тові безнапірні і пластові напірні). У межах зони відбувається інтенсивний рух вод зі швидкістю від десятка сантиметрів до метрів за рік і більше,

температура не перевищує 20°С. Природа енергетичного потенціалу гідро­статична. Води зазвичай прісні або слабко мінералізовані, інфільтраційного походження, різних генетичних типів за В.А. Суліним. У районах розвитку галогенних відкладів мінералізація вод може бути підвищеною. У під­земних водах цієї зони містяться переважно атмосферні гази (азот, кисень, діоксид вуглецю). Геохімічне середовище в зоні окислювальне, реакція води лужна. На формування геохімічної характеристики вод великий вплив виявляють кліматичні та інші фізико-географічні умови.

Зона утрудненого водообміну - проміжна між зоною вільного водо­обміну і застійного режиму - залягає на глибинах 500-1500 м. Води пластові, напірні. У межах зони води рухаються від областей інфільтрації до занурених частин басейну зі швидкістю від одиниць до десятків сантиметрів за рік. Природа енергетичного потенціалу - гідростатична. У поповненні ресурсів підземних вод зони поряд із водами інфільтрацій­ного генезису певну роль відіграють і седиментаційні води (води захоп­лення). Температура тут зазвичай змінюється в діапазоні 20-40°С. Води хлоридно-кальцієві, іноді хлоридно-магнієві і гідрокарбонатно-натрієві із більшою мінералізацією (5-10 г/л). У водах розчинені зазвичай гази мішаного (азото-вуглеводневого і вуглеводнево-азотного) складу. У цій зоні окислювальна обстановка змінюється перехідною (окислювально-відновлювальною). У формуванні геохімічної обстановки підземних вод цієї зони поверхневі фактори помітної ролі не відіграють.

Зона застійного режиму займає нижні частини осадового чохла і залягає на глибинах 1500-4000 м. Напори підземних вод в межах зони в значній мірі визначаються геостатичним (гірничим) тиском (ексфільтраційні водонапірні системи). Рух підземних вод дуже сповільнений, швидкість - від одиниць до декількох десятків міліметрів за рік. У нижніх частинах зони застійного режиму швидкість підземних вод нерідко зіставима зі швидкістю тектонічних рухів водоносних комплексів. У таких умовах напрямок руху підземних вод може неоднократно змінюватись протягом періоду розвитку басейна. Температури вод тут 40-100°С. Води зазвичай високомінералізовані (десятки - перші сотні грамів на літр), хлоридно-кальцієвого типу, головним чином седиментаційного генезису. У верхній частині зони переважають води захоплення, із глибиною зростає роль вод відтиснення, відроджених і літогенних вод. А це призводить до гідрогеологічної інверсії (обернення), яка виражається в зменшенні міне­ралізації (опріснення) глибинних вод. Гази, розчинені у цих водах, пере­важно вуглеводневого складу, в них поряд із метаном відмічається підви­щений вміст його гомологів. У нижніх частинах цієї зони помітну роль у складі водорозчинних газів починає відігравати діоксид вуглецю. Геохі­мічне середовище в межах зони - повсюдно відновлювальне.

Багато дослідників гідрогеологічну зональність пов'язують із ста­діями літогенезу осадових порід. При таких зіставленнях слід враховувати напрямлено-переривчастий характер розвитку водонапірної системи нафтогазоносного басейну. Водонапірна система нафтогазоносного ба­сейну спочатку розвивається як ексфільтраційна. Для неї характерними є практично всі стадії літогенезу в залежності від товщини і термобаричних умов надр. В епохи переривів осадонакопичення у верхніх частинах басейну розвивається інфільтраційна водонапірна система - зона вільного водообміну. У міру збільшення глибини інфільтрації вона охоплює пос­лідовно зони прото-, мезо- і апокатагенезу. Відповідно і зони утрудненого і застійного режиму переміщаються по зонах літогенезу.