Глава 1. Проблема обводнення свердловин

1.1. Характеристика вод. Джерела, причини, шляхи та наслідки обводнювання свердловин

Обводнювання видобувних нафтових і газових свердловин витіс-нювальною водою за водонапірного режиму - процес закономірний і неминучий, який відбувається внаслідок просування водонафтового (га-зоводяного) контуру у внутрішню частину покладу, раніше насичену нафтою (газом) [108, 109]. Однак відбирання нафти (газу) часто супро­воджується передчасними (не пов'язаними із виснаженістю, зужитістю пласта), неконтрольованими проривами води у видобувні свердловини. Разом з тим обводнення свердловин може відбутися водами різної міне­ралізації інших водоносних пластів через наявність негерметичності конструктивних елементів самої свердловини як споруди (експлуа­таційна колона, цементний камінь тощо). Тому слід виділяти законо­мірне, передчасне і аварійне обводнення свердловин. Ремонтно-ізоля­ційні роботи доцільно виконувати у випадках передчасного і аварійного обводнень.

1.1.1. 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

43

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).

44

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.

45

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

Глибина, м	Пластовий тиск, МПа	Температура, °С	Вологонасиченість, г/м3
500	4,90	25	0,7
1000	9,81	40	0,8
2000	19,62	65	1,7
3000	29,43	90	3,7
4000	39,24	115	4,8
5000	49,05	140	10,5

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

46

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

Період експлуата­ції, роки	Пласто­вий тиск, МПа	Волого­насиче­ність, г/м3	Темпера­тура се­парації, °С	Тиск сепарації, МПа	Вологонаси­ченість після сепа­рації, г/м3	Кількість во­ди, що конде-сується при сепарації, г/м3
Початок	30,00	1,7	-9,0	4,90	0,07	1,63
5	20,53	2,0	-5,0	5,89	0,09	1,91
10	12,20	2,9	-3,2	4,90	0,11	2,79
15	7,50	3,9	-5,2	1,85	0,20	3,70
20	6,21	4,6	-3,0	1,03	0,40	4,20
25	5,50	6,0	-4,7	0,86	0,40	5,60

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

47

48

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-

49

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.

50

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

51

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

Таблиця 1.4Еквіваленти і коефіцієнти реакції основних іонів

Іон	Еквівалент	Коефіцієнт реакції	Іон	Еквівалент	Коефіцієнт реакції
Са2+	20,0 (20,035)	0,050 (0,499)	С1-	35,5 (35,476)	0,0282
Mg2+	12,2 (12,16)	0,0820 (0,0822)	SO2-4	48,0 (48,03)	0,0208
Na+	23,0 (22,997)	0,0435	НС03-	61,0	0,0164
K+	39,1	0,0256	СО32-	30,5 (30,0)	0,0328 (0,333)

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).

52

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)

Аніони		Вміст на 100 г води
	мг	мг-екв.	%-екв.
Сl-	3223,4	90,8	48,7
SO2- 4	96,0	2,0	1,1
НСОз-	30,5	0,5	0,2
Na+	(-) 1161,5	50,5	27,1
Mg2+	148,8	12,2	6,5
Са2+	612,0	30,6	16,4
∑(а + к)	5272,2	186,6	100,0

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.

53

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:

54

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

55

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
1		А1 > 0; S2 = 0; S 3 = 0	Лужні („м'які") води
2		А1 = 0; S2 = 0; S3 = 0	Практично не зустрічаються
3		А1 = 0; S2 > 0; S3 = 0	Жорсткі води
4		A1 = 0;A2 = 0; S3 = 0	Практично не зустрічаються
5		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.

56

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.

Рис1.3-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

57

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

58

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

59

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).

60

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,

61

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.

62

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.