геохимия ответы 2

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Многие типы минеральных вод оказывают на организм человека лечебное воздействие именно благодаря содержанию в этих водах биологически активных микрокомпонентов (Fe, Br, I, В, F, As, Si). Из промышленных вод извлекаются такие микрокомпоненты, как I, Вг, В,.Li, Rb, Sr и др.

3. Газы.

Различают сорбированные, растворенные и свободные газы. Между свободными и растворенными газами существует динамическое равновесие, которое нарушается при изменении температуры и давления. Основными газами подземных вод являются: 02, N2r С02, H2S, C„H2n+2, Ha, NH3, He, Rn, Ne, Аг, Xe, Кг.

По происхождению газы делятся на следующие основные группы: 1) воздушные (N2, 02, С02, Ne, Аг), проникающие в литосферу из атмосферного воздуха; 2) биохимические (СН<Г С02, N2, H2S, Hi, Оа, ТУ—тяжелые углеводороды), образующиеся при разложении микроорганизмами органических и минеральных веществ; 3) химические (СО2, H2S, Н2, СН4, СО, N2, НС1*, HF*, SO2, NH3), образующиеся в результате взаимодействия воды и породы при нормальных и высоких давлениях и температуре; 4) радиоактивные и ядерных реакций (Не, Rn).

Концентрация газов в подземных водах (газонасыщенность)— это объем газа, растворенный при 0°С и нормальном давлении в одном объеме воды. Выражается в весовых единицах— числом граммов или миллиграммов газа, растворенных в 1 л воды (г/л), мг/л), и объемных единицах — числом миллилитров в 1 л воды (мл/л, см3/л) или числом кубометров газа на кубометр воды (м3/м3). Для пересчета миллилитров газа в миллиграммы нужно объем газа в миллилитрах, приведенный к нормальным условиям, умножить на коэффициент, равный относительная молекулярная масса газа/22,414.

Давление насыщения (или упругость) газа — это энергия-давление), которая удерживает газ в водорастворениом состоянии. В СИ выражается в мегапаскалях.

Растворимость газов в подземных водах. По закону Генри; весовое количество газа, растворенного в данном объеме жидкости, прямо пропорционально давлению газа (или парциальному давлению в смеси газов). В соответствии с этим законом давление насыщения газа, в данном объеме жидкости, прямо-пропорционально объему растворенного газа.

Наиболее химически активными в подземных водах являются кислород, углекислота, сероводород, водород. Содержание растворенного кислорода в подземных водах обычно изменяется от <1 до 20 мг/л. Он расходуется на различные окислительные процессы и поэтому с глубиной, т. е. по мере удаления от атмосферы и зон фотосинтеза, его содержание в подземных водах уменьшается. Но тем не менее известно присутствие кислорода в подземных водах на глубинах до 1000 м и более.

4. Органические соединения.Компонентами органических веществ являются представители всех химических групп (углеводы, белки, липиды) и классов (карболовые кислоты, углеводороды, спирты, альдегиды, кетоны, амины, эфиры), изучаемых в органической химии.

Важнейшей характеристикой водорастворенных органических веществ является величина их общего количества и содержание химических элементов, входящих в состав индивидуальных органических соединений (Сорг, NQpr и Рорг).

Наиболее точной характеристикой общего содержания органических веществ а подземных водах является величина Сорг. При этом важно, чтобы метод его определения учитывал все формы, виды и состояния органических веществ: истинно растворенные и коллоидные, летучие и нелетучие, кислые, основные, нейтральные и т. д. Большое значение в органической гидрогеохимии имеют гумусовые вещества. Среди них выделяют высокомолекулярные соединения сложного строения, такие как гуминовые кислоты и фульвокислоты. Широко распространены (во всех типах подземных вод) гумусовые вещества (гуминовые кислоты и фульвокислоты), масла, смолы, высокомолекулярные кислоты, которые могут быть отнесены к постоянно присутствующей стабильной группе водорастворенных органических соединений.

Основными источниками поступления органических веществ в подземную воду являются горные породы, почвы, нефтяные залежи. Часть органических веществ поступает в подземную воду в готовом виде. Это в основном химически и биологически стойкие соединения типа гумусовых веществ, фенолов, углеводородов и др.. Другая часть является продуктом сложных физико-химических и биохимических превращений.

Все содержащиеся в подземных водах органические вещества в той или иной степени участвуют в био- и геохимических процессах. Так, они играют важную роль в образовании органических миграционных форм элементов. Многие химические элементы вступают в химическое взаимодействие с органическими веществами, образуя прочные комплексные, элементоорганические соединения. Этот процесс играет существенную роль в переводе элементов из породы в водный раствор, в изменении миграционной способности элементов. Все это в конечном итоге проявляется в формировании химического состава подземных вод.

5. Микрофлора.

Все микроорганизмы подразделяются на микроскопические одно- и многоклеточные животные (простейшие) и растения (водоросли, бактерии, дрожжи и плесени). Размеры их составляют от долей до десятков и сотен микрометров. Из микроорганизмов в подземных водах наибольшее значение имеют бактерии, хотя обнаружены также микроскопические водоросли, простейшие и вирусы. К группе бактерий относится большая часть одноклеточных микробов.

Для своей жизнедеятельности бактерии используют питательные вещества, среди которых могут быть практически все органические соединения (жиры, углеводы, протеины, целлюлоза, хитин, углеводороды и др.), а также минеральные вещества, газы и вода. Энергия для развития бактерий получается ими в процессе биологического окисления, заключающемся в переносе водородных атомов и электронов с молекул субстрата (доноров водорода) на другие вещества (акцепторы водорода).

Различают аэробные и анаэробные бактерии. Первые развиваются при наличии свободного кислорода в воде, а вторые — при его отсутствии. По характеру обмена веществ бактерии разделяются на автотрофные и гетеротрофные. Автотрофы в своей жизнедеятельности используют энергию фото- и хемосинтеза. Гетеротрофы для построения своего

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

организма нуждаются в готовых органических соединениях. В подземных водах распространены обе группы бактерий, но преобладают гетеротрофы.

В грунтовых и пресных водах зоны активного водообмена артезианских бассейнов наблюдается интенсивное развитие гнилостных, сапрофитных, окисляющих фенол, денитрифицирующих, клетчатковых и метанобразующих бактерий.

На развитие бактерий в подземных водах влияют термобарические условия. Для специфической группы термофилов нижний предел температуры, при котором возможен рост, равен 37 *С, а оптимальные температуры составляют 50—60 °С. Верхний предел температуры, при котором еще может протекать, хотя и в ослабленном виде, жизнедеятельность микроорганизмов, равен не более 100 °С, а нижний—минус 3°С.

Давление способствует развитию бактерий. Так, опытами установлено, что развитие Vibrio desulfuricans активизируется при температуре 30 °С и повышении давления от 0,1 до 100 МПа, затем резко падает.

Минерализация воды и ее химический состав практически мало влияют на жизнедеятельность микрофлоры. Существует ряд микроорганизмов, способных развиваться при концентрации солей до 300 г/л и более. Отмечено угнетающее влияние на рост бактерий некоторых катионов, среди которых в первую очередь следует назвать серебро, ртуть, медь, свинец и др. Содержащиеся в подземных водах бактерии выполняют большую геохимическую работу, видоизменяя химический и газовый состав вод.

2.Молекулярная диффузия, закон Фика, значение в формировании химического состава ПВ.

Молекулярная диффузия — это самопроизвольный процесс переноса вещества, приводящий к установлению однородного равновесного распределения концентраций веществ в результате беспорядочного теплового движения молекул, атомов, ионов, коллоидных частиц в тазах, растворах или твердых соединениях. Это универсальный самопроизвольный процесс, протекающий как в индивидуальном веществе, так и а смеси веществ независимо от их агрегатных состояний. Посредством молекулярной диффузии любая однофазная (гомогенная) система стремится выравнять концентрации веществ в любой точке системы и перейти в состояние термодинамического равновесия.

После установления в системе однородного распределения частиц процессы молекулярной диффузии прекращаются, но беспорядочное тепловое диффузионное движение частиц продолжается. Такое безградиентное движение частиц в однокомпонентной системе называется самодиффузией. Макроскопически оно не проявляется и поэтому не относится к явлениям переноса.

Если имеется система из двух или более фаз, причем концентрации рассматриваемого компонента в разных точках фаз неодинаковы, то возникают направленные диффузионные токи, стремящиеся выравнять концентрации. Такая система стремится посредством диффузии перейти IB состояние термодинамического .равновесия, характеризующегося равенством концентраций (активностей) каждого из компонентов в любой точке каждой фазы системы. При этом в таких гетерогенных системах, например, в системе «вода — по рода >, диффузия может происходить как из объема раствора к поверхности твердого вещества (или наоборот) — это так называемая внешняя диффузия, так и IB объеме твердого вещества — так называемая внутренняя диффузия.

Диффузия в твердых телах связана с механизмом образования вакансий и дислоцированных атомов. В результате тепловой подвижности (колебаний около положения равновесия) атомов, поиска, .расположенных в узлах кристаллической решетки, некоторые из них, обладающие в данный момент избыточной энергией, могут покинуть свое положение равновесия и переместиться в соседние междоузлия. Ранее занимаемые ими места ,в решетке окажутся (вакантными, кроме того, образуется соответствующее число дислоцированных атомов, т. е. атомов, расположенных в междоузлиях. Каждой дайной температуре соответствует определенное равновесное число вакансий, тем большее, чем выше температура. Наличие пустых мест в кристаллической решетке реального кристалла обеспечивает возможность процесса диффузии в твердых телах. Движущей силой диффузии в любой фазе при одинаковой температуре во всей системе является разность концентраций. Принципиально молекулярная диффузия описывается первым законом Фика:

Jм = - D M dC/dx S d t

где Jм — диффузионный поток (масса переместившегося вещества); S — площадь сечения; d t — время; dC/dx — градиент концентрации (изменение концентрации вещества на единицу длины); D M —коэффициент молекулярной диффузии. Более простое выражение для первого закона Фика получим, если обратимся к удельному диффузионному потоку jм который представляет собой поток вещества через единицу поверхности в единицу времени. Он равен

gradC

Коэффициент молекулярной диффузии определяет количество вещества, продиффундировавшего через 1 см3 поверхности за единицу времени при градиенте концентрации, равном единице. Коэффициент диффузии в абсолютной системе единиц измеряется в квадратных сантиметрах на секунду и является константой, характеризующей природу вещества и не зависящей от времени и глубины проникновения вещества. Знак минус перед коэффициентом диффузии означает, что вещество переносится в направлении уменьшения концентраций.

Значения коэффициента молекулярной диффузии зависят от фазового состояния и природы диффузионной среды, природы и концентраций диффундирующего вещества и других присутствующих в системе веществ, температуры и давления.

В насыщенных водой пористых средах коэффициенты диффузии солей имеют величину п *10-6 см2/с, где п изменяется от 1 до 8. В пористых средах диффузионная миграция солей происходит через водную фазу. Таких сред и несколько медленнее, чем в свободных «растворах. Уменьшение величины коэффициентов молекулярной диффузии в пористых средах является следствием: а) сокращения под влиянием непроводящего скелета площади поперечных сечений, через которые" происходит диффузия (т. е. влияет эффективная пористость); б) снижения градиентов концентрации вследствие извилистости диффузионных путей; в) увеличения вязкости воды в капиллярных пустотах под влиянием поверхностных сил (эффект пограничного слоя).

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Коэффициент молекулярной диффузии зависит от температуры. Установлено, что при повышении температуры на 100 °С коэффициент диффузии в водных растворах может увеличиваться в несколько раз.

Билет №1.

1.Роль Вернадского в гидрогеохимии. Учение о ноосфере.

Становление и развитие гидрогеохимии связаны с именем выдающегося ученого-естествоиспытателя акад. В. И. Вернадского, который впервые научно сформулировал содержание геохимии природных вод в докладе, прочитанном в 1929 г. в Российском минералогическом обществе, «О классификации и химическом составе природных вод».

Гидрогеохимия изучает вещественный состав подземных вод, процессы его формирования, историю и миграцию химических элементов в подземной гидросфере.

Широкая научная и практическая проблематика гидрогеохимических исследований исходит из особой роли природных вод в истории Земли, о чем писал В. И. Вернадский в своем фундаментальном труде «История природных вод». В этой работе В. И. Вернадский систематизировал накопленный к 30-м годам фактический материал по химическому и газовому составу подземных вод, взяв за основу классификации условия нахождения воды в природе, ее физическое состояние, концентрацию солей, газовый состав, преобладание тех или иных химических элементов. В. И. Вернадский установил также основные компоненты природных водных растворов: сам растворитель, растворенные вещества, газы, изотопы. Он считал, что геохимическая история компонентов природных растворов должна изучаться с учетом миграции природных вод и их участия в непрерывных кругооборотах. Среди них он выделил: 1) большой гидрологический кругооборот «атмосферные воды — наземные и подземные воды континентов — морские воды; 2) влагообмен между верхними пластовыми водами и водяными парами; 3) переход иловых морских вод в пластовые воды.

В. И. Вернадский сформулировал положение о единстве природных вод. Он считал, что в геологическом времени все водные массы земной коры составляют единое целое, находясь в сложном динамическом равновесии. Им было показано, что единство определяется сложными системами взаимодействия «вода — порода — газ — живое вещество». В этой связи, по В. И. Вернадскому, подземные воды надо рассматривать как часть общей системы природных вод Земли, а геохимию подземных вод — как часть химии природных вод.

Ноосфера (от греч. «ноос» — разум), по В. И. Вернадскому, представляет собой высшую стадию биосферы, ее качественно новое состояние, когда она преобразуется коллективным разумом и трудом человечества в интересах гармонического развития общества и природы.

Возникновение ноосферы означает, что решающим фактором сохранения и разумного преобразования биосферы становится человек, который сам являясь частью природы, должен действовать в биосфере в соответствии с ее законами, а не вопреки им.

В. И. Вернадский в своих трудах о биосфере и ноосфере обращает внимание на все возрастающую антропогенную нагрузку на природу, на необходимость соизмерять воздействие на природу с ее возможностями. Следуя этим взглядам гениального ученого, человек должен научиться соизмерять свои действия с возможностями биосферы, изменять ее характеристики не в ущерб, а на благо человечества.

Важно обратить внимание на вновь возникшую проблему критических значений, допустимых нагрузок на природу, превысив которые можно положить начало необратимым процессам, которые могут - привести биосферу в совершенно новое квазистабильное состояние. И нельзя предсказать,- будет ли это новое состояние биосферы пригодно для жизни на Земле.

2.Органические вещества ПВ и их влияние на миграционные формы хим.эл-ов.

В подземных водах содержится широкая гамма органических соединений. Компонентами органических веществ являются представители всех химических групп (углеводы, белки, липиды) и классов (карболовые кислоты, углеводороды, спирты, альдегиды, кетоны, амины, эфиры), изучаемых в органической химии.

Важнейшей характеристикой водорастворенных органических веществ является величина их общего количества и содержание химических элементов, входящих в состав индивидуальных органических соединений (Сорг, Nорг и Рорг).

Наиболее точной характеристикой общего содержания органических веществ а подземных водах является величина Сорг.

Большое значение в органической гидрогеохимии имеют гумусовые вещества. Среди них выделяют высокомолекулярные соединения сложного строения, такие как гуминовые кислоты и фульвокислоты. Наряду с типичными для органических кислот карбоксильными группами —СООН, обусловливающими их кислый характер, молекулы этих кислот содержат гидроксильные.

(ОН), метоксильные (О—СНз) и карбонильные (СО) группы. Это определяет активное участие гумусовых веществ в комплексообразовании.

Содержание и закономерности распространения органических веществ зависят от геолого-гидрогеологических, термодинамических, физико-химических и других условий. Максимальное содержание органического вещества характерно для вод нефтегазовых место рождений, а минимальное—для грунтовых вод аридных областей. В составе органического вещества нефтяных вод преобладают летучие кислые соединения, такие, как низкомолекулярные жирные кислоты (уксусная, муравьиная, масляная, пропионовая и др.). Их количество максимально в водах газоконденсатных месторождений (>3000 мг/л). Во всех других водах (вне нефтегазовых месторождений) преобладают летучие нейтральные соединения—эфиры, низко молекулярные спирты, амины, углеводы и др. Широко распространены (во всех типах подземных вод) гумусовые вещества (гуминовые кислоты и фульвокислоты), масла, смолы, высокомолекулярные кислоты, которые могут быть отнесены к постоянно присутствующей стабильной группе водорастворенных органических соединений.

Основными источниками поступления органических веществ в подземную воду являются горные породы, почвы, нефтяные залежи. Часть органических веществ поступает в подземную воду в готовом виде. Это в основном химически и биологически стойкие соединения типа гумусовых веществ, фенолов, углеводородов и др.. Другая часть является продуктом сложных физико-химических и биохимических превращений.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Все содержащиеся в подземных водах органические вещества в той или иной степени участвуют в био- и геохимических процессах. Так, они играют важную роль в образовании органических миграционных форм элементов. Многие химические элементы вступают в химическое взаимодействие с органическими веществами, образуя прочные комплексные, элементоорганические соединения. Этот процесс играет существенную роль в переводе элементов из породы в водный раствор, в изменении миграционной способности элементов. Все это в конечном итоге проявляется в формировании химического состава подземных вод.

Билет 8.

1. Массоперенос в гидрогеохимических системах

Из результатов термодинамического изучения открытых гидрогеохимических систем следует, что в них устанавливаются стационарные неравновесные состояния, возникновение которых связано с поддержанием в открытой системе постоянных градиентов по концентрациям, температурам и давлениям. Применительно к открытым системам стационарным называют такое состояние, при котором параметры системы являются постояннымиони не меняются со временем и поддерживаются благодаря определенным процессам в окр.среде. Примеры таких стационарных неравновесных состояний наблюдается при формировании подземных вод в почвенных горизонтах или углекислых в гидрогеологических структурах альпийской зоны складчатости. В обоих случаях поступающая в подз.воды углекислота вызывает протекание необратимого процесса растворения карбонатных пород типа :

СаСо3 + Н2О + СО2 = Са2 + 2НСО3-. Мы рассмотрели только один пример протекания химич.реакции, определяющей растворение карбонатных пород. На самом деле в открытых неравновесных гидрогеохим.системах происходит не только растворение ,но и др.,например, кристаллизация, ионный обмен. Действие всех этих процессов в откр.неравновесных системах определяет направленное перемещение вещества, называемое массопереносом.

Как совокупность геохимических явлений, происходящих при движении подземных вод , массоперенос может быть изучен и познан на основе положений и методов физико – химической гидродинамики и кинетики, которые изучают взаимовлияние движения жидкостей , скорость, механизм, время протекания этих процессов.

8.2. Геохимия брома

Бромтипичный анионогенный элемент, характеризующийся очень высокой растворимостью его соединений с основными катионами хим.состава подз.вод.

Основным концентратором брома в земн.коре являются высокоминерализованные подз.воды и хлоридные соли галогенных формаций. Среднее содержание брома в океанической воде – 65 мг/л при величине Cl/Br, равной 293300. Минимальные содержания брома установлены в водах морских бассейновсодержание брома уменьшается до 2 мг/л, а величина Cl/Br возрастает до 2000.

Принципиальные закономерности поведения брома при испарительном концентрировании морских вод и галогенезе изучены Валяшко. По данным исследования , накопление брома при концентрировании морских вод идет таким образом, что коэффициент распределения в равновесной системе «соль - вода» Д = Ст / Сж (Ст- %-ое содержание брома в ТВ.фазе, Сж- в жидкой)всегда меньше единицы. Это означает, что бром в указанной системе распределяется таким образом , что в ТВ.фазу его осаждается постоянно меньше, чем остается в растворе. Поэтому, несмотря на соосаждение с хлоридами , содержания брома в растворах при концентрировании увеличиваются. Следовательно, содержания брома в природных водах являются функцией их минерализации.

Диапазон содержания брома в подз.водах оч.великот 0,00 n мг/л в маломинер.грунт.водах до 10000 мг/л и более в высокоминерализованных внутрисолевых рассолах галогенных формаций. Маломинерализ.воды верхних горизонтов земн.коры обладают значит.дефицитом брома( в n- n*10 раз меньше кларковых). Величина Br/Cl в этих водах снижается до единицы(Cl/Brдо 1000).

Рассолы с максимальными содержаниями брома известны в Ангаро – ленском (8,8110,7 г/л), ВолгоУральском (17, 4) бассейнах. Все рассолы с максим.содерж.брома имеют ClMg, ClMg- Ca, ClCa- Na состав.

Подз.воды, имеющие низкую минерализацию , характеризуются меньшими содержаниями брома. Граница минерализации 270320 г/л, соответствующая началу кристаллизации галита, является тем пределом, ниже которого содержания брома резко снижаются. Поэтому подз.воды, имеющие минерализацию менее 270 обычно содержат менее 1 г/л брома.

Кларк Брома – 10 4 % Миним.кларк – в у/о породах – 10 -5 %Максим. – водоросли – 10-3 %В атм.водах- 10-7%В морских водаз- 10-3(60- 65

мг/л)В пластовых водах- в глубинных- 10-1% (1000мг/л) - в грунтовых – минимум- 10-5%

Билет9.

Растворение и выщелачивание-их значение в формировании хим. Состава ГВ.

Растворение-это процесс перехода в-ва из твердой фазы в жидкую, сопровождаемый разрушением кристаллической стр-ры тв. Фазы.Этим он отличается от процесса выщелачивания,представляющих избрательное извлечение какоголибо компонента из тв. В-ва,сохраняющего при этом свою крист. Стр-ру.Растворение и выщелачивание происходит в том случае ,если хим потенциал компонента в тв фазе больше потенциала этого компонента в жид.Движ силой процесса растворения и выщелачивания явл разность между концентрацией растворяющего компонента у поверхности тв фазы и его концентрацией в массе раствора.Равновесие при растворении и выщелачивании наступает,когда хим потенциал растврен компонента становится равным величине его потенциала в тв фазе.Достигаемая при этом предельная концентрация компонента соответствует насыщению последнего и наз растворимостью.Сущ общ закономерности изменения растворимости в-в,кот опр формирование хим состава ПВ: 1.хлориды,сульфаты,карбонаты наиболее распространенных в зем коре элементов принадлежат к числу хорошо растворимых соединений и это опр геохим облик и наиболее распространенный хим состав ПВ(гидрокарбонатный,сульфатный,хлоридный),способность перечисленных элементов к накоплению в названных

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

геохим типах ПВ.В связи с тем,что для каждого из перечисленных элементов сущ увеличение растворимости в ряду карбонаты<сульфаты<хлориды,увеличение минерализации ПВ обычно соответствует этому ряду.

2.многие элементы образуют хорошо растворимые соединения в кислых и щелочных водах.Это связано с составом ислых и щелочных вод,а также с миграционными формами,образуемыми элементами в этих водах.В кислых сульфатных водах накапливаются аниогенные элементы(B,Mo,Se,F),образ в них хорошо растворимые молекулярные формы(H3BO30,HF0),а также катиогенные элементы(Na,K,Li,Cs) и элементы комплексообразователи(Al,U,Fe,Mn),сульфаты кот хорошо растворимы.Щелочные ПВ имеют обычно натриевокарбонатный состав при высоких концентрациях Co3,F,OH.

3.существуют ряды растворимости соединений одного и того же элемента.по уменьшению растворимости соединения кальция распоагаются в след ряд CaSO4>CaCO3>CaF2.Геохим смысл таких рядов: если более растворимое соединение растворяется в водной фазе,содер ион менее растворимого соединения,то такое растворение сопровождается образованием на поверхности растворяющегося в-ва тв фазы,состоящей из менее растворимого соединения 4.на растворимость всех соединений в ПВ влияет температура.Большинство из них увеличивает свою растворимость

с ростом температуры.Но есть соединения,растворимость кот при увеличении температуры мало изменяется или уменьшается.это карбонаты и некоторые сульфаты.

Гидрогеохимические показатели нефтегазоносности.

Процессы образования нефти и газа и их накопления происходит в ПВ в восстановительной обстановке.Роль ПВ двояка:они явл созидающим фактором,тк без длительной миграции вод,несущих исходный материал для залежей,не образовались бы промышленные месторождения нефти, с др стороны-разрушающим,причем процессы разрушения особенно интенсивно протекают а том случае,если вода приносит залежи в окислительную обстановку. По составу воды нефтяных месторождений представляют собой метановые соленые воды или даже рассолы,обычно содержащие повыш кол-во йода,брома,аммония и борной кис-ты,орган в-ва,тяжелых углеводородов.нужно иметь ввиду то элемен состав нефти харак-ся наличием пяти эл-тов:углерода,водорода,кислорода,серы и азота,при большом преобладании углерода 83-87% и водорода 12-14%.

Вблизи нефтяных месторождения встречаются воды:

1.хлоридно-кальциево-натриевые воды и рассолы(с общ минерализацией 50 г/л).Во многих случаяхони могут рассматриваться как измененные древние воды морского генезиса.Они обогащены таким элементами йод,бром,радий,литий,тд.

2.гидрокарбонатно-хлоридно-натриевые бессульфатные с общ минерализацией меньше,чем у вод первого типа.Часто бывают термальными,горячими и даже перегретыми,среди них залежи нефти и газа сохранились лишь в хорошо стратиграфически изолированных ловушках.

При гидрогеохим харак-ке следует учитывать условия залегания ПВ в нефтеносных пластах.Эти воды можно подразделять на 2 гр:

1.пластовые воды,краевые,или контурные,подошвенные и приконтурные,наход в однгом пласте с нефтью и генетически с ней связанные.

2.воды водоносных горизонтов в пределах месторождений,непосредственно с залежами не связан и не заключающие промышленные залежи нефти и газа.В составе этих вод большую роль играют древние и современ инфильтрац воды.

Билет10.

Кристаллизация,сорбция и водный обмен-их значение в формированиихим состава ПВ.

Кристаллизация-процесс выделения тв фазы из насыщен растворов,расплавов,паров.Тв фаза выделяется из раствора,если хим потенциал образующего ее компонента меньше хим потенциала этого компонента в растворе.Это происходит в тех случаях,когда концентрация в-ва в растворе становится больше концентрации насыщенного раствора при складывающихся температурных и барических условиях.Такие растворы наз пересыщен,они не стабильны и их переход в состояние насыщения сопровождается образованием тв фазы.

Осн причина крист-это испарительное концентрирование поверхностных и ПВ,изм температуры и давления в очагах разгрузки ПВ,изм их окислительно-восстановительных состояний,смешение ПВ различного хим состава при взаимодействии водоносных пластов.В простейшем виде образование тв соединения из р-ра происходит последовательно и слагается из реакций взаимодействия компонентов с образованием вначале нейтральных молекул.(Fe3++3OH-=Fe(OH)3) и далее фазового перехода(Fe(OH)3р-р- Fe(OH)3тв).Этот переход при насыщении раствора молекулярной формой.

Сорбцией наз избирательного поглощения избирательного поглощения газов и растворенных в-в тв фазой.При сорбции концентрация в-в в пограничной обл становится больше,чем внутри смежной фазе.Причиной возникновения сорбции явл физ и хим процессы,происходящие на границе раздела фаз.Поэтому сорбция тем больше,чем больше поверхность тв фазы.Различат адсорбцию-процесс поглощения в-ва поверностью тв фазы и абсорбцию-поглощение всем ее объемом.Сорбирующ тв фазу наз сорбентом,а в-во кот сорбируется адсорбатом. Физ сорбция обусловлена электростатическими силами,а также силами молекулярного притяжеия адсорбата.При физ сорбции сорбируемое в-во сохраняет сохраняет свою хим индивидуальность.Такая сорбция обратима,она обычно сопровождается процессом дисорбции,вызванным стремлением частиц к равномерному распределению.Она уменьшается сповыш сопровождается хим реакцией,приводящее к образованию поверхностного хим соединения между ними.При этом кристалл решетка сорбента разрушается и образуется новое поверхностное хим соединение.В зависимости от форм сорбируемого в-ва различают молекулярную сорбцию,когда сорбируются молекулы неэлектролита,и ионную,когда сорбируютс отдельные ионы электролитов.Сорбция мб положительной и отрицательной.При полож сорбции сорбируется растворен в-во-его молекулы и ионы.Отрицательная сорбция заключается в сорбции поверхностью сорбента самого растворителя.Такая сорбция ведет к обр-нию на частицах сорбента пленок связной воды.В рез-те адсорбц процессов в гидрогеохих системах поверх тв фазы,взаимод с ПВ,оказывается заряжен катионами и ионами.При вз-вии такой заряжен тв фазы с водами ионного хим состава происходит самопроизвольный процесс

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

обмена ионов в соответствии с их хим потенциалами в тв и жид фазах.Такой процесс наз ионным обменом.Он не приводит к изм в кристалл стр-ре тв фазы.Физ-хим сущность ион обмена становится понятной из определения 2ого электрич слоя(электр система,состоящ из пространственно разделен зарядов противоположного знака,возникающая на границе тв и жидкой фаз.

Диаграмма Eh-pH

Окислительно-восстановительный потенциал Eh-это показатель степени окисленности или востановленности переменно-валентных компонентов хим состава этих вод.Он служит количествен мерой способности ПВ к окислению или восстановлению таких компонентов.

Такие диаграммы явл основным инструментом для анализа равновесий в системах переменовалентных элементов.Они представляют собой графики зависимости электродных потенциалов от pH р-ра для реально устанавливающихся равновесий.Эти диаграммы состоят из обл ,разграниченных линиями равновесий.Положение фигуративных точек ПВ опр Eh-pH обл означает преобладание в ней указанных форм элементов и термодинамическую устойчивость этих форм.

Сначала опр Eh-pH границы устойчивости воды.Предполагая сущ равновесия между водой и продуктами ее диссоциации 2H2O=2H2+O2газ.Если парциальное давление одного из газов в воде в условиях земной поверхности будет больше,чем атм давление,то из воды начнет выделяться газ и таким образом вода будет разлагаться.Отсюда верхний предел устойчивости воды опр-ся равновесием м-ду водой и кислородом при давлении 0,1МПа 2H2O=O2+4H++4e-.Основой построения Eh-pH диаграмм явл ур-ние Нернста.В соответсвии с этим ур-нием Eh-pH соотношение м-ду в-вами этой реакции имеет вид Eh=E0+0,058/4*lg(PO2/(H2O)2)-0,059pH.При наших условиях PO2=1,активность чистой воды также равна 1.В этом случае ур-ние упрощается Eh=E0-0,059pH.

Далее определим нижний предел устойчивости воды.Для этого используем стандартную реакцию разложения водорода в водной среде H2=2H++2e-, Eh=E0+0,059/2*lg(H+)2/PH2.Сделав элементарн преобазования ,получим

Eh=E0+0,059/2*lgPH2-0,059pH.

Билет11.

Гидротация, подземное испарение - их значение в формировании хим. сост. ПВ.

При испарительном концентрировании морской воды происходит садка солей и изменение хим. сост. рапы по общей схеме Cl - SO4 – Na – Mg  Cl – SO4 – Mg – Na  Cl – SO4 – Mg  Cl – Mg. Последовательность определяется растворимостью – чем более растворимо соединение, тем длительнее сохраняются его компоненты в растворе. Поэтому увеличение минерализации раствора происходит за счет осаждения мене расворимых соединений и появления в нем компонентов более растворимых соединений. При испарительном концентрировании морской воды выделяют несколько стадий, соответствующих осаждению из нее перечисленных соединений. Основной солью, осаждающейся при испарительном концентрировании морской воды является галит ( NaCl). Геохимические процессы, которые претерпивают рассолы во вмещающих породах объединяются понятием метоморфизация рассолов. Наиболее сложным процессом, происходящим при метаморфизации рассолов, является замена Mg и части Na на Ca. Этот процесс определяет геохим. облик рассолов и явл направленным в геол времени. С течением геол времени в седиментогенных рассолах содержания Mg уменьш от 85 до 13%, Са увеличивается от 12 до 83%. Процесс замены Са пород на Mg седиментогенных рассолов явл вадн процессом, приводящим к эпигенетической доломитизации вмещ карб пород. Процесс доломитизации пород рассолами является длительным. Чем древнее возраст рассолов, тем больше Са они содержат и тем более низким Mg/K отношением они характеризуются. Важнейшая геохим особенность седиментогенных рассолов – высокие концентрации в них многих хим. эл. Происхождение высоких концентраций элементов в седиментогенных рассолов связано с различными процессами.

Это процессы испарительного концентрирования морской воды.

Билет12.

Геохим Барьеры – их роль в ггх процессах.

Геохим барьер – зона, в кот на коротком расстоянии происходит резкое смена ггх условий миграции хим эл, что вызвает осаждение этих эл в ТВ фазу. Водная миграция большинства хим эл сводится к прохождению ими через серию гомогенных и гетерогенных брьеров.В этом отнош необходимо иметь в виду 2 положения.1 геохим барьры возникают не только на границе разн фаз, но и в гомогенной среде при изменении:а Еh-ph условий подз вод и смещениях в них карб,сульфидных и прочих равновесий,б концентраций отдельн компонентов хим состава.2 зоны и участки геохим барьеров могут возникать не только самопроизвольно в естеству сл формирования хим сост подз вод,но и в результате спец инженерно-технологических мероприятий при эксплуатации месторождений подз вод.Осн виды биохим барьеров.Окислительный.Сущность действия этого барьера заключается в окислительн преобразованиях более растворимых восстановленных соед-ий какого-либо эл в менее раствориме окисленные.Восстановитеьный.Действие барьера ведет к преобразованию более растворимых окисленных форм переменновалентных элв менее растворимые восстановленные.Щелочной гидролиичнский.Дествует при увеличении pH среды.Действию щелочного барьера подвержены многие эл-комплексообразователи,явлющиеся одновременно элгидролизатами(Fe,Mn,Be).Щелочной карбонатный.Действие основано на образ-ии труднорастворимх карбонатов атионогенных эл и эл-комплексообразователей.Барьер пространственно связан с предыдущим барьером.Сорбционный гидроксидный.Свежеосажденные годроксиды полевалентных эл явл эффект-ми сорбентами,учащающими подз воды от многих эл-комплексообразователей и анионогенных эл.При образ-ии гидроксидов их сорбционная емкость

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

велика,по мере их старения она уменьш-ся.Сорбционый глинястый.В обычных усл зоны гипергенеза в присутствии маломинерализованных вод минералы глин имеют отриц заряд и явл типичными катионообменниками.Поэтому барьер наиболее активен в отнош-ии катионогенных эл,а также катионогенных элкомплексообразоателей.Сорбционный карбонатный.При образ-ии карбонаты могут соосаждать многие эл,мигрирующие в подз воды в катионной и анионной формах.Это комплекный барьер,избирательность действия кот опред-ся првилом Панета-Фаянса.Важн знач геох барьры имеют в гидрогенном рудобраз-ии(рудообрз-ие,проих-ее с участием подз вод).

Оценка качества ПВ в хоз-питьевого назнач-ия.

Среди микрокомпонентов имеются 2 грппы,различающихся по своим концентрациям и биохим значимости.1 Включ эл,ПДК которых намногобольше их фоновых естест-ых концентраций в маломинерализованных подз вод.2 эл,ПДК кот близки к их фоновым концентрациям в маломинерализованных под вод.Сущ также суммарные обобщающ показатели качества под вод.Важн частью оценки качества под вод хоз-питьевого назначения явл установление их жесткости,опред-ей технологич св-ва под вод.При оценке качества подз вод исп-ют показатели бактериологической частоты воды.О загрязнении воды патогенными бактериями судят по наличию в ней кишечной палочки.В практике широко применяется метод прямого счета бактерий под микроскопом.Ухудшение качества воды по макро-и микрокомпонентам органическим вещ-вам часто приводит к ухудшению бактериологич показателей воды.Распространенным в ггх практике явл метод перманганатной окисляемости,основанный на окислении орг вещ- в,присут-их в воде.Многие орг в-ва опред-ют цветность подз вод хоз-питьевого назначения.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Билет №6 1.Гидрогеохимия - определение, содержание, задачи, методы.

Гидрогеохимия - наука, изучающая историю химических элементов в подземной гидрогеосфере.

Гидрогеохимия изучает вещественный состав подземных вод (т.е содержание химических элементов, органических веществ ,газов), процессы его формирования, историю и миграцию химических элементов в подземной гидросфере. Структура: 1.геохимия пресных вод для хозяйственно-питьевого назначения.

2.геохимия минеральных лечебных вод

3.геохимия промышленных вод

4.поисковая гидрогеохимия

5.геотехнологическая гидрогеология

6.мелиоративная гидрогеохимия

7.инженерная гидрогеохимия. Задачи:

1.изучение геохимической истории подземных вод как природного явления, играющего исключительно большую роль в жизни человека, в истории земной коры и особенно подземной части биосферы.

2.Гидрогеохимия дает объективную оценку качества подземных вод с точки зрения их целевого использования как питьевых и технических, лечебных минеральных, промышленных и термальных вод.

3.Гидрогеохимия изучает подземные воды как фактор формирования, разрушения и поисковый признак месторождений различных полезных ископаемых — цветных и редких металлов, нефти, газа и др., как фактор, определяющий инженерно-геологические свойства горных пород и среду нахождения инженерных сооружений.

4.В последние годы данные геохимии подземных вод активно используются в качестве предвестников землетрясений, как фактор литогенеза и подземной химической эрозии горных пород, как основа при решении задач региональной динамики подземных вод.

--------------------------------------------------------------------------------------------

Методы????????????????????????????????????????????????????????????????

2. Кислотно-щелочные состояния ПВ, их значение в гидрогеохимических процессах.

Кислотные свойства любого водного раствора определяются действием водородных ионов (Н+), а щелочные — гидроксильных (ОН-). Поэтому количественно степень кислотности водной среды может быть охарактеризована концентрацией или активностью нона Н+, а степень его щелочности—концентрацией или активностью ионов ОН-. Общие кислотно-щелочные состояния водного раствора условно характеризуются концентрацией или активностью водородных ионов, выражаемой величиной рН. Эта величина представляет собой отрицательный логарифм (он обозначается р) активности водородных ионов рН = -lgαH+.

Введение рН как показателя кислотно-щелочных свойств водного раствора основано на способности воды как химического соединения в малой степени диссоциировать на ионы по схеме Н20 = Н++ОН-. В связи с протеканием этой реакции используют понятие ионного произведения воды: Кw=αн+* αон-

Независимые экспериментальные и расчетные исследования показали, что Кw при 22 °С равно 10-14 т. е. рКw=14. Исходя из правила электронейтральности, за нейтральную реакцию среды принимается величина 1/2 рКw. Если вода не содержит других ионов, то, исходя из требованияэлектронейтральности, активности ионов Н+ и ОНравны и соответственно составляют при 22 °С величину, равную 10-7. В этих условиях рН=рОН=7 и эта величина при 22 "С характеризует нейтральную реакцию среды. Если при 22 °С αн+> αон- ,то раствор имеет кислую реакцию (рН<7), если же αн+< αон-—Щелочную (рН>7).

Ионное произведение воды при изменении температуры и давления изменяется и поэтому рН нейтральной среды, равный 1/2 pКw, также изменяется. Экспериментально и расчетом установлено, что при температуре более 22 °С ионное произведение воды увеличивается и активности ионов Н+ и ОН- возрастают, а при температурах менее 22 °С ионное произведение воды уменьшается и в соответствии с этим уменьшаются активности ионов Н+ и ОН-.

Подземные воды являются многокомпонентными системами, в них происходят разнообразные химические реакции, которые являются дополнительным источником ионов Н+ и ОН- или связывают их в различные соединения. Вследствие этого в реальных подземных водах чаще αн+# αон- и поэтому их рН обычно не равен 7.

Основные процессы, приводящие к изменению рН подземных вод:

1. Д и с с о ц и а ц и я к и с л о т и о с н о в а н и й . Способность кислот и оснований к отдаче ионов Н+ и ОНхарактеризуется константами диссоциации этих кислот и оснований. В связи с этим по способности снижать рН подземных вод кислоты располагаются в следующий ряд:

Кислоты НС I > H2SO4 > H3AsO4> HF > Н2СОз > H2S > H3BQ3 > H4Si Q4 . Коэф.диссоциации при 25 градусов уменьшается.

Первая и вторая константы диссоциации многоосновных кислот обычно различаются на несколько (три — шесть) порядков, поэтому вторая ступень диссоциации гораздо меньше влияет на рН подземных вод.

Аналогично по способности повышать рН подземных вод основания располагаются в следующий ряд:

Основания NaOH > LiОH > Са(ОН)2 > Mg (ОH)2 > Fe (ОН)2 NH4OH . Коэф.диссоциации при 25 градусов уменьшается.

2. Г и д р о л и з к а т и о н о в и а н и о н о в . Реакции взаимодействия между составными частями воды Н20 (Н+ и ОН-) и растворенных веществ называют гидролизом. Геохимическая значимость реакций гидролиза заключается в том, что обменные реакции между Н+ и ОН-, с одной стороны, и компонентами растворенных веществ, с другой, часто завершаются образованием слабодиссоциирующих или труднорастворимых соединений и это изменяет физикохимическую среду растворов. Можно рассматривать реакции гидролиза как:

а ) взаимодействие с молекулой Н20 солей (Na2C03+2H2O=2NaOH+Н2C03) или ионов (CO32+H2O=HCO3+ОН-; Fe3++ nН2О=Fe (ОН)n 3-n+nН+);

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

б) взаимодействие ионов с компонентами диссоциации воды Н+ и ОНFe3+ +nОН- = Fe (ОН)n 3-n; CaF+ + Н+ = Ca2+ +HF.

Важность реакций гидролиза определяется тем, что они являются рН-задающими. Сущность в том, что образование в результате гидролиза слабодиссоциирующих и труднорастворимых соединений приводит к связыванию иона Н+ или ОН- и их концентрации в растворах изменяются. В результате рН растворов изменяется. Реакции гидролиза могут быть химически обратимыми (HS-+H2O=H2S+OH-) и необратимыми Fe3++3H2O=Fe(OH)3(тв) +3H+. Для геохимии подземных вод важно также, что гидролиз усиливается: а ) с уменьшением минерализации природных вод и 6) увеличением их температуры.

рН в реакциях гидролиза анионов увеличивается с уменьшением константы диссоциации кислоты.

Интенсивность увеличения рН в результате гидролиза анионов возрастает с ростом температуры. Этому способствуют разнонаправленные явления — увеличение ионного произведения воды и уменьшение констант диссоциации некоторых кислот (Н2С03, H2S и др.).

Щелочность подземных вод обусловлена суммарным действием многих анионов слабых кислот, в том числе органических. В связи с этим можно выделять карбонатную щелочность, силикатную, боратную, сульфидную и т. д. Процент карбонатной щелочности в подземных водах обычно составляет 80—95% от общей щелочности. Этот процент изменяется в зависимости от составаи минерализации подземных вод. В маломинерализованных водах, в анионном составе которых значительная доля принадлежит силикатным анионам, существенное значение приобретает силикатная щелочность; в углекислых бороносных водах — боратная; в сероводородных водах—сульфидная и т. д.

Щелочность подземных вод, обусловленная присутствием органических веществ, может достигать 20%.

Известно, также, что в резкощелочных подземных водах, содержащих высокие концентрации кремния, щелочность создается уже не карбонатными, а силикатными ионами. Причина этого явления заключается в более слабой диссоциации кремниевой кислоты по сравнению с угольной.

Константа реакции гидролиза катионов равна Кгидр =Кw / Косн. Отсюда следует важный вывод: уменьшение рН в реакциях гидролиза катионов тем сильнее, чем меньше константа диссоциации основания. В этом отношении по способности снижать рН подземных вод катионы располагаются в порядке возрастания их кислотных свойств, которые, в свою очередь, соответствуют возрастанию электроотрицательности элементов: Na+<Ca2+<Mg2+<Fe2+<Al3+<Fe3+.

Интенсивность снижения рН при гидролизе катионов возрастает при увеличении температуры подземных вод. Помимо увеличения, ионного произведения воды, этому способствует уменьшение констант диссоциации большинства оснований (Са(ОН)2, Mg(OH)2) с ростом температуры.

В подземных водах гидролиз катионов сопровождается сопряженными реакциями гидролиза анионов, поэтому конечные значения рН в совокупности этих реакций зависят от соотношения констант диссоциации образующихся в реакциях кислот и оснований. Чем больше значение Ккисл / Косн, тем ниже рН системы.

Значения рН подземных вод изменяются от <0 до 12,5, но в большинстве случаев составляют б—8,5. Минимальные значения рН характерны для термальных вод и конденсатов вулканических газов районов современного магматизма. Кислые воды (рН<2—5) распространены в зонах окисления сульфидных месторождений, содержащих дисульфиды (пирит и др.). Кислая реакция среды (рН до 4 и менее) также характерна для высококонцентрированных (минерализация более 400 г/л) рассолов С1-Са Cl-Ca-Na состава, вскрываемых в межсолевых породах структур, содержащих галогенные формации, она обусловлена гидролизом СаС12.

Наиболее щелочные (рН до 12,5) подземные воды обнаруживаются в глубоких горизонтах массивов щелочных пород (особенно агпаитового типа). Высокие (до 9) значения рН имеют маломинерализованные азотные термальные воды, формирующиеся в массивах кристаллических пород и обладающие высокими концентрациями ОН--задающих анионов, таких как НСОзС032- H3Si04-, HS-. Подземные воды с высокими (до 8,4 и более) значениями рН формируются также в осадочных породах краевых прогибов и межгорных впадин (особенно альпийского возраста).

При изучении кислотно-щелочных состояний подземных вод необходимо иметь в виду, что их рН после отбора изменяется. Это связано главным образом с трансформациями (преобразованиями) карбонатных равновесий подземных вод при изменении внешних термобарических условий. Наиболее типичны в этом отношении временные изменения рН гидрокарбонатно-натриевых вод при выводе их на поверхность скважинами. Чем выше концентрация НСОз- в подземных водах, тем больше возрастает рН при взаимодействии с атмосферой. При высоких (>-2 г/л) концентрациях НС03~ в подземных водах рН этих вод на поверхности может измениться от 8,4 до 9 и более. Карбонатные равновесия в подземных водах устанавливаются быстро и поэтому изменения, происходящие в карбонатной системе гидрокарбонатно-натриевых вод, могут уже близ поверхности привести к формированию резкощелочных ,(рН>-9) бескальциевых вод. Но такой состав уже не соответствует первичному химическому составу подземных вод в изучаемом водоносном горизонте.

Билет №5

1.Влияние термобарических условий на формирование состава ПВ.

Температура и давление, существующие в подземной гидросфере, имеют важное значение для формирования вещественного состава подземных вод. В подземной гидросфере воды имеют очень широкий диапазон температур — от отрицательных до весьма высоких. Например, в классификацию Н. И. Толстихина входят четыре группы минеральных вод: I — отрицательнотемпературные воды, от 0 до —36 °С. (криопэги — всегда соленые или рассолы), II

— положительнотемпературные воды, от 0 до +100°С (пэги и термы),. III — сверхгорячие или перегретые от +100 до

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

+700Х (супер-термы) и IV—горячие пары, более 700 °С (вапортермы). Температура свыше 1000 °С характерна для вапортерм магматических очагов.

В земной коре существует региональное геотемпературное поле, отражающее как физико-географические особенности поверхности Земли, так и закономерности геологического строения. Отмечается горизонтальная (в плане) и вертикальная (в разрезе) температурная зональность пород и насыщающих их подземных вод. Районы многолетней мерзлоты, современного вулканизма и др. являются азональными. До глубины залегания «нейтрального слоя» основное влияние на температуру подземных вод оказывает климатический фактор, а ниже—глубинное тепло Земли, определяемое геотермическим градиентом, отражающим тип теплового режима.

На территории СССР выделяются четыре типа теплового режима:

1)низкий с геотермическим градиентом (ГТГ) 1°С/100 м (щиты и древние складчатые массивы);

2)умеренный с ГТГ 1—2 оС/100 м (древние платформенные артезианские области, бассейны межгорных впадин саянского типа);

3)повышенный с ГТГ 2—3°С/100 м (артезианские области эпипалеозойских плит и окаймляющие их прогибы, бассейны межгорных впадин байкальского, кавказского и тянь-шаньского типов, районы альпийской складчатости);

4)высокий с ГТГ>ЗоС/100 м (отдельные районы и участки артезианских областей эпипалеозойских плит и бассейнов молодых межгорных впадин, зоны современного вулканизма и активизированные древние складчатые системы).

Пластовое давление характеризует энергетическое состояние подземной воды в пласте и зависит от величины гидростатического напора, геостатических и геотектонических напряжений в осадочном чехле и других факторов. Пластовое давление является результатом вертикальных и горизонтальных сил, определяемых соотношением гидростатического давления, давления, передаваемого по пласту из смежных участков водонапорной системы, и давления, обусловленного отжатием воды из пород-коллекторов и глинистых водоупоров под действием геостатической нагрузки и тектонических движений. При резком преобладании гидростатического давления в пласте имеет место водонапорный режим. При достаточно больших передаваемых давлениях и давлениях отжатия, т. е. при проявлении упругих свойств горных пород, газов и жидкости, наблюдается упруго-водонапорный режим пласта.

В природе часто наблюдаются аномальные пластовые давления (аномально высокие АВПД и аномально низкие АНПД), отличающиеся от нормального гидростатического давления и обычно существующие в изолированных системах. Более часто встречаются АВПД, характерные для глубин более 4 км. Обычно они превышают условное гидростатическое давление (в расчете на пресную воду) в 1,3—1,8 раза, а иногда в 2—2,3 раза, при этом их верхним пределом является величина геостатического давления. Основными причинами АВПД могут быть: уплотнение глинистых пород, катагенетические преобразования пород, процессы тектогенеза, образования газов, термическое расширение воды и др. В Кольской сверхглубокой скважине в водоносной зоне 6170—6470 м пластовое давление приближается к геостатическому, что и определило заметный приток подземных вод в ствол скважины при общей низкой проницаемости пород.

Следует подчеркнуть, что термобарические условия являются важнейшими для определения количества и глубины распространения скоплений капельно-жидких подземных вод. Н. И. Хитаров на основании экспериментальных данных допускает возможность существования жидких подземных вод до глубины 30 км, а возможно и больше. И. К. Зайцев, приняв наиболее обычные ГТГ в разных структурах от 2,5 до 5,0вС/1ОО м, считает, что глубины распространения жидких вод в большинстве структур ориентировочно находятся в пределах 8—20 км, а глубже распространены преимущественно газопаровые смеси.

2.Биохимические процессы и их роль в формировании состава ПВ.

Биохимические процессы связаны с деятельностью микроорганизмов. Для формирования химического состава подземных вод их деятельность имеет два важнейших последствия.

У с к о р е н и е о к и с л и т е л ь н о - в о с с т а н о в и т е л ь н ы х п р о ц е с с о в . Так, вне деятельности сульфатредуцирующих микроорганизмов химическое восстановление S6+(S042-)->S2-(H2S) при невысоких температурах (менее 100°С) невозможно, поскольку энергия связи серы и кислорода в S042- чрезвычайно велика. Но сульфатредуцирующие бактерии, отбирающие кислород у сульфатов и использующие при этом в качестве энергетического материала газообразный водород или органические вещества, достаточно быстро это восстановление производят. В результате образуется сероводород H2S и продукты его диссоциации HS- и S2-. Для большей части подземных вод иных путей образования этих веществ, кроме микробиологического, нет. С помощью деятельности микроорганизмов также интенсифицируются процессы окисления сульфидных руд, нитрификации, денитрификации и др.

В в о д в д е й с т в и е р а з л и ч н ы х п о т е н ц и а л з а д а ю щ и х с и с т е м и а к т и в и з а ц и я д е я т е л ь н о с т и э т и х н о в ы х с и с т е м . В результате своей жизнедеятельности микроорганизмы потребляют и выделяют вещества, являющиеся окислителями и восстановителями. Поэтому деятельность микроорганизмов является мощным потенциалзадающим фактором.

Конкретные процессы, вызываемые деятельностью микроорганизмов и, которые являются важными для форми-

рования химического состава подземных вод. Главными среди них являются процессы окисления сульфидных руд, а также сульфатредукции, нитрификации, нитратредукции и денитрификации.

Окисление сульфидных минералов может происходить как обычным химическим путем с помощью кислорода, содержащегося в подземных водах, так и вследствие микробиологических процессов. Очень важно, что в случае микробиологического окисления сульфидов (сравнительно с его химическим окислением) скорость процесса окисления увеличивается в несколько десятков раз, а концентрации окисленных форм элементов — в несколько раз. Типичным и важнейшим микроорганизмом» который осуществляет окисление сульфидных минералов является Thiobacillus ferrooxidans. Этот микроорганизм относится к хемиавтотрофам, т. е. организмам способным строить свое