Массоперенос в гидрогеохимических системах, страница 5

Если не протекают химические реакции растворенных веществ с вмещающими породами и отсутствуют внутрифазовые реакции в водной среде, то в направлении переноса вещества его концентрация остается постоянной, т.е. в конвективных потоках распределение вещества безградиентно. Столь слабое физико-химическое взаимодействие можно предположить лишь для относительно инертных фильтрующих сред (например, для хорошо промытых в естественных условиях аллювиальных кварцевых песков) или при контактировании пород с относительно инертными жидкостями (например, с чистым керосином). В естественных условиях чисто конвективных потоков вещества значительной продолжительности существовать не может. Однако если внутрифазовые реакции характеризуются длительной кинетикой, а ионообменные процессы между фазами не приводят к трансформации ионного состава, то априорно принимается, что перенос вещества происходит по конвективному механизму.

При наличии градиента концентрации возникает молекулярно-концентрационная диффузия, т.е. диффузионный перенос вещества под действием разности химических потенциалов растворов. Вследствие беспорядочности порового пространства и случайного распределения скоростей движения отдельных струек жидкости в порах и трещинах возникает продольная гидродисперсия(механическая диффузия) потока вещества. Диффузия и продольная гидродисперсия приводят к появлению на фронте раздела между вытесняющей и вытесняемой жидкостями переходной зоны с плавно меняющейся концентрацией. Когда скорости фильтрации крайне малы, диффузия вещества носит чисто молекулярный характер и интенсивность диффузионного переноса контролируется значением коэффициента диффузии D_м. При постоянном D_м, который имеет место в отсутствии конвективного потока и химических реакций, концентрация вещества в направлении его переноса изменяется по линейному закону, т.е. перенос характеризуется некоторым постоянным градиентом концентрации [41]. Как показывают теоретические исследования и расчеты, молекулярно-диффузионное перемещение вещества происходит настолько медленно, что при прогнозах миграции на расстояния более нескольких метров или на сроки менее 100-200 лет может не учитываться [45].

Для количественных расчетов миграции вещества по конвективному и диффузионному механизму используются гидрогеодинамические и гидрогеохимические параметры горных пород и фильтрующихся растворов, т.е. фильтрационные параметры, характеризующие гидравлическую проницаемость водоносных пластов и слабопроницаемых пород и миграционные параметры, учитывающие броуновское движение частиц и их физико-химические свойства.[35а].

Миграция солей в водоносных пластах и в слабопроницаемых слоях существенно различается; в водоносных пластах решающую роль обычно играет конвективный перенос с фильтрационным потоком, а в разделяющих слоях – диффузионный перенос. Влияние диффузионных процессов массопереноса особенно велико в слабопроницаемыми слоях, сложенных глинистыми породами [38]. Изучение миграционных параметров трещиноватых пород осадочного генезиса также показало, что интенсивность конвекции вещества по трещинам сдерживается его диффузионным оттоком в межтрещинное (поровое) пространство блоков [39]. В седиментационных формациях, выполняющих бассейны подземных вод и представляющих собой чередование фильтрационно-проницаемых и непроницаемых отложений, процессы молекулярного диффузионного переноса вещества преобладают, а конвективные существенно локализованы [4]. По данным С.И. Смирнова [41] все водонасыщенные отложения бассейнов подземных вод характеризуются независимо от их литологического состава как относительно однородные по величине их диффузионной проницаемости. Это суждение в значительной мере он относит и к практически водонепроницаемым отложениям. Автор объясняет это тем, что скорость чисто молекулярного диффузионного переноса мала и диффузионная проницаемость горных пород – при оценке ее по величине коэффициентов диффузии массы и тепла – варьирует менее чем в десять раз. Например, коэффициент диффузии хлористого натрия (н.у.) в свободной воде равен 1,1х10^-5 см²/с, в поровой воде среднезернистого песка 7х10^-6 см²/с, а в поровой воде плотной глины (типа майкопской) 1,62х10^-6 см²/с.