petrophysics2004

Размеры трещин и каверн могут превышать размеры кернов, от­

бираемых в скважинах, т.е. наиболее крупные трещины и каверны не представлены в кернах. Керн плохо выносится из высокотрещинных интервалов. Это позволяет говорить, что в связи с непредставитель­

ностью кернов достоверно определить трещиноватость и каверноз­

ность пород по ним не представляется возможным.

Вероятно, по шлифам, изготовленным из кернов, можно судить лишь о нижнем пределе трещиноватости пласта. Так, по данным ли­

толого-петрографических исследований Л.П. Гмида, коэффициент

трещиноватости карбонатные пород не превышав 0,3% По-видимо­ му, в эту величину не входит объем большинства каверн, образую­

щих дополнительную емкость породы. Более достоверные результа­

ты о трещиноватости и кавернозности пород можно получить по дан­

ным комплексных геофизических и гидродинамических исследований

при сопоставлении их с керном.

3.4.2. Упругие (обратимые) изменения пористости

при выносе кернов на поверхность

При отборе пробы пород с помощью колонкового долота от пласта

отторгается часть породы (керн). Керн освобождается от напряже­

ний, которые он испытывал в результате давления вышележащих

пород (горного давления). Этот процесс разгрузки керна эквивален­ тен уменьшению эффективного напряжения [см. уравнение (3.10)].

Керн расширяется и происходит упругое увеличение его пористости.

Это главная часть упругих изменений пористости. Однако отобран­ ный керн все еще испытывает в скважине на глубине влияние давле­

ния промывочной жидкости и температуры.

При транспортировке отобранного керна на поверхность в негер­ метичном керноотборнике давление промывочной жидкости и тем­ пература постепенно снижаются до атмосфернЬiх. При этом также

происходит деформация зерен породообразующих минералов.

Таким образом, обратимые (упругие) изменения физических

свойств кернов пород при кратковременном (вынос керна) всесто­

роннем сжатии или растяжении, которые можно воспроизводить

в лабораторных условиях [15], зависят от трех факторов: эффек­ тивного напряжения (Р-Рпл), пластового (порового) давления Pnn и

температуры Т, которые в общем случае могут независимо изме­

няться.

Коэффициент пористости породы в пластовых условиях ko (р, Рпп•

Т) можно определить из уравнения:

(3.23)

где k11(0)- пористость в атмосферных условиях.

5О

kп(р, Pnno Т)

а

б

в

k"(O)

0,85 0,75

о 0,2

Рис. 18. Палетки для оценки уnругих изменений коэффициента nористости kn(P, Рпл• T)/kn(O) nесчано-глинистых nород.

Породы: а- хорошо о·rсортированные и окатанные, б- среднео1·сортированные; в­

плохо отсортированные. Шифр кривыхотносительная глинистость пород

Экспериментально чаще всего определяют изменение пористос­ ти при воздействии эффективного напряжения при постоянных зна­

чениях Рпл и Т. Эти изменения в большинстве случаев составляют

основную долю упругих изменений физических свойств кернов. Для песчаных коллекторов, залегающих на глубинах 2-4 км, опреде­

ленная экспериментально величина К1 = k11(P-PnJ1)/kп(O)=l-l!kп/

kn(O) = 1- (0,4+ 1,0)/kп (0), т.е. среднее значение l!kп = О,7% [3].

Для более широкого класса пасчано-глинистых пород полные об­ ратимые (упругие) изменения пористости зависят от относительной

глинистости и глубины отбора керна (рис. 18).

Рассмотренные результаты относятся к изучению коллекторов с межзерновой (гранулярной) пористостью. Значительно более слож­

ным является экспериментальное изучение трещинно-кавернозных

пород в связи с непредставительностью керна. Теоретическая оцен­

ка, показывающая упругие изменения пористости при выносе кер­

нов трещинных пород, приведена в работе [15].

3.5.ПОРИСТОСТЬ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ

ИМАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД

Пористость осадочных пород под влиянием увеличивающегося

горного давления и температуры уменьшается, и они иревращаются

в метаморфические. Резкой границы между осадочными и метамор­

фическими породами нет. Однако, как видно из табл. 4, кварцевый

песок, являющийся первичным осадком, по мере уплотнения превра­

щается в осадочную породу (песчаник), а затем в метаморфическую породукварцит. Первичный осадокглинистый ил, превращает-

51

ся в осадочные nородыглину и аргиллит, а затем в метаморфичес­

куюглинистый сланец. Основным nризнаком метаморфизации яв­

ляются: низкая nористость, для глинистых nородnотеря межсло­

евой и значительной части кристаллизационной воды, сланцеватость.

Метаморфические nороды обычно входят в состав фундамента. Большинство метаморфических nород (кварциты, сланцы, мрамор

и другие) обладают низ.кими значениями nервичной nористости.

При вЫходе этих nород на nоверхность в некоторых из них могут

развиваться nроцессы с образованием вторичной nористости (кора

выветривания). В этом случае общая nористость увеличивается. Осо­

бенно сильно может увеличиваться nористость метаморфических nород, содержащих карбонатные минералы. Выветривание этих nо­ род и nоследующее воздействие на них фильтрующимиен гидротер­ мальными водами создают условиядля образования высокоnористых

разностей метаморфических nород. Известны nромышленные скоn­

ления нефти в таких nородах. Метаморфические nороды могут nри­ обретать трещиноватость nод влиянием тектонических движений. Оба эти nроцесса ведут к активизации минерального массоnереноса в толще метаморфических nород с образованием новых минералов и мест скоnлений nолезных искоnаемых. Все эти nроцессы наблюда­ ются в толще метаморфических и магматических nород, вскрытых Кольской сверхглубокой скважиной.

Магматические nороды образуются в результате остывания и зат­

вердевания магмы или nриродных силикатных расnлавов, возника­

ющих в глубинных зонах земной коры. Различают интрузивные (зат­

вердевшие на глубине) и эффузивные (излившиеся на nоверхность)

магматические nороды. Поскольку скорость остывания магмы на Глу­

бине значительно меньше, чем на nоверхности земли, интрузивные nородыобладают хорошо выраженнойnолнокристаллическойиобыч­ но круnнокристаллической структурой. В эффузивных nородах за небольшое время остывания только часть минералов. может выде­ литься в виде кристаллов, а большая часть расnлава застывает в виде кристаллов - микролитов или аморфного вулканического стекла и вулканических туфов. Эффузивные nороды долго находятся на nо­

верхности земли и nодвергаются активному выветриванию. Все эти

nроцессы и оnределяют nористость магматических nород.

Первичная общая nористость ультраосновных (дунит, nеридо­ тит, nироксенит, серnентинит) и основных (rаббро, эклоrит, анар­ тозит, лабрадорит) интрузивных nород, как nравило, не nревыша­

ет 2% [6].

Первичная общая nористость средних (диорит, сиенит) и кислых

(гранит, аляскит) интрузивных nород не nревышает 3%. В выветре­

лых разностях интрузивных nород развита вторичная nористость.

Однако и в этих довольно редких в nрироде случаях общая nорис­

тость nород редко nревышает 10%. В целом можно сказать, что инт­

рузивные nороды обычно характеризуются низкой общей nористос­ тью, nоры слабо сообщаются между собой и открьrrая nористость, как nравило, очень мала или отсутствует вообще.

52

Т а блица 4. Пределы изменения общей пористости иплотвости сухихоб­ разцов первичвых осадков (ПО), осадочных (О) и метаморфических (М)

пород, а также некоторых руд [6]

	ТИппород			Первичиый осадок иnи пороДа			kn,%				lin.e• • 103 кr/мЗ
	Песчаные			Песок (ПО и О)			4-50			1,3		-2,2
				Песчаник (0)			0,5-40			1,3-3,6
				Кварцит (М) и железистый			0,2-20			2,19-4,4
				кварцит (М)
	Глинистые			Глинистый ил (ПО)			50-60			0,8-1,8
				Глина (ПО и О)			4-75			1,2-3,18
				Арrи.л.лит (О)			1-30			1,6-3,35
				Филлит (М)			0,5-0,6			2,4-2,76
				Сланец
				глинистый (М)			1-25			1,3		-3,2
				кровеJIЬный: (М)			0,4			2,79-2,8
				аспидный (М)			0,9-1,1			2,77-2,78
				СJПОДJIНОЙ (М)			-			2,5-2,8
	Известка-			Известковый ил (ПО)			65-87			-
	вые			Мел (О)			10-55			1,85-2,6
				ИзвеСТНJIК (О)			0,5-48			1,3		-3,5
				Известнвк мраморизованный (М)			0,4-6			1,9		-3,5
				Мрамор (М)			0,1-2,2			2,3		-3,0
	Руды			Боксит			0-44			1,3		-3,4
				Железистый латерит			39-56			-
				Мартит и бурый желеЗНJIК			0,2-28			3,8		-4,3
				Сидеритовая:			1-28			2,45		-3,58
	Торф, уrли			Торф			До95			0,45		-0,80
				Бурый yroJIЬ			12-40			1,2		-1,3
				Каменный уrоль			3-12				1,2-1, 35
		·		Антрацит			1-2				1,4-1,8

Первичная nористость основных (базальт, диабаз) и средних (nор­

фирит) эффузИвных nород также невелика (до 3%). Однако широко

развитые nроцессы выветривания сnособны увеличить общую nори­

стость этих nород до 20-40 %.

Особый класс составляют вулканоrенно-осадочные образования (туфы), занимающие nромежуточное nоложение между эффузивны­

ми и осадочными nородами. Эти nороды могут обладать общей nер­ вичной nористостью до 40-60 %, а также значительной открытой nо­

ристостью.

В вулканоrенно-осадочных образованиях среднеrо эоцена Восточ­

ной Грузии встречены nромышленные скоnления нефти. Нефтесо­

держащие nороды nредставлены здесь туфами, туффитами, разно­ образие которых оnределяется минеральным составом, размером вулканических частиц, а также их агрегатным состоянием. Откры-

53

тая пористость по керну изменяется от 3 до 27%, в том числе для ту­ фов итуфопесчаников 5-15 %; цеолитизированных туфов 10-27%

и туфоаргиллитов, туфомергелей и туфоизвестняков 3-10%. Метаморфические породы, образовавшиеся из магматических,

например такие, как сланцы кварц-хлоритовые и хлоритовые, орто­

амфиболит, вторичный кварцит, ортогнейс, скарны, роговик, а так­ же руды (железисто-магнетитовая, скарновая, полиметаллическая и медная), имеют первичную общую пористость не более 5%. Общая

пористость выветрелых разностей этих же пород достигает 20% [6).

КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ

1. Что такое первичные и вторичные поры в горных породах? На­

зовите породы, наиболее типичные с точки зрения этого разделения.

2. По какому физическому признаку классифицируются поры по

размерам? Назовите размеры сверхкаnиллярных, каnиллярных, суб­

каnиллярных пор и микроnор.

3. Что такое коэффициент nористости пород? Какие виды порис­

тости вы знаете? Как связаны между собой коэффициенты общей,

открытой, эффективной и динамической пористости?

4. Назовите методы изучения структуры емкостного пространства. На чем основаны эти методы?

5. Как велика пористость минералов?

6. Объясните физическую сторонунеобратимого уменьшения по­ ристости с глубиной. Что такое коэффициент необратимого уnлотне­

ния пород? От чего он зависит?

7. Что мы понимаем под упругими (обратимыми) изменениями по­

ристости? Где они наблюдаются на nрактике?

8. Приведите примеры изменения пористости пород под влияни­

ем метаморфических процессов.

9. От чего зависит пористость эффузивных пород?

4.ВОДО-, НЕФТЕ-

ИГАЗОНАСЬIЩЕННОСТЬ ПОРОД

4.1.ВЛАЖНОСТЬ, ВЛАГОЕМКОСТЬ.

СВОБОДНАЯ И СВЯЗАННАЯ ВОДА.

ДВОЙНОЙ ЭЛЕКТРИЧЕСКИЙ СЛОЙ

В л а ж н о с т ь характеризует содержание в породе воды. Общая

максимальная влажность породы W'F. , представляет собой объемное

содержание воды в породе, емкостное пространство которой nолнос­ тью насыщено водой:

w:E = Wтв<1-kп) + kпkв.о+ kп(1-kв.о> = Wx.c +wф.с + WCB (~.1)

где W х.с=W тв<1- k0 ) - объемное содержание химически связанной воды в твердой фазе (минеральном скелете) породы; Wф.с• Wсв -

54

объемное содержание в породе соответственно физически связанной и свободной воды; k,..JJ- коэффициент остаточного во;цонасыщения

пор породы, характеризующий содержание в порах физически свя­

занной воды; k0 - коэффициент общей пористости породы Величину W1: называют также в л а г о е м к о с т ь ю породы. Бла­

гоемкость при определенных термодинамических условиях и харак­

теристике воды, насыщающей породы, -постоянная величина для

данной породЬL Влажность породыможетизменяться в широких пре­ делах за счет изменения содержания в порах породы свободной (гра­ витационной) и физически связанной воды.

Хим и ч е с к и с вяз а н н а я в о д а присутствует в минералах горных пород в виде молекул Н20, входящих в кристаллы (к р и с -

таллизационная вода), или в виде ионов он-, н+, Н3О+ (гид­

роксоний) кристаллической решетки минералов алюмосиликаткого

состава, в первую очередь глинистых минералов (к о н с т и т у ц и о н­

н а я в о д а). Примером минералов с кристаллизационной водой яв­ ляются гипс CaS04 • 2Н20, а также другие минералы гидрохимичес­ кого происхождения - апсомит MgS04 • 7Н20, гидроборацит CaMg · В6011 • 6Н20, боронатрокальцит NaCaB50 9 • 8Н20, диоптаз Cu6(Si60 18) • 6Н20. Большинство минералов с кристаллизационной

водой теряют ее при прокалинании до 200-600 ·с, однако отдель­

ные минералы, например, мирабилит Na2S04 • 10Н20, выделяют кри­

сталлизационную воду при комнатной температуре.

Конституционная вода присутствует в минералах, как правило, в

виде гидроксильных ионов. Содержат ее все глинистые минералы и большое число минералов алюмосиликаткого состава, не относящих­

сяк глинистым минералам. Примеры минералов с конституционной

водой: каолинит Al4Si40 10(0H)8 , пирофиллит Al2Si40 10(0H)2, хлорит

(Mg,Fe,Al)в(Si,Al)4010(0H)8, мусковит KA12Si3A1010(0Н)2, глауконит IЧMg,Fe)2A16(Si4010)(0Н)2, биотит K(Mg, Fe)3A1Si3010(0Н)2. Консти­

туционная вода большинства минералов выделяется прокаливанием при температуре 400-1000 ·с.

Некоторые минералы содержат как кристаллизационную, так и

конституционную воду, например, галлуазит Al4Si40 10(0H)8 • 4Н20. Иногда суммарное содержание в твердой фазе минерала или породы химически связанной (конституционной и кристаллизационной) воды

обозначают СИМВОЛОМ Н2О+, подразумевая BCIO ВОду, ВЫДеляющуЮСЯ

прокаливанием породы при температуре выше 105 ·с. Очевидно, что wх.с=н2о+~тв• где ~твплотность минерала или средняя плотность

породы, для которых в лаборатории найдено значение Н2о+.

Величину Н2О+ определяют при термическом анализе по диаграм­

ме потери массы при прокалинаниитермогра витограмме

(ТГ), которая содержит кривые изменения массы М дозы изучаемого

вещества и температуры Т. Интерпретацию ТГ проводят с учетом ха­

рактерных для каждого минерала аномалий на кривых М и Т, отража­ ющих выделение химически связанной воды (рис. 13). Более точным

являетсяопределение Н2О+втрубке Пенфилда по специальной мето­

ди~е. В этом случае прокаливают анализируемую пробу, собирая и

55

900·с
					/
800700
		N			' - 1'/
					/
600500
		~			-./~
400			у.-'/\./
				/	у
300
		/
200
	3.,/
100
		~
о
о
10
20					'
30
40					\.
					\..
60					""
50

м

Рис. 19. Пример термоrравитоrрам-

мы для каолинита.

Кривые: 1 - дифференциальиоrо изме-

нениямассы; 2 - дифференциаJJЬНо-тер-

мическоrо анализа; 3 - роста темпера-

туры наrрева Т=f(t); 4 - потери массы

образца при наrревании.

взвешивая все полученное при

этомколичествоводы.Еслидопро­ каливании проба содержала гиг­ роскопическую влагу, из общей массы воды ~. выделенной при

прокаливании, вычитают массу

гигроскопической влаги mr и вы­

числяют н2о+ по формуле

H20+=(~-mr)/M, где М-масса

анализируемой навески до прока­

ливания.

Кфизически связан­

ной воде относят ту часть воды

в поровом пространстве породы,

которая остается в нем благодаря

взаимодействию молекул воды с

поверхностью минерального ске­

лета породы, а также в результа­

те влияния капиллярных сил.

Физически связанную воду мож­

но удалить полностью путем вы­

сушивания образца с нагревом или в изотермическом режиме,

экстрагированием образца в со­

кслете, частичноцентрифуги­

рованием, капиллярным вытесне-

нием или капиллярным впитыва­

нием. Различают следующие виды физически связанной воды: пленочная; удерживаемая поверхностью твердой фазы; углов пор и

тупиковых пор; капиллярно-удержанная.

П л е н очная вода представлена полислоями ориентированных

молекул воды, расположенных вдоль поверхности твердой фазы ча­

стиц минерального скелета породы. Значительная, возможно боль­

шая, часть молекул пленочной воды составляет гидратные оболочки катионов, образующих адсорбционный слой на поверхности твердой фазы илираспределенных диффузно в пределах пленки в виде внеш­ ней обкладки двойного электрического слоя, приуроченного к разде­ лу твердой и жидкой фаз.

Толщина слоя пленочной воды, который называюттакже аномаль­ ным, по данным различных исследователей, составляет от несколь­

ких десятых нанометра (толщина монослоя молекул воды или гидра­

тираванных катионов) до 100 нм (суммарная толщина нескольких де­

сятков монослоев). Физические свойства пленочной воды отличны от

свойств свободной воды - плотность и вязкость пленочной воды выше, чем свободной, температура замерзания и растворимость со­

лей ниже, диэлектрическая проницаемость и удельная электропро­

водность пленочной и свободной воды также различны. Аномальные свойства пленочной воды позволяют выделить ее как особую фазу в

56

объеме пор горной породы, отличную по физическим и физико-хи­ мическим свойствам как от свободной воды, так и от твердой фазы

минерального скелета.

В основании пленочной воды на поверхности твердой фазы нахо­

дится монослой адсорбированных молекул воды и обменных катио­ нов. Молекулы воды и катионы расположены близ активных центров

поверхности твердой фазы, имеющих отрицательный заряд и пред­ ставленных гидроксильными группами или изоморфно замещенны­ ми ионами кристаллической решетки минералов. Часть молекул воды

удерживается близ границы твердая фаза - жидкость силами мо­ лекулярного взаимодействия Лондона-Ван-дер-Ваальса, обратно

пропорциональными r 5 + r 7 (т- расстояние между взаимодействую­

щими молекулами).

Молекулы монослоя строго ориентированы и малоподвижны. Сле­

дующий слой образован также ориентированными молекулами воды,

однако строгость их ориентации и энергия связи с поверхностью мень­

ше, чем молекул первого монослоя. Эта закономерность соблюдается

и для молекул последующих слоев. Считают, что свойства пленочной

воды плавно изменяются в направлении по нормали к границе твер­

дая фаза - жидкость, приближаясь к свойствам свободной воды по мере удаления от границы. Однако доказано, что при переходе от пер­ вых двух-трех слоев к последующим свойства воды меняются резко,

что позволяет выделить слой прочносвязанной воды (2-3 монослоя)

снаиболее аномальными по отношению к свободной воде свойствами.

Кпр о ч н о с вяз а н н ой воде относят молекулы воды и гидрат­ ные оболочки катионов, поглощаемые межслоевым пространством

кристаллов монтмориллонита и других смешанпо-слойных глинис­

тых минералов (межслоевая вода или вода набухания глинистых ми­

нералов с подвижной решеткой). Прочносвязанная вода имеет плот­

ность 1,3-1,5гjсм3,диэлектрическуюпроницаемостье=10-30отн.

ед. (по данным отдельных исследователей, 2,2), характеризуется тем­

пературой замерзания -74 ·с, практически не растворяет соли. Уда­

ление прочносвязанной воды, в том числе и межслоевой, происходит

при температуре 105-160 ·с. Прочносвязанная вода соответствует

гигроскопической влажности породы. Высокая степень сцепления молекул прочносвязанной воды с поверхностью твердой фазы стано­

вится очевидной, если учесть, что воздействие на образец породыдав­

лением до 2000 МПа не позволяет отжать всю прочносвязанную воду и что теплота смачивания сухой породы, в частности, порошка гли­ нистых минералов, составляет 84-113 Дж/моль, т.е. в несколько раз

выше теплоты свободного испарения воды, равной 19-23 Дж/моль.

Рыхл о с вяз а н н а я вода имеет плотность не более 1,1-1,2, диэ­ лектрическую проницаемость более 30. Температура замерзания ее со­

ставляет -4 ·с, она обладает способностью к растворению солей, но бо­

лее низкой, чем свободная вода. При сушке рыхлосвязанная вода уда­

ляется при Т<105 ·с. Поскольку эта температура в лабораторной практике определения коэффициента открытойпористости kп.о породы принимается в качестве эталонной, значения kп.о• полученные по спосо-

57

бу Преображенского (см. разд. 3), меньше истинного коэффициента от­ крытой пористости на величину, соответствующую объему прочносвя­ занной воды, которая удаляется только при Т> 105 ·с. В объеме, зани­ маемом пленочной водой, расположен д в ой н ой эле к три ч е с кий слой (ДЭС), возникающий близ границытвердой ижидкой фазблаго­ даря тому, что поверхность твердой фазы имеет электрический заряд, обычно отрицательный. Двойной слой на границе фаз состоит из внут­

ренней и внешней обкладок. Внутренняя отрицательная образована в

основном анионами кристаллической решетки минералов, чаще иона­

ми он-, режеузламирешетки, в которых произошло изоморфное заме­

щение ионов высокой валентности ионами более низкой валентности с

одновременным выделением отрицательного заряда.

Внутренняя отрицательная обкладка двойного слоя является мо­ ноионной с толщиной, равной размеру ионов, образующих ее. Вне­ шняя обкладка состоит из катионов, компенсирующих отрицатель­ ный заряд поверхности твердой фазы.

Большая часть катионов (более 90-95 о/о) сосредоточена в адсор­ бционном монослое (слой Штерна), остальные распределены диффуз­

но в растворе, заполняющем поры, и образуют диффузную часть (слой Гуи) внешней обкладки двойного слоя. Двойной слой в целом элект­ ронейтрален так, что суммарный положительный заряд внешней об­

кладки компенсирует отрицательный заряд поверхности в пределах

одной и той же площади, например 1 см2. Потенциал И внешней об­

кладки в направлении по нормали к границе раздела фаз меняется вначале линейно в пределах монослоя (полный скачок), затем про­

порционально 1/х (где х- расстояние от границы), достигая нуля в

				ф			и
+++
+1 +
1+	+	+1+		+
+1 + +		1
+1++		+_ 1
+1++ +		+1		+
+1	-	-1
+1++		1+		+
+1++ + +11
1		- -		+
+1+ + + +1
+	+					х			х

Рис. 20. Двойной электрический слой (ДЭС) на границе твердаЯ фазара­

створ электролита:

1 -твердая фаза; 2 - слой Штерна; 3 -диффузный слой Гуи; 4 - свободный ра­

створ; зависимости: 5 - Ск=f(х), б- c.=f(x), 7 - U=f(x)

58

свободном растворе. Общую разность потенциалов Е между поверх­

ностью твердой фазы и свободным раствором (потенциал Нернста)

экспериментально измерить не удается, по данным теоретических

расчетов она составляет примерно 1 В.

Диффузная часть внешней обкладки содержит катионы и анионы при подавляющем перевесе катионов. Концентрация ионов в диффуз­

ном слое подчиняется закону

С = С0ехр [-EzU/(RT)],	(4.2)
где С0 - концентрация свободного раствора; С -	концентрация ка­

тионов или анионов в диффузном слое; z - валентность данного сор­ та ионов; U, Е- потенциал и диэлектрическая проницаемость в точ­

ке, где определяется С.

Поскольку при подстановке значения z учитывается знак иона,

концентрация анионов Са растет от нуля (на границе с монослоем) до значения С0 на границе со свободным раствором, концентрация ка­ тионов Ск падает, достигая также значения С0, но сверху (рис.14).

Толщину диффузного слоя, принимаемую за толщину двойного

электрического слоя бдэс• см, рассчитывают по формуле

	1	ERT
	бдэс=- ,____		(4.3)
	2F	nC0(z1 +~) '
	где С0 выражена в моль/см3; z1	и z2 - валентности катионов и анио­
	нов в свободном растворе. ·

Если свободный раствор содержитнесколько солей, в формулу(4.3)

вместо C0(z1 + z2) подставляют выражение ~CiZj - ионную силу ра­

створа, в котором суммируются произведения молярной концентра­

ции на валентности для каждого сорта ионов, присутствующих в ра­

створе. Значение бдэс• получаемое при расчете по формуле (4.3), со­

ответствует кратчайшему расстоянию между границей раздела твердой и жидкой фаз и поверхностью, являющейся геометрическим местом точек- «центров тяжести» зарядов диффузного слоя, поэто­

мубдэс< бсп• еслибспфизическаятолщина двойного слояотповер­

хности твердой фазы до границы со свободным раствором.

В соответствии с формулой (4.3) значение бдэс растет с уменьшени­

ем концентрации и валентности ионов свободного раствора.

Внасыщенных растворах величина бдэс стремится к толщине мономо­

лекулярного слоя, и диффузный слой практически исчезает.

Врастворах низкой концентрации (С0<0,01 н.) величина бдэс приб.пи­

жается к максимальной толщине бсп аномальных слоев воды, установ­

ленной экспериментально[14]. Болеесложнойявляетсязависимостьбдэс

оттемпературы. Приповышении Тв пределах от 293 К (комнатнаятем­

пература)до333-353КвеличинабдэсРастетвсоответствиис(4.3).0д­

нако при дальнейшем росте Т диффузный слой «размывается» благо­

даря повышению интенсивности движения молекул, преодолевающих

влияние заряженной стенки, и бл~с стремится ктолщине мономолеку­

лярного слоя, а при Т=413-433 К разрушается и монослой.

59