Геотермальная энергетика

Источники тепла в недрах Земли и закономерности его передачи

Источники тепла

Земля обладает тепловой энергией внешнего (экзогенного) и внутреннего (эндогенного) происхождения. Основными источниками внутренней тепловой энергии являются:

  • самопроизвольный распад радиоактивных элементов: элементы с периодом полураспада, меньшим периода формирования Земли, распались при первоначальном разогреве планетного вещества; распад долгоживущих элементов продолжается в настоящее время;
  • воздействие притяжения Солнца и Луны, приводящее к земным приливам и торможению Земли — за счет этого фактора за время существования Земли выделилось до 30% теплоты радиогенного происхождения;
  • гравитационная дифференциация вещества Земли и его расслоение с образованием плотного ядра и менее плотной оболочки;
  • тектонические процессы, вызывающие вертикальные и горизонтальные смещения крупных блоков земной коры и ее упругие деформации;
  • физико-химические процессы, протекающие в недрах Земли.

Радиоактивные элементы в земной коре составляют миллионные доли грамма на грамм породы. Однако за время существования нашей планеты образовавшегося тепла оказалось достаточно для разогрева внутренних слоев Земли, обусловившего развитие таких процессов, как вулканизм, метаморфизм, землетрясения, тепловое излучение и др.

Формирование тепла Земли тесным образом связано с историей происхождения нашей планеты. Согласно новейшей (1950) гипотезе (Шмидт и др.), образование планет, и в том числе Земли, произошло в результате сгущения протопланетного облака пыли, вращающегося вокруг Солнца. Первоначальное вещество планет, находящееся в холодном состоянии, под влиянием сгущения вещества планеты и внутреннего тепла от радиоактивного распада элементов стало постепенно разогреваться, что вызвало впоследствии дифференциацию вещества и образование оболочек Земли. Образование из первичного холодного вещества современных оболочек Земли происходило по принципу зонного его плавления. Возникающие при этом сложные физико-химические процессы приводили к тому, что легкоплавкие вещества поднимались из глубин Земли к ее поверхности, а тяжелые компоненты опускались к ядру. В процессе зонной плавки происходило расслоение нашей планеты на определенные оболочки, а также высвобождение огромной энергии. По мнению академика А.П. Виноградова, именно в результате зонной плавки вещества планеты, происходящей под влиянием энергии радиоактивного распада, образовались оболочки Земли: атмосфера, гидросфера и твердая оболочка.

Помимо тепла, поступающего из недр, земная поверхность получает лучистую энергию Солнца в течение всего года. Температура самых верхних слоев земной коры зависит от поступления солнечного тепла.

Суточные изменения температуры распространяются на глубину не более 1–2 м. До глубины 20–25 м температура испытывает сезонные колебания. На этой глубине располагается пояс постоянной годовой температуры (нейтральный слой), равной средней годовой температуре воздуха на поверхности Земли. Верхняя часть земной коры, располагающаяся выше нейтрального слоя и испытывающая влияние солнечного тепла, получила название гелиотермической зоны.

Нейтральный слой в разных районах земной поверхности располагается на различных глубинах. Последнее зависит от амплитуды температур на поверхности, от теплопроводности горных пород: чем резче колебания температур и выше теплопроводность горных пород, тем глубже расположен нейтральный слой. К примеру, для Москвы температура нейтрального слоя равна +4,2C и зафиксирована на глубине 20 м.

Ниже нейтрального слоя находится геотермическая зона, для которой свойственно тепло, генерируемое самой Землей.

Под геотермальной энергией понимают физическое тепло глубинных слоев Земли, имеющих температуру, превышающую температуру воздуха на поверхности. В качестве носителей этой энергии могут выступать как жидкие флюиды (вода и/или пароводяная смесь), так и сухие горные породы, расположенные на соответствующей глубине. Средняя по земной поверхности величина теплового потока, поступающего из недр к поверхности, составляет весьма малую величину — около 0,03 Вт/м2.

Тепловые свойства горных пород

К тепловым свойствам горных пород, влияющим на геотермальную обстановку, относятся теплопроводность, тепловое сопротивление, теплоемкость и температуропроводность.

Теплопроводность, или точнее коэффициент теплопроводности λ, Вт/м · К, представляет собой коэффициент пропорциональности закона Фурье, связывающего плотность теплового потока q, Вт/м2, с градиентом температур grad T, К/м:

q = −λ grad T

Пористость и влажность влияют на теплопроводность горной породы. Сухие и пористые породы обладают меньшим коэффициентом теплопроводности, чем монолитные и влажные. Наличие в порах пород движущейся жидкости изменяет механизм теплопереноса, добавляя к кондуктивному конвективный теплоперенос.

Тепловое сопротивление ε, м · К/Вт, — величина, обратная теплопроводности:

ε = 1/λ

Удельная теплоемкость вещества C, кДж/кг · К, определяется формулой

C = dQ/mdT

где dQ, кДж, — количество тепла, подведенное к массе вещества m, кг, для нагрева ее на dT, К.

Коэффициент температуропроводности a, м2/с, характеризует собой скорость изменения температуры единицы объема среды в нестационарных процессах и определяется формулой

a = λ/Cρ,

где ρ — плотность породы, кг/м3.

Температуропроводность горных пород зависит от следующих факторов:

  • плотности горных пород — температуропроводность уменьшается с возрастанием плотности;
  • влажности горных пород — температуропроводность повышается с увеличением влажности, причем повышение происходит до некоторого предела влажности (разного для различных горных пород), выше которого температуропроводность понижается, так как при значительной влажности увеличивается теплоемкость пород;
  • вида жидкости, содержащейся в породе (нефтеносные породы имеют более низкие значения температуропроводности, чем водоносные, так как тепловое сопротивление у нефти выше сопротивления воды);
  • температуры пород — температуропроводность уменьшается с увеличением температуры пород в связи с увеличением их теплового сопротивления и теплоемкости;
  • слоистости пород — по напластованию температуропроводность выше.

Температуропроводность практически не зависит от минерализации пластовых вод.

Виды теплопередачи

Геотермический градиент. В геотермической зоне температура повышается с глубиной. В верхней мантии на глубине 400 км температура составляет 1700C, на глубине 2900 км она приближается к 2500 C, а на глубине 5000 км она составляет около 5000C.

Перенос тепла в земной коре осуществляется кондуктивной теплопередачей, обусловленной теплопроводностью горных пород, и конвективной теплопередачей, связанной с циркуляцией подземных флюидов — воды, нефти, магмы, газов. Несмотря на то что конвективный перенос тепла не является главной причиной теплопереноса, подземные флюиды и, прежде всего, вода занимают особое место в общем переносе тепла Земли благодаря высокой миграционной способности, значительной теплоемкости и участию в геологических процессах. Подземные пластовые воды активно циркулируют, находясь в круговом обмене с поверхностными и атмосферными водами. В районах с активной циркуляцией подземных вод перенос тепла резко возрастает и уменьшается температурный градиент. Подземные воды, обладая большой теплоемкостью, при движении перераспределяют тепловой поток, вызывая тепловые аномалии.

Геотермический градиент Г, К/м, определяется формулой:

Г = dT/dH,

где H, м, глубина.

В практике геологических и гидрогеотермических исследований геотермический градиент обычно определяют для интервала 100 м, и в среднем для земной коры этот градиент равен 3 К. Наличие температурного градиента объясняется существованием глубинного теплового потока, направленного к поверхности Земли.

Интервал глубин земной коры в метрах, на котором температура повышается на 1 К, называется геотермической ступенью:

G = 1/Г

Геотермическая ступень колеблется в значительных пределах и зависит от ряда причин: теплопроводности, характера залегания и состава горных пород, движения подземных вод, гидрохимических процессов.

В среднем для осадочных пород геотермическая ступень принимается равной 33 м, а в действительности колеблется от 5 до 160 м (на территории России от 20 до 100 м). Средние значения геотермической ступени для древних кристаллических щитов составляют более 100 м, для платформы 30–80 м, для области новейшего вулканизма 5–20 м.

Для большинства площадей с пластовым типом водоносных горизонтов зависимость температуры от глубины линейная:

TH = T0 +ΓH,

где TH — температура горных пород на глубине H, К; T0 — температура нейтрального слоя пород, К; Г — геотермический градиент,стабильный с глубиной, К/м; H — глубина, м.

Необходимо отметить, что величина геотермического градиента изменяется довольно значительно не только в различных районах, но и в пределах одного и того же района. Значение геотермического градиента меняется также с глубиной и зависит от теплопроводности горных пород, слагающих геологический разрез. Горные породы разного состава отличаются по теплопроводности. В массиве, сложенном кристаллическими породами, имеющими высокую теплопроводность, геотермический градиент малый. Глины отличаются малой теплопроводностью, и в глинистых толщах наблюдается быстрый рост температуры с глубиной и, соответственно, большой геотермический градиент.

Как уже отмечалось, существенную роль в переносе тепла играют подземные воды. Они могут транспортировать тепло из глубоких зон к поверхности. И наоборот, нисходящие потоки воды в областях питания водоносных коллекторов охлаждают земную кору.

Наиболее высокие температуры с глубиной наблюдаются в районах современной вулканической деятельности, к которым в России относится Камчатская область. В местах выхода парогидротерм на Нижнекошелевском месторождении на Камчатке геотермические градиенты составляют 0,25–0,45 К/м. На Паужетском месторождении высокотермальных вод на юге Камчатки максимальная температура на глубине 250 м — около 200 C.

Из невулканических областей наиболее прогретым является Северокавказский регион, где значения геотермического градиента составляют 0,03–0,05 К/м, тогда как средние его значения для Москвы — 0,02, Санкт-Петербурга — 0,025, Нижнего Поволжья — 0,021, Урала — 0,012 К/м. На глубине 2000 м на Русской платформе установлены температуры в среднем 40–50C, на Сибирской платформе — 35–40 C, а в Восточном Предкавказье температура изменяется от 70 до 125C.

На рисунке 1 показано изменение усредненной температуры с глубиной погружения осадочных отложений для Восточного Предкавказья.

Изменение усредненной температурной кривой с глубиной для Восточного Предкавказья
Рисунок . 1. Изменение усредненной температурной кривой с глубиной для Восточного Предкавказья

На Тарумовском геотермальном месторождении в Дагестане, при строительстве самых глубоких скважин на термальные воды, в забое на глубине 5500 м зафиксирована температура 198 C.

В таблице 1 приведены средние значения геотермической ступени и градиента для некоторых районов России и ближнего зарубежья.

Геотермические ступени и градиенты для некоторых районов
Таблица 1. — Геотермические ступени и градиенты для некоторых районов

В заключение отметим, что геотермические условия на территории России чрезвычайно разнообразны. Если в вулканических районах Камчатки температура пород и флюидов нередко достигает 100C уже на первых десятках метрах от поверхности, то в северных районах Сибири отрицательная температура пород прослеживается иногда до глубин, превышающих 1000 м. В Северо-Кавказском регионе глубина залегания изотермы 100C составляет около 1500 м, тогда как в центральных и северо-западных районах европейской части страны она погружается до 6000 м.