Гидротермальные ресурсы и геотермальная энергия

ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ РЕСУРСЫ И ГЕОТЕРМАЛЬНАЯ ЭНЕРГИЯ

Тепловое поле Земли. Краткое введение

Проблема «тепла и холода» привлекала внимание философов еще в давние времена. Платон (427–347 гг.) связывал тепло и холод с атомами; Аристотель (384–322 гг.) считал, что природа состоит из четырех элементов: воздуха, огня, воды и земли; Плиний (23–79 гг.) писал об извержении вулканов, теплых источниках и фумаролах. В XVI веке, когда еще не был изобретен термометр и не разработаны основные шкалы температуры Фаренгейта (1709 г.), Реамюра (1730 г.) и наиболее распространенной в наши дни шкалы Цельсия (1742 г.), Г. Агриколой (G. Agricola) уже упоминалось, что температура в глубоких шахтах до 1000 м увеличивается с глубиной.

Геотермия является наукой, изучающей тепловое состояние земных недр. Она имеет ряд как теоретических, так и практических приложений. Температура повсеместно увеличивается с глубиной, достигая в ядре Земли по имеющимся оценкам около 6000 °С.

Рисунок – снижение геотермической активности при переходе от молодых к древним платформам.

Геотермическая активность недр снижается от молодых к древним платформам.

Только в самой верхней части геологического разреза до глубины 40 – 100 м температура может, как увеличиваться (регистрация термограммы выполнена в зимнее время), так и уменьшаться г глубиной (измерения выполнены летом). Расссмотрим это на примере термограммы скважины Булавки 41, расположенной в районе Полоцка.

Геотермия относится к сравнительно молодым наукам, так, первые измерения температуры в скважине Pregny вблизи Женевы были выполнены в 1832 г., а первое определение плотности теплового потока на основе измерения распределения температуры в скважине и коэффициента теплопроводности в лаборатории – только в предвоенные годы прошлого столетия. Первое же измерение температуры на забое скважины, пробуренной на территории Беларуси (г. Минск), было выполнено в 1928 г., а первая термограмма опубликована только через четверть века – в 1954 г М.Ф. Беляковым.

В 60-х годах прошлого века зародилась теория тектоники плит, стимулировавшая изучение теплового потока на континентах и в океанах. В этот же период были начаты систематические геотермические исследования в мире, в том числе и в Беларуси. Дальнейшее стимулирование исследований по тепловому состоянию недр Земли произошло в 70-х годах в связи с энергетическим кризисом и значительным развитием работ по практическому использованию тепла земных недр, поддержанное ООН.

 

Рисунок – Схема расположения основных изученных в геотермическом отношении скважин (показаны кружками) в пределах Беларуси.

 

Рисунок – Глубина скважин, изученных в геотермическом отношении.

Обозначения: 1 и 2 – границы главных положительных и отрицательных структур.

 

Рисунок – Термограммы скважин Смоленск 1 и Смоленск 2

 

Чаще всего встречаемые при регистрации термограмм погрешности – это погрешности, связанные с малой выстойкой перед началом измерений. Рассмотрим это на примере смоленских скважин (Оршанская впадина). Теплового равновесия между стволами скважин и окружающими массивами горных пород после 14 дней нахождения в покое перед регистрацией термограмм в двух случаях не было достигнуто. Об этом свидетельствует извилистая форма производственных термограмм. Разница же между двумя производственными термограммами невелика. Однако расхождение между ними и термограммой, зарегистрированной 14 лет спустя после достижения теплового равновесия в скважине Смоленск 1, достигает почти повсеместно 1.5 – 2 °С.

Стационарная термограмма представляет собой гладкую кривую. По мере увеличения глубины и приближения к забою расхождение постепенно уменьшается. Это объясняется тем, что время циркуляции раствора при бурении скважин у забоев было значительно меньшим по сравнению с верхними интервалами, и нарушение стационарного поля температуры в массиве горных пород в нижней части вскрытого бурением разреза было также меньшим.

 

Погрешности, связанные с самоизливом подземных вод показано на термограммах скважин Копаники 2б и Брюзги 29/8 (Белорусская антеклиза), расположенных на небольшом расстоянии в районе Гродно. Скважина Копаники 2б находилась в покое около 3 лет после завершения бурения, в скважине Брюзги имел место самоизлив воды в ходе выполнения измерений.

Рисунок– Термограммы скважин Копаники 2б и Брюзги 29/8 (Белорусская антеклиза).

 

В верхней части в интервале 0 – 280 м расхождение между двумя термограммами увеличивается с уменьшением глубины. Эта разница превышает 4°С на глубине 20 м. Если продлить термограмму скважины Копаники 2, поскольку в ней измерения были выполнены только до глубины 260 м, то в своей нижней части обе термограммы практически совпадают. Для скважины Брюзги 29/8 из термограммы видно что на глубине 280 м из водоносного пласта происходит самоизлив.

 

Влияние восходящей и нисходящей фильтрации подземных вод на вид термограмм. Нисходящая фильтрация подземных вод в районе скважины отражается в виде вогнутой кривой на термограмме, тогда как восходящая фильтрация приводит к выпуклой форме кривой, как показано на рисунке.

Рисунок – Вид термограмм при наличии инфильтрации (1), восходящей фильтрации (3) и при отсутствии фильтрации (2) для однородной толщи отложений. Вектор V изображает направление и скорость фильтрации флюида

 

Направление инфильтрации V показано стрелкой вниз, а восходящей фильтрации – стрелкой вверх. Термограмма в виде прямой линии соответствует однородной толще отложений в случае отсутствия вертикальной компоненты фильтрации (V = 0). На этом рисунке рассмотрен идеальный случай, когда скважина вскрыла однородную толщу пород с неизменным коэффициентом теплопроводности, а ствол скважины находился в тепловом равновесии с массивом горных пород перед началом измерений.

Одним и тем же глубинам D1 и D2 соответствуют температуры Т1 и Т2 на вогнутой термограмме (наличие инфильтрации), а Т3 и Т4 – для выпуклой кривой (случай восходящей фильтрации). Очевидно, что и значения разности температуры и геотермический градиент для интервалов D1 - D2 будут разными. Более низкие значения геотермического градиента в верхней части геологического разреза будут соответствовать вогнутой термограмме, а более высокие – выпуклой кривой. В нижней же части разреза ситуация будет иной. Одним и тем же глубинам D3 и D4 соответствуют температуры Т5 и Т6 на вогнутой термограмме (наличие инфильтрации), а Т7 и Т8 – для выпуклой термограммы (случай восходящей фильтрации). Очевидно, что и значения температуры и геотермический градиент для интервала D3 – D4 будут снова разными. Однако теперь более низкие значения геотермического градиента в нижней части геологического разреза будут соответствовать выпуклой термограмме, а более высокие – вогнутой кривой.

 

Рисунок - Схема распределения температуры в Припятском прогибе (глубина 2 км).

 

Центральная часть аномалии северной зоны прогиба оконтурена изолинией 50 °C, а три локальных участка – изотермами 60 °C. Ее форма и размеры несколько изменяются с глубиной, сохраняя общие черты, описанные для глубины 1 км. Зона повышенных значений температуры простирается на западе до г. Любань и уходит в пределы Днепровско-Донецкой впадины на юго-востоке. Она охватывает также Северо-Припятское плечо и прослеживается в западной части Гремячского погребенного выступа за пределами Беларуси. Локальная аномалия восточной части Ельского грабена и Выступовичской ступени выделена условно изолинией 40 °C по трем скважинам Карповичской и Желоньской площадей. Ее фоновые значения заключены в интервале 35–40 °C.

Тепловой поток

 

Плотность теплового потока q представляет собой произведение коэффициента теплопроводности горных пород λ (Вт/(м·К) на геотермический градиент gradT (мК/м). Это – количество тепла поступающего из недр к земной поверхности через единичную площадку (1 м²).

Q = -λ·gradT

 

Единица измерения плотности теплового потока – мВт/м². Плотность теплового потока представляет собой интегральную (обобщенную) характеристику теплового состояния платформенного чехла и земной коры. В ряде случаев отмечена изменчивость теплового потока по глубине.

В верхней части разреза (платформенный чехол и верхняя часть кристаллического основания) тепловой поток складывается из потока, поступающего в из верхней мантии в подошву земной коры и его генерации в земной коре за счет распада долгоживущих радиоактивных изотопов урана, тория и калия. Остальные изотопы дают незначительный вклад в генерацию тепла.

Для построения карты плотности теплового потока Беларуси был составлен каталог теплового потока, включающий более 500 его определений. Результирующая карта теплового потока Беларуси показана на рисунке.

 

Рисунок – Карта плотности теплового потока Беларуси. Составил В.И. Зуй

Распределение плотности теплового потока в пределах страны имеет контрастный вид. На фоне низких значений менее 30 – 40 мВт/м² выделяются положительные аномалии восточной части Подлясско-Брестской впадины, находящейся в пределах Беларуси (50 – 55 мВт/м²), и Припятского прогиба со значениями 60 и более мВт/м².

Повышенные значения потока 40 – 50 мВт/м² наблюдаются не только в пределах этих структур, но и в виде локальных аномалий Белорусской антеклизы, Оршанской впадины, Северо-Припятского плеча, Жлобинской седловины и западного склона Воронежской антеклизы. Наиболее детально по тепловому потоку изучен Припятский прогиб. Сложное распределение потока в его пределах более детально по сравнению с картой, приведенной на рисунке показанном выше, представлено отдельно в более крупном масштабе.

Кроме основной ориентации изолиний плотности теплового потока более 60 мВт/м² вдоль северного бортового разлома прогиба, отчетливо прослеживается и второе направление с плотностью потока 50–60 мВт/м², трассируемое по линии гг. Ельск-Мозырь-Речица-Светлогорск, ортогональное основному направлению аномалий северной зоны Припятского прогиба. Это направление аномалии тяготеет к Пержанскому глубинному разлому в фундаменте. Плотность теплового потока в пределах Припятского прогиба изменяется в широких пределах – менее чем от 40 в западной части прогиба до 100 и более мВт/м² в ядрах соляных куполов. Существенное влияние на величину плотности теплового потока оказывает соляной тектогенез, особенно в приразломной зоне Речицко-Вишанского вала.

В Припятском прогибе отмечена изменчивость плотности теплового потока по глубине. При этом до глубины 1 – 2 км наблюдается рост интервальных значений плотности теплового потока.

Аномалия его пониженных значений в районе населенного пункта Василевичи, вызвана тем, что здесь изучены только мелкие скважины, где плотность потока оказалась несколько ниже прилегающих районов.

 

 

Рисунок – Карта плотности теплового потока Припятского прогиба

ГЕОТЕРМАЛЬНАЯ ЭНЕРГИЯ

 

По классификации К.Ф. Богородицкого [Богородицкий, К.Ф. Высокотермальные воды СССР / К.Ф. Богородицкий. – Москва: Наука, 1968. – 167 с.] подземные воды подразделяют по температуре на переохлажденные (0 ºС), очень холодные (0 – 10 ºС), холодные (10 – 20 ºС), теплые (20 – 37 ºС), горячие (37 – 50 ºС), очень горячие (50 – 100 ºС) и перегретые (более 100 ºС). Так, рассолы нижних геотермальных горизонтов Припятского прогиба относятся к теплым и горячим, а воды верхних горизонтов – к холодным и теплым.

Вполне закономерным является вопрос использования этого природного источника тепла, которому посвящается всё больше внимания, которое стимулируется непрерывным ростом цен на традиционные источники тепла (нефть, мазут, природный газ). Цена на нефть в наши дни достигла 130 $US за баррель (159 л).

Идея использования подземного тепла недр республики не нова. Она неоднократно высказывалась в отдельных публикациях с конца пятидесятых – начала шестидесятых годов (момента постановки геотермических исследований в Беларуси). Однако кроме высказывания общей идеи, базировавшейся на опыте, уже накопленном другими странами, никакой оценки геотермального потенциала республики не выполнялось. Эти работы в Беларуси начаты только в середине 90-х годов прошлого столетия.

По существу, геотермальные ресурсы – это та часть геотермальной энергии, которая может быть экономически рентабельно извлечена в ближайшем будущем. Геотермальные резервы – это часть ресурсов, которая может эксплуатироваться в настоящее время и подтверждается данными бурения, геологическими, геофизическими и геохимическими исследованиями. Поэтому, прежде всего, надо дать количественную оценку геотермальных ресурсов, заключенных в платформенном чехле.

Существует ряд методик определения плотности распределения геотермальных ресурсов. Для оценки плотности ресурсов геотермальной энергии в геотермальных комплексах платформенного чехла была применена методика, используемая в странах Западной Европы, в частности при составлении Атласа геотермальных ресурсов Еваропы. Среди многих методов количественной оценки геотермальных ресурсов этот метод использует модель объемного содержания тепла и предполагает извлечение геотермальной энергии системой дублетов скважин (эксплуатационная и нагнетательная).

Ресурс Н₁ (в Джоулях) оценивается по формуле:

Н₁ = Н₀ • R_{0 ,}

где: Н₀ - тепло, содержащееся в породах на месте их залегания, и подразумевает объемную модель его извлечения. Сюда включается тепло, запасенное в матрице горной породы (m) и в воде (флюиде порового пространства (w)):

Н₀ = [(1-P) • ρ_m• c_m + P• ρ_w•c_w] • [T_t –T₀] •A•Δz,)

где [:

ρ_m, ρ_w – плотность матрицы горной породы и воды, соответственно, кг/м³,

с_m, с_w – удельная теплоемкость матрицы горной породы и воды, соответственно, Дж/(кг • К),

P – эффективная пористость, безразмерная величина,

T_t – температура на кровле водоносного горизонта, ºС,

T₀ – температура на земной поверхности, ºС,

A – рассматриваемая площадь земной поверхности, м²,

Δz – эффективная мощность водоносного горизонта, м.

R₀ – коэффициент извлечения,представляет собой часть тепла, которое подлежит добыче. Он зависит от применяемой технологии. Если добыча производится с использованием дублета скважин, при котором через эксплуатационную скважину происходит подъем геотермального флюида, а через нагнетательную (в случаях, когда минерализация пластовых теплых вод превышает лимит 1 г/л, установленный для пресных вод) – захоронение отработанного флюида в водоносный горизонт, тогда:

R₀ = 0.33 (T_t – T_r) / (T_t –T₀),

где T_r – температура закачки (реинжекции), ºС.

Возврат отработанных термальных вод в водоносный горизонт предотвращает падение давления в нем во время эксплуатации, равно как и загрязнение поверхностных водотоков минеральными и солеными водами. Группа экспертов Европейского Союза рекомендует значение T_r = 25 ºС, хотя на практике используют и меньшую величину, например на Клайпедской геотермальной станции закачка отработанного рассола производится при температуре всего 11 ºС. Если используется только одна эксплуатационная скважина, например когда теплые воды пресные, то рекомендуется значение коэффициента извлечения:

R₀» 0.1

В расчет входят данные по объемной теплоемкости горной породы и воды ρ_m•c_m и ρ_w•c_w, соответственно. Первые определяются лабораторными измерениями на образцах горных пород, поднятых при бурении скважин. Удельная же и объемная теплоемкость воды является параметром, незначительно зависящим от температуры. Максимальные значения этого параметра находятся в диапазоне 30–50 ˚С. Приведенная методика не требует знания других критичных параметров.

Примеры оценки плотности геотермальных ресурсов для кембрийского водоносного комплекса в юго-западной части Беларуси приведен на рисунке.

Рисунок – Плотность ресурсов подземного тепла в западной части Брестской области, кг.у.т./м².

Изменение плотность геотермальных ресурсов происходит в широком диапазоне – от 0 кг.у.т./м² в местах выклинивания этого геотермального комплекса (как показано на следующем рисунке), в частности – на востоке и севере региона, до 300 – 350 кг.у.т./м² вблизи белорусско-польской границы.

Еще большая плотность геотермальных ресурсов содержится в геотермальных комплексах Припятского прогиба. Примеры распределения плотности ресурсов для толщи верхней соли и межсолевых отложений приведены на следующих двух рисунках.

 

 

Рисунок - Плотность ресурсов геотермальной энергии, заключенной в верхней соли Припятского прогиба, т.у.т./м².

 

 

 

Низкоэнтальпийные геотермальные ресурсы извлекают используя различные технологические схемы, построенные на базе применения тепловых насосов. Практика показывает, что даже холодные воды с температурой 7 – 10 °С могут успешно использоваться для выработки тепла с помощью таких установок. Всего в Беларуси йствуют 9 геотермальных установок с суммарной тепловой мощностью более 1.5 МВт.

 

Пример установки для отопления здания канализацилноой станции, расположенной в деревне Новый Двор возле Минска приведен на следующих двух рисунках.

 

Рисунок – Вид теплонасосной установки станции в д. Новый Двор возле Минска

 

 

Рисунок – Здание канализационной станции в д. Новый Двор возле Минска, отапливаемое теплонасосной установкой. Газовая котельная выведена из эксплуатации.

Существует ряд схем испльзования низкоэнтальпийной геотермальной энергии. Основные из них схематично показаны на следующем рисунке.

 

Крупные геотермальные станции построены в Польше (Баньска-Бялы Дунаец, Новы Тарг, Пыржице, Мщонув, Сломники и др. В Литве действует Клайпедская геотермальная станция тепловой мощностью 35 МВт, показанная на рисунке.

 

Ресурсы высокоэнтальпийной геотермальной энергии успешно используют для выработки электроэнергии в ряде стран Италия, Япония, США, Новая Зеландия, Мексика, Индонезия, Россия, в Африке (возле Килиманджвро) и других местах.

 

ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ РЕСУРСЫ И ГЕОТЕРМАЛЬНАЯ ЭНЕРГИЯ