Геотермальные электростанции и геотермальные ресурсы

       СОДЕРЖАНИЕ

1. Общие сведения о геотермии
2. Теория решетчатой (фоновой) теплопроводности
3. Геотермическое поле и геотермический градиент
4. Геотермические измерения на континентах и в океане. Определение теплового потока и геотермического градиента.
5. Направления современной геотермии.
6. Геотермальные электростанции и геотермальные ресурсы
7. Вывод
8. Список использованной литературы

           ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ГЕОТЕРМИИ

Геотермия (геотермика) изучает тепловое состояние, распределение температуры и её источников в недрах и тепловую историю Земли. Вопрос о распределении температур тесно связан с распределением источников тепла в глубинах Земли, что имеет фундаментальное значение для любых гипотез о строении и эволюции планеты. Температура вместе с давлением и значением касательных напряжений определяет состояние вещества и характер процессов в недрах Земли. В отличие от давления, характер распределения температуры с глубиной отличается большей неопределённостью. Экспериментальная геотермия основана на измерении нарастания температуры с глубиной (геотермическая градиента) и теплового потока из земных недр. Построены детальные карты теплового потока на поверхности Земли и проведён гармонический анализ этих данных. Наличие корреляции величины теплового потока с различными тектоническими структурами (рифтами срединно-океанических хребтов, щитами и платформами континентов и т.д.) и их возрастом привело к созданию структурной геотермии, результаты которой используются в теоретической геотектонике. Современная геотермия тесно связана с геодинамикой, т.к. мантия Земли находится в конвективном состоянии и конвективный теплоперенос на порядок более эффективен, чем кондуктивный. Исследование теплового потока Земли показало примерное равенство среднего теплового потока для континентов и океанов (несмотря на большую концентрацию радиоактивных источников в более мощной континентальной коре); однако некоторые исследователи считают, что значения теплового потока в океанах несколько выше, чем на континентах. Эта проблема является одной из основных задач в современной геотермии, решение которой намечается в современных геодинамических моделях. Тепловые аномалии используют при разведке месторождений полезных ископаемых (см. геотермические поиски месторождений), а также при оценке геотермальных ресурсов. Оценка теплового потока Луны показала, что его значение в 3-4 раза меньше, чем среднее значение теплового потока Земли.

Геотермия дает важнейшую количественную  информацию  для  понимания  и моделирования геодинамических процессов в геосферах и для оценки  энергетики геолого-геофизических  проявлений  -  в  этом  заключается   фундаментальные аспекты изучения теплового поля. Но не  менее  важны  и  прикладные  аспекты геотермических  исследований.  Они  связаны, с  одной  стороны,  с  оценкой геотермальных ресурсов для их использования  в  энергетике,  теплоснабжении, коммунальном  и  сельском  хозяйстве,   а   с   другой   -   с   применением геотермического метода поисков и разведки месторождений на континентах и  на акваториях в комплексе с другими геолого-геохимико-геофизическими методами.

Тепловое поле Земли первым из геофизических полей  привлекло  внимание человека.  Самые  бурные  проявления  термической  активности  -  извержения вулканов - сыграли важную роль  в  формировании  религиозных  мифологических представлений о строении  мира.  Другая  форма  геотермальной  активности  - горячие источники -  с  незапамятных  времен использовались  человеком  для хозяйственных бытовых нужд. Таким образом,  тепловое  поле  Земли  оказалось первым объектом  практического  использования,  по-видимому,  опередив  даже использование  геомагнитного  поля,  выразившееся  в   изобретении   компаса китайскими мореплавателями.

Но и предметом научных исследований тепловое  поле  Земли  тоже  стало раньше всех других полей. Началом этой стадии можно  считать  наблюдения  за извержением Везувия в 73 г. до н.э. Плиния-Старшего, погибшего  при  этом  и ставшего первой в истории жертвой  научного  энтузиазма.  Но  возможно,  что начало этого этапа следует отодвинуть еще дальше,  в  третий  век  до  н.э., когда великий философ Эмпедокл, уединившись, поселился  на  склоне  Этны,  в башне, которая  впоследствии  была  названа  "Торре  дель  Философо"  (Башня философа).  Много  веков  спустя  на  этом  месте  была  создана   одна   из итальянских  вулканологических   обсерваторий;   этот   факт   характеризует преемственность науки.

Количественные методы  в  геотермию  были  введены  после  изобретения Г.Галилеем термометра в начале XVII века. Уже первые измерения  температуры, проведенные в шахтах и  рудниках,  показали, что  температура  на  глубоких горизонтах весь год неизменна и что она увеличивается  с  глубиной.  На  это своеобразие  теплового  режима  шахт  обращали  внимание  английский   физик Р.Бойль и М.В. Ломоносов. В своем трактате "О вольном  движении  воздуха,  в рудниках примеченном" М.В. Ломоносов писал: "...Воздух в рудниках  во  всякое время целого года сохраняет равное растворение" (т.е. температуру). Факт роста температуры с глубиной дал основание для разработки научных космогонических гипотез, первой из которых  явилась  атеистическая  гипотеза Канта-Лапласа. Согласно этой гипотезе история планеты представлялась как  ее остывание  из   первоначально   расплавленного   состояния.   Как   показали позднейшие  расчеты,  теплосодержание  расплавленной   Земли   должно   было составлять около 3·1031Дж. Впоследствии эта гипотеза вошла в противоречие  с другими  астрономическими  и  геологическими фактами  и  в  том   числе   с геохимическими  данными  о  возрасте  Земли, который  оказался  значительно больше времени, необходимого для остывания земного шара.

В 1868 г. по инициативе английского физика У.Томсона (лорда  Кельвина) измерения температур в скважинах, шахтах и рудниках были  систематизированы, что позволило  сделать  вывод  о  том,  что  на  каждые  100 м температура возрастает на 2,5°-3,5°С. Одновременно  выяснилась    необходимость углубленного   изучения   теоретических   вопросов   геотермии   -   природы внутриземного  тепла,  термической  эволюции Земли,  глубинного   теплового потока, условий формирования гидротерм.

В Земле существует несколько видов теплопередачи, так как ее  оболочки имеют различную температуру, фазовое состояние и химический состав.

    ТЕОРИЯ  РЕШЕТЧАТОЙ (ФОНОВОЙ) ТЕПЛОПРОВОДНОСТИ

Для литосферы основную  роль  играет  решеточная  часть теплопроводности.

Теория   решеточной   (фононной)   теплопроводности   кристаллических диэлектриков развита в  трудах  Дебая  (1914),  Пайерлса  (1956),  Лейбфрида (1954), Померанчука (1944). Согласно этой  теории теплопроводность обратно пропорциональна температуре. Теплопроводность    рассматривается как распространение  энергии  за  счет  колебаний   атомов   в   кристаллических решетках. Так, по Дебаю, в кристаллах с  конечными размерами  существует конечное число нормальных колебаний. Энергия каждого  нормального  колебания не может быть произвольной, она должна определяться  целым  числом  квантов, или фононов. При этом процесс теплопередачи можно  рассматривать  как  обмен энергиями в "фононном газе". Теплопроводность  тогда  пропорциональна  длине свободного пробега фононов и  их  скорости.  В  реальных  кристаллах  фононы рассеиваются посредством различных  механизмов.  В  частности,  при  высоких температурах  рассеивание  происходит  преимущественно  на  другом   фононе.

Наиболее существенны процессы обмена энергией  между  тремя фононами: один фонон аннигилирует, и рождаются  два  других, либо два фонона  исчезают  и рождается третий. Есть два типа трехфононных  процессов:  нормальные  (N- процессы),  в  которых  импульс  сохраняется,  и  процессы   переброса   (U- процессы),   в   которых   импульс не сохраняется. Первые не дают непосредственного  вклада  в теплосопротивление, но меняют распределение фононов, тогда как вторые   действительно ограничивают и определяют теплопроводность в идеальном неметаллическом кристалле.

В теории введено понятие дебаевской температуры (ТD), которая разделяет интервалы   высокотемпературного поведения параметров от низкотемпературного. Для горных пород ТD составляет  900-600°С. Температура порядка 600°С достигается в  Земле  на  глубинах  30-50  км.  Следовательно, изменение поведения фононной теплопроводности в зависимости  от  температуры приурочено к  самому  верхнему  слою  литосферы.  При  высоких  температурах (T>>TD) теплопроводность пропорциональна  (1/Т).  С понижением температуры (TTD заключается в том, что решеточное рассеивание фононов тем больше, чем больше максимальные смещения   атомов   от   их   средних   положений в кристаллической  решетке.  Это  объясняет,  в  частности,  тот   факт,   что теплопроводность тел, состоящих из относительно легких атомов, больше теплопроводности тел с тяжелыми атомами, слабо между собой связанными.

Все приведенные рассуждения сделаны для бездефектных кристаллов. Различные дефекты (точечные, примесные, изотопические), а также границы в поликристаллических телах  могут служить дополнительными источниками рассеивания  фононов,  т.е. уменьшением теплопроводности.   При   высоких температурах дефектами  можно  пренебречь,  так  как  определяющим  является рассеивание фононов процессами  переброса.  Но при уменьшении температур, когда влияние процессов переброса  быстро падает,  заметно сказываются дефекты.

Говоря о механизмах теплопередачи, необходимо изучить такой важный для Земли процесс, как  конвекция,  т.е.  перенос  тепла  самим  теплоносителем. Применительно  к  Земле  теплоносителями  являются  вода, пар, магма  и магматические растворы. Эти теплоносители, обладая большой теплоемкостью, при своем  движении  перераспределяют глубинный тепловой поток, создавая положительные и отрицательные аномалии температуры и теплового потока.  Если теплоперенос  теплопроводностью  происходит  повсеместно,   где   существует температурный градиент, то перенос  конвекцией  осуществляется  только  там, где имеются условия для  движения  теплоносителей. Очевидно, что наиболее интенсивно  конвекция  происходит  в  активно  развивающихся   геологических структурах,   где   проявляются    разломная    тектоника,  вулканизм и гидротермальная деятельность. Но  даже  в  стабильных  тектонических блоках необходимо учитывать конвективный теплоперенос  в верхней   активной гидродинамической зоне.      

ГЕОТЕРМИЧЕСКОЕ ПОЛЕ И ГЕОТЕРМИЧЕСКИЙ ГРАДИЕНТ

К сожалению, геотермическое поле  невозможно  охарактеризовать  только лишь температурой недр  из-за  того,  что  температура  зависит  от  глубины измерений, а также часто и от широты местности. Для того, чтобы  нормировать температуру по глубине, введено понятие геотермического градиента (grad  T).

ГЕОТЕРМИЧЕСКИЙ ГРАДИЕНТ (а. geothermal gradient; н. geothermische Teufenstufe, geothermischer Gradient; ф. gradient geothermique, gradient de temperature; и. gradiente geotermiсо) — величина, на которую повышается температура с увеличением глубины недр (на 1 или 100 м). В среднем на каждые 100 м температура в недрах Земли возрастает на 3°С. Геотермический градиент зависит от геологического строения, теплопроводности горных пород, циркуляции подземных вод, близости вулканических очагов и т.п. Например, при сверхглубоком бурении на Кольском полуострове обнаружено, что геотермический градиент первоначально увеличивается от 1°С в верхних горизонтах до 2,5°С на глубине 5 км, а затем уменьшается до 1,6°С на глубине 11 км.

Геотермический градиент  является  векторной  величиной  и  определяется  из выражения:

grad T = i dT/dx + j dT/dy + k dT/dz.

Плотность  теплового  потока  (или, как  часто называют, "тепловой поток") - это самая информативная геотермическая характеристика, так как он характеризует мощность теплового  источника и величину теплопотерь с поверхности Земли. Тепловой поток коррелирует с   параметрами других геофизических полей, которые также характеризуют источник  соответствующих полей, например, с величинами гравитационных (g) и магнитных (T) аномалий, что объясняется сходными генетическими факторами, формирующими эти аномалии. Для  определения  теплового  потока  традиционно  используется метод раздельного измерения геотермического  градиента  и  теплопроводности.

Тепловой поток определяется как произведение этих величин:

Тепловой поток на континентах измеряется в буровых скважинах, которые, во-первых, пригодны для измерений по своему техническому  состоянию, а во- вторых, находились "в состоянии покоя" после окончания бурения  по  крайней мере 30-50 дней. За это  время  тепловые  возмущения,  вызванные  процессами бурения  и  промывки, в основном рассеиваются, и температура бурового раствора становится близкой к температуре окружающих пород.

Подавляющее большинство измерений теплового потока на континентах и  в океанах, полученных к настоящему времени (а  это  более  30  тыс.  пунктов), выполнено с помощью "раздельной методики",  т.е.  измерений  геотермического градиента и коэффициента  теплопроводности.  Этот  метод,  несмотря  на  два источника  погрешностей,  является  наиболее методически  разработанным,  а потому и наиболее точным.

В районах с высокими  тепловыми  потоками,  например  в  вулканических областях, делались попытки  прямых  измерений  теплового  потока  с  помощью тепломеров.  К  сожалению,   их   низкая   чувствительность   не   позволяет использовать тепломеры в областях со средними и низкими тепловыми потоками.

Поведение физических полей Земли (гравитационного, магнитного, теплового и др.) определяется   физическими свойствами горных пород (плотностью, намагниченностью, теплопроводностью,  упругостью   и   пр.), которые зависят от их минералогического состава, от давления и  температуры.

Роль двух последних  факторов  неодинакова.  Давление  на  одних  и  тех  же глубинах  практически  остается  постоянным,   а   температура   значительно изменяется в зависимости от величины генерации тепла и  теплового  потока.  В некоторых районах колебания температур могут оказывать определяющее  влияние на поведение физических параметров и, следовательно, на характер  физических полей.