Геотермальные электростанции и геотермальные ресурсы

 

         

 

 

ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ ИЗМЕРЕНИЯ НА КОНТИНЕНТАХ И В ОКЕАНЕ.

ОПРЕДЕЛЕНИЕ ТЕПЛОВОГО ПОТОКА И ГЕОТЕРМИЧЕСКОГО ГРАДИЕНТА.

       (Гутенберг, 1963; Магницкий, 2006; Ботт, 1974;Шейдеггер, 1987; Стейси, 1971) .

Из первых принципов - очевидно, что Земля представляет собой тепловую машину. Это означает, что энергия, вызывающая геодинамические явления, генерацию геомагнитного поля, сейсмичность и вулканизм - является результатом тепловых процессов, показателем которых можно считать величину теплового потока. Очевидно также, что при такой постановке, - на Земле не может быть ни одного процесса с энергией, большей тепловой. К сожалению, термальная история Земли известна недостаточно, так как она непосредственно связана с вопросами происхождения Земли и химическим составом ее недр.

Температура внутренних частей Земли в настоящее время известна с очень малой точностью. Температура ее верхних частей до глубин 50 км известна несколько лучше.

Мы располагаем следующими источниками сведений о температуре верхних частей Земли: данными геотермических измерений, данными о генерации тепла главными типами горных пород, данными о температурах изливающихся лав и данными об электропроводности.

Тот факт, что тепло повсеместно истекает из недр Земли в пространство, с очевидностью доказывается повышением температуры с глубиной в любой скважине или шахте (рис. 18-1); температурные градиенты, измеренные на разных объектах, изменяются от 25 ±С до 40 ±С на 1 км. Следовательно, тепловой баланс может осуществляться только в том случае, если тепло поступает во внешнее пространство из недр Земли.

Рис. 18-1. Результаты определения теплового потока в скважине «Рукхоуп» (Станоп, Северная Англия). Измерения проводились через три года после завершения бурения. Измерения теплопроводности 13 гранитных образцов, взятых с равноотстоящих горизонтов между глубинами 427 и 792 м, представлены гистограммой внизу (Ботт, 1974; с.215). Общие результаты таковы:

Термический градиент (427 – 792 м ) = 32.45±0.01° С/км,

Поправка за топографию = -1.55± 0.50° С/км,

Исправленный термический градиент dТ/dn = 30.90±0.51° С/км,

Измеренная теплопроводность χ = 0.0070±0.0002кал/(см сек ° С),

Тепловой поток исправленный за топографию = 2.16±0.07 мккал/(см2 сек).

Геотермические измерения выполнялись как на континентах, так и на дне океанов.

На континентах температурные градиенты определялись путем измерения температуры и коэффициента теплопроводности пород на различных глубинах в буровых скважинах (рис. 18-1). Обычно для этого применяются максимальные термометры, которые находятся нередко в воде, но часто в неподвижном воздухе. По возможности измерения проводятся в течение нескольких часов с помощью нескольких термометров одновременно. Измерения должны выполняться глубже 200 м (чтобы избежать остаточного влияния плейстоценового оледенения). Перед измерениями необходимо выждать некоторое время, чтобы в скважине (или шахте) установилось тепловое равновесие. Это время должно быть в несколько раз больше времени, затраченного на бурение скважины. Затем значения, полученные в течение нескольких периодов измерений, усредняются.

Теплопроводность образцов горных пород из скважины измеряется или в лаборатории, или же непосредственно на месте.

Пример измерения теплового потока в скважине «Рукхоуп» (Станоп, северная Англия) показан на рис. 18-1. Тепловой поток здесь оценивается значением 2,16±0,07 мккал/(см2сек).

По-видимому, впервые метод измерения термического градиента океанического дна опробовал Петтерсон. В последующие годы (1950 г.) Буллард и его коллеги применили этот метод в Тихом и Атлантическом океанах. Данный метод основан на измерении разности температур в отложениях океанического дна вдоль вертикального зонда, который имел длину около 0,5 м и диаметр около 3 см. В этих экспериментах зонд находился примерно в течение 15 мин на расстоянии около 100 м над дном океана. После этого он со скоростью 2-3 м/сек заталкивался в дно и оставался там в течение 30-40 мин. Поведение зонда детально изучалось и экспериментально и теоретически. По оценкам Булларда и др., при благоприятных условиях ошибки в определении температурного градиента не превышают 3%.

Температурные градиенты отдельных областей сильно различаются, а также изменяются с глубиной, причем зависят, главным образом, от теплопроводности. При этом значения температурных градиентов варьируют в пределах 0,1 - 0,01 град/м. Часто в качестве репрезентативного значения принимается значение 1/30 град/м ≈ 30 град/км.

Коэффициент теплопроводности χ определялся многими исследователями. Как правило, теплопроводность данного образца для большинства пород уменьшается с увеличением температуры. Для образцов, отобранных из дна океана, существенно водосодержание, так что необходимо обеспечить такое положение, при котором водосодержание таких образцов не изменялось бы. Из опубликованных данных следует, что χ = 0,005 кал/см⋅град⋅сек для многих пород коры, он близок к значению 0,01 для ультраосновных пород. Для оливина и пироксена определено значение χ = 0,012 при 0 °С и χ = 0,008 кал/см⋅град⋅сек при 200 °С. Для кровли осадочных отложений дна Атлантического океана для коэффициента теплопроводности получено значение между 0,0023 и 0,0027, а для верхнего слоя осадков в Тихом океане он лежит между 0,0016 и

0,0025.

Средние значения теплового потока для разных регионов Земли приведены в табл. (сомнительные результаты исключены) и представлены на рис. 18-2 а, б, в, г.

Рис. 18-2 а. Гистограмма распределения значений тепловых потоков для Земли в целом (Магницкий, 1965).

 

В представленных данных возможность появления систематических ошибок за счет климатических влияний исключается. Для измерений на материках этот вопрос разобран Берчем. Он не обнаружил существенного влияния климата на градиент температуры и показал, что необходимая поправка, во всяком случае, не превышает 3°С/км, т. е. составляет не более 15% среднего значения градиента. Важнее иметь уверенность в том, что климат не влияет на измерения в океане. Действительно, датчики температуры углубляются в дно лишь на несколько метров, и можно ожидать, что колебания температуры воды окажут на измерения заметное влияние. К счастью, холодная вода, образующаяся при таянии полярных льдов, стекает во все глубокие части

океанов и поддерживает там почти постоянно низкую температуру. Кроме того, нет пока воды, фильтрующейся сквозь морские осадки.

Рис. 18-2 б. Сравнение распределений океанического и континентального тепловых потоков. Вверху – гистограммы значений теплового потока, внизу – гистограммы средних значений по сетке с ячейкой 90 тыс. кв. морских миль. 1 морская миля = 1.8 км (Ботт, 1974;с. 217).

 

Все эти факты означают, что на океанах скорее можно получить правильные значения теплового потока, чем на суше. Фон Герцен и Максвелл установили, что градиент температуры в скважине, пробуренной в дне океана (предварительная скважина проекта «Мохол»), совпал с результатами стандартных измерений в близлежащих точках. Поэтому вряд ли значительная доля теплового потока через дно океана обусловлена

запасенным теплом, оставшимся после жаркого периода, когда на Земле не было ледяных полярных шапок.

Значения Q на поверхности Земли, как видно из данных табл. 18.1 и рис. 18-2, колеблются довольно сильно. Наибольшая частота таких значений, как видно из данных рис. 18-2, приходится на значение Q0 = 1,1⋅10-6 кал/см2⋅сек. Однако кривая распределения несимметрична. Это приводит к тому, что среднее значение теплового потока приходится на величину Q0,ср = 1,50(±0,15)⋅10-6 кал/см2⋅сек. При таком среднем значении потеря тепла путем теплопроводности с достоверностью 10% составляет 2,4⋅1020 кал/год или 1028 эрг/год. Распределение значений теплового потока по поверхности Земли не совсем случайно (рис. 18-2 б, в). Для щитов и платформ Q обычно составляет 0,9⋅10-6 кал/см2⋅сек.

В противоположность этому тепловой поток в ряде районов, особенно в горах последнего цикла складчатости (Альпы, горы Японии), оказывается повышенным до 2⋅10-6 кал/см2⋅сек и даже выше. Это же относится и к дну океанов. Хотя средний тепловой поток через дно океанов приблизительно равен потоку на континентах и отличается постоянством на обширных океанических равнинах, но на дне океанов имеются области – подводные валы, где тепловой поток резко повышен и доходит до 6,7⋅10-6 кал/см2⋅сек (рис. 18- 2).

Рис. 18-2 в. Гистограммы значений теплового потока для разных континентальных регионов (Ботт, 1974; с. 219).

 

Регионы с более высокими (положительными) аномалиями теплового потока называются «горячими точками». В настоящее время все еще ведутся споры относительно того, движутся ли эти горячие точки вместе с тектоническими плитами во время их дрейфа или же они имеют более глубокое происхождение (в мантии). Суть проблемы заключается в том, что из равенства тепловых потоков на материках и океанах следует

равенство на единице площади количества радиоактивных элементов, генерирующих тепло. Это особенно удивительно, если вспомнить, что литосфера под континентами и океанами имеет разное строение. Действительно, известно, что континентальные породы содержат вблизи поверхности намного больше радиоактивных веществ, чем океанические. Это различие должно каким-то образом уравновешиваться на глубине.

Общая связь теплового потока с геологией видна также из данных табл. 18.1 и рис. 18-2. Из сравнения регионов разного типа следует, что чем раньше закончились магматические процессы, связанные с формированием региона (орогез), тем меньше величина современного теплового потока. Этот общий вывод, по-видимому, верен, но не нужно забывать, что существуют значительные изменения теплового потока местного характера. В частности, они наблюдаются над такими структурами, как Срединно-Атлантический хребет, где, вероятно, имеются локализованные источники тепла, находящиеся на глубинах до нескольких десятков километров. Вероятно, такие источники аналогичны вулканическим областям на суше; их вклад в глобальное распределение потока мал.

Рис. 18-2 г. Гистограммы значений теплового потока для четырех основных типов океанических регионов (Ботт, 1974; с. 220). а – океанические котловины, б – океанические хребты, в – океанические желоба, г – другие океанические регионы.

 

К приведенной потере тепла Землей через теплопроводность следует добавить потери тепла другими путями.

Магматическая деятельность Земли приводит к поднятию и излиянию на поверхность раскаленных лав и других продуктов. Считая, что с начала кембрия (5⋅108 лет назад) было около 30 излияний платобазальтов объемом каждое в 106 км3, что каждый грамм поднятого на поверхность базальта дал за счет охлаждения 300 кал и за счет теплоты кристаллизации 100 кал, получаем потерю тепла в 0,8⋅1017 кал/год. Если учесть вулканизм дна океанов, другие виды вулканизма, о можно эту потерю увеличить на порядок, т. е. считать Q = 1018 кал/год. Таким образом, этот путь теплопотерь, который может быть доминирующим для некоторых ограниченных районов, пренебрежимо мал в масштабе всей Земли.

Наконец, следует учесть вынос тепла термальными водами. Такие области, как гейзерные поля, например, долина Гейзеров на Камчатке, области выходов термальных источников по разломам, как, например, термальная линия Копет-Даг, дают вынос тепла в размерах 1016-1017 кал/год, т. е. их вклад весьма невелик. Гораздо существеннее вынос тепла водами, циркулирующими в осадочной толще Земли. Произвести точную оценку теплопотерь таким путем не удается, но вполне возможно, что она достигает величины того же порядка, что и через теплопроводность. Таким образом, следует иметь в виду, что приведенной выше значение потери тепла в 2,4⋅1020 кал/год может быть увеличено примерно вдвое.

Таблица 1. Средние значения теплового потока в мккал/(см2 сек) в регионах с различными типами геологического строения коры (Стейси, 1972; с. 270).

 

Таблица 1. Материки Докембрийские щиты Последокембрийские неорогенические области Последокембрийские орогенические области (кроме зон Кайнозойского вулканизма Зоны Кайнозойского вулканизма Среднее для материков (кроме геотермальных областей) «Среднесеточное» для материков *)	0.92 ± 0.17 1.54 ± 0.38 1.48 ± 0.56 2.16 ± 0.46 1.43 ± 0.56 1.41 ± 0.52	(26) (23) (68) (11) (128) (51)
Океаны Основная часть бассейнов Океанические хребты Желоба Прочие (шельфы и др.) Среднее для дна океана «Среднесеточное» для океанов *)	1.28 ± 0.53 1.82 ± 1.56 0.99 ± 0.61 1.71 ± 1.05 1.60 ± 1.18 1.42 ± 0.78	(273) (338) (21) (281) (915) (338)
Среднее для Земли ( по всем значениям) «Среднесеточное» для Земли *)	1.58 ± 1.14 1.43 ± 0.75	(1043) (389)

 

 

*) Каждое значение, использованное  для получения «среднесеточного», представляет собой среднее из всех измерений, попадающих на квадрат 5 х 5° (300 х 300 морских миль). Таким способом уменьшается влияние мест, густо покрытых измерениями. Одновременно вклад отдельных изолированных измерений может оказаться преувеличенным. При вычислении «среднесеточного» для всей Земли были использованы дополнительные данные, что объясняет некоторое различие в значениях этих трех среднесеточных.

Оценка температуры в верхней части литосферы (до глубин около 100 км) по данным геотермических измерений (теплового потока), магматической деятельности (по температуре лав) и электропроводности (Магницкий, 1965; с. 6 – 12).

В настоящее время единственной более или менее достоверно определенной величиной, характеризующей теплопотери Земли, является тепловой поток, обусловленный теплопроводностью. Поэтому в дальнейшем при оценке температуры верхних частей Земли будем исходить из значения теплового потока считая, что весь перенос тепла осуществляется только через теплопроводность.