Sursele de căldură geotermală

Surse de căldură în interiorul Pământului și modele de transfer de căldură

Surse de căldură

Pământul posedă energie termică de origine externă (exogenă) și internă (endogenă). Principalele surse de energie termică internă sunt

• dezintegrarea spontană a elementelor radioactive: elementele cu perioade de înjumătățire mai scurte decât perioada de formare a Pământului s-au dezintegrat în timpul încălzirii inițiale a materiei planetare; dezintegrarea elementelor cu durată lungă de viață continuă în prezent;
• efectul atracției Soarelui și a Lunii, care duce la mareele terestre și la frânarea Pământului — acest factor a eliberat până la 30 % din căldura radiogenică în timpul existenței Pământului;
• diferențierea gravitațională a substanței Pământului și stratificarea acesteia cu formarea unui nucleu dens și a unei învelișuri mai puțin dense;
• procesele tectonice care provoacă deplasări verticale și orizontale ale blocurilor mari ale scoarței terestre și deformările elastice ale acesteia;
• procesele fizice și chimice care au loc în interiorul Pământului.

Elementele radioactive din scoarța terestră reprezintă milionimi de gram pe gram de rocă. Cu toate acestea, în timpul existenței planetei noastre, căldura generată a fost suficientă pentru a încălzi straturile interioare ale Pământului, determinând apariția unor procese precum vulcanismul, metamorfismul, cutremurele, radiațiile termice și altele.

Formarea căldurii Pământului este strâns legată de istoria originii planetei noastre. Conform celei mai noi ipoteze (1950) (Schmidt et al.), formarea planetelor, inclusiv a Pământului, a avut loc ca urmare a îngroșării norului de praf protoplanetar care se rotea în jurul Soarelui. Materia inițială rece a planetelor, sub influența îngroșării materiei planetelor și a căldurii interne provenite din dezintegrarea radioactivă a elementelor, a început să se încălzească treptat, ceea ce a determinat ulterior diferențierea materiei și formarea învelișurilor Pământului. Formarea învelișurilor Pământului modern din materia primară rece a avut loc conform principiului topirii zonei sale. Procesele fizice și chimice complexe care apar în acest proces au condus la faptul că substanțele care se topesc ușor au urcat din adâncurile Pământului la suprafața sa, iar componentele grele au căzut în nucleu. În procesul de topire zonală a avut loc o stratificare a planetei noastre în anumite învelișuri, precum și eliberarea unei energii enorme. Potrivit academicianului A.P. Vinogradov, în urma topirii zonale a substanței planetei, care are loc sub influența energiei de dezintegrare radioactivă, s-au format învelișurile Pământului: atmosfera, hidrosfera și învelișul solid.

În plus față de căldura din interior, suprafața Pământului primește energie radiantă de la Soare pe tot parcursul anului. Temperatura straturilor superioare ale scoarței terestre depinde de aportul de căldură solară.

Schimbările zilnice de temperatură se extind până la o adâncime de cel mult 1-2 metri. Până la o adâncime de 20-25 de metri, temperatura prezintă fluctuații sezoniere. La această adâncime există o centură de temperatură anuală constantă (strat neutru) egală cu temperatura medie anuală a aerului la suprafața Pământului. Partea superioară a scoarței terestre, situată deasupra stratului neutru și influențată de căldura solară, este denumită zonă heliotermală.

Stratul neutru este situat la adâncimi diferite în diferite regiuni ale suprafeței Pământului. Aceasta din urmă depinde de amplitudinea temperaturilor la suprafață, de conductivitatea termică a rocilor: cu cât fluctuațiile de temperatură sunt mai accentuate și conductivitatea termică a rocilor este mai mare, cu atât stratul neutru este situat mai adânc. De exemplu, pentru Moscova, temperatura stratului neutru este de +4,2 ◦ C și este înregistrată la o adâncime de 20 de metri.

Sub stratul neutru se află zona geotermală, care se caracterizează prin căldura generată de Pământ însuși.

Energia geotermală se referă la căldura fizică a straturilor profunde ale Pământului care au o temperatură mai mare decât cea a aerului de la suprafață. Purtătorii acestei energii pot fi atât fluide lichide (apă și/sau amestec de vapori și apă), cât și roci uscate situate la o adâncime corespunzătoare. Valoarea medie a fluxului de căldură de la suprafața Pământului la suprafață este foarte mică — aproximativ 0,03 W/m 2 .

Proprietățile termice ale rocilor

Proprietățile termice ale rocilor care influențează mediul geotermal includ conductivitatea termică, rezistența termică, capacitatea termică și difuzivitatea termică.

Conductivitatea termică sau, mai exact, coeficientul de conductivitate termică λ, W/m — K, este factorul de proporționalitate al legii Fourier care leagă densitatea fluxului de căldură q, W/m 2 , de gradientul de temperatură T, K/m:

Porozitatea și umiditatea afectează conductivitatea termică a unei roci. Rocile uscate și poroase au un coeficient de transfer termic mai scăzut decât rocile monolitice și umede. Prezența fluidului în mișcare în porii rocii modifică mecanismul de transfer termic prin adăugarea transferului termic convectiv la transferul termic conductiv.

Rezistența termică ε, m — K/W, este inversul conductivității termice:

Capacitatea calorică specifică a unei substanțe C, kJ/kg — K, se determină prin formula

unde dQ, kJ, este cantitatea de căldură furnizată masei de substanță m, kg, pentru a o încălzi cu dT, K.

Coeficientul de difuzivitate a, m 2 /s, caracterizează viteza de variație a temperaturii unei unități de volum de mediu în procesele nestaționare și este definit prin formula

unde ρ este densitatea rocii, kg/m 3 .

Conductivitatea termică a rocilor depinde de următorii factori:

• densitatea rocilor — conductivitatea termică scade odată cu creșterea densității;
• umiditatea rocilor — conductivitatea termică crește odată cu creșterea umidității, iar creșterea are loc până la o anumită limită de umiditate (diferită pentru roci diferite), peste care conductivitatea termică scade, deoarece la o umiditate semnificativă crește capacitatea termică a rocilor;
• tipul de lichid conținut în rocă (rocile petroliere au valori ale conductivității termice mai mici decât rocile apoase, deoarece rezistența termică a petrolului este mai mare decât cea a apei);
• temperatura rocii — difuzivitatea termică scade odată cu creșterea temperaturii rocii din cauza creșterii rezistenței termice și a capacității termice;
• stratificarea rocilor — conductivitatea termică este mai mare de-a lungul stratelor.

Conductivitatea temperaturii este practic independentă de salinitatea apei de formare.

Tipuri de transfer de căldură

Gradient geotermal. În zona geotermală, temperatura crește cu adâncimea. În mantaua superioară, la o adâncime de 400 km, temperatura este de 1700 ◦ C, la o adâncime de 2900 km se apropie de 2500 °C, iar la o adâncime de 5000 km este de aproximativ 5000 °C.

Transferul de căldură în scoarța terestră se realizează prin transfer de căldură conductiv datorită conductivității termice a rocilor și prin transfer de căldură convectiv datorită circulației fluidelor subterane, cum ar fi apa, petrolul, magma și gazele. În ciuda faptului că transferul de căldură convectiv nu este cauza principală a transferului de căldură, fluidele subterane și, în primul rând, apa ocupă un loc special în transferul global de căldură al Pământului datorită capacității lor ridicate de migrare, capacității lor termice semnificative și participării la procesele geologice. Apele formațiunilor subterane circulă activ, fiind într-un schimb circular cu apele de suprafață și atmosferice. În zonele cu circulație activă a apelor subterane, transferul de căldură crește brusc, iar gradientul de temperatură scade. Apele subterane, având o capacitate termică mare, redistribuie fluxul de căldură în timpul deplasării, provocând anomalii termice.

Gradientul geotermal G, K/m, este determinat prin formula:

unde H, m, adâncimea.

În practica studiilor geologice și hidrogeoterme, gradientul geotermal este de obicei determinat pentru un interval de 100 m, iar în medie pentru scoarța terestră acest gradient este egal cu 3 K. Prezența gradientului de temperatură se explică prin existența unui flux de căldură în adâncime îndreptat spre suprafața Pământului.

Intervalul de adâncime al scoarței terestre în metri la care temperatura crește cu 1 K se numește stadiu geotermal:

Stadiul geotermal variază considerabil și depinde de o serie de cauze: conductivitatea termică, natura și compoziția rocilor de bază, mișcarea apelor subterane și procesele hidrochimice.

În medie, pentru rocile sedimentare se presupune că stadiul geotermal este de 33 m, dar în realitate acesta variază de la 5 la 160 m (pe teritoriul Rusiei de la 20 la 100 m). Valorile medii ale stadiului geotermal pentru scuturile cristaline vechi sunt mai mari de 100 m, pentru platformă 30-80 m, pentru zona vulcanismului cel mai recent 5-20 m.

Pentru majoritatea zonelor cu tipul de formare a acviferelor, dependența temperaturii de adâncime este liniară:

unde T_H — este temperatura rocilor la adâncimea H, K; T₀ — este temperatura stratului neutru al rocilor, K; G este gradientul geotermal stabil cu adâncimea, K/m; H este adâncimea, m.

Trebuie remarcat faptul că valoarea gradientului geotermal variază destul de semnificativ nu numai în zone diferite, ci și în cadrul aceleiași zone. Valoarea gradientului geotermal variază, de asemenea, în funcție de adâncime și depinde de conductivitatea termică a rocilor care alcătuiesc secțiunea geologică. Rocile de compoziții diferite diferă în ceea ce privește conductivitatea termică. Într-un masiv compus din roci cristaline cu conductivitate termică ridicată, gradientul geotermal este mic. Argilele se caracterizează printr-o conductivitate termică scăzută, iar în straturile argiloase există o creștere rapidă a temperaturii cu adâncimea și, în consecință, un gradient geotermal mare.

După cum s-a menționat deja, apele subterane joacă un rol semnificativ în transportul căldurii. Acestea pot transporta căldura din zonele profunde la suprafață. În schimb, fluxurile de apă descendente din zonele de alimentare ale rezervoarelor acvifere răcesc scoarța terestră.

Cele mai ridicate temperaturi în funcție de adâncime sunt observate în zonele cu activitate vulcanică modernă, care în Rusia includ regiunea Kamchatka. La ieșirile vapori-hidrotermale de la câmpul Nizhnekoshelevskoye din Kamchatka, gradienții geotermali sunt de 0,25-0,45 K/m. În câmpul Pauzhetskoye de ape înalt termale din sudul Kamchatka, temperatura maximă la o adâncime de 250 m este de aproximativ 200 ◦ C.

Dintre zonele nevolcanice, regiunea Caucazului de Nord este cea mai caldă, cu valori ale gradientului geotermal de 0,03-0,05 K/m, în timp ce valorile sale medii pentru Moscova sunt de 0,02, Sankt Petersburg — 0,025, regiunea Volga Inferioară — 0,021, iar Urali — 0,012 K/m. La o adâncime de 2000 m, temperaturile medii au fost de 40-50 ◦ C pe Platforma Rusă, 35-40 ◦ C pe Platforma Siberiană și temperaturi care variază de la 70 la 125 ◦ C în Precaucazia de Est.

Figura 1 prezintă variația temperaturii medii cu adâncimea sedimentară pentru Precaucazia de Est.

La câmpul geotermal Tarumovskoye din Daghestan, cele mai adânci sonde pentru ape termale, a fost înregistrată o temperatură de 198 °C la o adâncime de 5500 m în adâncime.

Tabelul 1 prezintă valorile medii ale treptei și gradientului geotermal pentru unele zone din Rusia și țările învecinate.

În concluzie, observăm că condițiile geotermale din Rusia sunt extrem de diverse. În timp ce în regiunile vulcanice din Kamchatka temperatura rocilor și a fluidelor atinge adesea 100°C încă de la primele zeci de metri de la suprafață, în regiunile nordice ale Siberiei temperatura negativă a rocilor poate fi urmărită uneori până la adâncimi de peste 1000 de metri. În regiunea Caucazului de Nord, adâncimea izotermei de 100 ◦ C este de aproximativ 1 500 de metri, în timp ce în părțile centrale și nord-vestice ale părții europene a țării aceasta coboară până la 6 000 de metri.

Resurse de energie geotermală

Tipuri de resurse și rezerve de energie geotermală

Energia geotermală este energia termică a Pământului care se scurge din straturile sale profunde către straturile superioare de suprafață prin conductivitatea termică a rocilor solide sau sub formă de apă fierbinte sau amestecuri de vapori și gaze.

Resursele geotermale sunt subdivizate în resurse hidrogeoterme și petrogeoterme. Resursele hidrogeoterme reprezintă o parte a resurselor de energie geotermală, care este conținută în zăcămintele naturale și este reprezentată de purtătorii dinamici naturali de energie termică din subsol — apele geotermale (apă, abur, amestecuri abur-apă). Resursele petrogeotermale reprezintă o parte a energiei termice, care este conținută în scheletul rocilor purtătoare de apă și în rocile uscate practic etanșe.

Din totalul resurselor geotermale utilizabile, apele termale reprezintă puțin mai mult de 1 % și, în consecință, aproximativ 99 % sunt resurse petrogeotermale. Utilizarea practică a rezervelor colosale de căldură din resursele petrogeotermale este legată de necesitatea de a rezolva o serie de probleme științifice și tehnice foarte complexe de proiectare și creare la scară industrială a unor sisteme artificiale subterane eficiente de extragere a căldurii — sisteme de circulație, cazane termice cu permeabilitate sporită. Prin urmare, în stadiul actual de dezvoltare a tehnicilor și tehnologiilor de dezvoltare a energiei geotermale, amploarea utilizării practice a acesteia este determinată de mărimea rezervelor exploatabile și de potențialul energetic termic al apelor termale, adică de mărimea resurselor hidrogeoterme.

Termenii „rezerve exploatabile” și „resurse energetice hidrogeoterme deduse” sunt în esență sinonimi. Termenul de rezerve exploatabile este utilizat, de obicei, atunci când se evaluează posibilitatea de a utiliza apele termale pentru a satisface nevoile de energie termică ale unor instalații specifice. În cazurile în care se evaluează potențialul de exploatare a apelor termale într-o anumită regiune, se utilizează termenul de resurse inferioare.

Resursele prognozate de energie hidroelectrică reprezintă cantitatea maximă de agent termic natural și de energie termică care poate fi obținută dintr-un sistem de prize de apă condiționate, amplasate relativ uniform pe întreaga suprafață evaluată, în condițiile indicatorilor tehnico-economici de extracție, asigurând utilizarea efectivă a acestora ca agent termic în perioada estimată.

Rezervele operaționale de energie hidrogeotermală (apă termală și căldură) sunt o parte a resurselor previzionate, care pot fi obținute din complexul acvifer estimat prin structuri de captare a apei raționale din punct de vedere tehnico-economic și ecologic, într-un anumit regim de funcționare a acestora și o calitate corespunzătoare a purtătorului de căldură (temperatură, compoziție chimică și gazoasă), îndeplinind cerințele utilizării prevăzute pe întreaga durată de funcționare proiectată. Rezervele de exploatare sunt exprimate în debite volumetrice de apă (în m 3 /zi), iar rezervele de energie termică sunt exprimate în GJ, tone de combustibil echivalent (t c.e.).

Rezervele de producție la câmpuri de diferite tipuri sunt furnizate de rezerve și resurse naturale, rezerve artificiale și resurse atrase.

Rezervele naturale ar trebui considerate ca fiind masa de apă subterană conținută în spațiul poros al acviferelor productive în interiorul conturului câmpului (sitului), care poate fi eliberată de forțele gravitaționale. Masa totală de apă din spațiul poros al acviferelor productive reprezintă rezervele geologice. Rezervele geologice includ, de asemenea, așa-numitele rezerve elastice, care sunt eliberate din spațiul poros în timpul eliberării parțiale sau complete a presiunii din rezervor. În cazul în care nivelul scade sub partea superioară a zonei utile, se poate extrage o masă de apă gravitațională, determinată de randamentul apei și de volumul rocilor purtătoare de apă deshidratate. Această masă de apă face, de asemenea, parte din rezervele geologice și este denumită rezerve capacitive.

Rezervele naturale implicate în formarea rezervelor de apă subterană exploatabile sunt compuse din rezerve elastice și, în unele cazuri, capacitive.

Rezervele exploatabile sunt estimate pe baza rezultatelor unui set de lucrări de explorare geologică la anumite câmpuri pentru a satisface cererea de căldură a anumitor instalații economice.

Valoarea resurselor prognozate și a rezervelor exploatabile de energie hidroelectrică depinde de tehnologia utilizată pentru extragerea acestora din subsol.

În prezent, se utilizează tehnologia tradițională bazată pe utilizarea predominantă a energiei din zăcământ și tehnologia sistemului de geocirculare (GCS) bazată pe reinjectarea purtătorului de căldură reziduală în acviferul exploatat. Tehnologia de geocirculare realizează reaprovizionarea resurselor de agent termic din subsol, menținerea presiunii în rezervor și, în consecință, intensificarea procesului de extracție a energiei termice din subsol, precum și rezolvarea problemei evacuării în condiții de siguranță pentru mediu a apei uzate.

Tehnologia convențională este realizată prin metode de exploatare a puțurilor de tip „gushing” sau „pumping”. În cazul exploatării prin pompaj, productivitatea puțului este limitată de valoarea excesului de presiune din capul puțului, iar la valori scăzute ale acestei presiuni exploatarea puțului devine, de regulă, neeconomică.

Crearea unei coborâri suplimentare a nivelului apei în puțuri cu ajutorul pompelor submersibile permite creșterea semnificativă a productivității puțului. Cu toate acestea, există probleme tehnice suplimentare asociate cu crearea de pompe de înaltă performanță, de înaltă presiune, capabile să funcționeze în condiții de temperaturi ridicate și lichide corozive-agresive.

Rezervele artificiale apar în timpul dezvoltării orizonturilor productive prin tehnologii de geocirculare. Acestea trebuie înțelese ca o cantitate suplimentară de apă (componente utile, căldură) care poate fi obținută din orizontul productiv în comparație cu varianta de dezvoltare fără reinjectare.

Tabelele 1 și 2 prezintă clasificarea și distribuția resurselor de energie geotermală pe regiuni ale Rusiei.

Resursele atrase sunt nutriția suplimentară (hidrică sau termică) a orizontului productiv în condițiile perturbate de exploatare. Resursele atrase ar trebui să includă revărsarea din orizonturile adiacente, stoarcerea apei din argile, activarea afluxului din componenta de adâncime la scăderea nivelului, intensificarea alimentării prin infiltrare etc. Resursele de căldură atrase apar ca urmare a răcirii orizontului productiv și a activării afluxului de căldură din rocile înconjurătoare sau a creșterii fluxului de căldură ca urmare a modificării gradientului.

Potențialul brut este un volum mediu anual de energie geotermală conținută în masivul de roci studiat în limitele adâncimii de foraj dezvoltate la transformarea sa completă în energie utilă.

Potențialul tehnic este o parte a potențialului brut, a cărui transformare în energie utilă este posibilă la un anumit nivel de dezvoltare a mijloacelor tehnice, cu respectarea cerințelor de protecție a mediului.

Potențialul economic este o parte a potențialului tehnic, a cărui transformare în energie utilizabilă este fezabilă din punct de vedere economic la un anumit nivel al prețurilor pentru combustibilul fosil, energia termică și electrică, echipamente, materiale și servicii de transport, remunerarea forței de muncă etc. Potențialul economic este o parte a potențialului tehnic.

La exploatarea apelor termale conform tehnologiei tradiționale se extrag din subsol următoarele: la exploatarea fântânilor — (2-10) — 10 — 2 %, la pompare — (7-56) — 1 0-2 % din rezervele de apă termală. La tehnologia geocirculării acest indicator ajunge la 20-30%, adică cu multe ordine de mărime mai mare. Coeficientul de extragere a căldurii din subsol este de (3-17) — 1 0-3 % la funcționarea fântânii, (1-8) — 1 0-2 % — la pompare, crescând până la 5-13 % la aplicarea tehnologiei de geocirculare. În consecință, resursele prognozate de ape termale cresc de mai multe ori.

Metodologia de estimare a resurselor geotermale

Resurse geotermale potențiale totale. Acestea caracterizează potențialul termic al stratelor de rocă la adâncimea de foraj preconizată de până la 10 km. Acestea sunt estimate pe baza presupunerii că masivul de roci poate fi răcit până la temperatura ambiantă, deși practic acest lucru este cu greu posibil. Densitatea de distribuție a resurselor este determinată de următoarea formulă:

unde Q_о — densitatea de distribuție a resurselor, t c.t./m 2 ; k — coeficientul de tranziție de la energia termică la combustibil condițional, t c.t./J; C_V — capacitatea calorică volumetrică a rocilor, J/(m 3 — ◦ C); Npr — adâncimea de foraj prognozată, m; h_нс — grosimea stratului neutru, m; t_из — este temperatura medie a masivului, _◦C; t_из = 0,5(t_пр + t_нс); t_пр— temperatura rocilor la adâncimea preconizată, ◦ C; t_нс — temperatura stratului neutru, ◦ C; t_ос — temperatura mediului ambiant, ◦ C.

Resursele geotermale disponibile din punct de vedere tehnic sunt calculate în două moduri definite de client: 70/20 ◦ C pentru alimentarea cu apă caldă (DHW) și 90/40 ◦ C pentru încălzire.

În modul 70/20 ◦ C, densitatea resurselor de energie geotermală este determinată de următoarea expresie

unde Q_т — este densitatea resurselor, t c.t./m2 ; ξ este coeficientul de extracție a temperaturii (ξ = 0,125); H_н — este limita inferioară a intervalului de resurse, m (H_н = 6000 m); H_в — limita superioară a intervalului de resurse, m; H_в = [(t_в − t_нс)/H] + h_нс; t’_из = 0,5(t_в + t_н); t_в— temperatura la limita superioară a intervalului de resurse, ◦ C (în acest mod, pentru a obține un agent de răcire cu o temperatură de cel puțin 70 ◦ C, temperatura medie a rețelei t’_из luând în considerare pierderile prin transport, trebuie să fie de cel puțin 80 ◦ C); t_н — este temperatura la limita inferioară a matricei din intervalul de resurse, ◦ C; t_н=G(H_н − h_нс)+t_нс. Pe baza poziției t’_из ≥ 80 ◦ C: t_в = 2t’_из− t_н, atunci valoarea minimă a t_в = 160 — t_н. La valori ridicate ale lui t_н o limitare t_в ≥ 30 ◦ C.

Densitatea resurselor de energie geotermală în regimul 90/40 ◦ C este determinată de formula:

Pentru a asigura o temperatură a agentului de răcire de 90 ◦ C, temperatura medie a rețelei trebuie să fie de cel puțin 100 ◦ C, iar temperatura țintă la limita superioară a intervalului resurselor trebuie să fie de cel puțin 50 ◦ C.

Resursele geotermale eficiente din punct de vedere economic sunt alcătuite din două componente: Q_Э(1) — conținutul de căldură al orizontului de lucru cu o temperatură medie a rocilor apropiată de nevoile clientului, cu condiția ca costurile actuale de extragere a căldurii din subsol să fie egale sau mai mici decât costurile altor surse de energie comparabile; Q_Э(2) — conținutul de căldură al rocilor subiacente până la o adâncime limitată, determinat din condiția egalității costurilor de extracție a energiei geotermale și a costurilor altor surse de energie comparabile.

Metodologia de estimare a resurselor hidrogeoterme

Evaluarea resurselor hidrogeoterme constă în determinarea capacității instalației de captare a apei la o anumită coborâre a nivelului apei în puțuri sau, invers, în predicția coborârii nivelului apei la o anumită capacitate a instalației de captare a apei. În același timp, trebuie respectată condiția ca, la prelevarea de apă calculată, calitatea apei termale să îndeplinească condițiile necesare pe întreaga durată de viață a prizei de apă.

Resursele de apă termală (energie termică) sunt calculate atât pentru zăcăminte sau situri operaționale pentru a justifica construirea de instalații de captare a apei pentru alimentarea cu energie termică a unor instalații specifice, cât și în cadrul unor regiuni hidrogeologice extinse pentru a justifica scheme generale prospective de utilizare a acestor ape pentru diverse nevoi ale economiei naționale, precum și direcțiile și volumele de prospectare și explorare.

La câmpuri (situri), evaluarea se face pe baza rezultatelor lucrărilor speciale de explorare sau pe baza datelor de exploatare a structurilor existente de captare a apei.

Calculul resurselor previzibile de apă termală se realizează pe baza evaluărilor regionale, care se efectuează în cadrul unor structuri hidrogeologice separate, pe principalele complexe (orizonturi) acvifere promițătoare, cu împărțirea lor ulterioară, dacă este necesar, în unități economice sau administrative.

Evaluarea se realizează pe baza zonării hidrogeoterme a teritoriului, cu identificarea zonelor, fiecare dintre acestea fiind caracterizată de o combinație de valori medii ale principalilor parametri hidrogeologici și hidrogeoterme care determină într-un complex dimensiunea resurselor și potențialul energetic termal al apelor termale, precum și indicatorii geologici și economici ai dezvoltării industriale a acestora.

Pe baza rezultatelor evaluării resurselor, se realizează zonarea geologică și economică a zonelor de perspectivă în conformitate cu un set de indicatori care determină amploarea posibilă, efectul economic, secvența de studiu și dezvoltarea industrială a resurselor hidrogeoterme. Evaluarea regională a resurselor prognozate ar trebui nu numai să dezvăluie cantitatea de apă termală care poate fi obținută într-o anumită zonă prospectivă și care este potențialul său de energie termică, ci și să răspundă la întrebările privind dezvoltarea industrială eficientă a resurselor (metode de dezvoltare a acviferului, metode de exploatare a puțurilor și amplasarea lor reciprocă, scheme posibile de sisteme energetice etc.).

Evaluarea rezervelor exploatabile de ape termale și a potențialului lor energetic termic se realizează pe baza condițiilor aprobate. Condițiile sunt un set de cerințe justificate din punct de vedere economic și tehnologic privind calitatea și cantitatea apei, condițiile tehnice de exploatare a zăcămintelor în cadrul utilizării raționale a resurselor subsolului și respectarea normelor de protecție a mediului.

Condițiile ar trebui luate în considerare la elaborarea proiectelor de dezvoltare și amenajare a depozitelor de apă termală. Ar trebui angajate organizații specializate de proiectare sau de proiectare și cercetare pentru a elabora studii de fezabilitate ale condițiilor.

Principalii indicatori ai condițiilor justificate în studiul de fezabilitate sunt

• temperatura minimă a apei (sau entalpia amestecului vapori-apă) la capul puțului;
• mineralizarea maximă admisibilă și conținutul limită al componentelor separate sau al grupurilor lor, inclusiv conținutul de gaze necondensabile în hidrotermele de abur (dioxid de carbon, hidrogen sulfurat, metan, amoniac, azot, hidrogen, etan);
• suprapresiunile minime ale apei sau aburului la gura puțurilor de producție și presiunile maxime la gura puțurilor de injecție;
• adâncimile și debitele maxime ale puțurilor de producție.

În plus, condițiile de proiectare trebuie să justifice metodele și mijloacele de ridicare a apei, sistemul de transport al apei către consumator, durata de viață proiectată a captării de apă convenită cu clientul și regimul de prelevare a apei în această perioadă, metodele de eliminare a apei uzate.

În fiecare caz specific, rezervele operaționale sunt evaluate luând în considerare cererea declarată de agent termic și disponibilitatea instalațiilor existente de captare a apei pentru a stabili posibila influență reciprocă a instalațiilor de captare a apei proiectate și existente și pentru a justifica creșterea preconizată a rezervelor.

Calculul aportului de apă include justificarea schemei raționale de amplasare a puțurilor de producție și injecție (în cazul aplicării tehnologiei GTS) și a modului lor de funcționare.

În cazul consumului neregulat de apă în cursul anului, estimarea rezervelor operaționale ale agentului termic se efectuează în două variante: în regimuri de consum de apă uniform continuu și neregulat specificat. Indicatorii limitativi sunt valorile scăderilor de nivel admisibile în puțurile de producție, precum și valorile presiunii de injecție admisibile din punct de vedere tehnic și economic (în cazul aplicării tehnologiei GTS).

Atunci când se evaluează rezervele exploatabile, este foarte important să se determine perioada de dezvoltare a câmpului în timpul căreia cantitatea și calitatea apei subterane ar trebui să îndeplinească condițiile tehnice, iar valorile așteptate ale scăderilor de presiune sau de nivel în puțuri nu vor depăși valorile admisibile.

Metodele hidrodinamice și hidraulice sunt utilizate în principal pentru estimarea rezervelor exploatabile ale depozitelor de apă cu energie termică.

Metoda hidrodinamică se bazează pe soluții hidrodinamice și termofizice suficient de riguroase și se aplică sistemelor de zăcăminte și câmpurilor asociate. Metoda se bazează pe calcule de prognoză a modificărilor debitelor și nivelurilor, luând în considerare parametrii rocilor purtătoare de apă determinați din date hidrogeologice în timpul explorării terenului.

În timpul extracției apelor subterane de adâncime, se manifestă proprietățile elastice ale apei și ale rocilor, ceea ce conduce la un aflux de apă subterană instabilă pe termen lung în puțuri. Intensitatea și modelul modificărilor nivelurilor și debitelor depind de o serie de factori:

• conductivitatea apei și piezoconductivitatea și variația acestora pe suprafața sitului de producție și dincolo de limitele acestuia, în zona de influență a prizei de apă;
• condițiile limită ale câmpului și ale sitului de exploatare, determinate de prezența unor zone de creare a căpățânii, a unor colțuri sau a unor modificări bruște ale grosimii sau ale proprietăților litologico-faciale ale rocilor purtătoare de apă;
• debitul total al prizei de apă și debitele puțurilor individuale și modificările acestora în timpul exploatării.

Conductivitatea apei din soluri și roci T, m 2 /zi sau m 2 /s, este produsul coeficientului de filtrare k cu grosimea m a acviferului:

Conductivitatea apei caracterizează debitul de filtrare unitar (pe unitatea de lățime a debitului) de-a lungul unui acvifer la un gradient de înălțime egal cu unu.

Piezoconductivitatea acviferelor este raportul dintre conductivitatea apei T și randamentul apei μ:

În straturile sub presiune, randamentul elastic al apei μ este luat în locul randamentului gravitațional al apei μ.

Piezoconductivitatea este un indicator al ratei de redistribuire a înălțimii și de epuizare a rezervei acviferului în condiții de filtrare nestaționară. Piezoconductivitatea este exclusă pentru fluxurile în regim staționar, în care nu există nicio modificare a înălțimii și nicio epuizare a stocării în timp, precum și în regim de filtrare rigidă, atunci când nu sunt luate în considerare deformațiile elastice ale apei și ale rocii filtrante.

Coeficientul de cedare gravitațională a apei μ este raportul dintre volumul de apă și volumul părții drenate a rocilor, iar coeficientul de cedare elastică a apei μ∗ poate fi considerat ca raportul dintre volumul de apă extrasă din rezervor și volumul pâlniei depresionare formate în suprafața piezometrică a rezervorului.

Formula de calcul de bază pentru calcularea rezervelor de producție pentru un puț cu debit constant este:

În practică, se utilizează de obicei aproximarea logaritmică, care poate înlocui (formula 3) cu o precizie de 5 % dacă este îndeplinită următoarea condiție

În acest caz, formula de determinare a scăderii nivelului în puț va lua forma:

care corespunde caracterului cvasi-instituit al deplasării apelor subterane către puțuri, atunci când rata de scădere a presiunii în toate punctele din zona de filtrare devine aceeași. În această zonă, curbele de reducere a presiunii (nivelului) se deplasează paralel una față de cealaltă în timp.

La calcularea rezervelor, structurile de captare a apei sunt specificate fie ca un grup de puțuri care interacționează, amplasate arbitrar pe sol, fie sub forma unor sisteme ordonate — liniare, de suprafață, circulare etc. Durata de viață estimată a structurilor de captare a apei este calculată ca durata de viață a puțurilor.

Conform practicii consacrate de evaluare a rezervelor de apă subterană, se recomandă ca durata de viață proiectată a puțurilor să fie de 10000 de zile (aproximativ 27 de ani).

Rezervele de exploatare sunt considerate justificate atunci când cantitatea și calitatea lor corespund condițiilor, iar scăderea prognozată a nivelului apei termale în puțuri până la sfârșitul duratei de exploatare proiectate nu depășește valoarea admisibilă.

Evaluarea rezervelor exploatabile de ape termale și a hidrotermelor cu abur cu aplicarea tehnologiei GTS de exploatare pe teren, precum și la metodele tradiționale de exploatare prin fântână și pompare, se realizează prin metoda hidrodinamică. În acest caz, trebuie rezolvate următoarele sarcini:

• prognoza hidrodinamică a modificărilor presiunii în rezervor, a suprapresiunii la capul puțurilor de producție și a presiunii la capul puțurilor de injecție;
• prognoza modificărilor temperaturii agentului de răcire în condiții de zăcământ și în puțurile de producție până la sfârșitul duratei de viață proiectate;
• prognoza injectivității puțurilor de injecție;
• determinarea parametrilor termofizici ai fluidului de transfer termic, ai rocilor purtătoare de apă, ai acviferelor de confinare și ai porozității active;
• previzionarea posibilelor modificări ale parametrilor de filtrare în zonele de fund ale puțurilor de injecție și în zona plătitoare ca urmare a interacțiunii fizice și chimice a apei injectate cu apa din formațiune și cu rocile acvifere.

Ca urmare a luării în considerare a acestor probleme, este necesar să se rezolve problema optimizării privind menținerea temperaturii inițiale a agentului de răcire în zonele de fund ale sondelor de producție până la sfârșitul perioadei de exploatare sau scăderea temperaturii specificate cu o valoare predeterminată.

Metoda hidraulică se bazează pe studiul relației dintre debit și scăderea nivelului dinamic în condiții de regim staționar de afluență a apelor subterane în puțuri simple și în puțuri care interacționează. În acest caz, rezervele de producție sunt estimate prin calcule hidraulice bazate pe extrapolarea datelor experimentale obținute. Această metodă este utilizată pe scară largă pentru estimarea rezervelor de producție în condiții hidrogeologice complexe, care nu se pretează la schematizarea simplă pentru calcule hidrodinamice solide. Această metodă este principala metodă de estimare a rezervelor de apă minerală și termală în zonele muntoase pliate și în zonele cu structură geologică și tectonică complexă. Pomparea experimental-operațională se efectuează de obicei la debite mari, apropiate de debitele de proiectare, pentru a identifica natura modificărilor în scăderea nivelului în timp și prognoza ulterioară a scăderii pentru perioada de proiectare a funcționării structurilor de captare a apei.

Metoda combinată se bazează pe utilizarea în comun a metodelor hidrodinamice și hidraulice. În astfel de cazuri, metoda hidraulică determină scăderea nivelului la debitul de proiectare al puțurilor și luând în considerare interacțiunea acestora pentru perioada de timp a lucrărilor experimentale. Reducerea suplimentară a nivelului la sfârșitul perioadei proiectate de funcționare a puțurilor este determinată prin metoda hidrodinamică.

Metoda bilanțului se bazează pe analiza elementelor de intrare și de ieșire din bilanțul apelor subterane. Pentru apele termale profunde din zonele de platformă, caracterizate prin rate de filtrare foarte scăzute, absența adesea completă a manifestărilor la suprafață și o distribuție regională largă, estimarea rezervelor prin această metodă este inacceptabilă. Cu toate acestea, pentru apele minerale, apele termale din zonele cu pliuri montane și hidrotermele de vapori din zonele cu vulcanism modern, calculele de bilanț sunt importante din punctul de vedere al estimării resurselor totale ale acestor ape.

Potențialul energetic termic al resurselor de apă termală

Potențialul energetic termic al resurselor de apă termală, scările posibile și indicatorii tehnico-economici ai utilizării lor practice, precum și posibila lor contribuție la bilanțul energetic și de combustibil al diferitelor regiuni economice și al țării în ansamblu sunt determinate în mare măsură de validitatea calculelor diferenței de temperatură utilă a apei t_evaporare:

unde t_с — este temperatura medie a apei termale pe perioada de proiectare a dezvoltării, ◦ C; tk este temperatura finală a apei după utilizare, ◦ C.

Determinarea temperaturii finale cauzează în majoritatea cazurilor dificultăți considerabile. În calculele privind energia termică condiționată și potențialul energetic al resurselor de apă termală se recomandă să se ia o singură valoare t_к = 30-35 ◦ C, concepută pentru utilizarea maximă a căldurii. Se subliniază faptul că volumul resurselor operaționale și potențialul energetic termic al apei termale în dezvoltarea acviferelor cu menținerea presiunii rezervorului va depinde în mare măsură de nivelul specificat de răcire a rezervorului la sfârșitul perioadei de calcul. Acest indicator ar trebui să fie determinat din condiția de menținere a temperaturii inițiale a formațiunii în apropierea fundurilor puțurilor de producție pe întreaga perioadă de calcul la temperatura apei de injecție de 30-35 ◦ C. Temperatura finală depinde de temperatura inițială.

Temperatura finală depinde de temperatura inițială a apei, de tipul de utilizare practică a acesteia, de schemele de alimentare cu căldură sau de producere a energiei electrice utilizate și de proiectarea echipamentelor de producere a căldurii și energiei electrice.

În sistemele de proces cu evacuarea apelor reziduale la suprafață, este necesar să se maximizeze utilizarea potențialului de temperatură, aducând temperatura finală până la 5 ◦ C sau chiar mai jos, deoarece căldura cu potențial scăzut neutilizată în astfel de sisteme este considerată a fi pierdută iremediabil. În prezent, există sisteme promițătoare de alimentare cu căldură cu pompe de căldură care pot obține acest rezultat.

În sistemele cu tehnologii GCS pentru fiecare caz în parte, luând în considerare condițiile geologice și geotermale și procesele fizice și chimice care au loc în timpul funcționării sistemelor, este necesar să se rezolve problema optimizării. Pe de o parte, reducerea maximă posibilă a temperaturii apei injectate conduce la o îndepărtare suplimentară semnificativă a căldurii din apa termală în circulație, precum și la o creștere a densității apei injectate datorită răcirii suplimentare a apei și, în mod natural, la o creștere a presiunii hidrostatice în puțul de injecție (efect de presiune termică).

Pe de altă parte, scăderea temperaturii apei injectate duce la o creștere a vâscozității acesteia și, în consecință, la o creștere a rezistenței la filtrare în rezervorul exploatat, ceea ce poate duce la pierderi de presiune în rezervor care prevalează asupra efectului termolift. În plus, pe măsură ce temperatura apei scade, cresc procesele de depunere a sării, ceea ce creează, de asemenea, probleme suplimentare în exploatarea sistemului. Optimizarea trebuie să se facă ținând cont de acești factori opuși.

Din analiza celor menționate mai sus putem concluziona următoarele: temperatura finală a apei termale utilizate trebuie considerată ca fiind temperatura sub care nu există modalități eficiente din punct de vedere economic de utilizare a acesteia în condițiile teritoriale și climatice date.

Potențialul energetic termic al unui puț geotermal se determină prin formula:

Categorii de rezerve exploatabile

Evaluarea rezervelor exploatabile de ape termale se realizează în toate etapele de studiu. Fiabilitatea rezervelor este reflectată în clasificarea acestora. În conformitate cu „Clasificarea rezervelor exploatabile și a resurselor inferioare de ape subterane”, rezervele exploatabile sunt împărțite în resurse dezvoltate (categoria A), explorate (categoria B), estimate preliminar (categoria C1), descoperite (categoria C2) și inferioare (categoria P).

Rezervele din categoria A sunt estimate pe baza analizei datelor de exploatare din câmpurile dezvoltate și constituie baza pentru proiectarea extinderii captărilor de apă.

Rezervele din categoria B sunt estimate la câmpurile explorate și constituie baza pentru proiectarea captării și exploatării apelor subterane.

Rezervele din categoria C1 sunt calculate în câmpurile evaluate preliminar pe baza rezultatelor lucrărilor de prospectare și evaluare și sunt destinate să justifice fezabilitatea explorării câmpurilor și a utilizării apelor subterane, precum și să elaboreze un proiect de explorare.

Rezervele din categoria C2 sunt calculate la câmpurile identificate pe baza rezultatelor lucrărilor speciale de prospectare și sunt destinate să evalueze și să ia în considerare potențialul câmpurilor, precum și să justifice oportunitatea lucrărilor de prospectare și evaluare.

Resursele inferate din categoria P sunt estimate pe baza rezultatelor studiilor hidrogeologice regionale și stau la baza lucrărilor de prospectare sau prospectare și evaluare în zonele promițătoare pentru identificarea de noi zăcăminte de ape subterane.

Rezervele din categoria B sunt calculate în raport cu schemele de proiectare și proiectele de captare a apei convenite, cererea specificată și programul de prelevare a agentului termic, ținând seama de impactul admisibil specificat asupra mediului; rezervele din categoria C₁ — rezervele de categoria C se calculează în raport cu schema de captare a apei acceptată condiționat și cu cererea declarată a consumatorilor de energie termică; C₂— astfel cum se aplică schemelor generalizate condiționate de exploatare. La evaluarea resurselor deduse, aspectele geologice și economice ale justificării sistemului de amplasare și a schemei instalațiilor de captare a apei nu sunt luate în considerare în mod specific și sunt stabilite pe baza evaluărilor de principiu ale posibilităților de utilizare practică a purtătorilor de căldură.

Cerințe similare sunt impuse la evaluarea potențialului termic și energetic al rezervelor. Astfel, evaluarea potențialului rezervelor din categoria B se realizează în raport cu variantele de proiectare ale tipurilor și tehnologiilor de utilizare a purtătorilor de căldură. Evaluarea potențialului rezervelor din categoriile C ₁ și C₂ se evaluează în raport cu tipurile și tehnologiile dezvoltate sau planificate de utilizare a energiei termice și electrice a acestora. Evaluarea resurselor prognozate este însoțită, de regulă, de determinarea potențialului total de energie termică al apelor termale.

Factorii care afectează debitul unei sonde geotermale

Pentru puțurile de mare adâncime care penetrează acvifere cu temperaturi de rezervor relativ ridicate, scăderea nivelului apei subterane în rezervor S în (formula 3) nu este egală cu scăderea nivelului la capul puțului S_у. Acest lucru se datorează efectelor termoliftului și liftului de gaz, precum și pierderilor de înălțime hidraulică în conductele de ridicare a apei din puțul de producție. Relația dintre S și S_у are următoarea formă:

unde h_тр — pierderi de sarcină prin frecare hidraulică, m; S_т, S_г — corecții ale nivelului, luând în considerare ascensiunea termică și ascensiunea gazului, m.

Pierderile de sarcină pentru depășirea rezistențelor hidraulice în conductele de ridicare a apei în timpul deplasării apei de la rezervor la capul sondei sunt împărțite în două grupe:

• pierderi de sarcină pe lungimea debitului, datorate depășirii rezistenței de frecare;
• pierderi locale de sarcină cauzate de schimbări bruște în configurația limitelor fluxului.

Ca urmare, scăderea nivelului la capul sondei va fi mai mare decât scăderea nivelului în rezervor cu valoarea pierderilor totale. Din pierderile totale, pierderile de înălțime liniare datorate frecării reprezintă aproximativ 70 %, iar restul de 30 % sunt datorate rezistențelor locale.

Pierderile de sarcină și distribuția vitezei de-a lungul secțiunii de curgere sunt semnificativ diferite pentru regimul de curgere laminar și turbulent. Numărul Reynolds adimensional (Re) servește drept criteriu de determinare a regimului de curgere:

Valoarea critică a numărului Reynolds poate fi considerată a fi 2300.

Pierderile de sarcină pe lungimea fluxului laminar și turbulent în conducte circulare sunt determinate prin formula Darcy-Weisbach:

Pentru curgerea laminară, coeficientul λ din formula Darcy-Weisbach este determinat de formula Poiseuille:

În curgerea turbulentă, coeficientul λ este determinat de formula lui A. D. Altshul:

Pierderile de sarcină cresc brusc odată cu creșterea vitezei de curgere, adică odată cu creșterea debitului puțului și scăderea diametrului conductelor de ridicare a apei, și pot atinge valori mari. Tabelul 3 prezintă pierderile de sarcină h pe 1000 m lungime de conducte de ridicare a apei în funcție de diametrul puțului și de debitul acestuia.

Debitul sondei și viteza de curgere sunt legate prin relația

În majoritatea cazurilor, apele termale conțin gaze dizolvate în anumite cantități. Gazele dizolvate sunt dominate de azot N₂, dioxid de carbon CO₂ și metan CH₄.

Volumul de gaz (măsurat în condiții standard — la presiune atmosferică și temperatură de 20 ◦ C) dizolvat într-o unitate de volum de apă se numește conținutul de gaz din apă sau factorul de gaz.

Solubilitatea gazelor în apă depinde de presiune, temperatură, compoziția chimică a apei și a gazului.

Un parametru important al gazelor dizolvate este presiunea de saturație sau elasticitatea. Presiunea de saturație este presiunea minimă la care tot gazul este încă în stare dizolvată. Dacă presiunea apei este mai mare decât presiunea de saturație, tot gazul este în stare dizolvată; dacă presiunea a scăzut sub presiunea de saturație, o parte din gaz este eliberată din apă.

Atunci când apa de formare se deplasează de la gaura de fund la capul sondei la o anumită adâncime, unde presiunea devine egală cu presiunea de saturație, gazul începe să fie eliberat din apă. Pe măsură ce apa continuă să urce spre capul sondei, cantitatea de gaz eliberată crește, atingând o valoare maximă egală cu factorul de gaz la presiunea atmosferică de la suprafață.

Creșterea suplimentară a înălțimii datorată efectului de ridicare a gazului poate fi determinată prin formula:

Efectul de ridicare a gazului este maxim la P₁ = P₀.

Tabelul 4 prezintă rezultatele calculelor privind valoarea lui S_г ca funcție de C₀, P₁ și P_г pentru condițiile ρ = 1050 kg/m 3 și t_у = 100 ◦ C. Din datele tabelare se poate observa că, la valori ridicate ale factorului de gaz, valorile Sr ajung până la 100 și mai mulți metri. O astfel de creștere suplimentară a înălțimii va permite creșterea substanțială a ratei de producție a unui puț cu autodescărcare și, de asemenea, puțul, al cărui nivel static se află sub suprafața solului, după o operațiune de pompare de scurtă durată, va fi transferat în modul de autodescărcare.

În cazul puțurilor termice de mare adâncime, atunci când se determină debitele acestora, este, de asemenea, necesar să se ia în considerare modificarea densității apei în funcție de modificarea temperaturii.

Corecția de nivel pentru ridicare termică este determinată de următoarea formulă:

Atunci când puțul este în repaus, diferența de temperatură a apei în formațiune și la capul puțului (sau la nivelul static al unui puț neinundat) va fi maximă. Într-un puț aflat în repaus timp îndelungat, temperatura din sondă este distribuită în conformitate cu gradientul de temperatură al zonei (cu excepția zonei de deasupra stratului neutru).

Temperatura medie în gaura de sondă a unui puț inactiv este determinată prin formula

unde t_пл — este temperatura de formare a apei termale, ◦ C; t _нс — temperatura stratului neutru, ◦ C.

Într-un puț inactiv în care nivelul static al apei se află sub stratul neutru, temperatura medie se determină prin următoarea expresie

unde t_су — este temperatura apei termale la nivelul apei statice, ◦ C,

Aici G este gradientul geotermal, ◦ C/m; h_су — este adâncimea nivelului static de la gură, m; h_нс — este adâncimea stratului neutru.

Temperatura medie în puțul exploatat este determinată prin formula

unde t_у — este temperatura în capul puțului a apei termale din puțul exploatat.

Atunci când o sondă este pusă în producție, pe măsură ce roca înconjurătoare se încălzește, în sondă se stabilește un nou regim de temperatură, care depinde în principal de debitul sondei. Pierderile de căldură în sondă depind de adâncimea, diametrul și debitul sondei.

Din practica exploatării puțurilor geotermale rezultă că, la debite mai mari de 500 m 3 /zi, aceste pierderi nu depășesc 10 %. În aceste condiții, pentru calculele estimative se poate lua t_у = 0,9 t_пл.

Tabelul 5 prezintă valorile creșterii înălțimii S_т datorat efectului de termolift, manifestat în timpul exploatării sondei.

Calculele au fost efectuate la t_нс = 15 ◦ C și G = 0,035 ◦ C/m. Temperatura formațiunii tpl este determinată prin formula (T_H = T₀ +ΓH,), iar valorile densității apei, corespunzătoare valorilor medii ale temperaturii în puțul de sondă la ralanti și în exploatare, sunt preluate din datele tabelului de referință al proprietăților fizice ale apei.

Din valorile calculate rezultă că, odată cu creșterea adâncimii, valorile lui S_т cresc, iar pentru puțurile de mare adâncime pot ajunge la 50 m și mai mult.

Caracterizarea hidrosferei subterane

Originea apelor subterane

Apele subterane pot fi formate direct în subteran prin diverse reacții chimice sau infiltrate în roci din hidrosferă și atmosferă. În funcție de condițiile de formare, se disting următoarele tipuri principale de ape subterane: condensare, infiltrare, sedimentare, regenerare și magmatică.

Apele de condensare se formează prin condensarea vaporilor de apă atmosferică în porii și fisurile din straturile superioare ale rocilor din zona de aerare. Volumul acestor ape este nesemnificativ.

Apele de infiltrație se formează prin infiltrarea precipitațiilor atmosferice și a apelor de suprafață în roci. Apele de infiltrație sunt răspândite în orizonturile superioare ale scoarței terestre, unde are loc un schimb intens de apă. Acest tip include apele subterane proaspete utilizate pentru aprovizionarea cu apă. Există, de asemenea, ape de infiltrație străvechi, care apar de obicei la adâncimi considerabile (până la 1000 m sau mai mult). Aceste ape pot fi conservate în condiții de schimb redus de apă.

Apele sedimentare se formează în procesul de depunere (sedimentare) a sedimentelor marine. Pe măsură ce marea se scufundă, compoziția mineralogică a sedimentelor marine se schimbă. În același timp, compoziția chimică a apelor care saturează sedimentele și interacționează cu acestea se modifică.

Adesea, apele sedimentare sunt și ape care au pătruns în rocă în timpul transgresiunii mării pe uscat. Astfel de ape sunt de origine marină, dar, strict vorbind, ele nu sunt sedimentare, deoarece nu sunt legate de depunerea și evoluția sedimentelor.

Apele sedimentare vechi se păstrează în straturile de rocă după retragerea mării, dacă nu au fost înlocuite cu ape de origine infiltrativă în condiții de schimb dificil de apă.

Apele sedimentare se găsesc în zonele continentale, la o distanță considerabilă de coastă, unde în antichitate a existat un bazin maritim. Pe continente, apele sedimentare nu pot fi reînnoite, astfel încât sunt diluate treptat și înlocuite de apele de infiltrație.

Apele reînnoite se formează prin acțiunea temperaturilor ridicate asupra mineralelor care conțin apă. În acest proces, apa legată chimic este eliberată și trece în stare liberă. Atunci când mineralele sunt deshidratate, pot fi eliberate cantități semnificative de apă.

Formarea apei regenerate are loc în diferite zone termodinamice ale scoarței terestre. De exemplu, gipsul începe să piardă apă la temperaturi de 80-90 ◦ C, care sunt observate la adâncimi de 2-3 km. Atunci când gipsul se transformă complet în CaSO₄-2H₂O în anhidrit CaSO₄210 kg de apă sunt eliberate din fiecare tonă de gips. Cea mai mare cantitate de apă regenerată se formează atunci când montmorillonitul, care conține până la 24% apă, este transformat în mica hidrică, care are de obicei un conținut de apă de până la 10%. O astfel de reorganizare a montmorillonitului are loc la o adâncime de 2 km sau mai mult, iar o cantitate foarte mare de apă regenerată este eliberată, depășind adesea volumul de apă din rocile rezervor adiacente argilelor. Apa regenerată este proaspătă la momentul eliberării sale.

Apele magmatice sunt eliberate din magma topită. Pe măsură ce magma se deplasează spre suprafață, aceasta poate absorbi ape de diferite geneze din rocile cu care magma este în contact. Magma transportă cu ea și o anumită cantitate de apă conținută inițial în ea, care este de fapt apă magmatică de origine subcrustală. Cea mai dificilă și discutabilă este problema originii acestor ape.

În secolul al XVI-lea, Agricola a exprimat opinia că vaporii de apă proveniți din mari adâncimi se pot condensa în scoarța terestră. La începutul secolului XX, această idee a fost subliniată în lucrările savantului austriac E. Suess, care a susținut că introducerea magmei de la mari adâncimi în orizonturile superioare ale scoarței terestre este întotdeauna însoțită de eliberarea la suprafață a unor compuși volatili, inclusiv vapori de apă. E. Suess a numit astfel de ape, care au ajuns pentru prima dată de la mari adâncimi la suprafața Pământului sau în orizonturile sale superioare, juvenile, adică au intrat pentru prima dată în condițiile de existență ale Pământului.

Teoria originii juvenile a apelor subterane a fost dezvoltată în continuare în lucrările academicianului A.P. Vinogradov. În condiții de laborator, prin topire zonală, a fost reprodus mecanismul de topire și degazare a substanței mantalei terestre. S-a dovedit că formarea unei faze fuzibile în timpul topirii zonale a substanței mantalei (roci bazaltice) este însoțită de degazarea, în primul rând, a apei și apoi a gazelor dizolvate în apă. Oceanele și atmosfera Pământului s-au format din acești compuși.

Unii cercetători consideră că degazarea mantalei continuă și în prezent, iar acest proces influențează formarea apelor subterane care apar la adâncimi mari. Potrivit lui V.F. Derpholz, există o mișcare continuă și generalizată a apei și a altor componente volatile din manta prin crustă până la suprafață.

Condiții de apariție a apelor termale subterane

Apele termale sunt subdivizate în nepresurizate, presurizate, fracturate, fracturate-poroase, fracturate-cavernoase și fracturate-venoase.

Apa de formațiune fără presiune apare în orizonturile poroase delimitate deasupra și dedesubt de căderi de apă, cu condiția ca rezervorul să nu fie complet umplut cu apă.

Apa de formațiune sub presiune umple rezervoarele poroase izolate la partea superioară și inferioară de stratele purtătoare de apă. Atunci când rezervoarele poroase sunt intersectate de o rețea de fracturi, apa conținută în acestea se numește apă din porii de fractură.

Apele din fracturi sunt localizate în fracturile din rocile dense, cum ar fi gresiile dense, cuarcitele, marnele, calcarele și dolomiții, rocile metamorfice și granitele, șisturile și argilele.

Apa umple fisurile de origine tectonică și fisurile de intemperii din acestea. În cazurile în care rocile fracturate conțin caverne, dezvoltate de obicei în rocile calcaroase, apa conținută în astfel de rezervoare mixte este denumită apă de fractură-cavernă.

Ocazional, apele din fosele de fractură se găsesc umplând fracturi mari și canale carstice, adesea limitate la sisteme de descărcări tectonice și alte perturbări.

Rocile purtătoare de apă sunt grupate în acvifere, complexe acvifere și etaje hidrogeologice (sau hidrogeoterme).

Un acvifer este o zonă și o secțiune de straturi de roci saturate cu apă gravitațională, cu condiții hidrodinamice și hidrochimice similare, delimitate la bază și la acoperiș de roci care rețin apa.

Un complex acvifer include de obicei mai multe acvifere conectate hidrodinamic între ele și având o compoziție chimică și o mineralizare similare.

Etapele hidrogeologice unesc mai multe complexe acvifere. De regulă, etajele hidrogeologice sunt separate între ele de acvifere groase susținute regional, compuse de obicei din sedimente argiloase. Caracteristicile hidrochimice și alte caracteristici ale etajelor hidrogeologice diferă semnificativ.

Un bazin hidrografic de formare este înțeles ca o acumulare de apă limitată în principal la rocile sedimentare care umplu elementele tectonice negative ale scoarței terestre (sineclise, depresiuni, jgheaburi). Un bazin acvifer de rezervor este format din acvifere permeabile unite în orizonturi, complexe și etaje cu apă sub presiune, separate prin acvifere.

Sistemele geohidrodinamice de ape sub presiune sunt subdivizate în sisteme de infiltrație și sisteme de exfiltrație.

În sistemele de infiltrare a apelor sub presiune, capul este creat datorită infiltrării apelor atmosferice și de suprafață.

În sistemele de stocare a apei prin exfiltrare, înălțimea în acvifere este creată prin îndepărtarea prin filtrare a fluidului din unele formațiuni (sau părți ale acestora) în alte formațiuni (sau părți ale acestora), fără reîncărcare din zonele de alimentare externe.sistemele de stocare a apei prin exfiltrare sunt subdivizate în sisteme elision lithostatic, geodinamic și termohidrodinamic.

În sistemele de presiune a apei elision lithostatic, presiunea este creată prin stoarcerea apei din sedimentele și rocile care se compactează în rezervoare și parțial prin compactarea rezervoarelor însele, stoarcerea apei din unele părți în altele. Cea mai mare cantitate de lichid este extrasă din zonele de grosime maximă a sedimentelor, adică din părțile cele mai scufundate ale depresiunilor.

În sistemele geodinamice de presiune a apei cu eliziune, compresia tectonică conduce la o energie ridicată a rezervorului. Astfel de sisteme se găsesc în principal în zonele de pliere intensă și seismicitate crescută.

În sistemele de presiune a apei termohidrodinamice de eliziune, presiunea este creată prin eliberarea de lichid în timpul deshidratării termice a mineralelor.

Zonarea apelor subterane

În sistemele de apă de zăcământ se disting trei zone hidrodinamice și gazo-hidrochimice: schimb de apă liber, schimb de apă dificil și regim stagnant, care diferă atât prin geneza apelor subterane, cât și prin natura potențialului energetic.

Zona de schimb liber de apă ocupă părțile superioare ale secțiunii până la o adâncime de 500 de metri. În interiorul zonei există o mișcare intensă a apei cu o rată de zeci de centimetri până la metri pe an sau mai mult, iar temperatura nu depășește 20 ◦C. Natura potențialului energetic este hidrostatică. Apele sunt de obicei dulci sau slab mineralizate, de origine infiltrativă. Apele subterane din această zonă conțin în principal gaze atmosferice (azot, oxigen, dioxid de carbon). Situația geochimică din zonă este oxidantă. Formarea caracteristicilor geochimice ale apelor este puternic influențată de condițiile climatice și de alte condiții fiziografice.

Zona de schimb dificil de apă este intermediară între zona de schimb liber de apă și regimul stagnant și se află la adâncimi de 500-1500 de metri. Apele sunt în formare, presurizate. În interiorul zonei, apa se deplasează din zonele de infiltrare către părțile scufundate ale bazinului cu o viteză de la unități la zeci de centimetri pe an. Natura potențialului energetic este hidrostatică. Alături de apele de infiltrație, apele de sedimentare joacă un anumit rol în reîncărcarea resurselor de apă subterană din zonă. Temperatura apelor variază în intervalul 20-40 ◦ C. Apele sunt clorură de calciu, uneori clorură de magneziu și hidrocarbonat de sodiu cu o mineralizare de 5-10 g/l. Gazele cu compoziție mixtă (azot-hidrocarburi și hidrocarburi-azot) sunt de obicei dizolvate în ape. În această zonă, mediul oxidant este înlocuit de un mediu de tranziție (redox). Factorii de suprafață nu joacă un rol semnificativ în formarea condițiilor geochimice ale apelor subterane din această zonă.

Zona de stagnare ocupă părțile inferioare ale stratului sedimentar și se află la adâncimi de 1500-4000 de metri. Înălțimea apei subterane din această zonă este determinată în mare măsură de presiunea geostatică. Mișcarea apelor subterane este foarte lentă, cu viteze cuprinse între unul și câteva zeci de milimetri pe an. Temperatura apei este de 40-100 ◦ C sau mai mult. Apele sunt de obicei puternic mineralizate, de tip clorură-calciu, în principal de geneză sedimentară.

Rolul apelor de stoarcere, al apelor revigorate și litogene crește cu adâncimea. Gazele dizolvate în ape sunt în principal de hidrocarburi; alături de metan, există un conținut crescut de omologi ai acestuia. Situația geochimică din zonă este peste tot reductivă.

Ape cu energie termică

Termenul „ape termoenergetice” înseamnă apele subterane naturale care pot fi utilizate ca sursă de căldură și (sau) electricitate. Acestea sunt subdivizate în ape termale și hidroterme de vapori.

Principalul indicator pentru clasificarea apelor subterane ca ape pentru energie termică este temperatura acestora. Cu toate acestea, nu există criterii de temperatură clare și suficient fundamentate pentru alocarea categoriei de ape considerate. Unii cercetători consideră că apa cu o temperatură de peste 20 ◦ C (B.F. Mavritsky) poate fi considerată termală, în timp ce alți cercetători se referă la apele termale ca la apele a căror temperatură depășește temperatura corpului uman (37 ◦ C).

Instrucțiunea privind aplicarea clasificării rezervelor de ape subterane exploatabile la zăcămintele de ape termale” prevede: ”Apele termale destinate ingineriei termice și energetice includ apele subterane cu o temperatură mai mare de 35 ◦ C, indiferent de compoziția lor chimică. În unele cazuri, apele subtermale cu temperaturi cuprinse între 20 și 35 ◦ C pot fi utilizate pentru furnizarea de căldură. Apele termale sunt subdivizate în funcție de temperatura și starea lor de agregare (fază) în ape termale propriu-zise cu o temperatură de suprafață de până la 100 ◦C și ape supraîncălzite (amestecuri abur-apă, abur uscat) cu o temperatură de peste 100 ◦C. În grupa apelor termale propriu-zise se disting apele cu potențial scăzut cu temperaturi de până la 70 ◦ C și apele cu potențial mediu cu temperaturi de la 70 ◦ C la 100 ◦ C. Apele supraîncălzite fac parte din grupul purtătorilor naturali de căldură cu potențial ridicat”.

În opinia noastră, apa termală este apa din surse subterane, a cărei utilizare în scopuri termice și energetice în aceste condiții teritoriale și climatice permite obținerea unui efect economic pozitiv datorită temperaturii sale.

De exemplu, în zonele cu condiții climatice reci, apa subterană cu o temperatură de 15-20 ◦ C poate fi utilizată cu succes pentru dezghețarea solului înghețat (săparea de gropi, operațiuni miniere etc.), în timp ce utilizarea directă a acestei ape în scopuri termice și energetice în zonele sudice nu este practică.

Există mai multe clasificări ale apelor subterane în funcție de temperatură. Tabelul 1 prezintă una dintre clasificările existente ale apelor pentru energie termică.

Apele cu potențial scăzut (cu temperatura de 35-70 ◦ C) pot fi utilizate eficient pentru încălzirea terenurilor deschise, dezghețarea rocilor înghețate, intensificarea pisciculturii, pentru pomparea în formațiuni petrolifere, pentru procese tehnologice care necesită purtători de căldură cu potențial scăzut, în sistemele de alimentare cu căldură cu pompe de căldură.

Pentru alimentarea directă cu căldură a obiectelor cu diverse scopuri, aceste ape au o aplicare limitată. Ele sunt utilizate în principal în zonele cu climă blândă sau în toate zonele cu aplicare de pompe de căldură sau reîncălzire de vârf.

Apele cu potențial mediu (cu temperatura de 70-100 ◦ C) pot fi utilizate în mod eficient pentru alimentarea cu căldură a instalațiilor industriale, agricole și municipale, pentru nevoi tehnologice, inundarea zăcămintelor de petrol, producerea de energie în centrale geoelectrice binare, sisteme de alimentare cu căldură în combinație cu pompe de căldură.

Apele cu potențial ridicat (cu temperaturi de peste 100 ◦ C) pot fi, de asemenea, utilizate eficient pentru furnizarea de căldură și producerea de energie. Apele slab supraîncălzite (100-150 ◦ C) pot fi utilizate în GeoPP binare, iar apele cu temperaturi mai ridicate în GeoPP cu circuit unic.

Toate apele supraîncălzite în condiții de zăcământ sunt, în general, în stare lichidă, deoarece presiunea din zăcământ este de obicei mai mare decât presiunea vaporilor saturați la o anumită temperatură. În puțul de sondă are loc fierberea lichidului pentru a forma un flux bifazic, iar la suprafață este adus un amestec vapori-apă (VWM) cu diferite raporturi apă/vapori, în funcție de parametrii termici ai agentului de răcire la suprafață. Conținutul de abur crește odată cu temperatura: pentru apele ușor supraîncălzite, conținutul de abur obținut la suprafață nu depășește 10%, iar în intervalul de temperatură 200-300 ◦C acesta este în medie de 20-40%.

Principala caracteristică termoenergetică a PVA este entalpia sau conținutul său de căldură, a cărei valoare depinde direct de conținutul de vapori din PVA. Entalpia PVS cu un conținut de vapori de până la 10% nu este mai mare de 630-670 kJ/kg, entalpia PVS cu un conținut de vapori de 20-40% ajunge la 1260-1470 kJ/kg.

Fluidul de formare sub formă de vapori este extrem de rar. Rezervoarele care conțin abur se caracterizează prin temperaturi și presiuni destul de uniforme: temperatura în jur de 240 ◦ C, presiunea de aproximativ 3,2 MPa. Aburul uscat saturat sau supraîncălzit cu o entalpie de 2800-3000 kJ/kg, utilizat pentru producerea de energie electrică, este adus la suprafață prin puțuri.

Zăcăminte de ape termoenergetice

În funcție de condițiile geologice, hidrogeologice și geotermale, depozitele de ape termoenergetice se împart în trei tipuri principale

• zăcăminte de tip rezervor în bazinele arteziene ale platformelor și plăcilor;
• depozite de tip rezervor în bazine arteziene cantonate în depresiunile de podiș și intermontane din regiunile pliate muntoase
• zăcăminte de tip fractură-venă în zonele pliate montane.

Mai mult de 90% din rezervele exploatabile de apă termală din Rusia se află în zăcăminte din primele două tipuri limitate la sisteme hidrogeoterme de tip rezervor.

Sistemele de formare ale bazinelor arteziene de platformă se caracterizează prin dimensiuni mari, apariția relativ liniștită a orizonturilor productive (complexe) în sedimentele mezozoice și cenozoice, omogenitatea relativă a proprietăților de filtrare, stabilitatea parametrilor hidrogeochimici și geotermici pe suprafețe mari, înălțimi hidrostatice mari ale apei și valori semnificative ale rezervelor exploatabile.

Depozitele din astfel de sisteme pot fi monocelulare sau multistratificate din punct de vedere al numărului de orizonturi productive. În funcție de natura sedimentelor purtătoare de apă, complexele purtătoare de apă ale zăcămintelor se împart în complexe poroase și poro-fracturate cantonate în principal în zăcăminte terrigene și terrigene-carbonatice (nisipuri, gresii, marne, calcare).

Rezervele exploatabile de zăcăminte din bazinele arteziene de tip platformă se formează în principal datorită rezervelor elastice ale acviferelor exploatate. Revărsarea din orizonturile învecinate și stoarcerea din intercalațiile argiloase sunt absente sau de importanță secundară.

Astfel de zăcăminte includ Tobolskoye și Omskoye din bazinul artezian al Siberiei de Vest.

Sistemele de rezervoare de apă ale bazinelor arteziene de podiș și intermontane și ale pantelor arteziene, precum și bazinele de platformă, sunt limitate la părțile adânci ale secțiunii. Depozitele se caracterizează printr-o structură mai complexă și dimensiuni mai mici (zeci până la sute de kilometri pătrați) în comparație cu depozitele din primul tip și pot fi, de asemenea, monocelulare sau multistratificate. Depozitele de acest tip se caracterizează, de regulă, prin variabilitatea facială a rocilor purtătoare de apă, ceea ce duce adesea la modificări semnificative ale proprietăților de filtrare ale rocilor pe distanțe scurte. Condițiile hidrochimice se schimbă adesea foarte rapid în zonă și în secțiune.

O trăsătură caracteristică a sistemelor de alimentare cu apă avute în vedere este căderea excesivă și foarte mare a apei termale, care atinge adesea sute de metri. De regulă, apele sunt foarte saturate cu gaze și caracterizate prin temperaturi ridicate.

În majoritatea cazurilor, rezervoarele poroase și poro-fracturare sunt caracteristice zăcămintelor din bazinele arteziene de podiș și intermontane. Rezervele exploatabile sunt parțial asigurate de rezervele elastice, de resursele naturale ale acviferului exploatat, precum și de resursele de apă atrase din alte acvifere. În cazul unei scăderi semnificative a nivelului, apa cu o compoziție diferită din alte acvifere poate ajunge la captarea apei prin zone slăbite tectonic și „ferestre” de facies, precum și lateral — datorită deplasării limitei hidrogeochimice în rezervorul exploatat.

Majoritatea depozitelor de apă termală din Caucazul de Est (Khankalskoye în Republica Cecenă și Makhachkala-Ternairskoye, Izberbashskoye, Kayakentskoye și altele în Daghestan) aparțin unor astfel de depozite.

Depozitele de ape termoenergetice de tip fractură-venă din zonele muntoase pliate sunt răspândite în zonele de vulcanism modern și recent (Kamchatka și Insulele Kuril). Acestea sunt limitate la complexe de roci intrusive, metamorfice și vulcanogene-sedimentare și sunt asociate cu sisteme de falii tectonice mari care formează zone de strivire și structura în bloc a depozitelor. Aceste depozite sunt caracterizate de o structură foarte complexă și au o distribuție locală. Mărimea zăcămintelor nu depășește câteva zeci de kilometri pătrați.

Porozitatea și permeabilitatea blocurilor monolitice de rocă sunt scăzute, filtrarea apei are loc în principal prin sisteme de fracturi intersectate. Majoritatea zăcămintelor se caracterizează prin prezența unor centre de descărcare sub formă de manifestări termice de suprafață (izvoare termale, jeturi de vapori-gaze).

Rezervele de exploatare a apelor termoenergetice din zăcămintele cu vene de fractură sunt formate în principal pe seama resurselor naturale. Mineralizarea apelor depășește rareori 10 g/l.

În zonele de vulcanism modern, sunt frecvente zăcămintele cu potențial termic scăzut și mediu (până la 100 ◦ C în zonele pliate din afara zonelor de activitate vulcanică tânără) și cu potențial ridicat (peste 100 ◦ C), numite vapori-hidroterme.

Ape termale subterane (hidroterme)

Scoarța terestră conține un purtător de energie mobil și extrem de consumator de căldură — apa, care joacă un rol important în echilibrul termic al geosferelor superioare. Apa saturează toate rocile din învelișul sedimentar. Ea este conținută în rocile de granit și în scoicile sedimentare și, probabil, și în părțile superioare ale mantalei. Apa lichidă există doar la adâncimi de 10-15 kilometri, mai jos, la o temperatură de aproximativ 700 °C, apa este exclusiv în stare gazoasă. La o adâncime de 50-60 km, la presiuni de aproximativ 3-10 4 atm, limita de fază dispare, adică apa gazoasă dobândește aceeași densitate ca apa lichidă.

În orice punct al suprafeței Pământului, la o anumită adâncime, în funcție de caracteristicile geotermale ale zonei, există straturi de roci care conțin ape termale (hidroterme). În legătură cu aceasta, trebuie distinsă o altă zonă în scoarța terestră, denumită condiționat „înveliș hidrotermal”. Ea poate fi urmărită pretutindeni pe tot globul numai că la adâncimi diferite. În zonele cu vulcanism modern, învelișul hidrotermal iese uneori la suprafață. Aici se pot găsi nu numai izvoare termale, grifuri clocotitoare și gheizere, ci și jeturi de vapori-gaze cu temperaturi de 180-200° C și mai mari.

Temperatura apei subterane fluctuează în limite largi, determinând starea acesteia, influențând compoziția și proprietățile sale. În funcție de temperatura purtătorului de căldură, toate izvoarele geotermale sunt împărțite în epitermale, mezotermale și hipotermale.

Izvoarele epitermale sunt de obicei surse de apă caldă cu temperatura de 50-90 ° C, situate în straturile superioare ale rocilor sedimentare, unde pătrunde apa din sol.

Izvoarele mezotermale includ izvoarele cu temperatura apei de 100-200 °C.

În izvoarele hipotermale, temperatura din straturile superioare depășește 200 °C și practic nu depinde de apa din sol.

Originea apelor termale poate fi legată de activitatea centrelor termale, dar cel mai adesea apa, intrând într-un fel sau altul în stratul de rocă, face un drum lung până intră în contact cu fluxul termic sau se încălzește treptat, preluând căldura din roci.

Faza lichidă a apei și a căldurii nu poate proveni decât dintr-o singură sursă, dacă aceasta este o topire magmatică în curs de răcire. Apa supraîncălzită sub formă de jeturi de vapori este eliberată din topitură împreună cu gazele și componentele volatile, grăbindu-se spre orizonturile superioare, mai reci. Deja la temperaturi de 425-375 °C vaporii se pot condensa în apă lichidă; majoritatea componentelor volatile se dizolvă în aceasta — astfel apare o soluție hidrotermală „juvenilă” (primordială). Prin termenul „juvenilă”, geologii înțeleg apele care nu au mai participat niciodată la circulația apei; astfel de hidroterme sunt literalmente primare, nou formate. Se crede că întreaga hidrosferă de suprafață a mărilor și oceanelor s-a format în acest fel în timpul epocii de activitate magmatică tânără a planetei, când abia apăreau „insulele” solide consolidate ale platformelor continentale.

Opusul direct al apelor juvenile sunt apele de infiltrație. Dacă apele juvenile, care se separă de topirea magmatică, urcă la suprafață, mișcarea predominantă a apelor de infiltrație este de la suprafață la adâncime. Sursa acestui tip de apă sunt precipitațiile atmosferice sau, în general, cursurile de apă de suprafață. Prin spațiul poros al rocilor sau prin zonele de fractură, aceste ape pătrund (se infiltrează) în orizonturile mai adânci. În drumul lor, ele se saturează cu diverse săruri, dizolvă gazele subterane și se încălzesc, preluând căldură de la rocile conducătoare de apă.

În funcție de adâncimea de infiltrare a apelor, acestea se încălzesc mai mult sau mai puțin. În condiții geotermale medii, pentru ca apele de infiltrație să devină termale (adică cu o temperatură mai mare de 37 °C), este necesară scufundarea lor la o adâncime de 800-1000 de metri.

Hidrotermele de infiltrație se pot revărsa la suprafață sub formă de izvoare termale, dacă există posibilitatea de descărcare a apei la suprafață prin falii, prin încleștarea straturilor, care are loc în partea inferioară în raport cu zona de alimentare. În plus, pentru ca apa să rămână termică, urcarea ei la suprafață trebuie să se producă foarte rapid, de exemplu, de-a lungul fracturilor largi ale faliilor. Atunci când hidrotermele urcă lent, ele se răcesc, cedând căldura acumulată rocilor gazdă. Cu toate acestea, dacă forați un puț la o adâncime de 3-4 mii de metri și asigurați o creștere rapidă a apei, puteți obține o soluție termică cu o temperatură de până la 100 ° C. Toate acestea se referă la zonele cu condiții geologice medii. Toate acestea se referă la zonele cu indicatori geotermici medii și nu se aplică zonelor vulcanice sau zonelor de formare recentă a munților.

Trebuie subliniat tipul vulcanic al apelor termale. După cum s-a menționat deja, izvoarele termale din zonele vulcanice nu pot fi considerate în întregime „juvenile”, adică magmatice. Experiența cercetărilor arată că, în majoritatea covârșitoare a cazurilor, apa termală vulcanică are o origine de infiltrație de suprafață. În plus față de gheizere, tipul vulcanic de hidroterme include grifoane și cazemate de noroi, jeturi de abur și fumarole de gaz.

Toate tipurile de ape termale enumerate au compoziții chimice și gazoase diverse. Mineralizarea lor totală variază de la categoriile ultraprețioase (mai puțin de 0,1 g/l) la categoriile de saramuri ultrafirme (mai mult de 600 g/l). Hidrotermele conțin diverse gaze în stare dizolvată: gaze active (agresive) precum dioxidul de carbon, hidrogenul sulfurat, hidrogenul atomic și gaze inactive precum azotul, metanul, hidrogenul.

Practic, toate tipurile de ape termale pot fi utilizate în ingineria energetică geotermală: ape supraîncălzite — pentru producerea de energie, ape termale dulci — pentru încălzirea municipală, ape salmastre — în scopuri balneologice, saramuri — ca materii prime industriale.

Rezervele și distribuția apelor termale

Zonele de distribuție a zăcămintelor de apă termală includ: inelul vulcanic al bazinului Oceanului Pacific, centura de falduri alpine, văile de rift continentale, crestele oceanice medii, pantele platformelor și depresiunile marginale de la poalele dealurilor (Fig. 9.3.1).

În funcție de originea lor, zăcămintele de apă termală pot fi subdivizate în două tipuri, care se deosebesc prin modul de transfer al energiei termice.

Primul tip este format din sisteme geotermale de origine convectivă, caracterizate prin temperatura ridicată a apei evacuate la suprafața zilei. Acestea sunt zonele vulcanilor moderni sau recent stinși, unde nu numai apa fierbinte, ci și amestecul vapori-apă cu temperaturi de până la 200 °C și mai mult ies la suprafață. În prezent, toate centralele geotermale funcționează în zone de vulcanism modern.

Depozitele de tip convecție includ și manifestările hidrotermale din așa-numitele zone de rift, caracterizate printr-un regim tectonic activ și gradienți geotermali moderat crescuți — 45-70 °C/km. (Zonele de rift și termoanomaliile asociate se întind, de regulă, pe distanțe mari. De exemplu, bazinul de apă termală din nordul Mexicului se întinde pe 1 500 km, din nord-estul Mexicului până în Florida. Unul dintre puțurile de aici, de la o adâncime de 5859 m, dă un amestec vapori-apă cu o temperatură de 273°C, iar acest fluid iese la presiune ridicată).

Al doilea tip de câmpuri geotermale este format prin încălzirea conductivă predominantă a apelor subterane concentrate în jgheaburile de adâncime ale platformelor și jgheaburilor de podiș. Acestea sunt situate în zone nevolcanice și sunt caracterizate de un gradient geotermal normal de 30-33 °C/km.

Forajele pentru petrol și gaze, și parțial pentru apă, au descoperit sute de bazine subterane arteziene de apă termală care acoperă câteva milioane de kilometri pătrați. De regulă, bazinele arteziene situate în zonele plane și de podiș conțin apă cu o temperatură de 100-150° C la o adâncime de 3-4 kilometri.

Nu este exagerat să spunem că orice jgheab de podiș cartografiat care s-a format în timpul orizontului alpin conține un bazin de apă termală. Astfel sunt bazinele arteziene din jgheaburile de la poalele munților Pirinei, Alpi, Carpați, Crimeea, Caucaz, Kopet Dag, Tien Shan, Pamir și Himalaya. Apele termale din aceste bazine prezintă o varietate unică de tipuri chimice, de la cele dulci (potabile) la cele sărate, utilizate ca materii prime minerale pentru extracția elementelor valoroase. Mai mult de jumătate din toate apele minerale (terapeutice) cunoscute ies sub formă de izvoare sau fântâni în zonele de podiș alpin și în depresiunile intermontane. Experiența arată că apele termale din astfel de bazine mici sunt cele mai promițătoare pentru utilizarea complexă în scopuri practice.

Estimările rezervelor de apă termală se bazează pe datele disponibile privind volumele de apă gravitațională conținute în rezervoare, volumele acviferelor în sine și proprietățile de rezervor ale rocilor subiacente. Rezervele de apă termală reprezintă cantitatea totală de apă termală identificată situată în porii și fracturile acviferelor, având o temperatură de 40-200° C, o mineralizare de până la 35 g/l și o adâncime de apariție de până la 3 500 m de la suprafața zilei.

Odată cu dezvoltarea forajului la adâncimi de 10-15 kilometri, se deschid perspective promițătoare pentru descoperirea unor surse de căldură la temperaturi ridicate. La astfel de adâncimi, în unele zone ale țării (cu excepția zonelor vulcanice), temperatura apei poate atinge 350° C și mai mult.

Zonele în care subsolul cristalin iese la suprafață (scuturile baltic, ucrainean, Anabar) și structurile muntoase înalte (Ural, Caucaz, Carpați etc.) nu au absolut nicio rezervă de apă termală. În zonele de scufundare a subsolului, adică odată cu creșterea grosimii învelișului sedimentar, există o oarecare „încălzire” în subsuprafață, până la 35-40 °C pe platforme și până la 100-120 °C în depresiunile de podiș adânci.

Zona vulcanică Kuril-Kamchatka este, fără îndoială, una dintre regiunile cu cea mai caldă suprafață subterană. Aici, încălzirea rocilor și a apei conținute în acestea depinde nu numai de adâncimea de apariție a acestora, ci într-o mai mare măsură de apropierea de centrele vulcanice și de falii din scoarța terestră.

Astfel, temperatura rocilor și, în consecință, a apelor, depinde de adâncimea de apariție și de zona caracterizată printr-o activitate geotermală mai mare sau mai mică.

Proprietățile fizice și chimice ale apelor subterane

Proprietățile fizice ale apelor subterane

Ca toate lichidele, apa are proprietăți speciale:

• apa își modifică puțin volumul în funcție de schimbările de presiune și temperatură și, din acest punct de vedere, este similară cu un solid și diferă de un gaz, care își modifică foarte mult volumul;
• apa are fluiditate, adică nu are o formă proprie și ia forma vasului în care se află, iar din acest punct de vedere este diferită de un solid și similară unui gaz.

Multe proprietăți fizice ale apei sunt anormale și nu se regăsesc în alte substanțe. Atunci când se topește, apa nu se extinde ca aproape toate celelalte substanțe, ci se comprimă. Densitatea apei crește pe măsură ce temperatura crește de la 0 la 4 ◦ C și numai la temperaturi mai ridicate începe să scadă. În comparație cu alte substanțe, apa are o capacitate termică specifică, o căldură specifică de topire și o căldură specifică de fierbere neobișnuit de mari.

Proprietățile fizice ale apelor subterane sunt influențate de sărurile și gazele dizolvate în acestea, precum și de efectele presiunilor și temperaturilor ridicate din condițiile de zăcământ.

Temperatura și presiunea apelor subterane depind de adâncimea de apariție. Atât temperatura, cât și presiunea cresc odată cu creșterea adâncimii. La 374 ◦C (temperatura critică), diferențele dintre proprietățile fizice ale lichidului și ale vaporilor dispar. Apa la temperaturi de peste 374 ◦ C se află în stare supercritică. Temperatura critică a soluțiilor apoase mineralizate este chiar mai mare și poate ajunge la 400-425 ◦ C.

Măsurarea presiunii prin înălțimea coloanei de apă este foarte convenabilă și este adesea utilizată în practică. O presiune de 1 kgf/cm 2 (atmosferă tehnică) corespunde unei coloane de apă dulce înaltă de 10 metri. Astfel, presiunea hidrostatică a apelor subterane crește cu 1 ata pentru fiecare 10 metri de adâncime. Următoarele relații există între unitățile de măsură a presiunii în diferite sisteme:

1 at = 1 kgf/cm 2 = 10 m coloană de apă = 0,981 bar = 0,0981 MPa = 0,981 — 10 5 Pa.

Presiunea hidrostatică este determinată prin formula:

unde P — presiunea hidrostatică, Pa; ρ — densitatea apei, kg/m 3 ; g — accelerația căderii libere, m/s 2 ; H — înălțimea coloanei de apă, m.

Presiunea din subsol este subdivizată în presiune în rocă și presiune în formațiune. Presiunea montană sau geostatică este cauzată de forța de gravitație a straturilor de rocă supraiacente. Valoarea presiunii de rocă Rg este determinată de o formulă similară formulei (η_geot = Q_fact.an./ Q_{max. an.}), și are următoarea formă:

Dacă presiunea se măsoară în megapascali (MPa), atunci c = 102.000, dacă în kgf/cm 2 , atunci c = 10.000.

Presiunea de formare (P_пл) este presiunea fluidului care saturează roca și este apropiată în origine de presiunea hidrostatică:

Pentru zăcămintele adânci din bazinele platformelor, h este egal cu aproximativ adâncimea zăcământului de la suprafață.

La o temperatură de 4 ◦ C, apa are o densitate maximă de 1000 kg/m 3 . La 100 ◦ C densitatea sa este de 958,4 kg/m 3 , iar la 300 ◦ C densitatea sa este de 712,5 kg/m 3 . Datorită densității reduse, există o mișcare convectivă ascendentă a apei subterane încălzite în subsol.

Densitatea apelor subterane depinde, de asemenea, de compoziția chimică și de concentrația de săruri dizolvate. În timp ce apa subterană proaspătă are o densitate apropiată de 1000 kg/m 3 , densitatea saramurilor concentrate atinge 1200 kg/m 3 și mai mult.

Compresibilitatea lichidului la schimbarea presiunii externe este caracterizată de coeficientul de compresibilitate (elasticitate). Acesta este egal cu raportul dintre modificarea volumului lichidului atunci când presiunea se modifică cu o unitate și volumul său inițial. Se presupune că apa este practic incompresibilă. Coeficientul de compresibilitate pentru apa pură este de 5 — 1 0-5 1/at. Cu toate acestea, proprietățile elastice ale apei joacă un rol crucial în hidrodinamica subterană; forțele elastice creează înălțimea apei subterane.

Unitatea de măsură a coeficientului de compresibilitate în sistemul internațional (SI) este 1/Pa = m 2 /N.

Dilatarea termică a lichidelor este caracterizată de coeficientul de dilatare termică. Acesta este egal cu raportul dintre variația de volum a unui lichid atunci când temperatura se modifică cu 1 ◦ C și volumul inițial. Unitatea de măsură a coeficientului de dilatare termică este 1/ ◦ C.

Temperatura și presiunea acționează asupra densității apei în direcții opuse.

Vâscozitatea este proprietatea unui fluid de a rezista forțelor de forfecare. Vâscozitatea se manifestă numai atunci când lichidul este în mișcare, ca frecare internă sau rezistență la alunecarea straturilor de lichid unul împotriva celuilalt sub acțiunea forțelor externe. Vâscozitatea este caracterizată de coeficientul de vâscozitate absolută. Inversul coeficientului de vâscozitate absolută se numește fluiditate. În sistemul internațional, vâscozitatea absolută se măsoară în Pa — s. De asemenea, se utilizează vâscozitatea cinematică γ, care este egală cu coeficientul vâscozității absolute μ împărțit la densitatea ρ (γ = μ/ρ). În sistemul SI, vâscozitatea cinematică se măsoară în m 2 /s.

Vâscozitatea apelor naturale crește odată cu creșterea salinității, dar influența principală este temperatura. O creștere a temperaturii duce la o scădere semnificativă a vâscozității apelor subterane, ceea ce facilitează foarte mult filtrarea acestora prin cei mai mici pori.

Temperatura și presiunea determină în ce stare (solidă, lichidă sau gazoasă) se află apa în subsol. În cea mai mare parte a scoarței terestre, apa este în stare lichidă. Fierberea apei subterane în orizonturi adânci cu temperaturi de peste 100 ◦ C nu are loc, deoarece odată cu creșterea adâncimii presiunea crește și, în consecință, punctul de fierbere al apei crește. De exemplu, la o presiune de 10 atm, apa fierbe la o temperatură de 179 ◦ C. Această presiune a apelor subterane este observată la o adâncime de 100 de metri, unde temperatura este mult sub punctul de fierbere.

Compoziția chimică a apei subterane

Apa este foarte solubilă. Pe parcursul deplasării sale, apa subterană intră în contact cu o varietate de roci și, în interacțiunea cu acestea, se îmbogățește cu mulți compuși chimici. Compoziția chimică a apei este de obicei înțeleasă ca fiind compoziția substanțelor dizolvate în apă. Mai mult de 60 de elemente chimice se găsesc în apele subterane sub formă de ioni, molecule nedisociate de diferite săruri, coloizi de origine minerală și organică și gaze.

Principalii în apele naturale sunt șase ioni, care includ trei anioni — clor Cl — , sulfat SO ₂— și hidrogen carbonat HCO — ₃ , și trei cationi — sodiu Na + , calciu Ca 2+ și magneziu Mg 2+ . Combinația ionilor predominanți în soluție caracterizează compoziția chimică a apelor subterane (hidrocarbonat-calciu, clorură-sodiu etc.).

Conținutul total de ioni, săruri și coloizi dizolvați în apă se numește salinitatea apei. Aceasta este de obicei exprimată în grame pe litru de soluție (g/l). Mineralizarea apelor naturale variază într-un interval foarte larg. Există mai multe clasificări ale apelor naturale în funcție de gradul de mineralizare. Conform clasificării lui V. I. Vernadsky. I. Vernadsky există ape dulci (mineralizare până la 1 g/l), foarte puțin saline (1-10 g/l), puțin saline (10-35 g/l), saline (35-50 g/l), saramuri (peste 50 g/l). Ulterior, alți cercetători (I.K. Zaitsev, M.G. Valyashko, N.I. Tolstikhin etc.) au propus să se numească saramuri soluțiile naturale cu o salinitate de 35 g/l, justificând acest lucru prin limita superioară a salinității apei oceanice. Sunt cunoscute saramuri cu un conținut de sare de până la 700 g/l.

Atunci când se dezvoltă sisteme tehnologice care utilizează ape termale, următoarea clasificare este mai convenabilă:

• ape termale cu mineralizare scăzută (până la 10 g/l), care pot fi utilizate fără tratarea prealabilă a apei;
• ape termale cu mineralizare medie (10-35 g/l), care necesită o tratare prealabilă și pot fi utilizate numai în sisteme cu circuit dublu;
• ape termale cu mineralizare ridicată (35-200 g/l și mai mult), care pot fi utilizate numai în sistemele cu dublu circuit.

Există anumite corelații între mineralizarea apelor subterane și compoziția lor chimică. Apele dulci sunt predominant de tip hidrocarbonat. Sărurile clorurate sunt bine solubile, astfel încât conținutul de cloruri în apele subterane crește de obicei simultan cu mineralizarea acestora. Ionii de clorură și sodiu predomină adesea în saramurile de concentrație medie (până la 150 g/l), în timp ce ionii de clorură, calciu și magneziu predomină adesea în saramurile puternice.

Dintre proprietățile chimice generale ale apei, reacția mediului și duritatea sunt deosebit de importante.

Reacția mediului, adică proprietățile alcaline-acide ale apei, este determinată de concentrația de ioni de hidrogen H+, care depinde de conținutul de dioxid de carbon și de sărurile hidrolizabile ale metalelor grele din apă. În apa pură, care are o reacție neutră, ionii de hidrogen apar datorită disocierii moleculelor de apă în sine, iar concentrația lor este aceeași cu concentrația ionilor hidroxil OH — și este egală cu 1 0-7 g — ion/l. Deoarece această valoare este foarte mică, se obișnuiește să se exprime concentrația de ioni de hidrogen numai prin exponentul de grad, luat cu semnul opus, și notat cu pH. Dacă mediul are o reacție neutră, pH-ul său = 7. Într-un mediu acid, pH-ul este mai mic de 7, iar într-un mediu alcalin este mai mare de 7.

Duritatea apei este determinată de conținutul de ioni de calciu și magneziu din apă și este exprimată în mg-eq/l. Se face o distincție între duritatea totală, carbonată și necarbonată. Duritatea totală a apei este determinată de conținutul total de calciu și magneziu din apă. Duritatea carbonată este determinată de prezența bicarbonaților de calciu și magneziu în apă, în timp ce duritatea necarbonată este determinată de prezența sărurilor acide puternice de calciu și magneziu.

În funcție de duritatea totală (Jo, mg-eq/l) apele se împart în: foarte moi (Jo ≤ 1,2); moi (1,2, mg-eq/l). < Жо ≤ 2,8); средние (2,8 < Жо ≤ 5,7); жесткие (5,7 < Жо ≤ 11,7); очень жесткие (Жо >11,7).

Apele cu duritate ridicată a carbonatului produc depuneri de calcar în conducte și schimbătoare de căldură ale centralelor electrice.

Formarea compoziției chimice a apelor subterane

Următoarele grupuri de factori influențează formarea compoziției chimice a apelor subterane:

• compoziția apei inițiale din bazinul de sedimentare
• gradul de spălare a rocilor de către apa de infiltrație;
• natura și intensitatea proceselor de interacțiune apă-rocă (levigarea rocilor, reacții redox, reacții de schimb cationic etc.)
• intensitatea amestecului și a deplasării reciproce a apelor de origine și compoziție diferite, precum și o serie de alte procese.

Formarea apelor subterane are loc din momentul îngropării lor în coloana sedimentară sau al pătrunderii în rocă. Mineralizarea și compoziția chimică a apei se modifică succesiv cu adâncimea. Zonalitatea hidrochimică a apelor subterane este strâns legată de zonalitatea hidrodinamică, care este înțeleasă ca o schimbare a condițiilor de schimb de apă și a gradului de mobilitate a apelor subterane cu adâncimea.

Intensitatea schimbului de apă în scoarța terestră încetinește cu adâncimea. În hidrogeologie, se disting trei zone hidrodinamice ale apelor subterane: schimbul activ de apă, circulația împiedicată și regimul stagnant.

Odată cu creșterea adâncimii și cu încetinirea schimbului de apă, mineralizarea apelor subterane crește. Simultan cu creșterea mineralizării totale a apelor subterane, compoziția chimică a acestora se modifică de-a lungul secțiunii. Apele dulci au cel mai adesea o compoziție hidrocarbonat-calciu; apele salmastre au o compoziție diversă, iar apele saline și saramurile sunt de obicei ape cu o compoziție de clorură de sodiu, cu un conținut de calciu și magneziu în creștere pe măsură ce crește salinitatea. În zona superioară a schimbului activ de apă (până la adâncimea de 500 m, iar în unele bazine arteziene acesta este practic absent) circulă apele de infiltrație. Odată cu adâncimea, se constată o creștere treptată a salinității în zona superioară, reflectând condiții din ce în ce mai dificile de schimb de apă și o influență mai redusă a infiltrațiilor.

Formarea apelor dulci și ușor mineralizate este favorizată de prezența structurilor deschise în care acviferele au ieșiri la suprafață în zonele de alimentare și de evacuare, de grosimea și permeabilitatea ridicată a rocilor acvifere și de mișcările tectonice ascendente. Formarea apelor sărate și saline este favorizată de structurile închise, în care legătura acviferelor cu suprafața este semnificativ împiedicată, permeabilitatea acviferelor este scăzută, există depozite saline și mișcări tectonice descendente. Odată cu mișcările tectonice ascendente, schimbul de apă prin infiltrare crește, acviferele sunt eliberate de apele mineralizate de origine marină. Când straturile sunt scufundate, dimpotrivă, apa marină este îngropată și apa este stoarsă din argile, ceea ce împiedică schimbul de apă prin infiltrație.

În bazinele arteziene are loc o modificare a compoziției apelor subterane și o creștere a salinității acestora din zonele de alimentare în zonele de evacuare. Această tendință se datorează faptului că, pe măsură ce apa se deplasează, ea se îmbogățește cu săruri. Mineralizarea apelor subterane crește cel mai brusc cu adâncimea în zonele în care sunt prezente depozite saline în secțiune. În astfel de zone se găsesc saramuri concentrate.

Temperatura și presiunea au o influență semnificativă asupra condițiilor de schimb de apă din orizonturile adânci și asupra proceselor fizice și chimice de interacțiune dintre apă și roci. La temperaturi ridicate, vâscozitatea apei scade, iar permeabilitatea rocilor crește, ceea ce facilitează schimbul de apă. Condițiile de schimb de apă depind, de asemenea, de mărimea și natura presiunii care acționează asupra apelor subterane și de gradienții de presiune.

Solubilitatea unor minerale crește brusc odată cu creșterea temperaturii. Creșterea temperaturii afectează, de asemenea, sorbția, difuzia și alte procese care au loc în timpul interacțiunii apei cu roca.

Forme de exprimare a compoziției chimice a apei

Compoziția chimică a apei este determinată prin metode de chimie analitică în laboratoare speciale. Conținutul de ioni se exprimă în forme masice, echivalente și procentual-echivalente.

Cea mai frecvent utilizată este forma de masă, în care conținutul fiecărui ion este exprimat în miligrame (uneori grame) în 100 de grame sau 1 litru de soluție.

Pentru a determina forma echivalentă a conținutului unui anumit ion, cantitatea sa exprimată în miligrame sau grame trebuie împărțită la echivalentul său. Echivalentul unui ion este cuantumul masei ionului împărțit la valența ionului.

În forma echivalentă, suma anionilor este întotdeauna egală cu suma cationilor.

Forma echivalent per cent este derivată din forma echivalent. Aceasta arată proporția relativă a unui ion față de suma totală a tuturor ionilor. Suma totală a tuturor ionilor luați în forma echivalentă este egală cu 100 %. Conținutul fiecărui ion este exprimat ca procent din suma tuturor ionilor.

Pentru a vizualiza compoziția apei, se utilizează, de asemenea, formula lui M.G. Kurlov, care este o fracție, în care la numărător se află conținutul de anioni, iar la numitor — conținutul de cationi în echivalent procentual, iar suma lor este de 200 %. Ionii sunt înregistrați în ordine descrescătoare. Înainte de linie se notează principalele componente ale compoziției și mineralizării gazului în grame pe litru. După linie se notează temperatura apei. Iată un exemplu:

Formula de mai sus arată că principala componentă a gazului este metanul, mineralizarea apei este de 56 g/litru, temperatura apei este de 65 ◦C, dintre anioni în 78% eq. ion clor și 22% eq. ion sulfat, iar dintre cationi 48, 38 și 14% eq. sodiu, calciu și respectiv magneziu.

Conform acestei formule, este ușor să se clasifice și să se sistematizeze analizele compoziției chimice a apelor naturale.

Clasificarea apelor în funcție de compoziția chimică

Există câteva zeci de clasificări ale apelor subterane în funcție de compoziția ionică, însă puține dintre acestea au devenit foarte răspândite. Majoritatea clasificărilor utilizează o formă echivalentă procentuală de exprimare a compoziției apei. În toate clasificările, autorii consideră că importanța taxonomică a anionilor este mai mare decât cea a cationilor. Ca urmare, apele sunt împărțite în trei clase principale: hidrocarbonat, sulfat și clorură.

În clasificarea lui N. I. Tolstikhin, în cadrul claselor sunt alocate subclase în funcție de cationul predominant — calciu, magneziu și sodiu.

Potrivit lui O. A. Alekin, aceste clase sunt de asemenea împărțite în funcție de cationii predominanți în trei grupe: calciu, magneziu și sodiu. În cadrul grupelor se stabilesc patru tipuri de ape în funcție de raportul dintre ioni:

• apele din primul tip sunt caracterizate de raportul HCO — ₃ > Ca 2+ + Mg 2+ , ele sunt de obicei asociate cu rocile ignoase;
• apele de tipul al doilea sunt caracterizate de raportul HCO — ₃< Ca 2+ + Mg 2+ < HCO − ₃ + SO 2- ₄ și sunt asociate cu rocile sedimentare și cu produsele lor de alterare (ape de suprafață și subterane);
• apele de tipul al treilea sunt caracterizate de raportul Cl — > Na + sau HCO — ₃ + SO 2- ₄< Ca 2+ + Mg 2+ , к этому типу относятся воды морей и сильно минерализованные подземные воды;
• în apele de al patrulea tip HCO — ₃ = 0, adică aceste ape sunt acide și, prin urmare, fac parte numai din clasele sulfaților și clorurilor.

În clasificarea sa, V. A. Sulin a împărțit apele în 4 tipuri în funcție de raporturile caracteristice ale ionilor principali: sulfat-sodiu, hidrocarbonat-sodiu, clor-magneziu și clor-calciu. Tipurile de apă sunt în continuare împărțite în grupuri și subgrupuri în funcție de anionul și cationul predominant.

Clasificarea apelor termale în funcție de compoziția gazelor

Dintre gazele care însoțesc apele subterane, cele mai răspândite sunt azotul N₂, dioxid de carbon CO₂ , hidrogen sulfurat H₂S, metanul CH₄hidrocarburi grele (etan C2H6, propan C₃H₈butan C₄H₁₀ etc.). Argonul Ar, heliul He și alte câteva gaze se găsesc în cantități mici.

Solubilitatea gazelor în apă depinde de presiune, temperatură, compoziția chimică a apei și a gazului. Solubilitatea gazelor crește odată cu creșterea presiunii și scade odată cu creșterea temperaturii. Solubilitatea gazelor în apele subterane crește odată cu adâncimea, deoarece o creștere a presiunii are un efect mai mare decât o creștere a temperaturii.

Apele subterane aflate la adâncimi mari conțin adesea cantități semnificative de gaze în stare dizolvată, până la 10 m 3 în 1 m 3 de apă. Se estimează că cantitatea totală de hidrocarburi și alte gaze dizolvate în apele subterane este cu două ordine de mărime mai mare decât cea din zăcămintele de gaz și petrol și gaze. Compoziția gazoasă și ionică a apelor subterane sunt strâns legate. Pe măsură ce concentrația de săruri dizolvate în apă crește, solubilitatea gazelor scade. La rândul său, prezența gazelor dizolvate în apă afectează trecerea unor săruri în soluție, iar degazarea apei poate duce la precipitarea parțială a sărurilor.

Trebuie remarcat faptul că apele subterane conțin, de asemenea, materie organică peste tot. Cantitatea totală de carbon organic din apele subterane este de zeci și sute de miligrame în 1 litru. În acestea se constată prezența hidrocarburilor, acizilor organici, fenolilor și a altor compuși. Substanțele organice intră în apele subterane ca urmare a proceselor biochimice, a levigării din roci și a interacțiunii cu depozitele de petrol.

În funcție de compoziția gazelor, precum și de condițiile geologice, geochimice și de temperatură de formare, se disting cinci tipuri genetice principale de ape subterane termale: hidrogen sulfurat-acid carbonic (fumarole), acid carbonic, azot-acid carbonic, azot (alcalin) și metan.

Apele geotermale hidrogen sulfurat-acid carbonic se formează în zona de impact direct a centrelor de activitate vulcanică modernă și sunt răspândite în Kamchatka și Insulele Kuril. Acestea sunt subdivizate în terme de origine profundă, saturate cu gaze la temperaturi înalte, și terme de origine superficială, care apar în straturile superioare ale rocilor vulcanogene. Mineralizarea termelor de hidrogen sulfurat-acid carbonic este de obicei mică (3-5 g/l), dar uneori atinge 20 g/l și mai mult. Anionii predominanți sunt clorurile și sulfații. Temperatura apelor variază de la 40 la 100 ◦ C.

Apele geotermale cu dioxid de carbon sunt legate genetic de stratele sedimentare străpunse de roci ignoase tinere. Dioxidul de carbon care saturează apele subterane din zona sursă magmatică se formează atunci când se aplică temperaturi ridicate rocilor din jur. Compoziția chimică este complexă și variată. Conținutul de acid silicic ajunge până la 200 mg/l, iar mineralizarea totală de la 2 la 40 g/l. Apele cu acid carbonic sunt răspândite în estul Kamchatka, Pamirs și zona apelor minerale caucaziene (Pyatigorsk, Zheleznovodsk, Essentuki).

Apele geotermale cu dioxid de azot-carbon (vapori-hidroterme) sunt ape puternic supraîncălzite a căror temperatură atinge 200-300 ◦ C la adâncimi relativ mici. La suprafață, apa apare sub formă de jeturi de apă vaporoasă (gheizere) sau izvoare clocotitoare. Atunci când astfel de ape sunt deschise prin puțuri, se formează, de asemenea, fântâni de vapori-apă. Formarea termelor de dioxid de carbon și azot are loc în condițiile de reducere a temperaturilor ridicate din imediata vecinătate a vulcanilor activi. Astfel de ape sunt limitate la rocile sedimentare vulcanice sau vulcanogene. Acestea se găsesc în Kamchatka (Valea gheizerelor, izvoarele Pauzhet), Noua Zeelandă, Italia și Islanda. Termele cu acid azotic-carbonic se caracterizează printr-o mineralizare scăzută (2-5 g/l) și o compoziție de clorură de sodiu. O caracteristică distinctivă a acestor ape este conținutul ridicat de acid silicic (300-600 mg/l).

Apele geotermale azotate (alcaline) sunt atât de origine atmosferică, cât și din adâncurile mării. Acestea sunt răspândite în zonele de falduri și platforme muntoase. Apa de origine atmosferică se caracterizează printr-o mineralizare redusă (mai puțin de 1,5 g/l), o compoziție hidrocarbonat-sodică și sulfat-sodică și un conținut ridicat de acid silicic (până la 200 mg/l). Compoziția chimică a acestor ape se formează ca urmare a levigării rocilor de către apele de infiltrație. Apa de origine marină se caracterizează printr-o mineralizare ridicată (până la 40 g/l), o compoziție de clorură de sodiu și prezența unor microcomponente caracteristice — brom și iod.

Apele geotermale metanice sunt răspândite în bazinele arteziene cu petrol și gaze ale platformelor rusești și siberiene, în câmpiile vest-siberiene, în Caucazul de Nord și în alte zone. Aceste ape sunt limitate la depozitele sedimentare din părțile adânci ale bazinelor arteziene. Mineralizarea apei variază de la câteva grame la 400-500 g/l. Apele slab mineralizate au o compoziție hidrocarbonată-sodică, iar apele puternic mineralizate și saramurile au o compoziție clorurată-sodică.

Saturația de gaze (G, mg/l) a apelor termale este caracterizată ca fiind slabă (G ≤ 100), medie (100-1000) < Г ≤ 1000), высокая (Г >1000).

Resursele de apă termală în zonele promițătoare ale Rusiei

În funcție de natura distribuției și de condițiile de apariție a apelor termale, se disting trei tipuri de sisteme de susținere a apei: sisteme de rezervoare în zonele de platformă, sisteme de rezervoare în jgheaburile marginale și jgheaburile intermontane și sisteme de fracturi și vene.

Sistemele de tip formațiune se formează în zonele de platformă, în jgheaburile intermontane și în jgheaburile marginale, cu un câmp termic relativ calm și o creștere treptată a temperaturii și a mineralizării apei cu adâncimea.

Sistemele acvifere de tip fractură-venă sunt limitate la regiunile pliate și, spre deosebire de sistemele rezervor, apele termale circulă printr-un sistem complex de fracturi tectonice.

Principalele resurse de apă termală sunt concentrate în trei regiuni majore ale Rusiei — Siberia de Vest, pre-caucaziană și în zona de dezvoltare a vulcanismului modern (Kamchatka și Insulele Kuril).

Bazinul artezian pre-caucazian

Din punct de vedere hidrogeologic, zona precaucaziană este un sistem complex de apă-rezervor care cuprinde o serie de bazine arteziene interconectate: bazinele Azov-Kuban, Tersko-Kumsky, Tersko-Sunzhensky și Daghestan de Est. Teritoriile Krasnodar și Stavropol, Adygeya, Daghestan, Cecenia, Ingushetia, Kabardino-Balkaria, Osetia de Nord și Republica Karachay-Cherkess sunt reprezentate administrativ în acest teritoriu.

Ca urmare a studiilor hidrogeologice și geotermale efectuate de VSEGINGEO, Institutul de Probleme Geotermale al DNC RAS, Departamentul Geologic Teritorial al Caucazului de Nord și alte organizații, această regiune a fost studiată în detaliu în comparație cu alte regiuni.

În cea mai mare parte a bazinului se disting trei stadii hidrogeoterme izolate între ele prin straturi groase etanșe de argile sarmațiene și maikop: Pliocen, Miocen și Mesozoic.

În etajul pliocen, cele mai abundente în apă și studiate în detaliu sunt acviferele din etajele Baku și Apsheron. În funcție de adâncimea de apariție (300-700 m) a acviferelor, temperatura apei variază de la 25 la 60 ◦ C, iar mineralizarea variază între 0,5-1,5 g/l în marea majoritate a zonei. Puțurile care penetrează acviferele produc ape de sine stătătoare cu înălțimi piezometrice de la 10 la 35 m și mai mult deasupra suprafeței solului. Apele din stadiul hidrogeotermal pliocen se formează datorită infiltrării precipitațiilor atmosferice, apelor de suprafață și condensării umidității atmosferice în zonele de alimentare ale bazinului artezian. Resursele de apă subterană exploatabile prognozate pentru această parte a secțiunii bazinului sunt de 16,7 milioane m 3 /zi, din care peste 1,5 milioane m 3 /zi sunt ape cu o temperatură medie de 40 ◦ C .

Etajul hidrogeotermal din Miocenul mijlociu, suprapus peste straturile argiloase sarmațiene, este reprezentat de sedimentele slab cimentate, foarte poroase, purtătoare de apă, din orizonturile Karagan și Chokrak. Grosimea totală a etajului scade de la 2300-2400 în fâșia piemontană la 600-1000 m în partea de nord a jgheabului. Adâncimea acoperișului în aceeași direcție crește de la 600 în zona de podiș la 3500-4000 m în partea axială a jgheabului Tersko-Caspian. Rezervoarele cu o grosime totală de 200-700 m conțin un sistem puternic de apă termală cu mineralizare de la 3-5 la 10-35 g/l, temperatură de la 60-70 la 120-130 ◦ C și debite de sondă de la 500 la 5000 m 3 /zi la suprapresiuni de la 0,3 la 1,5 MPa. Resursele exploatabile potențiale totale ale etapei miocene se ridică la 1 milion m 3 /zi.

Apa de suprafață infiltrată și apa din sedimentele mezozoice în timpul migrării lor de-a lungul faliilor tectonice participă la formarea resurselor etapei miocene.

Etajul hidrogeotermal mezozoic, cel mai puternic și mai răspândit, este compus dintr-o grosime de roci argilo-nisipoase și carbonatice din perioadele Cretacic, Jurasic și Triasic. Termele puternic mineralizate, cu compoziție de clorură de sodiu și calciu, cu o mineralizare de 60-210 g/l și temperaturi de formare de 130-220 ◦C și mai ridicate, sunt limitate la acesta. Factorul de gaz în aceste ape ajunge până la 5 m 3 /m 3 și mai mult. Trăsătura caracteristică a apelor de formare din etajul mezozoic este conținutul ridicat de litiu, rubidiu, cesiu, iod, brom, bor, potasiu, magneziu, stronțiu, ceea ce le transformă în materii prime hidro minerale industriale.

Grosimea etajului hidrogeotermal mezozoic variază de la 1000-1200 m în regiunea Prikum la 4000-5000 m și mai mult în depresiunea Tersko-Sulak, cu o adâncime maximă de până la 10-12 km. Resursele potențiale de ape geotermale și saramuri ale complexului mezozoic se ridică la 2,6 milioane m 3 /zi.

Geneza apelor din fundul Mesozoic este predominant sedimentar-elisională, cu o pondere semnificativă a fluidelor de adâncime ascendente care migrează subvertical din orizonturile subcrustale de-a lungul faliilor adânci din subsolul cristalin.

Rolul principal în formarea regimului termic al bazinului aparține fluxului de căldură care provine de la mari adâncimi, compoziției litologice a rocilor, caracteristicilor geologice și structurale și mișcării apelor subterane. Influența predominantă asupra regimului geotermal al bazinului este fluxul de căldură de la mare adâncime. Conductivitatea termică a rocilor are o mare importanță în distribuția căldurii care vine de la mari adâncimi. Dintre rocile care alcătuiesc secțiunea geologică a bazinului, argilele groase de Maikop au cel mai scăzut coeficient de conductivitate termică, ceea ce contribuie la conservarea căldurii. Argilele Maikop și Sarmatian acționează ca niște pături termoizolante. Atunci când complexele acvifere sunt scufundate și grosimea păturii termoizolante crește, valorile absolute ale temperaturilor cresc cu o scădere constantă a ratei de creștere a acestora. În același timp, diferența de conductivitate termică a rocilor în funcție de adâncime este oarecum atenuată și, în consecință, rolul factorului litologic în distribuția temperaturilor în orizonturile de adâncime ar trebui să scadă, iar rolul fluxului de căldură în adâncime ar trebui să crească, ceea ce rezultă din relația dintre valoarea fluxului de căldură, coeficientul de conductivitate termică și gradientul geotermal.

Factorii geologici și structurali au o anumită influență asupra situației geotermale. În centurile active tectonic s-a stabilit o diferențiere netă a fluxului de căldură. Valorile sale scăzute se observă în jgheaburile marginale și în jgheaburile intermontane și neotectonice, iar valorile ridicate — în înălțimile bolții anticlinale. Prin urmare, adâncimea suprafeței geotermale scade de obicei în părțile boltite ale anticlinalelor și crește în structurile sinclinale.

Figura 1 prezintă o hartă schematică a adâncimii geotermei de 100 ◦ C.

Zona de cea mai mică adâncime a suprafeței geotermale de 100 ◦ C (1500-1600 m) ocupă partea inferioară a crestei Stavropol, inclusiv zonele de pe versanții estici și vestici ai acesteia. La nord și la sud de această zonă, se observă o creștere a adâncimilor suprafeței geotermale.

Există, de asemenea, o legătură între temperaturile de adâncime și relieful subteran în zona Tersko-Sunzhenskaya, unde în crestele cele mai importante temperaturile la anumite orizonturi hipsometrice sunt mai ridicate decât în depresiunile învecinate. Cele mai adânci jgheaburi se află în sudul bazinului, complexele acvifere de sedimente preneogene se ridică spre nord, iar fluxul de apă se deplasează în aceeași direcție. Mișcarea apelor subterane duce la răcirea zonelor de alimentare și la încălzirea zonelor de evacuare.

Pre-Caucazul este cea mai promițătoare regiune din Rusia pentru dezvoltarea pe scară largă a energiei geotermale. Temperaturile ridicate ale subsolului sunt bine combinate cu complexe acvifere puternice, unde există rezerve uriașe de ape termale cu potențial scăzut, mediu și ridicat.

Apele cu potențial scăzut sunt promițătoare pentru încălzire, furnizarea de apă caldă și utilizarea pentru diverse nevoi tehnologice. În aceste condiții, termodinamica tehnică se confruntă cu o sarcină dificilă privind utilizarea eficientă a căldurii din aceste ape.

Dezvoltarea apelor cu potențial mediu este legată de dezvoltarea tehnologiilor avansate ale sistemelor cu două circuite de utilizare a căldurii și de studiul proceselor hidrodinamice și termice care au loc în diferite elemente ale sistemelor în funcțiune.

Cele mai promițătoare pentru dezvoltare sunt apele sărate cu potențial ridicat, cu dezvoltarea tehnologiilor de extracție integrată a energiei termice și potențiale, a gazelor asociate și a sărurilor minerale și optimizarea diferitelor cicluri termodinamice implementate în instalațiile de utilizare.

Bazinul artezian vest-siberian

Megabazinul artezian al platformei vest-siberiene, în care se află regiunile Kurgan, Tyumen, Omsk, Novosibirsk și Kemerovo, teritoriile Krasnoyarsk și Altai și districtul național Yamalo-Nenets, este o depresiune vastă cu o suprafață de 3,5 milioane km2 , compusă din depozite sedimentare groase (până la 10 km) de vârstă jurasică până la cuaternară. Apele termale din Bazinul Siberian de Vest sunt studiate și sunt utilizate treptat, în principal în legătură cu dezvoltarea zăcămintelor de petrol și gaze.

Acoperirea sedimentară a bazinului este împărțită în două etape hidrogeologice de către rocile argiloase turoniene-ligocene răspândite la nivel regional, cu o grosime de până la 800 m. Etajul superior, compus din roci nisipoase oligocene-quaternare, este situat în zona de schimb activ de apă în cea mai mare parte a bazinului și conține apă dulce de origine infiltrativă. Etajul hidrogeologic inferior, care include roci din subsol până în Cretacic inclusiv, aparține zonei de schimb dificil de apă. Acesta este izolat în mod fiabil de influența factorilor de suprafață pe întreaga suprafață, cu excepția centurii periferice cu o lățime de 20-200 km, are o grosime de 2-6 km și conține ape cu mineralizare de obicei 10-30 g/l. În compoziția fondului se disting cinci complexe hidrogeologice: Paleozoic-Triasic, Jurasic inferior-mediu, Berriasvalanginian, Neocomian și Aptsenomanian.

Principalele rezerve de apă termală sunt conținute în complexele acvifere Apt-Cenomanian și Neocomian, care se caracterizează printr-o disponibilitate ridicată a apei și prin autovărsarea din puțuri.

Complexul acvifer neocomian cuprinde depozite argilo-nisipoase cu o grosime de până la 800 de metri. Grosimea straturilor nisipoase permeabile variază de la 5 la 40 m, porozitatea 10-22 %, permeabilitatea până la 1 — 10-12 m2. Debitul puțurilor care au penetrat acviferele variază de la 100 la 800 m 3 /zi și mai mult. Presiunea excesivă atinge 140-160 m.

Complexul acvifer Apt-Senomanian este reprezentat de sedimente nisipo-argiloase cu grosime de până la 1000 m. Porozitatea rocilor nisipoase din partea cenomaniană a secțiunii depășește adesea 25-30%, iar permeabilitatea atinge 2-10-12 m 2 . Proprietățile de filtrare ridicate și grosimea mare a rocilor purtătoare de apă asigură debite mari, ajungând până la 2-4 mii m 3 /zi la autodescărcare.

Temperatura maximă înregistrată a rocilor este de 160 ◦ C la o adâncime de 4940 m în zona Nadym. Temperatura apei subterane în stratul sedimentar inferior de la periferia bazinului este de 10-20 ◦ C. În zona centrală, temperatura acoperișului rocilor prejurasice este de 120-140 ◦ C în zona Salym, 90-115 ◦ C pe arcul Surgut și 105-125 ◦ C pe arcul Nizhnevartovsk. Arcul Krasnoleninsky este caracterizat de temperaturi ridicate de 135-140 ◦ C.

Temperatura în complexul acvifer neocomian variază de la 10-15 ◦ C la periferia bazinului la 80-90 ◦ C în bolta Krasnoleninsky. În vest, temperatura în acoperișul complexului este de 40-70 ◦ C, cu cele mai ridicate valori înregistrate în Shaimsky și în partea de sud a zonei Berezovsky (50-75 ◦ C). Salym și zonele adiacente sunt caracterizate de temperaturi de peste 80 ◦C, cu temperaturi de 55-60 ◦C în arcul Surgut și 65-73 ◦ C în arcul Nijnevartovsk.

În complexul Apt-Cenomanian, temperatura apelor subterane variază de la 0-5 la 35-45 ◦C. Cele mai reci ape sunt dezvoltate de-a lungul periferiei bazinului; temperatura lor nu depășește 20 ◦ C. În zona centrală, temperatura maximă (mai mult de 40 ◦ C) se găsește în arcul Krasnoleninsk și în zona Salym.

La nivel regional, în megabasinul vest-siberian se înregistrează o creștere a temperaturii apelor subterane de la periferie la regiunile centrale, cauzată de scufundarea complexelor acvifere.

Apele subterane din megabazinul vest-siberian se caracterizează printr-o salinitate scăzută (20 g/l în medie), un conținut semnificativ de materie organică dizolvată în apă (WDM) și gaze de hidrocarburi. Principala zonalitate hidrochimică regională constă în înlocuirea succesivă a apelor de origine infiltrativă cu mineralizare de 1-5 g/l, dezvoltate în părțile marginale ale megabasinului, cu ape cloruro-calcaroase cu mineralizare de până la 15-20 g/l pe măsură ce se deplasează spre regiunile centrale. Saturația cu gaz a apelor subterane crește de la marginile megabasinului spre partea centrală, ajungând până la 5 m 3 de gaz (în principal metan) în 1 m 3 de apă în părțile cele mai scufundate.

Apele din megabasin sunt sedimentogene, formarea lor fiind legată de acumularea sedimentelor în rezervoarele marine interioare desalinizate și de condițiile continentale.

Rezervele de căldură din complexele Neocomian și Apt-Albian în cadrul metodei de pompare a exploatării puțurilor sunt echivalente cu 27 milioane tec/an.

Sistemele Kamchatka și Kuril de vulcanism modern

Dintre sistemele de ape fracturate, sistemele Kamchatka și Kuril ale vulcanismului modern sunt printre cele mai promițătoare pentru dezvoltarea apelor termale și a hidrotermelor de vapori (tabelul 1).

În Kamchatka, toate zonele promițătoare de distribuție a apelor termale și a hidrotermelor de vapori sunt limitate la structurile pliurilor montane sau la zonele vulcanice. Mineralizarea apelor termale este scăzută și rareori depășește 3 g/l, în timp ce mineralizarea vaporilor-hidroterme ajunge la 5 g/l. Toate zăcămintele de ape termale și de hidroterme de vapori aparțin tipului fractură-vezură. Rezervele totale de agent termic de mare potențial cu temperatura de peste 100 ◦ C, reprezentat de abur sau amestec abur-apă, corespund capacității electrice prognozate a GeoPP de până la 1000 MW, iar rezervele prognozate de ape termale cu temperatura de până la 100 ◦ C în marile apariții termice se ridică la 814,6 mii m 3 /zi cu rezerve de căldură de 16 milioane Gcal/an.

Conform datelor Institutului de Vulcanologie al Filialei Extremul Orient al Academiei Ruse de Științe, resursele geotermale deja identificate permit aprovizionarea completă a Kamchatka cu energie electrică și termică pentru mai mult de 100 de ani.

În plus față de zăcământul Mutnovskoye de temperatură ridicată din sudul Kamchatka, există rezerve semnificative cunoscute de resurse geotermale în zăcămintele Koshelevskoye, Bolshe-Bannoye și Kireunskoye din nordul Kamchatka. În total, aceste câmpuri pot produce aproximativ 2000 MW_(э) (e) de energie electrică, iar rezervele de căldură ale apelor geotermale din Kamchatka sunt estimate la 5000 MW (t)_(т).

Chukotka are, de asemenea, rezerve semnificative de căldură geotermală la granița cu regiunea Kamchatka. Rezervele de căldură ale Pământului deja descoperite aici pot fi acum utilizate în mod activ pentru a furniza energie orașelor și satelor învecinate.

În zona insulelor Kuril au fost identificate zeci de aflorimente de izvoare termale naturale, iar pe insulele Kunashir, Iturup și Paramushir au fost forate mai multe puțuri. Rezervele prognozate de energie geotermală pentru construcția de centrale geotermale corespund unei capacități electrice de până la 80 MW, iar rezervele de ape termale cu o temperatură de până la 100 ◦ C în zonele mari și de perspectivă pentru dezvoltare sunt mai mari de 65 mii m 3 /zi, cu rezerve de căldură conținute în acestea de 950 mii Gcal/an. Rezervele de căldură geotermală identificate sunt suficiente pentru alimentarea cu energie termică și electrică a insulelor timp de 100-200 de ani.