Бурение грунтовых зондов, установка энергетических колодцев

Основным понятием, непосредственно характеризующим тепловое состояние земного шара, является геотермический градиент. Пред­ставление о нем можно получить следующим образом.

Внутри однородной шаровой стенки температура изменяется по закону гиаерболы [771:

где — температура па внутренней поверхности шаровой стенки, соответствующая радиусу t2 — температура на впешпей поверх­ности шаровой стенки, соответствующей радиусу гг; tx — темпера­тура внутри шаровой стенки на расстоянии гх от центра шара.

Температура уменьшается от центра шара к поверхности, т. е.

Градиент температуры будет равеп

*i=*LlSO.. (IV.2)

drx гг — гх г% ‘ ‘

Если в грубом приближении Землю рассматривать как шар, то в пределах 10—15 км отношение радиусов в выражении (IV.2) можпо принять равным единице и градиент температур выразить следующим образом:

Одпако, полагая, что в скважине существует установившийся теплообмен, и не учитывая тепло, образовавшееся в результате рас­пада радиоактивных элементов, можно показать, что распределение температуры в породах будет зависеть только от глубины (т. е. от величины Z), так как при такнх допущениях интегрирование основ-
пого уравнения теплопроводности (1.3а) п конечном счете приводит к зависимости, аналогичной (IV.3):

= /’= const. (IV. 4)

Из уравнения (IV.4) следует, что постоянная Г является напря­жением теплового поля Земли, величина которого в рассматриваемом случае численно равна геотермическому градиенту, следовательно,

r=ge = j-, (IV.5)

где Г — геотермический градиент в °С/ж; q — плотность теплового потока в ккал/м2 • г; е — удельное тепловое сопротивление пород

в м • ч • °С 1ккал Я — удельная теплопроводность среды в

ккал/м • ч • 0С.

Для практических расчетов обычно пользуются более простым выражением

Лоо = 100-^1100° САН (IV.6)

из которого геотермический градиент представляется как измене­ние температур и £х, замеренных на глубинах Лг и Аг, отнесенных к интервалу 100 м.

Величина, обратная геотермическому градиенту, называется геотермической ступенью и обычно обозначается через G.

Интегрирование уравнения (IV.4) по Z приводит к известной зависимости для онределеппя пластовой температуры:

1г = 1о+Г<>2’ (IV.7)

где <z — пластовая температура в точке, расположенной на глубине Z; tо — постоянная интегрирования, принятая равной средней тем­пературе нейтрального слоя (/0 я» 14,5° С).

Как показали многочисленные промысловые наблюдения, гео­термический градиент зависит от глубипы, поэтому зависимость (IV.7) в большинстве случаев дает значительную ошибку при расчете пластовых температур.

Проанализировав зависимость (IV.7), Н. Д. Дергунов 1181 предложил новую формулу для определения температуры в земной коре:

^o+jf^oZ. (IV. 8)

I

где Г о — геотермический градиент верхнего слоя земной коры (Го = 0,033 °С1м).

Другую зависимость для определения глубинных температур Земли, основанную па теоретических предпосылках, выводит Е. А. Любимова [551:

i=Z

dtz

dZ :

x . (IV.9>

где q — тепловой поток в кал/см2 • сек; Р — генерация тепла в кал/см3 • сек; А, п — теплопроводность в кал1см • сек • °С; — рас­

стояние нижней границы г-го слоя от поверхности Земли; п — число слоев, из которых состоит исследуемая среда; Z — текущая глубина.

По формуле (IV.9) согласно принятым значениям для Q, Plt Рв. Р3, U, К Е. А. Любимова получает следующие значения температурных: градиентов.

Z, km….		40	50	60	80	100	150	200
—, "C/km dZ ’	. . .	6	13	16	18	19	9	4

Аналогичный расчет проведен ею и для коры океанического типа в предположении, что толщина верхнего базальтового слоя равна 10 км (табл. 13). Таблица 13 Глубина Z, м Теплопровод­ность xn, хал/см-сек • °C Температур­ный градиент, °С/м Глубина’, Z, м Теплопровод­ность п, кал/см•сек — °С Температур­ный градиент, °С/м 0 0,00580 0,0207 8 000 0,00522 0,01490 1000 0,00573 0,0200 9 000 0,00515 0,01400 2000 0,00565 0,0194 10 000 0,00508 0,01319 3000 0,00558 0,0187 11 000 0,00500 0,01310 4000 0,00551 0,0179 12 000 0,00493 0,01298 5000 0,00544 0,0172 13 000 0,00486 0,01286 6000 0,00537 0,0164 14 000 0,00478 0,01276 7000 0,00529 0,0157 15 000 0,00471 0,01263

В конечном итоге исследования Е. А. Любимовой дают возмож­ность определять температуру по следующим двум зависимостям:

1) до глубины 10 ООО м

tz = t0 + 0,0207Z -0,00375 • lO^Z*; (iy.10)

2) для глубин от 10 000 до 15 000 м:

t7 = tQ-f 169,5-h0,01319 (Z -10000)-0,00056 • W"4(Z -10ООО)8

(IV.11)

при глубине Z в м,

«о

Результаты расчетов температуры по формулам И. Д. Дергу­нова и Е. А. Любимовой до глубины 15 ООО м без учета температуры нейтрального слоя приведены в табл. 14 1601.

Таблица 14 Глубива, м Температура, вС Глубина, м Температура, ®С □о И. Д. Дер­гунову ПО Е. А. Люби­мовой по И. Д. Дер­гунову по Е. А. Люби­мовой 0 0 0 8 000 135,28 141,60 1000 22,00 20,43 9 000 150,22 155,93 2000 40,00 39,90 10 000 165,00 169,50 3000 56,94 58,73 11 000 179,64 182,63 4000 73,29 76,80 12 000 194,16 195,54 5000 89,21 94,12 13 000 208,56 208,57 6000 104,81 110,70 14 000 222,86 212,16 7000 120,15 126,53 15 000 237,06 234,05

Согласно теоретическим подсчетам В. И. Мотякова и Н. И. Ша- пировского [62] па глубине 15 ООО м ожидается температура 325° С.

Выводы, к которым пришли теоретически И. Д. Дергунов и Е. А. Любимова, подтверждаются также и промысловыми наблю­дениями, проведенными в последние годы в ряде глубоких скважин.

При точных теоретических исследованиях В. Н. Дахнов и Д. И. Дьяконов предлагают пользоваться следующей зависимостью:

1z=!.+/Y. Z-JTi’ (IV.12)

где Гв в — значение геотермического градиента верхнего слоя Земли; ф — количество тепла, выделенного в 1 ч 1 .и3 породы у зем­ной поверхности; е — тепловое сопротивление пород.

Формула (IV. 12) учитывает уменьшение теплового сопротивления горных пород с глубиной вследствие увеличения плотности пород и уменьшения плотности теплового потока, создаваемого распадом радиоактивных элементов.

Комментарии запрещены.