Бурение грунтовых зондов, установка энергетических колодцев

Основными теплофизическими характеристиками горных по­род являются теплопроводность Хп, Вт/(м-/С), удельная теплоем­кость с„, Дж/(кг-К), температуропроводность а„, м2/с, связь между которыми устанавливается следующим выражением:

ап = М^пРп). (1-8)

где спрп — объемная теплоемкость, Дж/(м3-К).

Кроме того, теплофизическими характеристиками горных по­род являются коэффициенты линейного и объемного расширения горных пород, температуры фазовых (изменение структурного класса) и агрегатных (твердое тело — жидкость — газ) изменений в породе, удельное количество теплоты, необходимое для осуще­ствления последних.

Так как горные породы в общем случае полидисперсные гете­рогенные системы, то понятия теплофизических свойств приме­няются к ним условно как эффективные (эквивалентные). Значе­ния этих свойств зависят от многих факторов, важнейшими из которых являются литологический и гранулометрический состав, пористость, нефтеводогазонасыщенность и термодинамические па­раметры (р, Т).

Коэффициент теплопроводности горной породы Яп зависит от коэффициентов теплопроводности твердой фазы Кт, жидкой и га­зообразной фаз Хж и К, пористости К, і, характера связи между фазами, абсолютного давления р и температуры Т.

Анализ результатов исследований зависимости коэффициента теплопроводности от всестороннего давления р приводит к вы­воду, что влиянием его на низкопористые породы (плотные изве­стняки, мелкозернистые песчаники, плотные магматические и ме­таморфические породы) можно пренебречь. Однако теплопровод­ность высокопористых крупнозернистых песчаников, насыщенных нефтью или водой, увеличивается на 25 %, а сухих — на 40—70% при изменении давления от 0,1 до 40 МПа [53].

Так как основным источником переноса энергии в горных по­родах являются фононы (звуковые кванты), возникающие в ре­зультате колебания атомов и ионов в узлах кристаллической ре­шетки, то с увеличением температуры, как правило, увеличивается и рассеивание фононов, их сталкивание друг с другом и с дефек­тами кристаллической решетки реальных кристаллов. Это снижает путь свободного пробега отдельных фононов и время их существо­вания. Поэтому при повышении температуры снижается теплопро­водность многих кристаллических минералов и пород. При этом наблюдается соответствие известной из фононной теории тепло­проводности зависимости

КТ = А, (1.9)

где А — некоторая постоянная, равная для плотных изверженных и метаморфических пород (кварцитов, гранитов, пегматитов) 110—1900 Вт/м.

Такая закономерность изменения с температурой наблю­дается только в области до 400 °С. При более высоких темпера­турах теплопроводность стремится к постоянному значению, для некоторых пород отмечено даже возрастание л„. Наиболее значи­тельное снижение с повышением температуры характерно для пород, обладающих большими исходными ее значениями.

Теплопроводность пород, имеющих высокую пористость, с по­вышением температуры изменяется немного, что связано в основ­ном с наличием радиационной составляющей теплопроводности в пористых породах. В практических расчетах можно принять теп­лопроводность этих пород независимой от температуры.

Теплопроводность аморфных и скрытокристаллических мине­ралов и пород (обсидиан, аморфные разновидности БЮг и др.) с повышением температуры возрастает. Некоторый рост тепло­проводности с повышением температуры наблюдается также у анортозитов, глин и углей. Это связано с большой нарушен — ностью кристаллической решетки пород при исходных темпе­ратурах.

С повышением температуры Я.,, кристаллических пород при­ближается к теплопроводности аморфных пород и при 1200— 1400 К почти для всех горных пород оказывается в довольно уз­ком диапазоне—1,1—2,3 Вт/(м• К).

Если при нагревании в породах происходят различные фазовые превращения, дегидратация и т. д., то на кривой зависимости Хп — ЦТ) таких пород возникают области максимумов или мини­мумов. Например, известняки имеют область минимума Я. п при температурах 300—400°С.

При повышении температуры влажных пород влага испаряется. Поэтому кривые теплопроводности таких пород при нагревании до 100—200°С имеют область максимума: вначале, так как теп­лопроводность воды с повышением температуры увеличивается, /.„ всей породы возрастает, а затем при испарении влаги происхо­дит уменьшение теплопроводности.

Удельная теплоемкость горных пород обычно выше удельной теплоемкости металлов и изменяется в пределах от 0,4 до 2 кДж/(кг-К). При этом объемная теплоемкость спрп изменяется в значительно меньших пределах 1,5-Ю3 ^ спр„ ^ 3• 103 кДж/(м3- •К). Удельная теплоемкость плотных пород зависит только от их минерального состава и практически не зависит от их строе­ния (структуры и текстуры). В пористых породах удельная теплоемкость зависит от коэффициента пористости и удельной

теплоемкости заполняющей поры среды. Поэтому теплоемкость водонасыщенных пород из-за высокой теплоемкости воды посто­янно растет с увеличением их влагонасыщенности. По этой же причине при насыщении пород жидкими или газообразными угле­водородами их теплоемкость значительно ниже теплоемкости во­донасыщенных аналогов.

Увеличение энергии собственных колебаний частиц в минераль­ной фазе горной породы, обусловленное ростом частоты колеба­ний, приводит к увеличению удельной теплоемкости породы с по­вышением температуры. Максимальная частота штах и соответ­ственно максимум энергии в твердых телах наблюдаются при определенной, так называемой характеристической температуре (температура Дебая). Однако из-за наложения термохимических эффектов дебаевская закономерность изменения теплоемкости с повышением температуры в горных породах сохраняется далеко не всегда. Так, удельная теплоемкость каменного угля в области 200—400°С имеет максимум, после чего происходит падение ее вплоть до 1000°С. Отношение теплоемкости при 600°С к теплоем — кости при 100°С для скарнов составляет 1,4, для кварца, плавлен­ного кварца, кварцитов— 1,36, для гранитов— 1,26.

Температурную зависимость теплоемкости с„(Т) многих пород можно выразить формулой

сп(Т) = сп0(1+ЬТ), (1.10)

где с„о — удельная массовая теплоемкость породы при Т — 0°С; Ь — температурный коэффициент, составляющий (4-Ч-8)-10~4 К-1.

Температуропроводность а„ кристаллических пород с повыше­нием температуры в большинстве случаев уменьшается, в то время как температуропроводность аморфных пород, углей и глин с по­вышением температуры увеличивается. Наибольшее снижение ап с увеличением температуры наблюдается у гранитов, наимень­шее— у базальтов. Так, если при 400 К температуропроводность базальтов в 2,5 раза ниже, чем гранитов, то при 1200 К темпера­туропроводность обеих пород сравнивается.

Коэффициент линейного теплового расширения а/ большин­ства твердых тел, в том числе и горных пород, с повышением температуры увеличивается. У многих минералов наблюдаются аномалии коэффициента сс<, обусловленные термическими измене­ниями. Наиболее известен четкий максимум коэффициента линей­ного теплового расширения кварца и кварцсодержащих пород в

области 573°С, связанный с полиморфным превращением а-кварца в (3-кварц.

Плавные максимумы а( в области 400—600°С характерны для ангидрита, сидерита, кальцита, а в области 200°С —для пирита. Температурные зависимости а( многих минералов, у которых не происходит фазовых изменений, представляют собой прямые ли­нии типа

— а/о(1 4" Ь’Т), (1.11)

где а(0 — коэффициент линейного теплового расширения при 7 = = 0°С; Ь’ — температурный коэффициент, составляющий при­мерно 1,25-10~3 К-1.

Несмотря на снижение модуля упругости с повышением тем­пературы, параметр а, Е, определяющий термические напряжения в породах, возрастает, поскольку а, увеличивается в большей сте­пени. Так, с повышением температуры от 60 до 600 °С а[Е воз­растает у гранодиорита в 3,3 раза, у кварцевого порфира — в 20,5 раза.

Коэффициент объемного теплового расширения пород и мине­ралов с повышением температуры также возрастает.

Основные теплофизические свойства некоторых распростра­ненных горных пород приведены в табл. 1.3 и на рис. 1.6.

Комментарии запрещены.