§ 1. О тепловом режиме земной коры. Источники тепла

В формировании теплового режима земной коры прини­мают участие внешние (экзогенные) и внутренние (эн­догенные) источники тепловой энергии. Из внешних источников тепла основным является Солнце. По сравнению с солнечной радиацией другие экзогенные источники тепла (излучение различных звезд, космические лучи) имеют второстепенное значение. Солнечное тепло определяет развитие жизни на нашей планете и оказывает исключительно важное влияние на большинство процессов, протекающих в атмосфере, на поверхности Земли и в самой верхней части зем­ной коры. Как отмечалось ранее, солнечная энер­гия и сила тяжести определяют круговорот воды

К внутренним источникам тепловой энергии относят прежде всего тепло, выделяющееся при адиоактивном распаде урана, тория и калия. Кроме того, с выделением тепла протекают такие процессы, как приливное трение, релаксация (ослабление) упругих напряжений, грави­тационные и полиморфические превращения, перестрой­ка электронных оболочек, фазовые переходы химиче­ских реакций и др.

Роль подземных вод в переносе тепла

Подземные воды, обладая высокой теплоемкостью и подвиж­ностью, являются активным переносчиком тепла в земной коре, которое в значительной мере влияет на распределение темпера­турного поля литосферы, создавая гидрогеотемпературные ано­малии и видоизменяя тепловые потоки толщ Земли. Изучение гидрогеотемпературных полей, позволило сформулировать понятие о гид­рогеотермии — науке, занимающейся изучением процессов об­мена тепла в гидрогеодинамических системах, закономерностей изменения температур подземных вод и вмещающих их горных пород в пространстве и во времени.

Гидрогеотермические исследования являются одним из важ­нейших методов в гидрогеологии. Они проводятся при поисках и подсчете запасов термальных вод, являются одним из основ­ных методов изучения гидрогеологических условий в геокриолитозоне, позволяют установить области питания — разгрузки подземных вод, используются для выявления обводненных зон тектонических нарушений, для оценки характера и направлен­ности взаимосвязи поверхностных и подземных вод и ряда дру­гих задач. Для выявления участков скрытого выхода термальных вод обводненных_зон_с температурой, отличной от нормального гео­температурного поля исследуемого участка или района, строят карты гидроизотерм или гидротермоизоклин, которые характе­ризуют размещение этих зон в плане и разрезе. Под гидротермоизоклинами понимаются линии равных отклонений темпера­тур от нормального геотемпературного поля

Гидрогеологические системы оказывают свое влияние на распределение геотемпературных полей горных пород, поэтому их изучение невозможно без учета гидрогеологических факто­ров, а сами поля в большинстве своем являются гидрогеотемпературными

§ 2. Виды теплопередачи и термические свойства горных пород

Многочисленные источники тепловой энергии в земной коре в процессе их взаимодействия приводят к не­равномерному прогреванию отдельных ее толщ и участ­ков. Между различно нагретыми участками и слоями по­род в недрах земли постоянно происходит теплообмен, который осуществляется кондуктивной и конвективной передачами и путем теплового излучения.

Кондуктивная теплопередача обусловлена теплопро­водностью горных пород.

Конвекция бывает естественной (свободная) и вы­нужденной. При естественной конвекции перемещение вещества и тепла с ним происходит исключительно за счет различий в температуре и обусловленного этим непостоянства плотностей среды. При вынужденной конвекции перемещение вещества и тепла осуществля­ется под воздействием внешнего возбудителя, например перемещение воды в процессе фильтрации и перенос ею тепла. Передача тепла путем лучистого излучения может происходить только при очень высоких температурах и на больших глубинах (более 100 км).

Рассмотрим некоторые термические свойства горных пород: Теплопроводность. Теплопередача путем теплопро­водности носит атомно-молекулярный характер и скла­дывается из электронной и фононной составляющих. Первая из них определяется передачей энергии свобод­ными электронами и характерна для рудных минера­лов, а фононная осуществляется путем упругих тепло­вых колебаний частичек кристаллической решетки (фо-нонов). Теплопроводность характерна для всех горных пород. В твердых телах тепло распространяется по закону Фурье:

где q — плотность теплового потока; λ — коэффициент теплопроводности, зависящий от природы и физического состояния среды, в которой распространяется тепло; grad t — градиент (перепад) температуры в направлении распространения тепла (производная). Производная бе­рется вдоль внешней нормали п к изотермической по­верхности. Знак минус в выражении указывает, что теп­ло распространяется в направлении, обратном направле­нию вектора градиента.

Коэффициент теплопроводности λ характеризуется количеством тепла, проходящим в единицу времени че­рез единицу площади и слой единичной толщины при перепаде температуры на его поверхностях в 1 К:

где Q — количество прошедшего тепла, Дж; — толщина слоя породы, м; т — время прохождения теплового по­тока, с; S — площадь поверхности, через которую прохо­дит тепловой поток, м²; (Т₂—Т₁)— падние температу­ры, кельвин. Коэффициент теплопроводности измеряется в ваттах на метр-кельвин — Вт/(м-К).

Теплопроводность горных пород зависит от многих факторов: плотности пород, размеров пор, грануломет­рического состава, температуры и влажности т.к. для влажных пород коэффициент теплопроводности намного выше коэффициента твердой и жидкой фаз в отдельности.; на теплопроводность су­хих материалов плотность оказывает большее влияние, чем размеры зерен и пор.

Теплоемкость — существенный показатель тепловых свойств пород. Она определяется способностью тела поглощать тепловую энергию при теплообмене вне зави­симости от направления вектора теплового потока. При этом теплота Q расходуется на изменение внутренней тепловой энергии

U и работу А, связанную с расшире­нием тела (первый закон термодинамики), т. е.

Q = =

U+A. В геотермии используется обычно удельная объемная теплоемкость _С0, которая определяется теплоемкостью единицы объема горных пород. в Дж/(м3-К) и Дж/(кг-К). Джоуль на килограмм-кельвин — удельная теплоемкость вещества, имеющего при массе 1 кг теплоемкость 1 Дж/К. Теплоемкость горных пород до 500° С в первом приб­лижении находится в линейной зависимости от темпера­туры.

Температуропроводность отражает скорость измене­ния температуры при поглощении или отдаче тепла гор­ной породой в нестационарных тепловых процессах. Она измеряется коэффициентом температуропроводности, который показывает степень повышения температуры единицы объема вещества в результате сообщения ему количества тепла, численно равного теплопроводности.

Коэффициент температуропроводности а выражает­ся отношением коэффициента теплопроводности λ к произведению удельной массовой теплоемкости С_м при постоянном давлении на плотность р:

, м²/с).

Коэффициент температуропроводности зависит от пористости, влажности и гранулометрического состава, а также и литологических особенностей горных пород. С увеличением влажнос­ти температуропроводность сначала возрастает до мак­симума, а затем убывает. Удельная теплоемкость у большинства породообразу­ющих минералов ниже, чем у воды. Поэтому с повы­шением влажности увеличиваются удельная теплоемко­сть и теплопроводность пород.

21-22 ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЦИКЛЫ.

К осадочным относят бассейны, сложенные такими образованиями как пески, пес­чаники, глины, карбонаты, гипсы, каменная соль и т.п. Основанием осадочных бассейнов являются жестко консолидированные породы фундамента, представленные или кристал­лическими породами или метаморфическими, нередко разбитыми на блоки и прорванны­ми интрузиями. Все породы осадочных бассейнов насыщены водами. Таким образом, осадочный бассейн одновременно является гидрогеологическим бассейном пластового типа. В том случае, если в осадочном (гидрогеологическом) бассейне имеются залежи нефти, газа, газоконденсата, его следует относить к нефтегазоносному бассейну. Этот тип бассейнов представляет наибольший интерес для специалистов нефтегазовой геологии.

менее за их недрах имеются полезные ископаемые, которые представляют большую цен» кость для народного хозяйства, ■• это термальные, пресные воды, минеральные воды и рас­солы, насыщенные различными ценными элементами и т.п.

Формирование всех этих полезных ископаемых и их количество зависит от гидро­геологической истории развития осадочного бассейна. Гидрогеологическая история оса­дочных бассейнов тесно переплетается с процессам осадконакопления и тектоническими движениями земной коры. Характер тектонических движений является доминирующим в распределении областей сноса и седиментации, а также интенсивности осадконакопле­ния. При изучении гидрогеологической истории развития осадочных бассейнов была от­мечена цикличность. Это впервые было описано А.Н.Семихатовым, который в 1947г. сформулировал и ввел в литературу понятие "гидрогеологический цикл". Даль­нейшая разработка этого вопроса принадлежит А.А.Карцеву, С.Б.Вагину и другим.

Гидрогеологический цикл состоит из двух этапов: элизионного и инфнльтрационного.

Первый этап гидрогеологического цикла начинается с трансгрессии моря и процесса на­копления пород. При осадконакоплении захороняются воды того бассейна, в котором происходит формирование пород. Первоначально это илы, в которых основную массу со­ставляют частички породы, принесенные с контенента, где происходит разрушение гор­ных образований. Этот процесс осуществляется с помощью рек, ручьев или временных водотоков. Накопление пород, покрывающих ранее образовавшиеся илы, приводит к уп­лотнению последних. Часть воды из илов выжимается в морской водоем, а часть остается в поровом пространстве породи. По мере накопления покрывающих отложения происхо­дит дальнейшее уплотнение пород и перераспределение вод внутри водоносной толщи. Отрезок времени, в течение которого происходит накопление осадков и воды носит назва­ние элизионного этапа (элизио - по гречески уплотняю), то есть этапа накопления пород и их уплотнения. Первая часть гидрогеологического цикла заканчивается, когда на значи­тельной части или на всей площади района, занятого осадочным бассейном, происходит поднятие» море отступает и начинается разрушение пород. На следующем - инфильтраци-онном - этапе гидрогеологического цикла происходит инфильтрация метеогенных вод (атмосферные осадки, поверхностные воды и т.п.) в породы, выходящие на дневную по­верхность. Вновь поступающие в породы воды вытесняют ранее накопившиеся седимен-тогенные воды. Инфильтрационный этап заканчивается при новом тектоническом погру­жении, когда море перекрывает наземные выходы водоносных пород и начинается накоп- ление более молодых отложения, а инфильтрация прекращается. В течение нового - эли-зионного - этапа гидрогеологического цикла седиментогенные воды натапливаются в мо­лодых отложениях. В отложениях, образовавшихся во время прежнего цикла, сохраняют­ся воды последнего. Однако и в них происходит перераспределение вод: возобновляется выжимание древних седиментогенных вод из глин в коллекторские толщи. Этот процесс связан с тем, что в глинах (глинистых толщах) между пластинками глинистых минералов содержится большое количество воды» По мере накопления покрывающих глины осадков увеличивается геостатическая нагрузка на них: они уплотняются. При этом избыток воды поступает в менее уплотняющиеся пески или песчаники. Таким образом, на элизионном этапе второго гидрогеологического цикла накопившееся ранее в породах инфильтроген-ные воды вытесняются и замещаются седиментогенными водами. Инфильтрационный этап нового гидрогеологического цикла может привести к инфильтрации метеогенных вод не только в более молодые осадки, но и в более древние толщи, сформировавшиеся на элизионном этапе первого гидрогеологического цикла. Это наблюдается в том случае, когда продолжительность инфильтрационного этапа большая и денудацией будут затронуты древние толщи. В этом случае происходит вытеснение новыми инфильтрогенными вода­ми сохранившихся там древних вод, остатков прежнего цикла. Далее может начаться но­вый гидрогеологический цикл и т.д. Уже в течение элизионного этапа первого гидрогео­логического цикла в коллекторах начинается водообмен, то есть замена одних вод други­ми. В данном случае сингенетичные воды песчаных пластов заменяются водами, выжи­маемыми из глин. Это элизионный водообмен. В течение инфильтрационного этапа пер­вого гидрогеологического цикла водообмен приобретает иной характер - начинается заме­щение седиментогенных вод инфильтрационными, то есть инфилътрационный водообмен. На элизионном этапе второго гидрогеологического цикла возобновляется, хотя и в ослаб­ленном виде, выжимании, седиментогенных вод из глин в песчаные и карбонатные кол­лектора, которые частично или полностью уже заняты инфильтрогеиными водами преды­дущего первого гидрогеологического цикла. Как уже упоминалось выше, на иифильтрационном' этапе второго гидрогеологического цикла метеогенные воды вытесняют ранее накопившиеся седиментогенные и древние иифильтрогенные воды за счет начавшегося инфильтрационного водообмена.

В течение последующих гидрогеологических циклов тип водообмена соответству­ет этапу развития осадочного бассейна. При соответствующих условиях на любом этапе может произойти полное обновление вод в пласте или полный водообмен. Отрезок вре-По А.А.Карцсвуа показателем длительности времени полного водообмена может служить коэффициент водообмена. Коэффициентом водообмена (К») называется отноше­ние годового расхода подземного потока (q), идущего через данный водоносный пласт (комплекс), к общему количеству воды в пласте (Q):

ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ПРИРОДНЫХ ВОДОНАПОРНЫХ СИСТЕМ.

В гидрогеологической истории развития осадочных бассейнов важное место зани­мает изучение условий развития природных водонапорных систем. Это возможно сделать на основе периодизации гидрогеологической история осадочных бассейнов. Каждому этапу гидрогеологического цикла соответствует тип природной водонапорной системы. На элизионном этапе первого гидрогеологического цикла в осадочном бассейне сущест­вует элизионная природная водонапорная система литостатического типа. Максимальные давления в этой системе приурочены к наиболее погруженным частям осадочного бассей­на, а минимальные к бортовым зонам или участкам где интенсивность осадконакопления невелика. При этом движение подземных вод направлено от наиболее погруженных час­тей бассейна к периферии. При наступлении инфильтрационного этапа первого гидрогео­логического цикла гидродинамические условия изменяются. Гидростатические напоры зависят от гипсометрического положения области питания, связанной с выходом пласта на дневную поверхность. Максимальные гидростатические напоры приурочены к местам наивысшего залегания водоносного пласта, и движение вод направлено в глубь бассейна. Таким образом, элизионная природная водонапорная система превращается в иифильтра-циоиную. С наступлением элизионного этапа второго гидрогеологического цикла, по мере накопления осадков и их уплотнения, начинается, элшионный водообмен, обусловли­вающий перераспределение давления. Вновь направленность движения подземных вод меняется. Рост давления в наиболее погруженной части бассейна вновь приводит к движению флюидов из наиболее погруженных зон к периферии бассейна. Инфнльтрационная природная водонапорная система превращается в элизионную. На инфильтрационном этапе второго гидрогеологического цикла вновь происходит перераспределение давления, Решающее значение приобретают гидростатические давления, создаваемые в зонах выхо­дов водоносных горизонтов (комплексов) на дневную поверхность, начинается инфиль-трационный водообмен, который затрагивает осадки, синхронные второму гидрогеологи­ческому циклу, но может коснуться и более древних толщ, если они подверглись денуда­ции. И вновь элизионная природная водонапорная система превращается в инфильтрационную