Пластова температура
Середня температура поверхні Землі становить приблизно 15ºС, а коливання температури на поверхні проникають на обмежену глибину в надра. Добові (день, ніч) коливання температури згасають на глибині 1-2 м, а сезонні (зима, літо) – на 10-30 м. Глибину згасання сезонних коливань температури називають нейтральним рівнем (шаром), температура якого є сталою і дорівнює середньорічній температурі поверхні грунту на даній місцевості. Вона на 1-2ºС є меншою від середньорічної температури повітря (цю величину дає нам метеослужба). Нижче від нейтрального шару температура гірських порід практично стала у часі, але із зануренням у надра Землі зростає.
Температурне поле гірських порід зумовлено потоком теплової енергії із надр Землі, на яке накладаються різні за інтенсивністю і тривалістю процеси тепловиділення, що ускладнені умовами теплопередачі. Ці особливості відображає геотермічний градієнт ГТ, який є зміною температури Т за зміни глибини z, тобто
(1.4)
де глибина z відраховується від поверхні Землі.
У геологічній літературі геотермічний градієнт часто відносять до 100 м.
Величина, обернена до геотермічного градієнта, називається геотермічним ступенем.
Геотермічний градієнт є різним для різних глибин (шарів порід) і територій (0,014-0,035К/м; середньостатистична значина рівна 0,03 К/м, в активних тектонічних зонах може сягати 0,12 К/м).
Геотермічний градієнт усереднюють для усього розрізу порід і тоді температуру пласта Т залежно від глибини z можна записати так (рівняння геотерми):
(1.5)
де Т – пластова температура, К; Т0 – температура нейтрального шару, К; z – глибина залягання пласта, яку вимірюють від нейтрального шару, м (див. рис. 1.2).
Часто глибину z вимірюють від поверхні Землі, тоді за температуру Т0 беруть величину, яку отримують екстраполяцією геотерми до осі температур. Для Передкарпаття, наприклад, Т0 = 300 К, ГТ = 0,023 К/м, а значить на глибині z = 2000 м температура Т = 323 К (або 53ºС).
До процесів, які генерують теплоту, відносять ядерні реакції (радiоактивне розпадання елементів) і гравітаційну диференціацію речовини. Припускається, що в ході вибіркового витоплення (плавлення) речовин у мантії Землі утворюється матеріал малої густини, який намагається переміститися вверх.
Ті геологічні структури гірських порід, до основ яких підходить відносно легка речовина, котра несе з собою додаткові порції теплоти, характеризуються вищими значинами теплового потоку, тобто вищими значинами градієнтів температури. Так, у межах басейнів молодих платформ і геосинклінальних областей густина теплового потоку і геотермічні градієнти в середньому в 2-3 рази вищі, ніж на кристалічних щитах і древніх платформах. Зокрема, для Карпат геотермічний градієнт становить 0,02-0,035 К/м, а для Українського щита – 0,06-0,09 К/м.
Вихід теплоти, що генерується у надрах, здійснюється двома шляхами: кондуктивним – теплопровідністю гірських порід, і конвективним – потоком флюїдів.
За питомим тепловим опором виділяють теплопровідні товщі (метаморфічні, магматичні, карбонатні і галогенні породи) та теплоізоляційні (глини, вугілля, сухі і газонасичені сипкі породи).
За величинами геотермічного градієнта можна виснувати про розподіл кондуктивного теплового потоку. Великі глинисті товщі погано проводять теплоту; в них значина геотермічного градієнта сягає 0,047 К/м, а галогенні чи карбонатнi товщі є добрими провідниками теплоти і сприяють охолодженню надр, градієнт у них становить 0,02 - 0,016 К/м.
Конвективне теплоперенесення значною мірою зумовлено переміщенням (динамікою) водних мас. Роль підземних вод у перерозподілі теплового поля полягає у зміщенні і розсіюванні висхідних теплових потоків під час латерального (вздовж залягання різних проникних порід) руху підземних вод від областей інфільтрації (насичення) до областей розвантаження. В артезіанських басейнах відносна роль участі підземних вод у перерозподілі теплоти зменшується в міру переходу від зони вільного до зони дуже утрудненого водообміну.
Встановлено також, що наявність у пластах нагромаджень вуглеводнів зумовлює підвищення густини теплового потоку.