книги из ГПНТБ / Ониани, Ш. И. Тепловой режим глубоких шахт при гидравлической закладке выработанного пространства и сложном рельефе поверхности
.pdfГ Л А В А I I I
ЕСТЕСТВЕННОЕ ТЕРМИЧЕСКОЕ СОСТОЯНИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
§ 1. Краткий обзор состояния геотермических исследований месторождений полезных ископаемых
Измерения температуры горных пород на шахтах и руд никах были начаты в первой половине прошлого .столетия, ког да общеизвестным фактам стало, что с увеличен! нем глубины температура недр неуклонно возрастает [771.
В 10-х годах прошлого века термические наблюдения проводились на шахтах Великобритании, а с 1828 г. уже на прусских и саксонских шахтах. В дальнейшем геотермические исследования в странах Западной Европы расширились и в 1867 г. при Британской ассоциации была создана специальная комиссия по проведению термических измерений в подзем ных выработках и обобщению полученных результатов [77]. В 1876 г. эта комиссия после изучения и сопоставления резуль татов многочисленных геотермичеоких наблюдений, проведен ных на шахтах и рудниках, установила предельную по теп ловому фактору глубину, равную 1200 м [19]. В конце прош лого и в начале-нынешнего века термическими наблюдениями были охвачены новые районы; появились теоретические ис следования и были изданы крупные монографии, обобщающие накопленные опытные данные.
С 30-х годов, особенно после второй мировой войны, гео термические исследования месторождений полезных иско паемых Н01СЯТ систематический характер почти во всех стра нах мира с развитой горнодобывающей промышленностью.
В России первые термические наблюдения были проведе ны на медных рудниках Урала А. Купфером в 1826 г., затем,.
60
спустя длительное время, замеры были произведены в сква
жинах Москвы, Петербурга, Якутии, |
и результаты опублико |
||
ваны Н. Любимовым и Гельмерсоном |
в 1871 |
г., в отчете Бри |
|
танской |
ассоциации [77]. |
|
|
В области геотермических исследований большую заслу |
|||
гу имеет |
Л. А. Я'чавакий, который в |
период |
1893—1914 гг. |
выполнил многочисленные термические наблюдения в сква жинах, на шахтаиХ и рудниках Сибири, Центральной России
иДонбасса.
В |
свежих забоях Доиецского бассейна первые темпера |
|||||
турные |
измерения |
были |
проведены |
А. А. Окочинским в |
||
1907 г. на глубине 720 м. |
|
|
||||
Особый |
интерес |
к геотермическим |
исследованиям |
про |
||
явился |
после |
установления |
Советской власти, начиная с |
пер |
вых пятилеток. К концу 20-х годов была усовершенствована существующая и создана новая термометрическая аппарату ра, а с 30-х годов стали производить систематические терми ческие измерения в скважинах и горных выработках.
Значительный вклад в геотермические .исследования тер
ритории |
СССР |
внес С. А. Красковокий [77, 78, |
79, 80, 81, 821. |
|
Начиная |
ic 1931 |
г. он .систематически |
производил .наблюдения |
|
в скважинах и горных выработках, |
принимал |
активное 'учас |
тие в работе комиссии по геотермике, для трех районов Дон басса определил характер распределения температуры до глу бины 1200 м и изучил тепловой режим нефтяных .месторож дений.
В 1934 г. С. М. Булькач произвел температурные измере ния на донецких шахтах и для тех же трех районов бассейна, которые исследовал С. А. Красковокий, установил характер распределения температуры с увеличением глубины [77].
Большой объем работ по исследованию геотермии Дон басса путем термических измерений в горных выработках разных шахт месторождения выполнил А. Н. Щербань [147, 148, 155]. Многочисленные термические наблюдения в геоло горазведочных скважинах этого месторождения 'проведены Я. Н. Каишпуром и А. Ф. Захариным [62].
Исследованием естественного теплового состояния метал лических рудников занимались П. И. Муотель, Г. В. Дуганов (43, 44] и др.
В последние -годы Ю. Д. Дядышным |
[51,. 52, 53], А. Ф. |
Зилыбербордом [58], В. С. Ветровым [11] |
и другими .большие |
работы проведены по исследованию естественного теплового состояния шахт и рудников в зоне вечной мерзлоты.
Следует отмстить, что естественное тепловое состояние месторождений полезных ископаемых в частности, и земной
коры вообще, зависит от многочисленных факторов, суммар ное количественное влияние которых на распределение тем пературы в 'недрах пока не поддается аналитическому -опи санию. Поэтому геотермические исследования, как правило,, проводятся путем термометрии в горных выработках шахт и рудников или в геологоразведочных скважинах. По резуль татам термических наблюдений определяется величина гео термической ступени, служащая единственным параметром оценки естественного теплового состояния .месторождения в целом или его отдельных участков.
§ 2. Методика геотермических исследований месторождений
со сложным рельефом поверхности и складчатым залеганием пород
.При ровном рельефе поверхности и сравнительно спокой ном залегании горных пород по среднему значению геотер мической ступени (Gc p ) можно создать реальную картину ес тественного теплового состояния месторождения. В случае сложного рельефа поверхности и сильно нарушенном или складчатом залегании пород положение моренным образом меняется [28].
Как известно, в верхнем слое земной коры на темпера турное иоле недр существенное влияние оказывает рельеф поверхности [62, 99, 124]. -Предположим, что поверхностный слой земной коры горного района состоит из однородной н изотропной породы и рельеф поверхности характеризуется большой неровностью. Тогда качественные распределения плотности теплового потока ( q ) , геотермического градиента
62
(Г) и отметок геошотермичеокой |
поверхности |
(ht) |
примут- |
|||
|вид, представленный «а |
рис. 22. ,В непосредственной |
близости |
||||
от земной 'поверхности |
геоизотермы |
как |
бы |
повторяют ее |
||
форму, несколько приближаясь |
к ней |
под |
долинами |
и отца— |
S
Рис. 22. Профиль теплового поля верхней части зем ной коры со сложным рельефом поверхности и одно родной н изотропной породой (пунктирная линия—слой постоянной годовой температуры): а—изменение Г, q, ht вдоль разреза; б—качественное распределение
теплового потока в массиве
ляясь от нее под хребтами. С увеличением глубины н е р о в ность геоизотермичеакой поверхности постепенно уменьшает ся, сглаживается и теоретически только на бесконечной глу бине она исчезает. Практически же геоизотермичеакие по верхности становится ровными горизонтальными плоскостя ми на какой-то конечной, для каждого района вполне опреде ленной, глубине.
В действительности верхние слои земной коры состоят из неоднородных и анизотропных пород. Поэтому, при прочих (равных условиях, характер распределения температуры в
63.
недрах определяется совместным влиянием рельефа поверх ности и формы залегания пород. Если форма залегания пород полностью «согласуется» с штабами рельефа поверхности и влияние этих двух (факторов на тепловое поле недр коли чественно одинаково, то плотность теплового потока и на пряженность теплового поли становятся равномерно-распре деленными, а температура .недр — однозначной функцией
.глубины (рис. 23'). Но вероятность существования подобных
&
Рис. 23. Профиль теплового поля недр при сложном рельефе поверхности и складчатом залегании неоднород ных и анизотропных пород: а—изменение Г, q, ht вдоль разреза; б—качественное распределение теплового по тока в складчатой зоне
условий практически равна нулю по следующим причинам: дао-первых, в природе не существует полной . «согласова:№- ности» в изгибах складок рельефа поверхности и формы за-
.легания неоднородных и анизотропных гарных пород и, вовторых, влияние рельефа поверхности на тепловое поле недр
-64
с увеличением глубины постепенно |
уменьшается, тогда как |
|||||
влияние формы залегания пород в пределах |
распространения |
|||||
складчатости — постоянно, |
иными |
словами, |
влияние |
этих |
||
факторов на тепловое поле количественно одинаковым |
быть |
|||||
не может. Поэтому во всех реальных .случаях, |
при сложном |
|||||
рельефе поверхности |
и складчатом |
залегании горных |
пород, |
|||
плотность теплового |
потока |
и геотермический |
градиент в |
верхних слоях земной коры характеризуются неравномерной распределенностью и являются функциями пространственных координат.
Из изложенного следует, что в данном .случае темпера турное поле недр любого района нельзя характеризовать ус редненными основными геотермическими параметрами (Гс р , G ) , мак это имеет место в практике геотермических исследований месторождений полезных ископаемых. При построении геотер мического поля с помощью какой-то усредненной геотерми ческой ступени, изотермические поверхности, независимо от глубины, (будут иметь вид рельефа поверхности, что не может отразить реальную картину распределения температуры в не драх.
Попытка учесть влияние рельефа поверхности на измене ние температуры недр с увеличением глубины от поверхности была предпринята в конце 70-х годов прошлого столетия, в
связи |
со строительством туннелей в Альпах. |
В |
1877 году было .опубликовано исследование Штапфа, в |
котором приведены обширные результаты термических наблю дений в Сен-Готардском туннеле. Предполагая температуру пород зависимой только от вертикальной высоты гарной мас сы над рассматриваемым пунктом, 'были предложены форму лы для 'Определения геотермического градиента [124]. Рас считанная по этим формулам температура в центральной ча сти туннеля (длина туннеля 15 им, наибольшая глубина
1700 |
м ) составил а 33,06°.С с отклонением от замеренной рав |
ным |
1,31 град. |
Следует отметить, что полученный Штапфом геотермиче ский градиент, как об этом совершенно правильно замечается в работе [124], справедлив только для одного участка тун неля « непригоден ни для остальных его частей, ни, тем более,
5. Ш. Ониани |
65 |
для других районов гористой местности. Величина геотерми ческого градиента вдоль трассы туннеля не может быть по стоянной. Она, при прочих равных условиях, зависит от (Не ровности рельефа, теплофизических свойств пород, их анизо тропности и формы залегания. Поэтому на расстоянии '2500 м от устья туннеля температура, рассчитанная по формуле Штапфа (12°С], получилась значительно ниже действитель ной (22°С) [124].
Учитывая .исследование Штапфа, проект симплонсюоготуннеля несколько раз менялся во избежание высоких тем ператур под вершинами гор. Во всех вариантах проекта гео термический градиент по всей трассе туннеля принимался ве личиной постоянной и поэтому значения прогнозируемых тем ператур под возвышенностями получались чрезмерно завы шенными.
По величине геотермпчеакой ступени долины естествен ное распределение температуры горных пород было опреде лено также под порой Ап-Петри, вдоль трассы туннеля, по строенного для водоснабжения г. Ялты [56].
Для определения естественной температуры торных по род вдоль воздухоподающих выработок вентиляционной сети,, с учетом влияния ретьефа поверхности, П. В. Мустель пред ложил геотермическую ступень рассчитать по наикратчайшей прямой от точней наблюдения до поверхности. По полученной, таким способом величине геотермической ступени предлага ется рассчитывать горизонтальную геотермическую ступень и/ с помощью последней прогнозировать ожидаемые темпера туры неохлажденных пород на нижних горизонтах .месторож дения.
Аналогичный (методический подход к решению задачи принят и в работе [45].
В работе [183] оценка влияния рельефа поверхности на геотермические условия железорудных месторождений горных районов 'Словакии производится путем .определения горизон тальной и вертикальной составляющих геотермичеакой ступе ни, а' в работе ['129] существенные термические аномалии в Малайском рудном районе объясняются только присутствием
66
термальных источников и полностью игнорируется влияниесложного рельефа поверхности.
Необходимо отметить, что при сложном рельефе поверх ности нельзя характеризовать естественное распределениетемпературы в недрах величинами вертикальной или гори зонтальной геотермической ступени. Обе эти величины явля ются переменными как по глубине, так и по площади. .Гори зонтальная геотермическая ступень зиакопеременно изменя ется в довольно широких пределах и не является параметром,, характеризующим естественное тепловое состояние месторож дения.
Таким образом, при сложном рельефе поверхности и; складчатом залегании неоднородных и анизотропных пород распределение температуры в верхних слоях земной коры .но сит существенно неравномерный характер не только по верти кальной, но и по горизонтальной плоскости. Следовательно, тепловое состояние месторождения нельзя оценить искусст венно усредненной величиной геотермической ступени и для: получения реальной картины распределения температуры в: недрах необходимо построение температурного поля место рождения в целом или его отдельных, характерных стратигра фических разрезов.
Необходимые для построения температурного поля /мес торождения данные в принципе можно получить путем термо метрии в геологоразведочных скважинах, термическим-! изме рениями в горных выработках и 'методом .математического» модели ров аиия.
Известно, что в процессе 'бурения м промывки возникают существенные возмущения естественного температурного поля- скважины [88,96, 13'8, 139, 140, 141, 169]. При бурении и промы/в/ке вокруг (нижней части скважины создается охлажден ная зона, а вокруг верхней части — нагретая. Диаметр этих зон и -степень температурных возмущенийзависят от .продол жительности и режима бурения, температуры пород и промы вочной жидкости, теплюфизичеюких (Свойств окружающих сква жину пород и других факторов. Поэтому результаты термо метрии, проведенной ©разу после окончания 'бурения и прюшывки, не отражают реальную картину изменения темиера-
6Т
туры пород вдоль скважины. Исходя из этого, температуру промывочной жидкости можно принять равной температуре пород только после восстановления температурного равновесия в скважине.
/По мнению большинства исследователей, для скважин, пробуренных в породах юо средним значением температуро проводности (а — 8010"8 ма /сек), при глубине 1000—1500 м, ди аметре 70—80 мм и продолжительности бурения не менее 3-х месяцев, минимальное время выдержки, необходимое для вос- -становления температурного равновесия, равно одному году [88, 96, 141, 169]. При такой продолжительности выдержки, в условиях 'сложного рельефа поверхности, проведение массо вых термических измерений в геологоразведочных скважинах •связано с большими затратами и практически неосуществимо. 'Существенные затруднения возникают и после проведения таких измерений. Дело в том, что в скважинах с длительной выдержкой термические 'измерения заканчиваются метров на 300—400 выше забоя. Для правильной экстраполяции полу ченных при этом данных необходимо знание распределенияплотности теплового потока в районе скважины и зависимо сти между теплофизическими свойствами пород и направле нием теплового потока относительно напластования. Однако подобная информация в практике геотермических 'исследова ний месторождений всегда отсутствует [28, 108].
Более надежные результаты можно получить при изме рении температуры пород в горных выработках. Температу ра, измеренная на некоторой глубине (1—2 м) от овежеобнаженной поверхности выработки, при отсутствии дегазации или интенсивного окисления, равна естественной температуре по род в точке наблюдения.
Достоверность результатов непосредственных термичес1ких измерений в овежеобнаженных забоях горных выработок зависит только от точности намерения. Поэтому при .изучении
.теплового режима месторождений следует максимально ис пользовать все возможности термометрии в горных выработ ках шахт.
Недостаток термометрии в торных выработках состоит -в •том, что выбор пунктов замеров ограничивается количеством
\-.68
действующих забоев и ее нельзя применить для неразраба тываемых месторождений.
При сложном рельефе поверхности и складчатом залега нии пород результаты термических измерений в горных выра ботках дают представление о (распределении температуры в- массиве только в той части района, в которой проведаны на блюдения, и исключают возможность построения геотемпературиого поля месторождения в (целом.
Проведанные (нами исследовании показали, что в рассмат риваемом случае задача построения естественного темпера
турного поля |
месторождения |
успешно решается методом |
||
электротеиловой |
аналогии с |
применением |
интегратора |
|
ЭГДА-9/60 |
[28, |
29, 30, 32]. |
|
|
Теория и техника электрического моделирования под робно изложены в специальной литературе [22, 60, 65, 133, 134]. О некоторых особенностях электрического моделирова ния температурных полей месторождений будет сказано ни же. Здесь лишь отметим, что при моделировании стационар ных плоско-параллельных полей однородных и изотропных сред требуется соблюдение только геометрического подобия и. подобия граничных условий. Физические поля натуры и (моде ли являются автомодельными и решение задачи значительно облегчается. В действительности месторождения слагаются из неоднородных и анизотропных пород. Несмотря на это, можно принять условия подобия для однородных и изотроп ных сред при обеспечении в сравниваемых областях относи тельно одинаковой неоднородности и анизотропности.
Недостаток метода электротепловой аналогии заключа ется в том, 'Что для пересчета потенциального поля модели в температурное поле натуры необходимо иметь хотя бы одно достоверное значение температуры горного массива в точке, достаточно удаленной от верхнего контура (стратиграфическо го разреза.
§ 3. Термические наблюдения в скважинах и горных
выработках
До применения метода электротепловой аналогии инфор мацию,' необходимую для построения естественного темпера-
69