For å modellere temperaturfelt og for andre beregninger er det nødvendig å kjenne jordtemperaturen på en gitt dybde.

Temperaturen på jorda i dybden måles ved hjelp av eksosjorddype termometre. Dette er planlagte studier som jevnlig blir utført av meteorologiske stasjoner. Forskningsdata danner grunnlaget for klimaatlass og forskriftsdokumentasjon.

For å få jordtemperaturen på en gitt dybde kan du prøve for eksempel to enkle metoder. Begge metodene er basert på bruk av referanselitteratur:

1. For en omtrentlig temperaturbestemmelse kan du bruke dokumentet TsPI-22. "Jernbaneoverganger med rørledninger". Her, innenfor rammen av metodikken for varmeteknisk beregning av rørledninger, er det gitt tabell 1, hvor det for visse klimatiske regioner er gitt jordtemperaturer avhengig av måledybden. Jeg presenterer denne tabellen nedenfor.

Tabell 1

1. Tabell over jordtemperaturer på forskjellige dyp fra en kilde "for å hjelpe en gassindustriarbeider" fra Sovjetunionens tid

Normative frysedybder for noen byer:

Dybden av jordfrysing avhenger av jordtypen:

Jeg tror det enkleste alternativet er å bruke referansedataene ovenfor og deretter interpolere.

Det mest pålitelige alternativet for nøyaktige beregninger ved bruk av bakketemperaturer er å bruke data fra de meteorologiske tjenestene. På grunnlag av meteorologiske tjenester fungerer noen nettkataloger. For eksempel http://www.atlas-yakutia.ru/.

Her er det nok å velge bosetning, jordtype og du kan få et temperaturkart over jorda eller dens data i tabellform. I prinsippet er det praktisk, men det ser ut til at denne ressursen er betalt.

Hvis du vet flere måter å bestemme jordtemperaturen på en gitt dybde, vennligst skriv kommentarer.

Du kan være interessert i følgende materiale:

I vårt land, rikt på hydrokarboner, er geotermisk energi en slags eksotisk ressurs som i dagens tilstand neppe vil konkurrere med olje og gass. Likevel kan denne alternative energiformen brukes nesten overalt og ganske effektivt.

Geotermisk energi er varmen i jordens indre. Den produseres i dypet og kommer til jordens overflate i forskjellige former og med ulik intensitet.

Temperaturen på de øvre lagene av jorda avhenger hovedsakelig av eksterne (eksogene) faktorer - sollys og lufttemperatur. Om sommeren og om dagen varmes jorden opp til visse dybder, og om vinteren og om natten avkjøles den etter endringen i lufttemperaturen og med en viss forsinkelse, økende med dybden. Påvirkningen av daglige svingninger i lufttemperaturen ender på dybder fra noen få til flere titalls centimeter. Sesongsvingninger fanger opp dypere jordlag – opptil titalls meter.

På en viss dybde - fra titalls til hundrevis av meter - holdes temperaturen på jorda konstant, lik den gjennomsnittlige årlige lufttemperaturen nær jordoverflaten. Dette er lett å verifisere ved å gå ned i en ganske dyp hule.

Når gjennomsnittlig årlig lufttemperatur i et gitt område er under null, manifesterer dette seg som permafrost (nærmere bestemt permafrost). I Øst-Sibir når tykkelsen, det vil si tykkelsen, av frossen jord hele året 200–300 m stedvis.

Fra en viss dybde (sin egen for hvert punkt på kartet) svekkes solens og atmosfærens virkning så mye at endogene (indre) faktorer kommer først og jordens indre varmes opp fra innsiden, slik at temperaturen begynner å stige med dybden.

Oppvarmingen av de dype lagene av jorden er hovedsakelig assosiert med forfallet av de radioaktive elementene som ligger der, selv om andre varmekilder også er navngitt, for eksempel fysisk-kjemiske, tektoniske prosesser i de dype lagene av jordskorpen og mantelen. Men uansett årsak øker temperaturen på bergarter og tilhørende flytende og gassformige stoffer med dybden. Gruvearbeidere møter dette fenomenet - det er alltid varmt i dype gruver. På 1 km dyp er tretti graders varme normalt, og dypere er temperaturen enda høyere.

Varmestrømmen til jordens indre, som når jordens overflate, er liten - i gjennomsnitt er kraften 0,03–0,05 W / m 2, eller omtrent 350 W h / m 2 per år. På bakgrunn av varmestrømmen fra solen og luften som varmes opp av den, er dette en umerkelig verdi: Solen gir hver kvadratmeter av jordens overflate ca. 4000 kWh årlig, det vil si 10.000 ganger mer (selvfølgelig, dette er i gjennomsnitt, med stor spredning mellom polare og ekvatoriale breddegrader og avhengig av andre klima- og værfaktorer).

Ubetydeligheten av varmestrømmen fra dypet til overflaten i det meste av planeten er assosiert med den lave termiske ledningsevnen til bergarter og særegenhetene til den geologiske strukturen. Men det finnes unntak - steder hvor varmestrømmen er høy. Dette er for det første soner med tektoniske forkastninger, økt seismisk aktivitet og vulkanisme, hvor energien i jordens indre finner en vei ut. Slike soner er preget av termiske anomalier i litosfæren, her kan varmestrømmen som når jordens overflate være mange ganger og til og med størrelsesordener kraftigere enn den "vanlige". En enorm mengde varme bringes til overflaten i disse sonene av vulkanutbrudd og varme kilder med vann.

Det er disse områdene som er mest gunstige for utbygging av geotermisk energi. På Russlands territorium er dette først og fremst Kamchatka, Kuriløyene og Kaukasus.

Samtidig er utviklingen av geotermisk energi mulig nesten overalt, siden økningen i temperatur med dybden er et allestedsnærværende fenomen, og oppgaven er å "utvinne" varme fra tarmene, akkurat som mineralske råvarer utvinnes derfra.

I gjennomsnitt øker temperaturen med dybden med 2,5–3°C for hver 100 m. Forholdet mellom temperaturforskjellen mellom to punkter som ligger på forskjellige dyp og dybdeforskjellen mellom dem kalles den geotermiske gradienten.

Det resiproke er det geotermiske trinnet, eller dybdeintervallet der temperaturen stiger med 1°C.

Jo høyere gradienten er og følgelig jo lavere trinnet er, desto nærmere varmen fra jordens dyp nærmer seg overflaten, og jo mer lovende er dette området for utvikling av geotermisk energi.

I ulike områder, avhengig av den geologiske strukturen og andre regionale og lokale forhold, kan temperaturøkningshastigheten med dybden variere dramatisk. På jordens skala når svingningene i verdiene til geotermiske gradienter og trinn 25 ganger. For eksempel, i staten Oregon (USA) er gradienten 150 °C per 1 km, og i Sør-Afrika er den 6 °C per 1 km.

Spørsmålet er, hva er temperaturen på store dyp - 5, 10 km eller mer? Hvis trenden fortsetter, bør temperaturene på 10 km dyp i gjennomsnitt ligge på rundt 250–300°C. Dette bekreftes mer eller mindre av direkte observasjoner i ultradype brønner, selv om bildet er mye mer komplisert enn den lineære temperaturøkningen.

For eksempel, i Kola superdeep-brønnen boret i Baltic Crystalline Shield, endres temperaturen med en hastighet på 10°C/1 km til en dybde på 3 km, og deretter blir den geotermiske gradienten 2–2,5 ganger større. På en dybde på 7 km er det allerede registrert en temperatur på 120°C, ved 10 km - 180°C og ved 12 km - 220°C.

Et annet eksempel er en brønn lagt i det nordlige Kaspiske hav, hvor det på en dybde på 500 m ble registrert en temperatur på 42°C, ved 1,5 km - 70°C, ved 2 km - 80°C, ved 3 km - 108°C.

Det antas at den geotermiske gradienten avtar fra en dybde på 20–30 km: på en dybde på 100 km er de estimerte temperaturene omtrent 1300–1500°C, på en dybde på 400 km - 1600°C, i jordens kjerne (dybder på mer enn 6000 km) - 4000–5000°C.

På dyp opp til 10–12 km måles temperatur gjennom borede brønner; der de ikke finnes, bestemmes det av indirekte tegn på samme måte som på større dyp. Slike indirekte tegn kan være arten av passasjen av seismiske bølger eller temperaturen til lavaen som bryter ut.

Men for geotermisk energiformål er data om temperaturer på dyp på mer enn 10 km ennå ikke av praktisk interesse.

Det er mye varme på flere kilometers dyp, men hvordan heve den? Noen ganger løser naturen selv dette problemet for oss ved hjelp av en naturlig kjølevæske - oppvarmet termisk vann som kommer til overflaten eller ligger på en dybde som er tilgjengelig for oss. I noen tilfeller blir vannet i dypet oppvarmet til damptilstand.

Det er ingen streng definisjon av begrepet "termisk farvann". Som regel betyr de varmt grunnvann i flytende tilstand eller i form av damp, inkludert de som kommer til jordoverflaten med en temperatur over 20 ° C, det vil si som regel høyere enn lufttemperaturen.

Varmen til grunnvann, damp, damp-vannblandinger er hydrotermisk energi. Følgelig kalles energi basert på bruken hydrotermisk.

Situasjonen er mer komplisert med produksjon av varme direkte fra tørre bergarter - petrotermisk energi, spesielt siden tilstrekkelig høye temperaturer, som regel, begynner fra dybder på flere kilometer.

På Russlands territorium er potensialet for petrotermisk energi hundre ganger høyere enn hydrotermisk energi - henholdsvis 3500 og 35 billioner tonn standard drivstoff. Dette er ganske naturlig - varmen fra jordens dyp er overalt, og termisk vann finnes lokalt. På grunn av åpenbare tekniske vanskeligheter brukes imidlertid det meste av termalvannet til å generere varme og elektrisitet.

Vanntemperaturer fra 20-30 til 100°C egner seg for oppvarming, temperaturer fra 150°C og over - og for generering av elektrisitet i geotermiske kraftverk.

Generelt er geotermiske ressurser på Russlands territorium, i form av tonn standard drivstoff eller en hvilken som helst annen energimålingsenhet, omtrent 10 ganger høyere enn reserver av fossilt brensel.

Teoretisk sett var det bare geotermisk energi som kunne dekke landets energibehov fullt ut. I praksis, for øyeblikket, på det meste av landets territorium, er dette ikke mulig av tekniske og økonomiske årsaker.

I verden er bruken av geotermisk energi oftest forbundet med Island – et land som ligger i den nordlige enden av Midt-Atlanterhavsryggen, i en ekstremt aktiv tektonisk og vulkansk sone. Sannsynligvis husker alle det kraftige utbruddet av vulkanen Eyyafyatlayokudl ( Eyjafjallajökull) i 2010.

Det er takket være denne geologiske spesifisiteten at Island har enorme reserver av geotermisk energi, inkludert varme kilder som kommer til jordens overflate og til og med fosser ut i form av geysirer.

På Island er mer enn 60 % av all energi som forbrukes i dag hentet fra jorden. Inkludert på grunn av geotermiske kilder, leveres 90 % av oppvarmingen og 30 % av elektrisitetsproduksjonen. Vi legger til at resten av elektrisiteten i landet produseres av vannkraftverk, det vil si også ved hjelp av en fornybar energikilde, takket være at Island ser ut som en slags global miljøstandard.

«Temmingen» av geotermisk energi på 1900-tallet hjalp Island betydelig økonomisk. Fram til midten av forrige århundre var det et veldig fattig land, nå rangerer det først i verden når det gjelder installert kapasitet og produksjon av geotermisk energi per innbygger, og er på topp ti når det gjelder absolutt installert kapasitet for geotermisk kraft planter. Imidlertid er befolkningen bare 300 tusen mennesker, noe som forenkler oppgaven med å bytte til miljøvennlige energikilder: behovet for det er generelt lite.

I tillegg til Island leveres en høy andel geotermisk energi i den totale balansen av elektrisitetsproduksjon i New Zealand og øystatene i Sørøst-Asia (Filippinene og Indonesia), landene i Mellom-Amerika og Øst-Afrika, hvis territorium også er preget av ved høy seismisk og vulkansk aktivitet. For disse landene, på deres nåværende utviklingsnivå og behov, gir geotermisk energi et betydelig bidrag til sosioøkonomisk utvikling.

Bruken av geotermisk energi har en svært lang historie. Et av de første kjente eksemplene er Italia, et sted i provinsen Toscana, nå kalt Larderello, hvor man allerede på begynnelsen av 1800-tallet brukte lokalt varmt termalvann, som strømmet naturlig eller utvunnet fra grunne brønner, til energi. formål.

Vann fra underjordiske kilder, rikt på bor, ble brukt her for å få borsyre. Til å begynne med ble denne syren oppnådd ved fordampning i jernkjeler, og vanlig ved ble tatt som brensel fra nærliggende skoger, men i 1827 skapte Francesco Larderel et system som fungerte på varmen i vannet selv. Samtidig begynte energien fra naturlig vanndamp å bli brukt til drift av borerigger, og på begynnelsen av 1900-tallet til oppvarming av lokale hus og drivhus. På samme sted, i Larderello, i 1904, ble termisk vanndamp en energikilde for å generere elektrisitet.

Eksemplet med Italia på slutten av 1800- og begynnelsen av 1900-tallet ble fulgt av noen andre land. For eksempel, i 1892, ble termisk vann først brukt til lokal oppvarming i USA (Boise, Idaho), i 1919 - i Japan, i 1928 - på Island.

I USA dukket det første hydrotermiske kraftverket opp i California på begynnelsen av 1930-tallet, i New Zealand - i 1958, i Mexico - i 1959, i Russland (verdens første binære GeoPP) - i 1965.

Et gammelt prinsipp ved en ny kilde

Elektrisitetsproduksjon krever en høyere vannkildetemperatur enn oppvarming, over 150°C. Driftsprinsippet for et geotermisk kraftverk (GeoES) ligner på driftsprinsippet for et konvensjonelt termisk kraftverk (TPP). Faktisk er et geotermisk kraftverk en type termisk kraftverk.

Ved termiske kraftverk fungerer som regel kull, gass eller fyringsolje som den primære energikilden, og vanndamp fungerer som arbeidsvæske. Drivstoffet, når det brennes, varmer vannet til en tilstand av damp, som roterer dampturbinen, og det genererer elektrisitet.

Forskjellen på GeoPP er at den primære energikilden her er varmen fra jordens indre og arbeidsfluidet i form av damp kommer inn i turbinbladene til den elektriske generatoren i "klar" form direkte fra produksjonsbrønnen.

Det er tre hovedordninger for GeoPP-drift: direkte, ved bruk av tørr (geotermisk) damp; indirekte, basert på hydrotermisk vann, og blandet, eller binært.

Bruken av en eller annen ordning avhenger av aggregeringstilstanden og temperaturen til energibæreren.

Den enkleste og derfor den første av de mestrede ordningene er den direkte, der dampen som kommer fra brønnen føres direkte gjennom turbinen. Verdens første GeoPP i Larderello i 1904 opererte også på tørr damp.

GeoPP-er med en indirekte driftsordning er de vanligste i vår tid. De bruker varmt underjordisk vann, som pumpes under høyt trykk inn i en fordamper, hvor en del av det fordampes, og den resulterende dampen roterer en turbin. I noen tilfeller kreves det ekstra enheter og kretser for å rense geotermisk vann og damp fra aggressive forbindelser.

Eksosdampen kommer inn i injeksjonsbrønnen eller brukes til romoppvarming - i dette tilfellet er prinsippet det samme som under driften av en CHP.

Ved binære GeoPPs interagerer varmt termisk vann med en annen væske som fungerer som en arbeidsvæske med et lavere kokepunkt. Begge væskene føres gjennom en varmeveksler, hvor termisk vann fordamper arbeidsvæsken, hvis damp roterer turbinen.

Dette systemet er lukket, noe som løser problemet med utslipp til atmosfæren. I tillegg gjør arbeidsvæsker med relativt lavt kokepunkt det mulig å bruke ikke veldig varmt termisk vann som primær energikilde.

Alle tre ordningene bruker en hydrotermisk kilde, men petrotermisk energi kan også brukes til å generere elektrisitet.

Kretsskjemaet i dette tilfellet er også ganske enkelt. Det er nødvendig å bore to sammenkoblede brønner - injeksjon og produksjon. Vann pumpes inn i injeksjonsbrønnen. På dypet varmes det opp, deretter tilføres oppvarmet vann eller damp dannet som følge av sterk oppvarming til overflaten gjennom en produksjonsbrønn. Videre avhenger alt av hvordan den petrotermiske energien brukes - til oppvarming eller til produksjon av elektrisitet. En lukket syklus er mulig med pumping av eksosdamp og vann tilbake til injeksjonsbrønnen eller en annen metode for avhending.

Ulempen med et slikt system er åpenbar: for å oppnå en tilstrekkelig høy temperatur på arbeidsfluidet, er det nødvendig å bore brønner til stor dybde. Og dette er en alvorlig kostnad og risiko for betydelig varmetap når væsken beveger seg opp. Derfor er petrotermiske systemer fortsatt mindre vanlige enn hydrotermiske, selv om potensialet for petrotermisk energi er størrelsesorden høyere.

For tiden er lederen i etableringen av de såkalte petrotermiske sirkulasjonssystemene (PCS) Australia. I tillegg utvikler denne retningen for geotermisk energi aktivt i USA, Sveits, Storbritannia og Japan.

Gave fra Lord Kelvin

Oppfinnelsen av varmepumpen i 1852 av fysikeren William Thompson (aka Lord Kelvin) ga menneskeheten en reell mulighet til å bruke lavgradsvarmen i de øvre lagene av jorda. Varmepumpesystemet, eller varmemultiplikatoren som Thompson kalte det, er basert på den fysiske prosessen med å overføre varme fra omgivelsene til kjølemediet. Faktisk bruker den samme prinsipp som i petrotermiske systemer. Forskjellen ligger i varmekilden, i forbindelse med hvilken et terminologisk spørsmål kan oppstå: i hvilken grad kan en varmepumpe betraktes som et geotermisk system? Faktum er at i de øvre lagene, til dybder på titalls eller hundrevis av meter, blir bergartene og væskene i dem oppvarmet ikke av jordens dype varme, men av solen. Det er altså solen i dette tilfellet som er den primære varmekilden, selv om den, som i geotermiske systemer, tas fra jorden.

Driften av en varmepumpe er basert på forsinkelsen i oppvarming og avkjøling av jorda sammenlignet med atmosfæren, som et resultat av at det dannes en temperaturgradient mellom overflaten og dypere lag, som holder på varmen selv om vinteren, i likhet med hva som skjer i reservoarene. Hovedformålet med varmepumper er romoppvarming. Faktisk er det et "kjøleskap i revers". Både varmepumpen og kjøleskapet samhandler med tre komponenter: det indre miljøet (i det første tilfellet - et oppvarmet rom, i det andre - et avkjølt kjølekammer), det ytre miljøet - en energikilde og et kjølemiddel (kjølemiddel), som er også en kjølevæske som gir varmeoverføring eller kulde.

Et stoff med lavt kokepunkt fungerer som et kjølemiddel, som gjør at det kan ta varme fra en kilde som til og med har en relativt lav temperatur.

I kjøleskapet kommer det flytende kjølemediet inn i fordamperen gjennom en strupe (trykkregulator), hvor væsken fordamper på grunn av en kraftig trykkreduksjon. Fordampning er en endoterm prosess som krever at varme absorberes utenfra. Som et resultat tas det varme fra innerveggene i fordamperen, noe som gir en kjølende effekt i kjøleskapskammeret. Lenger fra fordamperen suges kjølemediet inn i kompressoren, hvor det går tilbake til flytende aggregeringstilstand. Dette er den omvendte prosessen, som fører til frigjøring av den tatt varmen til det ytre miljøet. Som regel blir det kastet inn i rommet, og bakveggen på kjøleskapet er relativt varm.

Varmepumpen fungerer på nesten samme måte, med den forskjellen at varme hentes fra det ytre miljøet og kommer inn i det indre miljøet gjennom fordamperen - romvarmesystemet.

I en ekte varmepumpe varmes vann opp, passerer gjennom en ekstern krets lagt i bakken eller et reservoar, og kommer deretter inn i fordamperen.

I fordamperen overføres varme til en intern krets fylt med et kjølemiddel med lavt kokepunkt, som passerer gjennom fordamperen og endrer seg fra flytende til gassformig tilstand og tar varme.

Videre går det gassformige kjølemediet inn i kompressoren, hvor det komprimeres til høyt trykk og temperatur, og går inn i kondensatoren, hvor varmevekslingen finner sted mellom den varme gassen og varmebæreren fra varmesystemet.

Kompressoren krever strøm for å fungere, men transformasjonsforholdet (forholdet mellom energi forbrukt og produsert) i moderne systemer er høyt nok til å sikre effektiviteten.

For tiden er varmepumper mye brukt til romoppvarming, hovedsakelig i økonomisk utviklede land.

Økoriktig energi

Geotermisk energi anses som miljøvennlig, noe som generelt er sant. Først og fremst bruker den en fornybar og praktisk talt uuttømmelig ressurs. Geotermisk energi krever ikke store arealer, i motsetning til store vannkraftverk eller vindkraftverk, og forurenser ikke atmosfæren, i motsetning til hydrokarbonenergi. I gjennomsnitt opptar GeoPP 400 m 2 i form av 1 GW generert elektrisitet. Det samme tallet for et kullfyrt termisk kraftverk er for eksempel 3600 m 2. Miljøgevinstene til GeoPP inkluderer også lavt vannforbruk - 20 liter ferskvann per 1 kW, mens termiske kraftverk og kjernekraftverk krever ca 1000 liter. Merk at dette er miljøindikatorene for den "gjennomsnittlige" GeoPP.

Men det er fortsatt negative bivirkninger. Blant dem skilles oftest støy, termisk forurensning av atmosfæren og kjemisk forurensning av vann og jord, samt dannelse av fast avfall.

Hovedkilden til kjemisk forurensning av miljøet er selve termalvannet (med høy temperatur og mineralisering), som ofte inneholder store mengder giftige forbindelser, og derfor er det et problem med avhending av avløpsvann og farlige stoffer.

De negative effektene av geotermisk energi kan spores i flere stadier, og starter med boring av brønner. Her oppstår de samme farene som ved boring av en hvilken som helst brønn: ødeleggelse av jord og vegetasjonsdekke, forurensning av jord og grunnvann.

På driftsstadiet av GeoPP vedvarer problemene med miljøforurensning. Termiske væsker - vann og damp - inneholder typisk karbondioksid (CO 2), svovelsulfid (H 2 S), ammoniakk (NH 3), metan (CH 4), vanlig salt (NaCl), bor (B), arsen (As) ), kvikksølv (Hg). Når de slippes ut i miljøet, blir de kilder til forurensning. I tillegg kan et aggressivt kjemisk miljø forårsake korrosjonsskader på GeoTPP-strukturer.

Samtidig er utslippene av forurensende stoffer ved GeoPP i gjennomsnitt lavere enn ved TPP. For eksempel er karbondioksidutslipp per kilowattime produsert elektrisitet opptil 380 g ved GeoPPs, 1042 g ved kullfyrte termiske kraftverk, 906 g ved fyringsolje og 453 g ved gassfyrte termiske kraftverk.

Spørsmålet oppstår: hva skal man gjøre med avløpsvann? Med lav saltholdighet kan den etter avkjøling slippes ut i overflatevann. Den andre måten er å pumpe den tilbake i akviferen gjennom en injeksjonsbrønn, som er den foretrukne og dominerende praksisen for tiden.

Utvinning av termisk vann fra akviferer (samt utpumping av vanlig vann) kan forårsake innsynkning og grunnbevegelser, andre deformasjoner av geologiske lag og mikrojordskjelv. Sannsynligheten for slike fenomener er vanligvis lav, selv om enkelttilfeller er registrert (for eksempel ved GeoPP i Staufen im Breisgau i Tyskland).

Det skal understrekes at de fleste GeoPP-ene er lokalisert i relativt tynt befolkede områder og i tredjeverdensland, hvor miljøkravene er mindre strenge enn i utviklede land. I tillegg er antallet GeoPP-er og deres kapasitet for øyeblikket relativt liten. Med en større utbygging av geotermisk energi kan miljørisikoen øke og formere seg.

Hvor mye er energien til jorden?

Investeringskostnadene for bygging av geotermiske systemer varierer i et veldig bredt område - fra 200 til 5000 dollar per 1 kW installert kapasitet, det vil si at de billigste alternativene er sammenlignbare med kostnadene ved å bygge et termisk kraftverk. De avhenger først og fremst av betingelsene for forekomst av termisk vann, deres sammensetning og utformingen av systemet. Boring til store dyp, skaper et lukket system med to brønner, behovet for vannbehandling kan mangedoble kostnadene.

For eksempel er investeringer i etableringen av et petrotermisk sirkulasjonssystem (PTS) estimert til 1,6–4 tusen dollar per 1 kW installert kapasitet, som overstiger kostnadene ved å bygge et kjernekraftverk og kan sammenlignes med kostnadene ved å bygge vind- og vindkraftverk. solkraftverk.

Den åpenbare økonomiske fordelen med GeoTPP er en gratis energibærer. Til sammenligning, i kostnadsstrukturen til et termisk kraftverk eller kjernekraftverk i drift, utgjør drivstoff 50–80 % eller enda mer, avhengig av gjeldende energipriser. Derfor en annen fordel med det geotermiske systemet: driftskostnadene er mer stabile og forutsigbare, siden de ikke er avhengige av den eksterne sammenhengen av energipriser. Generelt er driftskostnadene til GeoTPP estimert til 2–10 cent (60 kopek–3 rubler) per 1 kWh generert kapasitet.

Den nest største (og svært betydelige) utgiftsposten etter energibæreren er som regel lønnen til stasjonsansatte, som kan variere dramatisk fra land til land og region.

I gjennomsnitt er kostnaden for 1 kWh geotermisk energi sammenlignbar med den for termiske kraftverk (i russiske forhold - omtrent 1 rubel / 1 kWh) og ti ganger høyere enn kostnadene for elektrisitetsproduksjon ved vannkraftverk (5–10 kopek) / 1 kWh).

Noe av årsaken til de høye kostnadene er at i motsetning til termiske og hydrauliske kraftverk har GeoTPP en relativt liten kapasitet. I tillegg er det nødvendig å sammenligne systemer lokalisert i samme region og under lignende forhold. Så, for eksempel, i Kamchatka, ifølge eksperter, koster 1 kWh geotermisk elektrisitet 2-3 ganger billigere enn elektrisitet produsert ved lokale termiske kraftverk.

Indikatorene for økonomisk effektivitet i det geotermiske systemet avhenger for eksempel av om det er nødvendig å disponere avløpsvann og på hvilke måter dette gjøres, om kombinert bruk av ressursen er mulig. Dermed kan kjemiske elementer og forbindelser utvunnet fra termisk vann gi ekstra inntekt. Husk eksemplet med Larderello: det var kjemisk produksjon som var primært der, og bruken av geotermisk energi var i utgangspunktet av hjelpekarakter.

Geothermal Energy Forwards

Geotermisk energi utvikler seg noe annerledes enn vind og sol. For tiden avhenger det i stor grad av selve ressursens natur, som varierer sterkt etter region, og de høyeste konsentrasjonene er knyttet til trange soner med geotermiske anomalier, vanligvis assosiert med områder med tektoniske forkastninger og vulkanisme.

I tillegg er geotermisk energi mindre teknologisk kapasitet sammenlignet med vind og enda mer med solenergi: systemene til geotermiske stasjoner er ganske enkle.

I den samlede strukturen til verdens elektrisitetsproduksjon utgjør den geotermiske komponenten mindre enn 1 %, men i noen regioner og land når andelen 25–30 %. På grunn av koblingen til geologiske forhold er en betydelig del av den geotermiske energikapasiteten konsentrert i tredjeverdensland, hvor det er tre klynger av industriens største utvikling - øyene i Sørøst-Asia, Mellom-Amerika og Øst-Afrika. De to første regionene er en del av Stillehavets "jordens brannbelte", den tredje er knyttet til den østafrikanske riften. Med størst sannsynlighet vil geotermisk energi fortsette å utvikle seg i disse beltene. Et mer fjerntliggende perspektiv er utviklingen av petrotermisk energi, ved å bruke varmen fra jordlagene som ligger på flere kilometers dyp. Dette er en nesten allestedsnærværende ressurs, men utvinningen krever høye kostnader, så petrotermisk energi utvikler seg først og fremst i de mest økonomisk og teknologisk mektige landene.

Generelt sett, gitt geotermiske ressurser allestedsnærværende og et akseptabelt miljøsikkerhetsnivå, er det grunn til å tro at geotermisk energi har gode utviklingsutsikter. Spesielt med den økende trusselen om mangel på tradisjonelle energibærere og stigende priser på dem.

Fra Kamchatka til Kaukasus

I Russland har utviklingen av geotermisk energi en ganske lang historie, og i en rekke posisjoner er vi blant verdens ledende, selv om andelen geotermisk energi i den samlede energibalansen til et stort land fortsatt er ubetydelig.

Pionerene og sentrene for utvikling av geotermisk energi i Russland var to regioner - Kamchatka og Nord-Kaukasus, og hvis vi i det første tilfellet først og fremst snakker om elektrisk kraftindustri, så i det andre - om bruken av termisk energi av termisk vann.

I Nord-Kaukasus - i Krasnodar-territoriet, Tsjetsjenia, Dagestan - ble varmen fra termisk vann brukt til energiformål selv før den store patriotiske krigen. På 1980–1990-tallet stoppet utviklingen av geotermisk energi i regionen av åpenbare årsaker og har ennå ikke kommet seg etter stagnasjonstilstanden. Ikke desto mindre gir geotermisk vannforsyning i Nord-Kaukasus varme til rundt 500 tusen mennesker, og for eksempel er byen Labinsk i Krasnodar-territoriet med en befolkning på 60 tusen mennesker fullstendig oppvarmet av geotermisk vann.

I Kamchatka er historien til geotermisk energi først og fremst knyttet til byggingen av GeoPP. Den første av dem, som fortsatt driver Pauzhetskaya- og Paratunskaya-stasjonene, ble bygget tilbake i 1965–1967, mens Paratunskaya GeoPP med en kapasitet på 600 kW ble den første stasjonen i verden med en binær syklus. Det var utviklingen av sovjetiske forskere S. S. Kutateladze og A. M. Rosenfeld fra Institute of Thermal Physics of the Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences, som i 1965 mottok et opphavsrettsertifikat for utvinning av elektrisitet fra vann med en temperatur på 70 ° C. Denne teknologien ble senere prototypen for mer enn 400 binære GeoPP-er i verden.

Kapasiteten til Pauzhetskaya GeoPP, satt i drift i 1966, var opprinnelig 5 MW og økte deretter til 12 MW. For tiden er anlegget under bygging av en binær blokk, som vil øke kapasiteten med ytterligere 2,5 MW.

Utviklingen av geotermisk energi i Sovjetunionen og Russland ble hemmet av tilgjengeligheten av tradisjonelle energikilder - olje, gass, kull, men stoppet aldri. De største geotermiske kraftanleggene for øyeblikket er Verkhne-Mutnovskaya GeoPP med en total kapasitet på 12 MW kraftenheter, satt i drift i 1999, og Mutnovskaya GeoPP med en kapasitet på 50 MW (2002).

Mutnovskaya og Verkhne-Mutnovskaya GeoPP er unike objekter ikke bare for Russland, men også på global skala. Stasjonene ligger ved foten av Mutnovsky-vulkanen, i en høyde av 800 meter over havet, og opererer under ekstreme klimatiske forhold, hvor det er vinter i 9-10 måneder i året. Utstyret til Mutnovsky GeoPPs, for tiden en av de mest moderne i verden, ble fullstendig skapt av innenlandske foretak innen kraftteknikk.

For tiden er andelen av Mutnovsky-stasjoner i den generelle strukturen for energiforbruket til Central Kamchatka energiknutepunkt 40%. Det er planlagt en kapasitetsøkning i årene som kommer.

Separat bør det sies om russisk petrotermisk utvikling. Vi har ennå ikke store PDS, men det finnes avanserte teknologier for boring til store dyp (ca. 10 km), som heller ikke har noen analoger i verden. Deres videre utvikling vil gjøre det mulig å drastisk redusere kostnadene ved å lage petrotermiske systemer. Utviklerne av disse teknologiene og prosjektene er N. A. Gnatus, M. D. Khutorskoy (Geological Institute of the Russian Academy of Sciences), A. S. Nekrasov (Institute of Economic Forecasting of the Russian Academy of Sciences) og spesialister fra Kaluga Turbine Plant. For tiden er prosjektet med petrotermisk sirkulasjonssystem i Russland på pilotstadiet.

Det er utsikter for geotermisk energi i Russland, selv om de er relativt fjerne: for øyeblikket er potensialet ganske stort og posisjonen til tradisjonell energi er sterk. Samtidig, i en rekke avsidesliggende regioner av landet, er bruken av geotermisk energi økonomisk lønnsom og er etterspurt selv nå. Dette er territorier med et høyt geoenergipotensial (Tsjukotka, Kamchatka, Kurilene - den russiske delen av Stillehavet "Jordens brannbelte", fjellene i Sør-Sibir og Kaukasus) og samtidig fjerntliggende og avskåret fra sentralisert energiforsyning.

Det er sannsynlig at geotermisk energi i vårt land vil utvikle seg i de kommende tiårene nettopp i slike regioner.

Temperaturen inne i jorden er oftest en ganske subjektiv indikator, siden den nøyaktige temperaturen bare kan kalles på tilgjengelige steder, for eksempel i Kola-brønnen (dybde 12 km). Men dette stedet tilhører den ytre delen av jordskorpen.

Temperaturer på forskjellige dyp av jorden

Som forskere har funnet, stiger temperaturen med 3 grader hver 100. meter dypt ned i jorden. Dette tallet er konstant for alle kontinenter og deler av kloden. En slik temperaturøkning skjer i den øvre delen av jordskorpen, omtrent de første 20 kilometerne, deretter avtar temperaturøkningen.

Den største økningen ble registrert i USA, hvor temperaturen steg med 150 grader per 1000 meter dypt ned i jorden. Den tregeste veksten ble registrert i Sør-Afrika, termometeret steg med bare 6 grader Celsius.

På cirka 35-40 kilometers dyp svinger temperaturen rundt 1400 grader. Grensen til mantelen og den ytre kjernen på en dybde på 25 til 3000 km varmes opp fra 2000 til 3000 grader. Den indre kjernen varmes opp til 4000 grader. Temperaturen i midten av jorden, ifølge den siste informasjonen som er oppnådd som et resultat av komplekse eksperimenter, er omtrent 6000 grader. Solen kan skilte med samme temperatur på overflaten.

Minimum og maksimum temperaturer på jordens dyp

Når du beregner minimums- og maksimumstemperaturene inne i jorden, blir ikke dataene til konstanttemperaturbeltet tatt i betraktning. I denne sonen er temperaturen konstant gjennom hele året. Beltet ligger på en dybde på 5 meter (tropene) og opptil 30 meter (høye breddegrader).

Maksimal temperatur ble målt og registrert på ca. 6000 meters dyp og utgjorde 274 grader Celsius. Minimumstemperaturen inne i jorden er hovedsakelig fastsatt i de nordlige områdene av planeten vår, hvor selv på en dybde på mer enn 100 meter viser termometeret minustemperaturer.

Hvor kommer varme fra og hvordan fordeles den i planetens tarm

Varmen inne i jorden kommer fra flere kilder:

1) Nedbrytning av radioaktive elementer;

2) Gravitasjonsdifferensieringen av materie oppvarmet i jordens kjerne;

3) Tidevannsfriksjon (månens innvirkning på jorden, ledsaget av en retardasjon av sistnevnte).

Dette er noen alternativer for forekomsten av varme i jordens tarmer, men spørsmålet om den komplette listen og riktigheten av den eksisterende er fortsatt åpen.

Varmestrømmen som kommer fra tarmene på planeten vår varierer avhengig av de strukturelle sonene. Derfor har fordelingen av varme på et sted der havet, fjellene eller slettene ligger helt andre indikatorer.

temperaturen inne i jorden. Bestemmelsen av temperaturen i jordskjellene er basert på ulike, ofte indirekte, data. De mest pålitelige temperaturdataene refererer til den øverste delen av jordskorpen, som er eksponert av gruver og borehull til en maksimal dybde på 12 km (Kola-brønn).

Økningen i temperatur i grader Celsius per dybdeenhet kalles geotermisk gradient, og dybden i meter, hvor temperaturen øker med 1 0 C - geotermisk trinn. Den geotermiske gradienten og følgelig det geotermiske trinnet varierer fra sted til sted avhengig av de geologiske forholdene, endogen aktivitet i ulike områder, samt den heterogene varmeledningsevnen til bergarter. Samtidig, ifølge B. Gutenberg, skiller grensene for svingninger seg mer enn 25 ganger. Et eksempel på dette er to skarpt forskjellige gradienter: 1) 150 o per 1 km i Oregon (USA), 2) 6 o per 1 km registrert i Sør-Afrika. I følge disse geotermiske gradientene endres også det geotermiske trinnet fra 6,67 m i det første tilfellet til 167 m i det andre. De vanligste svingningene i gradienten er innenfor 20-50 o , og det geotermiske trinnet er 15-45 m. Gjennomsnittlig geotermisk gradient er lenge tatt ved 30 o C per 1 km.

I følge VN Zharkov er den geotermiske gradienten nær jordoverflaten estimert til 20 o C per 1 km. Basert på disse to verdiene for den geotermiske gradienten og dens invarians dypt ned i jorden, burde det på en dybde på 100 km ha vært en temperatur på 3000 eller 2000 o C. Dette er imidlertid i strid med de faktiske dataene. Det er på disse dypet at magmakamre periodisk oppstår, hvorfra lava strømmer til overflaten, med en maksimal temperatur på 1200-1250 o. Med tanke på denne typen "termometer", mener en rekke forfattere (V. A. Lyubimov, V. A. Magnitsky) at temperaturen på en dybde på 100 km ikke kan overstige 1300-1500 o C.

Ved høyere temperaturer ville mantelbergartene være fullstendig smeltet, noe som motsier den frie passasjen av tverrgående seismiske bølger. Dermed kan den gjennomsnittlige geotermiske gradienten spores kun til en relativt liten dybde fra overflaten (20-30 km), og da bør den avta. Men selv i dette tilfellet, på samme sted, er endringen i temperatur med dybden ikke ensartet. Dette kan sees i eksempelet på temperaturendringer med dybde langs Kola-brønnen som ligger innenfor det stabile krystallinske skjoldet til plattformen. Ved utlegging av denne brønnen ble det forventet en geotermisk gradient på 10 o per 1 km, og derfor var det forventet en temperatur i størrelsesorden 150 o C på designdybden (15 km) En slik gradient var imidlertid bare opp til en dybde på 3 km, og så begynte den å øke med 1,5 -2,0 ganger. På en dybde på 7 km var temperaturen 120 o C, ved 10 km -180 o C, ved 12 km -220 o C. Det antas at ved designdybden vil temperaturen være nær 280 o C. Kaspisk region, i området med mer aktivt endogent regime. I den, på en dybde på 500 m, viste temperaturen seg å være 42,2 o C, ved 1500 m - 69,9 o C, ved 2000 m - 80,4 o C, ved 3000 m - 108,3 o C.

Hva er temperaturen i de dypere sonene i mantelen og kjernen av jorden? Det er innhentet mer eller mindre pålitelige data om temperaturen på bunnen av B-laget i den øvre mantelen (se fig. 1.6). I følge VN Zharkov gjorde "detaljerte studier av fasediagrammet til Mg 2 SiO 4 - Fe 2 Si0 4 det mulig å bestemme referansetemperaturen på en dybde som tilsvarer den første sonen med faseoverganger (400 km)" (dvs. overgang av olivin til spinell). Temperaturen her som et resultat av disse studiene er omtrent 1600 50 o C.

Spørsmålet om fordelingen av temperaturer i mantelen under lag B og i jordens kjerne er ennå ikke løst, og derfor uttrykkes ulike synspunkter. Det kan bare antas at temperaturen øker med dybden med en betydelig nedgang i den geotermiske gradienten og en økning i det geotermiske trinnet. Det antas at temperaturen i jordens kjerne er i området 4000-5000 o C.

Jordens gjennomsnittlige kjemiske sammensetning. For å bedømme jordens kjemiske sammensetning brukes data om meteoritter, som er de mest sannsynlige prøvene av protoplanetarisk materiale som de terrestriske planetene og asteroidene ble dannet av. Til dags dato har mange meteoritter som har falt til jorden til forskjellige tider og på forskjellige steder blitt godt studert. I henhold til sammensetningen skilles tre typer meteoritter: 1) jern, hovedsakelig bestående av nikkeljern (90-91 % Fe), med en liten blanding av fosfor og kobolt; 2) jern-stein(siderolitter), bestående av jern- og silikatmineraler; 3) stein, eller aerolitter, bestående hovedsakelig av jernholdige-magnesianske silikater og inneslutninger av nikkeljern.

De vanligste er steinmeteoritter - ca 92,7 % av alle funn, steinete jern 1,3 % og jern 5,6 %. Steinmeteoritter er delt inn i to grupper: a) kondritter med små avrundede korn - kondriller (90%); b) achondritter som ikke inneholder kondruler. Sammensetningen av steinmeteoritter er nær sammensetningen til ultramafiske magmatiske bergarter. Ifølge M. Bott inneholder de ca. 12 % jern-nikkelfase.

Basert på analysen av sammensetningen av forskjellige meteoritter, så vel som de oppnådde eksperimentelle geokjemiske og geofysiske dataene, gir en rekke forskere et moderne estimat av jordens brutto elementære sammensetning, presentert i tabell. 1.3.

Som det fremgår av dataene i tabellen, refererer den økte fordelingen til de fire viktigste elementene - O, Fe, Si, Mg, som utgjør over 91 %. Gruppen av mindre vanlige elementer inkluderer Ni, S, Ca, A1. De gjenværende elementene i Mendeleevs periodiske system på global skala er av sekundær betydning når det gjelder deres generelle fordeling. Hvis vi sammenligner de gitte dataene med sammensetningen av jordskorpen, kan vi tydelig se en signifikant forskjell som består i en kraftig reduksjon i O, Al, Si og en betydelig økning i Fe, Mg og utseendet til S og Ni i merkbare mengder .

Jordens form kalles geoiden. Jordens dype struktur bedømmes av langsgående og tverrgående seismiske bølger, som, som forplanter seg inne i jorden, opplever brytning, refleksjon og dempning, noe som indikerer jordas lagdeling. Det er tre hovedområder:

Jordskorpen;

mantel: øvre til en dybde på 900 km, nedre til en dybde på 2900 km;

Jordens kjerne er ytre til en dybde på 5120 km, indre til en dybde på 6371 km.

Jordens indre varme er assosiert med forfallet av radioaktive elementer - uran, thorium, kalium, rubidium, etc. Gjennomsnittsverdien av varmefluksen er 1,4-1,5 μkal / cm 2. s.

1. Hva er formen og størrelsen på jorden?

2. Hva er metodene for å studere jordens indre struktur?

3. Hva er jordens indre struktur?

4. Hvilke seismiske seksjoner av første orden skiller seg tydelig fra når man analyserer jordens struktur?

5. Hva er grensene for seksjonene til Mohorovic og Gutenberg?

6. Hva er jordens gjennomsnittlige tetthet og hvordan endres den ved grensen mellom mantelen og kjernen?

7. Hvordan endres varmestrømmen i ulike soner? Hvordan forstås endringen i geotermisk gradient og geotermisk trinn?

8. Hvilke data brukes for å bestemme jordens gjennomsnittlige kjemiske sammensetning?

Litteratur

• Voytkevich G.V. Grunnleggende om teorien om jordens opprinnelse. M., 1988.

• Zharkov V.N. Den indre strukturen til jorden og planetene. M., 1978.

• Magnitsky V.A. Jordens indre struktur og fysikk. M., 1965.

• Essays komparativ planetologi. M., 1981.

• Ringwood A.E. Jordens sammensetning og opprinnelse. M., 1981.

Jordtemperaturen endres kontinuerlig med dybde og tid. Det avhenger av en rekke faktorer, hvorav mange er vanskelige å gjøre rede for. Sistnevnte inkluderer for eksempel: vegetasjonens natur, skråningens eksponering for kardinalpunktene, skyggelegging, snødekke, naturen til selve jordsmonnet, tilstedeværelsen av supra-permafrostvann osv. stabil, og den avgjørende påvirkning her forblir med lufttemperaturen.

Jordtemperatur på forskjellige dyp og i forskjellige perioder av året kan oppnås ved direkte målinger i termiske brønner, som legges i ferd med å kartlegge. Men denne metoden krever langsiktige observasjoner og betydelige utgifter, noe som ikke alltid er berettiget. Dataene innhentet fra en eller to brønner er spredt over store områder og lengder, noe som forvrenger virkeligheten betydelig slik at de beregnede dataene om grunntemperaturen i mange tilfeller viser seg å være mer pålitelige.

Permafrost jordtemperatur på enhver dybde (opptil 10 m fra overflaten) og for en hvilken som helst periode av året kan bestemmes av formelen:

tr = mt°, (3,7)

hvor z er dybden målt fra VGM, m;

tr er jordtemperaturen ved dybden z, deg.

τr – tid lik et år (8760 t);

τ er tiden regnet frem (til og med 1. januar) fra begynnelsen av høstens frysing av jorda til det øyeblikket temperaturen måles, i timer;

exp x er eksponenten (eksponentialfunksjonen exp er hentet fra tabellene);

m - koeffisient avhengig av perioden av året (for perioden oktober - mai m = 1,5-0,05z, og for perioden juni-september m = 1)

Den laveste temperaturen på en gitt dybde vil være når cosinus i formel (3.7) blir lik -1, dvs. minimum jordtemperatur for året på en gitt dybde vil være

tr min = (1,5-0,05z) t°, (3,8)

Maksimal jordtemperatur i dybden z vil være når cosinus tar en verdi lik én, dvs.

tr maks = t°, (3,9)

I alle tre formlene bør verdien av den volumetriske varmekapasiteten C m beregnes for jordtemperaturen t ° ved å bruke formelen (3.10).

С 1 m = 1/W, (3,10)

Jordtemperatur i laget av sesongmessig tining kan også bestemmes ved beregning, tatt i betraktning at temperaturendringen i dette laget er ganske nøyaktig tilnærmet ved en lineær avhengighet for følgende temperaturgradienter (tabell 3.1).

Etter å ha beregnet i henhold til en av formlene (3.8) - (3.9) jordtemperaturen på nivået til VGM, dvs. setter vi Z=0 i formlene, og ved hjelp av Tabell 3.1 bestemmer vi jordtemperaturen på en gitt dybde i det sesongmessige tinelaget. I de øverste lagene av jorda, opp til ca. 1 m fra overflaten, er karakteren av temperatursvingninger svært sammensatt.

Tabell 3.1

Temperaturgradient i det sesongmessige tinelaget i en dybde under 1 m fra bakkeoverflaten

Merk. Tegnet på gradienten vises mot overflaten.

For å få den beregnede jordtemperaturen i et meterlag fra overflaten, kan du gå frem som følger. Beregn temperaturen på en dybde på 1 m og temperaturen på jordoverflaten på dagtid, og bestem deretter, ved å interpolere fra disse to verdiene, temperaturen på en gitt dybde.

Temperaturen på jordoverflaten t p i den kalde årstiden kan tas lik lufttemperaturen. I sommerperioden:

t p \u003d 2 + 1,15 t in, (3.11)

hvor t p er overflatetemperaturen i grader.

t i - lufttemperatur i grader.

Jordtemperatur med ikke-sammenflytende permafrost beregnes annerledes enn ved sammenslåing. I praksis kan vi anta at temperaturen på WGM-nivå vil være 0°C gjennom hele året. Den beregnede temperaturen til permafrostjorden ved en gitt dybde kan bestemmes ved interpolasjon, forutsatt at den varierer i dybden i henhold til en lineær lov fra t° på en dybde på 10 m til 0°C ved dybden av VGM. Temperaturen i det tinte laget h t kan måles fra 0,5 til 1,5°C.

I det sesongmessige fryselaget h p kan jordtemperaturen beregnes på samme måte som for det sesongmessige tinelaget til den sammenslående permafrostsonen, d.v.s. i laget h p - 1 m langs temperaturgradienten (tabell 3.1), tatt i betraktning temperaturen på dybden h p lik 0 ° C i den kalde årstiden og 1 ° C om sommeren. I det øvre meterlaget jord bestemmes temperaturen ved interpolasjon mellom temperaturen på 1 m dybde og temperaturen ved overflaten.