Baza Sistemelor Geoexchange

2.1 Energia geotermic` – provenien\`, caracteristici

Temperatura la ad@ncimi mai mari de 10m r`m@ne relativ constant` pe par- cursul anului, de]i temperatura exterioar` variaz` considerabil de la un anotimp la altul. P`m@ntul are capacitatea de a absorbi ]i de a stoca energia termic`. Pentru o ad@ncime dat` energia termic` care este stocat` este constituit` din energie termic` intern` – energie geotermic` – a p`m@ntului ]i energie solar` acumulat` [n partea superioar`, aceasta din urm` [n cantitate extrem de mic` [4], [5].

Cantitatea de energie geotermic`, modalitatea de transfer a acestei energii prin roci, deriv` de fapt din structura intern` a P`m@ntului ca planet`.

Scurgerea de energie caloric` din interiorul spre exteriorul planetei este mai mic` decât energia solar` acumulat`. Fluxul geotermic este cea mai important` manifestare de energie printre fenomenele din interiorul P`mântului.

Energia geotermic` este energia con\inut` de materia anorganic` din interiorul P`mântului acumulat` sub form` de c`ldur` sensibil`. Aceasta provine din:

descompunerea lent` a substan\elor radioactive ce se g`sesc în mod natural în majoritatea tipurilor de roci,

apropierea de zonele magmatice – camere magmatice

apropierea de miezul fluid al P`m@ntului, prin sub\ierea scoar\ei terestre,

demagnetizarea natural` a rocilor paramagnetice.

Se apreciaz` c`, [n medie, densitatea fluxului termic primit` de Pamânt de la Soare este: q=0.13W/m2

Descompunerea lent` a substan\elor radioactive a fost o caracteristic` nea]- teptat` a materiei ce a fost pus` în eviden\` odat` cu descoperirea familiilor de elemente radioactive: uraniu, thoriu ]i actiniu ]i potasiu. La început s-a considerat c` aceast` manifestare este o proprietate exclusiv` a elemetelor men\ionate, mai târziu Le Bon ]i E. Ritherford descoperind c` de fapt aceste elemente sunt stadiul primar al evolu\iei materiei, stadiu de care celelate elemente au trecut deja. Totu]i, cu toate studiile, adev`rata cauz` a dezintegr`rii atomului nu este cunoscut` [22].

O influen\a major` o are dezintegrarea natural` a U, Th ]i K ce se manifest` prin radia\ii corpusculare α ]i β ]i radia\ii electromagnetice γ. Concentra\ia acestor trei elemente în scoar\a terestr`, denumit` ]i Clark [4], [5], [22] [35], este prezentat` [n tabelul 2.1.

Tabel 2.1 Concentra\ia elementelor U, Th ]i K [n scoar\a terestr` [22]

Dac` se interpreteaz` moto groso tabelul 2.1 s-ar putea spune c` elementele radioactive men\ionate se g`sesc în rocile din scoar\a terestr` în urm`toarele concentra\ii: U – 4g/t roc`; Th – 16g/t roc`; K – 22g/t roci.

Principalele minerale ce con\in aceste elemente sunt:

uraninit, toberit – U;

monazit, thorit – Th;

silvin`, carnalit, muscovit, biotit – K.

O caracteristic` important` a acestor elemente este marea lor dispersie [n scoar\a terestr`, practic nu exist` materie care s` nu con\in` unul dintre aceste elemente, sau produse ale dezintegr`rii lor [n diverse concentra\ii ]i cantit`\i [4], [22].

Procesul care intereseaz` cel mai mult este acela de generare a c`ldurii ca rezultat a convertirii energiei cinetice rezultate [n urma frec`rii cu substan\a ce constituie mediul înconjur`tor, la dezintegrare odat` cu emisia radia\iilor a, b ]i g. 25% energia astfel rezultat` este convertit` în energie termic` a]adar [n acest proces se cedeaz` o cantitate de c`ldur` [nsemnat` rocilor ce compun scoar\a terestr` [22].

{n tabelul 2.2 sunt exemplificate câteva debite de c`ldur`, dar ]i alte caracteristici termice pentru principalele roci constituente ale scoar\ei ]i care con\in elemente radioactive diseminate.

Tabel 2.2 Propriet`\ile termice ]i debite de c`ldur` degajate de rocile constituente ale scoar\ei terestre cu elemente radioactive diseminate ( la suprafa\a P`mântului ]i la 20 oC) [22]

Dac` ini\ial se credea c` P`m@ntul este plan, sau c` este centrul Universului, [ncet, [ncet, odat` cu dezvoltarea ]tiin\elor s-a conchis c` are o form` special` nu- mit` geoid; o sfer` turtit` la poli.

Structura intern` a fost mereu subiect de controvers` ]i exist` mai multe mode- le de structur` intern` fiecare cu lipsurile ]i plusurile ei [22] [37] [81-85] [99].

Dealtfel o structur` clar` cu care toat` lumea s` fie de acord nu exist` [nc`, dar se poate considera c` exist` anumite particularit`\i cu care majoritatea cercet`torilor sunt de acord cum ar fi o succesiune aproximativ [n "p`turi" a unor zone ]i discontinuit`\i.

A]a cum se poate vedea ]i din diagrama schematic` din Fig. 2.1 structura intern` a P`m@ntului e mult mai complicat` dec@t a presupus Thomson.

Crusta oceanic` este total diferit` de cea continental`; cea oceanic` foarte sub\i- re aproximativ 5-8 km, ]i este compus` în principal din minerale ]i roci bazice: bazalte, dolerite ]i gabrouri, crusta continental` are [ntre15-50 km, dar paleta de roci este mult

mai larg` cu granite, gnaise, dar ]i roci calcaroase, roci bazate pe minerale bogate [n

siliciu ]i cuar\.

Fig. 2.1 Diagram` schematic` a structurii P`mântului, care arat` procentul de c`ldur` geogen` derivat` din miezul fierbinte, manta ]i crust`, comparativ cu

volumul acestor trei zone ale planetei, structura tipic` a litosferei în pl`ci cont nentale ]i oceanice (prelucrare dup` imaginile geogologice ]i geografice) [81-88]

Dimensiunile P`m@ntului:

raza: 6370 km;

circumferin\a: 40000 km ]i suprafa\a;

510 milioane km2 ;

flux mediu total de c`ldur` geotermic` de 44 TW, din caracteristicile rocilor ]i mineralelor constituente (Dickson ]i Fanelli, 2004).

S-a constatat c` temperatura din interiorul P`mântului cre]te în medie cu 1oC la fiecare 33 m; aceast` cre]tere poart` numele de gradient geotermic. Exist` nume- roase zone unde valoarea gradientului geotermic difer` considerabil fa\` de aceast` valoarea medie. Spre exemplu în zonele unde platoul de roc` a suferit pr`bu]iri rapide

]i bazinul este umplut cu sedimente „foarte tinere” din punct de vedere geologic, gra- dientul geotermic poate fi mai mic de 1°C/33 m.

Pe de alt` parte în alte zone gradientul dep`]e]te de câteva ori media. Aceste zone sunt adev`rate rezervoare subterane, de energie geotermic` de poten\ial ridicat.

{n anumite condi\ii favorabile, aceste rezerve pot fi exploatate în instala\iile de [nc`lzire

]i înstala\iile de preparare a apei calde menajere ]i sau a energiei electrice [98].

Fig. 2.2 Bloc diagram` cu structuri ale rocilor efuzive ]i intruzive genera- toare de poten\ial termic – prelucrare dup` scheme de curs geologie struc- tural` (1985)

Zonele adiacente structurilor rocilor eruptive efuzive ]i intruzive au o temperatur` mai ridicat` decât celelalte zone ceea ce face ca gradientul geotermic s` fie mai ridicat decât media, evident temperatura fiind func\ie de gradul de r`cire a magmei din forma\iunile respective (Fig. 2.2). Deci ]i la ad@ncimi de 75 -120 m în interiorul p`m@ntului se poate [nregistra o temperatur` de 12-15 oC care se poate folosi pentru ob\inerea energiei termice primare necesare unei pompe de c`ldur`, mai precis prin introducerea unei \evi prin care circul`, fie ap`, fie glicol [i ap`, se va prelua aceast` energie prin înc`lzirea agentului termic ce circul` prin \evi [1]. Marele avantaj al acestui sistem este acela c` vara se poate folosi pentru r`cirea înc`perilor, iar iarna pentru înc`lzire. Pe lâng` faptul ca sunt neutre pentru clim` caracteristicile conving`toare ale acestor agen\i fri- gorifici includ mai presus de toate propriet`\ile lor excelente termodinamice ]i un nivel ridicat de eficien\` economic` [10]. Atât apa cât ]i amestecul de ap` cu glicol sunt fiabili

]i siguri, fapt dovedit de experien\a [n exploatare.

Având în vedere importan\a tot mai mare ce este atribuit` eficien\ei energetice ]i protejarii resurselor, sectorul de pompe de c`ldur`, va trebui s` folosesc` tot mai mult poten\ialul oferit de agen\i frigorifici naturali.

De la miezul topit pan` la suprafa\a sa, temperatura P`mântului variaz` cu mai multe mii de grade. C`ldura din interiorului P`mântului este acumulat` prin intermediul unei combina\ii de mecanisme greu de în\eles (note de curs geologie structural` 1985):

1. energia poten\ial` achizi\ionat` ca planet`, atras` de la meteori\i ]i fragmen tele de asteroizi c`zute (note de curs geologie structural` 1985);

2. conversia de la energia gravita\ional` la energia termic` ca fier metalic segre gat de la rocile silicatice ]i scufundat pentru a forma nucleul metalic fluid al pla netei;

3. energia eliberat` prin dezintegrarea continu` a elementelor radioactive în roci

]i în miez; aceasta fiind se pare sursa principal` ea reprezentând 4/5 din fluxul geotermic. Izotopi ce genereaz` c`ldur` în interiorul Planetei sunt Th232 – timp de înjum`t`\ire 14.0 miliarde ani, U235 – timp de înjum`t`\ire 0.7 miliarde ani, U238

timp de înjum`t`\ire 4.47 miliarde ani ]i K40 – timp de înjum`t`\ire 1.25 miliarde ani

4. alte procese ca: mi]c`rile tectonice, mi]c`rile seismice, vulcanismul, varia\iile câmpului magnetic, mareele terestre (Fig. 2.3).

Fig. 2.3 Procese tectonice generatoare de energie (prelucrare dup` scheme de curs geologie structural` 1985)

Dup` ce materia incandescent` din care s-a format P`mântul a [nceput s` se r`ceasc` eliber@nd treptat c`ldura în spa\iul Cosmic odat` cu formarea scoar\ei terestre, r`cirea a fost încetinit` de izolarea termic` datorat` acesteia. Aceast` energie termic` din interiorul P`m@ntului este transportat` c`tre suprafa\` prin trei procese principale (Kappelmayer ]i Haenel, 1974): conduc\ie, convec\ie ]i radia\ie.

Expresie a complexit`\ii structurii ]i compozi\iei scoar\ei terestre gradientul geo- termic variaz` considerabil între diferite zone, uneori aflate extrem de aproape una de cealalt` (Fig. 2.4, Fig. 2.5), de]i valorile tipice se [ncadreaz` în intervalul 2 – 3.5 °C/100 m (0.02 – 0.035 K/m). Fluxul tipic de caldur` geotermic` este de ordinul 60 -100 mW/m2, cu o medie global` de 87 mW/m2 (Pollack et al, 1993; Dickson ]i Fanelli, 2004).

Folosind legea lui Fourier ]i aceste valori ale gradientului termic se poate ob\ine o conductivitate termic` tipic` a suprafe\ei P`mântului.

0.087 Wm-2

l =

0.00275 Km-1

3.2 Wm-1 K-1 (2.1)

I'\)

-I Ramnicu\Valcea

0.

Bra!?mf

Ill•

&

.I l·

teti

(!)

0.

Targ_u Jiu

Pi

S"

(0

G)

2l

0

(0

;o

0

0.

2

G)

:;·

Ill

""O

g.

1beta

Fig. 2.4 Harta gradientilor geotermici pentru Muntenia §i Oltenia la H=3000m, prelucrare dupa A Negut 1982

CV')

…q-

w w<!l

z

Cl <t

0 J:

_J (.)

O x

W w

<!l o w W (.) Cl

i= a:

W O

_J

o w

w :!!

f- w

= Iii

iii

ti) Ill

0

(.)

N

]

"ii

l'il (.)

UCRAINA

–0

</

&

<,…….

c>

-9'

1?

0

<<::>

o?

-9'

TI

§

.l!l

>CO

"rJ>'

0.

-0

0"'

rJ>

"ro'

-"0'

/°'

o

<

ft–

Constanta

.,;71

'"''"'""'\..,_, angalia

a::

(.'.)

-<(

lLJ

:z:

Q)

-0

0

E

8.

ro

ro

.C)!

E

0

-0

c:::

·:;

·c:::

0.

·c:::

:;9

Q)

Q)

()

B U L G A R I A

Fig. 2.5 Harta anomaliilor geotermice la H = 2000m, prelucrare dupa A Negut 1970

Transferul de c`ldur` convectiv este asociat cu mi]carea liber` a unor fluide dintre dou` medii care se afl` la temperaturi diferite. Fluidele pot fi apa provenit` din precipita\ii în apropierea suprafe\ei, fluidele înc`rcate cu s`ruri, cu circula\ie ascen- dent`, rezultate în urma proceselor ce au loc în interiorul scoar\ei, magm` ajuns` în scoar\` etc. Acest transfer devine important în ariile geotermale, în special, în zonele cu activitate vulcanic` ]i în zonele cu circula\ie activ` a apelor subterane.

Fig. 2.6 Bloc diagram` cu zonele generatoare de flux termic (prelucrare dup` imagini de referin\`)

Mecanismul de transfer al c`ldurii prin convec\ie trebuie avut în vedere la cercet`rile geotermice efectuate în foraje deoarece intervine cu o pondere însemnat` în modificarea regimului termic natural al forma\iunilor geologice traversate.

Transferul prin conduc\ie are loc numai în mediile solide prin interac\iune mole- cular`, fiind principalul mecanism de transmitere a c`ldurii în crusta P`mântului.

Transferul de c`ldur` radiativ are loc, pe de o parte, la suprafa\a P`mântului în zonele unde temperaturile sunt înfluen\ate de schimbul de c`ldur` între P`mânt ]i Soare, dar ]i în roci aflate la temperaturi foarte ridicate. Pentru temperaturile întâlnite la adâncimile uzuale ale sondelor, inclusiv sondele adânci, transferul radiativ se consider` neglijabil.

În procesul transferului conductiv de c`ldur`, energia termic` trece de la materialele calde la cele reci. Fluxul de energie este propor\ional cu diferen\a de temperatur`

ΔT = T1-T2 pe un interval ΔZ distan\`, (2.2)

unde T

]i T

sunt temperaturile materialelor mai calde respectiv reci.

Pentru orice material particular, exist` o constant` – λ(K), de propor\ionalitate (ΔT/ΔZ). Acest` constant`, este cunoscut` drept conductivitatea termic`. Conductivitatea termic` a silica\ilor este foarte sc`zut`, de obicei, de 10 ori mai mic` decât a mineralelor sulfuroase metalice cum ar fi pirita (FeS ) ]i de 100 de ori mai mic` decât a metalelor pure cum este cupru (Cu). Fluxul de c`ldur` conductiv din apropierea suprafe\ei P`mântului este men\inut constant printr-o cre]tere treptat` a temperaturii

cu adâ. ncimea, aproximativ cu 1 Kelvin la fiecare 50 de metri, aproape de suprafa\a exterioar`. Fluxul de c`ldur` conductiv vertical este dat de rela\ia:

Q = K (ΔT / ΔZ) (2.3)

El poate fi estimat prin m`surare de temperaturi, la dou` adâncimi Z

]i Z

într-o

sond` ]i estimarea conductivita\ii termice l a tipurilor de roci în intervalul ΔZ = Z1-Z2 Deoarece conduc\ia în rocile silicatice are o eficien\` redus`, transferul energiei

termice în interiorul P`mântul este frecvent de tip advectiv, ceea ce înseamn` un

transfer de c`ldur` prin mi]carea materialului. Caldura poate fi transferat` prin advec\ie prin intermediul apei. Apa ajunge [n interiorul solului prin infiltrare de-a lungul fisurilor sau prin circula\ia din sistemul de porii ai rocilor. Apa de ploaie poate coborî pe mai mul\i kilometri în crust` în zonele vulcanice ]i apoi se poate ridica la suprafa\` ca izvoare termale sau gheizere. O form` spectaculoas` de advec\ie de c`ldur` are loc atunci când roca topit` (magma), erupe dintr-un vulcan. De]i rocile silicatice din mantaua

]i crusta P`mântului sunt predominant solide, exist` posibilitatea ca, pe intervalul de timp geologic dispunerea lor în adâncime s` varieze ca r`spuns la for\ele de flotabilitate. Varia\iile pozitive ]i negative ale temperaturii în roci pot duce la cicluri de dilatere – contrac\ie. Lent, rocile înc`lzite se dilat`, conduc@nd la o sc`dere propor\io- nal` a densit`\ii lor ceea ce [n final genereaz` o ridicare în interiorul Planetei. În mod similar, contractarea rocilor r`cite, presupune o cre]tere a densit`\ii, ]i ca urmare rocile tind s` se scufunde. În mantaua P`mântului, c`ldura transferat` prin advec\ie implic` un schimb continuu de c`ldur` [ntre rocile mai calde care se ridic` ]i cele reci care se afund`, în procesul numit convec\ie.

Tendin\a rocilor înc`lzite de a deveni plutitoare este dat` de coeficientul de dilatare termic` a. Valorile tipice unei roci silicatice implic` expansiune de dou` p`r\i la 1000 pentru fiecare cre]tere de 100 ° K. Flotabilitate este favorizat`, de asemenea, în cazul în care exist` o diferen\a mare de temperatur` ΔT între partea superioar` ]i partea inferioar` a mantalei. Temperaturile medii de la suprafa\` mantalei sunt aproape la 290 °K. Temperatura la baza mantalei trebuie s` fie mai mare decât punctul de topire al fierului din miez. Nu se cunoa]te foarte bine valoarea acestui punct de topire, dar este foarte posibil s` dep`]easc` 3500 °K. For\ele de flotabilitate trebuie s` înving` rezisten\a rocii la curgere, determinat` de vâscozitatea sa – h. For\ele de plutire trebuie deasemenea s` înving` tendin\a c`ldurii de a se elibera prin conduc\ie de la rocile flotabile, astfel cum sunt stabilite prin conductivitatea termic` -l(K). Dimensiunea total` a regiunii (poten\ial) convectiv`, m`surat` printr-o scar` de lungime, este de asemenea important`, deoarece fluxurile opuse de cald ]i rece ale rocii sunt dificil s` se men\in` în cazul în care sistemul este limitat ca m`rime. Echilibrarea parametrilor poate fi combinat` într-un singur raport adimensional, numit num`rul Rayleigh – Ra, care reglementeaz` dac` fluxul de c`ldur` este convectiv sau conductiv. Dincolo de valoarea critic` de Ra, care poate fi estimat` folosind modelul experimental, în laborator, în sistem se produce o ”instabilitate„ convectiv` ]i va avea loc un un transport de caldur` advectiv. De la mijlocul secolului al XX-lea, geofizicienii au stabilit c` mantaua P`m@ntului este de a]a natur` încât poate s` transfere prin advec\ie c`ldura dinspre miez, deoarece num`rul s`u Rayleigh dep`]e]te cu mult pragul de convec\ie. De fapt, instabilitatea convectiv` se manifest` probabil la scar` regional` în manta, nu numai pentru sistemul în ansamblul s`u[99] [116].

Conduc\ia joac` înc` un rol important în fluxul de c`ldur` al P`mântului, în principal în partea de sus ]i de jos la 100-200 km de manta, ceea ce reprezint` aproximativ 10 % din grosimea acestuia de 2900 km. Zonele conductive se situeaz` în straturi limit` în cazul în care c`ldura este absorbit` din miezul planetei ]i, apoi prin crust`, eliberat` în atmosfer`. Stratul de limit` superioar` este cunoscut ca litosfer`. Stratul de limit`

inferioar` a fost numit de c`tre seismologi strat D. Acesta este caracterizat de un

comportament neobi]nuit privind propagarea undelor (dispersie, de exemplu), fapt datorat cel mai probabil complexit`\ii structurale comparabil` cu cea a litosferei.

Cre]teri substan\iale ale temperaturii au loc odat` cu cre]terea adâncimii în straturile limit`, îmbun`t`\ind fluxul de c`ldur` prin acestea. Cu toate acestea între straturile limit`, transferul de c`ldur` conductiv aproape c` lipse]te, ceea ce este reflectat într-un profil ”adiabatic„ de temperatur` mai slab, de-a lungul c`ruia cre]- terea temperaturii cu adâncimea este asociat cu o compresie mai mare a rocilor prin suprasolicitarea la presiune (presiune litostatic`), nu o cre]tere intrinsec` a con\i- nutului de c`ldur`.

Scris înainte de apari\ia teoriei pl`cilor tectonice, manualul elaborat în 1944 ”Principiile geologiei fizice„ de Arthur Holmes, ilustreaz` advec\ia de c`ldur` din manta ca o migrare constant` de silica\i într-o celul` convec\ie, în care regiunile cu mi]c`ri ascendente de material, mai calde sunt înso\ite de regiuni simetrice cu mi]- c`ri descendente de material, mai reci. Mantaua este, [n realitate, mult mai complex`. Num`rul Rayleigh cu o valoare ridicat` indic` o progresie sporadic` a curen\i- lor ascenden\i ]i descenden\i în spa\iu ]i timp. Dac` istoria P`m@ntului ar putea fi accelerat` pentru a se putea vedea ca un videoclip, mantaua planetei care st` la baza fluxului ar ar`ta destul de turbulent [5] [99]. V@scozitatea silica\ilor depinde foarte mult de temperatur`; regiuni reci, prin urmare, tind s` fie mai rezistente, mai înt`rite, ]i regiunile mai calde mai predispuse s` curg`, mai fluide. Ca urmare, suprafa\a P`mântului a]a cum s-a r`cit, a dus la formarea unor pl`ci tectonice rigide (litosfera), care sunt supuse ruperilor fragile (exprimate prin cutremure) de-a lungul grani\elor dintre ele. Atunci când aceste pl`ci se ridic` ]i coboar`, din mantaua superioar`, ele se comport` ca ni]- te foi sau ”dale„ constituite în rifturile oceanice, formând zone predispuse la cutremur pe suprafa\a de subduc\ie Benioff-Wadati. Rocile aduse la suprafa\` din manta sunt mai pu\in vâscose, de obicei, decât cele localizate în ”pana]e„ sau ”zone fierbin\i„ – hot spot. Coliziunea unui pana] de manta cu litosfera d` na]tere insulelor vulcanice din oceanele lumii, precum ]i lan\urilor de vulcani de pe continente. De]i pana]ele repre- zint`, probabil, cea mai mare parte a c`ldurii advective care este transportat` de la grani\a miez-manta la stratul limit` de la suprafa\`, de cele mai multe ori vulcanismul are loc în alt` parte, de-a lungul frontierelor de slab` rezisten\` a suprafe\ei pl`cilor groase. Unul dintre locurile cele mai cunoscute cu hot spot a format lan\ul Hawai-Is- landa, care poate fi urm`rit de-a lungul zonei de nord-vest a Oceanului Pacific ca o linie fr@nt` de vulcanii subacvatici stin]i. Mi]carea hot-spot-urilor este doar aparent`. Placa tectonic` pe care st`, aproape în totalitate, Oceanul Pacific a alunecat practic peste manta, cu viteze de 5 – 10 cm pe an, de-a lungul unei perioade de mai mult de 100 de milioane de ani [116].

În cazul în care conductibilitatea hidraulic` a materialului crustal este suficient de mare, convec\ia poate egala conduc\ia ca transfer de c`ldur` sau poate chiar s` devin` principalul mecanism de transfer, cu condi\ia ca for\ele de antrenare s` fie furnizate de sisteme de convec\ie for\at` suficient de puternice. Acest lucru se întâmpl` adesea în cazul bazinelor sedimentare. Oricum fluidul ce conduce c`ldura prin advec\ie poate fi important, ]i în roci cristaline ]i la o scar` crustal` (Etheridge et al., 1983, Torgersen, 1990, Clauser, 1992).

La temperaturi ambiante de peste 600 oC radia\ia de c`ldur` începe s` contribuie considerabil la transferul termic global în cele mai multe materiale policristaline, dar este într-adev`r eficient doar la temperaturi mai mari de 1200 oC. Cu toate acestea,

pentru rocile monocristaline ]i sticla (de exemplu, obsidian) radia\ia devine important`

la temperaturi mai mici de 200 – 400 oC. Pentru o gam` uzual` a temperaturilor crustale ]i a gradien\ilor termici o liniarizare a legii radia\iei d` "conductivitatea termic` radiativ`", care formal poate fi numit` coeficient radiativ; conductivitate termic` ce intervine în ecua\iile lui Fourier din legea conduc\iei c`ldurii. Conductivitatea termic` determinat` la în laborator, la temperaturi foarte ridicate, întotdeauna include aceast` component` radiativ` [32] [33].

Temperatura este un parametru de stare fundamental care intervine pregnant [n mecanismele ce fac posibil` func\ionarea sistemelor geoexchage.

Aceasta caracterizeaz` starea termic` a rocilor, mai exact, starea de echilibru termodinamic. Condi\iile st`rii de echilibru termodinamic sunt exprimate prin cele dou` postulate ale termodinamicii:

principiul general al termodinamicii: un sistem izolat ajunge totdeauna, dup` un interval de timp, în starea de echilibru termodinamic ]i nu poate ie]i, singur, de la sine, din aceast` stare. Deci dac` un sistem izolat este scos din starea de echilibru termodinamic, el va reveni la starea de echilibru dup` un interval de timp, numit timp de relaxare.

principiul zero al termodinamicii, precizeaz` propriet`\iile sistemului aflat în stare de echilibru termodinamic; dac` dou` sisteme termodinamice sunt la echilibru termodinamic cu al treilea, atunci ele sunt la echilibru termodinamic ]i între ele.

Proprietatea de echilibru termodinamic se transmite de la un sistem la altul dac` sistemele se afl` în contact – este tranzitiv`. Se consider` c` dou` sisteme termodi- namice sunt la echilibru termodinamic dac` au aceea]i temperatur` t (Temperatur` empiric`). Rela\ia dintre temperatura empiric` ]i cea termodinamic` este:

T= t + 273.15 (2.4)

unde

DT = Dt

Diferen\a dintre temperaturile absolute (m`surat` în grade Kelvin, K) este egal` cu diferen\a de temperatur` empiric` (în grade Celsius ºC) cu alte cuvinte gradul Kel- vin este egal cu gradul Celsius, difer` doar originea sc`rii Kelvin, care este deplasat` fa\` de scara Celsius.

A]a cum se ]tie temperatura solului pân` la o anumit` adâncime (10 m) depin- de de climatul natural al zonei; temperaturile exterioare ]i nivelul precipita\iilor. De la aceast` adâncime în jos temperatura depinde de apropierea de o surs` cald` (dom, dyke etc) de temperatura acesteia, de compozi\ia mineralogic` a rocilor ce alc`tuiesc stratele geologice (cu cât concentra\ia de elemente radioactive este mai mare cu atât temperatura este mai mare).

Solul stocheaz` foarte bine c`ldura venit` de la soare sau provenit` din interiorul p`mântului; de la 10 m adâncime varia\ia temperaturii este neglijabil`. Aceast` carac- teristic` face ca solul s` fie o surs` foarte bun` pentru o pomp` de c`ldur` [5] [10] [29] [31].

Faptul c` pompele sunt reversibile este un avantaj asigur@nd p`strarea calit`\i- lor stratelor geologice pe o perioad` extrem de lung` c`ci practic c`ldura extras` [n sezonul rece este reintrodus` [n sezonul cald, chiar dac` exist` mici diferen\e [ntre ele.

20

40

60

80

100

120

140

160

180

200

220

240

260

280

300

320

340

360

380

400

420

440

460

480

500

[m]

10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 oC

T

Fig. 2.7 Varia\ia temperaturii pentru un foraj, adâncimea 800 m, din Zona Moneasa [70]

Faptul c` temperatura cre]te odat` cu adâncimea a fost dovedit, de-a lungul timpului ]i de m`sur`torile de temperatur` ce s-au efectuat [n foraje de cercetare sau [n cele de petrol, [n Fig 2.7 fiind ilustrat modul [n care se distribuie temperatura pe adâncimea unui foraj din zona Moneasa.

{ntr-un studiu efectuat de Veliciu ]i al\i cercet`tori de la Institutul Geologic Român (IGR) s-au [nregistrat valori ale fluxului de c`ldur` [n 21 de pu\uri de mare adâncime amplasate în diferite unit`\i geologice din România. Aceste date dau posibilitatea sta- bilirii unor corela\ii între fluxul de c`ldur` furnizat de Platforma Moldoveneasc` (0.92

1.39 HFU), Platforma Moesic` (1.06 -1.86 HFU), precum ]i lan\ul carpatic pliat (1.12

2.25 HFU) ]i caracteristicile structurale ale acestor unit`\i majore, dar dau ]i o imagine a distribu\iei fluxului pe suprafa\a României. Aceste date sunt prezentate [n tabelul 2.4. Investigarea sistematic` a fluxului de c`ldur` geotermic` în România es- te util` nu numai pentru cunoa]terea fizicii P`mântului, dar mai ales este interesant pentru aflarea originii corecte a c`ldurii din zonele geotermice, precum ]i rela\ia dintre temperatura din crusta superioar` ]i rezervele geotermice de mic` adâncime.

A]a cum se poate vedea din Fig. 2.6 ]i Fig. 2.7, pentru adâncimi reduse câmpul de temperaturi este variabil. Pentru m`sur`tori efectuate pe un islaz din Comuna Ianca, jud. Br`ila, (Fig. 2.6) dac` temperatura solului variaz` de la o minim` de 16 oC la ora 0100 la

49.5 oC la orele 1300 – 1400 la adâncimi de 40 – 80 cm deja se “stabilizeaz`” nedep`-

]ind 20 – 22 oC. Ceea ce este interesant c` m`sur`tori efectuate în zona Parisului (Fig.

2.7), dar pe 12 luni au ca reprezentare grafic` curbe similare; la suprafa\a solului în

ianuarie temperatura este aproximativ 2 oC în iulie fiind 18 oC, iar pentru aceea]i perioad` la 10 m adâncime deja varia\ia este de cam 1 oC fiind în jurul a 10 – 11 oC.

oC

55

50

45

40

35

30

25

20

15

10

2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 h

Timp

Fig. 2.8 Evolu\ia temperaturii în 24 de ore pentru comuna, Ianca, jud. Br`ila [70]

Aceste grafice sunt utile deoarece confirm` ipoteza conform c`reia temperatura în sol, de la o anumit` adâncime r`mâne relativ constant` independent de varia\ia tempe- raturii mediului exterior. Pentru amplasarea unui sistem vertical aceste date, m`surate într-un pu\ de prob` plus alte analize cum ar fi natura ]i tipul rocilor ce alc`tuiesc coloana litostratigrafic`, m`surarea conductivit`\ii termice pentru rocile componente, determinarea r`spunsului termic al solului etc sunt imperios necesare pentru a calcula corect lungimea schimb`torului de c`ldur` cu p`mântul astfel încât raportul eficien\` energetic` pre\ de realizare s` fie cel mai bun [70] [116] [117].

50

oC

18

16

14

12

10

8

6

4

2

Timp

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII

Fig. 2.9 Evolu\ia temperaturii în 12 luni, pentru zona Paris [70]

Temperatura

0 2

4 6 8

10 12

14 16 18

10 oC

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

m

Fig. 2.10 Graficul varia\iei temperaturii cu adâncimea[70]

În Fig. 2.10 este prezentat graficul varia\iei temperaturii cu adâncimea. De re- marcat c` de la adâncimi mai mari de 10 m temperatura este constant` ]i în jur de 10 oC. Aceast` valoare este îns` relativ` deoarece la aceea]i adâcime pentru o zon` temperatura poate fi 10 oC, în vreme ce pentru alta aflat` poate chiar foarte aproape de prima loca\ie temperatura la aceea]i adâncime temperatura s` fie de exemplu 12 oC. Poate c` o diferen\` de 2 oC poate p`rea nesemnificativ`, dar dac` aceasta face ca temperatura fluidului de circula\ie s` depa]easc` valoarea maxim` de intrare în pom- p` atunci exist` o problem`. Aceasta se poate rezolva, de exemplu prin instalarea unui desuperheater [11] [12].

Valoarea temperaturi solului (T

) este destul de dificil de m`surat atât pentru

colectoarele orizontale câ ]i pentru cele verticale. Se poate spune c`, paradoxal, este

mai dificil de m`surat aceast` temperatur` pentru colectoarele orizontale deoarece odat` ce este executat ]an\ul pentru amplasarea colectorului practic temperatura din sol este egal` cu cea din aer pt ca dup` ce se acoper` ]an\ul s` nu se mai poate m`sura temperatura, dec@t dac` sunt monta\i senzori de temperatur`.

sol'

aer

sol

(2.5)

Pentru colectoarele verticale exist` posibilitatea introducerii unor termometre le- gate la un troliu de coborâre gradat ce la rândul lui este conectat la un data-logger ce poate înregistra temperaturile la anumite adâncimi unde se afl` amplasa\i senzorii fie pe parcursul unui interval dat, fie la anumite momente date, în func\ie de automatiza- rea dispozitivului.

Din p`cate de]i de-a lungul timpului au fost facute astfel de înregistr`ri, lipsa unei legisla\ii coerente în materie de arhivare ]i acces a un anumit tip de date geologice face destul de dificil` ob\inerea informa\iilor de acest tip.

0 50 100 150 200

m

Fig. 2.11 Distribu\ia temperaturii la adâncimea de 2m pentru zona Geoagiu [70]

Cu toate acestea, se pot ob\ine unele date fie din informa\ii ]i imagini folosite în

manuale sau altfel de c`r\i de specialitate, în general despre geologia petrolului deoa- rece în pu\urile de petrol s-au f`cut m`sur`tori sistematice [32].

Ecua\iile analitice ce permit aproximarea temperaturii solului sunt:



T(X ,t) = T – A



EXP – X

cos

22

T – T – s

365

2.6

s M s

s 365α

365

2 α

T(Xs,t) – temperatura în interiorul p`mântului la adâncimea X

]i la timpul t din an,

temperatura medie a p`m@ntului [oC = 274.15K],

saltul anual de temperatur`, la suprafa\a solului,

α – difuzivitatea termic` a solului [W/m2 • K],

ρ – densitatea solului [kg/m3],

C – capacitatea caloric` a solului [J/kgoC],

– nr de zile cu temperatura minim` a suprafetei,

– adâncimea în sol [m],

t – tipul [1 or` = 3600 s].

De men\ionat c` formula este g@ndit` cu valori m`surate [n sistem anglosaxon dat fiind know haw-ul de peste ocean, ca atare se lucreaz` [n aceste unit`\i ]i rezultatul se trece [n sistem interna\ional pentru a nu vicia rezultatul.

2.2 Mecanisme de transfel al c`ldurii [n interiorul P`m@ntului

Mecanismele prin care are loc transferul termic între rocile din jurul pu\ului ]i agentul termic ce circul` prin \evile GSC sunt:

Transfer termic prin convec\ie este asociat cu mi]carea liber` a unor fluide din- tre dou` medii care au temperaturi diferite – transferul c`ldurii prin corpuri lipsite de mi]c`ri aparente, corpuri solide, lichide cu grosimi foarte mici aflate în repaus, corpuri gazoase; este tipul de transfer ce se manifest` între roci ]i peretele \evii [32]. Este important pentru ariile geotermale, în particular, în zonele cu o circula\ie ac- tiv` a apelor subterane ]i [n cele cu activitate vulcanic`. Deoarece intervine cu o pondere înportant` în modificarea regimului termic natural al forma\iunilor geo- logice traversate trebuie luat în considerare [n cercet`rile geotermice efectuate în foraje.

Transfer termic prin conduc\ie, principalul mecanism de transmitere a c`ldurii în crusta P`mântului – transferul c`ldurii prin corpuri cu mi]c`ri aparente, cum ar fi fluidele în mi]care; este tipul de transfer ce se manifest` la fluidul din \evi, acesta fiind principalul tip de transfer ce asigur` necesarul de energie pentru sistemele bazate pe pompe de c`ldur`. El are loc prin interac\iune molecular`.

Transfer termic prin radia\ie – intervine, la suprafa\a P`mântului unde tempera- turile sunt variabile ca urmare a schimbului de c`ldur` dintre P`mânt ]i Soare. Deasemeni acest tip de transfer are loc în roci aflate la temperaturi foarte ridicate. Pentru temperaturile din rocile aflate la adâncimile uzuale ale sondelor folosite [n sistemele de tip geoexchange, transferul radiativ este neglijabil.

Radia\ia termic` – procesul de transfer între corpuri cu temperaturi diferite separa-

te în spa\iu. Transferul de c`ldur` se realizeaz` de la distan\`.

Rela\ia de baz` a transferului de c`ldur` este ecua\ia Stefan – Boltzmann

.

Q =  S

[W]

(2.7)

– coeficient de radia\ie a corpolui negru (

= 5.67 • 10-8 W/m2K4) [W/m2K]

T – temperatura [K]

S – suprafa\a [m2]

Propriet`\i termofizice ale rocilor

Capacitatea mediilor, deci inclusiv a celor geologice, de a transmite ]i absorbi energia termic` depinde de urm`toarele propriet`\i termice:

– conductivitatea termic`;

– rezistivitatea termic`;

– c`ldura specific`, capacitate caloric`;

– difuzivitatea termic`;

– fluxul termic;

– fluxul geotermic;

– gradientul geotermic.

Teoria care st` la baza determin`rii acestor propriet`ti este legea conduc\iei c`ldurii numit` legea lui Fourier. Ea define]te densitatea fluxului de c`ldur` qi, vectorul debitului specific de energie, ca produs al tensorului λi al conductivitat`\ii termice – λ,

]i vectorul gradient de temperatur` T/x

q = • T

i i x

j (2.8)

M`sur`tori de temperatur` se fac de obicei de-a lungul profilului vertical în foraje. Prin urmare, numai componenta vertical` a gradientului de temperatur` este în general cunoscut` din m`sur`tori.

Conductivitatea termic` a rocilor

Conductivitatea termic` pentru multe roci este, aproximativ izotrop`, în special pentru roci vulcanice ]i roci plutonice. În aceste cazuri, fluxul de c`ldur` va fi predo- minant vertical, ]i este suficient s` se ia în considerare numai componenta vertical`.

În contrast cu aceasta, conductivitatea termic` a rocilor sedimentare ]i meta- morfice este puternic anizotrop`, ]i fluxul de c`ldur` lateral va fi semnificativ. Prin urmare, este nevoie de informa\ii cu privire la anizotropie ceea ce necesit` m`sur`tori de laborator complexe.

Anizotropia este prezent` la mai multe sc`ri:

1. La scar` microscopic` cele mai multe minerale sunt anizotrope.

2. La scara m`sur`torilor de conductivitatea termic` – atunci c@nd se masoar` pe probe în laborator cele mai multe roci sunt anizotropice. Cu toate acestea, chiar dac` sunt compuse din roci minerale anizotrope, orientarea aleatorie a cris- talelor în roc` poate face ca la nivel macroscopic conductivitatea termic` a rocilor s` apar` izotrop`.

3. La scar` regional`, în cazul în care rocile sunt supuse cut`rii, orogenez` sau alte procese tectonice, conductivitatea termic` a forma\iunilor de roci rezultate

poate fi at@t izotrop` c@t ]i anizotrop`.

În mod tipic fluxul termic se calculeaz` ca produs între conductivitatea termic` medie ]i gradientul termic. Cum în realitate at@t conductivitatea termic` c@t ]i gradientul geotermic prezint` o varia\ie mare ca rezultat al varia\iei litologiei, fluxul termic va fi unul estimat ]i nu cel real. Cele mai folosite metode sunt: metoda intervalului ]i metoda Bullard. Metoda intervalului se folose]te atunci când exist` o desitate de m`sur`tori pe adâncime, astfel încât s` se asigure un interval pentru care atât conductivitatea termic` cât ]i gradientul termic s` poate fi considerate constante. Pentru fiecare interval fluxul termic se va calcula ca produs între conductivitatea termic` ]i gradientul geotermic.

Conductivitatea termic` este cea mai important` proprietate termic` a rocilor

– λ, reprezint` de fapt proprietatea mediilor de a transmite energia termic`, într-o m`sur` mai mare sau mai mic`. Din punct de vedere cantitativ ea exprim` cantitatea

de c`ldur` Q care se transmite într-un timp ζ, printr-un corp cu sec\iune transversal` s

]i lungime l ale c`rui fe\e opuse se afl` la temperaturile t

]i respectiv t :

Q / [(t

– t )•sl•

(2.9)

Unde:

Q – cantitatea de c`ldur` care se transmite prin corpul respectiv s – sec\iunea transversal` a corpului considerat

l – lungimea corpului considerat

t , t

– teperaturile fe\elor corpului considerat

1 2

ζ – timpul

Conductivitatea termic` se exprim` în W/m°K (C). Ea mai poate fi exprimat` în mcal/cm°Cs sau kcal/m°Ch [calth/(cm s °C) = 4.184*102 W/(m • K)].

Este cea mai important` dintre propriet`\ile termice ale rocilor ]i se define]te prin rela\iile:

q=λG

(2.10)

unde

[(∆T +∆T ) •[z

s

•

λ =λ 1 3 2

r q 2∆t z s

|inând seama de rela\ia de mai sus, conductivitatea termic` a mediului, se poate

concluziona c` reprezint` raportul între fluxul termic ]i gradientul de temperatur`.

Factorii care influen\eaz` conductivitatea termic` se pot [ncadra în dou` categorii (Makarenko et Poliak,1970):

factori care reflect` particularit`\ile petrochimice ]i structural – texturale ale roci- lor; compozi\ia, dimensiunile ]i orientarea, granula\ia rocii, porozitatea, con\inutul în fluid;

factori determina\i de condi\iile termodinamice naturale aici [ncadr`ndu-se pre- siunea ]i temperatura.

În general, conductivitatea cre]te odat` cu reducerea dimensiunilor granula\iei rocii [n acest fel num`rul de contacte dintre granulele ce alc`tuiesc roca cre]te pe traseul de propagare al fluxului de c`ldur`.

În particular [n cazul rocilor sedimentare sunt importante: cantitatea, compozi\ia

]i structura cimentului: cimentul argilos are o conductivitate termic` mai mic` decât cel carbonatic sau silicios.

Conductivitatea termic` depinde de natura fluidului con\inut (apa cu diferite grade de mineralizare, petrol, gaze) ]i distribu\ia acestuia în roc`. Conductivitatea termic` a unei roci saturate cu ap` este mai mare decât a uneia saturate cu petrol, iar a unei roci saturate cu gaze este mult mai mic` decât a aceleia]i roci saturate cu ap` sau petrol.

Temperatura ]i presiunea au o influen\` considerabil` asupra conductivit`\ii termice în sensuri ]i grade diferite, cel mai important fiind factorul temperatur`. Odat` cu cre]terea temperaturii ca urmare a amplific`rii mi]c`rii haotice ]i interac\iunii particulelor re\elei cris- taline scade conductivitatea termic` a rocilor. Cre]terea presiunii, pe seama îmbun`t`\irii contactelor între granule, are ca rezultat cre]terea conductivit`\ii termice.

Cunoa]terea conductivit`\ii termice a rocilor este important` în cazul folosirii pompelor de c`ldur` geotermice deoarece se va putea evalua corect lungimea schimb`torului de c`ldur` cu p`mântul. Conductivitatea termic` condi\ioneaz` distribu\ia c`ldurii în scoar\a P`mântului, principalul mecanism fiind transmisia conductiv`, ceea ce va duce la posibilitatea de a determina cantitatea de c`ldur` posibil de extras de la o anumit` adâncime ]i într-o anumit` zon`.

Cunoa]terea conductivit`\ii termice a rocilor este important`, determinarea ]i ilustrarea [1] [14,15] [18] [26] :

distribu\iei c`ldurii în scoar\a P`mântului, principalul mecanism fiind transmisia conductiv`, ceea ce implicit duce la posibilitatea de a determina cantitatea de c`ldur` posibil de extras la o anumit` adâncime ]i într-o anumit` zon`;

distribu\iei temperaturilor în interiorul P`mântului, a fluxului termic ]i, implicit studie- rea proceselor dinamice din interiorul profund al P`mântului ]i evaluarea temperatu- rilor de la diverse adâncimi în sol, pe zone;

fundamentarea metodelor geotermice de prospec\iune ]i carotaj cu aplica\ii di- recte în conturarea ]i definirea ariilor cu poten\ial geotermic ]i geotermal;

fundamentarea metodelor termice de exploatare a poten\ialului geotermic.

Conductivitatea termic` a rocilor se poate determina ]i pe cale experimental`. Metodele de determinare se bazeaz` pe rezolvarea ecua\iei conductibilit`\ii termice ]i se împart în: metode de m`surare în regim tranzitoriu ]i metode de m`surare în regim stabilizat.

Metodele în regim termic tranzitoriu (nestabilizat),

∂t/∂σ≠0 (2.11)

Exist` mai multe variante de m`surare dar [n general o prob` cilindric` aflat`

la o temperatur` ini\ial` uniform`, este înc`lzit` constant printr-o sursa-linie ]i se înregistreaz` cre]terea de temperaturii în timp.

Metode de m`surare în regim termic sta\ionar (stabilizat)

∂t/∂σ =0 (2.12)

Metoda barei divizate este mai eficient` ]i folosit` metod` relativ` în regim

stabilizat. Aceasta metod` const` în realizarea unei bare divizate constând din dou` discuri de cuar\ ca material de referin\` cu conductivitate termic` cunoscut`, proba de roc` ]i o serie de discuri de cupru. Capetele barei sunt men\inute la temperaturi constante t ]i t' cu ajutorul unor b`i termostatice, la o diferen\a de temperatur` dat`.

Presupunând ca fluxul termic este axial ]i nu exist` pierderi radiale semnificative,

dup` s-a atins echilibrul termic, între fluxurile de c`ldur`, prin discurile de cuar\ ]i proba de roc` trebuie sa existe urm`toarele rela\ii:

Q ≈ Q ; Q ≈ Q

(2.13)

2 1 2 1

Diferen\ele dintre Q

Q ]i Q

Q fiind datorate pierderilor laterale de c`ldur`.

Din rela\ia de determinare a conductivit`\ii:

λ =λ

[∆t +∆t /2∆t

]∙[(z /z)∙(s/s

) ] (2.14)

r q 1 3 2 2 2

unde:

λ – conductivitatea termic` a probei de roca cu sec\iunea transversal` s

]i grosimea z

r 2 2

– conductivitatea termic` a discurilor de cuar\ cu sec\iunile transversale s ]i

s ; grosimile z

]i z .

3 1 3

Determinarea conductivit`\ii termice a rocilor poate se poate face ]i prin prisma cunoa]terii compozi\iei mineralogice ]i a porozit`\ii rocilor. Aceste procedee de evaluare sunt foarte complexe bazându-se pe diagrafia geofizic` în asocia\ie cu analizele geologice de laborator pe carote.

Dac` se consider` o roc` monomineral`, poroas` cu dou` faze: una solid` (constituit` din scheletul mineral) ]i una lichid` (fluidul de satura\ie prezent în spa\iului poros) conductivitatea termic` efectiv` a acesteia, depinde de conductivit`\ile termice ale celor dou` faze, frac\iunile acestor faze ]i distribu\ia lor în roc`.

Deoarece conductivitatea termic` a fluidelor – λ

este mai mare decât conduc-

tivitatea termic` a matricei minerale λ

λ >λ>λ

atunci:

(2.15)

f m

Limitele maxime ]i minime ale conductivit`\ii efective sunt date de luarea în

considerare a distribu\iei paralele ]i în serie a celor dou` faze.

Distribu\ia paralel`, în care cele dou` faze sunt în paralel în raport cu direc\ia fluxului termic dau limita maxim` a conductivit`\ii termice:

max

=λPF+(1-P) λ

(2.16)

Ea corespunde mediei aritmetice ponderate a conductivit`\ii celor dou` faze

(Woodside ]i Messmar,1961).

Distribu\ia în care cele dou` faze sunt în serie din punct de vedere termic în raport au direc\ia fluxului termic, determin` limita minim` a conductivit`\ii ]i corespunde mediei armonice ponderate (Woodside ]i Messmer, 1961):

1/λ

=P/λ +(1-P) λ

(2.17)

min f m

Pentru o distribu\ie oarecare o valoare intermediar` a conductivit`\ii termice, este

furnizat` de media geometric` ponderat` care poate reprezenta corect un mediu poros natural (Woodside ]i Messmer, 1961):

λ= (λ )p∙(λ

)1-p (2.18)

f m

Ecua\ia 2.23 corespunde mediei aritmetice ponderate a logaritmilor conductivit`\ilor

individuale:

logλ=P logλ + (1-p) logλ

(2.19)

Ea reprezint` o rela\ie liniar` între conductivitatea efectiv` a unui mediu poros ]i

conductivitatea fluidului de satura\ie, pe un grafic dublu logaritmic.

Pentru rocile cu porozitate mic`, cu compozi\ie mineralogic`, complex`, limitele in- ferioar` ]i respectiv superioar` ale conductivit`\ii termice pot fi estimate dac` se cunosc constituen\ii minerali ]i conductivitatea acestora (Kappelmayer ]i Haenel, 1974).

Factori determinan\i [n varia\ia conductivit`\ii

Conductivitate termic` poate varia cu un factor de 2/3 pentru orice tip de roc` dat. Acest lucru se datoreaz` varia\iei naturale de con\inut mineral al rocii, datorit` mai multor factori fizici ]i diagenetici. Toate rocile sunt, prin urmare, clasificate în patru gru- pe de baz` care sunt caracterizate de condi\iile speciale care concur` la formarea lor: sedimentare, vulcanice, plutonice, ]i metamorfice. În fiecare grup de noi cantit`\i de studiu statistic (cum ar fi histograme, mediana, media, ]i devia\ia standard) ]i variatia de conduc- tivitate termic` cu acei factori care au cel mai efect pronun\at asupra acestui grup de roci. Acestea sunt aspecte petrologice sau influen\e petrofizice, cum ar fi porozitatea (în sedimente ]i roci vulcanice), faza mineralogic` dominant` (în roci metamorfice ]i plutoni- ce), ]i anizotropia (în sedimente ]i roci metamorfice). Date mai recente au fost incluse, în principal (dar nu numai) din sonde din Germania – proiect de foraj KTB. În cazul în care sunt disponibile date suplimentare specifice, este demonstrat efectul de temperatur`, presiune, sa-tura\ie ]i fluid saturant.

{n Fig. 2.12 se prezint` histograme pentru conductivitate termic` în func\ie de tipul de roc` pentru a ilustra influen\a porozit`\ii ]i fazei de minerale dominante asupra conductivit`\ii.

Histograma pentru sedimente chimice pe date pentru calcar, c`rbune, dolomit`, hematite, silex, anhidrit, gips, sare gem`, ]i silvinite arat` ca porozitate sc`zut` este caracteristic` pentru ]isturi bituminoase (inclusiv dolomitic, piritos, ]i ]isturi carbonice), marne, marne argiloase, conglomerate, tuf vulcanic-conglomerat, tuffite, brecii, brecii cuar\oase, ]i gresii (inclusiv gresie calcaroase ]i cuar\), în timp ce porozitatea ridicat` este caracteristic` pentru sedimentele de tip fund de lac.

Fig. 2.12 Conductivitatea termic` a rocilor sedimentare, subdivizate în func\ie de procesele chimice sau fizice de sedimentare [33]

Pentru roci sedimentare principalii factorii care controleaz` conductivitatea termic`

sunt porozitatea ]i originea anumitor sedimente. {n cazul sedimentelor de precipitare chimic`, evident formate prin precipitarea mineralelor dizolvate prin compactarea mate- rialului organic sunt asociate cu porozit`\i sc`zute (aproximativ 30%); sedimentele pro- vin din procese fizice, formate prin compactarea ]i cimentarea materialului clastic ]i au distributii aproape identice de frecven\`. Porozitatea ridicat` (> aproximativ 80%) este asociat` în principal sedimentelor marine rezultate din procese fizice ]i poate prezenta o distribu\ie care este dependent` de conductivit`\ile sc`zute. Aceasta, desigur, se da- toreaz` conductivit`\ii sc`zute a umpluturii spa\iului gol, care poate fi cu aer sau ap`. Pentru sedimentele fizice care sunt influen\ate de porozitate sunt luate în considerare: sedimentele cu porozitatea sc`zut` include date pentru: ]isturi bituminoase (inclusiv do- lomitic, ]isturi piritos, ]i carbonice), marne, marne argiloase, conglomerat, tuf-conglome- rat, tufite, brecii, brecii cuar\oase ]i gresie (inclusiv calcaroase ]i cuar\itice) [33]

Rocile metamorfice pot fi clasificate în func\ie de con\inutul lor de cuar\. Fig. 2.13 prezint` distribu\ia rezultat`. În timp ce conductivitate sc`zut` este caracteristic` rocilor cu con\inut mic de cuar\, conductivitatea ridicat` este caracteristic` rocilor cu con\inut ridicat de cuar\.

Fig. 2.13 Conductivitatea termic` a rocilor metamorfice în func\ie de cuar\ prelucrare dup` Clauser C [33]

Histogram` pentru con\inutul ridicat de cuar\ se refer` la cuar\it. Datele pentru con\inut sc`zut de cuar\ sunt caracteristice ]isturilor cuar\-mic`, gnaise, marmura, ser- pentinite, peridotit talc, serpentinit, homfels, eclogite, albite, leptite, ]isturi, ardezie, filite, milonite amfibolitice.

Influen\a de temperaturii ambientale asupra conductivit`\ii

Conductivitatea termic` este o func\ie de temperatur`, Lattice. Ea variaz` invers propor\ional cu temperatura. Odat` cu cre]terea dilat`rii termice, dar diferen\iat pentru toate mineralele, ”cracare termic`„ de dilatare diferen\ial` poate crea rezisten\e de contact între granulele minerale, contribuind astfel la sc`derea conductivit`\ii cu tem- peratura. Acest efect nu este atât de pregnant în cazul rocilor uscate, pe cât este în cazul rocilor saturate în ap` – regim în care sunt efectuate cele mai multe experimente de laborator. Determin`rile de conductivitate – temperatur`, pe roci cristaline saturate cu ap` – sunt în curs de desf`]urare în unele laboratoare. Prin contrast ”conductivitate

termic` radiativ`„, în func\ie de cre]terea temperaturii, în general, arat` ini\ial o sc`dere cu

temperatura, pân` în jurul valorii de 1000-1200 oC componentele radiative echilibreaz`

]i, uneori, chiar inverseaz` aceast` tendin\` descresc`toare.

Pentru rocile metamorfice, sc`derea conductivit`\ii termice cu temperatura de- pinde de con\inutul în faza mineral` dominant`, analog rocilor plutonice. Pentru cuar\ite scad rapid, de aproape trei ori, pân` la o temperatur` de aproximativ 500 oC. Dincolo de aceasta se înregistreaz` doar o foarte u]oar` sc`dere. Pentru rocile s`race în cuar\ sc`derea conductivit`\ii nu este la fel de drastic`, la 200 oC se ridic` la aproximativ treime din valoarea de la temperaturii camerei. Apoi r`mâne aproximativ constant` pân` la 500 oC. {ntre 500 – 750 oC, ea scade din nou la aproximativ o treime din cea de la temperatura camerei. }i pentru acest caz, exist` multe date disponibile mai ales pentru rocile mafice [33].

Adesea, datele privind conductivitatea termic` sunt disponibile doar pentru tem- peratura camerei. În acest scop, s-au luat [n calcul unele rela\ii empirice care au fost propuse pentru extrapolare, pe baza datelor m`surate la temperaturi ridicate.

Este de subliniat, totu]i, c` nu exist` nici o substitu\ie real` pentru m`sur`torile

individuale. Pentru temperaturi moderate, λ variaz` invers propor\ional cu temperatura (Birch & Clark, 1940). Pentru acest interval de temperatur`, exist` mai multe modalit`\i

de a deduce conductivitatea termic` la temperaturi ridicate. Pe baza analizei datelor tabelare disponibile în ceea ce prive]te conductivitatea termic` în func\ie de tempera- tur` Zoth & Hanel (1988) sugereaz` o rela\ie de forma:

 

 (2.20)

Unde: (t) [W/ m-1K-1]

[K]

A, B constante empirice ajustate pe datele m`surate pentru diferite tipuri de roci (a se vedea tabelul 2.3)

Tabel. 2.3 Constantele A ]i B calculate pentru diferite roci

Rela\iile liniare dintre temperatur` ]i rezistivitatea termic` (inversul λ), permit s` se determine contribu\ia dependen\ei de temperatur` de cea a altor factori, care sunt

independen\i de aceasta cum ar fi microfisurile, volumul porilor, compozi\ia minera- logic`, forma ]i orientarea cristalelor:

 = DEt (2.21)

t

Unde: λ(t) [W m-1K-1], t [ K]

Prin m`surarea λ ]i trasarea rezistivit`\ii termice în func\ie de temperatur`, D ]i E pot

fi determinate ca ordonat` în origine ]i panta unei regresii liniare. Buntebarth (1991)

determin` D ]i E din m`sur`tori pe 113 probe de roci metamorfice (cea mai mare parte gnaise ]i metabazite) dintr-o sond` KTB, în intervalul de temperatur` 50-200 oC. Media aritmetic` a 66 valori individuale pentru D ]i E determinate pentru gneis este:

D= 0.16 ± 0.03 mKW-1 ]i E= 0,37 ±0.14∙103 mW-1

Media corespunz`toar evalorilor D-]i E-valorile determinate pe 36 de probe de

metabasite sunt:

D= 0.33 ± 0.03 mKW-1 ]i E= 0,37 ±0.14∙103 mW-1

Sass et al. (1992), fac distinc\ia între efectele compozi\iei ]i temperaturii asupra

conductivit`\ii termice. Ei propun o rela\ia empiric` pentru λ(T), conductivitatea termic`

(W m-1K-1) la temperatura T în oC ca func\ie de λ [25), m`surat` la temperatura camerei:

t





(2.22)

t 

λ(t)= λ(0)/(1.007 +t ∙(0.0036- 0.0072/λ(0) ) (2.23)

Ecua\ia 2.22 este derivat` din setul clasic de date experimentale folosite de Birch

& Clarck (1940 a, b) care au m`surat conductivitatea termic` ca func\ie de temperatura pe intervalul 0 – 200 oC pe 38 de probe reprezentând o gam` variat` de roci vulcanice, metamorfice, plutonice ]i sedimentare.

Rezultatele ob\inute în cazul granitelor arat` în mod clar c` efectul cumulat al

compozi\iei ]i temperaturii asupra rezistivit`\ii termice λ(0)/λ(t) este o func\ie liniar` a c`rei pant` cre]te cu λ(0) conductivitatea la 0 oC. Sass et al. (1992) testeaz` cu suc-

ces valabilitatea ecua\iei 2.28 pentru intervalul de temperatura 0 – 250 oC, pe un set

independent de date ob\inute pentru roci de la gnaise acide la amfibolite: în ciuda unor u]oare diferen\e sistematice, abaterile dintre valorile m`surate ]i cele previzionate pe baza ecua\iei 2.28 au fost corecte în intervalul atribuit experimental. Aceasta sugereaz` c` ecua\ia este util` în estimarea dependen\ei de temperatur` a conductivit`\ii termice pentru rocile cristaline, independent de mineralogia lor.

Influen\a presiunii

În cazul presiunii s-a pus în eviden\` un dublu efect, care pentru dou` game dis- tincte de presiune este diferit. Fracturile ]i microfisurile dezvoltate în timpul eliber`rii de stres, atunci când un e]antion a fost adus la suprafa\`, încep s` se închid` din nou odat` cu cre]terea presiunii. Acest lucru reduce rezisten\` termic` de contact, precum

]i porozitatea, care este de obicei asimilat` cu un nivel sc`zut de conductivitate al fluidului.

Când o presiune atinge pragul de suprasolicitare de aproximativ 15 MPa, acest

proces a ajuns la final.

Figura 2.14 ilustreaz` acest efect pentru granit ]i pentru roci metamorfice. În timp ce ambele curbe indic` o cre]tere de aproximativ 10% fa\` de total pe gama de presiuni de la 0-500 MPa, cre]terea este mai puternic` pentru primii 50 MPa, datorit` efectului discutat anterior.

Fig. 2.14 Conductivitatea termic` în func\ie de presiune, pentru roci metamorfice cu canti- tatea de cuar\ [33]

Influen\a porozit`\ii ]i a fluidului saturant.

Satura\ia în lichid poate afecta în mod semnificativ conductivitatea termic` în cea mai mare a parte rocii. Sunt prezentate rezultatele pentru trei fluide saturante de conductivitate sc`zut`; ap`, ulei, aer ]i conductivitatea la temperatura camerei 0.6, 0.12-0.17, respectiv 0 (Grigull & Sandner, 1990).

Figura 2.15 ilustreaz` acela]i efect pentru nisipurile cuar\oase saturate cu aer, petrol ]i ap`. În plus, rezisten\ele de contact în timpul m`sur`torii pe probe de roc` uscat` vor reduce, de asemenea, conductibilitate termic` [33].

62

Fig. 2.15 Conductivitatea termic` pentru roci cu cantitate mare de cuar\, poroase

– prelucrare dup` C. Clauser [33]

Influen\a satura\iei par\iale

Efectul de satura\ie par\ial` variaz` în func\ie porozitatea ]i gradul de fracturare al rocii. Porozitatea rocilor intervine prin intermediul ”strangul`rilor„ formate la contac- tul între granule individuale ]i ansamblul spa\iului poros. Blocajele chimice ac\ioneaz` ca rezisten\e contact termic între granule, în timp ce ansamblul volumului spa\iului porilor contribuie, în func\ie de m`rimea sa, la conductivitatea termic` efectiv`.

Fig. 2.16 ilustreaz` modul în care influen\eaz` spa\iul poros, conductivitate ter- mic` în condi\ii par\ial saturate.

Fig. 2.16 Conductivitatea termic` pentru roci cu satura\ie par\ial` cu cantitatea de cuar\ [33]

Metode de determinare a conductivit`\ii termice

Conductivitatea termic` este de departe un factor determinant [n transferul de energie geotermic` de aceea este extrem de important s` se cunosc` cu exactitate valoarea areal` a acestui parametru. Din p`cate acest deziderat este extrem de greu de atins. {n primul r@nd deoarece se ]tie c` rocile [n marea lor majoritate sunt destul de neomogene ca ]i compozi\ie mineralogic`, densitate, umiditate etc ]i ca atare nici valoarea conductivit`\ii nu este una singular` ea variind at@t pe vertical` c@t ]i pe orizontal`. Ba mai mult valoarea conductivit`\ii determinate in situ (la locul forajului) este diferit` de cea determinat` [n laborator. Ca urmare exst` e metode de aflare a conductivit`\ii:

a. experimental, [n laborator;

b. tabelar;

c. in situ.

Dintre toate aceste metode cel mai adesea se folosesc metodele a. ]i b. deoarece metoda a. este una certificat` de laboratorul respectiv ]i cap`t` o mai mare legitimitate, iar metoda b. de]i nu este una foart` exact`, chiar contrar, este extrem de u]or de accesat.

Conductivitatea termic` poate fi m`surat` în laborator pe e]antioane de roci, sau în situ în foraje. Exist` numeroase tehnici disponibile pentru m`surarea conductivit`\ii termice, cele mai folosite fiind ”bara divizat`„ ]i ”sonda ac„. Conductivitatea termic` masurat` in situ poate diferi semnificativ fa\` de cea ob\inut` în laborator, chiar dac` a fost luat în calcul efectul temperaturii, al presiunii ]i al fluidului din pori. Motivul apari\iei aceastei diferen\e este o dependen\` de o anumit` anvergur` în care diferite aspecte sunt implicate. M`sur`torile in situ, de regul`, reprezint` varianta cea mai bun` fiind cea mai aproape de realitate deoarece [n situ rocile nu sunt disturbate, ci în starea lor natural`. Pe de alt` parte parte, varia\iile la scar` mic` pot fi pierdute prin m`sur`tori de laborator. Deasemeni valorile anizotropice ale conductivit`\ii datorate anizotropiei structurii mineralelor ]i rocilor pot s` se piard`.

Atunci când nu sunt disponibile date sau nu se pot efectua m`sur`tori directe, conductivitate termic` se poate deduce dintr-o serie de date indirecte: compozi\ia mineralogic` ]i fluide saturate, corela\iile cu al\i parametri fizici. În timp ce unele dintre aceste metode sunt bazate pe modele bine definite fizice, altele sunt pur empirice.

Conductivitatea termic` a rocilor poate fi estimat` din con\inutul lor de minerale, deoarece mineralele au o compozi\ie bine definit` ]i prezint` o varia\ie mult mai mic` a conductivit`\ii termice decât rocile. În mod similar conductivitatea termic` a unei roci poroase în ansamblul ei variaz` în func\ie de diferitele fluide saturante ceea ce ar putea fi de interes pentru a cunoa]te conductivitatea unui masiv de exemplu, atunci când este saturat` cu alte fluide decât cele utilizate în laborator pentru m`surare. Numeroase modele au fost propuse pentru aceasta, dar toate au propriile lor avantaje

]i mai ales dezavantaje: unele o supraestimeaz` sistematic, iar altele o subestimeaz`.

Cele mai multe dintre ele sunt valabile doar pentru un anumit interval de volum (sau porozitate), ]i dau rezultate complet nerezonabile [n afara acestui interval. Modelele serie ]i paralel sunt u]or de în\eles, dar au dezavantajul de a fi mai degrab` cazuri speciale ]i se aplic` în cea mai mare parte a sedimentelor în p`turi sau strate. Ele conduc la bine cunoscutele medii aritmetice ]i armonice, respectiv, definesc limitele superioare ]i inferioare pentru toate celelalte modele.

Astfel, ele constrâng varia\ia maxim` de previziuni posibile, av@nd avantajul de

a fi foarte elocvente în descrierea condi\iilor în multe cazuri, dar, din p`cate f`r` un

model clar definit fizic, media geometric` se încadreaz` între aceste dou` extreme. În

cazul în care λi, este conductivitatea termic` ]i ni frac\ia de volum a fazei i în raport cu

volumul total, cu 1= n

aceste trei medii sunt definite prin:

= n •λ

ari i

 = 

n

i (2.24)

(2.25)

nar



i

λi

 ni (2.26)

geo i

Exist` numeroase alte modele ce prezint` avantaje ]i dezavantaje: Somerton (1992) discut` despre nisipuri neconsolidate, efectele de satura\ie multi-fluid, ]i ilustreaz` aceasta cu mai multe exemple din colectoarele de hidrocarburi, Horai (1991) testeaz` rezultatele previziunilor din mixarea unor modele diferite pe un set de date detaliate în care porozitatea poate varia de la 0-100%. Cele mai multe dintre modelele testate au fost valabile numai pentru anumite intervale de porozitate.

Pentru a se ob\ine chiar ]i [n laborator rezultate c@t mai aproape de realitate este indicat c` se ia probe nedisturbate dintr-un pu\ de prob` (carotaj mecanic) care sa fie etichetate fiecare in parte ]i puse [n pungi de plastic. Probele se \in ]i se transport` [n gen\i frigorifice; cele uzual folosite [n scop turistic pentru ca s` nu []i piard` umiditatea ini\ial` ]i pe c@t posibil s` nu []i schimbe nici temperatura. Din experien\a de ]antier reiese clar c` metoda a. este mai sigur` ]i destul de apropiat` de realitate. Pentru metoda d. este nevoie de un kit special de determinare ]i de un operator calificat.

Tabel 2.4 Conductivitatea termic` pentru roci cu satura\ie par\ial` cu cantitatea de cuar\

Datele de tip tabelar se reg`sesc u]or [n literatura de specialitate sau pe net, dar

aten\ie c` ele se refer` la tipuri generice de roci ]i difer` la acela]i tip de roc` dintr-o

\ar` la alta sau dintr-o zon` la alta; argile prafoase de exemplu dintr-o zon` pot fi umede ]i au o anumit` concentra\ie de minerale montmorillonitice [n vreme ce [n alt` zon` cantitatea de praf poate fi mai mare ]i umiditatea mai sc`zut` ]i ca urmare de]i e vorba de acela]i tip generic de roc` conductivit`\ile sunt diferite.

Nu este [ns` indicat a se folosi datele din aceste tabele [n calculul lungimii geoschimb`torului de c`ldur` (GSC) deoarece varia\ia poate fi semnificativ` func\ie de compozi\ia mineralogic` a rocilor [n discu\ie; de ex [n tabele pentru calcar se d` o valoa- re [ntre 1.5-3.0 ori alegerea uneia sau alteia dintre aceste extreme va modifica semnifi- cativ valoarea lungimii schiumb`torului. Dac` se ia [n considerare c` geoschimb`toarele verticale de exemplu trec printr-o succesiune de strate, cu o compozi\ie petrografic` variat` care fiecare dintre ele presupune posibilitatea de a alege [ntre mai multe valori foarte diferite este lesne de [n\eles c` rezultatul poate fi extrem de viciat.

O alt` metod` este aceea de a se determina [n laborator conductivitatea, pe pro- be de roci nedisturbate luate intr-un pu\ de prob` din c@mpul celor ce vor vor alc`tui geoschimb`torul. Aceast` metod` este cea mai ieftin` ]i mai des folosit`.

Ideal ar fi s` se foloseasc` metodele de determinare a conductivit`\ii in situ.

Acestea sunt [ns` mult mai scumpe ]i ar cre]te pre\ul lucr`rii.

Metodele de determinare pe cale experimental` se bazeaz` pe rezolvarea ecua\iei conductibilit`\ii termice ]i se împart în:

metode principale care presupun m`surarea în regim tranzitoriu;

metode secundare care presupun m`surarea în regim stabilizat.

Metodele în regim termic tranzitoriu (nestabilizat t/s 0) pot fi realizate în prac- tic` în multiple variante. Cea mai folosit` este cea pe o prob` cilindric` cu o tempera- tur` ini\ial` uniform` ce apoi este înc`lzit` constant printr-o sursa-linie ]i se înregis- treaz` cre]terea de temperatur` în timp.

Metode de m`surare în regim termic sta\ionar (stabilizat, t/s=0) este una din cele mai indicate metode relative în regim stabilizat pentru determinarea conductivit`\ii termice – metoda barei divizate. În principiu, aceasta metod` const` în:

realizarea barei divizate constând din dou` discuri de cuar\ ca material de refe- rin\` cu conductivitate termic` cunoscut`,

recoltarea probei de roc` de analizat,

o serie de discuri de cupru.

Capetele barei sunt men\inute la temperaturi constante t, t' controlate cu ajutorul unor b`i termostatice, la o diferen\` de temperatur` dat`. Dup` atingerea echilibrului termic, presupunând ca fluxul termic este axial ]i nu exist` pierderi radiale semnifica- tive, între fluxurile de c`ldur` prin discurile de cuar\ ]i proba de roc` trebuie sa existe urm`toarele rela\ie:

Q (2.27)

Q , (2.28)

Diferen\ele dintre Q

]i Q

respectiv dintre Q

]i Q

se datoreaz` pierderilor late-

rale de c`ldur`.

Rela\ia de determinare a conductivit`\ii:

lr = lq [(t1 + t3) / 2t2] ³ [ z2/z *s/s2] (2.29)

unde:

lr – conductivitatea termic` a probei de roca cu sec\iunea transversal` s2 ]i gro- simea z ;

lq – conductivitatea termic` a discurilor de cuar\ cu sec\iunile transversale s1 re-

spectiv s , ]i grosimile z

respectiv z .

3 1 3

Se poate evalua conductivitatea termic` a rocilor ]i pe baza cunoa]terii com- pozi\iei mineralogice ]i a porozi`\ii. Aceast` metod` este foarte complex` bazându-se pe diagrafia geofizic` în asocia\ie cu analizele geologice de laborator pe carote.

Se consider` o roc` poroas`, monomineral`, cu dou` faze: una solid` constituit` din scheletul mineral ]i una lichid` constituit` din fluidul de satura\ie a spa\iului poros.

{n acest caz conductivitatea termic` efectiv` a rocii depinde de conductivit`\ile termice ale celor dou` faze, frac\iunile lor ]i distribu\ia lor în roci.

Dac` se consider` conductivitatea termic` a fluidelor (lf) mai mic` decât conduc- tivitatea termic` a matricei minerale (lm) rezult`:

lf ‹ l ‹ lm (2.30)

Limitele maxime respectiv minime ale conductivit`\ii efective sunt date de luarea în considerare a distribu\iei paralele ]i în serie a celor dou` faze.

C@nd cele dou` faze sunt în paralel în raport cu direc\ia fluxului termic rezult` limita maxim` a conductivit`\ii termice ce corespunde mediei aritmetice ponderate a conductivit`\ii celor dou` faze (Woodside ]i Messmar,1961)

lmax = Plf + ( 1 – P ) lm (2.31)

C@nd cele dou` faze sunt în serie din punct de vedere termic în raport cu direc\ia fluxului termic rezult` limita minim` a conductivit`\ii ce corespunde mediei armonice ponderate (Woodside ]i Messmer, 1961):

1/lmin = P / lf + (1 – P) / lm (2.32)

O valoare intermediar` a conductivit`\ii termice, pentru o distribu\ie oarecare, se ob\ine cu ajutorul mediei geometrice ponderate care poate caracteriza bine un mediu poros natural (Woodside ]i Messmer, 1961):

l = (lf)

(l

)1-p

(2.33)

m

Ecua\ia (2.45) corespunde mediei aritmetice ponderate a logaritmilor conducti- vit`\ilor individuale:

log l = P log lf + ( 1 – p ) log lm (2.34)

Rela\ia 2.46 reprezint` o rela\ie liniar` [ntre conductivitatea efectiv` a unui mediu poros ]i conductivitatea fluidului de satura\ie, aferent` unui grafic dublu logaritmic.

Pentru rocile cu porozitate mic`, cu compozi\ie mineralogic` complex`, limitele inferioar`, respectiv superioar` ale conductivit`\ii termice se pot estima cu condi\ia s` se cunoasc` constituen\ii minerali ]i conductivitatea acestora (Kappelmayer ]i Haenel, 1974):

1/lmin = V1/l1 + V2/l2 +…..+Vn/ln (2.35)

K = V l

+ V l

+ …… + V l

(2.36)

max 1 1 2 2 n n

unde:

V , V , V ,……V

= frac\iunile mineralelor 1,2,….,n

1 2 3 n

l1, l2, l3,…….ln = conductivit`\ile termice ale mineralelor componente.

Rezistivitatea termic` este m`rimea invers` a conductivit`\ii termice.

C`ldura specific` – c este cantitatea de c`ldur` necesar` pentru ridicarea temperaturii unui gram de substan\` cu 1°C. Ea reprezint` proprietatea mediilor de

a acumula energia termic`. Se exprima [n J/KgK. C`ldura specific` a diferitelor tipuri de roci este aproape uniforma temperatura camerei. C`ldura specific` multiplicat` cu densitatea d` capacitatea caloric` a substan\ei considerate.

Difuzivitatea termic` – a (m2/s) – reprezint` viteza de propagare areal` a unei perturb`ri termice (suprafa\a pe care o perturbare termic` se propag` în unitatea de timp) ]i se exprima cantitativ prin rela\ia:

a=λ/c∙r (2.37)

unde: r – densitatea mediului.

λ – conductivitatea

Difuzivitatea termic` ofer` posibilitatea aprecierii gradului de perturbare a condi\i-

ilor geotermice naturale în timpul for`rii unei sonde ]i a timpului de restabilire a regimului

termic ini\ial. Ea poate fi evaluat` prin m`sur`tori termice în regim nesta\ionar. Cea mai

indicat` metod` de calcul este cea folosind rela\ia de defini\ie 2.29 în ipoteza c` sunt

cunoscute cu acurate\e suficient de mare, conductivitatea termic` ]i c`ldura specific`.

Determinarea acestor propriet`\i termice ale rocilor este extrem de important`

pentru evaluarea fluxului de c`ldur`, a fluxului termic ]i a gradientului geotermic.

Fluxul de c`ldur` – f – în orice punct al unui mediu omogen ]i izotrop este definit ca un vector:

f = – λt (2.38)

unde:

t – temperatura

λ – conductivitatea termic`

Semnul minus indic` faptul c` fluxul termic se consider` a se transmite, prin

orice suprafa\` izoterm`, din interior c`tre exterior, de la temperatur` mai mare spre temperatur` mai mic`.

Fluxul termic – cantitatea de c`ldur` transferat` (printr-un corp sau între dou` corpuri) în unitatea de timp.

dQ Q =

dt

[W] (2.39)

Fluxul termic unitar – fluxul termic raportat la unitatea de suprafa\` izoterm`:

·

q· = dQ

dA

[W/m2] (2.40)

dA – suprafa\a elementar` pe care fluxul cade normal.

Considend aria ca fiind orientat` dup` direc\ia normalei rezult` c` fluxul termic este

o m`rime vectorial`. Fluxul termic unitar se propag` de la izoterma de temperatur` – T +

T – c`tre izoterma de temperatur` – T, dup` direc\ie normal`, deci pe calea de minim` rezisten\` la propagare. Gradientul termic are aceea]i direc\ie, dar sens contrar.

Conduc\ia termic` – procesul de transfer al c`ldurii dintr-o zon` cu temperatur` mai ridicat` c`tre una cu temperatur` mai coborât`, în interiorul unui corp sau între corpuri solide ce se afl` în contact. Ecua\ia fundamental` a conduc\iei este dat` de legea lui Fourier

· (2.41)

dT

Q = – λS

dx

[W]

· = – λgrad T

(2.42)

- coeficient de convec\ie [W/m2K]

temperatura fluidului [K]

temperatura peretelui [K]

q – fluxul termic unitar [W/m2]

S – suprafa\a [m2]

Fluxul geotermic – q – este fluxul de c`ldur` care se propag` din interiorul P`mântului c`tre suprafa\a în direc\ie vertical`. Este definit de rela\ia:

.

q= – (∂t/∂z)

Tebel 2.5. Parametri importan\i pentru fluxul de c`ldur`

Deoarece litosfera oceanic` este relativ uniform` în ceea ce prive]te compozi\ia, ]i o mic` cantitate de c`ldur` este generat` în cadrul acesteia prin radioactivitate, fluxul de c`ldur` oceanic` este, în esen\`, func\ie de vârst`.

Prin contrast, litosfera continental` este destul de eterogen` în ceea ce prive] te compozi\ia, datorit` activit`\ii sale tectonice. În plus, fluxul de c`ldur` depinde în mod esen\ial de producerea c`ldur` radioactiv` în crust`.

Principale dou` efecte sunt:

fluxul de c`ldur` continental este propor\ional cu radioactivitatea suprafe\ei crustale într-o anumit` regiune;

scade cu timpul scurs de la ultimul mare eveniment tectonic.

Fig. 2.17 Varia\ia fluxului termic terestru deasupra foselor oceanice ]i rifturilor oceanice (dup` Pricu et al., 1980)

Gradientul geotermic – Gt – reprezint` varia\ia temperaturii cu adâncimea: Gt= t/z (2.44)

\inând seama de rela\iile (2.43) ]i (2.44) rezult`:

q = – KGt (2.45)

Sensul pozitiv al adâncimilor este luat câtre interiorul P`mântului a]adar 2.45 este folosit` sub forma:

q = KGt (2.46)

Gt mediu = 3.3/100 m sau Gt mediu =1/33 m Exist` excep\ii:

în zonele unde platoul de roc` a suferit pr`bu]iri rapide ]i bazinul este um- plut cu sedimente „foarte tinere”, din punct de vedere geologic, de platform`, Gt < 3.3°C/100 m.

în zonele din apropierea scoartei, în zonele vulcanice, Gt < 3.3°C/100 m.

Fig. 2.18 Distribu\ia gradien\ilor termici principali [n Rom@nia prelucrare dup` S Airinei

Treapt` geotermic` – distan\` exprimat` în metri, cu care trebuie s` se

coboare pe vertical`, în adîncul p`mîntului, pentru a constata cre]terea succesiv` a temperaturii cu cîte 1°C.

Fig. 2.20 Monitorizarea real` a tem- peraturilor din jurul unui pu\ închis, timp de 7 luni pe perioada de îc`lzire, în Germania (B Shanner) [5]

Fiecare dintre parametrii men\iona\i poate fi determinat fie prin [nregistrare di- rect`, in situ, fie [n laborator, fie determinat cu ajutorul unor formule matematice.

Abordarea unui asemenea mod de evaluare a parametrilor nu este cea mai indi- cat` deoarece cunoa]terea mineralelor care intr` în alc`tuirea rocilor este o problem` dificil de rezolvat ]i ca atare ]i parametrii dependen\i de minerale pot fi vicia\i.

M`rimea fizic` de baz`, la fel ca ]i conductivitatea, care asigur` func\ionarea sistemelor bazate pe pompe de c`ldur` geotermice, este f`r` [ndoial` temperatura. Exist` o mare varietate de tehnici de m`sur` a temperaturii ce pot fi clasificate în gene- ral, în func\ie de adâncimea pu\urilor [n care sunt amplasate geosondele ce alc`tuiesc geoschimb`torul de c`ldur`:

determin`ri de temperatur` în sol ce constau în m`surarea temperaturii în g`uri de 2-3 m adâncime, [n special pentru variantele de GSC orizontale;

determin`ri de gradien\i geotermici „superficiali”, în foraje scurte, de 40 -120 m adâncime pentru variantele de GSC verticale.

În studiul geotermic al unei zone sunt utilizate m`sur`tori de temperatur` cu aju- torul termometrelor, amplasate în sonde.

Se pot folosi urm`toarele tipuri de termometre:

termometre cu mercur, care dau temperatura [ntr-un singur punct, de obicei la talpa sondei (termometre maximale);

termometre cu traductori chimici: cu conductori metalici (cupru, platin`) sau cu rezisten\e semiconductoare (termistori) ce asigur` înregistrarea continu` a temperatu- rii de-a lungul profilului traversat de sond`.

BAZA SISTEMELOR GEOEXCHANGE 71

De obicei, opera\iile de termometrie cu înregistrare continu` sunt efectuate ]i pentru rezolvarea unor probleme tehnice cum ar fi:

evaluarea fractur`rii hidraulice ]i acidiz`rii stratelor;

localizarea viiturilor de ape;

localizarea zonelor da pierdere a circula\iei;

Majoritatea m`sur`torilor termice în sonde sunt punctuale, efectuate în sta\ii de m`sur`, de obicei la talpa sondei, cu termometre maximale cu mercur.

La sondele în foraj se pot efectua m`sur`tori succesive, la talp` pe m`sur` ce forajul avanseaz`, de regul` în acela]i timp cu carotajul informativ.

La unele sonde din GSC de la un obiectiv de la Foc]ani s-au amplasat senzori de temperatur` din 20 [n 20 de m pentru 3 pu\uri ce nu se afl` unul l@ng` celalalt.

Pe viitor ar fi interesant de amplasat astfel de senzori de temperatur` [n pu\uri care s` nu fie integrate [n GSC ci s` r`m@n` ca pu\uri de str@ngere de date, sau pu\uri martor.

{nregistrarea temperaturii dintr-un pu\ la diverse ad@ncimi se poate face ]i folo- sind un senzor de temperatur` cu cablu gradat, amplasat pe un scripete, [n imediata apropiere a peretelui acestuia.

{n practica uzual`, pe parcursul desf`]ur`rii testului de r`spuns termic al solului se face o [nregistrare a temperaturii s` spunem relative a solului nedisturbat prin inter- mediul apei din \eava U amplasat` [n pu\. Temperatura este o temperatur` medie pe toat` lungimea pu\ului, ea fiind [nregistrat` la [ntrarea, respectiv ie]irea din pu\.

Energie geotermic`, energia geotermal`, c`ldur` din sol

Termenii de energie geotermal`, energie geotermic` provin din geologie. {n ge- neral energia geotermal` (energia ob\inut` prin utilizarea apelor termale cf. DEX. Edi\ia 2012) se refer` la energia furnizat` de apele termale ]i este o energie care:

are la origine fluxul de c`ldur` intern al p`mântului ce transmite energie termic` fluidelor de ad@ncime sau solu\iilor de vapori ]i ap`, prin contactul sau apropierea de corpurile magmatice (se transmite dinspre miezul fierbinte al planetei)

se poate inregistra în general fie [n forajele de mare adâncime fie în anumite loca\ii specifice din scoar\a terestr`, poate ajunge la suprafa\` prin intermediul izvoarelor termale (sau ambele).

{n mod normal energia provenit` din c`ldura intern` a p`m@ntului trebuie s` fie definit` ca energie geotermic` (energie provenit` din c`ldura din interiorul p`m@ntului cf DEX. Editia 2012). C`ldur` din sol ]i termogeologie sunt termeni ce descriu energia de joas` entalpie care:

are temperaturi normale (p@n` [n 20 oC) ]i se reg`se]te la adâncime relativ mic` fa\` de suprafa\` (p@n` la 200 m),

poate avea ]i o component` de energie solar`, care a fost absorbit` ]i stocat`

în subteran, aceasta din urm` nemanifest@ndu-se la ad@ncimi mai mari de 10m.

Trebuie f`cut` o distinc\ie net` [ntre energia geotermal` sau hidrogeotermic`

]i cea geotermic` ele fiind dou` tipuri de energie diferite, dar ambele \in@nd de structura intern` a P`m@ntului. Dac` se consider` c` energia geotermal` este generat` de apele termale se poate concluziona c` pentru sistemele geotermale din Rom@nia

caracteristicile majore sunt:

temperaturi de 60 – 110 °C (se preteaz` la utilizarea direct`),

se pot reg`si ]i la 1 – 3 km adâncime,

sunt situate în principal în bazinele sedimentare ]i zonele de faliere din România, mai cu seam` pe zona de vest.

Pentru a se aprecia corect poten\ialului real al fiec`reia este necesar` o distinc\ie clar` între energia geotermic` ]i sursa de c`ldur` din sol.

Odat` cu dezvoltarea mineritului de ad@ncime (secolele XVI – XVII) s-a constatat c` temperatura cre]te cu ad@ncimea, iar primele m`sur`tori geotermometrice s-au folosit pentru o hart` francez` [n 1740 (Prestwich, 1885, Dickson ]i Fanelli, 2004). At`t constat`rile practice c@t ]i m`sur`torile au condus la idea existen\ei unui gradient geotermic. Conform legii lui Fourrier dac` exist` un gradient geotermic ]i rocile au abilitatea de conduc`tor de energie finit` atunci c`ldura se propag` de la interior c`tre exterior.

Dealtfel de]i [n România nu exit`, la aceast` or`, o baz` de date oficial` ]i bine organizat` privind forajele existente, indiferent de destina\ia acestora (poate doar una legat` de sondele petroliere ]i care se g`se]te la companiile de profil) ]i [nregistr`rile de date geologice ]i/sau geofizice efectuate pe aceste foraje, exist` totu]i la diverse firme sau [n literatura de specialitate men\iuni cu privire la evolu\ia temperaturii cu adâncimea, distribu\ia densit`\ii unor forma\iuni pe orizontal` ]i vertical`, distribu\ia conductivit`\ii electrice sau termice etc.

Toate sondele [n care s-au f`cut [nregistr`ri de temperatur` au fost l`sate s` se stabilize termic câteva luni pentru ca influen\ele opera\iunii de foraj s` nu se mai resimt`.

M`sur`torile de temperatur` au fost efectuate cu ajutorul unui termometru electric de adâncime, de mare precizie 5 %.

Conductivitatea termic` a fost determinat` experimental [n laborator utilizând metoda ”sondei ac„ (Von Herzen ]i Maxwell, 1959; Woodside ]i Messmer, 1961). Fiecare prob` umed` a fost m`surat` de patru ori, diferen\ele de conductivitate termic` observate au fost [n medie de 6.2%.

Se observ` o tendin\` general` de cre]tere, de]i exist` ]i varia\ii locale. d

Q = l A

(2.47)

dz

Q = debitul de c`ldur` (W),

A = suprafa\a sec\iunii transversale (m2), u = temperatura °C

z = coordonata de ad@ncime

l = conductivitate termic` a rocilor (W m-1K-1).

BAZA SISTEMELOR GEOEXCHANGE 73

Tabel 2.1 Valorile gradientul de temperatur`, conductivitate termic` ]i fluxului termic [nregistrate pe fiecare pu\

S-a dedus deci c` P`mântul pierde c`ldur` ca s` se r`ceasc`. Acest lan\ logic a fost folosit de William Thomson (mai tarziu Lord Kelvin) la mijlocul secolului al XIX- lea pentru a deduce vârsta P`mântului, presupun@nd c` p`mântul s-a format ca o sfer` de roc` topit` ce s-a r`cit [n timp, dinspre exterior spre interior. A mai presupus deasemeni c` gradientul geotermic observat se datoreaz` c`ldurii reziduale din interiorul P`mântului, ce se scurge treptat în spa\iu cosmic prin litosfera solid`. Pe m`sur` ce a pierdut din c`ldur`, grosimea litosferei a crescut în detrimentul materiei topite ce a r`mas concentrat` [n miezul planetei.

Prin combinarea Legii lui Fourier cu ecua\ia unidimensional` de difuzie a c`ldurii, Thompson a ob\inut rela\ia:

d2Q

= Svc d

(2.48)

dz2

l dt

unde z = adâncimea fa\` de suprafa\a p`mântului (m),

u/t = gradientul geotermic,

= capacitatea de c`ldur` specific`, volumetric`, a rocilor (J m-3 K-1)

t = timpul (s).

Pe baza aproxim`rii temperaturii interne a P`m@ntului la o valoare de 4100 K

]i o determinare rezonabil` a difuzivit`\ii termice a rocilor, [n 1862, el a fost capabil de a aproxima vârsta P`m@ntului. Folosind gradientul geotermic ]i timpul necesar pentru a se r`ci la temperatura curent` m`sur`t`, ajunge la concluzia ca planeta noastr` are

[ntre 20 ]i 400 milioane ani, mai târziu [n urma lu`rii [n calcul ]i a altor factori aproxi-

meaz` o v@rst` de 100 milioane ani).

(2.49)

t = v@rsta crustei P`m@ntului (s)

ψ = gradientul geotermic curent aproape de suprafa\`,

ui= temperatura de la interiorul P`m@ntului

us= temperatura de la suprafa\`

Estimarea f`cut` de Thomson venea în contradic\ie cu opinia cre]tinilor con- servatori, care baz@ndu-se pe calcule genealogice din Biblie, considerau c` P`mântul are o v@rst` mai mic`. De]i s-a bazat pe principii ]i calcule fundamental corecte s-a dovedit c` ]i Thomson a subestimat v@rsta P`m@ntului; ast`zi pe baza unor calcule riguroase se consider` c` are aproximativ 4.5 miliarde de ani.

Aportul de c`ldur` din interiorul P`mântului se datoreaz` ]i dezintegr`rii continue a izotopilor de uraniu (238U si 235U), potasiu (40K) ]i toriu (232Th), [n cea mai mare masur` ]i [ntr-o mai mic` m`sur` a altor elemente radioactive, prin urmare, se r`ce]te mult mai lent decât presupunea Thomson. Radioactivitatea fiind descoperit` de Antoine Henri Becquerel în 1896, iar elementele radioactive fiind izolate de c`tre Marie

]i Pierre Curie în 1902. Thomson nu avea cum s` ia [n calcul [ncetinirea r`cirii datorat` dezintegr`rii radioactive. Cu toate acestea activitatea lui [n domeniul termogeologiei este una de pionierat ce a dus la determinarea unor principii ]i procese ce se petrec [n scoar\a terestr`.

Concluzii privind necesitatea cunoa]terii datelor geologice cu influen\` asupra func\ion`rii sistemelor geotermice

Cel mai adesea este subestimat` importan\a problemelor geologice în proiec- tarea sistemelorde climatizare geotermic`. O atent` anali` geologic` va avea ca efect stabilirea corect` a pre\ului proiectului c`ci este evident c` aprecierea corect` a tran- sferului de c`ldur` dintre sol ]i instala\ie va duce la estimarea num`rului corect de pu\uri ]i ad@ncimea acestora. Evident c` o estimare gre]it` a num`rului de pu\uri va atrage ]i o func\ionare defectoas` a sistemului.

A]adar o abordare din punct de vedere geologic este necesar` [nc` de la începerea proiectului. Colectarea informa\iilor geologice, geotehnice, hidrogeologice ]i termogeologice aferente zonei proiectului este extrem de util` at@t din ra\iuni financiare c@t ]i din ra\iuni de eficien\` a sistemului. Deoarece proiectele de climatizare de tip geotermic sunt proiecte interdisciplinare este important s` se [n\eleag` importan\a cunoa]terii datelor geologice.

Sistemele geotermice utilizeaz` energia geotermic` de joas` entalpie. Acest tip de energie are o origine complicat de explicat ]i cuantificat. {n multe zone se consider` ca ]i un mix de provenien\e:

– Flux de energie transmis din adâncime; miezul fierbinte al P`mântului ofer` un flux de c`ldur` practic inepuizabil ce se transfer` spre suprafa\a planetei. Gradi- entul geotermic mediu 3 ° C/100 m adâncime, iar debitul mediu de c`ldur` de pe

suprafa\a P`mântului între 30 ]i 100 mW/m2;

Radia\ie solar` absorbit` de p`m@nt; pân` la 45%, din radia\ia solar` poate fi stocat` în stratele superficiale de sol ]i roci (maxim10 m ad@ncime). Meca- nizmele de transfer al acestei energii sunt diverse; direct de la soare dar ]i prin infiltrarea apei de la suprafa\` etc. Acest tip de energie este [n general folosit` în sistemele orizontale cu bucl` închis`;

Advec\ia solu\iilor minerale de ad@ncime; solu\iile minerale termale sunt capabi- le s` transfere cantit`\i importante de energie dinspre ad@ncime spre suprafa\`. Fluxul advectiv, este un practic un agent principal în multe sisteme geotermice de mic` adâncime;

Capacitatea de stocare termic` a rocilor; capacitatea de a stoca energie termic` a rocilor este [n medie 0.75 kWh /m3/°C, acest lucru face posiblil` furnizarea unei mari cantit`\i de energie, ]i face posibil` utilizarea sistemelor cu bucle verticale închise. O singur` sond` poate implica mii de metri cubi de roc`;

Stocarea (regenerare). Capacitatea de stocare a rocilor este ridicat` ca atare se pot constitui [ntr-un depozit low-cost capabil s` gestioneze stocarea c`ldurii reziduale din procesele de r`cire, refrigerare, excedent solare, etc.

Principalii parametri care influen\eaz` propriet`\ile termice ale solului ]i implicit func\ionarea sistemelor geotermice sunt:

Conductivitatea termic`;

Difuzivitatea termic`;

Capacitatea termic` volumetric`;

Temperatura nedisturbat` a solului.

Temperatura medie nedisturbat` a solului se poate [nregistra cu ajutorul echipamentului de r`spuns termic al solului (TRTG) ]i a softului aferent, iar celelalte propriet`\i se vor calcula cu ajutorul unor formule pe baza datelor ob\inute cu acela]i echipament ]i vor fi detaliate [n capitolul 6.

Capacitatea solului de a transfera ]i a [nmagazina c`ldur` depinde de o serie de factori dintre care cei mai importan\i sunt:

Compozi\ia mineralogic` a rocilor; cu cât con\inutul de cuar\ din roci este mai mare, cu at@t conductivitatea termic` este mai bun`

Densitatea rocilor; presupune lipsa de golurilor ]i o textur` destul de fin`, cu cât densitatea este mai mare cu at@t mai bun` este at@t conductivitate termic` c@t ]i difuzivitatea;

Umiditatea rocilor; evident cu c@t umiditatea este mai ridicat` cu at@t transferul termic este mai bun, mai mult apa umple eventualele goluri prezente ([n cazul [n care acestea nu sunt umplute cu gaze) ridic@nd conductivitatea termic`. Este nevoie de o atent` analiz` deoarece mineraliza\ia apei este ]i ea important`.

Geologia este, de asemenea, important` [n alegerea ma]inii ]i tipului de foraj cu influen\` major` [n costurilor opera\iunilor de execu\ie a pu\urilor. Se ofer` informa\ii indispensabile despre propriet`\ile mecanice ]i geotehnice ale rocii, care au influen\e importante asupra costului forajului. Principalii parametri, ce influen\eaz` costurile sunt:

Rata de penetrare (POR) care ]i ea depinde de anumite propriet`\ii ale rocii:

Nivelul de fracturare

Textura

Planuri de sl`biciune: exfoliere, stylolite

Greutate specific`

Densitate

Porozitate

Permeabilitate

Duritate

Rezisten\a la compresiune

Abraziune

Nivel de elasticitate

Plasticitate

Stabilitate. – capacitatea rocilor traversate de foraj de a men\ine pere\ii pu\ului stabili. Este determinat` de trei parametri cu un impact foarte mare asupra costu- rilor reali`rii pu\ului la gata, adic` inclusiv cu introducerea \evii U:

Diametrul g`urii de sond`;

Necesitatea folosirii coloanei de urm`rire

Necesarul de noroi de foraj; densitate, cantitate (posibilitatea pierderilor de noroi)

Datele hidrogeologice deasemenea trebuie luate în considerare pentru analizele preliminare. Prezen\a sau absen\a apei din sol este important de cunoscut în cadrul procedurilor de proiectare sistemelor geotermice. Urm`toarele elemente sunt determinante:

tipologia sistemului geotermic – [n cazul prezen\ei unuia sau mai multor acvifere, determin` tipologia buclei; e posibil s` fie mai eficient s` se foloseasc` sistemul de bucle deschise de]i [n Rom@nia \in@nd seama de sistemul de autoriza\ii bu- clele închise sunt solu\ia mai bun`;

pozi\ia masei de ap` determin` conductivitatea termic` a rocilor traversate;

fluxul termic advectiv este influen\at de prezen\a apei ]i poate transfera o canti- tate mare de energie determin@nd cre]terea conductivitat`\ii termice, dar [n anu- mite cazuri advec\ia poate exclude depozitare termic` sezonier` în roci

poluarea apelor subterane mai precis contaminarea p@nzelor de la nivelele infe- rioare prin punerea [n contact cu cele superioare este principalul risc de mediu al tehnologiei geotermice. O bun` cunoa]tere a hidrogeologiei a site-ului este impe- rios necesar`, obligatorie am putea spune, pentru evaluarea riscului de poluare

]i pentru a putea alege o metod` de etan]are a p@nzelor at@t pe timpul forajului dar ]i ulterior dup` execu\ie.

Pu\ul de prob` ]i studiu este un instrument de investigare geologic` extrem de important mai cu seam` pentru pu\urile verticale închise. Forajul va face parte integrant` din sistemul final deci costurile nu sunt amplificate de existen\a acestui foraj

]i poate oferi informa\ii complete despre:

coloana litologic`;

gradul de fracturare al rocilor;

hidrogeologia arealului;

pozi\ia ]i dimensiunea masei de ap`;

debite specifice;

chimismul apelor subterane traversate;

materialul de umplere – grountul compozi\ie, propriet`\i;

parametrii de foraj;

stabilitatea pere\ilor pu\ului;

prezen\a sau absen\a golurilor [n rocile traversate;

diametru de foraj;

necesitatea folosirii coloanei de urm`rire;

viteza de forare;

costul forajului (pre\/m)

caracteristici termice prin folosirea testului de raspuns termic al solului.

|in@nd seama de cele enun\ate mai sus se poate concluziona c` datele geologice; hidrogeologice, stratigrafice, mineralogice etc sunt imperios necesare [ncep@nd cu alegerea tipului de schimb`tor de c`ldur` cu p`m@ntul ]i continu@nd cu proiectarea efectiv` a acestuia. Nelu@nd [n considerare to\i ace]ti factori este posibil` nu numai o cre]tere substan\ial` a costurilor de realizare a schimb`torului dar ]i o func\ionare dectuas` a [ntregului sistem.

Multe dintre datele geologice generale se pot reg`si [n c`r\ile de tip Foaia zonei – Foaia Bucure]ti de exemplu; c`r\i cu hart` ]i date geologice bazate zonarea teritoriului

]i realizate de Institul geologic Bucure]ti. Deasemenea se pot ob\ine o serie de date din studiul hidrogeologic preliminar ce este obligatoriu de [ntocmit pentru ob\inerea avizului ]i autoriza\iei de foraj ce sunt impuse prin legisla\ia rom@neasc`. Urm`toarea etap` este realizarea primului foraj ce se va constitui [n forajul de prob` ]i analiz` de unde se va ob\ine o alt` serie de informa\ii utile a]a cum se arat` [n cele de mai sus. Pentru ob\i-nerea unor informa\ii suplimentare este de preferat s` se fac` m`car par\ial carotaj; adic` se scot tuburi de roci a]a cum se gasesc ele [n subteran – probe nedis- turbate. Acest mod de forare este mult mai pu\in rapid dar ofer` mai multe informa\ii utile privind succesiunea stratelor de roci.

Fig. 2.21 Carote din diverse foraje – carotaj mecanic