Геомеханика, разрушение горных пород, рудничная аэрогазодинамика и горная теплофизика
Пашкевич Р.И., кандидат технических наук, зам. директора по инновациям
Таскин В.В., младший научный сотрудник
(Научно-исследовательский геотехнологический центр Дальневосточного отделения Российской академии наук)
ТЕРМОГИДРОГАЗОДИНАМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В МАССИВЕ ПОРОД ВУЛКАНА МУТНОВСКИЙ ПРИ ОСТЫВАНИИ ЕГО МАГМАТИЧЕСКОГО ОЧАГА:
ЧИСЛЕННЫЙ ЭКСПЕРИМЕНТ
Вопрос об освоении ресурсов Мутновского вулкана был поставлен 20 лет назад в проекте по геотехнологическому использованию Мутновской магматогенной геотермальной системы для промышленного производства химического сырья и рудных компонентов [5]. В последнее время магматический очаг вулкана Мутновский рассматривается также как потенциальный объект для получения тепловой и электрической энергии с помощью современных геотехнологий. Прямые данные бурения в пределах постройки вулкана отсутствуют. Общепринятой концептуальной модели геотермальной системы вулкана не существует. Источником его тепловой активности можно считать неглубокозалегающий остывающий магматический очаг. Целью работы является оценка справедливости такого предположения методом математического моделирования.
Вулкан Мутновский представляет собой крупный активный вулканический аппарат с максимальной абсолютной отметкой 2323 м [1]. В юго-западном и северо-восточном кратерах находятся фумарольные поля - Донное и Верхнее (ДП, ВП). Наиболее интенсивная фу-марольная деятельность проявляется в кратере, называемом Активной воронкой (АВ) [1].
Классические работы по численному моделированию термогидродинамических процессов при внедрении интрузивов в проницаемую среду, вызывающих образование гидротермальных систем, были выполнены в 1970-х годах Л. Кэтлсом, Д. Нортоном, Дж. Найтом [7, 10, 11]. В них анализировались температурное и гидродинамическое поле при развитии гидротермальных систем, а также возможная продолжительность их существования. В этих работах двухфазные потоки в явном виде не рассчитывались и не учитывались топографические эффекты, т. е. рельеф над интрузиями задавался плоским.
Отечественные работы были посвящены моделированию термоаномалий под кратерами действующих вулканов на примере Мутновского [3] и моделированию паровых зон гидротермальных систем, формирующихся в экструзивно-жерловых зонах вулканов [2]. В этих работах, так же, как и в [7, 10, 11], двухфазные потоки в явном виде не рассчитывались, устанавливались только геометрические границы двухфазных областей, рельеф не учитывался.
С 1990-х гг. для численного исследования вулкано-геотермальных систем, как правило, используется программный комплекс НУОКОТИБЯМ [8, 9], предназначенный для трехмерного моделирования многофазного потока воды и тепла в проницаемых средах в диапазоне температуры и давления соответственно 0-1200оС и 0.05-1000 МПа, адекватным реальным условиям этих систем.
Термогидродинамическая модель основана на стандартных уравнениях сохранения массы и энергии в проницаемых средах [8]:
d(npf ) dt
-V-
dt [Pfhf+(1 - n)prhr ]-V
kkrsPs Ms
kK psh
Ms
(VP -Psg) (Vp -Ps g)
-V-
kkrwPw
Mw
(VP -Pwi)
- q = 0,
-V-
kkrwPwhw
Mw
(VP - Pw g)
-V-KmVT - qh = 0
где n - пористость; pf, ps, pr - плотность флюида, пара и пород; k, krs krw - соответственно абсолютная и относительные проницаемости; цs, - динамические вязкости пара и воды; Кт -теплопроводность; hf, hr - энтальпии флюида и пород; qm и qh - расходы массы и тепла источников и стоков.
Принимаем, что поверхность АВ соединена с магматическим очагом флюидопроводящей зоной (ФПЗ), образованной системой контракционных трещин, возникших в результате остывания жерла (рис.1). Геотермальную систему вулкана рассматриваем как трещинно-пористую плоскую зону проходящую через ось АВ, шириной равной ее поперечному размеру (150 м). Использовалась двумерная (профильная) модель. Глубина расчетной области варьируется в зависимости от принятой глубины магматического очага. ФПЗ представляет собой вертикально падающую плоскость, проходящую в плане через линию, соединяющую центры АВ, ДП и ВП.
В начальный момент времени в окружающих очаг породах задавался средний геотермический градиент 30оС/км и гидростатическое распределение давления флюида. Начальное давление в очаге принималось равным литостатическому на заданной глубине его залегания. На нижней границе области моделирования, за пределами очага, задавался региональный тепловой поток в диапазоне 80-120 мВт/м2; на оси очага задавался тепловой поток, связанный с процессом кристаллизации магмы (скрытая теплота затвердевания) - 1200 мВт/м2; на верхних границах, за пределами АВ - постоянные давление (атмосферное) и температура (10оС); на поверхности АВ - атмосферное давление. На боковых границах расчетной области задавалось условие отсутствия потока флюида. В отдельных моделях, для анализа чувствительности, на верхних границах за пределами АВ задавались постоянные условия, определяющиеся начальными градиентами давления и температуры, а на поверхности АВ - атмосферное давление и температура 500оС. Начальная температура магмы в очаге задавалась равной 1200оС.
Рис. 1. Схематизация расчетной области: 1 - ФПЗ; 2 - магматический очаг; 3 - окружающие породы; а - длинная полуось эллипсоидального магматического очага; Ь - короткая полуось очага; с - ширина ФПЗ; ё - толщина модели.
Принимая форму очага в виде шара, по данным дегазации и выноса элементов [5], получим его минимальный радиус - 1.2 км. В [6] средний радиус очага оценен как 1.5 км. Эти две оценки близки, поэтому радиус очага был выбран равным 1.5 км. В расчетах очаг задавался в виде горизонтального эллипсоида. Длина полуосей эллипса рассчитана из условия равенства объемов шарового и эллипсоидного очагов. Площадь поверхности главного сечения эллипсоида задавалась равной площади сечения шара - 7.1 км2. Большая и малая полуоси эллипса
- 2.2 и 1.1 км. Образование АВ связывается с взрывными отложениями 1.2-1.3 тыс. летнего возраста [4]. В целях изучения полной динамики процесса расчеты проводились на период 2.2 тыс. лет. За период наблюдений 1964-2005 гг. температура фумарол АВ изменялась в диапазоне 950-492оС.
Главными параметрами, определяющими динамику тепловых и гидродинамических полей являются проницаемость пород ФПЗ и окружающих ее пород, а также глубина залегания очага. Проницаемость ФПЗ (КФПЗ) и окружающих пород (КП) варьировалась в пределах соответственно 10-100 и 10-1 мД, а проницаемость пород очага - 10" -10" мД. Гидрогеологическая обстановка в постройке вулкана изучена недостаточно, поэтому рассматривались два возможных типа теплопереноса в окружающих ФПЗ породах: конвективный и кондуктив-ный. Первый реализовывался заданием высокой проницаемости окружающих пород, второй
- низкой. В отдельных вариантах расчета учитывалось различие КФПЗ и КП в горизонтальном и вертикальном направлениях. Плотность, теплоемкость и теплопроводность пород принимались равными усредненным значениям для вулканических и метаморфических пород: 2500 кг/м3, 1 кДж/кг, 2 Вт/м-К, пористость 10%. Использовалось 13 вариантов различных наборов параметров.
АНАЛИЗ РЕЗУЛЬТАТОВ КОНДУКТИВНЫЙ ТЕПЛОПЕРЕНОС
Общая динамика процесса. Вблизи поверхности очага развивается зона конвекции сверхкритического флюида (рис. 2а) шириной около 1 км. Распределение температур в породах, окружающих ФПЗ за время 2.2 тыс. лет, по сравнению с начальным, практически не изменяется, за исключением приочаговой зоны шириной 1 км. В пределах ФПЗ, за счет подъемного движения флюида в ней, происходит незначительный прогрев. Область перегретого пара сосредоточена только вблизи поверхности АВ, что определяется заданием температуры на поверхности 500оС, а не динамикой процесса охлаждения очага. Зона двухфазной конвекции отсутствует.
Влияние проницаемости ФПЗ. С ростом проницаемости ФПЗ скорость восходящего движения воды в ней растет (рис. 2б), и как следствие возрастает степень ее прогрева. Однако температура на поверхности АВ существенно ниже реальной. Картина распределения давления (рис. 3) соответствует развитию области депрессии в пределах ФПЗ и в ее окрестности. При одинаковой глубине залегания очага, чем выше проницаемость ФПЗ, тем шире и глубже зона депрессии.
КОНВЕКТИВНЫЙ ТЕПЛОПЕРЕНОС
Общая динамика процесса. В отличие от случая кондуктивного теплопереноса, у поверхности очага развивается зона интенсивной конвекции сверхкритического флюида (рис. 2в), маркируемая по характерному «подъему» изотерм вблизи краевых границ очага. С течением времени конвективная зона увеличивается по простиранию и глубине. Наблюдается «всплывание» областей сверхкритического состояния, с последующим отрывом малых зон от основной. Подобный эффект был отмечен ранее в работах [2, 7], где форма очага задавалась прямоугольной. В настоящей работе путем анализа чувствительности модели было установлено, что эффект всплывания и отрыва «пузырей» области сверхкритического флюида от основной зоны связан прежде всего с формой окраинных частей очага и при сгущении вычислительной сетки на краях очага практически исчезает. Однако, как и в случае кондуктивного теплопереноса, температура ФПЗ вблизи поверхности АВ не достигает фактически измеренных значений.
71.
400
'О
Т
—2 У
400
1
6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 6 7 8 10 11 12 13 14 15
Т
Т
—20 ,,,
1200
й4
6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 6 7 8 9 10 11 12 13 14 1
2200
5 6 7 8 9 10 1
6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15
а б в
| | - надкритическое
состояние
вода
Рис. 2. Распределение температуры (Т, °С) и фазового состояния (цвет): а - кондуктивный теплоперенос в окружающих породах, низкая проницаемость ФПЗ (мД) - КП=0.001, КфПзх=0.1, КфПз2=1; б - кондуктивный теплоперенос, высокая проницаемость ФПЗ КП=0.001, Кфпзх=10, Кфпзz=100; в - конвективный теплоперенос, высокая проницаемость ФПЗ Кп=1 мД, КфШх=10 мД, КфПз2=100 мД. В правом верхнем углу - время с начала процесса (годы).
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.