A GEOTERMIKUS ENERGIA

Megújuló energiák A GEOTERMIKUS ENERGIA A geotermikus energia olyan belső energia, amelyet a földkéreg, a köpeny és a mag nagy hőmérsékletű tömegei tárolnak. Mivel a Föld belsejében sokkal nagyobb hőmérsékleteket találunk, mint a felszínen, a belső energia szakadatlanul áramlik a nagy mélységű forró zónákból a felszín felé. Ez a földi hőáram. A földkéreg hőmérséklete a hővezetés törvényének megfelelően növekszik a mélységgel, így az egységnyi tömegű anyag energiatartalma a mélységgel nő. Nyilvánvalóan annál alkalmasabbak a körülmények a geotermikus energia kitermelésére, minél közelebb van a felszínhez a belső energiát hordozó, nagy hőmérsékletű közeg. A földkéreg minden pontja tartalmaz geotermikus energiát. Habár a geotermikus energia a kéregben mindenütt jelen van, a gazdaságosan kitermelhető geotermikus energia olyan hordozó közeghez kötött, amely nagy fajlagos energiatartalmú, könnyen felszínre hozható, nagy mennyiségben rendelkezésre áll, olcsó, jól kezelhető. Mindezeket a követelményeket a víz elégíti ki a legjobban. A víz fajhője nagy (4,187 KJ/kgK), ehhez gőz előfordulása esetén a fázisátalakulásával járó latens hőnek megfelelő energiatartalom is járul. Ez 1 bar nyomáson 2259 KJ/kg, a mélységgel növekvő nyomással viszont csökken: 200 bar esetén már csak 629 KJ/kg. A földkérget alkotó kőzetek nem homogén anyagok, a teret csak ritkán töltik ki hézagmentesen. A magmás kőzetek a Föld mélyéből a forró köpenyt alkotó, izzón folyó szilikátolvadékokból keletkeztek. Fizikai tulajdonságaik minden irányban megegyeznek. Ilyen kőzet a gránit, a bazalt, az andezit vagy a riolit. A kéregmozgások következtében a magmás kőzetekben is vannak törések, repedések. Sőt, a nagy víztartalmú olvadékok habképződésre hajlamosak, a vízgőztartalmú hab-láva nagy hézagtérfogatú kőzetté, ignimbiritté válik. A felszínre került magmás kőzeteket a víz, a fagy, a szél, az oldott savak pusztítják, mállasztják. A keletkezett mállástermékek vagy helyben maradva halmozódnak fel, vagy a víz elszállítja, s más helyen lerakja azokat. Az így keletkezett kőzetek az üledékes kőzetek. A kezdetben laza szemcsés üledékhalmaz önsúlyterhelésének hatására összetömörödik és kőzetté szilárdul, amit egyidejűleg kémiai átalakulás is kísér. A durvaszemcsés homokos folyami, vagy deltaüledékből homokkő, míg a 2 mikron, vagy annál kisebb szemcsékből álló, tavi, vagy tengeri agyag lerakódásokból agyagmárga, bentonit keletkezik. A szerves eredetű üledékekből a mészkő, dolomit, illetve a kőszén, kőolaj keletkezik. A szemcsés szerkezetű üledékes kőzetekben a szemcsék mérete, alakja, elrendeződése teljesen véletlenszerűen (sztochasztikusan) változik. A durvább szemcsés üledék hézagai egymásba nyílva összefüggő járatrendszert alkotnak. A finom szemcsés agyagok hasonló nagyságú hézagtérfogata sokkal finomabb szerkezetű, szűk, alig áteresztő járatrendszert képez. A mészkövek könnyen válnak repedezetté, a karsztosodás pedig egészen nagyméretű üregek, barlangrendszerek kialakulására vezet. A kőzetek hézagtérfogatát minden esetben folyadék tölti ki: túlnyomórészt víz, de lehet kőolaj vagy földgáz is. A szemcsés szerkezetű, vagy a finom repedésekkel átszőtt kőzetek hézagait kitöltő folyadék mozgását szivárgásnak nevezzük. A nagyobb repedésekben, vagy üregekben áramlik a víz. A porózus kőzetek hézagtérfogatát csökkenti a higroszkópos, vagy molekuláris erők folytán kötődő hártyavíz. Ennek az igen vékony hártyának a megbontásához a

Megújuló energiák 2 gravitációnál nagyságrenddel nagyobb külső erőre van szükség. Így a szokásos nyomáskülönbség nagyságrendek mellett ez a folyadékhártya érintetlen marad, az azt alkotó folyadékhányad nem vesz részt a szivárgásban, ún. holtteret képez s a hatásos hézagtérfogat ennek megfelelően csökken. A 1. ábra mutatja a teljes és a hatékony pórustér különbségét. 1 hatékony pórustér 2 kötött hártyavíz 3 elszigetelt pórustér 1. ábra Hatékony pórustérfogat A szivárgás kialakulásának tere tehát a hatékony pórustérfogat. Ennek jellemzésére definiált paraméter a porozitás, az anyag üregeinek valamint teljes térfogatának hányadosa V hézag φ a = (1) V Ez az ún. abszolút porozitás. A hatékony pórustérfogattal kapjuk az effektív porozitás értékét φ V eff eff = V (2) Adott szivárgási feladat megoldásához egy zavartalan kőzetmintán végzett közvetlen mérésből adódó értékre van szükség. A 1. táblázatban néhány üledékes kőzetre vonatkozó porozitásértékek legvalószínűbb intervallumát foglaltuk össze. A kőzetek szemcseátmérője és porozitása közötti összefüggést keresve nyilvánvalóvá válik, hogy ilyen függvénykapcsolat csak a gömbhalmaz konfigurációjának ismeretében értelmezhető. A 2. ábrát tekintve szembetűnő, hogy az a és a b konfiguráció különböző tömörségű. Az a esetben minden egyes gömb 6, míg a b esetben 12 gömbbel érintkezik. Ez utóbbi a legkisebb porozitást eredményező gömbelrendezés: egyszerű geometriai megfontolások alapján igazolható, hogy azonos 2

Megújuló energiák 3 átmérőjű gömbök esetén az átmérő értékétől függetlenül a minimális porozitás 0,259. A még stabil konfigurációból kapható porozitásmaximum HRUBISEK szerint 0,875. Ha e két szélső értéket összevetjük a kísérletileg kapott porozitásértékekkel, a közelítés eredményével elégedettek lehetünk. Mivel tény, hogy a szemcsék nem gömb alakúak, nem azonos méretűek, gyakorlati vizsgálatoknál kisebb porozitásértékeket kapunk, másrészt átmérő és porozitás között csak bizonyos korrekciókkal érvényes összefüggéseket használhatunk. Egy bizonyos kőzetfajta porozitása is változik a hely és az idő függvényében. Ennek oka, hogy az igénybevétel, a kőzetterhelés hatására a pórusok összenyomódnak, a pórustérfogat csökken. 2. ábra Különböző porozitást adó gömbhalmaz-konfigurációk Mészkő Agyagpala Homokkő Kavicsos homo Kavics hordalék Finom és közepes homok keveréke Azonos szemcseméretű homok Közepes és durva homok keveréke Iszap Agyag Különböző talajok Tőzeg 0,01 0,10 0,01 0,12 0,10 0,25 0,20 0,35 0,30 0,40 0,30 035 0,30 0,40 0,35 0,40 0,40 0,50 0,45 0,55 0,50 0,60 0,60 0,80 1. táblázat Néhány üledékes kőzet abszolút porozitásértékeinek legvalószínűbb intervalluma A porozitás tehát alapvető fontosságú paraméter, amely egy kőzet folyadéktároló képességét jellemzi. A szivárgó folyadékmozgás leírására használt másik lényeges kőzetjellemző a permeabilitás, a kőzet áteresztőképessége. A permeabilitás definíciója a klasszikus szivárgástan alapegyenletében a Darcy-összefüggésben gyökerezik. A tapasztalati úton nyert összefüggés a 3. ábrán látható kísérleti berendezésen végzett mérések eredményein alapszik. A függőleges helyzetű, homokkal töltött, állandó keresztmetszetű 3

Megújuló energiák 4 csövön a gravitáció hatására víz szivárog keresztül, miközben mérjük az időegység alatt átfolyt Q térfogatáramot és két U-csöves manométerrel a nyomásesést. Az ábra jelöléseivel 2 D π h Q = k (3) 4 H összefüggés adódik, tehát az egységnyi hosszra jutó térfogatáram és nyomásesés kapcsolata lineáris. A k együttható állandó, a folyadék és a szemcsehalmaz tulajdonságai együtt határozzák meg k értékét. 3. ábra Darcy kísérlete 4. ábra Az általánosított Darcy-kísérlet A kísérletet Darcy óta sokan reprodukálták igen szélesre kiterjesztett vizsgálati körülmények között. Különböző anyagú, méretű szemcsehalmazok, különböző minőségű folyadékok esetén is elvégezték a kísérletet. A kísérletek során változtatott paraméterek hatását az eredeti alakban felírt Darcy-összefüggés egybemossa. NUTTING vezette be azt a felírásmódot, amelyben elkülöníthető a szintkülönbség és a nyomáskülönbség változásából eredő hatás, és amely a szemcsehalmaz és a folyadék tulajdonságainak bizonyos fokú figyelembevételére ad módot. A 4. ábrán vázolt általános esetben 4

Megújuló energiák 5 q A Q K = = [ p1 p2 + ρg( z1 z 2 )] (4) 2 D π µ H 4 adódik, ahol q A az átlagos szivárgási sebesség, µ a folyadék dinamikai viszkozitási tényezője, ρ a sűrűsége, K a permeabilitási tényező, SI-egysége m 2. A gyakorlatban ennek 10 8 -szorosát a darcyt, vagy annak ezredrészét a milidarcyt használják. Tájékoztatásul néhány üledékes kőzet permeabilitását, annak jellemző intervallumával, foglaltuk össze a 2. táblázatban. PERMEÁBILITÁS KŐZET FAJTA m 2 Darcy md Ca-bentonit 10-17 10-5 0,01 Alluviális öntésiszap 10-16 10-4 0,1 Tégla 10-14 10-2 10 Homokos agyag 10-14 10-2 10 Homokos iszap 10-14 10-2 10 Mészkő, dolomit 5 10-14 5 10-2 50 Finom homok 10-13 10-1 100 Alsó liász homokkő 10-12 1 1000 Pelső pannon homokkő 1.5 10-12 1.5 1500 Dogger homokkő 5 10-12 5 5000 Kavicsos homok 10-10 100 100000 2. táblázat Néhány jellemző permeábilitás érték Meg kell jegyeznünk, hogy 1m 3 fajlagos belső felület 2 10 6 m 2 /m 3 =2 millió m 2, valamint a szivárgási sebesség értékei nagyságrendekkel kisebbek a szokásos áramlási sebesség-értékeknél. Például egy jó áteresztőképességű homokos kavicsban, ahol K = 10-10 m 2, µ = 10-2 Ns/m 2, ρ = 10 3 kg/m 3, p 1 -p 2 = 0,1 bar, z 1 -z 2 = 0,3 m az átlagos szivárgási sebességre q 10 = 10 10 1 5 4 3 [ 0,1 10 + 0,3 10 ] = 1,3 10 m 1,3 s s A = 3 mm (5) adódik. Ezért az általános mérnöki gyakorlatban a m/nap egység gyakrabban használt. Még egy nagyon érdekes kérdés merül fel a rétegvíz kapcsán: honnan ered? Korábban azt hitték, hogy a nagy mélységben lévő pórusvíz vulkáni működés kapcsán keletkező ún. juvenilis víz. Az 1950-es években megvizsgáltak egy sor a világ különböző tájairól származó nagy mélységű rétegekből származó vízmintát. Megvizsgálták a hidrogén és a deutériumatomok arányát és a mérések 5. ábrán látható eredményt hozták. A termálvizek H/D értékei a csapadékvíz H/D értékeivel igen jól egyeznek, a 0 16 /0 18 oxigénizotópok hányadosának függvényében ábrázolva. Az új-zélandi (Wairakei), olaszországi (Larderello), amerikai (Geysers, Steamboat Springs) és izlandi 5

Megújuló energiák 6 vízmintáknál egyaránt jó az egyezés. Ez azt mutatja, hogy a kőzetek hézagait kitöltő víz túlnyomórészt beszivárgott csapadékvíz, s csak kisebb hányada vulkanikus eredetű, valószínűleg csak 5-10%. 5. ábra Hidrogén/Deutérium arány különböző eredetű termálvizekben A földkéreg erre alkalmas helyein a kőzettest pórusaiban, vagy repedéseiben forró vizet tároló képződmények, geotermikus rezervoárok alakultak ki. Ritka kivételektől eltekintve ezekben a víz folyadékfázisban található. A mélység mentén a víz hidrosztatikai nyomása a p = p 0 + ρgh (6) összefüggés szerint nő. A víz forráspontja is nő a nyomás növekedésével, míg 1 bar nyomáson 100 o C, 100 bar nyomáson már 309 o C. A földkéreg természetes geotermikus hőmérséklete a T = T 0 + γh (7) lineáris összefüggéssel írható le, ahol T 0 a felszíni középhőmérséklet, γ az ún. geotermikus gradiens, az egységnyi mélységre eső hőmérséklet-növekedés [ o C/m]. Ez a Kárpát-medencében csaknem kétszerese az európai átlagnak. Tekintsük most a 3. táblázatot, ahol a mélység menti nyomás, forráspont és kőzethőmérséklet-értékeket találjuk 0,5 o C/m geotermikus gradiens mellett. [m] [bar] [ o C] [ o C] 0 1,0 100 10,5 1000 96,66 307 60,5 2000 192,00 361 110,5 3. táblázat Mélység menti nyomás-forráspont- és kőzethőmérséklet értékek 6

Megújuló energiák 7 Szembetűnő, hogy az adott mélységben uralkodó nyomáshoz tartozó forráspont-érték sokkal nagyobb, mint az ugyanabban a mélységben adódó kőzethőmérséklet. Ez mutatja, hogy a tárolóban a 100 o C-nál melegebb fluidum is vízfázisban van. Vulkanikus területeken, pl. ilyen Új-Zélandon a Wairakei-mező, jóval nagyobb geotermikus gradiens-értékek adódnak: itt 400 m mélységben már 260 o C a hőmérséklet, ez 0,625 W/m o C, a világátlagnak több, mint tízszerese. Itt természetesen gőz-víz keverék alakjában van a víz a tárolóban. Az ilyen előfordulások igen ritkák: a művelt geotermikus mezők alig több mint 1%-ából termelhető gőz. A Föld belső szerkezetének ma elfogadott modellje szerint az átlagosan 35 km vastagságú kontinentális és 5 km vastag óceáni kérget az ún. Mohorovicic-felület választja el a köpenytől. A köpeny kb. 2900 km mélységben a földmaggal határos. A kéreg nem homogén képződmény. A kontinensek és a legtöbb beltenger alatt a gránithoz hasonló összetételű, kovasavban gazdag, átlagosan 2670 kg/m 3 sűrűségű kontinentális kéreg húzódik. Az óceánok alatt bazaltos összetételű, kovasavban szegény, átlagosan 2950 kg/m 3 sűrűségű óceáni kérget találunk. A kontinentális kéreg vastagsága a magas hegységek alatt 55-60 km, a megsüllyedt üledékes medencék alatt viszont alig 20-25 km. A kéreg alatt a köpeny egy része még merev: ez a litoszféra. A litoszféra vastagsága mintegy 80-100 km. Alatta egy kb. 150 km vastag gömbhéjban a földrengéshullámok terjedési sebessége kisebb, mint a felette és alatta lévő köpenyrészekben. Ez az asztenoszféra, amely feltehetően melegebb, mint a litoszféra, vagy az alatta lévő köpeny, valószínűleg eléri a 600 o C hőmérsékletet. Az asztenoszférában uralkodó hőmérsékleten a köpeny kőzetanyaga plasztikus állapotban van, folyásra képes. Mivel az asztenoszféra sűrűsége átlagosan 3350 kg/m 3, a kisebb sűrűségű litoszféra úszik a plasztikus köpenyen. Archimedes törvényének megfelelően a magas hegységek alatt mélyebbre merül, az óceánok alatt pedig elvékonyodik. A litoszféra tehát nem egyetlen merev héj, hanem hat nagyobb és néhány kisebb lemezdarabból áll, amelyek egymáshoz és a Föld forgástengelyéhez képest állandó mozgásban vannak. A Föld jelenkori magmás és tektonikai tevékenysége szinte kivétel nélkül a lemezhatárok mentén zajlik. Jól mutatja ezt a 6. ábra, itt a földrengés-övezetek, a vulkanizmus a litoszféra-lemezek határait jelölik ki. 6. ábra A litoszféra-lemezek határai 7

Megújuló energiák 8 A plasztikus köpenyben a hő nem csupán vezetéssel, hanem konvekcióval is átadódhat. A litoszféra határán a hőmérséklet alacsonyabb, mint nagyobb mélységben. A hőtágulás miatt így nagyobb mélységben kisebb sűrűségű köpeny-anyag helyezkedik el. A gravitáció hatására a nagyobb sűrűségű, hidegebb, felső köpeny-anyag lesüllyed, kiszorítja helyéről a melegebb, könnyebb, nagyobb belső energiatartalmú közeget. Ez feláramlik a litoszféra határáig, magával víve belső energiatartalmát. Az így kialakuló mozgás a termokonvekció. Áramvonalképe jellegzetes konvekciós cellákat mutat. A köpeny-anyag viszkozitása igen nagy, így az abban kialakuló termokonvekciós áramlás sebessége nagyon kicsiny. A litoszféra a köpennyel mechanikai és termikus kölcsönhatásban áll. A konvekciós áramok egyrészt magukkal sodorják a köpenyen úszó litoszféra-lemezeket, másrészt a felszálló áram intenzíven fűti a kérget, amelynek szilárdsági tulajdonságai a hőmérséklet növekedésével gyengülnek. 7. ábra Az óceáni kéreg szétterülése A 7. ábrát tekintve látjuk, hogy az asztenoszférából felszálló plasztikus köpenyanyag, a magma, torlópontot képez, majd két ellentétes irányban halad a litoszféra-lemezek alsó határán. A torlópont közelében a legerőteljesebb a hőátadás, a kéreg itt melegszik fel legjobban, s az áramló köpeny-anyag két oldalról kifejtett húzófeszültségei a szilárdságilag gyengült lemezt széthasítják, míg a magma állandó hozzánövéssel tölti ki az egyre távolódó lemezdarabok közötti hasadékot. Ilyen távolodó lemezszegélyek hozzák létre a szeizmikusan és geotermikusan is aktív óceánközépi hátságok rendszerét, tengeralatti vulkánok sorával és igen nagy földi hőárammal. A litoszféra-lemezek törése a kontinentális kéregben is előfordulhat (pl. a Kelet-afrikai árok) de tipikus a vékonyabb, gyengébb óceáni kéregben. Az egymástól távolodó litoszféra-lemezek a mozgásuk irányába eső más lemezekkel ütköznek. Ilyenkor a nagyobb sűrűségű óceáni kéreggel fedett lemezdarab a könnyebb, kontinentális kéreg alá merül. Ez a plasztikus köpenybe hatoló litoszféra lemez fokozatosan felmelegszik, szilárdsága csökken, majd az olvadáspontjáig melegedve megolvad és az archimédeszi felhajtóerő hatására felszáll. Az alámerülő merev litoszféra-lemez szeizmikus eszközökkel mintegy 6-700 km mélységig követhető. Mindezt a 8. ábra mutatja. A litoszféra-olvadék és a köpeny-anyag sűrűségkülönbsége mintegy 600 kg/m 3, ez sokkal nagyobb, mint a köpeny termokonvekciós áramait kiváltó, a hőtágulásból eredő sűrűségkülönbség ( 50 kg/m 3 ). Ebből fakadóan a nagyobb felhajtóerő hatására sokkal intenzívebb felszálló áramlás alakul ki a lemerült litoszféra-lemez 8

Megújuló energiák 9 tönkremenetelének tartományában. Az újraolvadt intermedier és savanyú magmák alulról hozzánőnek a kontinentális kéreghez, amelynek hatására az felemelkedik. Ugyanakkor az itt rendkívül intenzív konvektív hőáram a szilárd kéregben fokozott intenzitású hővezetési folyamatban terjed tovább. Ekképpen a gyűrt lánchegységek (Andok, Parti hegység, Appenninek) geotermikus szempontból igen aktívak, földi hőáramuk az óceáninál jóval nagyobb kéregvastagság ellenére is jelentős. 8. ábra Kontinentális és óceáni litoszféra lemez ütközése Az alámerülő óceáni kéreg fölötti zónában is elvékonyodhat a szilárd kéreg, s vulkáni ívek sora keletkezhet (Japán, Fülöp szk). Az óceáni kéreg megsemmisülése és a kontinentális kéreg megvastagodása a forrása a harmadkori orogén (hegyképző) területek fokozott földi hőáramának. A litoszféra-lemezek határövezetén kívül is találunk néhány intenzívebb földi hőárammal jellemzett területet, pl. a Magyar Alföld, a Párizsi Medence. Ezek keletkezésének oka a kontinentális kéreg elvékonyodása. A Magyar Alföld alatt mindössze 18-20 km vastag a kéreg, ez a kisebb vastagság szükségszerűen vezet nagyobb földi hőáramra, hiszen annak teljesítménysűrűsége k W q = ( T k T 0 ) δ 2 (8) m ahol k a hővezetési tényező, δ a mélység, T k az adott mélységhez tartozó, míg T 0 a felszíni hőmérséklet. A hőmérséklet egységnyi mélységre eső növekedése az ún. geotermikus gradiens itt szintén nagyobb, dt T = = k T dz δ γ 0 (9) Ennek értéke az Alföldön 0,045-0,06 o C/m. Tehát viszonylag kis mélységben találunk viszonylag nagy hőmérsékletű, nagy fajlagos energiatartalmú kőzettömegeket. Tekintve, hogy a fúrási költségek a mélységgel közel exponenciálisan nőnek, a kedvező geotermikus gradiens miatt viszonylag olcsón férhetünk hozzá a geotermikus energiakészleteinkhez. 9

Megújuló energiák 10 A geotermikus mező földrajzi fogalom, a földfelszín olyan tartománya, ahol a föld belső melege a nagy földi hőáram és a nagy geotermikus gradiens révén az átlagosnál fokozottabb mértékben nyilvánul meg. A geotermikus tároló (rezervoár) a geotermikus mezőnek az a része, amelynek belső energiatartalma valamilyen telepfolyadék, víz, vagy gőz közvetítésével felszínre hozható. A geotermikus tároló tehát gyakorlati szempontok, az energiatermelés szempontjai által lehatárolt képződmény, amely lehet természetes, de mesterséges is. A természetes geotermikus tároló kellő kiterjedésű, nagy hőmérsékletű, megfelelő porozitású és áteresztőképességű hévíz, vagy gőztároló képződmény amely néhány jellegzetes tulajdonságában különbözik a közönséges talaj, vagy rétegvíztárolóktól. Az alapvető különbség, hogy a geotermikus tárolóból belső energiát termelünk ki, amelynek csupán hordozó közege a forró víz, vagy gőz. Ezt környezetvédelmi szempontok miatt és a rétegnyomás fenntartása érdekében is vissza kell sajtolni a tárolóba. A bányászat tehát a víz energiatartalmára irányul nem magára a vízre. További különbség, hogy az értékes, nagy fajlagos energiatartalmú tárolók porozitása általában töredezett, hasadozott kőzettesthez kötődik. Az ebben kialakuló, hatékony termokonvekcióhoz szükséges a rendszer kellő függőleges irányú kiterjedése is. A mesterséges tároló pedig valamilyen forró, nem áteresztő, száraz kőzetben létrehozott repedésrendszer, ahová a felszínről juttatjuk a vizet. Konduktív hőárammal fűtött tárolók A geotermikus tárolót szakadatlanul fűti a földi hőáram. Az egyik nagy tárolócsoportba azok a rezervoárok sorolhatók, amelyek utánpótlását konduktív, azaz vezetéses hőáram adja. A hővezetés mindig viszonylag kisebb erősségű fűtést jelent, lineáris, vagy szakaszosan lineáris mélység szerinti hőmérséklet-eloszlással. A földi hőáram átlagos értéke alig 60 mw/m 2, az átlagos geotermikus gradiens pedig 30 o C/km. Ilyen feltételek mellett nem alakulhatnak ki a mai műszaki körülmények között gazdaságosan kitermelhető hévíztárolók. A földkéreg helyi elvékonyodásai, egyes kőzetfajták eltérő hővezető-képességei bizonyos szolid anomáliát okozhatnak a földi hőáram értékében. A 100-120 mw/m 2 teljesítménysűrűségű fűtés, illetve az 50-60 o C/km geotermikus gradiens megfelelő földtani feltételek esetén már gazdaságosan művelhető forró-, vagy melegvíz-tárolók kialakulására vezethet. Ennek földtani feltételei elsősorban a süllyedő és üledékkel feltöltődött medencékben adottak. Főként a nagy kiterjedésű, egy-egy vízszintes síkban viszonylag homogén kőzetfizikai tulajdonságokkal jellemezhető, porózus ( 20%) és áteresztőképes homokos, homokköves rétegek képezhetnek hévíztárolót. A nagyobb mélységben lévő üledékrétegek hőmérséklete, fajlagos energiatartalma tehát nagyobb. Sajnos, az üledékes kőzetek önsúlyterhelés következtében létrejött tömörödése a mélységgel exponenciálisan csökkenő porozitás-eloszlást eredményez, ezt a φ = φ (10) A z 0 e összefüggés elég jól közelíti, ahol φ 0 a porozitás a felszínen, z a mélység, A az illető kőzettípustól függő állandó. Mint a 9. ábra is mutatja, 2500-3000 m mélységben már olyan kicsiny a porozitás és az áteresztőképesség, hogy ez a mélység-intervallum a kedvező hőmérsékleti viszonyok ellenére sem jöhet szóba geotermikus energiatermelés 10

Megújuló energiák 11 céljából. A kellően porózus, áteresztőképes és megfelelő hőmérsékletű kőzetek alkalmasak tehát geotermikus energiatermelésre, ezek hőmérséklete felülről korlátos, általában kisebb, mint 150 o C, ezért kis entalpiájú tároló elnevezésük is használatos. 0 1000 m 2000 m 3000 m 9. ábra A porozitás csökkenése a mélységgel A konduktív hőárammal fűtött geotermikus tároló fogalmi modelljét szemlélteti a 10. ábra. Az át nem eresztő medence-aljzatra rakódtak le a többnyire vízszintes, vagy ahhoz közel álló rétegsorok. A vízvezető rétegek a medence-perem, vagy vetők, törésvonalak mentén utánpótlást kapnak a csapadékvízből. A tároló pórusvíz-tömege gyakorlatilag hidrosztatikus állapotban van, legfeljebb artézi hatás, vagy az üledékrétegek tömörödése során kiszoruló víz változtat valamit a hidrosztatikus állapoton. A tároló érintetlen állapotában tehát hidrosztatikus nyomás-eloszlást találunk, amely csak azért tér el a lineáristól, mert a mélységgel növekvő vízhőmérséklet hatására a víz sűrűsége csökken. 10. ábra Konduktív fűtésű tároló modellje 11

Megújuló energiák 12 A legismertebb, s ma a legnagyobb kiterjedésű konduktív fűtésű geotermikus tároló az Alföld felső-pannon homokos üledéksoraiban található. Ez mintegy 40 000 km 2 kiterjedésű, átlagos vastagsága kb. 200 m. Magyarország geotermikus energiatermelésének túlnyomó része innen származik. Ez a felsőpannóniai korú homokos üledéksor természetesen nem homogén képződmény. A 200 m összlet egy sor különböző vastagságú homokos-agyagos rétegből áll, a homokos-homokköves rétegek oldalirányban véges kiterjedésűek, de nyomásuk az agyagrétegek szerény áteresztőképessége révén kiegyenlítődik. Ez egy egységes, 40 000 km 2 -es tároló létezését sugallhatja, de ezt a 40 000 km 2 -t a váltakozó homokos-agyagos rétegek nápolyi szeletként töltik ki. Ha egy, vagy több homokos lencsét egy mélyfúrású kúttal megcsapolunk, a lencsék véges méretei következtében gyorsabban fogy a pórusrendszerükben tárolt víz, mint ahogy a lencsét körülvevő rossz áteresztőképességű agyagos rétegeken át utánpótlást kap. Így viszonylag hamar jelentős helyi nyomáscsökkenés alakulhat ki. A felsőpannon homokos-homokköves tároló tehát hidrosztatikus állapotában egységes rendszerként viselkedik, az egyes feltárt és művelésbe vett tároló-részek viszont véges, kimerülő jellegűek. Egy üledékes medence rétegsorai alatt az alaphegység helyenként repedezett, vagy karsztosodott kőzettömegében is találhatunk forróvíz-tárolókat. Ezek ugyan mélyebben helyezkednek el, mint a még áteresztőképes üledéksorok, de hőmérsékletük nem sokkal magasabb, mert a jobb hővezetőképességű alapkőzetben a geotermikus gradiens kisebb. Ezek az alaphegységi tárolók is hidrosztatikus állapotban vannak, mert fűtésük alapvetően konduktív, vezetéssel történik. Kis mértékű utánpótlódás és gyenge termokonvekció is jellemző lehet. Az Alföldön Mélykút, Tiszakécske, Sajóhídvég, a Dunántúlon a zalai mélykarszt: Zalakaros, Táska, Buzsák sorolhatók ebbe a kategóriába. Túlnyomásos tárolók konduktív fűtéssel A gyorsan süllyedő és feltöltődő üledékes medencék vastag, túlnyomórészt agyagos összleteinek tömörödését gyakran gátolja, hogy a pórusvíz csak nehezen, vagy egyáltalán nem képes kisajtolódni az agyagból. A felső üledékrétegek önsúlyából származó litosztatikus nyomás a pórusvizet is terheli, így rosszul tömörödött, hézagtérfogatukban nagy nyomású vizet tartalmazó, ún. túlnyomásos zónák keletkeznek. Az egyensúly beállása még földtörténeti időtartamokban számolva is elhúzódik. A túlnyomásos zóna olyan hidrodinamikai csapdát képez, amely szerepét tekintve a szénhidrogén-tárolók át nem eresztő (impermeábilis) fedőkőzeteivel analóg. A vastag agyagrétegek közé természetszerűen jó permeabilitású homokrétegek is települnek, ezek megtartják porozitásukat, víztartalmukat, s a mélyre süllyedt túlnyomásos tárolókat alkotják. A legismertebb ilyen túlnyomásos hévíztárolók a Mexikói öböl partvidékén Texasban és Louisianában találhatók 3-7 km mélységben 100 Mpa (1000 bar) nagyságrendű túlnyomásokkal. Bár e gyorsan süllyedő medencék geotermikus gradiense a környezeténél mindig kisebb, a nagy mélység miatt elég nagy a hőmérséklet, a nagy nyomás miatt pedig a telepfolyadék entalpiája is nagyobb. Konvektív fűtésű tárolók 12

Megújuló energiák 13 A legkiugróbb geotermikus anomáliák pl. egy fiatal magma-intrúzió környezete olyan intenzív földi hőárammal jellemezhetők, amelyet a porózus, vagy a töredezett kőzetváz vezetéssel már nem képes továbbítani. Ismeretes, hogy a belső energia konvektív árama sokkal nagyobb energiaáram-sűrűséget tesz lehetővé, mint a hővezetés. A mélység mentén növekvő hőmérséklet a sűrűség csökkenésével jár, s ilyen esetben a folyadék mechanikai egyensúlya nem lehet stabilis. A nagyobb hőmérsékletű, kitágult folyadéktömegre a sűrűségcsökkenéssel arányos archimédeszi felhajtóerő hat, amely a nehézségi erőre szuperponálódva áramlást kelt a folyadékban. Ez az áramlás nagy mennyiségű belső energia átvitelét teszi lehetővé. A termokonvekció mechanizmusa egy igen nagy hővezetőképességű réteggel egyenértékűen viszi át a földi hőáramot, kis hőmérséklet-változás mellett is igen nagy a hőáram. Ahhoz, hogy egy porózus kőzettest pórusvíz-tömegében termokonvekciós áramlás alakulhasson ki, mennyiségileg is jól meghatározható feltételeknek kell teljesülniük. Legfontosabb ezek között a nagy geotermikus gradiens. Ez legtöbbször meghaladja a 0,2-0,3 o C/m értéket. Oka általában valamilyen felszínhez közeli (< 3 km mélységű) fiatal magma-intrúzió. A nagy hőmérsékletű magma (650-1200 o C) igen erősen fűti környezetét, s ez a felszín felé igen nagy (1 W/m 2 ) erősségű földi hőáramot okoz. A felszínhez közeli üledékes kőzetek hővezetési tényezője legtöbbször elég kicsiny (2 W/m o C), ezért a mélységgel igen gyorsan nő a hőmérséklet. A termokonvekció kialakulásának szükséges feltétele a nagy áteresztőképesség is. Ez kétféle esetben lehetséges. Az egyik, hogy durva szemcsés, rendszerint deltaüledékből kifejlődő homokos, homokköves rétegekben alakul ki a tároló. A másik lehetőség és ez a gyakoribb -, hogy nem porózus, hanem repedezett kőzetek sokkal kisebb áramlási ellenállású járataiban alakul ki a konvekció, ebben az esetben már nem is szivárgás, hanem áramlás formájában. Szükség van a tároló elegendően nagy függőleges irányú méretére is: ekkor a konvekció hosszabb úton hatékonyabban viszi át a belső energiát a felszínhez közeli kőzettartományba. Növeli a konvekció intenzitását, ha a tárolót kitöltő forró víz hideg víz utánpótlást kaphat. Ekkor nagyobb a hőmérséklet s így a sűrűségkülönbség, s az erőteljesebb vízmozgás több belső energiát visz a felszín közelébe. A konvektív fűtésű tároló fogalmi modelljét a 11. ábrán szemléltetjük. A hideg víz utánpótlása, mint csapadékvíz általában törések, vetők mentén történik. A tárolókőzet sokszor közvetlenül a magma-intrúzióval érintkezik pl. Nesjavellir vagy Krafla Izlandon. Máskor az intrúzió fölött jó hővezetőképességű kristályos alapkőzet, erre települ a repedezett tároló. A tárolót legtöbbször impermeábilis át nem eresztő fedőkőzet borítja, amely esetleg csak vetők mellett engedi kialakulni a természetes hévíz, vagy gőzforrásokat, a geotermikusan aktív területek leggyakoribb felszíni megnyilvánulásait. Ezek igen gyakran elvízkövesednek, bedugulnak. A konduktív fűtésű tárolóval szemben a konvektív fűtésű tároló hőmérsékleteloszlása nem lineáris. A konvekció zónájában igen kicsi a hőmérséklet változása, s csak a konvekciós cellák és a külszín között nagy a geotermikus gradiens értéke 12. ábra. 13

Megújuló energiák 14 11. ábra Konvektív fűtésű tároló modellje Így a konvektív tárolókban viszonylag kis mélységben már nagy hőmérsékletű telepfolyadékot találunk, amelyet kevésbé mély, s nagyobb átmérőjű fúrásokkal olcsóbban elérhetünk. 12. ábra Konduktív fűtésű tároló hőmérséklet-eloszlása A tároló nyomáseloszlása, ha forró víz tölti ki közel hidrosztatikus, csak a felszálló forró, s a leszálló hidegebb áramlás hatására torzul kevéssé. A gőzt vagy gőzvíz keveréket (nedves gőz) tartalmazó tárolók mélység menti nyomásgradiense kisebb, a száraz túlhevített gőzt tartalmazó Geyser-mező nyomáseloszlása a gőz-zónában közelebb áll a konstanshoz, mint a hidrosztatikushoz ( 13. ábra). 14

Megújuló energiák 15 13. ábra Gőz és víz rezervoár nyomáseloszlásai Energiahasznosítás szempontjából legértékesebbek a túlhevített gőzt tartalmazó lelőhelyek. Legismertebbek Lardarello Olaszországban, Matsukawa Japánban és a jelenlegi legnagyobb erőművet tápláló kaliforniai Geyser s mező. Más tárolók forró vize a termelő kútban felszállva alakul gőzzé: pl. Wairakei és Broadlands Új-Zélandon, Imperial Valley Kaliforniában. Valamennyi ismertetett tároló óceánközépi hátságokon, litoszféra-lemezszegélyeken vagy harmadkori orogén területeken található. A porózus, vagy repedezett kőzettest hézagtérfogatát kitöltő rétegvíz nem egynemű, tiszta H 2 O. A hézagrendszer belső felülete igen nagy (pl. 1m 3 homok belső pórusfelülete 2 millió m 2 ). Ezen a nagy felületen, viszonylag nagy hőmérsékleten érintkezik egymással a kőzet és a víz. A víz jó oldószer, és kémiai kölcsönhatásba kerül a kőzettel. Különösen alacsony ph értéknél és magas hőmérsékleten gyorsul fel a folyamat. Egy-két órától egy-két napig terjedő intervallumban kimutathatóan megváltozik az oldat összetétele és tart a kémiai egyensúly irányába. A leggyakoribb összetevők a Na, K, Ca, SiO 2, Cl, F, SO 4 ionok, az oldott gázok között legtöbbször CO 2, CH 4, N 2, H 2 S, H 2, Ar, és NH 3 található. Ezeknek a komponenseknek a koncentrációja mezőről-mezőre jelentősen változik, de kisebb mértékben ugyanennek a geotermikus mezőnek az egyes tároló-részei között is. Néhány tároló típushoz jellegzetes rétegvíz-összetétel rendelhető. A nátrium-kloridos víz a leggyakrabban a nagykiterjedésű, üledékes medencékben fordul elő. A ph-érték a semlegeshez közeli, de a kútban feláramló vízből gőz és széndioxid válik ki, és a ph érték lúgos irányban módosul. Legjellemzőbb kation a nátrium, az anionok közt a klór/szulfát arány nagy. Egyébként erősen változó koncenctráció-értékek fordulnak elő. Magyarországon különösen Debrecen környékén találunk erősen kloridos rétegvizeket (Debrecen, Hajdúböszörmény, Hajdúszoboszló, Hajdúnánás, Karcag stb.). A savas, szulfátos-kloridos rétegvizek viszonylag ritkábbak. A víz savasságát az okozza, hogy a tárolóban a szulfidok szulfáttá oxidálódnak. A kitermelt víz ph-értéke 15

Megújuló energiák 16 lehűléskor tovább változik savas irányba. Hazánkban Sárospatak-Végardó kútjai adnak szulfátos-hidrogénkarbonátos vizet. A budapesti hévizek csaknem mindegyike szulfátos-kloridos-hidrokarbonátos jellegű. A hidrogénkarbonátos vizek jellemzik a Magyar Alföld alatt található, felsőpannóniai korú homokköves hévíztárolót. Emellett Bükkszék, Bükfürdő, Sárvár, Bogács, Hévíz esnek ebbe a kategóriába. A rétegvizekben szoros összefüggés áll fenn a víz kalcium-hidrogénkarbonát és szénsav tartalma között. A vízben oldott kalciumhidrogénkarbonát ugyanis a vízben gyakorlatilag oldhatatlan kalcium-karbonátra, vízre és széndioxidra bomlik: ( HCO3) CaCO3 + H2O CO2 Ca 2 + Látjuk, hogy a folyamat megfordítható, ami azt jelenti, hogy a CO 2 csökkentésével CaCO 3 válik ki a vízből (vízkőképződés). Ha viszont CO 2 kerül a vízbe, a reakció fordított irányban megy végbe a kalcium-karbonát a jól oldódó kalciumhidrokarbonáttá alakul, így keletkeznek a mészkőben a karsztos képződmények. Azt a széndioxid-mennyiséget, ami az oldatban lévő kalcium-hidrokarbonát oldatban tartásához szükséges egyensúlyi szénsavnak nevezzük. Ha a víz éppen az egyensúlyi szénsavnak megfelelő szabad szénsavat tartalmazza, akkor a mész és a szénsav egyensúlyban van. Az egyensúlyi szénsavmennyiség függvénye a víz hőmérsékletének és kalciumhidrogén-karbonát tartalmának. Ha a széndioxidtartalom az egyensúlyi értéknél kevesebb, a vízből kalciumkarbonát válik ki mindaddig, míg a kalciumhidrogén-karbonát koncentráció az egyensúlyi szénsavnak megfelelő értékig le nem csökken. A vízkő ilyenkor kiválik a kút, vagy a csővezeték falán, az áramlás keresztmetszetét leszűkítve, akár teljes eldugulásra is vezethet. Ha a széndioxid tartalom nagyobb az egyensúlyi értéknél, akkor a lerakódott vízkőréteget feloldja, az acélcsövet pedig agresszíven károsítja, lyukadást okoz. A mélyfúrás és kútkiképzés A geotermikus energia kitermelése a forró víz, vagy gőz mélyfúrású kutakon keresztül történő felszínre hozatalával történik. A mélyfúrás technológiáját a szénhidrogénipar fejlesztette ki. Lényege, hogy a földkéregben többnyire függőleges irányú, körszelvényű több ezer méter mélységű fúrólyukat állítanak elő. Ennek három alapvető rész-folyamata: a kőzet felaprítása, a furadék felszínre szállítása és a lyukfal biztosítása. A legelterjedtebb, szinte kizárólagosan használt módszer a rotari fúrás. Ebben a kőzet megbontását és felaprítását a fúrólyuk talpára szorított fúró forgó mozgása végzi. A fúró szára egy felszínig érő cső, amelynek üregén át fúróiszapot juttatnak a lyuktalpra: ez a fúró éleinél kilépve a fúrócső és a lyukfal közötti körgyűrűkeresztmetszetű hengeres téren át szállítja felszínre a kifúrt kőzetszemcséket. A lyukfal biztosítása a fúrással egyidejűleg történő acél béléscsövek beépítésével történik. A béléscsöveket a kőzet falához cementezik. A lyuktalpon dolgozó görgős, vagy gyémánt fúró 14. ábra csőrudazat végén függ. A csőrudazat közvetíti a felszínről a forgó mozgást. A fúrórudat a felszínen egy kúpos fogaskerékpár nagyobbik átmérőjű tányérkereke, a forgatóasztal forgatja. A 16

Megújuló energiák 17 fúrócsőoszlopot a fúrólyuk mélységének növekedéséhez igazodva folyamatosan toldják 5-14 m-es darabokból. 14. ábra Görgős fúrók A fúrószerszám a fúróból és az azt felfüggesztő felszínig meghosszabbított fúrószárból áll. A fúrószár a fúrás energiavezetéke: átviszi a forgatónyomatékot a felszínről a fúróra, alsó vastagfalú szakaszával az ún. súlyosbítóoszloppal terheli s talpra szorítja a fúrót, az iszapszivattyúval a fúrócsövön átáramoltatott fúróiszap a fúró öblítőnyílásain kiáramolva elsodorja a fúró élei ebből a kifúrt kőzetszemcséket és a felszínre szállítja a furadékot. Ugyanakkor a fúróiszap hűti a súrlódástól felmelegedett fúrószerszámot, hidrosztatikai nyomása pedig kitámasztja a csupasz lyukfalat, védi az omlástól. A fúróiszap nagy sűrűségű (1200-1500 kg/m 3 ) szuszpenzió. Emiatt az iszappal töltött fúrólyuk hidrosztatikus nyomása nagyobb, mint az átfúrt kőzettestben tárolt vízé: megakadályozza a beáramlást, s kitámasztja a lyukfalat. Ugyanakkor a nagyobb sűrűségű iszapban nagyobb a felhajtóerő a furadék felszínre hozásához. A fúrószerszám felfüggesztésének, emelésének megoldására épül a fúrótorony, amelyben a horogra akasztott fúrószerszámot különlegesen teherbíró sodronykötéllel egy csigasorrendszer beiktatásával mozgat az emelőmű ( 15. ábra). A forgó fúrószerszám legfelső vége az öblítőfejen keresztül csatlakozik az álló iszapvezeték-rendszerhez és a felfüggesztő horoghoz. Az öblítőfej a fúrószerszám olyan görgős talpcsapágyazású felfüggesztése, amely a megfelelő forgó tömszelencével lehetővé teszi az öblítőiszap bevezetését forgás közben. A kengyellel felfüggesztett acélöntvény öblítőfejházban talpcsapágy támasztja alá az öblítőfej felül tárcsában végződő orsóját. Az orsó a házban radiális csapágyak közt fut. A horog egy mozgó csigasorhoz csatlakozik, amely a fúrótorony tetején elhelyezett koronacsigasoron függ. A csigasorrendszerbe befűzött emelőkötelet a fúrótorony munkaszintjén elhelyezett emelővitla mozgatja. Az emelődob szalagfékével a fúrószár nagyobb felső részét megfeszített állapotban tartja. A kiegyensúlyozatlanul maradt alsó rész súlya adja a fúró terhelését. Az állandó, egyenletes terhelés biztosítására a fúró haladásának megfelelően az emelőkötelet a dobról utánengedik. A csigasoron átfűzött kötél másik ágát a toronyhoz rögzítik. Az emelőművet, a forgatóasztalt, az iszapszivattyút legtöbbször belsőégésű motorral hajtják. A hajtómotorokat csoportos hajtómű kapcsolja össze. 17

Megújuló energiák 18 15. ábra Fúróberendezés vázlata Ha a fúró eltompul, a fúrószárat az emelőművel kiemelik a fúrólyukból. A kiemelés előtt a forgatórudat és az öblítőfejet a fúrószárról lecsavarják és félreállítják az ún. rókalyukba. Az emelőművel a szállítószéken függő fúrószárat 2-3-4 fúrócsőből álló rakatonként szétcsavarva emelik ki a lyukból és félreállítják. a fúrócsere után a fúrószárat ismét rakatokból összecsavarva leeresztik a lyukba, a forgatórudat és az öblítőfejet visszaszerelik, s a fúrást folytatják. Az öblítőiszap áramlását a fúrószárban és a fúrószár és a lyukfal közti gyűrűs térben dugattyús iszapszivattyúk tartják fenn. A felszínre érkező fúróiszapból a furadékszemeket leválasztják, s a tiszta fúróiszapot újra besajtolják. A fúrás műveletét nagy átmérőjű, a hazai termálkutaknál legtöbbször φ 432 mm átmérőjű fúróval kezdik, s a felszíntől mintegy 30-50 m-ig mélyítik le. Ebbe általában 340 mm átmérőjű vezető béléscsőoszlopot bocsátanak le, majd a béléscső és a lyukfal közötti körgyűrűhengert cementtejjel töltik ki. A felszínhez közeli laza rétegek biztosításán kívül a vezető béléscsőoszlop feladata a fúrólyuk függőleges irányának meghatározása is. Ezt követi a második fázis: a 305 mm-es fúróval folytatják a fúrást, 350-700 m- es mélységig. Ebben bocsátják le a 244,5 mm külső átmérőjű biztonsági 18

Megújuló energiák 19 béléscsőoszlopot. Ennek feladata az ún. kitörésgátló tolózár-kombináció lehorgonyzása. A biztonsági béléscsőoszlop és a lyukfal közötti gyűrűs teret is a felszínig cementezik. A fúrást a harmadik lépésben 212,7 mm átmérőjű fúróval folytatják, a megnyitandó vízadó rétegek mélységétől függően 1200-2200 m mélységig. Ebbe a 178 mm külső átmérőjű termelési béléscsőoszlopot építenek, amelyet csak a biztonsági béléscsőoszlop alsó vége (saruja) fölött 80-100 m-ig cementeznek. A szakaszosan fúrt lyukban az egymásba illő béléscsőoszlopok egymáson belüli felfüggesztését és a gyűrűs terek tömítését a béléscsőfejekkel oldják meg. Végül a megfelelő mélységben a termelési béléscsövet vagy perforálják, vagy szűrőt építenek be. Így nyeri el a kút végleges, jellegzetesen teleszkópos kialakítását. (16. ábra). 16. ábra Hévíztermelő kút vázlata Az elkészült kút a nagy sűrűségű fúróiszappal van tele. Ez megakadályozza, hogy a víztermelésre kiválasztott rétegekből beáramoljon a folyadék a kútba. A fúróiszapot előbb el kell távolítani egy erre a célra kifejlesztett szerszámmal. Ha ez legalább részlegesen megtörtént, a kúttalpi nyomás csökken, a beáramlás megindul és a telepfolyadék kiszorítja a maradék fúróiszapot. Víztermelés a hévízkútból Ismeretes, hogy a geotermikus tárolók túlnyomó többségében vízfázisban van a telepfolyadék. Ritka kivétel a túlnyomásos száraz gőzt tartalmazó rezervoár, mint pl. a legnagyobb geotermikus erőművet ellátó Geyser s mező Kaliforniában San Francisco közelében. Gőzt tartalmazó tárolónál már a fúrás közben szükség van kitörésgátló 19

Megújuló energiák 20 berendezésre, s ha elkészült a kút, a kútfejszerelvényt megnyitva szabadon áramlik a túlnyomás hatására a kúton keresztül a felhasználóhoz a gőz. A nagy nyomású forró vizet tartalmazó tárolókat megcsapolva, a kút nagy mélységű szakaszán még vízfázisú a telepfolyadék. Ahogyan feláramlik a kútban, nyomása csökken, hőmérséklete azonban sokkal kisebb mértékben. Így egy jól meghatározható mélységben, ahol a víz nyomása eléri az adott hőmérsékletű víz telített gőznyomását, a víz azonnal, teljes tömegében felforr (flashing) és a rendszer ellennyomásától függő mértékben forrásban levő gőz-víz keverék formájában ömlik a felszíni vezetékbe. A forráspontot el nem érő, a felszíntől át nem eresztő fedőkőzettel (caprock) el nem zárt tárolók nyomása hidrosztatikus. Az ilyen tárolóba fúrt kútban a talajvízszintnek megfelelő nyugalmi vízszint alakul ki. Ezekből a tárolókból is termelhetünk szabad kifolyással. Hazai hévízkutainkra ez az üzemmód jellemző. Ez a következőképpen lehetséges. Egy állandó sűrűségű víztest hidrosztatikus nyomása a p = p 0 + ρgz (11) összefüggéssel írható le, a mélység mentén ez nyilvánvalóan egy egyenest ad. Ha a sűrűség változik a dp = ρg (12) dz differenciálegyenlet adja meg a változást. A földkéregben a hőmérséklet a mélységgel lineárisan nő, az abban tárolt víz hőmérséklete is: T = T0 + γz (13) A hőtágulás miatt viszont kisebb a nagyobb mélységű, nagyobb hőmérsékletű rétegvíz sűrűsége. Közelítőleg a [ 1 α( T T ) β( T ) ] 2 ρ = ρ (14) 0 0 T0 parabolikus függvénykapcsolattal írható le a sűrűség-változás. Behelyettesítve a hőmérséklet-különbséget a (13) egyenletből a 2 [ 1 αγz βγz ] ρ = ρ (15) eredményt kapjuk. Ezt behelyettesítve a (12) differenciálegyenletbe, integrálás után 2 3 z 2 z p = p0 + ρ0gz αγρ0g βγ ρ0g (16) 2 3 az eredmény. Ez a két utolsó tagban tér el az állandó sűrűségű víz nyomáseloszlásától, amint azt a 17. ábra mutatja. 20

Megújuló energiák 21 17. ábra Nyomáseloszlás a tárolóban és a kútban A még meg nem nyitott, vagy átmenetileg lezárt kút vize kőzet-környezetével hőmérsékleti egyensúlyba kerül, tehát nyomáseloszlása is a (15) egyenletnek megfelelő. A kút beindítása úgy történik, hogy ezt a természetes geotermikus hőmérsékleteloszlású vizet eltávolítjuk a kútból, s helyére a kúttalpnak megfelelő T = T0 + γh (17) hőmérsékletű és 2 2 [ 1 αγh βγ ] ρ = ρ (18) 0 H sűrűségű víz áramlik be a perforációkon keresztül. Amikor ez az állandó sűrűségű forró víz tölti meg a kútoszlopot, a talpnyomás értéke p t 0 0 2 2 [ αγh βγ H ] s ez nyilvánvalóan kisebb, mint a (15.) egyenletből adódó = p + ρ g1 (19) 2 H 2 H pt = p0 + ρ0g 1 αγ βγ (20) 2 3 érték. A nagyobb rétegvíznyomás hatására azután folyamatosan áramlik be a kúttalpon a forró víz, a kútfejen mintegy 2-3 bar túlnyomással ömölve a felszíni szállítóvezetékbe. Ehhez az áramlást fenntartó hatáshoz egy másik is járul. A termelőcsőben feláramló hévíz nyomásának csökkenésével az abban oldott gázok (CH 4, N 2, CO 2 ) nagy része kiválik az oldatból, s a kút felső 2-300 m-es szakaszán egy buborékos víz-gáz keverék áramlik, akár az 50-50 térfogatszázalékot is elérve. A buborékos folyadékoszlop sűrűsége nyilvánvalóan kisebb (5-600 kg/m 3 ), tehát a hidrosztatikus nyomása is. Így a kúttalpon még kisebb ellennyomással szemben áramolhat be a kútba a rétegvíz. 3 21

Megújuló energiák 22 18. ábra Kútfejnyomás a térfogatáram függvényében Tehát a szabad kifolyással termelő hévízkút egyrészt a hőlift, másrészt a gázlift hatására termel. A kútfejen mérhető nyomást a kút által termelt hévíz térfogatáramának függvényében ábrázolva egy jellegzetes, az adott kútra jellemző p kf (Q) görbét kapunk (18. ábra). Ez a kút ún. jelleggörbéje. A kútra csatlakozó felszíni vezeték áramlási ellenállását a csővezeték jelleggörbéje ábrázolja. A két görbe metszéspontja a rendszer munkapontja, ez szabja a kút valódi hozamát és nyomását. A művelés tartama alatt a tároló nyomása jelentős mértékben csökkenhet. Ebben az esetben szivattyúzással pótoljuk a vízadó réteg csökkenő nyomási energiáját. Erre legalkalmasabbak az ún. búvárszivattyúk. Ezek a vízszint alatt üzemelő gépek meghajtó motorjuk is a víz alá merül. A búvárszivattyú az ún. örvényszivattyúk egyik fajtája. Az örvényszivattyú működési elve fordítottja a turbináénak. A szivattyúházban forgó járókerék lapátjai az átáramló vízen munkát végeznek, ezáltal annak energiatartalma megnövekszik. A szivattyú járókerekén a turbinával ellentétben, sugárirányban kifelé áramlik a víz. A 19. ábrán látható sebességi háromszögek ezt jól szemléltetik. 19. ábra Sebességi háromszögek a járókeréken 22

Megújuló energiák 23 A meghajtott tengely nyomatéka növeli meg a víz perdületét az M ( c R ) = m& R2 2u 1c1u (21) egyenletnek megfelelően. Az időegységre eső energianövekedés, a teljesítmény P ( R c R ) = Mω = m& ω 2 2u 1c1u (22) Az energianövekedésnek megfelelően ez az érték pozitív. Fajlagos értéke az ún. elméleti szállítómagasság: H e u2c2u u1c = 1u (23) g Ahogy a turbináknál tettük, most is a cosinus tételt alkalmazzuk a sebességi háromszögekre: w 2 2 2 = c + u 2uc cos α (24) Mivel c u = c cosα, felírhatjuk, hogy uc u 2 2 2 = c + u w (25) Ezzel az elméleti szállítómagasság H e 2 2 2 2 2 c2 c1 u2 u1 w1 w = + + 2 (26) 2g 2g 2g Az első tag nyilvánvalóan a kinetikus energia növekménye. A második és a harmadik tag viszont a nyomási energia megnövekedése. A szivattyú járókerekének lapátjai között az áramlási keresztmetszet jól felismerhetően nő az áramlás irányában, tehát a w relatív sebesség csökken, ez a nyomás növekedésének egyik forrása. A másik a kerületi sebességkomponens növekedése, hiszen a sugárirányban kifelé áramló vízre u 2 > u 1. A forgó járókereket a szivattyúházhoz rögzített álló vezetőlapát-koszorú követi, ezen átáramolva csökken a víz perdülete és kinetikus energiája, ez a nyomás további növekedését okozza. Mivel a búvárszivattyúnak el kell férnie a termelőcsőben, sugárirányú méretei nem lehetnek tetszőlegesek. Ez határt szab egy járókerekekkel 2 2 előállítható nyomásnövekedésnek, hiszen az u2 u1 érték erősen korlátozott. Ezen több járókerék sorbakapcsolásával segíthetünk. A 20. ábrán látható egy szivattyúfokozat, ami a járókerékből és az azt követő vezetőkerékből áll. Szinte tetszőleges számú szivattyúfokozat kapcsolható sorba, az olajkutakba akár 100 fokozatú búvárszivattyúkat is telepítenek. 2 23

Megújuló energiák 24 20. ábra Egy búvárszivattyú fokozat: járókerék és vezetőkerék A búvárszivattyút a termelőcső tartja, amint az a 21. ábrán látható. Legalul egy vezető közdarabot találunk, ez biztosítja, hogy a szivattyú a béléscsőoszloppal egytengelyű legyen, szerelés közben ne sérüljön a beépítés során. A hévíztermelésre használt búvárszivattyúk motorja a 70-150 o C-os vízbe merül, s ezt a tartósan magas hőmérsékletet jól tűri. 3-5 éves az elvárható élettartam, de akad 10 éve zavartalanul üzemelő gép is. A motor rendszerint háromfázisú, kétpólusú aszinkron villamos motor 2880-2915 min -1 fordulatszámmal. A sugárirányú méretek csökkentésének igénye hozta létre a karcsú, hosszú motoralakot. Rendszerint olajjal töltött házban forog a motor forgórésze, a jól szigetelő olaj keni a csapágyakat és a forgórészben fejlődő hőt szállítja a köpenyhez, amelynek külső palástfelületét a termelt hévíz hűti. Fontos, hogy a motor a perforáció, vagy a beépített kavicsszűrő fölött legyen beépítve, s így az intenzív áramlás a külső palástfelületen kedvező hőátadást tegyen lehetővé. A perforáció alatt nem áramlik a víz, csak szabad konvekció jöhet létre. Ennek hőátvitele sokkal gyengébb és így leégne a motor. Nagy mélységben elhelyezett búvárszivattyúknál jelentős teljesítményveszteséget okoz a kábel ellenállása. A helykihasználás miatt a kábel lapos, és lemezborítás védi. A búvárszivattyúk karcsú, minél kisebb átmérőjű motorjai meglepően nagy teljesítményre képesek. A 115 mm-es külső átmérőjű motorok csúcsteljesítménye 80 24

Megújuló energiák 25 kw, a hévízkutak szokásos béléscső-méreteinél még alkalmazható 220 mm-es átmérővel pedig 650 kw is elérhető. 21. ábra Kútba épített búvárszivattyú 22. ábra Folyadékzár A motort megtöltő olajat el kell szigetelni a kútban áramló víztől. Ezt a 22. ábrán látható protektornak is nevezett folyadékzár teszi lehetővé. A folyadékzárat magában foglaló szerkezeti egység egyúttal tengelykapcsoló, csapágyház, és az olaj hőtágulását lehetővé tevő tartálynak is helyt ad. A protektor fölött helyezkedik el a beömlő keresztmetszet, szűrővel ellátva, majd itt következnek a szükséges számban beszerelt szivattyúfokozatok. Egy csatlakozófejjel rögzítik a szivattyút a termelőcső alsó végére. A termelőcső és a béléscső között már nagyobb a gyűrűs tér, itt rendszerint a kábel is körkeresztmetszetű. A termelőcsőben visszacsapó és zárószelepek találhatók. A különlegesen kiképzett kútfej egyrészt megtartja a termelőcső és a szivattyú súlyát, átengedi a kábelt a kútból a 25

Megújuló energiák 26 felszínre. Ott egy csatlakozó doboz, mérőműszerekkel ellátott kapcsolószekrény és transzformátor tartozik még a búvárszivattyúhoz. Szokásos konstrukció, hogy a szivattyú egy hosszú tengely végén forog, a meghajtó motor pedig a felszínen van. A tengely hossza 100-120 m is lehet. A 23. ábra mutat egy ilyen megoldást. 23. ábra Felszínről meghajtott búvárszivattyú 1. motor 2. kútfej 3. csapágy 4. tengely 5. kenés 6. termelőcső 7.béléscső 8. beömlőcsonk 9. szivattyú 10. nyomócsonk 11. kinagyított részlet (14 és 15) 12. közdarab 13. kapcsolószekrény 14. nyitott csapágy 15. zárt csapágy Hőcserélők A hőcserélő a geotermikus energiatermelő rendszer egyik igen fontos eleme. Egyrészt azért van rá szükség, mert a tárolóból kitermelt telepfolyadék vízkőkiválásra hajlamos, vagy korróziót okoz, így közvetlen alkalmazását korlátozza kémiai összetétele. Másrészt a kettős közegű körfolyamatokkal az elektromos energiatermelés hatásfoka javítható, s az alacsonyabb forráspontú, szerves munkavégző közegek felmelegítése is hőcserélőben történik. Az oldott anyagok koncentrációja a telepfolyadékban, valamint az egyes koncentrációk aránya a hőmérséklet függvénye. Ezen alapulnak a különböző geokémiai hőmérséklet-mérő eljárások. Ugyanakkor egy adott telepfolyadék koncentrációviszonyai arra késztetik az energetikus mérnököt, hogy ugyanezekből az adatokból 26