Geofizyczne oraz hydrogeologiczne warunki pozyskiwania
energii geotermicznej w Polsce
Jan Szewczyk
1Geophysical and hydrogeological aspects of utilization of thermal energy in Poland. Prz. Geol., 58: 566–573.
A b s t r a c t . In result of drilling works carried out for over the past several decades in Poland, over 7,500 bore-holes were completed to depths exceeding 1,000 m. The works were mainly connected with exploration for oil and gas and, therefore, the range and quality of the bulk of the obtained borehole data appear to be of very lim-ited value and often even misleading in analyzing geothermal potential. This makes Polish Geological Institute’s exploratory boreholes especially important for geothermal studies thanks to their relatively regular distribution, large cored intervals and numerous hydrogeological and petrophysical tests and analyses.
The Polish Geological Institute has been conducting long-term systematic studies aimed at obtaining uniform and the most detailed knowledge of environmental factors determining possibilities to use geothermal energy in Poland. Generation and compilation of uniform map of heat flow density in the area of Poland including southern Baltic Sea have been completed in 2009. The paper presents newly completed map of undisturbed temperature at the depth of 2,000 m for that area. This map along with the above mentioned uniform map of heat flow density provide important indices for evaluating perspectives of obtaining geothermal energy. The paper also presents hitherto obtained results of determinations of hydrogeological parameters of deep aqui-fers mainly extending throughout the Polish Lowlands.
Keywords: geothermal energy, terrestrial heat flow density, paleoclimate, temperature logs, hydrogeology, groundwater mineraliza -tion, petrophysical parameters
Na tle innych typów energii odnawialnej, takich jak si³ownie wiatrowe czy ogniwa s³oneczne, energia geoter-malna wyró¿nia siê zdecydowanie najwiêksz¹ stabilnoœci¹ oraz stosunkowo najmniejsz¹ uci¹¿liwoœci¹ dla œrodowi-ska naturalnego.
Mo¿liwoœæ pozyskiwania energii geotermicznej, nieza-le¿nie od formy jej wystêpowania (wody termalne, suche gor¹ce ska³y), zale¿y od trzech nastêpuj¹cych czynników:
naturalnych warunków przyrodniczych,
technologii wykorzystania,
warunków ekonomicznych.
O ile dwa ostatnie wymienione czynniki maj¹ charakter nieprzewidywalny i zmienny w czasie, to warunki przyrod-nicze, w skali istnienia cywilizacji, pozostaj¹ niezmienne. Zmianie ulega jedynie nasza wiedza o nich. Wiedza ta jest i bêdzie w przysz³oœci oparta g³ównie na danych
pochodz¹cych z ju¿ wykonanych na obszarze Polski ponad 7500 g³êbokich otworów wiertniczych. Mo¿na, z du¿ym prawdopodobieñstwem, przewidywaæ, ¿e przyrost liczby g³êbokich otworów wiertniczych, g³ównie ze wzglêdu na znaczny koszt ich wykonania, bêdzie w przysz³oœci bardzo ograniczony (ryc. 1). Dlatego te¿ eksploracja ju¿
zgroma-dzonych danych geologiczno-geofizycznych bêdzie
g³ównym Ÿród³em przyrostu nowych informacji w zakresie m.in. wód termalnych.
Decyzje inwestycyjne zwi¹zane z wykorzystaniem energii geotermalnej powinny byæ zawsze poprzedzone uzyskaniem mo¿liwie wiarygodnej odpowiedzi na pytanie o przyrodnicze uwarunkowania wystêpowania tej energii na rozpatrywanym obszarze.
Cel badawczy wiêkszoœci wspomnianych otworów wiertniczych, wykonanych g³ównie w latach 60. i 70. XX w.,
rok year liczba otworów number of wells 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000 0 100 200 300 400 500 rok year liczba otworów number of wells 1890 1910 1930 1950 1970 1990 0 1000 2000 4000 5000 6000 3000
Ryc. 1. Liczba otworów wiertniczych wykonanych w Polsce (na podstawie danych Centralnej Bazy Danych Geologicznych); A – wszystkie wiercenia; B – wiercenia o g³êbokoœci wiêkszej ni¿ 1000 m
Fig. 1. Number of boreholes drilled in Poland after Central Geological Database: A – all deep boreholes; B – with depth > 1000 m
1
Zak³ad Hydrogeologii Regionalnej i Gospodarki Wodami Podziemnymi, Pañstwowy Instytut Geologiczny – Pañstwowy Instytut Badawczy, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; jan.szewczyk@pgi.gov.pl
w tym szczególnie otworów wykonanych przez przemys³ naftowy – zwi¹zanych z poszukiwaniem bituminów – wp³ywa jednak na ograniczon¹ przydatnoœæ tych danych do ocen energii geotermicznej.
Wystêpowanie wód termalnych stanowi¹cych poten-cjalne Ÿród³o energii o u¿ytecznym charakterze, zale¿y generalnie od dwóch podstawowych czynników:
geofizycznego – ziemskiego strumienia ciep³a oraz zwi¹zanej z nim temperatury oœrodka skalnego,
hydrogeologicznego – przewodnoœci hydraulicznej poziomów wodonoœnych oraz mineralizacji wód podziemnych.
Ka¿dy z wymienionych czynników ma istotne znacze-nie dla mo¿liwoœci pozyskiwania tej energii. Bardzo
zró¿-nicowany jest stopieñ rozpoznania omawianych
parametrów dla poszczególnych formacji w odniesieniu do ró¿nych obszarów Polski.
W Pañstwowym Instytucie Geologicznym, a tak¿e w innych instytucjach i uczelniach, od dawna prowadzone s¹ systematyczne prace badawcze, których celem jest m.in. uzyskanie jednolitego i mo¿liwie dok³adnego roz-poznania czynników przyrodniczych zarówno geofizycz-nych, jak i hydrogeologiczgeofizycz-nych, warunkuj¹cych m.in. mo¿liwoœci pozyskiwania energii geotermicznej (Górec-ki, 1995, 2006; Szewczyk & Gientka, 2005; Barbacki i in., 2006).
W ramach tych prac w Pañstwowym Instytucie Geolo-gicznym opracowano ostatnio (2009) m.in. now¹ jednolit¹ mapê gêstoœci ziemskiego strumienia cieplnego dla obsza-ru Polski wraz z po³udniowym Ba³tykiem (Szewczyk & Gientka, 2009), a obecnie zakoñczono opracowanie mapy niezaburzonej temperatury na g³êbokoœci 2000 m. Ta ostatnia mapa jest prezentowana po raz pierwszy w niniej-szym artykule. Obydwie wymienione mapy stanowi¹ wa¿ny wskaŸnik geofizyczny perspektyw pozyskiwania energii geotermicznej.
Równolegle kontynuowane s¹, i zapewne bêd¹ w przysz³oœci, systematyczne prace nad rozpoznaniem parametrów hydrogeologicznych g³êbokich poziomów wodonoœnych obejmuj¹cych g³ównie obszar Ni¿u Polskie-go. Wyniki tych prac zosta³y m.in. wykorzystane w opubli-kowanym w 2006 r. Atlasie zasobów geotermalnych
formacji mezozoicznych i paleozoicznych dla Ni¿u Polskie-go (Górecki, 2006).
W przysz³oœci wzrastaæ bêdzie zapewne zainteresowa-nie wysokotemperaturowymi zasobami energii geoter-micznej zwi¹zanymi z tzw. suchymi gor¹cymi ska³ami (ang. Hot Dry Rocks – HDR) o temperaturze ponad 150°C. Ten ostatni rodzaj energii mo¿e stanowiæ w przysz³oœci potencjalne Ÿród³o energii elektrycznej. Mapa strumienia cieplnego bêdzie bardzo przydatnym narzêdziem badaw-czym w analizach tego zagadnienia.
Warunki geotermiczne Polski
Naturalny wzrost temperatury oœrodka skalnego, obserwowany wraz ze zwiêkszeniem g³êbokoœci, powodu-je, ¿e zarówno ska³y, jak i wype³niaj¹ce ich przestrzeñ porow¹ oraz szczelinow¹ wody podziemne, wykazuj¹ war-toœæ temperatury wyraŸnie wiêksz¹ od œrednich rocznych temperatur powietrza wystêpuj¹cych na danym obszarze. Szybkoœæ wzrostu temperatury z g³êbokoœci¹ jest zale¿na przede wszystkim od wielkoœci strumienia energii cieplnej p³yn¹cego z wnêtrza Ziemi ku jej powierzchni oraz od
zró¿nicowania w³aœciwoœci termicznych ska³
wystêpuj¹cych w profilu geologicznym, a zw³aszcza od ich przewodnictwa cieplnego.
Przep³yw ciep³a w oœrodku skalnym, w formie strumie-nia energii cieplnej, jest z³o¿onym zjawiskiem fizycznym wywo³ywanym czynnikami geologicznymi, hydrogeolo-gicznymi i klimatycznymi. G³êbokoœciowy rozk³ad
tempe-ratury kszta³towany jest zarówno przez wg³êbne
geologiczne Ÿród³a energii (ciep³o remanentne oraz ciep³o radiogeniczne), jak i przez zmieniaj¹c¹ siê wraz z cyklami glacjalnymi temperaturê powietrza na powierzchni Ziemi. Wp³yw obecnego klimatu ciep³ego (holoceñskiego), który zosta³ zapocz¹tkowany przed oko³o 14 300 laty, dotar³ dopiero do g³êbokoœci 1500–2000 m. Ska³y wystêpuj¹ce na
wiêkszych g³êbokoœciach cechuj¹ nadal temperatury
ukszta³towane w warunkach panuj¹cego poprzednio klima-tu zimnego, tj. zlodowacenia wis³y (Szewczyk, 2002, 2005). G³êbokoœciowy rozk³ad temperatury (T) jest funkcj¹ gêstoœci wg³êbnego strumienia cieplnego (Q) oraz wartoœci wspó³czynnika przewodnoœci cieplnej (k) ska³ tworz¹cych profil, a tak¿e sk³adowej zwi¹zanej z wp³ywem zmian kli-matycznych na powierzchni Ziemi (Clauser, 1999):
T z t T h Q dz k z Tp z t z ( , ) ( ) ( ) ( , ) = +
ò
+ 0 (1) gdzie:T (h) – temperatura pocz¹tkowa na g³êbokoœci h,
dz – mi¹¿szoœæ warstwy elementarnej o sta³ych
w³aœciwoœciach termicznych,
k (z) – wartoœæ wspó³czynnika przewodnoœci cieplnej na g³êbokoœci z,
Tp (z, t) – zak³ócenia zwi¹zane z glacjalnymi
zmiana-mi klimatycznyzmiana-mi,
Q – wg³êbny strumieñ cieplny (bez
uwzglêdnie-nia udzia³u ciep³a radiogenicznego ska³ osadowych).
Powy¿sza formu³a pozwala na prowadzenie analiz pola termicznego Ziemi. Warunkiem koniecznym jej efektyw-nego stosowania jest znajomoœæ przewodnoœci cieplnej ska³ tworz¹cych profile analizowanych otworów wiertni-czych (Szewczyk & Gientka, 2009).
Temperatura podpowierzchniowa
ród³em informacji na temat wg³êbnego re¿imu ciepl-nego s¹ pomiary temperatury wykonywane w g³êbokich otworach wiertniczych:
w warunkach quasi-stacjonarnych po zakoñczeniu prac wiertniczych i dostatecznym ustabilizowaniu termicznym otworu,
w warunkach nieustalonych po krótkim, okresowym wstrzymaniu prac wiertniczych; odmian¹ tej metody jest pomiar temperatury maksymalnej w otworze (pomiar temperatury na dnie otworu; ang. Bottom
Hole Temperature – BHT),
w trakcie badañ hydrogeologicznych poziomów
zbiornikowych.
Podstawowym Ÿród³em informacji s¹ pomiary wyko-nane w warunkach zbli¿onych do stacjonarnych. Na
obsza-rze Polski wykonano dotychczas takie pomiary
temperatury w oko³o 500 g³êbokich otworach wiertni-czych. Wiêkszoœæ tych badañ wykonano w okresie 1960–1990, tj. w czasie, gdy koszty badañ nie stanowi³y (pozornie) powa¿niejszego problemu ekonomicznego.
Proces wiercenia otworu, trwaj¹cy wiele miesiêcy, a w przesz³oœci nawet kilka lat, jest Ÿród³em znacznych zak³óceñ naturalnego re¿imu termicznego warstw skalnych. Temperatura obserwowana w otworze wiertniczym wyra-Ÿnie ró¿ni siê od niezaburzonej temperatury tego oœrodka. Wielkoœæ tego zaburzenia mo¿e siêgaæ od kilkunastu do nawet kilkudziesiêciu stopni Celsjusza. W celu zmniejsze-nia wielkoœci zaburzeñ temperatury spowodowanych proce-sem wiercenia, pomiar wykonywany jest po mo¿liwie najd³u¿szym czasie od chwili zatrzymania wiercenia. Ze wzglêdu na znaczne koszty zatrzymania wiercenia przerwa, zwana „stójk¹ otworu”, trwa zwykle nie d³u¿ej ni¿ 10–14 dni. Zmniejsza to wielkoœæ zaburzenia, ale go ca³kowicie nie eliminuje. Wykonanie otworu wiertniczego nieodwracalnie zmienia stan naturalnej równowagi termicznej mas skal-nych. Otwór wiertniczy pozostaje, niezale¿nie od czasu, jaki up³ynie od zakoñczenia prac, czynnikiem zak³ócaj¹cym naturaln¹ temperaturê w tym oœrodku.
Zaburzenie równowagi termicznej manifestuje siê w p³ytszych czêœciach otworu wyraŸnym wzrostem war-toœci temperatury w stosunku do warwar-toœci niezaburzonej, a w g³êbszych fragmentach – obni¿eniem. Na rycinie 2 pokazano w sposób schematyczny opisan¹ sytuacjê.
Naj³atwiej zauwa¿alnym wskaŸnikiem braku stanu równowagi termicznej jest odstêpstwo temperatury mie-rzonej w strefie przypowierzchniowej, nazywanej w lite-raturze GST (ang. Ground Surface Temperature), od œredniej wieloletniej temperatury gleby na badanym obszarze. Dla obszaru Ni¿u Polskiego wspó³czesna œred-nia wartoœæ temperatury strefy przypowierzchniowej wynosi 8,0±2,0°C (Szewczyk, 2005). Wielkoœæ odstêp-stwa od tej temperatury jest iloœciow¹ ogóln¹ miar¹ oceny stopnia poprawnoœci danych termicznych. Na rycinie 3 pokazano zestawienie wyników pomiarów temperatury z tego obszaru, zaznaczono jednoczeœnie zakres zmian temperatury strefy przypowierzchniowej (GST). Wiêk-szoœæ istniej¹cych danych termicznych z otworów
wiert-niczych z obszaru Polski wykazuje, w strefie
przypowierzchniowej, bardzo wyraŸne odstêpstwa od
kli-matycznej temperatury powietrza, co œwiadczy o istnieniu znacznych zaburzeñ stanu równowagi termicznej.
Brak cyrkulacji w otworze prowadzi bardzo czêsto do utraty jego dro¿noœci, a tym samym do ograniczenia mo¿li-woœci dokonania pomiaru w ca³ym profilu wiercenia. Na rycinie 2B przestawiono zestawienie g³êbokoœci badanych otworów wiertniczych z maksymaln¹ g³êbokoœci¹, do któ-rej uda³o siê wykonaæ pomiary temperatury. Utrudnia to w sposób znacz¹cy mo¿liwoœæ uzyskania informacji na temat temperatury w profilu otworu w jego najg³êbszej, przydennej czêœci. W rzeczywistoœci, ze wzglêdu na dosyæ powszechn¹ utratê dro¿noœci otworów wiertniczych, g³ównie w ich g³êbszych fragmentach, spowodowan¹ okre-sowym wstrzymaniem cyrkulacji p³uczki wiertniczej w okresie poprzedzaj¹cym wykonywanie badañ geofizycz-nych, znaczna, najg³êbsza czeœæ profilu jest czêsto niedo-stêpna. Komplikuje to w sposób istotny interpretacjê danych termicznych.
Uzyskanie wiarygodnych informacji o rzeczywistej, niezaburzonej temperaturze oœrodka jest trudnym zagad-nieniem badawczym. Trudnoœæ badañ eksperymentalnych w tym zakresie wynika z faktu, ¿e ju¿ samo wykonanie otworu wiertniczego (a nawet wykonywanie samego pomiaru) wprowadza wspomniane wczeœniej zaburzenie naturalnych warunków geotermicznych oœrodka.
Nie by³y to, co nale¿y wyraŸnie podkreœliæ, ekspery-menty stricte naukowe, wykonywane w kontrolowanych warunkach pomiarowych, lecz rutynowe pomiary prowa-dzone w warunkach przemys³owych, przy zastosowaniu analogowych aparatur pomiarowych znacznie odbie-gaj¹cych od œwiatowych standardów. Tak wiêc, obok omó-wionych wczeœniej naturalnych czynników zak³ócaj¹cych wartoœæ temperatury w otworze wiertniczym, zwi¹zanych z wykonywaniem otworu wiertniczego, istotnym Ÿród³em b³êdów jest niedostateczna dok³adnoœæ samych pomiarów wynikaj¹ca g³ównie z b³êdów kalibracyjnych sond pomia-rowych. Nie mo¿na tych eksperymentów powtórzyæ, gdy¿ otwory wiertnicze, w których wykonywano pomiar, zosta³y dawno zlikwidowane. W tej sytuacji uzyskane
GST temperatura temperature temperatura obserwowana observed temperature g³êbokoœæ depth temperatura niezaburzona steady-state temperature stabilizacja (czas) stabilization (time) strefa neutralna neutral zone
ca³kowita g³êbokoœæ otworu [m] total well depth [m]
maksymalna g³êbokoœæ pomiaru temperatur y [m] max. temperature depth [m] 0 1000 2000 4000 5000 6000 3000 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000 8000
A
B
stabilizacja (czas) stabilization (time) otwór wellRyc. 2. A – schematyczne przedstawienie wp³ywu wielkoœci zmiennego w czasie zaburzenia temperatury w otworach wiertniczych zwi¹zanego z procesem wiercenia (Szewczyk & Gientka, 2009, zmieniony); B – rzeczywiste maksymalne g³êbokoœci pomiaru tempe-ratury w stosunku do ca³kowitej g³êbokoœci otworów; GST – temperatura strefy przypowierzchniowej
Fig. 2. A – schematic influence of time changes of temperature recorded in boreholes, resulting from perturbations of the underground thermal regime by drilling mud circulation (Szewczyk & Gientka, 2009, modified); B – real maximum depth of temperature logs vs total well depth; GST – Ground Surface Temperature
w nich wyniki, nie tylko termiczne, pomimo ich nie-doskona³oœci, s¹ i pozostan¹ w przysz³oœci, podstawo-wym Ÿród³em informacji o w³aœciwoœciach formacji skalnych.
Drugim istotnym, lecz mniej dok³adnym i jedynie punktowym, Ÿród³em informacji, na temat temperatu-ry w profilach otworów wiertniczych, s¹ wyniki pomiarów maksymalnej wartoœci temperatury zareje-strowanej w badanym fragmencie profilu, niekiedy niefortunnie nazywanymi temperatur¹ dna otworu (BHT). W rzeczywistoœci, jak ju¿ wczeœniej wspo-mniano, ze wzglêdu na utratê dro¿noœci przydennej czêœci otworów wiertniczych, a tak¿e konstrukcjê geofizycznych sond pomiarowych, pomiar ten jest wykonywany bezpoœrednio ponad dnem otworu, lecz ju¿ w strefie znacznych zaburzeñ temperatury (Seme-nova i in., 2008).
W okresie g³êbienia otworu wiertniczego, w trak-cie wykonywania standardowych badañ geofizycz-nych rejestruje siê od jednej do kilkunastu wartoœci temperatury maksymalnej (BHT). Wartoœæ tej tempe-ratury jest zawsze ni¿sza, od kilku do kilkunastu
stop-ni Celsjusza, od rzeczywistej stop-niezaburzonej temperatury oœrodka. W Polsce wykonano ponad 5000 pomiarów tem-peratury maksymalnej w blisko 1600 otworach wiertni-czych. Na rycinie 4 przedstawiono zestawienie g³êboko-œciowe wartoœci temperatury maksymalnej zarejestrowanej w otworach wiertniczych na obszarze Polski. Zestawienie to pozwala m.in. na przybli¿one okreœlenie zakresu spo-dziewanej wartoœci temperatury na ró¿nych g³êboko-œciach.
Mapa temperatury na g³êbokoœci 2000 m Temperatura formacji skalnych jest wa¿nym parame-trem nie tylko dla zagadnieñ zwi¹zanych z energi¹ geoter-miczn¹. Ma te¿ istotne znacznie dla wielu innych zagadnieñ m.in. w³aœciwej metodyki interpretacji danych geofizycznych, oceny warunków powstawania i zachowa-nia z³ó¿ bituminów, technologii prowadzezachowa-nia wierceñ czy te¿ warunków sekwestracji CO2.
Znaczna liczba czynników zaburzaj¹cych poprawnoœæ rejestrowanych wartoœci temperatury wp³ywa na to, ¿e okreœlenie niezaburzonej temperatury formacji skalnej jest trudnym zagadnieniem badawczym, a uzyskiwane wyniki interpretacji jej wartoœci nie zawsze maj¹ jednoznaczny charakter.
Przeprowadzone analizy strumienia cieplnego Ziemi na obszarze Polski i opracowane w trakcie ich realizacji bazy danych oraz procedury interpretacyjne stworzy³y warunki do próby rekonstrukcji pola temperatur na obsza-rze Polski. W sposób istotny zosta³a te¿ rozszerzona liczba otworów wiertniczych, w których na podstawie punkto-wych danych termicznych (BHT), uzyskano mo¿liwoœæ obliczeñ temperatury dla pe³nych profilów wierceñ, a tak¿e ich ekstrapolacji na wiêksze g³êbokoœci.
Szczególnie istotna przy ocenie warunków pozyskiwa-nia energii wód termicznych jest informacja na temat tem-peratury w zakresie g³êbokoœci 2000–3000 m. Strumieñ cieplny i temperatura na tym poziomie nie s¹ ju¿ zaburzone wp³ywem zmian paleoklimatycznych (Szewczyk, 2005). Pozwala to na bezpoœrednie obliczanie wartoœci temperatu-ry na podstawie przytoczonej formu³y (1), a tak¿e jej wykorzystanie w celu weryfikacji wyników otworowych
g³êbokoœæ [m] depth [m] 0 1000 2000 4000 5000 6000 3000 160 180 200 140 120 60 80 100 40 20 0 temperatura [ C]° temperature [ C]° g³êbokoœæ [m] depth [m] 0 200 400 800 1000 600 50 40 10 20 30 0 temperatura [ C]° temperature [ C]° GST GST
Ryc. 3. Wartoœci temperatury zarejestrowane w warunkach zbli¿-onych do stanu równowagi w g³êbokich otworach wiertniczych w Polsce. Pokazany zosta³ zakres zmiennoœci temperatury strefy przypowierzchniowej (GST) (Szewczyk, 2005)
Fig. 3. Steady-state temperature logs measured in deep wells in Poland and range of changes in ground subsurface temperature, GST (after Szewczyk, 2005) g³êbokoœæ [m] depth [m] 1000 2000 4000 5000 6000 3000 160 180 140 120 60 80 100 40 20 0
temperatura maksymalna, BHT [ C]° max. temperature BHT [ C]° 0
Ryc. 4. Zestawienie g³êbokoœciowe wartoœci temperatury maksymalnej (BHT) w g³êbokich otworach wiertniczych na obszarze Polski
Fig. 4. Bottom hole temperature (BHT) vs depth for deep boreholes in Poland
pomiarów temperatury (Szewczyk & Gientka, 2009). Ponad-to sPonad-tosunkowo liczna jest grupa otworów, dla których ist-niej¹ zarówno dostatecznie wiarygodne i liczne dane termiczne, jak i obliczone wartoœci strumienia cieplnego.
Na rycinie 5 przedstawiono mapê temperatury na g³êbo-koœci 2000 m opracowan¹ na podstawie opisanej metody. Dane do konstrukcji mapy oparte zosta³y na skorygowanych danych termicznych, ³¹cznie z 388 g³êbokich otworów wiertniczych. Wykorzystano tu zarówno wartoœci tempera-tury obliczone na podstawie gêstoœci strumienia cieplnego, jak i dobrze ustabilizowane wiarygodne wartoœci tego para-metru odczytane bezpoœrednio z profilowañ temperatury (dotyczy to g³ównie pomiarów wykonanych w latach 60. i 70. XX w.). Jest to, co warto podkreœliæ, pierwsza tego typu mapa opisuj¹ca w jednolity sposób obszar ca³ego kraju. Wartoœæ temperatury na poziomie 2000 m zmienia siê od oko³o 30°C w pó³nocno-wschodniej czêœci Polski w obrêbie masywów anortozytowych do ponad 92°C w centralnej czê-œci monokliny przedsudeckiej. Wysok¹ temperatur¹ charak-teryzuje siê pó³nocno-zachodnia czeœæ Polski obejmuj¹ca,
poza wspomnian¹ monoklin¹ przedsudeck¹, obszar
synklinorium szczeciñskiego. Strefa ta ma swoj¹ wyraŸn¹ kontynuacjê na terenie pó³nocno-wschodniej czêœci Nie-miec (Szewczyk & Gientka, 2009).
Wysokie wartoœci temperatury obserwowane s¹ rów-nie¿ w obrêbie Górnoœl¹skiego Zag³êbia Wêglowego, z tym, ¿e ich istnienie zwi¹zane jest nie tyle ze szczególnie wysok¹ wartoœci¹ strumienia cieplnego, ile z nisk¹ prze-wodnoœci¹ utworów karbonu, z licznymi warstwami wêgli kamiennych, charakteryzuj¹cych siê kilkakrotnie ni¿sz¹ przewodnoœci¹ ciepln¹ w stosunku do wartoœci tego para-metru dla innych ska³ osadowych.
Amplituda temperatury na obszarze Polski na œci 2000 m wynosi ponad 60°C. Na wiêkszych g³êboko-œciach ta wartoœæ bêdzie ros³a. Temperatura jest wiêc bardzo istotnym czynnikiem w prognozowaniu warunków pozyskiwania energii geotermicznej.
Na tle bardzo zgeneralizowanej mapy temperatury Europy na g³êbokoœci 2000 m (Hurter & Haenel, 2002) Pol-ska ma relatywnie dobre warunki geotermiczne jedynie
PAÑSTWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY Mapa temperatury niezaburzonej
na g³êbokoœci 2000 m p.p.t. Jan Szewczyk 2010 6 100 000 6 000 000 5 900 000 5 800 000 5 700 000 5 600 000 5 500 000 4 100 000 4 200 000 4 300 000 4 400 000 4 500 000 4 600 000 4 700 000 90 85 80 75 70 65 60 55 50 45 40 35 temperatura [ C] temperature °
otwory z okreœlon¹ temperatur¹ na 2000 m wells with determined temperature at 2000 m
0 100km 40 40 60 60 60 60 60 60 60 60 60 60 60 60 70 70 70 70 80 80 80 BIA£YSTOK BYDGOSZCZ GDAÑSK GORZÓW WLKP. KATOWICE KIELCE KRAKÓW LUBLIN £ÓD OLSZTYN OPOLE POZNAÑ RZESZÓW SZCZECIN WARSZAWA WROC£AW
Ryc. 5. Mapa temperatury na g³êbokoœci 2000 m na obszarze Polski Fig. 5. Map of temperature at 2,000 m depth for Poland
w swojej pó³nocno-zachodniej czêœci, a na pozosta³ym obszarze – typowe dla wiêkszoœci krajów europejskich. Z kolei teren znajduj¹cy siê na platformie prekambryjskiej wykazuje typowe dla tego obszaru znaczne wych³odzenie. Zdecydowanie najlepsze warunki geotermiczne, na tle
innych krajów Europy, maj¹ Wêgry i czêœciowo Francja oraz W³ochy.
Omawiana mapa temperatury w bardzo du¿ym stopniu jest zbli¿ona do mapy gêstoœci strumienia cieplnego, wykazuj¹c przy tym nieco zwiêkszone zró¿nicowanie. Wartoœæ strumienia cieplnego jest w mniejszym stopniu „modyfikowana” przez budowê geologiczn¹ danego obszaru (przewodnoœæ ciepln¹ ska³) w stosunku do oddzia³ywania tego czynnika na pole temperatury. Szcze-gólnie wysokich wartoœci temperatury mo¿na siê spodzie-waæ na wiêkszych g³êbokoœciach, na obszarach o wysokiej wartoœci strumienia cieplnego w formacjach, w których nadk³adzie zalegaj¹ mi¹¿sze formacje ska³ o relatywnie du¿ym udziale utworów ilastych (niska przewodnoœæ cieplna), takich jak np. sylur czy trias.
Dalsze prace badawcze powinny zmierzaæ zarówno do w³¹czenia mo¿liwie du¿ej liczby kolejnych punktów badawczych do bazy danych, jak i do opracowania map temperatury innych poziomów g³êbokoœciowych, w tym równie¿ dla g³êbokoœci z wartoœciami temperatury ponad 200°C pozwalaj¹cych na prognozowanie mo¿liwoœci sto-sowania metody HDR.
Warunki hydrogeologiczne
Temperatura jest jednym z parametrów decyduj¹cych o mo¿liwoœci pozyskiwania energii geotermicznej. Nie mniej istotnym, a mo¿e nawet wa¿niejszym zagadnieniem, przynajmniej dla pozyskiwania energii z wód termalnych, s¹ warunki hydrogeologiczne warstw wodonoœnych poszcze-gólnych formacji geologicznych. Po¿¹danym celem eksplo-atacji geotermicznej jest uzyskanie wód o mo¿liwie najwiêkszej temperaturze z³o¿owej, o niskiej mineralizacji, du¿ej wydajnoœci i to najlepiej w warunkach artezyjskich.
W³aœciwoœci filtracyjne
Profile g³êbokich otworów wiertniczych obejmuj¹ zazwyczaj wiele formacji stratygraficznych z wystêpuj¹cymi w nich licznymi, niezale¿nymi warstwami wodonoœnymi. Wraz z g³êbokoœci¹ zmieniaj¹ siê w³aœciwoœci filtracyjne ska³. Porowatoœæ i przepuszczalnoœæ utworów piêtra osado-wego Ni¿u Polskiego wykazuje bardzo du¿¹ zmiennoœæ. Na g³êbokoœci oko³o 3000–3500 m nastêpuje praktycznie zanik ca³kowitej i efektywnej porowatoœci osadów oraz przepusz-czalnoœci. Jest to jednoczeœnie naturalna granica g³êbokoœcio-wa wyznaczaj¹ca praktycznie mo¿liwoœæ pozyskig³êbokoœcio-wania wód termalnych.
Na rycinie 6 zestawiono najwa¿niejsze cechy zbiorniko-we okreœlone na podstawie wyników badañ laboratoryjnych dla utworów osadowych z obszaru Ni¿u Polskiego. Uwagê zwraca bardzo du¿a zmiennoœæ omawianych parametrów, co wskazuje na zasadnicze znaczenie w³aœciwego wyboru warstw wodonoœnych w celu pozyskiwania wód termalnych (Szewczyk & Gientka, 2005).
W wykonanych otworach wiertniczych tylko nieliczne, spoœród warstw wykazuj¹cych w³aœciwoœci zbiornikowe, mog³y byæ objête bezpoœrednimi badaniami hydrogeolo-gicznymi. Na rycinie 7 pokazano przyk³ad otworu wiertni-czego z licznymi warstwami wodonoœnymi, z relatywnie licznymi wynikami badañ hydrogeologicznych. Badania te obejmuj¹ jednak bardzo niewielk¹ czeœæ profilu wiercenia – niewystarczaj¹c¹ do wiarygodnej oceny perspektyw pozyskiwania wód termalnych.
Fragmentarycznoœæ wykonanych dotychczas badañ hydrogeologicznych g³êbokich poziomów wodonoœnych i zwi¹zana z tym niska reprezentatywnoœæ wyników tych
g³êbokoœæ [m] depth [m] g³êbokoœæ [m] depth [m] 0 1000 2000 4000 5000 6000 3000 40 20 20 0 0 0,1 porowatoœæ [%] porosity [%]
porowatoœæ ca³kowita [%] total porosity [%]
porowatoœæ ca³kowita [%] total porosity [%] 5 5 10 10 15 15 1,0 25 25 10,0 30 30 35 35 0 1000 2000 4000 3000 500 1500 2500 3500 pr zepuszczalnoœæ [mD] permeability [mD] 0,1 1,0 10,0 100,0 1000,0 10000,0 A B C porowatoœæ ca³kowita total porosity porowatoœæ efektywna effecive porosity
Ryc. 6. A – zale¿noœæ okreœlonej laboratoryjnie porowatoœci ca³kowitej oraz efektywnej od g³êbokoœci dla ska³ osadowych z Ni¿u Polskiego na podstawie bazy GEOFLOG; pokazano wartoœci œrednie obliczone metod¹ najmniejszych kwadratów; B – g³êbokoœciowy rozk³ad porowatoœci ca³kowitej dla pia-skowców jury œrodkowej i dolnej na obszarze Ni¿u Polskiego; C – przepuszczalnoœci vs porowatoœæ ca³kowita dla piaskow-ców jury œrodkowej i dolnej na Ni¿u Polskim
Fig. 6. A – depth distribution of total and effective porosity for sediments in the Polish Lowlands after laboratory results (GEOFLOG database) – averaged values of data calculated using the least squares method; B – depth distribution of total porosity for Lower and Middle Jurassic sandstones in the Polish Lowlands; C – relation of permeability to total porosity for Lower and Middle Jurassic sandstones in the Polish Lowlands
danych, znaczne zwiêksza ryzyko niepowodzenia w uzy-skaniu odpowiednio du¿ych zasobów wód geotermalnych. W³aœciwe rozpoznanie warunków hydrogeologicznych jest pierwszym koniecznym warunkiem podjêcia ryzyka inwestycyjnego op³acalnej eksploatacji energii geoter-micznej.
Okreœlenie parametrów hydrogeologicznych mo¿e byæ obarczone du¿ym b³êdem wynikaj¹cym zarówno ze znacz-nej zmiennoœci przestrzenznacz-nej wystêpowania warstw wodo-noœnych w obrêbie wiêkszoœci formacji stratygraficznych, jak i zmiennoœci cech hydrochemicznych i hydrodyna-micznych wód podziemnych.
Wspomniana fragmentarycznoœæ opróbowañ,
od-nosz¹ca siê praktycznie do wszystkich formacji
wodonoœ-nych, pozwala na uzyskanie jedynie informacji
wskaŸnikowych na temat warunków hydrogeologicznych tych formacji. Taka w³aœnie zgeneralizowana ocena oparta g³ównie na obserwacjach fragmentarycznych jest przedsta-wiona w pracach Bojarskiego (1996) oraz Bojarskiego & Sadurskiego (2000), Barbackiego (2004), jak równie¿ Góreckiego (1995, 2006). Istniej¹ce ogólne rozpoznanie
formacji wodonoœnych w Polsce jest dostatecznie
dok³adne – najwiêksze znaczenie maj¹ poziomy wodono-œne jury dolnej i œrodkowej, a lokalnie równie¿ kredy dol-nej. Zasoby tych zbiorników stanowi¹ ponad 50% sumarycznych potencjalnych zasobów wód termalnych Ni¿u Polskiego (Górecki, 2006).
Mineralizacja wód podziemnych
Wiedza na temat parametrów hydrogeologicznych for-macji wodonoœnych w Polsce jest bardzo uboga. Jest ona niewystarczaj¹ca zarówno w odniesieniu do mineralizacji wód, jak i parametrów filtracyjnych warstw wodonoœnych, a przede wszystkim rzeczywistej wydajnoœci badanych poziomów wodonoœnych (Szewczyk, 2005). Zagadnienie to ma podstawowe, a nawet krytyczne znaczenie przy oce-nie mo¿liwoœci eksploatacyjnej wód termalnych, w tym przede wszystkim kosztów pozyskiwania energii geoter-micznej.
Ogólnemu trendowi zaniku porowatoœci ca³kowitej i efektywnej oraz przewodnoœci hydraulicznej utworów osadowych wraz z g³êbokoœci¹, towarzyszy generalny wzrost mineralizacji wód. Œredni gradient geochemiczny dla Ni¿u Polskiego wynosi oko³o 0,13 gdm-3m-1 (Szew-czyk, 2006).
Na rycinie 8 pokazano zale¿noœæ mineralizacji wód podziemnych od g³êbokoœci ich wystêpowania na podsta-wie danych z bazy BOHYDRO (Bojarski, 1996).
Odmienne warunki wystêpowania wód termalnych w stosunku do obserwowanych na Ni¿u Polskim stwier-dzono zarówno na obszarze Karpat, jak i Sudetów (Cho-waniec, 2003; Dowgia³³o, 2007). S¹ one zwi¹zane na ogó³ z lokalnymi, rzadziej regionalnymi, systemami kr¹¿enia wód podziemnych, cechuj¹cymi siê du¿¹ dyna-mik¹ wód i zwi¹zanymi z tym na ogó³ znacznie ni¿szymi mineralizacjami wód podziemnych o umiarkowanych temperaturach.
Takim przyk³adem jest system geotermalny niecki pod-halañskiej (Kêpiñska, 2009). Potencjalnie takim systemem mo¿e byæ znane ujêcie wód termalnych w Cieplicach (Dowgia³³o, 2007). Niska mineralizacja wód bêdzie tu pod-stawowym czynnikiem wp³ywaj¹cym na atrakcyjnoœæ
eko-nomiczn¹ pozyskiwania wód termalnych. Takimi
systemami s¹ ujêcia nisko zmineralizowanych wód termal-nych kredy dolnej w Mszczonowie czy Uniejowie.
J2 J1 T3 T2 T1 0 0 10 20 30 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 g³êbokoœæ [m] depth [m]
porowatoϾ efektywna [%] efective porosity [%]
M Q= 3,0 m /h= 2,7 g/l3 M Q= 3,1 m /h= 15,6 g/l3 M Q= 0,1 m /h= 63,2 g/l3 M Q= 0,2 m /h= 360 g/l3 Warstwa: Bed: wodonoœna water-bearing niewodonoœna confined bed interwa³ badañ hydrogeologicznych oraz wyniki interval of hydrogeological investigations and results
Ryc. 7. Profil hydrogeologiczny otworu Je¿ów IG-1 wraz z obli-czonymi wartoœciami porowatoœci efektywnej oraz wynikami badañ hydrogeologicznych (Szewczyk, 2006, zmienione); M – mineralizacja wód podziemnych na podstawie opróbowania (g/l),
Q – wielkoœæ przyp³ywu (m3/h)
Fig. 7. Hydrogeological profile of the Je¿ów IG-1 well and the obtained effective porosity values and results of hydrogeological tests (after Szewczyk, 2006, modified); M – total mineralization of underground water (g/l), Q – discharge (m3/h)
Przyk³ady trudnoœci technicznych z eksploatacj¹ wód ter-malnych o wysokiej mineralizacji i wynikaj¹cych z nich wysokich kosztów, w dzia³aj¹cych ju¿ instalacjach (Pyrzy-ce, Stargard Szczeciñski), potwierdzaj¹ tê tezê. Tak wiec najwiêksze perspektywy pozyskiwania wód termalnych op³acalnych ekonomicznie mo¿na wi¹zaæ g³ównie ze stre-fami g³êbokiego wys³odzenia wód podziemnych. Na obszarze Ni¿u Polskiego takie warunki wystêpuj¹ g³ównie w strefach brze¿nych bruzdy œródpolskiej w utworach nie tylko kredy dolnej, ale równie¿ jury dolnej i œrodkowej. Du¿e perspektywy ma m.in. rozleg³a strefa g³êbokiego, siêgaj¹cego ponad 2 km wys³odzenia wód mezozoiku na obszarze synklinorium ³ódzkiego.
Istniej¹cy stopieñ rozpoznania wód podziemnych piê-tra osadowego na Ni¿u Polskim czy w Karpatach ma wiêc bardzo ograniczony charakter. Wyniki wiêkszoœci badañ hydrogeologicznych w g³êbokich otworach wiertniczych dostarczaj¹ informacji o charakterze wskaŸnikowym, a nie prognostycznym. Istnieje niew¹tpliwa potrzeba istotnego uszczegó³owienia informacji hydrogeologicz-nych, zw³aszcza w zakresie pionowej zmiennoœci minera-lizacji wód.
Wobec zmniejszania siê liczby wykonywanych
nowych otworów (vide ryc. 1) wyczerpa³y siê mo¿liwoœci
ekstensywnego poszerzania wiedzy na ten temat,
wy³¹cznie na podstawie istniej¹cych fragmentarycznych wyników opróbowañ z wczeœniej wykonanych otworów wiertniczych.
Warunkiem koniecznym pozyskania nowych informa-cji hydrogeologicznych z archiwalnych otworów
wiertni-czych jest m.in. systematyczny rozwój metodyki
interpretacji danych geofizyki wiertniczej pod k¹tem uzy-skiwania informacji o parametrach hydrogeologicznych.
Podsumowanie
Polska na tle innych krajów Europy posiada umiarkowane warunki przyrodnicze pozyski-wania energii wód termalnych. Trudno na obecnym etapie ich rozpoznania oceniaæ
mo¿liwoœæ pozyskiwania energii suchych
gor¹cych ska³ (HDR). Nie znajduje uzasadnie-nia przesadny optymizm, dotycz¹cy mo¿liwo-œci pozyskiwania energii geotermicznej na obszarze Polski w iloœci znacz¹cej dla bilansu energetycznego kraju. Wymienione we wstêpie zmienne w czasie czynniki ekonomiczne czy technologiczne mog¹ jednak w przysz³oœci tê sytuacjê zmieniæ.
Literatura
BARBACKI A.P. 2004 – Zbiorniki paleozoiczne obszaru krakowsko-kieleckiego – mo¿liwoœci wyko-rzystania energii geotermalnej. Prz. Geol., 52, 3: 243–252.
BARBACKI A.P., BUJAKOWSKI W. & PAJAK L. 2006 – Atlas zbiorników wód geotermalnych Ma³opolski. PAN, Kraków.
BOJARSKI L. (red.) 1996 – Atlas hydrochemiczny i hydrodynamiczny paleozoiku i mezozoiku oraz ascen-zyjnego zasolenia wód podziemnych na Ni¿u Polskim. Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.
BOJARSKI L. & SADURSKI A. 2000 – Wody podziem-ne g³êbokich systemów kr¹¿enia na Ni¿u Polskim. Prz. Geol., 48, 7: 587–595.
CLAUSER CH. 1999 – Thermal signatures of heat transfer processes in the Earth’s crust. Springer, Berlin.
CHOWANIEC J. 2003 – Wody podziemne niecki podhalañskiej. [W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii, t. XI, cz. 1: 45–53. Gdañsk.
DOWGIA££O J. 2007 – Stan rozpoznania zasobów wód termalnych regionu sudeckiego i perspektywy ich wykorzystania. [W:] I Ogólno-polski Kongres Geotermalny, Radziejowice: 32–34.
GÓRECKI W. (red.) 1995 – Atlas zasobów energii geotermalnej na Ni¿u Polskim. GEOS, Kraków.
GÓRECKI W. (red.) 2006 – Atlas zasobów geotermalnych na Ni¿u Polskim – formacje mezozoiczne i paleozoiczne. AGH, Kraków. HURTER & HAENEL R. 2002 – Atlas of Geothermal Resources in Europe. European Commission. Leibniz Institute for Applied Geo-sciences (GGA), Hannover.
KÊPIÑSKA B. 2009 – Znaczenie badañ podhalañskiego systemu geo-termalnego dla eksploatacji wód termalnych. II Polski Kongres Geoter-malny, Bukowina Tatrzañska.
SEMENOVA A., POPOV Y. & PIMENOV V. 2008 – Estimation of for-mation temperature from measurements in near bottom zone. IUGG XXIV Perugia.
SZEWCZYK J. 2002 – Œlady zmian klimatycznych plejstocenu oraz holocenu w profilach temperatury w g³êbokich otworach wiertniczych na Ni¿u Polskim. Prz. Geol., 50, 11: 1109–1114.
SZEWCZYK J. 2005 – Wp³yw zmian klimatycznych na temperaturê podpowierzchniow¹ Ziemi. Prz. Geol., 53, 1: 77–86.
SZEWCZYK J. 2006 – Strumieñ cieplny a temperatura i mineralizacja wód podziemnych. [W:] Sadurski A. (red.) Hydrogeologia regionalna Polski, t. II: 14–24.
SZEWCZYK J. & GIENTKA D. 2005 – Badania geofizyki wiertni-czej w analizach hydrogeologicznych utworów mezozoicznych i pale-ozoicznym na Ni¿u Polskim. [W:] XII Ogólnopolskie Sympozjum: Wspó³czesne Problemy Hydrogeologii. Toruñ: 701–706.
SZEWCZYK J. & GIENTKA D. 2009 – Terrestrial heat flow density in Poland – a new approach. Geol. Quart., 53, 1: 125–140.
Praca wp³ynê³a do redakcji 11.03.2010 r. Po recenzji akceptowano do druku 5.05.2010 r.
g³êbokoœæ [m] depth [m] 1000 2000 4000 5000 3000 100,0 10,0 1,0 0,1 mineralizacja [g/dm ]3 mineralization [g/dm ]3 0
Ryc. 8. Mineralizacja wód podziemnych na Ni¿u Polskim na podstawie danych bazy BOHYDRO. Wyró¿niono mineralizacjê wód jury œrodkowej oraz dolnej (niebieskie krzy¿yki)
Fig. 8. Total mineralization of underground waters in the Polish Lowlands after BOHYDRO database. Water mineralization values obtained for Lower and Middle Jurassic aquifers are emphasized (blue crosses)
