物化探方法在地热资源调查中作用（最新整理By阿拉蕾）

《物化探方法在地热资源调查中作用（最新整理By阿拉蕾）》由会员分享，可在线阅读，更多相关《物化探方法在地热资源调查中作用（最新整理By阿拉蕾）（47页珍藏版）》请在金锄头文库上搜索。

1、<p>物化探方法在地热资源 调查中的作用 中国地质科学院 物化探研究所 黄力军 主 要 内 容 概说地热 地表温度 地球物理在地热资源勘查中的作用 地球化学在地热资源勘查中作用概述 地热开发可行性研究报告主要内容 概述 作为绿色能源，地热资源的开发利 用日益受到人们的广泛重视。一般情况 下地热资源埋藏较深，开采风险很大。 为了提高效率，降低成本，减少投资风 险，目前开发地热资源前必须进行地质 调查，地球物理地球化学勘查是地热资 源调查的重要手段之一。 概说地热 1.1地球内部热源 地球源源不断地把热量散发到宇宙 太空中去，放射性元素衰变是地球内部 热源的主要来源。另外还有重力分异热

2、 、潮汐摩擦热、化学反应热等。 1.2 全球热平衡 地球内部热状态是地球长期发展的 结果并取决于全球生热量与散热量之间 的平衡关系。 1.2.1散热 a.大地热流散热； b.火山喷发活动散热； c.温泉、地热释放的热量； d.地震释放的能量。 1.2.2 热传播（三种方式） a.对流:热对流是流体所特有的一种传热方式,是 流体各部位发生相对位移而引起的热量转移； b.传导:热传导通常在固体中发生； c.辐射:热辐射不需要任何传热介质而直接以电 磁波形式向外辐射热能。 1.3 地壳的热性质 a.热导率（）：表明岩石导热量的特性 ，为沿热传导方向单位厚度介质，两侧温差 为1在单位时间内所通过的比热

3、流量。 常用单位为103cal/cmsec 。热导率 的倒数为热阻。与其他的物理性质如电导率 或磁化率相比，各类岩石热导率的差异较小 ，但同类岩石的热导率则变化较大。松散物 质如干砂、干粘土和土壤的热导率最低，湿 砂、湿粘土与某些热导率低的坚硬岩石具有 相近的热导率值。 影响岩石热导率取决于岩石成分和 结构，空气热导率最低，石英岩、岩盐 和石膏岩热导率最高；岩石热导率随孔 隙度增加而降低，并随含水量的增加而 增加，随着泥质含量增加而降低。松散 物质如干砂、干粘土和土壤的热导率最 低，湿砂、湿粘土与某些热导率低的坚 硬岩石具有相近的热导率值。 热导率也存在各向异性，热流方向 平行结构面时热导率高

4、，热流方向垂直 结构面时热导率低。 b.比热： 1g岩石每增加1 所需热量称为岩石的比 热。即CQ/m（cal/g ）。Q为加热mg 岩石增温 所需热量。 室温情况下，不同种类岩石的比热变化幅 度不大，由于水的比热较大，随着岩石含水量 的增加，其比热随之增加。 c.热容： 岩石的比热（C）与其密度（）的乘积 称岩石单位体积的热容量（C），简称热容 ，单位(cal/cm3 ）。 d.热扩散率： / C(10-3cm2/sec)表示岩石在加热 或冷却时各部分温度趋于一致的能力。 岩石热扩散率主要与岩石热导率及密度 有关，因岩石的比热变化不大，对热扩散率 影响较小。岩石热扩散率随岩石的含水量增 加而

5、提高，随温度的增高而略为减小。热扩 散率也存在各向异性。 e.大地热流： q（d/dz），地表单位面积上 ，单位时间内，以热传导方式由地球内 部传输于地表，而后散发到太空中的热 量。 f.地温梯度： d/dz（ /100m或 /km）。大地 热流值、热导率和地热梯度都可以测定 2 地表温度 2.1 地表温度影响因素 地球是个热体，它不断地把热量散发到空 间，同时又接受太阳的辐射热量，散热和吸热 之间的平衡关系决定了地壳上层的温度场。 以传导方式来自地球内部而后通过地面散 发到太空的总热量约为2.451020卡/年，而地 球表面接受太阳辐射的热量约为5.61023卡/年 ，可见接受的热量比释放的

6、能量大三个数量级 。 因此，地面及地壳最上层的温度状况实质 上是由太阳的热辐射决定的。由于太阳辐射具有 周期性的变化，所以在地壳最上层产生的日变化 、年变化及世纪性的周期变化。 地球表面某点温度，主要与该地点的阳光辐 射强度和阳光与地面所成的角度有关，与该处纬 度和海拔高度有关，也与地球在太阳系运行轨道 上所在位置有关，太阳辐射的变化与当地大气层 的吸收情况、植被、雪的厚度、地形和地表水系 分布情况等因素有关。 2.2 恒温带及确定 地壳最上层温度受地面温度周期性变化影响 随着深度增加而减少，到一定深度，地表温度变 化对深部的影响逐渐趋于消失，该深度的地温基 本保持恒定。地温常年基本保持恒定的

7、层、带为 “恒温层”或“中性带”。“恒温带”很薄，有时可看 为一个面。恒温带以上，地温受太阳辐射热影响 而具有周期性变化，这个带称为“变温带”或者“ 外热带”。恒温带以下，地温的变化主要受制于 地球内部热，随深度增加而增加，称为“增温带” 或“内热带”。我国东部恒温带深度2030m左右 ，恒温带温度年平均气温。 2.3 影响区域地温场的各种因素 2.3.1 岩性 低热导率岩层具有较大的地温梯度，高热 导率的岩层具有较小的地温梯度。 2.3.2 基岩起伏与构造形态 基底抬高部位上部的等温线为上凸曲线， 基底抬高部位下部为下凹曲线，在上凸下凹等 温线之间存在一条水平的等温线，称为热流平 衡线。在此

8、线下，热流由坳陷区向隆起区聚积 ，在热流平衡线以上，热流在垂直界面附近向 外散发。 隆起区有盖层时，在平衡线以上，隆 起区的温度和梯度大于坳陷区同一深度的 温度和梯度；在平衡线以下，地温状况则 相反。两区浅部温差、梯度及热流密度随 着盖层厚度的减薄而增大。 基底抬高对地温场的影响范围不大， 最大不超过隆起区与坳陷区基底高差的1.5 倍。 2.2.3 岩浆活动 岩体冷却过程延续时间与岩体的直径平 方成正比，岩石的冷却时间是缓慢的，但用 地质时代尺度来看，则可忽略。因此，第四 系以前的岩浆活动，其余热对地区温度场基 本无影响，或者可以忽略。 2.3.4 地下水活动 a地下水活动使围岩温度降低 主要

9、是地下水的侧向活动强烈，地下水补给 、径流条件十分良好地区，比如一些中小型盆 地边缘部位，从补给区进入的温度较低的地下 水，在快速流动过程中，不断把围岩热量带走 ，从而降低了地温。 b地下水与围岩温度平衡 一些大型盆地在巨厚沉积物中深埋的地下 水，径流条件滞缓，或者为沉积物形成同时保 存下来的封闭水，或者沉积层形成后，于 漫长地质年代进入含水层的地表水或者 大气水。 ? c深循环地下水上升到局部地热增温型 ? 当大气降水渗入到地下，被岩温加 热以后，在有利的地质构造条件下，沿 高角度断裂带或者急倾斜的透水地层， 可上涌至浅部或出露地表。水在上涌过 程中，由于流速太快，水温大于岩温， 在热水上涌

10、通道周围形成局部热异常。 ? 沉积盆地中，在覆盖层掩盖下， 相对高温承压水的排泄区也有热水上 升活动，形成一定范围的高温异常。 异常区基本处于基底隆起部位，因为 基底隆起部位易形成“天窗”，压力降 低，基岩中的承压水容易在此排泄。 ? 2.3.5 热水通道及其附近温度场特征 ? 热水上升活动均有一定的通道，最常见的 通道是由断裂系统构成的。张性断裂具有良好 的开启性，地下热水常沿此类断裂径流、排泄 。压性断裂是受主压应力作用的结构面，是受 应力最大的结构面，因此断得深、规模大。压 性结构面的两侧岩石挤压强烈，岩石结构致密 ，当地下热水在深部向排泄区径流时，遇到阻 水的压性断裂，改变了径流条件，

11、形成地下热 水的聚集，致使其沿张性断裂或压性断裂面相 对开启部分向上运移。在张性断裂和压性断裂 的交汇处，岩石破碎，裂隙发育，是热水上升 的良好通道。 ? 在通道中流动的热水，以其高于围岩的温度 差构成一个附加的热源，故热通到周围温度场实 际是由正常温度场和热水附加温度场两者叠加而 成。 ? 2.3.6 地下热水成因 ? 近年来，关于地下热水资源的地质成因问题 有很多专门的论述。按地质成因，我国地下热水 资源可划分为岩浆活动、隆起断裂和沉积盆地三 个基本类型。在地热调查中我们重点研究岩浆隆 起断裂型和沉积盆地地形地热资源。 ? 岩浆及隆起断裂型热田一般埋藏较浅，分布 范围较小，水温较高。沉积盆

12、地型热水类热田与 火成岩无关，往往与油气田、盐卤田关系密切。 以中低温为主，埋藏较深，分布面积较大。 ? 地热田的形成是各种地质作用如火山作用 、岩浆活动、断裂作用、沉积作用等综合影响 的结果，是受许多复杂的地质、水文地质、地 球热态等因素所控制的。所以不同类型、不同 地区热田的空间分布和地温场分布规律也不尽 相同。 ? 3 地球物理勘查 ? 3.1 地球物理勘查任务 ? 应用物探方法的目的在于查清控制热水的 地质构造、圈定地下热水分布范围、确定热田 的覆盖层、储热层的埋藏和推测热源位置。 ? 3.2 地热田上的地球物理特征 ? 3.2.1 温度场 温度场是热水资源存在最直接、也是最明 显的标

13、志。当热水埋藏较浅时，用浅层测温（ 即1-5m的温度场测温）可以收到满意的效果。 在热水埋藏较深时，地表地温场受热源强度以 及盖层热导率和热传输率等因素控制，如果地 温场强度较弱，由于地表干扰层影响，掩盖了 地热异常，有时很难区分异常性质。一般情况 下，在岩浆及隆起断裂型热田上浅层测温可以 收到较好的效果，而在沉积盆地型热田上效果 则不理想。 ? 3.2.2 电学性质 同位素研究表明，地下热水中原生水的含 量一般很少，也就是说 地下热水基本上是又地 表水补给的。地表水运移到地下深处被加热，其 密度和粘滞性减小，离子活动能力增加，溶解度 即水的矿化度增加。水的矿化度增加，使电阻率 降低，同时极化

14、率也降低。 由于岩石受热，其电化学性质发生变化，同 时产生“热电耦合”现象。随着热水上升（或者与 冷水形成对流）并向疏松岩石扩散，由于离子的 扩散和岩石颗粒的吸附作用形成“扩散电场”和“ 过滤电场”。因此在地表能观测到自然电位和极 化率异常。 ? 3.2.3密度与磁性 地热活动是与地下岩层的变化密切相关 的，利用重力和磁法可以勾划出热水区的 坳陷和基底构造，寻找控制地下热水资源 的构造，如断层和火成岩体等。当热田因 变质密度增大是，可以根据重力正异常寻 找和研究热田。火山岩在正常情况下有较 强的磁化率，在热水活动到达的范围内， 岩石的磁化率大大地减弱，这种磁化率的 减弱是岩石中含有的磁铁被破坏

15、的结果。 因此，在火山岩地区进行磁测，有利于圈 定热蚀变带。 ? 4 地热勘探的地球物理方法 ? 4.1 温度测量方法 ? 4.1.1 近地表温度测量（03m） 原则上，假定外界因素引起的温差尚 不足以掩盖地热流引起的温差时，一米或 者两米测温可以被采用来指示深部热异常 或者高热流区。这里影响指浅层温度的外 界因素是指近地表物质性和温度的局部变 化，例如地形、地下水位深度、植被、土 地利用和微气候变化，浅层测温比深层测 温的主要优点是速度快、成本低。 ? 4.1.2 浅孔（10至30m）中测量温度和温度梯度 ? 未受温度干扰情况：在10m深度以下，年温 度变化很小（小于0.1）因而可以忽略。</p>