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1、 主主 要要 内内 容容 概说地热概说地热 地表温度地表温度 地球物理在地热资源勘查中的作用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地热开发可行性研究报告主要内容概述概述 作为绿色能源，地热资源的开发利作为绿色能源，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。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险，目前开发地热资源前必须进行地质调查，地
2、球物理地球化学勘查是地热资调查，地球物理地球化学勘查是地热资源调查的重要手段之一。源调查的重要手段之一。 概说地热概说地热 1.11.1地球内部热源地球内部热源地球源源不断地把热量散发到宇宙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、热源的主要来源。另外还有重力分异热、潮汐摩擦热、化学反应热等。潮汐摩擦热、化学反应热等。1.2 1.2 全球热平衡全球热平衡地球内部热状态是地球长期发展的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结果并取决于全球生热量与散热量之间的平衡关系。的平衡关系。
3、散热散热a.大地热流散热；大地热流散热；b.火山喷发活动散热；火山喷发活动散热；c.温泉、地热释放的热量；温泉、地热释放的热量；d.地震释放的能量。地震释放的能量。1.2.2 1.2.2 热传播（三种方式）热传播（三种方式）a.对流对流:热对流是流体所特有的一种传热方式热对流是流体所特有的一种传热方式,是是流体各部位发生相对位移而引起的热量转移；流体各部位发生相对位移而引起的热量转移；b.传导传导:热传导通常在固体中发生；热传导通常在固体中发生；c.辐射辐射:热辐射不需要任何传热介质而直接以电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。磁波形式向外辐射热能。 1.3 1.3 地壳的
4、热性质地壳的热性质a.热导率（热导率（）：表明岩石导热量的特性，）：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流量。在单位时间内所通过的比热流量。常用单位为常用单位为103cal/cmsec。热导率。热导率的倒数为热阻。与其他的物理性质如电导率的倒数为热阻。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，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、如干砂、干粘土和土壤的热导率最低，湿砂、
5、湿粘土与某些热导率低的坚硬岩石具有相近湿粘土与某些热导率低的坚硬岩石具有相近的热导率值。的热导率值。 影响岩石热导率取决于岩石成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、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。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。的坚硬岩
6、石具有相近的热导率值。热导率也存在各向异性，热流方向热导率也存在各向异性，热流方向平行结构面时热导率高，热流方向垂直平行结构面时热导率高，热流方向垂直结构面时热导率低。结构面时热导率低。b.比热：比热：1g岩石每增加岩石每增加1所需热量称为岩石的比所需热量称为岩石的比热。即热。即CQ/m（cal/g）。）。Q为加热为加热mg岩石增温岩石增温所需热量。所需热量。室温情况下，不同种类岩石的比热变化幅室温情况下，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。的增加，其比热随之增加。c.热容：热容：岩石的比热（岩石的比热
7、（C）与其密度（）与其密度（）的乘积）的乘积称岩石单位体积的热容量（称岩石单位体积的热容量（C），简称热容，），简称热容，单位单位(cal/cm3）。）。d.热扩散率：热扩散率：/C(10-3cm2/sec)表示岩石在加热表示岩石在加热或冷却时各部分温度趋于一致的能力。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影响较小。岩石热扩散率随岩石的含水量增加而提高，随温度的增高而略为减小。热扩加而提高，随温度的增高而略为减小。热扩
8、散率也存在各向异性。散率也存在各向异性。e.大地热流：大地热流：q（d/dz），地表单位面积上，），地表单位面积上，单位时间内，以热传导方式由地球内部单位时间内，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。传输于地表，而后散发到太空中的热量。f.地温梯度：地温梯度：d/dz（/100m或或/km）。大地）。大地热流值、热导率和地热梯度都可以测定热流值、热导率和地热梯度都可以测定2 地表温度地表温度2.1 2.1 地表温度影响因素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，散热和吸热间，同时又接受太阳的辐射热
9、量，散热和吸热之间的平衡关系决定了地壳上层的温度场。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发到太空的总热量约为2.451020卡卡/年，而地年，而地球表面接受太阳辐射的热量约为球表面接受太阳辐射的热量约为5.61023卡卡/年，年，可见接受的热量比释放的能量大三个数量级。可见接受的热量比释放的能量大三个数量级。 因此，地面及地壳最上层的温度状况因此，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具有
10、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。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。分布情况等因素有关。 2.2 2.2 恒温带及确定恒温带及确定地壳
11、最上层温度受地面温度周期性变化影响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层、带为本保持恒定。地温常年基本保持恒定的层、带为“恒温层恒温层”或或“中性带中性带”。“恒温带恒温带”很薄，有很薄，有时可看为一个面。恒温带以上，地温受太阳辐射时可看为一个面。恒温带以上，地温受太阳辐射热影响而具有周期性变化，这个带称为热影响而具有周期性变化，这个带称为“变温带变温带”或者或者“外热带外热带”。恒温带以下，
12、地温的变化主。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，称为要受制于地球内部热，随深度增加而增加，称为“增温带增温带”或或“内热带内热带”。我国东部恒温带深度。我国东部恒温带深度2030m左右，恒温带温度左右，恒温带温度年平均气温。年平均气温。2.3 2.3 影响区域地温场的各种因素影响区域地温场的各种因素2.3.1 2.3.1 岩性岩性低热导率岩层具有较大的地温梯度，高热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。导率的岩层具有较小的地温梯度。2.3.2 2.3.2 基岩起伏与构造形态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
13、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，称为热流平温线之间存在一条水平的等温线，称为热流平衡线。在此线下，热流由坳陷区向隆起区聚积，衡线。在此线下，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在热流平衡线以上，热流在垂直界面附近向外散发。散发。 隆起区有盖层时，在平衡线以上，隆隆起区有盖层时，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
14、密度随相反。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。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，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最大不超过隆起区与坳陷区基底高差的1.5倍。倍。2.2.3 2.2.3 岩浆活动岩浆活动 岩体冷却过程延续时间与岩体的直径平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。本
15、无影响，或者可以忽略。2.3.4 2.3.4 地下水活动地下水活动a地下水活动使围岩温度降低地下水活动使围岩温度降低主要是地下水的侧向活动强烈，地下水补主要是地下水的侧向活动强烈，地下水补给给、径流条件十分良好地区，比如一些中小型盆地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，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，从在快速流动过程中，不断把围岩热量带走，从而降低了地温。而降低了地温。b地下水与围岩温度平衡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
16、者为沉积物形成同时保水，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漫长地质年代进入含水层的地表水或者大气水。大气水。c深循环地下水上升到局部地热增温型深循环地下水上升到局部地热增温型当当大大气气降降水水渗渗入入到到地地下下，被被岩岩温温加加热热以以后后，在在有有利利的的地地质质构构造造条条件件下下，沿沿高高角角度度断断裂裂带带或或者者急急倾倾斜斜的的透透水水地地层层，可可上上涌涌至至浅浅部部或或出出露露地地表表。水水在在上上涌涌过过程程中中，由由于于流流速速太太快快，水水温温大大于于岩岩温温，在
17、热水上涌通道周围形成局部热异常。在热水上涌通道周围形成局部热异常。 沉沉积积盆盆地地中中，在在覆覆盖盖层层掩掩盖盖下下，相相对对高高温温承承压压水水的的排排泄泄区区也也有有热热水水上上升升活活动动，形形成成一一定定范范围围的的高高温温异异常常。异异常常区区基基本本处处于于基基底底隆隆起起部部位位，因因为为基基底底隆隆起起部部位位易易形形成成“天天窗窗”，压压力力降降低低，基基岩岩中中的的承承压压水水容容易易在在此此排泄。排泄。2.3.5 2.3.5 热水通道及其附近温度场特征热水通道及其附近温度场特征热热水水上上升升活活动动均均有有一一定定的的通通道道，最最常常见见的的通通道道是是由由断断裂裂
18、系系统统构构成成的的。张张性性断断裂裂具具有有良良好好的的开开启启性性，地地下下热热水水常常沿沿此此类类断断裂裂径径流流、排排泄泄。压压性性断断裂裂是是受受主主压压应应力力作作用用的的结结构构面面，是是受受应应力力最最大大的的结结构构面面，因因此此断断得得深深、规规模模大大。压压性性结结构构面面的的两两侧侧岩岩石石挤挤压压强强烈烈，岩岩石石结结构构致致密密，当当地地下下热热水水在在深深部部向向排排泄泄区区径径流流时时，遇遇到到阻阻水水的的压压性性断断裂裂，改改变变了了径径流流条条件件，形形成成地地下下热热水水的的聚聚集集，致致使使其其沿沿张张性性断断裂裂或或压压性性断断裂裂面面相相对对开开启启
19、部部分分向向上上运运移移。在在张张性性断断裂裂和和压压性性断断裂裂的的交交汇汇处处，岩岩石石破破碎碎，裂裂隙隙发发育育，是是热热水水上上升升的的良好通道。良好通道。在在通通道道中中流流动动的的热热水水，以以其其高高于于围围岩岩的的温温度度差差构构成成一一个个附附加加的的热热源源，故故热热通通到到周周围围温温度度场场实实际际是是由由正正常常温温度度场场和和热热水水附附加加温温度度场场两两者者叠叠加加而而成。成。2.3.6 2.3.6 地下热水成因地下热水成因近近年年来来，关关于于地地下下热热水水资资源源的的地地质质成成因因问问题题有有很很多多专专门门的的论论述述。按按地地质质成成因因，我我国国地
20、地下下热热水水资资源源可可划划分分为为岩岩浆浆活活动动、隆隆起起断断裂裂和和沉沉积积盆盆地地三三个个基基本本类类型型。在在地地热热调调查查中中我我们们重重点点研研究究岩岩浆浆隆隆起断裂型和沉积盆地地形地热资源。起断裂型和沉积盆地地形地热资源。岩岩浆浆及及隆隆起起断断裂裂型型热热田田一一般般埋埋藏藏较较浅浅，分分布布范范围围较较小小，水水温温较较高高。沉沉积积盆盆地地型型热热水水类类热热田田与与火火成成岩岩无无关关，往往往往与与油油气气田田、盐盐卤卤田田关关系系密密切切。以中低温为主，埋藏较深，分布面积较大。以中低温为主，埋藏较深，分布面积较大。地地热热田田的的形形成成是是各各种种地地质质作作用
21、用如如火火山山作作用用、岩岩浆浆活活动动、断断裂裂作作用用、沉沉积积作作用用等等综综合合影影响响的的结结果果，是是受受许许多多复复杂杂的的地地质质、水水文文地地质质、地地球球热热态态等等因因素素所所控控制制的的。所所以以不不同同类类型型、不不同同地地区区热热田田的的空空间间分分布布和和地地温温场场分分布布规规律律也也不不尽尽相相同。同。3 地球物理勘查地球物理勘查3.1 3.1 地球物理勘查任务地球物理勘查任务应应用用物物探探方方法法的的目目的的在在于于查查清清控控制制热热水水的的地地质质构构造造、圈圈定定地地下下热热水水分分布布范范围围、确确定定热热田田的覆盖层、储热层的埋藏和推测热源位置。
22、的覆盖层、储热层的埋藏和推测热源位置。3.2 3.2 地热田上的地球物理特征地热田上的地球物理特征3.2.1 3.2.1 温度场温度场温温度度场场是是热热水水资资源源存存在在最最直直接接、也也是是最最明明显显的的标标志志。当当热热水水埋埋藏藏较较浅浅时时，用用浅浅层层测测温温（即即1-5m1-5m的的温温度度场场测测温温）可可以以收收到到满满意意的的效效果果。在在热热水水埋埋藏藏较较深深时时，地地表表地地温温场场受受热热源源强强度度以以及及盖盖层层热热导导率率和和热热传传输输率率等等因因素素控控制制，如如果果地地温温场场强强度度较较弱弱，由由于于地地表表干干扰扰层层影影响响，掩掩盖盖了了地地热
23、热异异常常，有有时时很很难难区区分分异异常常性性质质。一一般般情情况况下下，在在岩岩浆浆及及隆隆起起断断裂裂型型热热田田上上浅浅层层测测温温可可以以收收到到较较好好的的效效果果，而而在在沉沉积积盆盆地地型型热热田田上上效效果果则不理想。则不理想。3.2.2 3.2.2 电学性质电学性质同同位位素素研研究究表表明明，地地下下热热水水中中原原生生水水的的含含量量一一般般很很少少，也也就就是是说说地地下下热热水水基基本本上上是是又又地地表表水水补补给给的的。地地表表水水运运移移到到地地下下深深处处被被加加热热，其其密密度度和和粘粘滞滞性性减减小小，离离子子活活动动能能力力增增加加，溶溶解解度度即即水
24、水的的矿矿化化度度增增加加。水水的的矿矿化化度度增增加加，使使电电阻阻率率降低，同时极化率也降低。降低，同时极化率也降低。由由于于岩岩石石受受热热，其其电电化化学学性性质质发发生生变变化化，同同时时产产生生“热热电电耦耦合合”现现象象。随随着着热热水水上上升升（或或者者与与冷冷水水形形成成对对流流）并并向向疏疏松松岩岩石石扩扩散散，由由于于离离子子的的扩扩散散和和岩岩石石颗颗粒粒的的吸吸附附作作用用形形成成“扩扩散散电电场场”和和“过过滤滤电电场场”。因因此此在在地地表表能能观观测测到到自自然然电电位位和极化率异常。和极化率异常。密度与磁性密度与磁性地地热热活活动动是是与与地地下下岩岩层层的的
25、变变化化密密切切相相关关的的，利利用用重重力力和和磁磁法法可可以以勾勾划划出出热热水水区区的的坳坳陷陷和和基基底底构构造造，寻寻找找控控制制地地下下热热水水资资源源的的构构造造，如如断断层层和和火火成成岩岩体体等等。当当热热田田因因变变质质密密度度增增大大是是，可可以以根根据据重重力力正正异异常常寻寻找找和和研研究究热热田田。火火山山岩岩在在正正常常情情况况下下有有较较强强的的磁磁化化率率，在在热热水水活活动动到到达达的的范范围围内内，岩岩石石的的磁磁化化率率大大大大地地减减弱弱，这这种种磁磁化化率率的的减减弱弱是是岩岩石石中中含含有有的的磁磁铁铁被被破破坏坏的的结结果果。因因此此，在在火火山
26、山岩岩地地区区进进行行磁磁测测，有有利利于于圈圈定热蚀变带。定热蚀变带。4 地热勘探的地球物理方法地热勘探的地球物理方法4.1 4.1 温度测量方法温度测量方法4.1.1 4.1.1 近地表温度测量（近地表温度测量（0 03m3m）原则上，假定外界因素引起的温差尚原则上，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界因素是指近地表物质性和温度的局部变化，例如地形、地
27、下水位深度、植被、土化，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。温的主要优点是速度快、成本低。4.1.2 4.1.2 浅孔（浅孔（1010至至30m30m）中测量温度和温度梯度）中测量温度和温度梯度未未受受温温度度干干扰扰情情况况：在在10m深深度度以以下下，年年温温度变化很小（小于度变化很小（小于0.1）因而可以忽略。）因而可以忽略。4.1.3 4.1.3 深孔（大于深孔（大于30m30m）中测量温度和温度梯度）中测量温度和温度梯度实实践践表表明明，在在勘勘探探阶阶段段超超过过30m的的深深孔孔温温
28、度度测量往往并不比测量往往并不比10至至30m中深孔提供更多信息。中深孔提供更多信息。4.2 4.2 地震方法地震方法4.2.1 4.2.1 人工地震人工地震利利用用人人工工震震源源确确定定地地质质构构造造、地地层层分分布布，以此推断可能热储位置。以此推断可能热储位置。4.2.2 4.2.2 天然地震天然地震（1）地地噪噪声声：探探测测地地下下脉脉动动或或者者地地下下水水流流动动所所产产生生地地噪噪声声，也也可可以以是是由由地地下下水水温温度度变变化化所所引引起起地应力变化而产生的噪声。地应力变化而产生的噪声。（2）微震：）微震：a确定震源位置确定震源位置b找找出出活活动动断断层层，因因为为地
29、地震震活活动动是是保保持持地地下下水水能能在在地地层层裂裂缝缝中中流流动动的的重重要要原原因因。而而且且热热水水只只有有沿沿断断裂裂带带上上升升才才能能在在浅浅部部形形成成热热田田，所所以以找找到到活动断层就能确定热水的通道和热储位置。活动断层就能确定热水的通道和热储位置。c利利用用震震源源深深度度估估计计岩岩石石脆脆性性和和柔柔性性变变形形的的下限；根据第一波动判断断层性质等。下限；根据第一波动判断断层性质等。4.3 4.3 电磁测深方法电磁测深方法地地下下热热水水能能够够使使热热储储层层位位电电阻阻率率降降低低，低低阻阻异异常常是是识识别别地地热热资资源源的的重重要要标标志志。另另一一方方
30、面面，地地热热资资源源往往往往与与地地质质构构造造和和一一定定的的地地层层关关系系密密切切，电磁法一直是地热资源勘查的主要手段。电磁法一直是地热资源勘查的主要手段。4.3.1 4.3.1 传导类测深法传导类测深法以以往往地地热热资资源源调调查查中中，直直流流电电阻阻率率法法一一直直占占主主导导地地位位。地地下下热热水水具具有有低低阻阻高高极极化化特特征征。4.3.2 4.3.2 电电磁磁测测深深方方法法（频频率率测测深深、瞬瞬变变电电磁磁测测深深和大地电磁测深）和大地电磁测深）直流电阻率法工作效率低、勘探深度相对较直流电阻率法工作效率低、勘探深度相对较浅，在使用中受到较大限制。目前地热资源开发
31、浅，在使用中受到较大限制。目前地热资源开发的的深深度度越越来来越越大大，大大多多开开采采深深度度已已超超过过2000米米。随随着着深深度度加加大大，地地表表观观测测到到由由地地下下热热水水引引起起的的电电阻阻率率差差异异越越来来越越小小，以以至至难难以以观观测测到到由由地地热热变变化化引引起起的的电电阻阻率率异异常常，所所以以深深部部地地热热资资源源调调查查的的主主要要任任务务是是勘勘查查热储地层及地质构造分布情况。热储地层及地质构造分布情况。4.4 4.4 重磁测量重磁测量利利用用重重力力和和磁磁法法可可以以勾勾划划出出热热水水区区的的坳坳陷陷和和基基底底构构造造，寻寻找找控控制制地地下下热
32、热水水资资源源的的断断层层和和火火成成岩岩体体等等。可可以以根根据据重重力力正正异异常常寻寻找找和和研研究究热热田田。在在火火山山岩岩地地区区进进行行磁磁测，有利于圈定热蚀变带。测，有利于圈定热蚀变带。4.5 4.5 自然电位测量自然电位测量利用离子的扩散和岩石颗粒的吸附利用离子的扩散和岩石颗粒的吸附作用形成作用形成“扩散电场扩散电场”和和“过滤电场过滤电场”产生异常，确定上升和下降水。产生异常，确定上升和下降水。5 地热勘探的地球化学方法地热勘探的地球化学方法5.1 5.1 水文地球化学特征水文地球化学特征岩浆及隆起断裂型热水主要离子成分岩浆及隆起断裂型热水主要离子成分为为Cl-、HCO3-
33、、SO42-及及Na+，矿化度一般，矿化度一般小于小于3g/L，气体成分以，气体成分以CO2、N2等为主，等为主，其次为少量其次为少量H2S、SO2等。沉积盆地型热等。沉积盆地型热水主要离子成分以水主要离子成分以Na+、K+、Cl-为主，为主，矿化度很高，有的地区可以大于矿化度很高，有的地区可以大于100g/L，气体以甲烷、重烃为主要特征。气体以甲烷、重烃为主要特征。5.2 5.2 地球化学勘查地球化学勘查国内国内实际应用主要采用活性碘、活性碳、土壤汞和气实际应用主要采用活性碘、活性碳、土壤汞和气汞测量等方法。推断热水存在的可能性汞测量等方法。推断热水存在的可能性(定性定性)。国外国外1、同位
34、素测量方法（氚、碳、同位素测量方法（氚、碳14及氩及氩39等）；等）；2、矿物成份分析与鉴定（钠长石、钾长石等）；、矿物成份分析与鉴定（钠长石、钾长石等）；3、分析水的化学成分（、分析水的化学成分（Na、K、Ca、Mg、Cl、SO2和和HCO3-）；）；4、利用气体测量（、利用气体测量（H2S、H2、CH4和和CO2）相对）相对浓度与热储温度之间的相互关系。浓度与热储温度之间的相互关系。6 结语结语随随着着越越来来越越多多的的地地热热资资源源开开发发利利用用，开开采采深深度度也也会会越越来来越越大大，开开采采风风险险也也随随之之加加大大，所所以以开开发发者者越越来来越越重重视视前前期期勘勘查查
35、工工作作。用用于于地地热热资资源源勘勘查查的的地地球球物物理理和和地地球球化化学学方方法法较较多多，但但随随着着勘勘探探深深度度加加大大，地地表表采采集集到到信信息息将将逐逐渐渐减减弱弱，一一些些方方法法的的有有效效性性明明显显降降低低。所所以以在在未未来来地地热热资资源源勘勘查查中中，如如何何正正确确选选择择有有效效方方法法，深深化化物物化化探探资资料料解解释释等等诸诸多多问问题题摆摆在在我我们们面面前前，祝祝愿愿在在座座专专家家在在未未来来工工作作中中做得更好。做得更好。附录附录地热井地质勘查可行性研究报告地热井地质勘查可行性研究报告目录目录:前言前言一、地热地质条件一、地热地质条件（一）
36、区域地质概况（一）区域地质概况（二）地热地质条件（二）地热地质条件二、勘查工作及其成果二、勘查工作及其成果（一）重力（一）重力（二）磁法（二）磁法（三）电磁法（三）电磁法.（）综合解释）综合解释三、成井预测三、成井预测（一）主要热储目的层选择（一）主要热储目的层选择（二）出水温度及出水量预测（二）出水温度及出水量预测（三）水质预测（三）水质预测（四）建议拟建井的井身结构（四）建议拟建井的井身结构注注：开开孔孔井井径径，终终孔孔孔孔径径，设设计计出出每每个个孔径深度，设计井身结构。孔径深度，设计井身结构。四、地热井成井可能性、风险性预四、地热井成井可能性、风险性预测及影响测及影响五、结论和建议五、结论和建议
