物化探方法在地热资源调查中作用

物化探方法在地热资源

调查中的作用

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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2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。

3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、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。41.2.1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。

51.3地壳的热性质

a.热导率（λ）：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流量。常用单位为10－3×cal/cm·sec℃

。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。

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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，热流方向垂直结构面时热导率低。7b.比热：1g岩石每增加1℃所需热量称为岩石的比热。即C＝Q/mΔθ（cal/g℃）。Q为加热mg岩石增温Δθ℃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（ρ）的乘积称岩石单位体积的热容量（Cρ），简称热容，单位(cal/cm3℃）。8d.热扩散率：κ＝λ/Cρ(×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提高，随温度的增高而略为减小。热扩散率也存在各向异性。9e.大地热流：q＝－λ（dθ/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：dθ/dz（℃/100m或℃/km）。大地热流值、热导率和地热梯度都可以测定102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2.45×1020卡/年，而地球表面接受太阳辐射的热量约为5.6×1023卡/年，可见接受的热量比释放的能量大三个数量级。11

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。

122.2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20～30m左右，恒温带温度≈年平均气温。13142.3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。

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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。

1617182.2.3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。192.3.4地下水活动a．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20

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，在热水上涌通道周围形成局部热异常。21

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。222.3.5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，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。23

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。24

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。253.2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。263.2.2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。273.2.3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的结果。因此，在火山岩地区进行磁测，有利于圈定热蚀变带。284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（0～3m）

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。

294.1.2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。4.1.3深孔（大于30m）中测量温度和温度梯度实践表明，在勘探阶段超过30m的深孔温度测量往往并不比10至30m中深孔提供更多信息。4.2地震方法4.2.1人工地震利用人工震源确定地质构造、地层分布，以此推断可能热储位置。304.2.2天然地震（1）地噪声：探测地下脉动或者地下水流动所产生地噪声，也可以是由地下水温度变化所引起地应力变化而产生的噪声。（2）微震：a．确定震源位置b．找出活动断层，因为地震活动是保持地下水能在地层裂缝中流动的重要原因。而且热水只有沿断裂带上升才能在浅部形成热田，所以找到活动断层就能确定热水的通道和热储位置。c．利用震源深度估计岩石脆性和柔性变形的下限；根据第一波动判断断层性质等。314.3电磁测深方法地下热水能够使热储层位电阻率降低，低阻异常是识别地热资源的重要标志。另一方面，地热资源往往与地质构造和一定的地层关系密切，电磁法一直是地热资源勘查的主要手段。4.3.1传导类测深法以往地热资源调查中，直流电阻率法一直占主导地位。地下热水具有低阻高极化特征。4.3.2电磁测深方法（频率测深、瞬变电磁测深和大地电磁测深）直流电阻率法工作效率低、勘探深度相对较浅，在使用中受到较大限制。目前地热资源开发32的深度越来越大，大多开采深度已超过2000米。随着深度加大，地表观测到由地下热水引起的电阻率差异越来越小，以至难以观测到由地热变化引起的电阻率异常，所以深部地热资源调查的主要任务是勘查热储地层及地质构造分布情况。4.4重磁测量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断层和火成岩体等。可以根据重力正异常寻找和研究热田。在火山岩地区进行磁测，有利于圈定热蚀变带。334.5自然电位测量

利用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”产生异常，确定上升和下降水。34353637383940415地热勘探的地球化学方法5.1水文地球化学特征岩浆及隆起断裂型热水主要离子成分为Cl-、HCO3-、SO42-及Na+，矿化度一般小于3g/L，气体成分以CO2、N2等为主，其次为少量H2S、SO2等。沉积盆地型热水主要离子成分以Na+、K+、Cl-为主，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。425.2地球化学勘查国内实际应用主要采用活性碘