3-中国陆地大地热流-地温测量

1、第3章中国陆地大地热流地球内部蕴藏着巨大的热能，地球无时无刻不在向外释放热量。火山口奔腾而出的熔岩流，温泉口和蒸汽地面上热气腾腾的蒸汽与伴生气体，直观而强烈地显示了热对流型的热传递，但地球内热更普遍的向外传递是无声无息的隐性方式，即通过地表的热传导或热传导与非强烈热对流的复合方式。全球以热传导方式向外传递的热量为4447TW（PollackandHurter,1993）,即1.31.5X102iJ/a，相当于当今人类年消耗总能（源）量的1000倍或火山喷发释放热量（3X10】9J/a）、地震（10X1017J/a）、水热活动（2X1018J/a）所释放能量之总和的100倍。由此可见，热传导是地

2、球散热的主导方式,而大地热流或热流密度（简称热流）正是表征地球向外通过传导所释放热量的一个基本的物理参数，也是研究地球内部热状态，如地壳深部温度，岩石圈热结构的一个不可或缺的参量。通常热流值不是直接测量得到的，而是通过地温测量和岩石热导率测试间接测量的。3.1地温测量地温测量是人类得以认知地表和地下热状态的最直接的手段。地温测量按测量方式分为直接测量和间接测量两类：直接测量是在地下条件如钴井、坑道或海（深湖）底沉积物中进行的温度测量；间接测量则是指利用其他地球物理探测手段和地球化学分析方法估算及通过测量地球表面辐射或反射的红外电磁波进行的遥感温度测量。直接测量根据测温目的的不同和测温深度的差异

3、，可以分为浅层测温和深部测温。浅层测温的深度范围通常在020m，这类测量所获得的资料可用于发现浅部热异常，服务于埋藏浅的地热田或隐伏热储的发现，这是一种常规的浅层地热勘探手段；在特定条件下，浅层测温也是一类热流测试方法，即海底（详见第4章）或湖底热流测量（沈显杰等，1990）方法。相对而言，浅层温度受到的近地表（如长周期气候变化、气温日变化、地形起伏等）干扰比较大，需要经过校正方能反映深部热状态。深部测温通常是指测温深度大于恒温带深度的钻井地温测量而钻井地温测量旨在借助于井液温度测量揭示地下岩石真实的原始温度状态。这类测量的目的是满足深部地温、地温梯度、热流测量和深层地热资源评价及矿山热害防治

4、及油气勘探等方面的需要。虽然直接的钻井或探针测温得到的数据最为可靠，但直接测温受工程条件和工程费用限制，在数量、空间覆盖和深度等方面都很有限。目前世界上最深的测温钻井是位于克拉半岛的12km起深钻（Popovetal.,1999）。要获得更深的地温资料，就必须借助大地电磁、地震波速变化或岩石包裹体矿物组成等地球物理测量或地球化学温标等间接测温方法。而在近地表，间接测量主要是指利用地球表面辐射或反射的红外电磁波进行的遥感温度测量。这类测量可以在地面用红外辐射温度计测量，或在飞机上用航空红外扫描仪测量，也可以在人造卫星上对地球进行远程扫描测量，例如美国Landsat、MODIS、HCMM等卫星（还

5、有其他卫星）上搭载的热辐射传感器的遥感数据就被广泛应用于地面温度反演。利用钻井进行地温测量是获取钻井热流数据，了解地壳浅部地温场和进行深部地温研究的最基本方式。最常用的钻井地温测量的测温仪包括最高（水银）温度计和热敏电阻测温仪。前者轻便稳定，记录温度计所测到的最高温度，但只适合于点测，通常用于油田勘探井中孔底温度测量，其缺点是需要进行压力校正；后者包括铜电阻、铂电阻、半导体热敏电阻、石英晶体、热电偶测温仪等，不同电阻各有优缺点。现代钻井地温测量以深井连续记录和较大的温度测量范围为特点，因不宜于频繁标定电阻温度关系，通常采用的是铂电阻测温仪，其稳定性相对较高。3.1.1地壳表层温度分带地球表面某

6、处的温度主要与该处的阳光辐射强度和阳光与她面所成的角度有关，亦即取决于该处的纬度和海拔高度；同时也与地球在太阳系运行轨道上所处位置有关，即受季节左右。地表接受太阳辐射的强度还与当地大气层的吸收情况、植被、雪被、地形和地表水体的分布情况有关。地壳表层的温度既受到外部热源太阳辐射的日变化（昼与夜）和地球天文轨道周期性变化（冰期与间冰期）的影响，也受到来自地球内部热源（上地壳内放射性生热、地核和地幔内热）的影响，这种内、外热源的双重影响，稳态与非稳态热场的叠加使得地壳表层呈现出地温分布上的分（层）带性。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

7、地壳表层的温度场。以传导方式来自地球内部而后通过地面每年散失到太空的热量约为1.4X102J,而地球表面接受太阳辐射的热量约2.345X1O24J，后者比前者大三个数量级。因此，地面及地壳最表层的温度状况实质上是由太阳的热辐射决定的。由于太阳热辐射具有周期性的变化，故在地壳最上层产生了温度的日变化、年变化以至世纪性的长周期变化。1地面温度周期性变化对地壳表层地温的影响地球表面某地点的温度，主要与该地点的阳光辐射强度和阳光与地面所成的甬度有关，即与该处的纬度和海拔高度有关，也与地球在太阳系运行轨道上所处的位置有关，即与季节有关。太阳辐射强度的变化还与当地大气层的吸收情况、植被、雪被、地形和地表水

8、体的分布等情况有关。对于地表平坦、岩性均一和各向同性的岩层，可以认为任何时间的温度只随深度变化。因此在垂直轴上的热传导方程为式中，K为热扩散率。在地面上(即Z=0)的温度变化可近似地用时间的简谐函数来表示：匚“=To+ATsin(3-2)式中，0为温度变化周期(如日、年)；t为时间；T0为0周期内地面平均温度；AT0为温度变化幅度。利用式(3-2)作边界条件解式(3-1)得式(3-3)表明，地壳最上层任一深度上温度变化周期不随深度而变化，地面温度变化向深处传播时，地温变化幅度AT。，随深度Z增加按指数规律减小，即(3-4)小=A届F=f式中，令，则L可称为衰减系数。式(3-4)表明，如深度以算

9、术级数增加，其对应温度变幅则按几何级数减小omf一*八；并且温度变幅随深度衰减强度依周期的减小而增大。在深度Z处温度极值滞后的时间为(3-5)zr&而相位滞后则为(3-6)由式(3-5)和式(3-6)可知，当深度时，温度变化极值滞后时间恰为周期的一半(0/2),而相位滞后则为n。在这个深度上，温度的变化与地面温度变化正相反。即一年之中,温度最高值出现在冬季，最低值则在夏季。同一地点山丁】和7：为周期的温度变幅作相同借数衰减的对应深度乙和乙之比等于两周期平方根之比.换言之按照式花吋则n噜厶=血Z厂応式37）表明也果也和価为年和日侧有滋匸Zh7365ivT=19+1,亦即温度的年蛮化影响深度为H变

10、化影响深度的1倍口按式曲打和式（:化几可以把热扩散率作为同周期两个深度厶利乙及其温麼变幅iTi和帆或苴郴位滞后之弟二爭的函数來表达小卩（厶一乙2=（乙二竺（3-8）（IniT.-lnYA）2亦因此，根据野外观测数据，可按式8）求得兀值.需要指出的是，式（3-3）仅表示地面温度变化对地下温度的影响，如果考虑大地热流值引起的温度升高和附加的地温梯度增量，则地壳最上层的温度为心=7；十警+AT占乐怡嗇打ZC3-9）地温梯度为%，举-討乐in（争一岛Z+打（3-10）式中K为岩石热导率。图41为地面温度大体以正弦曲线特点变化在均质岩层中传播的温度剖面。由于考虑r正常大地热流值的影响故地温曲线是不对称的

11、#图弘i中温度年变化曲线毎月一条.IJ变化曲线每两小时一条*对于常见岩石*=601cm7stK=2IW/CmK）,在Z=的深度上温度变幅乙巧与之比为即以比率臼？（=穆）减小。如周期为1日，温度变幅小衰减到兀的吉的探度为血g如周期为1年亠y衰减釧儿的省的深度为10ma设地面温度年变幅为北丫仏皿深处的温度变幅为3OX-1.3（X儿而在20m深处温度变啊卿対30X（-.=0.05（X）故实际上可以认为恒足3E3S.CI2逗删归图3-1近地表温度剖面如上所述，地壳最表层的温度受地面温度周期性变化的影响随深度的增加而减弱，至一定的深度，这种影响即接近于消失，地温基本保持恒定。地温常年保持恒定的层（带）称

12、为恒温带。这里所谓基本保持恒定，右两层含义，一是因气温和地面温度的变化每年都不同，严格地说，其向地下传播影响的深度每年都随之变化，只是这个变化比较微小、缓慢，不易觉察，在实际测量上可视作不变；二是实际观测精度有限，如果所用仪器的测试精度为土0.1C，则小于此数量级的变化就观测不到。年恒温带一般很薄，可看做一个面。恒温带以上，地温受太阳辐射热影响而具有周期性变化，称为变温带或外热带。恒温带以下，地温的变化受制于地球的内热，随着深度的增加而不断地增温，称为增温带或内热带。恒温带即为内热带与外热带的分界面。恒温带的深度和温度在一定程度上反映一个地区近地表处浅层的热状况。在实际地热研究中，它对地区地温

13、场的评定及深层地温的预测、地热资源的普查与勘探，都是十分重要的参数。一个地区恒温带的深度和温度可通过一个或一组浅钻井的地温长期观测来确定。必须注意的是所选观测孔位要能够代表该区的自然条件，在矿区和农田井灌区，宜避开排水及灌溉的影响。一年之内，地温观测以至少每月一次为宜。按各次观测数据作出深度一温度曲线图，找出温度变化趋于恒定的层段，从而确定出恒温带的深度和温度。表31列出我国东部一些地区恒温带的数据。由于资料来源不一，观测精度不同，表中的恒温带深度一般为153Om,比理论计算值略大，实际应用时可视为下限值。至于恒温带的温度，略高于当地多年平均气温，而与多年地面平均温度相接近，并呈现出随纬度增加

14、而递减的规律。表3-1我国东部地区恒温带温度和深度数据（据余恒昌和邓孝，1991）地反北纬恒温带芸攀平出1气温/V多忙甲均地面温度/T深度F温度辽宁蹄!.57.4M.3过宁营口2X3010河北怀来4曲14&10,6河北唐山:沽1N710+712.9X津32口”G12.813.51513.9山东东营20M.512.5】九9河南新郑34*401916.52016k613.5河南平頂山昭密L5-Z016.9L4.817.2河南确川3芒52016.232*40*20301G.815.5安黴庐汀.31W2518.915广西合山肘弼2023广貳湛江152623耶.I一个地区如无直接观测资料，在实际工作中，

15、可将一个地区的年恒温带的深度大体估算为该地区气温日变化影响深度的20倍。气温日变化影响深度，在当地气象台站可直接查到，年恒温带的温度也可用下述经验公式估算：T=Ti.z血I0.2+0*OO6/I（3-11）式中，Ti.6_3.2m为该区深度1.63.2m的多年平均温度，C；H为相对高程，m,高于测点的取负，低于测点取正。以平顶山为例，气象站测到T1632平均温度为16.6C，由于气象站的1.6-3.2m标高和101孔测点的标高相近，故恒温带的温度为16.8C，与实测值16.9C相差无几。3长周期的气候变化对地壳表层地温的影响地球变暖似乎已被普遍接受。长周期气候变化主要与冰期和间冰期有关。冰期对

16、地壳表部温度的影响如图32。图中的A线为气候长期恒定地区（地面温度为T。）且地下岩性均一条件下的温度深度曲线。假设冰期突然来临，地面温度骤然降至0C,而地下某一面的温度仍保持不变，经过很长一段时间，地壳表部温度终将发展成E线。然而，在有限的时间内，温度一深度曲线将从A经BC发展到D。设D线确立之后,冰盖突然退缩，且地面温度回升到T。(C),则温度一深度曲线将由D经FG发展到H。冰盖的退缩使得地温梯度减小，也使热流值小于稳态平衡热流值。图3-2冰期对地壳表部温度的影响(MisenerandBeck.I960)冰盖退缩后，某个最深度(Z)及时间(t)的温度T(zt)，可用式(3-12)表达:式中，

17、G为冰期或冰盖退缩前的地温梯度；C为比热；Tc为冰盖突然退缩，地面温度由0C突增并保持恒定的温度；：】为概率函数。为了解过去温度的变化对地温梯度昀影响，将(3-12)式改写为将上式微分得=JeCz(3-13)式(3-13)给出了温度突然增Tc之后任一深度(Z)及时间(t)的梯度。长周期气候变化对地下温度的影响深度，较气候年变化的影响深度显著更深。例如在10000年之前发生最后一次冰退地面温度由0C突增至9C,现在保留的影响深度可达1500m，这正是地热学方法研究地球气候变化的基础所在（详见第11章）。3.1.2稳态与非稳态钻井地温测量1钻探过程热扰动与地温测量类型钻井是开展地温测量的常规途径和

18、必要条件。钻井内实施地温测量的介质是井液而非岩石所得到的是钻井内的井液温度而非井壁岩石温度。由于钻探过程破坏或者说扰动了钻探之前的地下温度场，地温场受扰动的程度及完钻以后地温的恢复过程与钻探过程的诸多细节有关。因此，了解钻探过程及其热效应，认知井孔内井液温度与井壁岩石（层）温度的关系及井液与井壁间热平衡过程，对钻井地温测量工程的部署实施和有效钻井测温数据的获得是十分必要的。钻井钻进过程中，钻井液（水和泥浆）将通过钻杆压人井底（钻头端），尔后通过钻杆与井壁之问的环状空间返回地面泥浆池中，形成井液（泥浆）循环。循环的井液在钻井深部段低于原始地温或井壁岩温，对井壁围岩构成冷却；而在钻井浅部段，井液温

19、度高于原始井壁岩温，对井壁围岩产生加热；同时，钻具升降、旋转和钻头摩擦生热也会对围岩和井液产生非均一的加热；此外，在一定压力下，井液在渗透性较高的井壁围岩流动会产生对流型热传递，而井液渗漏时，通常会采取水泥浆堵漏，水泥的固结会产生短期的附加热源，结果导致钻探过程中或钻探结束后相当长时间肉，钻井内井液温度在上部井段高于井壁围岩地层温度，在下部井段低于井壁围岩地层温度，上、下段的深度分界点处井液温度与原始温度相同，该深度点被称之为中性点（图3-3）。02W图3-3钻探过程中井液循环产生的钻井温度扰动盍诂盼3知钻探不仅使得井液温度偏离地层原始地温状态，而且钻探相关的热效应还波及井孔周围一定半径范围（

20、影响半径）的井壁围岩中。于是，钻探作业使得井液和井壁围岩的温度与原始温度发生偏离，这种偏离会在钻探终止、井液循环停止后，经历持续缓慢的热平衡过程而得到逐步恢复。相对而言，井底段经历的钻探时间最短，受到的热扰动最小，所测温度最接近原始地温（图3-3）。钻井的地温测量类型与钻探扰动和井液与井壁岩石间的热平衡过程密切相关。钻探终止后井液温度与井壁地层岩石原始温度之间存在差异，这种差异决定了井液温度在一定时间范围内会随时间发生变化，亦即井液和井壁岩石均处于非平衡或非稳态（瞬态）热状态，此时开展的地温测量称为非稳态地温测量。所获得的为非稳态测温数据，代表的是井内温度在测量时的瞬时温度分布；经过足够时间的

21、热平衡，井液与井壁之间才能再次达至热平衡，井液方能处于不随时间变化的稳定或稳态的热状态，此时进行的地温测量称之为稳态地温测量，所获得的才是不随时间变化的稳态测温数据。只有在处于稳态的热状态条件下的钻井中进行地温测量才能真实反映井液和井壁地层统一的温度状态，才能用于热流和深部地温场研究。钴探终止后，井液循环和附加热效应随即停止，钻井井液内部和井液与井壁岩石间的热平衡强度或速度随时间呈现指数衰减，即初期快速（数小时至数日），随后进入缓慢（数月至数年）的热平衡过程，逐步趋近于稳态的热状态，热平衡的时间主要取决于钻井的深度，深度越大，热平衡的时间越长。处于后期缓慢热平衡阶段的井内地温分布已十分接近稳态

22、地温分布，但又略有差异，通常被称之为准稳态，相应的地温测量结果为准稳态温度数据。图3-4为中国大陆科学钻探井主井的地温多次测量结果（Heetal.,2008）。该井井深5000m,基岩埋深80m,静态水位118m。在钻井完井一周后，于2005年4月2日进行了第一次地温测量，此后分别于同年4月12日、5月15日和6月14日进行了3次地温测量，于2005年3月30日、9月23日分别进行了2次地温测量。重复测温显示,随着静井时间的增加,井内地温越来越趋近理论上稳态热平衡的地温分布曲线（粗黑线），但不同层段的变化趋势和方向是不同的。浅部（小于500m）层段温度变化幅度较大，显著受控于地温测量的季节，即

23、实施钻井地温测量时的地表气温，也与水位埋深有关。进入增温段后，在11501300m深庋段上，不同时间的测温曲线在这个深度上差异最小，此深度段称之为中性点段。中性点以上深度段内地温相对稳态地温偏高，且温度随着热平衡时间的增加趋于下降；中性点以下深度段内地温相对稳态地温偏低，且温度随着热平衡时间的增加而趋于升高。同一口钻井，在非稳态条件下测得的钻井地温曲线的地温梯度相对会偏低。中性点的存在源于井内泥浆循环和井液温度的动态变化中性点的深度则与泥浆循环的深度范围、注浆的温度和压力等有关。稳态条件下的钻井重复温度测量是不会出现中性点现象的。需要特别指出的是，钻井稳态地温测量强调的是井液与井壁岩石之间的热

24、平衡（温度的一致性），与一个地质构造单元是否处于稳态热状态是有所区别的。前者的时间尺度以年计，而后者则以十万甚至百万年计。例如在新生代存在快速抬升与剥蚀的青藏高原地区，其区域热状态尚处于非稳态的热状态，但这并不妨碍我们在钻井中获得稳态的测温数据。此外，中国大陆科学钻探井主井由于工程原因测温探头未能到达井底，结果导致不同次测温曲线在测温线底部未闭合相交。I(KI010015Q1350jririolooo3-4中国大陆科讐钻探井主井不同愉井时阿的地隘测応结星Hl凹汕.2008）145040001,1,入II、6I1S120122124(d)W5D20俯耶申刀工口-颁岁年斗月日20常年5JJI5IJ

25、200:5年7月15Hzone年咅月曲口-2W6年g刃貫口齡412钻井温度的热平衡时间钻井内井液温度达到稳态的时间取决于钻井深度、井径及钻井的过程与持续的时间。钻井越深，井径越大，钻进时间越长，井液温度达到稳态的时间就越长。对于一口井深小于500m的浅井，井液温度达到接近稳态(准稳态)的时间一般需要3天以上的静井时间，此时测得的井液温度与地层温度已十分接近。但需要注意的是，井液温度达到稳态所需时间随钻井深度呈指数递增，对于一口数千米的深井，其稳态时间远不止3天，需要更长时间才能达到准稳态。钻井测温的实践说明，钻井温度恢复平衡的时间是相当长的，理论估算也得出了同样的结论。Bullard(1947

26、)从热传导理论出发，把钻探引起的温度场扰动理想化为在无限大均匀介质中的线性热源、径向热流模型进行计算。按照这一理论模型，假定钻井及围岩温度场的扰动是由沿着钻井轴向恒定热源所引起的。在钻井中，某一研究深度受热源的作用，是从钻头触及该点的那一瞬间开始，直至钻探和井液循环终止时为止。该模型需要进一步假定：钻井中井液的热扩散率与围岩相等；钻进是连续均匀进行的；钻井同围岩的热交换仅以传导方式进行。钻探及其后的时间规定为：t=0,钻头达到所研究深度的时间；t=，钻探和钻井液循环停止的时间，从t=0到t=t的时间为所研究深度经历的钻探时间；t2=t-tl，钻探停止以后的时间。根据径向热流原理，在钻探开始以后

27、，于时间t(tvt1.),在离钻井轴心r距离上温度的变化为式中，Q为沿孔轴的热源强度，即单位时间单位长度的供热量；K为岩石热导率；k为岩石热扩散率；为积分指数，任以后任何时间+模型的温度场.按照钻井屮心存在若口r门至,时间内强度相等的灰热源进行汁覺故终孔后距钻幷轴为丁处的温度干扰址为*=急(-47；瓦(-&)令钳探结束的顒间即t=i.钻井坪壁(r=6I一温度抚动所需的热乐畑度注以Q-则有侖）（316）如杲AT0已知贝IQil0=17=6啟以fl后任何时问的温度扰劫为E一)丁_._AZ1_f_叱、4/rf*当Z備较小时*E【一;O=luN+0.5了儿则工力町改写为根据式(3-18)可以计算温度平

28、衡所用时间。即在钻探时间)、钻井半径(r)和岩石热扩散率(k)给定的情况下，按照一定的允许误差范围，能求出钻井所需静止的时间(t2)。3-2钻井热平衡时间计算们钻探时间a-je103(?KIO钻井半径圧：m工3507302+5510热扩散率k臥005cm-3L312123404115171160140213.1)(16.3)(21.2)(11.3)(17-2(9.9J11.)(14,3平衡时间川天热号吐巳UlOcnr5温度平衡速率：119146135313Q7Qjr厶4709101.066】沙2(11.9)(1.4-6)(l&.5(10.4)(12.4)(15；7)(9.1)(L(Jr7)13

29、+7)热扩故帑片=山)15cm-/5114138m2&93労4B8Dinis1200cnv.-s吃17甜.578100平衡时间站丿天(1.2)n.7(1,2)1.3)(0.7K)1,0)(Tz/n热护散率10.B14.n26344S104(1.06)门+(0.87)(1.13)(1.Od)上述估算结果表明：就整个钻井而言，温度平衡时间相当长。钻井温度扰动幅度恢复99%(即AT/AT0=0.01)所需时间为钻探时间的1020倍，钻井扰动温度幅度恢复90%(即AT/AT0=0.1)所需时间相当于钻探时间的0.51.5倍。(2)平衡时间随着钻井直径加大而延长，随着岩石热扩散率增加而缩短。假如进一步考

30、虑了地下原始温度梯度，并假定在钻探的全过程中，循环于钻井中的井液恒温。在这种情况下，热传导方程中各主要数以无因次量表示，可以得到数值解。在t=tl瞬间钻井温度为Tv。丈lJ7（,F）+M（工L（3-1D）找中.JosN.为笫一类和第二类零阶以塞尔函数F.I二釧用屮其中识为岩石热扩散率訪为孔径半径厂为距钻井中心轴的距离汀为在广处任时问的温度汀辛为原始岩温；几为钻探井液的温度（钻摊期间恒温人对于钻井井壁（即厂=刃的数值解如图3-5所示，图中纵坐标舟表示温度扰动程度.x=；：为钻井壁的温度。横坐标F是以无同次虽表示的钻探停止以厉的时间，曲线上的几碰是以无因次融衷示的钻探时间口图3-5钻井温度恢复与钻

31、探时间的关系根据图3-5，在钻井直径、钻探时间和围岩热性质已知的情况下，可以容易地求得温度平衡的时间。利用此方法估算与布拉德方法计算的结果为同一数量级。各种理论估算都一致认为钻井温度平衡时间相当之长，但需指出以下几点。上述理论估算是建立在热传导理论基础之上的，即井液与围岩之间只通过传导方式进行热交换。但实际上，地下岩石或多或少都有一定的可渗透性，当地下水渗入钻井时，可能存在着热对流作用，将加速钻井的热恢复过程。（2）估算中把条件做了简化，例如把钻探过程视为连缤的和匀速的，而实际上由于各种原因，钻探过程是不连续的，常有间断，而每一次钻探间歇，都可以产生部分温度恢复。于是，终孔后的温度恢复时间必然

32、会缩短。还应强调指出，钻井温度恢复时间与所要求的精度相关，在其他条件相同时，所要求的精度越高，则恢复时间越长。例如温度恢复允许误差率为1%（温度扰动幅度的恢复达到99%）时，平衡时间为钻探时间的1020倍；若允许误差率为10%（即温度扰动恢复达90%）,则平衡时间就可以大大缩短，仅为钻探时间的0.51.5倍即可。设温度扰动幅度为5C,若允许误差率为1%,则要求测温仪器保证达到0.05C的精度；若允许误差率为10%，则要求测温仪器保证0.5C的精度。故平衡时间也是与测温仪器的精度相对应的。测量稳态温度的钻井需要保留相当长的时间，这不是一件容易的事，因为大多数钻井的天然井壁维持不了多久就要坍塌，毁

33、坏，必须安装套管。而安装套管在经济上是昂贵的，不能广泛采用。因此，在地热的实际工作中，应十分注意利用长期水立观测孔和一切保留的钻井进行稳态测温。3恒温带、中性点和井底温度与准稳态温度曲线地热勘探井通常会有系统和多次的钻井地温测量数据，但一般的地质勘探中，往往钻井地温测量只是综合地球物理测井中的一项或者只拥有简易（井底）测温数据，钻井地温测量是在钻探过程中的暂停时期或钻探终止后短时间内的非稳态热状态条件下进行的。这类钻井地温测量数据不同于稳态钻井地温测量数据，需要适当处理后方能提供钻井内真实地温分布的有用信息。相对而言，钻井过程中，井底受到的干扰总是最小。正是基于这一原因，除了可以通过钻井稳态地

34、温测量获得钻井真实地层温度外，还有一种替代方法是在钻进到不同深度时，开展井底地温测量，将不同时间所测得的不同深度的井底温度联系起来，即可获得相对真实的地层温度，这类温度数据的质量类似于准稳态测温数据。在一般地质勘探中，大量的测温工作均采取简易测温方式，即停钻间隔12h的两次测温，所得结果可以获得受泥浆循环影响较小的中性点的温度。采用恒温带温度、中性点温度和井底温度推求近似稳态温度曲线是一种简易可行的资料处理方法。下面介绍剩用这三个关键点确定准稳态地温曲线的方法。1）恒温带温度恒温带是地球内热带的上部边界。在这里太阳辐射影响消失，温度不随季节变化而改变，在特定地热地质条件下，即地形较平坦、岩石热

35、物理性质均一、植被相同、无地下水活动条件下，恒温带温度为一常数值，可据以作为推求准稳态地温曲线的浅部关键点。恒温带的温度与地面温度及大地热流值之间有如下关系：式中，Tz为恒温带温度；Z为恒温带深度；To为地面年平均温度；q为大地热流值；K为岩石热导率；K为地面热传递系数。例如，设To为15C,q为62.8mW/m2,K为2.09W/（m.K）,K为0.0837W/（m2.K）,Z为20m,则恒温带的温度Tz=15.6C。可见恒温带的温度十分接近于当地地面年平均温度，其差值是由大地热流值及热传导条件所决定。由于恒温带距离地表很近，也可用地面（z=o）及地面年平均温度正,代替恒温带温度作为求取准稳

36、态地温曲线的第1个关键点。2）中性点（段）温度本章第一节中已讨论了在一个有相当深度的钻井中,一般情况下,受钻探扰动,上、下两段温度变化方向是不同的,下段井液受到冷却,上段被加热。而在温度恢复过程中,下段井液期着温度增加的方向回升,上段朝着温度下降的方向变化,直到平衡为止（图3-3）。因此在温度变化方向相反的上、下两段之间,必然存在着井液温度与围岩相近甚至相平衡的点（段）,这已为大量钻井测温实践所证实,这个点（段）被称为中性点（段）。在钻井温度恢复过程中,通过相隔一定时间的两条井温曲线,即可求得中性点（段）。中性点（段）井液与围岩温度关系有两种可能：处于平衡或十分接近。前者由于钻探的扰动影响透入

37、围岩的半径为零,围岩的温度已达平衡,因此在温度恢复过程中,此点井液与围岩不再有热交换,而保持温度不变；后者由于中性点所处位置的钻探扰动影响半径不为零,随着时间的增长,围岩的温度逐渐回升,从而与井液产生热交换,使中性点井液温度发生变化,这就是中性点温度在长时间恢复过程中可能产生微缓变化的原因。即使在后一种情况下瞬时测温所得的中性点温度与围岩原始温度相差也不可能太太。故可用中性点（段）作为近似稳态曲线的第2个关键点。在实际工作中，若测温仪器精度高，达到土0.1C，可以采用停钻12h和24h两次测温的方式进行，两条温度曲线的交点即为中性点。若测温仪器精度低，只有土0.1C，则两次测温相隔时间应有一定

38、时间间隔，才能显示出测温曲线上、下井段的明显变化，从而得到中性点。中性点位置深度取决于循环井液的温度与围岩温度的差值。它是钻井温度扰动和恢复过程中的瞬时现象，随着钻井深度加大，井液温度升高，中性点深度逐渐问深处移动。改变循环井液的温度，中性点的位置也将改变。因此，求取中性点的正确做法是在同一次停钻并停止井液循环之后，于不同时间进行两次或两次以上的测温。必须注意在两次测温期间钻井内不应再进行任何扰动。3）井底温度本章前两节的讨论已详细说明了井底温度具有扰动小、恢复快、在停钻短的时间内就可接近稳定的特点。因此，在停钻12h的简易测温所获得的非稳态井温曲线中，其井底温度比其他任何部位（中性点除外）更

39、接近于原始岩温。这里对于停钻24h测到的井底温度的稳定程度作如下的估计：在一般情况下，可以认为温度达到了准稳定，如钻孔半径为5cm、岩石热扩散率为0.0050.01cm2/s时，温度恢复程度相当于温度扰动幅度的75%-80%。为了真正测到井底温度，对钻探提出了严格的要求，务必使孔内洁净，最大限度地减少岩粉沉淀，保证测温时探头能达到井底，这样就能测到曲线靠近井底的拐弯段受井液冷却影响明显减小的井段的温度。在岩性均一的钻井，根据上述的3个关键点可得到准稳态地温曲线。若钻井剖面岩性及热性质有显著变化，近似稳态温度曲线须考虑大的岩性分段，并参照实测的温度曲线变化趋势作合理的延伸，使之接近实际。囹3-6

40、是根据平顶山八矿1320孔相关数据（表3-4）按上述方法推定的近似稳态温度曲线实例。该孔为一勘探钻井，最终孔深598.47m，在钻进过程中，中途停钻两次，每次进行间隔一定时间的两次测温，连同最后终孔停钻两次测温，共取得不同深度的3个中性点数据和3个井底温度数据，加上当地恒温带数据（温度为16.9C，深度20m），一共7个关键控制点，得到该孔一条比较好的近似稳态地温曲线。表3-4平顶山13酣井井温测量数据停钻次序钻井深度m测温中性点井底温度/V次序探度伽日期稳崔时间h裸度伽猱度24G1976.4.12jI248.15224召197.1.1324.513020,8524.913亦197A.5.29

41、朋n43.1041631976.5.30IO1+S34D9233.675591.1976.G.6/I.6in观4765921976.6.734003L3539.32K36100200AW6中性段地m井底温度丹4m、3930匸、0平顶山13-2()孔近似稳态温度曲线实例邓孝尊*i宓)申性段対啊28yc400m.3135总中性点130m20.龄匸井底温度火m21沁或温糜c地温梯度又称地热梯度或地热增温率，它特指地球内部恒温带以下深度地温随深度的变化率。在实际工作中，通常用每0.lkm或lkm的温度增加值来表示；在地热异常区，也常用每10m或Im的温度增加值来表示。在热传导条件下，地壳浅层地温随深度

42、通常表现为线性增加，地温梯度变化不大，但在更大尺度或深度上，例如在固体的岩石圈内，地温梯度随深度并非一个常数，它随深度增加而趋于降低，但也未必是线性递减，取决于岩石圈或地壳的结构及其物质组成。在地壳浅部(0-20km)由于受沉积层和硅铝层放射性生热影响，地温梯度随深度的降低更显著；地温梯度的变化同时也受控于不同深度段岩石热导率值的高低，在相同地表热流的条件下，热导率高则地温梯度降低。地温梯度异常可以用来研究地质构造特征，同时对研究包括油气、地热资源在内的矿产资源的形成与分布也有重要作用。地温热梯度的倒数称为地热增温级，它是地温随深度变化特征的另一种表达方式。在钻井内，地温测量结果通常用温度一深

43、度曲线，即测温曲线来表达。测温段的地温梯度可由特定深度段内温度一深度数据的线性回归来求取。决定地温梯度高低的基本因素是区域构造一热背景和地层岩石的热导率。构造一热活动区，如裂谷盆地、岛弧火山带等对应着高地温梯度；相同热背景条件下，低热导率地层中地温梯度会较高，高热导率地层中地温梯度会较低，比较典型的例子是高热导率（灰岩、石英砂岩层、膏盐透镜体等）与低热导率（泥岩和煤系地层）互层可能导致测温曲线的分段线性，即不同岩性层段具有不同的地温梯度。一些浅部因素，如地下水活动、构造界面两侧热物性差异等可以显著地影响到地温梯度的高低与空间变化，这些浅部因素的影响将随后详述。3.1.4钻井测温曲线的地质涵义1

44、测温曲线的地热地质属性钻井测温曲线直接记录的是不同深度上井液的温度，同时也间接记录了与井内和井壁岩石温度场相关的地热地质过程，诸如导水断裂的位置、含水层的渗透性等。此外，地湿曲线可以帮助确定地下水补给与排泄空间分布、含水层导水能力，以及研究地热田热储的开发寿命等。根据钻井测温曲线，可以判断测温井段地下水活动状态或热传递属性。纯热传导条件下，排除顶部饱气带后，测温曲线表现为全井段线性或分段线性；钻遇导水断裂或高渗透层时，测温曲线会偏离线性，呈现局部升温（上升流）或降温（下降流）；全井段渗透性较高且比较均一时，测温曲线在区域性地下水补给区会呈“下凹”型，而在地下水排泄区会呈现“上凸”型，上凸和下凹

45、的形态与幅度取决于地下水上涌或下渗的速率。测温井段为低渗透性隔水层与下伏高渗透性含水层互层时，根据地温梯度的变化可以判断含水层的埋深及含水层中地下水活动的方向和强度。图3-7展示的是四川盆地多口钻井的钻井测温曲线。除丁山1井外，其他井的测温曲线均表现为传导型的线性分布，但丁山1井呈现的是分段线性，且顶部段和底部段的地温梯度相似，中间段由高地温梯度的上段和低地温梯度的下段组成（图37）。岩心观察和测试发现，上段为奥陶系和志留系的灰岩，下段为中一上寒武统的灰岩，二者热导率差异不大，但下段溶洞发育，渗透性极高。因此，上、下段地温分段线性的原因不是段内岩石热导率差异所致，而足地下水活动的缘故。下段地下

46、水由于断裂的导通，顶、底压力差明显，引起段内地下水向上流动，将深部热传递至渗透性差的上段底部，从而加热上覆层段，产生了上覆层局部段较高的地温梯度（37.3C/km）和对流层段内较低的地温梯度（14.7C/km）。未受地下水对流影响的钻井顶、底层段相连接得到的是未受地下水局部流动扰动的传导性地温曲线（图37）。相对于四川盆地其他中生代层位中的钻井，丁山1井和川5井所在地区的传导性地温梯度与四川盆地其他地区差别不大，但同深度上的地温却偏高，原因在于下古生界灰岩热导率较高，这是两口井所在的川东南地区区域热流较高的缘故。此外，需要引起注意的是，丁山1井中上寒武统的灰岩含水层的渗透性高，地温也高达80C

47、以上，是一个理想的地热开采层。0.51.01.53.035门III井实测地温剖心一WCkin尤对流甦扰动的传导唯地锻讯Mi温世860SOfit耀透性封墙盃k.問海透性对洗圧K滝透隔水坛井号井浇E丁山13340iU.1riUIIVr11J2S0jji为,J.TjXJII555SO20U.T.Uj51540打斷儿兔爲PJt65l330图3-7四川盆地纯传导型和传导对流混合型（丁山1井）测温曲线2地下水热扰动的物理模型在地壳浅部，地下水活动普遍存在。地下水的垂向运动会显著影响地层中的地温分布。反过来，利用钻井测温数据，可以对地下水运动的方向和速度做出评价。下面简单介绍利用温度与深度回归直线所推算的T

48、。恒温带温度T。、钻井的实测地温梯度G和参比地温梯度G*四者之间的关系，识别地下水下降流和上升流的方法。假设在均一的岩层介质中，直线为钻井中不受地下水运动影响的原始地温曲线（图3-8）。当有下渗为主的垂向地下水运动时（图3-8左侧的情况），钻井不同深度上的原始地温将受下渗水流的影响而降低，其降低的程度随深度的增加而减小。当钻井中温度达到平衡之后，直线将变为受地下水影响的传导对流型温度曲线。相反，当钻井中有上升流存在时（图3-8右侧情况），不同深度上的原始地温将受上升水流的影响而不断提高，其增温的幅度随深度而增大，此时钻井温度达到平衡后的温一深曲线为直线。图中温度坐标轴上的T。、T。、T0-分别

49、为钻井温一深曲线、线性回归得出的地表温度。由于为不受地下水运动影响的钻井原始温一深曲线，则瓦值应等于钻井所处恒温带的温度。我们若将温一深曲线、的底端与T0相连，则可得到两条假想的温一深曲线、图3-8受不同类别地下水运动影响的钻井温-深曲线示意图及相应的参比地温梯度G*G*。所谓参比地温梯度G*,是指假设钻井内没有地下水垂向运动时，该处所应具有的地温梯度，数值上等于孔底温度与恒温带温度之差除以孔深与恒温带深度的差值，以区别于钻井中实际观测到的平均地温梯度GG”。在没有地下水活动影响的钻井内，原始温深曲线的参比地温梯度和钻井的平均地温梯度两者相等，即G*=G；在有下渗水流影响的钻井中，地温曲线的；

50、相反，在受上升水流影响的钻井中，温度深度曲线的；为清晰和应用方便起见，将上述三种情况下儿八或冗）和艮&四个参数间的不同关系列于表3-5。我们利用这四个参数的不同比值,备江:J为-Rl.Tp/T.K上K即能判别不同地区地下水运动对区域地温场的影响程度和类别。表H值与地下水垂向运动和岩层热性变化的关系地下水垂向运动:焜F嫔忡上化上层宀LG-1FI下灌上层Al下层VI膏怎的热导率危上层V卜辰、】3钻井测温曲线分析实例根据东南沿海地区部分钻井温一深曲线，用上述方法的分析结果（表36），可将这些钻井分为A、B、C三种类型：A类：“的钻井，如福建的12/ZK17、ZK3101、ZK4104、ZK4203、

51、ZK6710、16/ZK53、ZK001等钻井均受地下水下渗流或上升流的影响。这些钻井全部位于福建沿海地区和龙岩盆地，地下水的补给和排泄作用十分强烈。经与水文地质资料进行对比分析可知，凡受下渗流影响的钻井均位于地下水补给区，而受上升流影响的则处于地下水排泄区。表3话福建部分钻井的斗、二；怙井堵测温滋度L孔底温度巩T,/fr/f3(X.-kin)/km地下水活豹特点建阳640437325.620.11乩】16.217.g嚴安ZK211122.J!J,yiy.e也623,0清流12/2K176?C.i30.&20.015.!JJ6.82V.3地下爪下期建宁ZKSil便昭.S29.02t).129.

52、n乩麻地F/K做匕沙且.2K(X13ai31.S21.223.3t21.综地F术上升曲平SF3192fi.921,320.J9.21*7水宙ZK1山】27.021.121.115.913.fl安溪ZK31D1瓯J23*016.85.014.0地下水下渗闽侯11：121719-4ZLUJS.s15.5CLrZ5rI地下水下豫平和伽295乩0也320.72.010.0甩下水下淞泉州地嵐台几150瓯0蚣甘9MIL“13.2局都有影响龙岩ZK67021.12L915.ti15.6df-1地下出下渗即武龙斗ZK14閔037.0ISJJ31.G&89.1地卜水匕升宁化禾口6027.0臥g19.040.21

53、0.t)谊田周戰1井19040.fi22.329.412fi.A61+l堆下水匕升大田16/ZKu366031.02o,y15.719.223.7竝F水F滲龙目F.坑6-330031.I211.9器.252+933.7地下水上升福淸ZK300521023.121.72u.o22+217.1同部冇母响B类：如福建的ZK6404、SK5、ZK1等钻井，地下水运动影响十分微弱，是进行热流测量的理想钻井。C类:HlJ.如福建泉州地震台的长期观测孔，在30110m井段内表明110m以下有地下水活动存在，在120m处的温度突然由24.5C增至24.8C，井底温度也相应增加，从而出现的情况。因此，当一个地区

54、钻井的温度资料足够多时，我们可以根据各钻井的值圈定受地下水上升和下渗影响的地区，并确定地下水运动对温度场的干扰程度。3.2岩石热物性在大地热流研究中，岩石热物性主要指的是岩石的热导率、比热（热容量）、热扩散率和放射性生热率等物理性质。岩石热物性直接影响到地球内部各圈层岩石中热的传递、储存和生成，是地表热流、地球内部温度分布和热传递研究不可或缺的热参数。生热率将在第6章中详述，本节着重介绍岩石热导率和比热。3.2.1岩石热导率岩石热导率表示岩石导热能力的大小，即沿热传递的方向单位长度上温度降低1C时单位时间内通过单位面积的热量，单位为w/（m.K）。岩石的热导率主要取决于岩石的化学成分、矿物组成

55、、结构和构造、孔隙度、含水状况、温度和压力等。不同岩石由于其矿物成分、结构和构造不同，其热导率也各不相同；同一类岩石，由于岩石中矿物组成比例、结构的差异，其热导率会存在一定的变化范围。通常可以在加热的条件下，测量岩石中热的传递，即温度的变化，从而获得岩石的热导率。根据热源的类型可将热导率测试方法分为稳态法（如分棒法）、非稳态法（红外加热法）和准稳态法（探针法）。稳态法的特点是测量过程中需要等到样品内的温度场达到稳定状态，不再随时间变化，该方法适合于高温条件下的高精度热导率测量，但仪器结构夏杂、测量效率低；非稳态或准稳态法测量过程中样品内的温度场随时间变化，测量精度低于稳态法。对于高热导率材料，

56、稳态和非稳态方法的测量精度差异会较大，但对于热导率普遍较低的岩石样品，其差异不大。图3-9概括了各类岩石热导率的变化范围。显然，松散的物质如干砂、干黏土和土壤的热导率最低，湿砂、湿黏土及垆坶与某些热导率低的坚硬岩石具有相近的热导率值。在沉积岩中，煤的热导率最低，页岩、泥岩次之，石英岩、岩盐和石膏的热导率最大，砂岩和砾岩的热导率值变化大。岩浆岩、变质岩热导率一般介于2.1-4.2W/（m.K）。中国科学院地质与地球物理研究所地热实验室对我国部分岩类的测试结果表明，同类岩石的热导率值也有相当大的变化。这是由于许多岩类，特别是沉积岩中的砂岩、页岩和砾岩等的结构、成分有相当大的差异所致。在实际工作中，

57、无论是进行热流测定还是矿井空气与围岩热交换计算，均需在当地采集相当数量的有代表性的岩样，通过实测来确定热导率值，经验热导率值未必能代表研究区的实际情况。1岩石热导率与其矿物组成和化学成分的关系不同矿物的热导率是不同的，表37列出了常温下主要造岩矿物的热导率值。岩石热导率的高低取决于其造岩犷物热导率的高低。对于结晶岩及致密岩石，可通过镜下对矿物的鉴定和统计，按式(3-21)和式(3-22)分别估算岩石热导率的上、下限值。o5Afmcul.-ttir11|tO工JAH/rw1mK)1表3-7主要造畧矿物的热导率翔普BirthandClarkl40?BeckvtaL【9血资料综合)mcal.cm*s

58、*)W/Cm*KJ匿石.白云环、第云畔.祢右类4,51.E&黑云砒、举耀孑ia0Z51磁铁旷EL53.丽角阿打挥石、賊槛石IO.0山19方云行.菱像矿13.05.4417.01.12式中，K、K1为岩石热导率的上限、下限值；a1a2、a为各种矿物的含量(体积百分u112n比)；匕、k2、k为各种矿物的热导率。12nBeck等(1956)对岩浆岩的热导率和其矿物组成的关系曾作过较详细的研究。他们选取了5个岩石样品的数据作为例子，先通过分棒法测得实测热导率值，再依据表3-7中的矿物热导率数据，分别用式(3-21)及式(3-22)计算获得统计热导率值。实测值和计算值相比较(表38)显示：实测值均在计

59、算值的上、下限范围内，这说明用估算岩石热导率值在一定程度上是有效的。表3-8岩石热导率实测值与按矿物组分计算值的比较讨垮I如kcial.-103(；)矿物组分/%热导(m*K)石英黑云4沁石正长绿混碳械盐輝石石充填物实测值计殊1.(限值徹粒花岗岩7.95.80.837,770.2工893.68(2.60)粗粒花崗岩迄653.14.03.3.60(2.W3斑狀花岗岩37.01.55.11乩231,33.II3.阳细晶岩32.157.21.19.33,313.56(2.17)石英闪长岩13.83,H42&1,3细61.2fit7L82.723.27(2,60)岩浆岩热导率与其化学成分的关系可用下式

60、表达：K=“+年(3-23)式中，a为与岩石平均原子重量M有关的函数，其经验值为39.03.25Mmcal/(cm.s.C)；b为常数(=1.30)；p为密度。按岩石化学成分计算的热导率与实测值的比较(表3-9)表明：酸性岩的计算值和实测值十分接近，而基性岩的则有较大差别。计算值和实测值之差值(AK)的大小随标准石英含量()的增加而减小。表9岩石热导率实测值与按化学成井计算值的比较15)71)岩石解称平均惊犷质凰嗣热导率/郴(m*K)-2U%实测傥卄算值卜；.AKN：jKt正悅斑柠7-1621.252.272.360.03I.06花岗岩2.64221.7；i2.882.5(fThMX汛35花岗