地热学_chp4.ppt

1、地热学Geothermometry,成都理工大学 Mao Lifeng 2008年9月1日,Chp4 地球内部的热状态,4.1 地球的圈层结构 4.2 地球内部的温度 4.2.1 地壳浅层的温度 4.2.2 恒温带的温度 4.2.3 地壳深部温度估算 4.2.4 地球深部的温度估算 4.2.5 地球的热历史 4.3 地球内部热的传递 4.4 上地壳的热状态的影响因素,Chp4 地球内部的热状态,深矿井温度增高、温泉和火山喷出炽热的岩浆等等事实，都告诉我们地球内部是热的。在地壳表层，由于太阳辐射热的影响，其温度常有昼夜变化、季节变化和多年周期变化，这一层称为外热层。外热层受地表温差变化的影响由表

2、部向下逐渐减弱，外热层的平均深度约15m，最多不过几十米。在外热层的下界处，温度常年保持不变，等于或略高于年平均气温，这一深度带称为常温层。在常温层以下，由于受地球内部热源的影响，温度开始随深度逐渐增高。世界上不同地区地温梯度并不相同，如我国华北平原约为12，大庆油田可达5。据实测，地球表层的平均地温梯度约为3；海底的平均地温梯度为48，大陆为0.95，海底的地温梯度明显高于大陆。地温梯度是据地壳浅部实测所得的平均值，一般只适合于用来大致推算地球浅层（地壳以内）的地温分布规律，并不适用于整个地球内部。如果按平均100m增温3计算，至地壳底部地温将超过900，到地心将高达200000的惊人数值，

3、在这样的温度条件下，地球内部除了地壳以外当绝大部分处于熔融甚至气体状态，这与地球内部绝大部分可以通过地震波横波（即主要为固态）的观测事实不符。,Chp4 地球内部的热状态,根据放射性年龄测定，地球的平均年龄约为46亿年。自从地球形成之后，它经历了连续不断的热演化过程。地球目前所处的热状态可用直接和间接的方法作出估计。但是随着深度的增加，估计地球内部的温度越来越困难。目前，即使在研究程度较高的地区，都难以绘出10km深度范围内地壳精确的温度图，根据计算现代温度状态的不定性，就可以想象在描述地球46亿年历史的热演化时是何等困难和不确定。 地球内部的热状态必须用时间和空间的函数来加以描述，尽管作了很

4、大的努力，这种因数关系仅对现今地球表层才比较清楚。因此将上地壳的热动力学与地球内部深处的热动力学分别对待比较恰当。 为了弄清发生于地球内部的各种作用过程。必须研究地震学、重力测量、大地测量以及地磁测量的间接观察结果。根据各种地球物理方法辨认出来的异常，将相变的平衡条件赋予地球内部。只有这样，才有可能估计出地球内大部分区域的温度。,第一节 地球的圈层结构,为了了解地球内部的温度分布状况，弄清楚地球的圈层结构是前提条件,如何了解地球的内部圈层构成？,2、划分依据：地震波,3、圈层的划分(如下图所示),较 快,较 慢,固体、液体、气体,固 体,都随所通过物质的性质而改变,当地震发生时，陆地上的人们有

5、什么感觉？,先感觉上下 震动,再感觉 到水平摇晃,1. 了解地球内部知识主要通过对地震波的认识,33,2900,速度千米/秒),地震波的速度与地球内部圈层的划分,莫霍界面,古登保界面,地壳,地幔,地核,上地幔,下地幔,外核,内核,莫霍界面,古登堡界面,2900,33,地壳,地幔,地核,上地幔,下地幔,外核,内核,上地幔上部存在一个软流层，这里可能为岩浆的主要源地,温度、压力和密度 很大,1、由岩石组成的固体外壳 2、厚度不均，大洋部分薄，大陆部分厚,圈层的划分：,思考、探究：,除了可以依靠地震波，想一想还能通过哪些渠道或方法获取地球内部的信息？,火山喷发的物质,温泉、热泉,遥感技术,其他,改进

6、钻探技术,地球内部圈层结构及各圈层的主要地球物理数据,4.2 地球内部的温度,藉助于深钻孔也只能直接测量地壳表层的温度，而地壳内部的温度无法直接测到，姑且不说地球内部温度有多高，就是硬岩石层也不好钻探，目前钻孔最深记录是在俄国的科拉半岛，钻孔深度达13千米，但是这与地球的厚度(6400千米)相比，则好像是用指甲挠西瓜的皮似的，显然，这样直接探测地球内部温度是相当困难的，地壳深部和地球内部的温度只能根据间接的方法加以推测。深部温度推测的方法主要是根据浅部的测温资料向地壳深部外推；或根据地球物理及地球化学资料间接推断地球内部温度；此外还可通过理论估算地球剖面的温度。,4.2.1 地壳浅层的温度,地

7、壳浅层是目前能直接测量温度的深度范围。地壳浅层的温度分布状态从地表向下大致可分为三带：变温带（外热层）、恒温带（中性层）和增温层（内热带）。如下图。,4.2.1 地壳浅层的温度,地表的温度取决于接受太阳的辐射热量与地壳热景损耗之间的平衡，地表接受太阳辐射的总热量约为1.3l023J/a，而地壳表面吸收的总热量5.8l019J/a，前者比后者大4个数量级，所以地表的温度状况，主要由太阳辐射热所决定。由于太阳辐射热存在着日变化、年变化和多年变化的周期性变化，故地下温度也随之变化，形成了变温带。温度的变化大体与正弦曲线相符，其幅度随深度而减小。一般情况下，日变的影响深度在I2m，年变温带的深度为15

8、30m左右。多年变温带中长周期性(35一100a)的影响深度可达数百米。温度对深海沉积物表层的影响一般是很小的，可以忽略。 变温带之下，地球内部的热能与太阳辐射热能的影响达到相对平衡的地带，称为恒温带。恒温带一般很薄其深度范围因地区而异，且温度在各地也不一样，主要与地区纬度、气候条件、地质环境及植被等有关，一般高于当地平均气温12。在实际工作中，通常所谓的年恒温带的深度，是年温度变比幅度小于观测精度的埋藏深度(目前所用仪器精度为0.1)。其深度一般为20一30m，比理论值略大。 恒温带的深度和其相应的温度，在一定程度上反映了一个地区近地表处浅层的热状况。在实际工作中，它对于地温场的评价、深部地

9、温场预测及地热资源的普查和勘探，都是很有用的参数。 恒温带之下为增温带，此带的地温状况和温度场主要受控于地球的内热。一般情况下，越向深处温度超高，但到一定的深度后，增温的速度逐渐变缓，也就是说，地壳浅层的温度随深度不是线性的关系。从地质角度来讲，浅部沉积盖且的地温梯度大于其下部基岩的梯度.,4.2.2 恒温带的温度,地壳最上层的温度受地面温度周期件变化的影响，是随着深度的增加而衰减的，至一定的深度，地表温度变化对深部的影响渐趋于消失，该深度的地温基本保持恒定。这里所谓基本保持恒定，有两方面的原因：一是指观测精度有限，如果我们所用的仪器的测温精度为0.1 ，则小于此数量级的变化就观测不到；另一是

10、因气温和地面温度的变化每年都不同，严格来说，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，实际工作中我们完全可以看作不变。地温常年基本保持恒定的层、带称为恒温带或中性层，即地下某一深处太阳辐射热影响已察觉不到的带、层。年恒温带一般很薄，有时可视为一个面。恒温带以上，地温受太阳辐射热影响而具有周期性变化，称为变温带或外热带。恒温带以下，地温的变化主要受制于地球的内热，随深度增加而不断增温，称为增温带或内热带。恒温带则视为内热带与外热带二者的分界面。 年恒温带的深度和其相应的温度，在一定程度上反映一个地区近地表处浅层的热状况。在实际工作中，它对地区地温场的评定及深层地温的预测，地

11、热资源的普查与勘探，都是十分有用的参数。,4.2.2 恒温带的温度,一个地区的恒温带深度与温度，可在一个或一组浅钻孔通过地温长期观测来确定。必需注意，所选观测孔位要能够代表该地区的自然条件。在矿区和农田井灌区附近，要避开排水及灌溉的影响，在地下水位过深时，不宜作观测孔。一年之内，地温观测的次数最好每月一次，也可以每季一次。按各次的观测数据作出深度-温度曲线图，找出温度变化趋于恒定的层段，从而确定年恒温带的深度和温度。 根据我国的钻井数据，我国各地区恒温带的深度一能为2030米，比理论计算值大，实际应用时可作为下限看待。恒温带深度大于30米的，主要与地下水位埋深较大有关(1015米)。至于恒温带

12、的温度，略高于当地多年的平均气温，而与多年地面平均温度相接近，并呈现出随纬度增高而递降的规律。,4.2.2 恒温带的温度,一个地区如无直接观测资料，在实际工作中，可将一个地区的年恒温带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，也可按下述经验公式估算： 式中， 为该区深度1.63.2米的多年平均温度()；H为相对高程(米)，高于测点时取减号，低于测点时取加号。以河南平顶山为例，气象站测到的 平均温度为16.6，因气象站的标高和101孔测点的标高相近，故恒温带的温度为168，与实测的172相差无几。,4.2.3 地壳深部温度估算,

13、利用浅部测温结果进行地壳深部温度估算，必须具备三个基本参数：大地热流值、岩石热导率及生热率。基于热传导方程，当岩石热导率及生热率不随时间及位置而变化和在稳定热流状态下，地壳深部温度可按下式估算： (1) 若岩石生热率随深度减小，并按指数分布，则该层中深度z处的温度为: (2) 以上两式中， 为地下深度为z处的温度； 为地表温度；q为地表热流；A为岩石生热率（随深度分布保持恒定）；k为岩石热导率；A0为地表生热率（随深度按指数分布）；q0为通过计算层底面的热流；D为常值，变化范围为7.510km。,4.2.3 地壳深部温度估算,由上述可见，岩石生热率随深度分布的形式对温度计算影响很大，它涉及地壳

14、放射性元素分布状况。总所周知，放射性元素集中在地壳最上部十几km范围内，但在这十几km范围内又作如何分布，目前大体有三种模型： 热源强度不随深度而变化，称为“恒定模型”或“阶函数模型”； 热源强度随深度作线性减小，称为“线性模型”； 热源强度随深度作指数函数减小，称为“指数模型”。 拉钦布拉认为指数模型与实际情况最为接近，并与地壳中放射性元素分布的地球化学资料相一致。,4.2 地球内部的温度,4.2.4 地球深部温度 利用地壳浅部测温资料推测深部温度的方法，在岩石圈以下就不适用了。因为地球内部热状况与其明显的不同，一是放射性元素集中于地壳最表层十几km范围内，在地壳浅层测量到的地温梯度远比深处

15、大；二是地球内部除热传导外，温度越高，辐射传热所起的作用越大，这就增加了深处地球物质总的传热能力，使地温梯度相应降低。如以地壳浅部地温梯度2.53oC/100m直接推测至地下6371km处的地心，温度将高达一、二十万度，整个地球将被熔化，这与客观事实不符。 目前，人们对地球内部温度状况的了解主要通过两个途径：一是根据有关的地球物理、地球化学资料加以间接推断；二是藉助于理论计算。,4.2.4 地球深部的温度估算,间接推断需依据两部分资料： 地震波在地球内部传播的情况，藉以确定地球各圈层物质状态。总所周知，剪切波（S波）不能穿过液体物质，压缩波（P波）在各种介质中的传播速度也不相同。上地幔顶部局部

16、熔融软流圈即为P波低速带(7.8km/s). 综合各类地震波在地球内部传播情况及其它地球物理资料，目前推断地幔基本为固态，外核为液态，内核为固态。 高温高压室内试验资料，以此确定地球物质在不同压力下的熔点，从而判断出不同深度上的温度。普雷斯（1974）根据安德森等人所做的高压下铁的熔融曲线，结合地球物理探测资料给出了地球内部温度分布的推测曲线，看来比较合理：,4.2.4 地球深部的温度估算,F Press（1974）给出的地球内部温度分布曲线中的几处典型的温度值为： 100km （上地幔顶部局部熔融开始） 11001200oC 400km (上地幔橄榄石尖晶石相变带） 1500oC 700km

17、 (尖晶石FeO、MgO、SiO2相变带，上下地幔界面） 1900oC 2900km (地幔地核分界面） 3700oC 5100km (内、外地核分界面） 4300oC 6371km (地心） 4500oC 对地球内部温度进行理论计算存在着不少困难，主要是赖以计算的许多参数的不定性很大。所以，不同时代、不同作者给出的地球内部温度分布，差别很大。,4.2.5 地球的热历史,地球的热历史与地球的起源、演化有密切关系。要计算和演绎地球的热历史，就必须了解地球的初始温度，这就涉及地球起源的一个问题。 目前，关于地球起源问题，主要有两种观点。一种认为，地球是从急速旋转的原始太阳中分离出来的，原始太阳是一

18、团炽热而又旋转的星云。由于旋转的速度加快，使太阳两极的物质不断向太阳的赤道集中，以致从太阳的赤道上甩出许多物质，在太阳周围形成旋转的圆环。这个环上的物质后来集结在一起，这个过程一次又一次地重复，就形成了包括地球在内的九大行星。另一种观点认为，在万有引力的作用下，太阳不断地从宇宙中捕获大量的星际物质，其中包括宇宙中的大量微细粒子。这些星际物质在太阳周围逐渐紧密地结合在一起，最后形成了地球和其他行星。,4.2.5 地球的热历史,从这两种地球起源观点出发，随之也就产生两种对地球内部热状态和热历史的不同解释。持第一种观点的人认为，从太阳中甩出来的原始地球的温度一开始就很高，以后逐渐冷却，地球内部的热量

19、是原始地球的残余热。这种观点提出后，在很长一段时间你一直占统治地位。但是后来的研究发现，原始地球向宇宙散热的速度很快，按地球的年龄计算，远不能使地球维持现在的热状态。单纯的残余热学说使解释不了这一矛盾。20世纪初（1903年）当发现发射性元素以后，有人对地球内部热状态和热历史做进一步的研究，认为反射性元素衰变产生的能量是不断地补充由地球向宇宙散失的热量，从而大大地延缓了地球的速度。 持第二种观点的人认为，由冷的星际物质集合而成的原始地球的温度并不高，以后主要是因为星际物质中的放射性元素蜕变放热，才使地球内部逐渐聚集起越来越多的热能。 从上述介绍中看出，持两种地球起源不同观点的研究者，虽然在对地

20、球的原始热状态和有无残余热等问题存在很大的分歧，但却都承认地球物质中放射性元素蜕变产生的热能，在地球的演化中起有重要的作用。,4.2.5 地球的热历史,自20世纪40年代以来，越来越多的研究者对高温起源学说的科学性持怀疑态度，因为从天文观测资料和地球上所搜集大量地质资料用高温起源学说去解释是难以自圆其说。因此，越来越多的学者倾向于持地球是由一些低温的尘埃、气体和陨石等原始星际物质结合而成的观点。这些原始星际物质在其相互碰撞、集聚过程中，大部分动能转换为热能，由于它们的导热性能差，其热量散失的缓慢，从而有可能将其热能聚积起来，使原始地球内部的温度得以升高。 据统计，原始的地球内部的平均温度在10

21、00左右。在47亿年以前的地球已作为一个独立的星体出现了，但是由于温度尚未到达原始星际物质的熔点，因此当时的地球仅是一个未曾分异和较为均质的“混浊体”。当原始地球生成以后， 星际物质碰撞产生热和动能转换能就逐步退居“二线”，而隐居在地球内部的放射性元素，在受周围高温条件的影响下，其衰变产生的热能逐渐进入了主要角色。据有关专家的推算，45亿年前地球的放射性物质生成的热量是现在的7.5-8倍,当时的平均地温梯度高达每百米15.在这样的情况下,原始地球内部的温度将呈继续上升的势头.,4.2.5 地球的热历史,下图是T.C.韩克斯等人推算出不同时期地球内部温度变化曲线。从图中看到，原始地球生成后的5亿

22、年内（约4042亿年前），地球内部的平均温度已升至1500，5亿年后（3537亿年），地表下400800km处温度已达到与该深度相应的压力下的熔点，铁一旦熔融，将不断向地心集聚，于是又能大量释放出由动能转换的热能。这部分的热量将使整个地球的平均温度升高到2000，致使绝大部分的地球物质呈熔融状态。,4.2.5 地球的热历史,国外一些专家为研究地球的演化过程曾进行过多次模拟计算，认为即使在30亿年或45亿年以前的地球仍处于低温状态，但随着时间的进程，其内部的温度却会迅速升高，使部分地幔熔化，铁质集中到地球的中心变为地核，而轻元素则集中在地球的表层形成了地壳。 综上所述，在原始地壳分异过程中，温度

23、起着决定性作用，可以说地球内部生成和储存的巨大能量，是使整个地球发展的内在推动力，整个地球的发展史在一定程度上也可视为一部地球自身的热发展史。,4.3 地球内部热的传递,地球内部的核心温度高达30004500oC, 这么高的温度必然要向地壳的冷端，也就是向地球的表层传递热量。传递的方式主要通过三种：一是以传导的方式通过固体岩石向外传递；二是通过加热地下的流体之后，对流方式向外传递；三是以炙热岩浆向上位移的方式来传递。当然不定期的还有其他向外传递方式释放热量，但均属次要影响。上述三种传递方式分别称为大地热流，温泉活动和火山活动或岩浆侵入活动。 通过热传导作用，从地球内部向地球表面传递的大地热流量

24、是岩石的热导率与地热梯度的乘积。因此，测量一个地区的大地热流量，就必须首先确定和测量该地区具有代表性测点的地热梯度和地下岩石的热导率。通过计算现在已经知道，地球表面每年从地球内部获得的大地热流量为1.071021J，这一热量的量级比起地球表面从太阳获得的热量要小一千多倍。全球的大地热流平均值为6.710-16 J/(cm2s)。在地热学中，亦把4.1810-16 J/(cm2s)定作一个热流单位，简称HFU，因此把全球的大地热流平均值就简化用1.6HFU表示。,4.3 地球内部热的传递,地球表面大地热流值的大小差异主要受控于区域地质构造影响。在大洋中脊上，由于海底的扩散，来自地幔炽热岩浆的出没

25、，使大洋中脊的热流值明显高于其它地区，可达35HFU。离开大洋中脊的热流值，由近至远逐渐降到1.21.5HFU。在板块的另一侧是俯冲带，重质量的大洋板块俯冲接触处形成海沟。由于是“体温”很低的大洋板块向下俯冲到地幔，所以在俯冲形成的海沟区域其热流值会下降到只有1HFU。如果俯冲板块前端冲进到轻质量的上覆板块之下，由于板块间的重力摩擦后的生热作用会出现局部熔融的安山岩浆，当岩浆向上运动或喷出，将会形成高热流区，热流值可高达35HFU。,4.3 地球内部热的传递,图中显示根据各地区热流值变化与相对应于板块构造位置绘出的两者之间的关系图,板块构造和热流曲线变化关系示意图,4.3 地球内部热的传递,近

26、年来我国也开展了大地热流值的测量这方面的工作，虽然测定的区域范围和测点数据并不很多，但从现有的数据也能或多或少地说明热流值的高低和地质构造之际关系相连。在华北平原区实测的热流平均值为1.47HFU,与全球平均值1.6HFU相近。在西藏高原上的羊卓雍湖、博莫湖测量的大地热流值分别在34HFU之间。明显高出全球的平均值，这很可能与高压所处于南亚欧亚大陆板块汇聚这一地质构造背景有关。有人曾对我国960万平方公里的大地，每年通过传导方式释放的热量进行过估算，若以全球热流平均值1.6HFU为基数,其排出热的总量应为2.031019 J/a，折合成6336亿吨标准煤燃烧释放的热量. 通过加热地下流体,以对

27、流方式向外传递的热量也可以计算。通常我们在野外对水热活动区的温泉考察时，必须测量到温泉的水温、流量以及调查到的当地多年年平均气温，只要有这三大要素，就能计算出对流热流量。假设，温泉水温为90，流量为1L/s，年平均气温为15，水的比热容为已知，即使1g水升高1所需热量为4.18J,则这一温泉所放出天然热流量为75000cal/s(313500J/s),或换算为2.371012cal/a (9.91012 J/a)。假设我国有温泉2500处，水温70，流量1L/s，年平均气温区10，计算出通过对流释放的热量为4.71015 cal/a (1.961015 J/a)这一热量仅相当于大地热流量的千分

28、之一。导致这一差别的出现，关键是出露温泉数量少，流量相对也小，当然对流传导所散失的热量也将相应减少。,4.3 地球内部热的传递,火山与岩浆活动也是一种热传递方式。来自上地幔而且其体温高达8501250的岩浆，当它穿过地壳喷出地表形成火山活动区后，必然会释放出大量的热量。有人曾对1883年印度尼西亚的喀拉喀托火山喷发是喷出物所释放出的热量作过估算，大约为7.21020 J。此次喷发为期2天，能放出如此数量的热，必须在每一秒钟内把热以持续喷发形式携带到地面上来。上述介绍的实例虽然能释放出很大的热量，但是这样的火山活动属于典型的分散的，作为全球的活火山活动区分布，毕竟是有限的。那么世界各地的火山活动

29、究竟能够从地球内部携带出多少热量呢？假设地球在45亿年历程中，全部地球曾以熔融态的岩熔上升到地表，地壳大地质量假设为2.451025 g，1g岩熔由1000温度冷却到0的热损耗量为1672J，则地幔岩熔流平均每年的热传输量为乘以1672J/g，再除以45亿年，得出每年的热传输量为9.21018 J。然后用地球的表面积去除，得出的平均热流量仅只1.3610-2HFU 。它与大地平均热流值相差甚大。如果以45亿年历程中，火山活动释放热比较，大地热流传导释放热量则显得微乎其微了。,4.3 地球内部热的传递,那么地球内部究竟有多大的热含量？回答这一问题可以说既容易但也难。原因很简单，容易在于地球的热含

30、量就是地球的质量与地球内部平均温度和地球内部平均比热容的3项乘积。但是难在这3项数据如何定量、如何取定。从目前科技发展的水平来看，3项数据只能推测、估计和假定，因此得出的数据也只能是估算、推算。即使这样它对我们研究地球内部的热来讲也是十分有参考价值的。有人把平均温度假定为2000，质量推测为61030g，平均比热容估计为1.05J/(g)，估算出地球内部的热含量为1.251031J。上面已阐述过地球通过传导损失的热量为1.091021J。两数相比，前者要大于或者100亿倍，也就是随今后的100亿年内，整个地球内部的温度由于变冷将达到目前地表的温度时，地球的内热至少能在下一个100亿年之内能够保

31、持大地热流量的平衡。 上述的结论虽然建立在估算的基础上，但它仍能充分地说明问题，那就是地球名副其实的是个大热库。,4.3 地球内部热的传递,地球的热损耗： 火山、温泉和地热带的热损耗：全球火山喷发每年可带出的热量为3.01019J/a，全球温泉和地热带每年释放的热量为2.01018J/a。火山喷发物要比温泉、地热带释放的热量大一个数量级。当然，由于海底热量的释放还无法搞清楚，实际上全球由于这种因素释放的热量应更大些。 地震释放的能量：地震以波动能的形式释放能量，可根据熟知的古登堡-里氏公式进行计算lgEsJ=1.5Ms+4.8，其中Es为地震释放能量；Ms为地震震级。总量取决于7级以上的地震数

32、。对19001977年间7级以上地震数和上述公式计算的地震波能量的年变化有，年平均估算为Es71017J/a。金森（1977）估算地震释放的弹性波动能采用 的公式：EwsJ=M0/(2104）。式中，M0为地震动量（瞬时）。金森将1920年至1976年统计的7级以上地震波动能的年变化。年平均释放能量估算为Ews=4.51017J/a。 大地热流：全球平均大地热流密度为61.5mW/m2，将其乘以全球表面积，得到一年间由地球内部流出的热量为9.881021J/a。这一数值远比由火山喷发的能量及地震释放的能量要大的多。但是，计算全球热流量中，可能包括一部分洋底的火山及岩浆活动释放的热能和地震波动转

33、换的热能。然而，不管怎么说，地球内部传递到地表的能量，最主要的是由固体传导传热的形式形成的大地热流量。,4.3 地球内部热的传递,地球内部的热平衡： 生热的热源：放射性元素生热、地球的重力热（原始地球是一个未曾分异、较为均质的低温尘埃、气体和陨石物质的“混合体”。它们发生聚集，体积收缩形成地球。地球收缩时释放的重力能和物质碰撞动能转换的热能也是一种长期有效的热源，其中部分热能作为辐射能由地表向外空散失，另一部分将地球加热。这是地球物质在重力作用下，向地心集中时由位能转换成热能。它在地球形成初期及以后核、幔分异过程中曾起过很大作用。）、其它热源（潮汐摩擦热、化学反应释放热，前者是由于月球和地球之

34、间相互吸引而产生的摩擦热量，有人估计为4103J/a，占地球每年生热量的比例甚小；化学反应释放热：地壳中最主要的放热化学反应是硫化物的化学转变，这种作用形成局部热源，可以引起地热异常，但对地球的热能及热平衡并不重要。 地球的放热：火山喷发耗能、温泉、地热耗能、大地热流量等。,地球内部的热平衡,地球自形成之后，经历了约45亿年的漫长演变过程，从全球的角度考虑其热运动及热源和热能量的损耗，地球每年的生热量与损耗热量，基本达到了平衡状态。下表为地球热能的收支情况，从统计结果看，地球热能损耗略大于生热量，然而这是非常粗略的估计，还有一些与热平衡有关的生热与损耗未被人们所认识。,4.4 上地壳的热状态的

35、影响因素,在钻孔中所测量的温度仅对该特定的时间和地点有效，许多环境因素影响测量：第一，地下温度场可随地表温度而变化，如地表温度周期性的日变化和年会化，以及长期的气候变迁。第二，地表形态和邻区地壳的地质结构也会影响地温场。第三，水的运动和构造事件，能以对流而非传导的形式传递岩石中的巨大热量，从而影响地温场。所有这些影响因素，再加上来自上地幔和下地幔的热流产生了地壳的热状态，后者具有可测量到的时、空变化。 4.4.1 气候变化对浅层温度的影响 到达地球表面的太阳能远远大于从地球内部向上通过地壳流出来的热能。因此，太阳能是决定地球表面温度的主要因素。太阳的辐射强度称为太阳常数，其值为Qs136kwm

36、2。该值只对垂直于太阳光线方向所测得的日地平均距离有效，且忽略地球大气层的影响。太阳常数值只能精确到百分之几，因为总的能量光谱难以确定，此外，还可能受太阳活动的影响。,4.4.1 气候变化对浅层温度的影响,太阳光谱可按照能量划分如下： 可见光 49 红外线 42 紫外线 9 入射到具有地球半径r的环形截面上的总辐射能量： （1） 大约有30的入射能量反射回太空。这种性质就是人们所知道的地球反射现象。反射能量的光谱组分与入射能量的光谱组分不同，因为可见光段的反射率大于红外光谱的反射率。 就辐射能量而言，由于入射和反射能显之间存在着平衡，因而地球表面处于热平衡状态(即稳定温度状态)。这就是地球表面

37、的情况。因为辐射表面乃是整个地球表面，所以辐射能可用司蒂芬波尔兹曼定律给出： （2） 其中，斯蒂芬波尔兹曼常数 由（1）和（2），并考虑地球的反射效应，可得地球表面的平衡温度：,4.4.1 气候变化对浅层温度的影响,但是，全球平均观察温度值为T14oC，明显偏高。短波太阳能向地球长波热辐射的移位造成这种差别。大气中的多原子分子，尤其是水分子，吸收长波辐射，然后再把它辐射回地球。其结果增高了地球的表面温度。因而，我们所感受到的地球舒适的表面温度，不仅必须归因于初始的太阳辐射，而且还归因于大气的作用。因此，大气温室效应对浅地表的影响不可忽视。 大气的温室效应导致温度的升高，温室效应使平均表面气温提

38、高了34摄氏度（从冻人的-20升到了适人的14）；没有它海洋将会结冰，而生命将不可能存在。金星上的大气压为90个标准大气压，大气大多由二氧化碳组成，也有几层由硫酸组成的厚数千米的云层。这些云层挡住了我们对金星表面的观察，使得它看来非常模糊。这稠密的大气也产生了温室效应，使金星表面温度上升400度，超过了740开（足以使铅条熔化）。金星表面自然比水星表面热，虽然金星比水星离太阳要远许多倍。,4.4.1 气候变化对浅层温度的影响,像地球一样，火星上几乎所有的二氧化碳都被转化为含碳的岩石。但由于缺少地球的板块运动，火星无法使二氧化碳再次循环到它的大气中，从而无法产生意义重大的温室效应。因此，即使把它

39、拉到与地球距太阳同等距离的位置，火星表面的温度仍比地球上的冷得多。火星的那层薄薄的大气主要是由余留下的二氧化碳（95.3）加上氮气（2.7）、氩气（1.6）和微量的氧气（0.15）和水汽（0.03）组成的。火星表面的平均大气压强仅为大约7毫巴（比地球上的1还小），但它随着高度的变化而变化，在盆地的最深处可高达9毫巴，而在Olympus Mons的顶端却只有1毫巴。但是它也足以支持偶尔整月席卷整颗行星的飓风和大风暴。火星那层薄薄的大气层虽然也能制造温室效应，但那些仅能提高其表面5K的温度，比我们所知道的金星和地球的少得多。,4.4.1 气候变化对浅层温度的影响,(一) 地表温度的日变化和年变化

40、地球表面温度的变化与地球的运动有关。地表温度变化的周期长短不一短者以昼夜计，较长者以年计，甚全还有更长的周期。这些周期性温度变化透入到地球的不同深度。为了计算透入深度，可利用热传导方程计算，取边界条件为 和 。 上述边界条件适用于地表z=0处又有频率 和振幅 的表面温度的周期 性变化。在热扩散率为a的物质中，深度Z处t时刻的温度扰动 (z,t)可利用拉普拉斯变换的解析解来表示。 由地表周期性扰动引起的最大的温度变化也随深度呈指数减小，最大温度变化Tmax(z)减小到地面值的1/e时的深度称为透入深度(z*)，其值为： ，（令 得到） 温度振幅T0 的强度取决于气候因素和地理位置。并且，温度日周

41、期变化的干扰大于年变化周期。,(一) 地表温度的日变化和年变化,为了准确地测定透入深度(z*)，必须在连续几天内的相同气候条件下进行测量。这样不仅消除了“瞬时现象”的影响，而且土壤的湿度也达到了稳定状态，否则将影响到土壤的热扩散率(a)。 温度日周期变化的计算结果如图所示。图中给出不同时间参数(t)时T（z,t）/T0与深度z的关系曲线。可以看出，热扩散率a=410-7m2/s时，日温度波的透入深度为z*=10.5cm。等时曲线的包络线与上面方程式所计算的最大值相一致。 （P30为地面起始温度为0度的结果）,(一) 地表温度的日变化和年变化,下图表示年周期温度波的温度比值T(z,t)/T0与深

42、度z的关系。曲线上的参数是以月为单位的时间t，并假定热扩散率a=710-7m2/s，这时，年周期温度波的透入深度为z*=2.7m。表示等时曲线最大振幅的包络线是按前述方程式再次计算的结果。这种年周期温度波的透入深度远大子日周期温度值。在深度z30 m处，它的影响仍可达到大约T=0.01oC。因此在钻孔测温时，应当考虑到年周期温度波的影响远大于透入深度z*的情况。,(一) 地表气候周期变化对浅地表地温的影响,设地面一个周期(年)内平均温度为20度，周期变温度幅度为5度，热扩散率为0.01cm2/s,则一个周期(年)内的温度变化与深度的关系如下图：,(一) 地表气候周期变化对浅地表地温的影响,不同

43、深度时的温度变幅与年周期内各时间的关系。,地表气候周期变化对浅地表地温的影响,考虑大地热流值引起的升温和附加的地温梯度时的不同深度时的温度变幅与年周期内各时间的关系。加入大地平均热流q=0.0615,地表气候周期变化对浅地表地温的影响,考虑大地热流传导的影响后的不同深度时的温度变幅与年周期内各时间的关系。,地表气候周期变化对浅地表地温的影响,地表气候周期变化对浅表地温影响的特点： 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，地温变化幅度随深度z的增加按指数规律减小。周期越小，地温变幅随深度的衰减的能力也越强。 同一地点，以T1和T2为周期的温度变幅作相同倍数衰减的

44、对应深度z1和z2之比等于两周期平方根之比，从而，长周期的地表温度变化比短周期的地表温度变化所影响的深度大，如温度的年变化影响深度为日变化影响深度的19.1倍，冰期的影响深度可达1000米，年平均温度影响深度为20米左右，日周期温度变化影响深度为1-2米。,（二）长期的温度变化,长周期的气候变化对地温影响的深度和强度，只具有推断性质。因为地质历史时期气候的变化主要根据地质、古生物的研究结果推断而得，资料并不准确。根据碳酸盐同位素温度计测定最近几十万年的气候变化，虽然比较可信，但在一个周期较长的时间内，要获得足够的连续数据则常有困难。为了估算古气候变化对地下温度的影响，通常假设过去某个时期的温度

45、是突然变化的，这与实际情况有很大的出入。 长周期气候变化对地下温度的影响深度，远较年变化为深。例如10000年之前发生最后一次冰退，地面温度由0突增至9，现在保留的影响深度可达1500m。如果最后一次冰期在35000年前发生，保留的影响深度为l000米。,（二）长期的温度变化,冰期对地壳表层的影响如图所示，图中A线为气候长期恒定地区（地面温度为Tc)、地下岩性均一条件下的一条温度-深度曲线。现设冰期突然来临，地面温度骤然降至0度，而地下某一可比较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-深度曲线将从A经B-C发展到D。设D线确立后，冰盖突然退

46、缩，且地面温度回升到Tc，则温度-深度曲线将由D经F-G发展到H。由于冰期的退缩，使地温梯度减小，也使热流值小于平衡热流值。 冰盖退缩后，某个深度（Z）及时间（t）的温度T（z,t)可用下式表达： （*)， 式中G为冰期或冰盖退缩前的温度梯度；Tc为冰盖突然退缩，地面温度由0度突增并保持恒定的温度；erfc(x)=1-erf(x), erf(x)为概率函数。,（二）长期的温度变化,图：冰期对地壳表部温度的影响 为了解过去温度的变化对地温梯度的影响，（*）式改写为： 微分后得： 上式给出温度突增Tc之后任一深度（Z）及时间（t）的梯度。,钻孔温度了解过去气候的钥匙,要了解过去地球的气候在上个世纪

47、发生了怎样的变化。你不要去气象站，我国的气象站也只有几十年时间，或者如何了解过去几个世纪或更早的、没有气象记录的时候的气候变化？那我们可以通过钻孔获得信息！过去在地球表面发生的气温变化可透入地下深处并在地温曲线上留下记录，可以根据现今地温曲线近地表段出现的某些“扭曲”或“畸变”现象推断过去发生的气候变迁。 地表温度的变化可以向地下发送一种“热波”，缓慢地透过岩石往下传递。这种“热波”的振幅随深度的增加呈指数衰减。距今越近，该时刻因温度变化产生的热波随深度的衰减速度越快，这样就使得只有较长周期的地表温度变化的热波才能透入地下较大的深度。例如，昼夜温差的变化形成只能透入地下1m；季节温度变化透入地

48、下约15m时的信号既已衰竭；长达100年周期的地表温度变化则可透入地下深度达500m之深。因此在较大的深度，地球选择性地记录了较长周期的地表温度变化而摒弃了较短周期地表温度变化的影响。这种特性，使钻孔温度成为一种比较理想的气候变化的记录仪。,钻孔温度了解过去气候的钥匙,钻孔温度了解过去气候的钥匙,4.4.2 影响区域地温场的主要因素,一个地区的地温场是该区地质结构与长期地质历史发展的产物。也就是说，一个地区的地温状况首先取决于该区所处的大地构造部位及地壳的稳定程度。区域构造和深部地质条件以及某些地球物理场，甚至人类活动等许多因素均影响地温场，在这里，着重讨论一些对地壳浅部地温场有影响的因素，如

49、岩性、基底的起伏和构造形态、岩浆活动以及地下水活动等。 （一）岩性 如果地壳由若干不同热导牢的水平岩层组成，各岩层是均质的和各向同性的，则其若导率仅随深度而变化。在有限的深度内和稳态条件下，某一深度的温度为： 其中， 设厚度为di，热导率为ki的连续水平层，则其第i层底面的温度为：,4.4.2 影响区域地温场的主要因素,以上两式表明，地温随深度增加与热导率成反比，故在地温剖面中，各条等温线是平行的。在热导率高的岩层中，等温线稀疏；在热导率低的岩层中，等温线密集。在钻孔中，穿过岩性均一的岩层时，热导牢可视为定值，钻孔的深度温度曲线是一条平滑的直线，即地温梯度为定值。当钻孔穿过岩性差异较大即热导率

50、较大的层时，钻孔深度温度曲线则成折线，地温梯度值明显发生变化，曲线的转折处与不同岩性段的分界面相对应。,一般来说，同一钻孔中，低热导率的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。根据大地热流的概念，在没有附加热源的情况下，钻孔各岩段的地温梯度与岩石热导率的乘积为一常数，即该钻孔各岩段的热流位相等。所以，各岩段的地温梯度和热导率有互为消长的关系。 当较为均一的地层或岩体中央有透镜状的岩体或矿体，其热导率又与围岩有明显差异时，地温剖面则较为复杂。有两种情况：透镜体的热导率(k2)大于困岩的热导率(k1)时，如图a;当k2k1时，如图b。,4.4.2 影响区域地温场的主要因素,（二）

51、地形起伏对地温的影响 当地形是山体和谷地组成的起伏地形时，即使地下是均匀介质，也会使地温场在地表发生变化，如下图,地形起伏对地温的影响,为了研究地形凸起结构对地温场的影响，现用有限元方法模拟二维凸起模型的地温场和热量分布。如下图所示，地下介质含放射性元素的生热率为0.5J/(kga），介质热导率为2W/(mK), 下边界的温度为80度，上边界为20度，凸起顶部温度为18度。,地形起伏对地温的影响,按泊松方程对2维模型进行数值模拟模拟结果如下图，地温场用彩色显示，并用等值线标度，热流密度用矢量场给出，表示热流的流向。,地形起伏对地温的影响,由图中可见，来自地球深部的温度，本来是垂直向上均匀分布的

52、。地表为山体时，温度则向两测放开，温度场减弱，地表等温线稀疏，山体下部的垂直温度梯度小于平坦地形时的温度梯度；反之，地表为谷地时，来自地球深部的温度向谷心集中，温度场增强，等温线密集，谷地下面的垂直温度梯度大于平坦地形时的温度梯度。地形对测量地温场的影响程度主要取决于地形比高的大小和测温的深度；地形比高越大，影响越大；测温深度越大，所受影响越小。所以，在较深的钻孔中测温时，地形的影响就小或可忽略不计。 在地表浅部测量地温肘，地形会产生一定的影响，使等温线畸变，需要作地形影响校正。,4.4.2 影响区域地温场的主要因素,（二）基底起伏与构造形态 由于构造运动和岩浆活动使地壳变形，发生褶皱以至断裂

53、，形成隆起和塌陷、地垒和地堑、背斜和向斜等各种规模不等的正向构造和负向构造，从而使地壳中层状岩石的热导率不仅有垂向变化，而且在水平方向上也发生变化。在这种情况下，温度场是两维的或三维的，比水平层状岩石地区的地温场仅随深度而变化的情况要复杂得多。 用物理模拟和数学模拟来研究不同地质构造条件下地温场的特点是一种有效的方法。如格罗德(gurod，1946)利用热和电在物理上的相似性，在电解槽中对盐丘构造的地温场进行模拟，西利格(selig，1966)等对盐丘构造进行数学模拟，以及芒德雷(Mundry，1966)等关于基底起伏和地温场的关系进行数学模拟。这些结果说明了隆起和场陷、背斜和向斜不同的地温状

54、况主要是由于岩石热导牢的垂向变化和侧向变化所引起，其实质是地壳一定深度范围内将来自地球内部的均匀热流在地壳表部重新分配。,4.4.2 影响区域地温场的主要因素,凸起区的温度场特点： 基底抬高部位上部的等温线为上凸曲线，等温线的轮廓基本上反映基底的隆起形态。 基底抬高对地温场的影响范围不大，最大不超过隆起区与凹陷区基底的高差的1.5倍。 关于基底起伏和构造形态与地温场的明显相关性，已为国内外许多地区的实际资料所证实。正是由于地温展布与基底构造起伏之间有如此明显的关系，因而有可能根据浅部地温场的特点，预测深部的构造。,4.4.2 影响区域地温场的主要因素,（三）岩浆活动 在地质历史中，曾发生多期岩

55、浆活动。评定岩浆活动对现今地温场的影响，主要从两方面来考虑，一为岩浆侵入或喷出体的地质年代。时代越新，所保留的余热就越多，在高温岩浆余热的影响下，对现今地温场的影响就越强烈，并且有可能形成地热异常区。另一为岩浆体的规模，几何形状以及围岩的产状和热性质等。它们对岩浆体冷却的速率有很大影响，以岩浆体的大小而言，冷却过程延续时间与岩体的直径平方成正比，即岩体直径增大1倍，冷却时间延长4倍。 一般认为，近期的岩浆活动对当地区的地下温度有巨大的影响。在解释一些地区的地热异常时，通常把它归结为岩浆活动的结果。例如认为地热异常现象是岩浆在地壳浅部冷却的表现；火山活动是岩浆活动在地表的直接表现。一些地区的高热

56、流大多与近期岩浆侵入有关。至于第四纪以前发生的岩浆活动，因岩体经过长时间的冷却，岩浆亲热已散失殆尽。,4.4.2 影响区域地温场的主要因素,为了显示岩浆活动区地热的热流分布特点，使用有限元方法模拟这一过程，设均匀半空间中有一球状岩浆活动区，球体中心为（0，-80m)，半径为20m，热导率=3，密度2.4，比热为0.8，热源的生热率为0.025，围岩比热0.6，密度为3，热导率为2，起始温度场为0度，边界温度均为0度。,4.4.2 影响区域地温场的主要因素,模拟结果的几个时刻点上的地温场、地温梯度场分布如图所示：,4.4.2 影响区域地温场的主要因素,关于岩浆体余热能够保留多久的问题，芒德雷(1

57、968)曾对一些简单的几何形状的岩体进行了理论计算。如岩体的初始温度为1050，围岩的初始温度为50，假设岩体和图岩的热扩散率相同，为0.01厘米2/秒，在考虑熔融热的条件下，一个半径为2公里的圆柱状岩浆侵入体冷却到初始温度的一半，需时6.5万年，冷却到初始温度的l0，需时52万年；而直径为1公里的侵入体，冷却到初始温度的一半和10，分别需时0.4万年及3.2万年。对半径为2公里的球状岩体，冷却到初始温度的一半及10，分别需时3.2万年及13万年；而直径为1公里的球体，冷却到初始温度的一半和10，则只需0.2万年和0.8万年。 上述分析表明，岩浆体的冷却速率是相当缓慢的，但用地质时代的尺度来看

58、，则又是很快的。因此，一些规模不大的第四纪以前的岩浆活动，其余热对地区地温场无影响或者可以忽略，这与实际观测资料相吻合。例如，河南省顶山矿区，平均地温梯度在3.23.5/100米，热流值为1.7个单位，呈现区域性的地温偏高。区内存在较新的岩浆活动，在矿区局部地段发现规模不大的火成岩(橄榄玄武岩)穿插于煤系地层之中。经测定，其同位素年龄为984万年。矿区外因也有较新的岩浆活动，其时代至少属于早第四纪以前。矿区地温的偏高曾引起人们联想与岩浆活动有关，但在发现火成岩的地段和相邻未见火成岩的地段测温，没有显露火成岩的存在与地温分布有相关关系，说明岩浆余热已全散失，岩浆活动不是引起该地区地温偏高的原因。,4.4.2 影响区域地温场的主要因素,（四）地下水活动 地下水是最活跃的地质因素，其在地壳浅部分布广泛，易于流动，且热容量大，对温度场有重要影响。这里仅就地下水与因岩温度场的相互关系和热水通道温度场的特点作说明。 A. 地下水与围岩温度场相互关系有以下三种类型： 地下水活动引起围岩温度降低型。这是地下水侧向活动强烈，地下水的补给、径流条件十分良好的地区的特征。一些中小型盆地及某些大型盆地的边缘部位，从补给区进入的温度较低的地下水，在快