地热摘录080112.docx
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地热摘录080112
地热学：
是研究地球的热现象和地热资源的学科。
地热学的研究内容大体有二个方面，一是研究地球的热历史和热状态，即地球内热的形成和演变过程，热场的时空分布及其与地球内部和地地壳运动的关系；二是研究地热的富集机制，即地热资源的形成和分布规律，勘探和开发方法以及利用的途径等，前者称里理论地热学，后者称应用地热学。
理论地热学是地球物穷学的—个重要的分支，它在研究某些地球物理现象，研究海底扩张和板块移动等地球运动有重要作田。
应用地热学除了研究地热资源以外，在解决矿山开采和地下工程等方面他有重要作用。
地热学的研究方法包括温度测量、传导热流量测量及地质体的热物理性质的测量等。
由于地热学具有边缘学科的待点，所以它还广泛地采用地质学、地球物理学、地球化学、水文地质学和同位素地质学等学科的研究方法进行研究。
理论地热学：
研究地球的热历史和热状态的学科。
应用地热学：
研究地热能的富集机制和开发方法，利用途径的学科。
地热：
地球内部所含有的热量，有时也泛指地热资源。
矿井向深处掘进时，总是越来越热；钻孔越深，底部的温度也越高。
地球在过去和现在，都有过岩浆活动；大最岩熔的喷出无疑说明地下某些地段存在熔融活动。
此外地球表面普遍存在来自地球内部的热流，整个地球表面每年散逸到大气里的总热量大约有2.6×1020卡。
地球热（能）源：
驱动地球内部一切热过程的动力源。
大地热流量：
单位时间内流经单位面积地球表面的热能量。
地热梯度：
通称地温梯度，又称地热增温率。
指地球不受大气温度影响的地层的温度随深度增加的增长率。
在实际工作中，通常用每探100m或1公里的温增值来表示地热梯度。
地热梯度的方向一般指向温度增加的方向，称正梯度；如果温度向下反而降低时，称负梯度。
热田钻孔穿。
地热增温陡度：
地热梯度的倒数。
岩石热导率：
表示岩石导热能力的大小，即沿热流传递的方向单位长度上温度降低一度时单位时间内通过单位面积的热量。
热导率测量法：
测量热导率的方法。
岩石热导率基本上是在实验室内测量的，松散物质则可以就地测量。
实验室测量有稳态法和瞬时法两种，稳态法较精确，但测量时间长，就地测量只能采用瞬时法。
岩石热阻率：
岩石热导率的倒数。
岩石热扩散率：
热导率除以岩石密度和比热之积，它是表征岩石在环境温度变化时本身温度变化速度的一个物理量。
变化速度的一个物理量。
也就是说，岩石的热扩散率和它的热导率呈正比，和它的密度与比热之积呈反比。
当环境温度发生变化时，热扩散率大的岩石温度改变也快，接受影响的深度也大。
增温层：
又称内热带，指地球表面以下完全受控于地球的内热活动，温度随深度的增加而增加的地带。
一般地说，温度是稳定地向着地球中心的方向递增的。
但到一定的深度后，增温的速度减缓。
变温层：
地下温度明显地受到地表大气温度影响的地带。
地球表面的温度几乎完全受控于从太阳辐射来的能量流和从地球辐射回太空的能量流之间的平衡。
大地热流量导致的温升不可能超过0.02℃。
由于太阳辐射存在周期性变化，所以地表温度也出现昼夜变化（日变化）、季节变化（年变化）和长周期变化（多年变化）。
地表温度的各种周期变化对地壳表层的影响（穿透）深度也不相同。
深度增加，温度的变幅迅速减小。
地表温度的长周期变化（如一年）的影响深度要比短周期变化（如一昼夜）的大。
昼夜变化的影响深度不足1m，年变化的影响深度接近24m，长周期（如冰期和间冰期）变化的影响深度可达几千米。
但一般认为，地壳表层深度达到50m以后，就可以不考虑地表温度变化的影响。
当温度变幅为零时，就达到了所谓恒温层的上界。
在这个界面以上，地下温度明显地受地表温度变化的影响，因此叫变温层。
显然，日恒温层包含在年变温层以内，年恒温层则包含在多年或世纪变温层以内。
恒温层：
又称常温层，指地下温度的变化幅度等于零的地带。
它的上面是变温层，下面是增温层。
地热异常区：
简称地热区，指地表热流量显著高于地球热流平均值的地区。
地球表面上的热能分配有两种截然不同的图式，即地热正常区和地热异常区。
地热资源：
简称地热，能够经济地为人类所利用的地球内部的热资源。
目前判明的地热资源有五类：
以蒸汽为主的地热资源，以液态水为主的地热资源；地压型地热资源，干热岩体型地热资源和岩浆型地热资源，前二种统称水热型地热资源，后二种合称干热型地热资源。
世界上已经开发的地热资源基本上产自现代或近代火山区和年青的造山地区。
水热型地热资源：
以蒸气为主的地热资源和以液态水为主的地热资源的统称。
干热型地热资源：
干热岩体型地热资源与岩浆型地热资源的统称。
地热热源：
地热资源的直接热补给源。
地表热显示：
又称漏泄显示。
地球内热活动出露于地表并能够被我们直接感知的种种现象，它有以下几种类型：
①微温地面或放热地面，有水汽放出时，地面上空易形成特殊的晨雾；②温泉和热泉，包括各种各样的泉塘和热水湖，有或无水流量；③沸泉；④湿喷汽孔；⑤间歇喷泉，包括泥火山；③干喷汽孔；⑦水热爆炸；⑧火山喷发/第①，②类为低温显示，其余为高温显示。
低温显示也称低强度显示，高温显示也称高强度显示。
除①、⑧两类以外，其余均属水热活动显示。
地表热显示虽然不是存在地热资源的必要条件，但一个地区内出现显示的热显示类型越多，显示强度越高，存在高温地热资源的可能性也就越大，因此它是地热资源调查的重要对象之一。
地热显示区：
地表上出露热显示的地域和范围。
环球地热带：
延伸成千上万公里的地球内热活动的地表显示带。
环球地热带的特点是：
①具明显的带状分布；②地理位置上与环球地震活动带和活火山带重叠，或者位于年青造山带的后缘；⑧带内火山多喷出酸性或中酸性岩浆，这种岩浆来源较浅，且与壳内局部重熔活动有关，因而构成浅部水热活动的直接热源；④水热活动的显示强度很高，水热爆炸、间歇喷泉以及绝大多数沸泉都出现在板缘地热活动带；⑤热泉常常排出氯钠型水，并常含有某些岩浆挥发组分；⑥常出现经济价值很高的大型地热田。
板缘地热活动：
即环球地热带内的地热活动。
板缘地热活动带：
环球地热带的别称。
由于这个带的出现位置正好在地球各大板块的边缘附近，并且它的热源又与板块的扩张或消亡有着明显的关系，故名。
环太平洋地热带：
沿地壳构造活动带展布的一个巨型环球地热带，位处欧亚、印度及美洲三大板块与太平洋板块的边界，以显著的高热流，年青的造山运动及活火山作用为其特征。
其分布范围包括阿留申、堪察加、千岛群岛、日本、中国台湾省、菲律宾、印度尼西亚、新西兰、智利、墨西哥及美国西部，大体上与环太平洋地震带一致。
目前世界上已经勘查和开发的地热田，多数都集中在这一地热带上，热储温度最高可达250～300℃以上。
东太平洋中脊地热带：
属于环太平洋地热带的一部分，由于它出露于东太平洋中脊扩张带，具有高热流、强烈的地热活动，频繁的地震及活火山作用等特点，因此将它单独划出作为环太平洋地热带的一个亚带。
其分布范围包括东太平洋中隆，向北进入加利福尼亚湾，然后沿圣安德烈斯断层（洋脊的一个转换断层）延伸至门多西诺角，自此大约平行于海岸并一直延伸至温哥华岛附近。
地中海—喜马拉雅地热带：
地球内热活动在陆地表面的主要显示带之一，沿欧亚板块与非洲、印度等大陆板块碰撞的地带展布，与地中海—喜马拉雅地震带一致。
西起地中海北岸的意大利，东南经土耳其、巴基斯坦进入我国境内阿里地区的西南部，向东经雅鲁藏布江两岸至怒江，而后和我国云南省西部以及四川省西部地热活动带相接。
意大利拉德瑞罗，土耳其克泽尔代尔及我国西藏羊八井等世界著名的地热田都分布在这一地热带上，热储温度在150—200℃以上。
大西洋中脊地热带：
出露于大西洋中脊扩张带的一个巨型环球地热带，沿美洲与欧亚，非洲等板块边界展布。
地热带普遍具有很高的热流，地震频繁，地热活动强烈，与活火山作用及现代断裂活动密切相关。
热储温度多数在200～250℃以上。
红海—亚丁湾—东非裂谷地热带：
出露于洋脊扩张带及大陆裂谷带的地热带，位处阿拉伯板块与非洲板块的边界，以高热流、活火山作用及断裂活动为其特征。
其分布范围自亚丁湾向北至红海，向南可能与东非大裂谷连结。
热储温度在200℃以上。
板内地热活动：
远离各大板块边界的地热活动。
水热爆炸：
饱和状态或过热态地下热水，因围压变化产生突发性汽化（闪蒸），体积急剧膨胀并爆破上覆松散地层的一种现象。
间歇喷泉：
泛指能够间断地和猛烈地把地下水室中的一部分或全部水射向地表的喷泉。
间歇泉式钻孔：
又称人工间歇泉或间歇性喷发的钻孔。
硫质气孔：
喷出气体除大量水蒸汽外，凡硫质气体构成主要成份的喷气孔均可叫硫质气孔。
硫质气体是硫磺、二氧化硫、三氧化硫、硫化氢和氧硫化碳的总称。
硫质气孔是火山活动晚期或衰退阶段的特征性现象。
与现代火山无直接联系的高温水热区常见产出自然硫和硫化氢的喷汽孔，这种喷汽孔虽然不是典型的硫质气孔，但确是寻找高温地热资源的重要标志之一。
碳酸气孔：
二氧化碳为主要喷出气体的喷气孔。
喷气孔：
除火山口以外，凡能喷出气体和蒸汽的孔洞均可叫喷气孔。
水热蚀变：
高温地热区内，原始岩体与热水或蒸汽发生反应所产生的一系列复杂的脱玻、重结晶、溶解和沉淀反应。
水热蚀变是一种不可逆反应。
在造岩矿物中，火山玻璃最容易发生水热蚀变，其次是磁铁矿、紫苏辉石、角闪石、黑云母和斜长石。
石英和热水溶液能够达到饱和平衡，但主要晶体部分经常遗存于已蚀变的岩石之中。
影响水热蚀变终极产物的因素很多，主要因素有蚀变反应温度和压力，水化学成分，原岩化学成分，反应持续时间，水或蒸汽流速，岩体透水能力以及透水性能究竟是来自裂隙，还是属于全岩孔隙透水。
热水含有的二氧化碳和硫化氢的浓度对蚀变矿物类型也有重大作用。
水热系统：
又称水热对流系统。
水热活动：
又称水热对流运动。
以水作为载热体的地热活动。
水热活动区：
简称水热区，水热对流活动所及的地域。
基底温度：
水热系统或储热层底部加热带的温度，亦即地热流体自对流环底端开始上返时的温度。
显然，基底温度是地热流体在水热系统中所能达到的最高温度。
如果加热带的传导热流比较强盛，而储热层中流体对流速率又比较决，则热储流体温度大体能反映基底温度，否则将低于基底温度。
基底温度原则上可以通过热田内具有足够深度的基准孔进行实测。
在地热田勘探的初期，则可以采用地球化学方法进行估算。
基底深度：
水热系统加热带顶面的埋深。
地热田：
在目前工艺条件可以采及的深度内，富含可供经济利用的地下热水或蒸汽的地域，或“通过钻井可以采出可供工业开发利用的天然蒸汽的地热区”，或“每年至少能够提供5亿度电的地热区”等。
理想地热田有三个要素，即岩浆侵入体型热源、储热层（或称热储）和盖层。
地热田有热水田、湿蒸汽地热田、蒸汽地热田等。
地热储：
简称热储，又称储热层。
能够富集和储存地热能，并使载热梳体作对流运动的地下场所。
如果储存的热流体是蒸汽，则称蒸汽储，如果是热水，则称热水储，地热储底部就是加热带的顶部，一般都具有强大和持续的传导热流补给。
地热储以下列地质和物理因素表征：
围岩和储热岩体的产状和性质，构造控制因素，热源性质，加热带温度，水热传输总量以及加热带的积存热能总量等。
热储岩体最重要的性质是破碎多孔，岩石类型并不存在专属性。
储热构造：
指热储、盖层和热储岩体中的断裂系统。
盖层位于储热层之上，起隔冰．隔热的圈闭作用。
某些原来无盖层的储热层，经过长期的水热活动，使上覆松散沉积物发生水热蚀变，或热水所含矿物质发生沉淀，使松散沉积物转变为不透水的泉胶岩层，形成的盖层称自封闭盖层。
盖层：
指位于热储或含水层之上的不透水或弱透水岩层，是热田产出过热蒸汽的必要条件之一。
自封闭盖层：
指开放式热储的顶部松散沉积层，因长期水热蚀变和泉华沉淀而固结成不透水的泉胶岩层。
开放式地热储：
又称无盖层地热储，是指无地质圈闭层或圈闭构造的地热储。
一般情况下，开放式地热储不可能产出干蒸汽，更不可能产出过热蒸汽。
具开放式热储的地热田，地表上具有很多漏泄显示。
圈闭式地热储：
又称有盖层地热储。
指具地质圈闭层的地热储。
圈闭层能够把深部热源上来的热量和热储中的受热水圈闭起来。
因而地表上未必有漏泄显示。
只有圈闭式地热储才能产出干蒸汽。
如果岩体或通道围岩的热含量很大，圈闭式热储也可能产出过热蒸汽。
半储热层：
火山碎屑沉积层多孔隙，有可能含水，但这种沉积层中往往只有一些小小的孔洞，而不存在彼此联通的裂隙系统，在这种情况下，水热活动的传输速率很慢。
当井孔打到这种地层的时候，往往因为储热层向井孔的补给速率过慢，井孔周围的蒸汽会很快地发生衰竭现象，这科储热层就叫做半储热层。
地压型地热资源：
存在于大河人海处的第三纪滨岸盆地碎屑沉积物中的地热资。
干热岩体：
不存在热水和蒸汽的储热岩体，其温度可以达到数百摄氏度，但是由于地表缺乏大气降水，或者因为本身的透水能力太差，不能形成水热型地热资源，而岩体所蕴藏的大量热能目前还难以直接利用。
人工地热田：
干热岩体中通过水力破碎、化学爆炸或地下核爆炸等人工激发方法，产生具有高透水率的热储后，由井孔注入冷水使之成为热水而形成的地热田。
地热蒸汽：
又称天然蒸汽。
凡出露地表后压力仍高于当地大气压力的地下水蒸汽的统称。
它的温度至少等于饱和温度。
在饱和状态下，汽水两相共存，蒸汽部分叫饱和蒸汽。
温度超过饱和点的蒸汽，叫过热态地热蒸汽，或简称过热蒸汽。
无论是饱和态，还是过热态，都可以叫地热干蒸汽。
汽水比就是通常所说的蒸汽干度。
地热湿蒸汽：
高温承压热水减压扩容所产出的蒸汽部分。
蒸汽的体积比等质量液态水膨胀1500倍，故地热湿蒸汽也叫扩容蒸汽。
天然扩容蒸汽和热水一起喷出井孔，在这种混合物中水多，汽少。
为了充分地利用高温热水所携带的地热能，、可以对热水在地表上进行人为的再扩容。
能够扩出的蒸汽量取决于热水的初温（即进水压力）和扩容压力。
原则上说，热水初温越高，扩容压力越低，得到的扩容蒸汽量也就越大。
我国西藏南部、台湾省和云南省腾冲县热海等热田均产出湿蒸汽。
地下热水：
指温度显著高于当地年平均气温，或者高于观测深度的围岩温度的地下水。
水在一定压力上开始沸腾的温度叫饱和温度。
地下热水埋深越大，所受静水压力越高，与此对应的饱和温度也就越高。
温度在饱和曲线以下的地下热水叫非饱和态地下热水。
温度与压力对应的地下热水叫饱和态地下热水。
在饱和状态下，汽水两相共存，因此饱和态地下热水又指两相共存体系中的液态水部分。
如果温度超过饱和点时仍保持液态，则叫过热态地下热水，或简称过热水。
过热水产生于环境温度突然升高，或围压突然下降而饱和态热水又来不及汽化之际。
过热水很不稳定，它总是趋于转化成饱和态汽与水的混合物。
地热流体：
地下热水、地热蒸汽和热气体二氧化碳、硫化氢等的总称。
地热流体的热能含量高低叫地热流体的能位，是指能够从单位质量或单位体积的地热流体里抽取出来，并通过理想可逆式热机来实现的机械功的量。
地质背景不同，地热流体的能位也不同，能位越高，作功本领也越大。
衡量地热流体能位的常用单位是焓，因此又有高焓地热流体与低焓地热流体之分。
深循环热水：
大气降水沿岩层裂隙和孔隙渗入地下，经地壳内的传导地热梯度加热形成地下热水。
这种热水常常在静水压力作用下，在地壳隆起区的相对低洼的地方（即所谓“隆中洼”）或地壳沉降区基底相对凸起的地方（即所谓“洼中隆”），沿陡倾斜导水断裂或储水层运移上升，或出露地表形成温泉、热泉或喷泉等地热显示，或赋存于基底隆起顶面形成隐伏的热储体。
深循环热水系统为对流型热水系统。
在“加热带”以上的不同深度，水温通常高于围岩温度，因此，在地表或浅部，或在覆盖层之下基岩凸起顶面，常常由深循坏热水的对流作用形成局部热异常。
一般通过测温勘探方法可以有效地探测这类地热异常。
深循环热水大部为低矿化水，溶解气体中以氮气为主，有时也含有二氧化碳及硫化氢，水型比较复杂，主要取决于热水与围岩之间的相互作用。
原初水：
又称初生水，新初水。
为原始岩浆里存在的水，或者从原始岩浆分化出来的水。
原初水不是地球水圈和大气圈的组成部分，因此如果没有确凿的证据，岩浆水就不能算作原初水或初生水。
地热流体中原初水的存在是判断深部地热活动的重要根据。
板缘地热带某些地段的地热流体中可能存在小量原初水。
岩浆水：
岩浆中含有的或从岩浆中分化出来的水。
它与深度无关，也和水的终极来源无关。
某些岩浆水如果从来没有在地球水圈或地表上出现过，就叫原初水或初生水，但是更多的岩浆水可能只是一种再循环水，这种岩浆水是从沉积物或火山岩的重熔或部份重熔变来的。
深度很大的岩浆水叫深成水，地表或浅层岩浆体里的水，或者从这种岩浆分化出来的水叫火山水。
由于火山过程和深部过程的准确深度界限不明，因此火山水一般又指现代或近代火山区存在的水。
火山的岩浆库埋深可能只有3～4km。
板缘地热带的某些地段的热水可能属岩浆水。
火山水：
火山地热区常见的一种氯钠型水，富含锂、氟、硼、硫、二氧化硅和二氧化碳，贫钙和镁，有时因氯化氢和氟化氢含量高而呈强酸性。
富含火山水的现代水热系统的温度极高。
深成水：
或称原生水。
泛指深度很大的岩浆水。
参见。
岩浆水。
。
变质水：
岩石变质过程中和岩石在一起或者曾经在一起的水。
大部变质水可能是含结晶水矿物的脱水水，即含水旷物重结晶为无水矿物的过程中产生的水。
封存水或化石水可能也包含变质水，但大部分封存水是隙间水，这种水可能在变质过程发生之前已被驱赶出来。
变质水的二氧化碳和硼含量较高，氯含量较低，温度则正常至中等。
大气环流水：
通称大气降水。
现代大气环流过程所包含的水。
雨雪水，渗流水，洪水以及封存水等均包含在内。
与围岩的年龄相比，大气环流地下水是很年青的，它的循环时间在地质历史上只占极小的一段。
大气环流水的特点是化学成分受地表水的控制，氢氧同位素组成与地表水相同或近似。
地球上绝大部分水热系统的水都属于大气环流水。
封存水：
与大气环流长期（地质意义的长期）脱离接触的水，包括喷出岩和没有发生过变质的沉积岩中的古隙间水，以及从这种岩体里排出的水。
封存水一般并不一定是同生水，只有在母岩成岩的同时被圈闭起来的水才是同生水。
封存水一般富碘，硼、二氧化硅、化合氮、钙以及可溶性有机组份，贫镁和硫酸根离子。
其D／H等于或小于大洋水，18O／16O则大于大洋水。
化石水：
即封存水，或称古隙间水。
地热地球化学：
研究地热流体的化学成分及其富集、运移规律以及成因机制的一门分支学科。
在世界各国地热勘查和开发中，广泛应用地热地球化学（包括同位素地球化学）方法圈定地热异常，寻找地热资源，探索地热流体的来源、成因和年龄，研究化学沉淀（泉华）、水热蚀变和成矿作用，以及用地球化学地热温标预测深部热储的温度和计算二氧化硅热流等。
按化学成分或气体成分划分地热流体的化学类型，目前还没有统一的标准，新西兰的马洪、冰岛的亚诺森、苏联的伊凡诺夫等人及美国的怀特等人都先后提出了分类。
地热流体化学类型：
同位素热水水文学：
同位素方法在热水水文研究中的应用。
本世纪六十年
代以前，世界上火山学家普遍认为现代火山区的热水来源于岩浆。
1956—1963年，克雷格和怀特等人研究了美国黄石地区地热流体中的18O、D和T，结论认为绝大多数地热系统的热水来源于当地的大气降水。
比后，地下热水18O、D和T的研究便盛行起来，而且近年来的研究结果与早期的完全一致。
对意大利拉德瑞罗热水和地表冷水的研究表明，不论水在地下环流的时间长短，都是当地大气降水补给的。
智利、印尼、法国，冰岛等国的地热区，绝大多数地热系统的热泉水都是当地冷大气降水和地下热水的混合物。
地下热水也源于大气降水，来源子附近的高地。
地球化学地热温标：
同地下热储温度相关的化学组分浓度或浓度比。
其中能够据以计算地下温度的称定量地热温标，只能得出相对温度的称定性地热温标。
已知地球化学地热温标有以下几种，①SiO2浓度，常用温标，假定石英溶解度在高温时达到平衡，溶液上行冷却过程中不发生稀释和沉淀，②Na／K，常用温标，浓度比在20／1至8／1之间意义较大，③Ca和HCO2含量，对于中性水有定性意义，CaCO3的的溶解度和地下温度有反比关系，④Mg，Mg／Ca，低值指示高温，高值指示低温，⑤CI的稀释度，假定低氯泉水是受冷水稀释的产物，就可根据所要求的高氯水混合比计算地下温度，⑥Na／Ca，高比值可能指示高温，但不适用于富钙热卤水，⑦c1／（HCO3+CO3），高比值指示高温，低比值指示低温，⑧Cl／F，高比值可能指示高温，但钙的存在使其不能成为定量温标，⑨H2／其它气体，高比值可以定性地指示高温，⑩硅华，地下温度>180℃（过去或现在）的可靠标志，⑩钙华，低温的可靠标志，重碳酸盐型水冷却后又流经石灰岩区时失效。
应用地球化学地热温标的条件是：
①地下储集的地热流体是热水；②控制化学组分进入热水的化学反应只和温度相关；⑧含水层中温标化学组分有足够的补给；④热水与供应这些化学组分的储热岩体特定矿物之间已经建立起溶解平衡；⑤含水层的热水能迅速流出地表；⑥热水在流出地表的过程中化学组分的浓度没有发生变化。
地球化学温标在实际运用上只能给出估算温度，对热田资源评价工作有一定作用。
二氧化硅地热温标：
（P305）
钠钾钙地热温标：
（P305）
同位素地热温标：
（P305）
二氧化硅热流量：
（P306）
水热二氧化碳：
（P306）
天然热流量：
（P306）
天然热流量测量：
（P307）
基准温度：
（P307）
地热田调查评价：
（P307）
地热地质图：
（P308）
地热资源基数：
（P308）
地热天储量估算：
（P309）
浅孔测温：
（P310）
地热测温仪器：
（P310）
地热田开发效应：
（P312）
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