CHP6地热学

Geothermics地球是一个热体，蕴藏着巨大的热能。长期以来人们并未重视对地热的系统研究，直到20世纪60年代，世界对能源的需求和全球构造学说的兴起以及大量的观测资料的积累证明，高温地热的空间分布与近代火山活动、年轻的造山运动、地壳断裂及板块构造的边界有关。从地质时代的热构造活动看，地热与地球的形成和演化密切相关。从而形成了年轻的一门地球物理学分支——地热学。地球是巨大的热机地热学可分为两大组成部分：理论地热学，研究地球内部的热源、热状态、热历史以及地球的起源、演化、地壳运动等问题；应用地热学主要研究地质构造、水文地质、工程地质、地热田、油气田、煤田及金属矿床等的调查与勘探。地热学是以岩矿石的热物理性质为基础，通过观测地球内部各种热源所形成的地热场随空间和时间的分布规律，从而配合地质、地球化学及其它地球物理方法解决地质问题的一种地球物理方法。第一节基本概念•1.地温场非稳定的温度场：T=f(x,y,z,t)稳定温度场：T=f(x,y,z)；或0Tt•2.热量系统对外界所做的功W与系统内能的转化量△δ，即Q=W+△δ,单位为焦耳(J).一、地热学中常用的物理量3.热流密度定义为在单位时间内流过单位面积的热量。方向指向温度降低方向为正。大地热流密度指单位时间内通过地球表面单位面积所散失的热量。由稳定热传导原理，它等于岩石热导率与地温梯度的乘积:dTqkdz其国际单位为mW/m2或W/m2，国际单位与CGS制单位换算关系为：1W/m2=23.9μcal/[cm2·S]=23.9HFU二、岩石的热物理性质1.热导率(k)它是表征物质导热能力的重要参数。其物理意义是：沿热传导方向，单位厚度的岩石两侧温度差为1℃时，单位时间内通过单位面积的热量。单位W/(m·℃)2.比热容(c)表征岩石储热能力，其物理意义是单位质量的物质温度升高一度所吸收的热量。QcmT单位为J/kg·.℃岩石热导率造岩矿物的热导率3.热扩散率表征岩石在加热或冷却时各部分趋于一致的能力。单位为m2/S.它与密度、热导率和比热容的关系为：kac4.生热率单位体积、单位时间内放射性物质所生成的热量。单位为J/(kg.a),即焦耳每千克年。三、热的三种传递方式1.热传导(thermalconduction)由于温度差异，形成温度梯度，温度由高向低传导。其微观机制是通过固体岩石内部分子振动进行热交换。2002202,0,(0(AkTTcctAkTTctATkT即热传导方程。若无热源，即则有。若温度不随时间变化，有源和无源:泊松方程）拉普拉斯方程）2.热对流(thermalconvection)由于流体冷却或加热造成各部分的密度差而引起的流体运动，称为自然对流。流体受外力的影响产生的压力差所引起的运动叫受迫对流。121212(),(),qTTTTq=TTkTkhkh22牛顿冷却定律：式中为热对流系数,单位为W/[mC]。如果液体或气体流过的是非封闭表面（平面或地球表面）,T就是指相邻介质传热表面上的薄边界层以外温度。薄边界层厚度h用下式估算：因为所以3.热辐射(Thermalradiation)当两个不同温度的物体在真空中相隔一定距离时，即使它们之间没有能进行传导和对流的介质，但也有热量以电磁波的形式从高温物体传到低温物体。辐射热的波段大部分落在红外光谱区，小部分落在可见光谱区。辐射热能以光速传播，当它投射到物体表面时，一部分被吸收，一部分被反射，另一部分穿过该物体。Re00Re0041,,;AbTrAbTrbkkbbQQQQQAbReTrAbQQQReTrQQTTkb-10这里为物体吸收率；为物体反射率；为物体投射率。它们的大小都取决于到达物体表面的辐射热能的波长、物体性质、表面状况和物体温度。根据斯提芬-波尔兹曼定律，黑体表面单位面积、单位时间辐射出的热能为E式中为热力学温度，单位为为黑体辐射常数,且有=5.14710[W/(24mk)].自然界不存在绝对黑体，实际物体的表面辐射热能低于同温度下的黑体表面的辐射热能。所以实际物体表面的发射率（辐射系数）为4,bbbbEEET式中为实际物体的表面辐射热能,为实际物体的辐射常数。由此可见一般物体的表面发射率远小于1.将代入上式，得到发射率等于的物体表面辐射能E为E=可见，物体表面辐射热能与其绝对温度的四次方呈正比。第二节地球的热结构与状态一、地球的热源经测定，全球地面热流密度的平均值为61mW/m2,每年由地球内部流出的热能为9.6×1020J.按地球的平均年龄45亿年计算，自地球形成以来，总计流出的热量至少达4×1030J,因为未考虑热流密度随历史的变化和火山、热泉造山运动、地震等释放的热量。地球的热源主要来自以下几方面：1.放射性元素生热地球中存在多种放射性元素，但只有满足以下三个条件的放射性元素才是地球内部的主要热源：(1)这些放射性元素在地球中有足够的丰度；(2)这些放射性元素在衰变时能够产生足够的热量；(3)它们的半衰期要与地球的年龄相当。对于半衰期短的放射性元素，在地球形成早期起过重要作用。现今地球内部的巨大热能，可能与之有关。半衰期过长的放射性元素，其作用至今还未发挥出来。放射性元素238U,235U,232Th,40K,满足上述三条，232Th和238U半衰期最长,而238U和235U生热率最高，构成了地球内部的主要热源。地球化学分析表明，放射性元素U,Th,K在地球分异演化过程中，集中于地壳与上地幔顶部，以大陆地壳上部的酸性岩浆岩，如花岗岩中最为富集，而基性、超基性岩中，如玄武岩、橄榄岩、榴辉岩中含量最低，两者相差数百倍。粗略统计表明，酸性岩浆岩的生热量约占生热总量的70%,基性岩约占20%,超基性岩约占10%.2.地球重力热原始地球在收缩、分异过程中，所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。地球收缩时引力作功可表示为：3313,2.5×105.,.GMwRJJJ213121由此计算的总收缩能为J,除向外空间散失的部分外，平均每年收缩能小于510有认认为地球生成后形成地核时的重力能也可以转换为热能，可达1.510除散失的能量外,平均每年转换热能小于的3103.其它热源潮汐摩擦生热和化学反应释放热。二、地球的热损耗及热平衡(一)、热耗损1.火山、温泉、和地热带的热耗损2.地震释放能量log[Es]J=1.5Ms+4.8地震年平均值估算为Es=7×1017J/a3.大地热流散失全球平均大地热流密度为61.5mW/m2，乘以全球表面积，得出地球年热流散失量为9.88×1021J/a.世界火山及强烈地热带地震释放能量二、地球内部热平衡热能收支名称生热量J/a散热量J/a热能收入0.95×10215×10213×1021放射性元素生热量地球形成时重力势能地核形成时重力势能合计8.9×1021热能支出3×10192×1018(4.5-7.0)×10179.88×1021火山喷发耗能温泉、地热耗能地震耗能大地热流合计9.91×1021三、地球的温度（一）地壳的温度1.浅层温度变温带：太阳辐射热和地球内热影响恒温带：上述二者达动平衡增温带：地球内热影响2.地形起伏对地温的影响3.地下水活动对地温场的影响地下水影响曲线（二）地壳深层的温度2022200,,,1()(0),2AkTTcctTAkzqATzTzzkk00由傅立叶热传导微分方程当温度达到平衡时，温度不再随时间变化，只随深度变化，该式简化为给出边界条件：地表热流密度q,地表温度T积分两次，得到此式给出了温度随深度的变化，常用于计算地壳和上地幔的温度。20000()[1exp(/)]rrrADqzTzTzdkkqDqqAD上式需要知道不同深度地壳层内放射性物质的生热率，然后逐层计算,虽然相对精确，但显然受条件限制。下面一式只要知道地表岩石的生热率，即可计算地壳上地幔的温度分布。式中为深部热流密度，为放射性物质富集厚度,需通过求得。热导率随深度的分布（二）地球内部温度分布100km:(上地幔局部熔融开始）1100-1200℃400km:(橄榄石-尖晶石相变带）1500℃700km:(尖晶石-FeO、MgO、SiO2相变带）1900℃2900km:(幔-核分界面)3700℃5100km:(内-外核分界面）4300℃6371km:(地心)4500℃第三节大地热流密度一、大地热流密度的测量方法温度梯度和热导率的测定1.大陆热流测量钻孔中围岩温度与钻井温度平衡时逐点测温，求地温梯度，采集不同深度代表性岩石，实验室内测热导率，并进行实验室与自然状态下岩石热导率差异校正。2.海底热流测温在海底松散沉积层中测不同深度温度，求温度梯度；取海底沉积物在实验室测热导率或用热敏元件探针直接测定热导率。二、大地热流密度的分布特点（一）大陆与海洋热流密度的相似性22261.531/6119/61.532.6/globlecontinentsoceancontinentscrustmantleqmWmqmWmqmWmqqq中国的热流分布三种模式0()(0)qqzDA在一定地区内地面热流与近地表岩石的放射性生热率之间存在线性关系:（三）热流与放射性生热率（热产量）间的关系放射性元素生热率随深度的变化A(z)，可能有三种模式：1.地表下存在厚度为D、生热率恒定的岩层，其下岩石生热率为零:A(z)=A(0)。这种模式不符合实际观测到的不同深度放射性元素的丰度分布。2.放射性元素的分布深度为2D,此层中生热率随深度呈线性变化，即()(0)(1),()(0),22zAzAAzADD在地面在深度处A(z)=0。中间是线性递增。该模式亦要求深度为2D时各处分布相同，也不合理，与实际有出入。3.生热率A(z)随深度呈指数变化，即()(0)exp()zAzAD放射性元素存在的深度z不一定要与D存在固定关系。0000()(0)exp(/)()(0)[1exp(/)]()(0)zqqqzAzDdzqzDAzDzDqqzDA在第三种模式下，地表热流密度为当时，第三项可忽略，即得到A(0)可从地表岩石中的放射性含量求得。由多个q0与A(0)作统计图，可求得各地区的q*和D值。深部热流密度与地表平均热流密度之间的关系0.6rqq世界范围地热流测定分析表明，来自深部地幔地热流约占地表平均热流密度地60%。即实际上，不同构造单元，热流密度差别很后大，来自深部的热流密度取决于深部热构造活动的发育程度。一般大范围统计结果，均在60%上下波动。（三）热流密度与地质年代的关系（四）热流密度与板块构造的关系第四节地热测量的应用一、地热能勘探二、预测油气远景区（盆地热演化和古地温场分布）三、勘探金属矿床四、预测矿山热害1.研究现今地面热流分布，进行构造单元划分；2.反演岩石圈流变学分层特征，探索大陆形成演化动力学背景。东秦岭热岩石圈厚度平面等值线图20km深度偏应力分布25km深度偏应力分布30km深度偏应力分布Moho界面温度分布商丹断裂带流变学剖面北秦岭带构造流变剖学面南秦岭构造带流变学剖面扬子地块北缘流变学剖面