地热地球物理勘探现状与展望

　　摘 要：地热能作为一种绿色、可持续再生的可替代清洁能源，因其分布范围广，资源储量巨大的特点受到全世界的广泛关注。开发地热能在调整能源结构、缓解能源资源压力、促进消费转型升级和推进生态文明建设方面具有重大现实及战略意义。经过几十年勘探与开发，浅层高温地热能几乎已经勘查完毕。目前，地热能勘探受储层埋深大、温度较低和手段单一等的影响勘查难度较大。

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　　为了解决这些难题，提高地热能勘查效率，需要引入勘探深度大、方法手段多等特点的地球物理勘探方法。为指导地热勘探，本文按照物性测量差异分为直接测量和间接测量阐述国内外地热能勘探实例，并对主流地球物理地热能勘探特点进行了对比。认为在实际地热勘探工作中某一种物性参数并不能很好的反映地质背景及地质体的空间状态，需要将多种地球物理勘探手段融合，相互补充及验证，提高地热地球物理勘探效率。关键词：地热能; 地球物理勘探; 直接测量; 间接测量;

　　引言当代社会发展严重依赖石油、天然气及煤炭非可再生化石能源，化石燃料的燃烧过程是不可逆的，化石能源的过度使用对自然环境以及生态系统的破坏也是不可逆的，这并不是一种可持续发展的道路。地热能作为一种绿色、可持续再生和可替代化石燃料的新能源受到全世界的广泛关注。世界范围内，有大约20个国家利用地热能发电保障居民的衣食起居，有大约60个国家直接使用地热产生的能量从事生产娱乐等(Gupta et al., 2006;曾昭发等，2012)。

　　地热能是由地球内部的放射性物质在衰变过程中产生的热能，在地球内部相对富集区域以及在地质构造活动相对强烈地区，能达到人类在生活中开发利用的热能(图1)(韩子夜，2007)。上地壳范围内现有数据的平均地温梯度大约为30℃/km，按照这一理论在地球10km深度处的温度大约为300℃。如果某一区域地温梯度高于平均值，则这一地区开发地热能耗费的代价则要降低。

　　有以下几个方面会造成地温梯度高于平均值;(1)深部岩浆上涌带来大量的能量;(2)地壳构造减薄作用，导致区域热流值较高;(3)在平均地温地热梯度区域地下水循环上涌也可以造成局部热异常;(4)构造活动产生热量被上覆热传导能力较差致密岩石隔绝;(5)浅部放射性元素产生热量引起局部热异常，如果有上覆岩层的隔绝即可较好保存这一热异常(Wright, 1998)。地热能资源有不同的分类标准，现行主流的分类原则是根据地热能中是不是有岩浆侵位带来热量把地热能分为两大类，岩浆地热和非岩浆地热。

　　岩浆地热的主要形式有热水或蒸汽热循环对流，干热岩和部分熔融地热能;非岩浆地热常常与沉积盆地热流传递和盆地地应力改变相关(Meju, 2002)。地热资源地球物理勘探以测量地球物理属性为手段，重点关注对岩石温度及流体比较敏感的地球物理参数或者可以揭示整个地热系统结构构造的某些参数。温度、孔隙度、渗透率、流体盐度以及压力这几个指标可以用来表征地热系统。然而这些参数并不是都能依靠传统地球物理方法在地球表面直接测量得到，但是有一些可以直接测量的地物参数可以提供给以上某些参数重要的相关性信息，这些参数有温度、电阻率、磁化强度、密度、波速、导热系数和渗透电位。

　　根据这些物性测量可以把地球物理地热勘探分为直接测量方法和间接测量方法或者结构测量方法：直接测量方法可以得到地热活动相关信息;间接测量方法则揭示了地质构造及地质体空间关系以及其隐含的地热信息。直接测量法大体上包含热力学方法、电阻率法、自然电位法等方法;间接测量法则主要是磁法测量、重力测量、地震方法测量。在实际工作中某一种参数并不能很好的反应地质背景及地质体的空间状态，因此需要联合几个物性参数获得更好的解译结果(David et al., 2006; 周厚芳等，2003)。1 直接法直接法地热能勘探方法通过测量与地热系统直接相关的参数来实现对地热异常分布进行评估、区分以及圈定的工作方法。

　　主要有以下几个方面:1.1热方法(热梯度法)热方法和别的物性特征相比可以直接用来表征地热系统，因此热方法是一种可以通过直接测量温度和热的地球物理方法进行地热勘察。但是这一方法有其短板所在，仅仅适合在浅地表进行测量，在测量深度方面受到制约，因此通常和打井作业相关联，可以在地面布设30-100m深钻孔。通过钻孔直接获得地温梯度资料，简单处理即可获得地温异常区域。地球的热量传递机制分为以下三种：传导，由原子级别的震动在地壳内传递热量;对流，地球内部构造运动带动热量的运移;放射性，在地热系统中没有显著影响。

　　在这里我们将阐述传导和对流两类异常区域使用热方法寻找勘察地热异常(Pálmason, 1975)。在传导过程中有以下关系式(Ayling et al., 2007)：Qcond−z=−k∆T∆zQcond-z=-k∆T∆z常数k：热传导率(W/(m·℃))，变化区间1 W/(m·℃)-5 W/(m·℃)，在沉积盆地以及结晶岩区域数值较小;∆T/∆z∆T/∆z: 温度梯度，线性表示温度和深度之间的关系。若Q数值在80-100之间甚至更高，则表明地热传导发生在近地表，即地热异常区(Saemundsson, 2013)。对流作用是一种重力密度流引起大范围广区域带动能量流动的热传递，与岩石的渗透性有关系，热流体在对流循环中传递能量。

　　高温地热系统依靠热对流作用为主传递热量，然而在沉积盆地地区以热传导为主，地热系统热传递是一个混合作用传递热量的系统。尽管热方法受限于钻井方式进行地热系统勘察，仍不影响热方法是地热勘察中重要的要一极。

　　这一方法主要包含以下几个方面：(1)划分地表热分布地图;(2)划分20-100m深度内地热梯度变化区域以及局部异常图;(3)评估区域以及局部热流值异常情况，划分可能的热流输出区。1.2地电法地电法是地热勘探中很重要的一种方法，通过不同方式方法测得区域中电阻率分布差异进行地热能潜在评估及热源分布。电阻率会因为温度以及蚀变作用而改变(Árnason, 2000)。我们可以利用这一特性在野外对电阻率进行测量。原理是电流在传导过程中会产生磁环绕在地球表面。

　　Ohm’s 法则是地电法的基本理论基础(Kana et al., 2015)。E=∆jE=∆jE是电场强度(V/m)，jj是电流密度(A/m2)，∆∆是电阻率，且∆∆=V/I。电阻率的倒数是电导率(S/m)，因此也可以利用电导率测量进行地热勘探。根据能量来源不同，电阻率法又可以分为主动源测量法和被动源测量法。

　　在主动测量法中，斯伦贝谢排列(Schlumberger) 以及温纳排列(Wenner array) 直流/交流(DC/AC) 垂直测深(the vertical electrical sounding，VES)，偶极-偶极阵列和双极-偶极阵列就是实际的例子;瞬变电磁法(TEM)、可控源电磁法(CSEM)以及Sirotem methods是典型的主动源测量法。使用地球电磁场为场源的测量方法称为被动源测量，主要包括长周期的电磁法(MT)以及音频大地电磁法(AMT)(Kana et al., 2015)。

　　1.2.1直流电法直流电法是最早用来进行地热勘探的方法之一，其理论基础是测量电势场求得视电阻率：ρα=K∆VIρα=K∆VIραρα：视电阻率，K：跟排列相关的几何因子，∆V∆V：测量电势差，I：电流(Castañeda et al.,2009)。上世纪50-80年代，直流电法成为地热勘探的常规手段，随着时间的发展，这一方法的在地热勘探中的应用也越来越广泛。电法中重要的装置为两对不同的电极，用来记录电流转移和场强差异。在电测深和电法剖面中两对电极有显著差别。在电测深工作中，电极中心位置固定，电极间距离变化;在电法剖面测量中电极距离固定，整个排列移动。直流电法设备组成有发射器，高精度电压表，导线，电极以及电源。在某些地地形高差较大地区，为便利施工，可以利用汽车电瓶做为电流发射器，精简仪器设备。地球内部并不是均一层状介质，我们测得的视电阻率是某一深度范围内平均电阻率。

　　在电测深中，视电阻率图中纵轴以AB/2为单位的双对数坐标，随着电极距离的增加而增大，在实际生产中，电极距的增加会给施工带来难度。直流电法测量中1维数据解释相对2维以及3维而言较简单，获得的信息也较少，2维以及3维数据解释难度越来越大，但也带来相对更加丰富的信息。

　　1.2.2频率域电磁法在频率域电磁法中常规地热勘探方法有大地电磁法(MT)以和大地音频电磁法(AMT)(Strangway et al, 1973)。大地电磁法(MT)和音频大地电磁法(AMT)使用地球电磁场作为测量的场源，地面观测采集的天然交变电磁场数据受到地下不同深度和不同成分岩体的影响，可以用来反演地下岩体的埋藏状况和空间分布信息(柳建新，2012)。Hoover DB(1974)给出了标量视电阻率以及趋肤深度的相关关系：f:频率，单位Hz;Ex是X方向电场水平分量;Hy是y方向磁场分量，δδ：趋肤深度，单位m。根据以上公式，我们可以得出两个结论：1，勘探深度与电阻率平方根成正比;2，勘探深度与频率平方根成反比。不同周期自然电磁场可以用来勘探地下地质体不同电阻率分布(Vozoff, 1991)。

　　1.2.3瞬变电磁法上世纪80年代，瞬变电磁法(Transient Electro-Magnetic method，TEM)因为在地表1-1.5km内勘探深度具有较高精度，逐步取代了斯伦贝谢电测深(Schlumberger sounding)。瞬变电磁法工作特征为利用接地线源或者不接地回线方式向地面发射电磁脉冲，一次场间断会引起感应二次场，因为二次场典型特征受到地下不同深度以及不同类型地质体影响会发生变化，通过观测二次场的变化特征对地下地质体进行勘探。由于高频成分波长短，在传播过程中衰减相对较快，可勘探深度也相对较浅，低频成分电磁场波长较长，在地下传播过程中衰减较慢，勘探深度也随着频率的降低而增大。

　　因此测量所得不同时间二次场信息即为不同深度地下电信号特征。(张宝祥等，2004)。瞬变电磁法仪器与直流地电法相比要昂贵且更加复杂，由数据记录采集站，发射系统和发射线圈组成。为了加大测量深度，大线圈边长一般为150-300 m之间，当线圈边长达到300 m时，瞬变电磁法可获得1-1.5 km深度电阻率变化数据。与斯伦贝谢电测深法相比，瞬变电磁法的有优势有以下四个方面：1. 施工受地形起伏影响较小;2. 低阻体效果好且施工便捷;3. 信息丰富，一次测量包含剖面和测深信息;4. 组合观测，形态简单，异常响应明显。1.2.4大地电流法(Telluric current method)大地电流法(Telluric current method) 是以水平方向电阻线性变化假设为前提，测量不同构造作用影响的大地电流变化。在远端建立参考观测站，一般使用两个不同的场来提高数据精度。自然电位法(Self-potential) 与以上方法有极大差别，电动力和热电现象引起盐水循环断裂区电极化效应。通过对测量地表电位场数据的差异，识别有极化区断层引起的电位场正异常，负异常和偶极异常。在有液体作用的地热异常区有较好的应用前景(Munoz, 2014)。

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文章名称： 地热地球物理勘探现状与展望

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