地热田高地温异常成因机理及温度分布特征

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1、地热田高地温异常成因机理及温度分布特征毛小平【摘要】 There are different opinions concerning the formation of geothermal field high temperature in geothermal research and the problem as to why there is a low temperature gradient in the deep part of the geothermal field. In this paper, the authors analyzed the influencing fac

2、tors of geothermal field proposed by previous researchers, and adopted geothermal field forward modeling method to study two situations, i.e., anomalous heat sources heating magma pocket and heat transfer without heat source. The authors hold that the majority of anomalous heat sources such as magma

3、 pocket have a fast cooling rate and cant directly heat the geothermal field relative to the geological evolution time scale. The search for geothermal field should be mainly conducted in a good thermal cap with a certain thickness in the shallow part and the high conductive layer in the deep part.

4、The main controlling factor for high geothermal field is the lateral heterogeneity in physical-thermal conductivity caused by tectonic movement. In geothermal field, the temperature reflects mirror image with depth in the vertical direction, i.e., geothermal gradient decreases sharply from shallow p

5、art to the deep part until high conductive homogenization depth. The temperature measurements in lots of geothermal fields show the correctness of this conclusion.% 在地热研 究中地热田高地温的形成原因、为何地热田深部会出现低地温梯度等说法不一，未 有定论.本文对前人所提出的地温场影响因素逐一进行了分析,采用地热场正演模拟 手段，对有异常热源供热-岩浆囊和无热源的热传导两种情况进行了研究.认为多数 异常热源如岩浆囊，相对于地质演化时

6、间尺度而言，其冷却速度较快,并不能直接为 地热田供热;寻找地热田主要在浅部有一定厚度的好的热盖层和深部有高导层的区 域进行;构造运动所引起的物性-热传导性的横向不均匀性才是引起高地温场的主控 因素;地热田在垂向上温度随深度呈镜像倒影关系,会呈现浅层地温高，向深部地温 梯度急剧减小,直到”高导均化深度”,大量地热田温度实测结果说明了这一结论的正 确性.【期刊名称】地球学报 【年(卷)，期】2018(039)002 【总页数】9页(P216-224) 【关键词】地热甜点;热传导;构造运动;新能源;岩浆囊 【作者】毛小平【作者单位】中国地质大学(北京)能源学院，北京100083【正文语种】中文 【中

7、图分类】P314;O482.221地热田成因机制研究概况作为新能源的地热能的开发利用已提出了多年，对于缓解我国的大气污染具有很重 要的意义(王贵玲等,2017),目前在国外已大量开展地热勘探与开发工作(Erkan, 2007; Tester et al., 2007),而在我国仍没有大规模利用,究其原因,主要是因为地 热勘探及开发的成本高;地热田成因机理尚待研究,没有找到具有较大经济价值的 地热田，即未找到层位浅且具有高温的地热甜点区”(热点)，实现无热找热”，目 前仅限于在有温泉的地区进行地热开发。因此地热勘探有利区带预测具有重要的研 究意义。关于地热田区域异常高地温的形成,很多学者都做了大

8、量研究(Lee, 1970;Chapman and Rybach,1985; Cermark and Rybach, 1989;汪洋等，2001)。在 区域大尺度上,目前普遍认为断裂带、放射性生热、地幔活动等是地热异常的主要 因素(Ja upart et al.,2015)。学者较多地关注在一些已知的温泉或断裂附近找到高 热区带后的开发研究,或直接是与油田结合，进行油气伴生地热的开采(Cubric, 1977; Zhang,2009; Lyle, 2010;李克文等，2012; Templetona, 2014;Wight and Bennett, 2015),以降低开发成本。下面就前人对地温

9、异常的各种影响因素:地壳 厚度、断层、放射性、岩浆活动等进行一个归纳。1.1地壳厚度的影响韩湘君和金旭(2002)认为中国东北地区地壳和上地幔的热结构弓|起了热流分布的 变化，莫霍面起伏与地温场分布呈正相关关系，即隆起越高地温越高。1.2断裂的影响多数学者认为断裂起到热对流通道作用(Roy,1972; Villas and Norton, 1977;Turcotte and Schubert,1982; Best and Christiansen, 2001),通过断裂可从深部 获得高温流体;高宗军等(2009)根据实际经验归纳了异常地热的成因，归结于有物 质交换的热对流;陶士振和刘德良(20

10、00)认为郯庐断裂带及邻区温泉的发育取决于 地质热源体的存在、区域构造、断裂和地下水循环状况、基底和盖层岩石热导率等; 石耀霖和王其允(1997)将断层作为热的起源而非传热通道，认为喜马拉雅地区逆掩 断层的幕式活动会摩擦剪切生热。1.3岩浆囊供热除了上述这些地热控制因素外，很多学者还提出岩浆活动才是地热场的主控因素， 认为岩浆活动为地热田提供了源源不断的热量(Berktold, 1983;Urzua et al., 2002; Oskooi et al., 2005),如岩浆囊。白嘉启和梅琳(2006)认为青藏高原南部的喜马拉雅地块可能存在部分熔融岩浆囊， 形成了规模宏伟的地热带;He等(20

11、16)从大地电磁角度推测了青藏高原南部深部7 km以下地壳中就有部分融熔体;汪集旸等(2012)根据部分井和地表测量结果，勾绘 了我国陆区不同深度地温分布平面图,认为青藏高原存在普遍的高地温;陈红汉等 (2013)发现面积较大的几个沉积盆地地温梯度较小，如措勤盆地为34-40 l/km、 羌塘盆地15 -30 C/km;符必昌(1998)推测腾冲地热热源来自于埋深约5 km以 下的岩浆囊;高金亮等(2014)在云南腾冲马站乡进行了岩浆囊探测的科学钻,预测 此处4 km深处有一个大地电磁低阻高导层，判断可能是岩浆囊，但实钻仅1 200 m即停钻，钻探结果证实地温没有预期的那样高,梯度仅57 C/

12、km。1.4基底起伏影响基底起伏及覆盖层厚度因素对地温场的影响，有多位学者做过统计研究，认为对地温 场影响较大(马刚等,1983;闫敦实和于英太,2000)。陈墨香和邓孝(1990)认为,地 下热流在传导过程中总是向着导热系数高、热阻小的部位偏移而易形成热异常，并 提出隆起带具有高温异常，地温场的高低和基底起伏具有正相关关系;龚育龄等 (2003)认为济阳坳陷热流的横向变化特征与基底起伏呈正相关,但将它归功于热 折射”效应;王良书等(2002)认为热流与新生代的岩浆活动关系密切。综上所述，影响地热场的因素众多,如何在这些因素中,找到最为关键的因素,并提 出地热有利区预测的模式,是本文的研究重点

13、。2异常地热体温度分布特征在众多影响因素中,岩浆囊是多数学者认可的地热田直接热源,为此,专门针对该问 题进行一个分析。本文无意否定岩浆囊的存在,石油勘探领域早已对侵入到浅层的 高温岩浆的作用做过研究,分析它对烃源岩的影响,但受影响的空间范围和时间是 有限的。因为存在岩浆活动时,岩浆通过一些通道侵入到浅层就位,岩浆活动停止 后，其热量散热速度相对于地质演化历史这个时间尺度而言是很快的，可以认为是 瞬间”完成的。2.1理论异常热源的正演模拟为此，作者通过地热场数值模拟对异常热源对地温场的影响进行了研究。建一个3 层横向均匀的模型:浅层地热盖层C厚度为1 000 m,中部中生代地层M厚3 000 m

14、,之下为花岗岩G高导层。模型中部4 500 m处有岩浆以850 C温差侵入形成 岩浆囊H,宽高为4 000 mxl 500 m,长度无限的二度体，研究随着时间推移其冷 却过程。设地表平均温度为15 C,地温梯度取30 C/km, 3套地层C、M、G的 热导率取值分别为0.6 W/(mC)、3.0 W/(mC)、3.49 W/(mC),比热容c取1 000 J/(kgC),密度p均取2 500 kg/m3。采用二维热导方程实现模拟：式中,T为古地温/C; t为从模拟起始时刻算起的时间/s; k为地下介质热导率 /(W/(mC); p为地层密度/(kg/m3); c为地下介质的比热容/。/林9。)

15、;x、z分 别代表水平方向和铅垂方向坐标轴;Q为异常热源/(W/m3),如岩体侵入。方程离 散化后得到：式中,i、j分别为x、z方向的单元数,n为时间步数。采用隐式有限差分进行迭代 求解，可以得到不同时刻的温度场的分布。通过模拟计算,得到5万年后岩体温度由1 000句降至320 C,高于围岩背景温度 场170 C,如图1a所示;40万年后降至200 C,高于背景场50 C,如图1b; 60万 年后,异常地温几乎消失。由此结论可以看出，发育于浅层岩浆囊”的异常高温度的衰减及冷却过程是很快 的,0.40-0.6 Ma就达到了热平衡温度。但需要指出的是，这个冷却时间与岩体埋藏 深度有关,深度越大，冷

16、却越慢，一般在0.5 1 Ma之间,段文涛等(2017)模拟了火 山岩浆活动热扩散过程,分别计算了半径为0.5 km和1 km,顶部埋深在0.5 10 km的火山颈岩浆侵入后达到冷却指数为95%所需要的时间2.8 20万年,其中， 半径1 km埋深0.5 km、4 km、10 km分别为7.4万年、18.3万年、20.1万年。 计算的冷却时间略小于本文所计算的结果,差别在于前者采用了三维模拟,本文采 用了二度体模拟侵入规模相对较大,说明模拟结论合理。2.2石油勘探中关于浅层岩浆的热影响在石油勘探中,为了研究这种浅层岩浆侵入体对烃源岩的影响,有大量类似的模拟 结论。有研究表明，侵入体在侵入后的冷

17、却速度和其体积有关，岩浆冷却速度相对于 地质历史而言是较快的(Lovering, 1935; Rikitake, 1959; Mundry, 1968)。以岩 脉200 m厚为例，冷却仅需6 500 a就降至原始温度的10%,若设原始岩浆温度为 1 333 C,则降为133.3 C(Gretener, 1988)。田文广等(2005)通过模拟得出,岩浆 侵入体冷却时间随深度增加而增加,随侵入体厚度增加而增加,大部分侵入体冷却 所需的时间在100万年内,距侵入体垂直距离100 m时10 a才开始升温,500 a 达到最高180 C;距离200 m时100 a开始升温,1 000 a达到100C,

18、侵入1万 年后降至比正常高60C, 10万年降至高20C,20万年仅2 C, 100万年后过热温 度趋近于零，即温度平衡了。张旗等(2013)研究了地热场中岩浆热场的识别及其意 义,也提出了一旦岩浆停止活动冷却后,岩体的温度与围岩的温度差为0C时，它将 回归地热场。因此,可以认为岩浆活动所产生的异常高温场即使存在,也会随着热传导快速冷却 达到一个动态平衡状态。2.3主要地热田岩浆活动时间很多地热田目前的确处于岩浆活动地区,岩浆活动是否能直接为地热田供热量，需 要看其活动时间。吴珍汉等(2005)认为念青唐古拉65.055.0 Ma发生早期岩浆 侵位事件;18.3-11.1 Ma期间在约11 k

19、m深度发生大规模岩浆侵位和结晶成岩 事件。其中,11.1 Ma(即1 110万年)岩浆侵入结束,至今应有足够的时间冷却。 王书兵等(2015)认为,云南腾冲热海热田的火山活动分为四期,最新一期岩浆活动 为50万年前，岩浆本身所携带的热量已散失掉。姜朝松(1998)研究了腾冲地区马鞍 山火山口年龄仅为3 800 a,它是否能为地热田提供热量值得更进一步探讨，其位置 位于腾冲热海热田北北西7.6 km处。图1岩体侵入停止后0.05 Ma (a)、0.4 Ma (b)的温度/分布剖面图Fig. 1 Temperature/ distribution in 0.05 Ma (a) and 0.4 Ma

20、 (b) after the intrusion of rock massC-热盖层;M-中间层;G-高导层；H-侵入岩体 C-hot cover layer; M-middle layer; G-high thermal conductivity layer; H-intrusive magma综上所述可以认为,岩浆囊可能存在,依靠发育于浅层的岩浆囊为地热田供热的地 热勘探模式，需要进一步研究;用岩浆活动、岩浆直接供热来解释羊八井高温的成因 值得商榷。3地热田地温场分布特征前人用统计、归纳法总结出基底起伏和地温梯度具有相似性(马刚等,1983;闫敦实 和于英太,2000),这其实是横向物质的

21、非均性对地温场的影响。为此本文采用正演 模拟方法，对理论模拟和实际地质模型进行模拟计算得出，决定区域地温场分布的 主控因素,是地壳中近地表处导热性的横向非均匀性。下面就其对温度在垂向和横 向上的影响及特征进行论述。3.1地热田温度垂向分布特征如图2所示,在底部设计了一个理想的古隆起，代表高热传导层,为了研究温度垂向 分布特征,暂不考虑地质界面倾角对温度的折射作用。古隆起模型宽度为1 000 m、 高度2 000 m,顶部200 m厚度地层为盖层，热导率k1=0.6 W/(mC),古隆起 k3 = 3.0 W/（m。，围岩k2设不同的值进行数值模拟，其它参数同前,基底热流q 设为陆区平均值71.

22、8 mW/m2。以此模型来研究基底起伏对地温场的影响，模型如 图2a所示。模拟时间为10万年，图2b、c分别为不同围岩热导率在10万年后的 温度场分布,热导率分别为2.0 W/（m。C）、0.6 W/（m。）,从图中可以看出，围岩 与古隆起热导率差异越大,浅层高温异常越显著，图2b中围岩k2=2.0 W/（mC）, 经10万年后，剖面上的温度场，在隆起顶部-2 000 m处异常较小,约高于背景场 5C;图2c中围岩k2设为0.6 W/（mC）,在隆起顶部异常更大,高于背景场约 22C,说明物性差异越大，对温度影响越大。从上面模拟结果可以看出,在高导体顶部异常温度最高。在垂向上,此处随深度增 加

23、地温梯度下降较快，地温形成镜像倒影”关系；而在横向（平面）上，向两侧非高 导体区域,温度为正常梯度。在平面上或横向上，远离高导体温度下降，慢慢和背景 场接近了。从图2c可以看出,在深部会出现两个特殊深度:-3 000 m处高导均化深度”、- 4 000 m处物性均化深度”。-3 000 m处相当于高导体中心，模型中心与模型 两边的边界区域温度相近,高导体顶部地温梯度最大-形成现今的地热田,至-3 000 m处的高导均化深度”之上均为高温,但梯度急剧下降至正常梯度,之下为低温； 在-4 000 m处,由于深部物性基本一致,使温度也基本一样了，垂向上和前面正好 相反,高导体在此深度之上为低地温,之

24、下为正常温度梯度,形成了镜像倒影关系。 在此撇开模拟过程，以生活常识为例,也可以说明这种关系的正确性。图2a模型上 标有4个点,分别为古隆起底部顶部B, AB相当于伸入“火炉”中的“火钳”， 及外围无古隆起区域的同深度对应点：A和BA与A点同时与深部火炉 接触,很显然,A点由于火钳”AB的存在,导致A点快速降温而低于A点,A点 周围形成一个低温度场;而浅层B点因高导体AB传热快，外围传热慢,B点温度会 明显高于B点,B点周围形成一个高温度场。由此推知，对寻找浅层地热,隆起区 顶部B点比非隆起区B点有利;对深层地热，非隆起区A点比隆起区A有利。 图2地温计算模型及其计算结果Fig. 2 Geot

25、hermal model and its calculation results多数学者将这种地热田深部低地温梯度现象解读为大气降水的冷却作用（栾光忠等， 2002;多吉,2003;汪集旸等,2012;陈红汉,2013）。事实上，这种垂向上的镜像倒 影关系现象几乎普遍存在于地热田中，如羊易地热田中深井ZK212在400 m以下， 梯度急降至24 oc/km（刘海洋,2014）,如图3a所示;羊八井地热钻孔ZK302、 ZK303在160 m以下温度梯度接近于0 C/km（胡先才,1992）;法国苏尔茨地区实 测地温分布中,在深度1.4 km以下，梯度很小（Baria et al., 1994）

26、,如图3b所示； 松辽盆地达深3井在隆起带上，同样在500 m处梯度为45 C/km,而在3 500 m 以下，则降至35 C/km（姜传金等,2009）;甘孜某钻孔地温剖面上,150 m深处温度 为90C,再深钻至600 m深处,温度不变（武斌,2013）;阳江市新州地热田原ZK1 号孔南5 m处实施1 000 m地热钻探工程,在深80 160 m范围内迅速达到 75 80 C,再向下则增温缓慢，至700 m才增至95 C,到1 000 m达到 106 C（蔺文静等,2016）,如图3c所示。中国地质调查局联合河北省煤田地质局，希 望在河北省献县典型地热田建设深部地热资源勘查开发综合试验基地

27、,部署了 GRY1号钻孔,拟钻探6 360 m,钻至4 000 m时实测地温梯度仅为1.84 C/（100 m）, 1 200 m以上为高地温梯度段，至4 000 m地温由88 C温度仅增至107 C, 属于低梯度段（刘彦广和李学文,2017）。由此看出，地热田的深部并非继承浅层的 高地温梯度,也不是因为断层、储层的局部热对流、或大气降水使深部调整”低 了，核心在于温度在垂向上的镜像倒影分布。另外,从热量供给速度看,若地热田地 温场出现了 镜像倒影”分布，说明深部无足够的热源补给，而是正常的基底热流的 传导。由此可以更进一步地说明,浅层岩浆囊直接供热需要进一步研究。图 3 地热田温度垂向分布特

28、彳正 Fig. 3 Vertical distribution characteristics of temperature of geothermal field 图 3a 据刘海洋，2014;图 b 据 Baria et al., 1994;图 c 据蔺文静等,2016Fig. 3a after LIU, 2014; Fig. b after Baria et al., 1994; Fig. c after LIN et al., 2016图4牛驼镇热田地温场模拟剖面图Fig. 4 Geothermal field simulation profile of Niutuo town geo

29、thermal field3.2地温场的横向特征周瑞良等(1989)研究了雄县地热田，认识到高地热场可能与基岩凸起有关,剖面上 覆盖层厚度相近,这时基底起伏就是决定因素。在雄县周围牛驼镇凸起雄9井处， 基岩埋藏较浅,地温梯度达到最高66 l/km,容城凸起容1井达到58 C/km,霸县 凹陷家1井46 C/km,而中间其余部分，则基底埋藏较深，地温梯度也低。针对上面模型,本文采用正演模拟方法来验证横向物性的非均匀性可以引起相似的 地温场，模拟年代为50万年，地表温度为15 C,地温梯度设为35 C/km。该地区 基底热流在地表测量为1.67 HFU,新生界底1.62 HFU,中生界底1.6 H

30、FU、古生界 和中上元古界底1.56 HFU(参数来自姜枚等,2012;赵慈平等,2011)。本次模拟是 基于元古底界，可以取Q=1.56 HFU,得到结果如图4所示,底部为模型，上面为实 测地温及模拟结果，其中最浅层有400 m第四系覆盖层，热导率k1=0.6 W/(mC);之下的新近系为k2=1.39 W/(mC);古近系为k3 = 1.45 W/(mC);老地层k4=4.43 W/(mC)。由图4看 出,隆起带与坳陷区域，其温度差异幅度是一致的，说明地质结构对温度的控制作用 是很明显的，不需要断裂来沟通深部热源,在古隆起上亦能得到高地温。理论模型的模拟和实测温度说明,在平面上，通过热传导

31、可形成与基底形态构造相似 的地温场分布。基底起伏只是表象，实质是地层物性(热传导)的不均匀性，即横向的 物质不均匀性所产生的热传导性的差异。4结论通过地温场正演及实际资料综合研究，得出以下结论：(1) 岩体侵入及任何高温异常体其散热时间(冷却时间)相对于地质历史来说，是相当 短暂的,冷却快，进入热平衡(稳态)时间小于10-40万年,盖层热阻越强，其进入热 动平衡状态所需时间越长 可达100 -200万年，因此，地热田的热量来源不需要寄 希望于岩浆侵入、放射性等异常热源，除非研究区存在第四纪至今正在活动的岩体。(2) 基底起伏与地温梯度形状有着正相关关系，由构造活动所引起的基底起伏对地温 场的影

32、响是表象，实质是近地表物性-热传导能力的非均匀性，这种不均匀性是大范 围(区域)地温场的决定因素或主控因素，地温场是地幔热流供热、地表散热的动平 衡的、稳态结果。一定厚度的热盖层(高热阻)是产生高温异常的必要条件,盖层的热阻大小极为重 要，但不是主控因素。(4) 通过模拟得出地热田在垂向上温度随深度会呈镜像倒影关系,大量的地热田温度 测试也证明这种现象具有普遍性。温度垂向分布分为三个段:高地温梯度段-地热甜 点之上、低地温梯度段-高导均化深度段之上及低温段-物性均化深度。据此可以推 测,浅部地热可以在古隆起或有岩体侵入地区寻找，而面对更高温的干热岩(深部地 热)的勘探则不适合在这一地区，应在埋

33、藏更深的古隆起甚至盆地发育区可能有更好 的效果。(5) 提出地热甜点模式的两种表现形式:古隆起带上覆盖有热盖层,隆起幅度越大 越好,在其上具有200 - 500 m厚的高阻热盖层;顶部有一定厚度的高热阻盖层， 之下存在花岗岩侵入体,作为热通道沟通深部热源。Acknowledgements:This study was supported by National Natural Science Foundation of China (No. 41572314), and China Geological Survey (No. 20160181).参考文献：白嘉启,梅琳,杨美伶.2006.青藏

34、高原地热资源与地壳热结构J.地质力学学报， 12(3): 354-362.陈红汉，吴悠,肖秋苟.2013.青藏高原中-新生代沉积盆地热体制与古地温梯度演化 J.地球科学-中国地质大学学报,38(3): 541-552.陈墨香，邓孝.1990.华北平原新生界盖层地温梯度图及其简要说明J.地质科学,3: 269-277.段文涛,黄少鹏,唐晓音，张炯.2017.利用ANSYSWORKBENCH模拟火山岩浆活 动热扩散过程J.岩石学报,33(1): 0267- 278.多吉.2003.典型高温地热系统一羊八井热田基本特征J.中国工程科学,5(1): 42- 47.符必昌.1998.云南腾冲地热成因及水

35、化学特征J.云南工业大学学报,14(3): 46- 50.高金亮,孙春青，张磊，丁磊磊,郭正府,刘嘉麒.2014.云南腾冲火山-地热-构造带科 学钻孔概况及其科学意义C/中国地球科学联合学术年会,北京:2748-2750.高宗军,吴立进，曹红.2009.山东省地热资源及其开发利用J.山东科技大学学报自 然科学版,28(2): 1-7.龚育龄，王良书,刘绍文,李成，韩用兵,李华，刘波,蔡进功.2003.济阳坳陷大地热流 分布特征J.中国科学(D辑),33(4): 384-391.韩湘君,金旭.2002.中国东北地区地热资源及热结构分析J.地质与勘探,38(1): 74-76.胡先才.1992.羊

36、八井地热田深部热源及热传递特征浅析C/西藏拉萨:中国西藏 高温地热开发利用国际研讨会论文选.北京:地质出版社:60-63.姜朝松.1998.冲地区新生代火山活动分期J.地震研究,21(4):320-329.姜传金，苍思春，吴杰.2009.徐家围子断陷深层气藏类型及成藏模式J.天然气工 业,29(8): 5-7.姜枚,谭捍东，张聿文,彭淼,李庆庆,张立树，许乐红,王伟.2012.云南腾冲火山构造 区马站一固东岩浆囊的地球物理模式J.地球学报,33(5): 731-739.李克文,王磊,毛小平，刘昌为,卢菊红.2012.油田伴生地热资源的评价与高效开发 J.科技导报,30(32): 32-41.蔺

37、文静,甘浩男,王贵玲，马峰.2016.我国东南沿海干热岩赋存前景及与靶区选址 研究J.地质学报,90(8): 2043-2058.刘海洋.2014.羊易地热田中深井ZK212温度与压力分析D.北京:中国地质大学： 24-25.刘彦广,李学文.2017.河北献县深部地热资源勘查开发综合试验基地初步建成N. 中国地质调查局:中国地质调查成果快讯,2017-12-18.栾光忠，刘红军，刘冬雁,王文正.2002.山东半岛温泉的地热属性及其特征J.地球 学报,23(1): 79-84.马刚，常恩祥,周瑞良，胡景江,张业成，张奕夫.1983.华北平原北部地温场特征及 其形成条件的初步探讨J.中国地质科学院

38、562大队集刊,4: 109-126.石耀霖,王其允.1997.高喜马拉雅淡色花岗岩形成的热模拟J.地球物理学报，40(5): 667-676.陶士振，刘德良.2000.郯庐断裂带及邻区地热场特征、温泉形成因素及气体组成J.天然气工业,20(6): 42-47.田文广,姜振学，庞雄奇,孟庆洋,付立新.2005.岩浆活动热模拟及其对烃源岩热演 化作用模式研究J.西南石油学院学报,27(1): 12-16.汪集旸,胡圣标，庞忠和,何丽娟，赵平,朱传庆，饶松，唐晓音，孑L彦龙，罗璐,李卫卫.2012.中国大陆干热岩地热资源潜力评估J.科技导报,30(32): 25-31.汪洋,汪集旸，熊亮萍,邓晋福

39、.2001.中国大陆主要地质构造单元岩石圈地热特征J.地球学报,22(1): 17-22.王贵玲，张薇,梁继运,蔺文静，刘志明,王婉丽.2017.中国地热资源潜力评价J.地 球学报,38(4): 449-459.王良书，刘绍文,肖卫勇,李成,李华,郭随平，刘波，罗毓晖,蔡东升.2002.渤海盆地 大地热流分布特征J.科学通报,47(2): 151-155.王书兵,傅建利,李朝柱,蒋复初,田国强.2015.滇西南腾冲地块新构造运动阶段初 步划分J.地质通报,34(1):146-154.吴珍汉，胡道功,刘琦胜,叶培盛,吴中海.2005.念青唐古拉花岗岩热演化历史和山 脉隆升过程的热年代学分析J.地

40、球学报,26(6): 505-512.武斌.2013.松潘甘孜地区地热资源的地球物理勘探研究D.成都:成都理工大学：67.闫敦实,于英太.2000.京津翼油气区地热资源评价与利用M.武汉:中国地质大学 出版社.张旗,金惟俊,李承东,焦守涛.2013.地热场中岩浆热场”的识别及其意义J.地 球物理学进展,28(5): 2495-2507.赵慈平,冉华,陈坤华.2011.腾冲火山区壳内岩浆囊现今温度:来自温泉逸出气体CO2、CH4间碳同位素分馏的估计J.岩石学报,27(10): 2883-2897.周瑞良，刘琦胜，张晶，杨力强.1989.华北断陷盆地牛驼镇基岩高凸起型热田地质 特征及其开发前景J.

41、中国地质科学院562综合大队集刊，第7.8号:21-36.References:【相关文献】BAI Jia-qi, MAI Lin, YANG Mei-ling. 2006. Geothermal Resources And Crustal Thermal Structure Of The Qinghai-Tibet PlateauJ. Journal of Geomechanics, 12(3): 354-362(in Chinese with English abstract).BARIA R, BAUMGARTNER J, GERARD A. 1994. Status of the Eu

42、ropean hot dry rock geothermal programmerJ. Geothermal Engineering, 19(1/2): 33-48.BERKTOLD A. 1983. Electromagnetic studies in geothermal regionsJ. Geophysical Surveys, 6(1-2): 173-200.BEST M G, CHRISTIANSEN E H. 2001. Igneous PetrologyM.Blackwell Science Ltd.CERMARK V, RYBACH L. 1989. Vertical dis

43、tribution of heat production in the continental CrustJ. Tectonophysic, 159:217-230.CHAPMAN D S, RYBACH L. 1985. Heat flow anomalies and their interpretationsJ. Journal of Geodynamics, 4(1): 3-37.CHEN Hong-han, WU You, XIAO Qiu-gou. 2013. Thermal Regime and Paleogeothermal Gradient Evolution of Mesoz

44、oic-Cenozoic Sedimentary Basins in the Tibetan PlateauJ.China, Eerth Science-Journal of China University of Geosciences, 38(3): 541- 552(in Chinese with English abstract).CHEN Mo-xiang, Deng Xiao. 1990. The Map of Geothermal Gradient of Cenozoic Sedimentary Cover in The North China Plain and its Bri

45、ef ExplanationJ. Scientia Geologica Sinica,3: 270-277(in Chinese with English abstract).DUAN Wen-tao, HUANG Shao-peng, TANG Xiao-yin, ZHANG Jong. 2017. Numerical simulation of the thermal diffusion of volcanic magmatism with ANSYS WORKBENCHJ. Acta Petrologica Sinica, 33(1): 267-278(in Chinese with E

46、nglish abstract).DUO Ji. 2003. The Basic Characteristics of the Yangbajing Geothermal Field A Typical High Temperature Geothermal SystemJ. Engineering Science, 5(1): 42-47(in Chinese with English abstract).ERKAN K, HOLDMAN G, BLACKWELL D, BENOIT W. 2007.Thermal characteristics of the Chena hot sprin

47、gs Alaska geothermal systemC/Proceedings of Thirtysecond Workshop on Geothermal Reservoir Engineering, Stanford, CA: Stanford University, January 22-24. FU Bi-chang. 1998. Cause of Geothermal Heat and Characteristics of Water Chemistry in Teng ChongJ. Journal of Yunnan Polytechnie University, 14(3):

48、 46-50(in Chinese with English abstract).GAO Jin-liang, SUN Chun-qing, ZHANG Lei, DING Lei-lei, GUO Zheng-fu, LIU Jia-qi. 2014. Scientific drilling and its scien-tific significance in volcanic-geothermal-tectonic belt in TengchongC/Yunnan. Joint Annual Meeting of the Earth Sciences of China, Beijing

49、: 2748-2750(in Chinese).GAO Zong-jun, WU Li-jin, CAO Hong. 2009. The Summarization of Geothermal Resources and Its Exploitation and Utilization in Shandong ProvinceJ. Journal of ShandongUniversity of Science and Technology-Natural Science, 28(2): 1-7(in Chinese with English abstract).GONG Yu-ling, W

50、ANG Liang-shu, LIU Shao-wen, HANG Yong-bin, LI Hua, LIU Bo, CAI Jingong. 2003. Distribution characteristics of terrestrial heat flow in Jiyang DepressionJ.Science in China (Series D), 33(4): 384-391(in Chinese).GRETENER P E. 1988. Geothermics: Using Temperature in Hydrocarbon ExplorationM. Translate

51、d by ZHANG Hou-fu.Beijing: Petroleum Industry Press: 31-33.HAN Xiang-jun, JIN Xu. 2002. Geothermal Resource and Thermail Structure In Northeastern ChinaJ. Geology and Prospecting, 38(1): 74-76(in Chinese with English abstract). HE Lan-fang, CHEN Ling, Dorji, XI Xiao-lu, ZHAO Xue-feng,CHEN Ru-jun, YA

52、O Hong-chun. 2016. Mapping the Geothermal System Using AMT and MT in the Mapamyum (QP)Field, Lake Manasarovar, Southwestern TibetJ. Energies,9(10): 855-868.HU Xian-cai. 1992. Elementay introduction to the characteristics of deep heat soucre and heat- transfer in Yang Bajain Geothermal fieldC/Geologi

53、cal Publishing House: Proceedings of the International Symposium on high temperature geothermal exploitation and utilization in Tibet, China, Tibet Lhasa: 60-63(in Chinese with English abstract).JAUPART C, LABROSSE S, LUCAZEAU F, MARESCHAL J-C.2015. Temperatures, heat, and energy in the mantle of th

54、e EarthJ. Earth Systems and Environmental Sciences, 7:223-270. JIANG Chao-song. 1998. Period Division of Volcano Activities in The Cenozoic Era of TengchongJ. Journal of Seismological Research, 21(4): 320-329(in Chinese with English abstract).JIANG Chuan-jin, CANG Si-chun, WU Jie. 2009. Types and po

55、oling patterns of deep gas reservoirs in Xujiaweizi fault depressionJ. Natural Gas Industry, 29(8): 5-7(in Chinese with English abstract).JIANG Mei, TAN Han-dong, PENG Miao, LI Qing-qing, ZHANG Li-shu, XU Le-hong, WANG Wei. 2012. Geophysical Mode of Mazhan-Gudong Magma Chamberin Tengchong Volcano-te

56、ctonic AreaJ. Acta Geoscientica Sinica, 33(5):731-739(in Chinese with English abstract).LEE W H K. 1970. On the global variations or terrestrial heat flowJ. Phys. Earth Planet. Inter., (2): 332-359.LI Ke-wen, WANG Lei, MAO Xiao-ping, LIU Chang-wei, LU Ju-hong. 2012. Evaluation and Efficient Developm

57、ent of Geothermal Resource Associated with OilfieldJ. Science &Technology Review, 30(32): 32-41(in Chinese with English abstract).LIN Wen-jing, GAN Hao-nan, WANG Gui-ling, MA Feng. 2016.Occurrence Prospect of HDR and Target Site Selection Study in Southeastern of ChinaJ. Acta Geologica Sinica, 90(8)

58、:2043-2058(in Chinese with English abstract).LIU Hai-yang. 2014. Analysis of Temperature and Pressure of Well ZK212 on Yangyi Geothermal Field in TibetD. China University of Geosciences (Beijing) Master Thesis: 24- 25(in Chinese with English abstract).LIU Yan-guang, LIU Xue-wen. 2017. The preliminar

59、y establishment of a comprehensive experimental base for the exploration and development of the deep geothermal resources in Xianxian County, HebeiN. China Geological Survey: News of the achievements of Chinas Geological Survey,2017-12-18(in Chinese).LOVERING T S. 1935. Theory of heat conduction app

60、lied to geological problemsJ. GSA, 46(1): 69-93.LUAN Guang-zhong, LIU Hong-jun, LIU Dong-yan, WANG Wen-zheng. 2002. Geothermal Attributes and Characteristics of Warm Springs in Shandong PeninsulaJ. Acta Geoscientia Sinica, 23(1): 79-84(in Chinese with English abstract).LYLE A, JOHNSON P E, EVERETT D

61、 W. 2010. Oil production waste stream: A source of electrical powerC/Proceedings of Thirty -fifth Workshop on Geothermal Reservoir Engineering,Stanford, CA: Stanford University, February 1-3.MA Gang, CHANG En-xiang, ZHOU Rui-liang, HU Jin-jiang,ZHANG Ye-cheng, ZHENG Yi-fu. 1983. A Preliminary Invest

62、igation on the Characteristics of a Geothermal Field and the Conditions for its Formation in the Northern Part of the North China PlainJ. Bulletin of the 562 Compremensive Geological Brigade Chinese Academy of Geological Sciences,4: 109-126(in Chinese with English abstract).MUNDRY E. 1968. Ueber die

63、 abkuhlung magma tischer korperJ.Geol Jahrb, 85(1): 755- 766.OSKOOI B, PEDERSEN L B, SMIRNOV M, ARNASONB K,HJALMAR E, MANZELLAC A, the DGP Working Group.2005. The deep geothermal structure of the Mid-Atlantic Ridge deduced from MT data in SW IcelandJ. Phys. Earth Planet. Inter., 150(1-3): 183-195. R

64、IKITAKE T. 1959. Studies of the thermal state of the earth, The Second Paper: heat flow associated with magma intrusionsJ.Bulletin of the Earthquake Research Institute, University of Tokyo, 37(2): 1584-1596.ROY R F , KLACKWELL D D, DECKER E R. 1972. Continental heat flowC/ROBERTSON E C. The Nature of the Solid Earth. New York: McGraw-Hill: 506-543.SHI Yao-lin, WANG Chi-yuen. 1997. Thermal Modeling of the Formation of Leucogranites in the Higher HimalayaJ. Acta Geophysica Sinica, 40(5): 667-676(in Chinese with English abstract).TAO Shi-zhen, LIU De-liang. 2000. Geothermal Field Characteristic