什麼地質有地熱水
㈠ 請教：什麼樣的地質條件能夠開采出溫泉來！
兩種地質條件
1、地殼岩漿活動的地質條件
當雨水降到地表，向下滲透到地殼深處，受高熱、壓力作用後，循裂縫上升湧出地表時，溫度仍高於人體體溫，即形成所謂溫泉。
其湧出的形態很多，有默默無聲緩緩湧出，也有隆隆巨噴而出，還有一些是熱水和著泥漿、天然氣一起湧出。這種原因所形成的溫泉叫做硫酸鹽泉，又叫做硫磺泉。
2、受地熱能的地質條件
受地表水滲透循環作用所形成。也就是說當雨水降到地表向下滲透，深入到地殼深處的含水層形成地下水，(砂岩、礫岩、火山岩、這些良好的含水層)。
包括深城岩溫泉、變質岩溫泉、沉積岩溫泉。即通過物理探測、地質分析，推算出因地熱產生的含水層深度，從而在有溫泉開發可能性的地熱地區進行鑽探，從深層斷裂帶打出溫泉水。
溫泉依溫度之高低不同可分為三類：高於75℃者為高溫溫泉，介於40℃至75℃者為中溫溫泉，低於40℃者為低溫溫泉。
(1)什麼地質有地熱水擴展閱讀：
關於溫泉形成的必要條件
1、地下必須有熱水存在（地底有熱源存在）。
2、必須有靜水壓力差導致熱水上涌（岩層中具裂隙讓溫泉湧出）。
3、岩石中必須有深長裂隙供熱水通達地面（地層中有儲存熱水的空間）。
關於溫泉的種類
1、三伏溫泉
「三伏溫泉」是由現代養生科學依託古法而倡導的夏季養生保健新理念，主要是根據中醫學科中的冬病夏治衍生而來。由於夏季陽氣旺盛，人體陽氣也達到四季高峰，能通過經絡氣血直達病處，從而收到輔助冬病夏治，養生健體的效果。
2、五福溫泉
益氣強心，對於降脂及改善血液循環、增強心腦血管功能是一種治療保健良方。
祛風除濕，對手足麻痹或疼痛者，尤其對關節痹痛、頭暈頭痛者有良效，常浸泡可消除勞倦。活血祛淤、通絡止痛。對陳舊性跌打損傷、頭痛，尤其對風濕痛、骨關節痛者具有良效。
3、葯物溫泉
薄荷溫泉 對常見的感冒初起、鼻塞、頭痛、肝氣郁滯、胃悶痛、消夏解暑等有一定的療效。
當歸溫泉 活血補血、調經止痛、潤腸通便。
蒙醫葯湯 蒙醫葯是蒙古族豐富文化遺產的一部分，也是祖國醫學的重要組成部分。蒙醫以「三根」學說為主要理論基礎（三根--赫依、希拉、巴達干），同時還包括陰陽五行、五元學說、七素及六基症學說。比如阜新寶地斯帕溫泉度假區的蒙醫治病方法。
參考資料來源：網路——溫泉
㈡ 區域水文與地熱地質
一、區域水文地質
馬攸木地區受喜馬拉雅與岡底斯地質構造運動的控制，形成了地形南北兩側高、中部低的地貌形態，屬高原中、高山區，平均海拔4900m，礦區呈高原低山丘陵區地貌特徵。水系有內陸湖泊型和外流型兩類。內陸水系以瑪旁雍錯和公珠錯為代表，外流水系則以傑瑪央宗和馬攸木藏布為表徵。傑馬央宗發源於北喜馬拉雅山脈西段的傑瑪央宗冰川;而馬攸木藏布源於金美錯流經阿果錯湖，馬攸木藏布與傑瑪央宗匯合後形成當卻藏布(馬泉河)。該地區的地下水與地表水流向基本一致。
(一)地形地貌與氣象水文
在馬攸木外圍地區地形切割相對較深，一般高差在1000m左右，地貌上以高原低山剝蝕為主，河谷低窪處的平均寬度在5～15km不等，形成較為開闊的山間平原區，溝谷以沉積為主。而在馬攸木礦區一帶一般高差在500m左右，最高峰松托嘎海拔5647m，礦區最低點海拔4850m。在傑瑪央宗和馬攸木藏布的支流前緣，通常形成規模不大的洪積扇及洪積裙台地。
該地區屬高原乾旱、半乾旱丘陵氣候區。據獅泉河氣象台2001年氣象資料，年平均氣溫在2～3℃;年最高氣溫在7～8月份，極端最高氣溫為26.9℃;年極端最低氣溫為－27.2℃，一般在12月至次年的1～2月份;全年降水量為52.9mm，降雨集中在6～9月份，降雪集中在11月至次年的3月份;最大降雪厚度達30～50cm。馬攸木地區蒸發量極大，年蒸發量為2326.6mm。年氣壓最高為616.2hPa，最低為592.1hPa，平均氣壓為604.6hPa。
(二)區域地下水類型及特徵
馬攸木地區不同含水岩組富水性差異較大，以沿河谷低窪地帶的沖積、沖洪積、冰磧、冰水堆積富水性較強。而不同岩性段的變質岩即震旦-寒武系的泥質岩系的富水性極弱，為相對隔水層。奧陶系以碳酸鹽岩類為主，雖然由於氣候因素影響，岩溶發育程度不高，但因所處構造位置的關系，脆性岩層構造裂隙相對發育，加之溶蝕作用的存在，使奧陶系碳酸鹽岩類地層在區域基岩中為富水性相對最強的地層。三疊系變質地層及侵入岩體雖然岩性差異較大，但岩石總體多為脆性，在構造裂隙存在的條件下，加之近地表風化裂隙發育，為地表徑流的入滲提供了有利條件，導致此類基岩地層富水性介於碳酸鹽岩類地層和泥質變質岩之間。
1.基岩裂隙地下水
基岩裂隙地下水在區內分布廣泛，從地下水的循環條件可分為深循環地下水和淺層地下水。不同埋藏深度的地下水體在物理性質及所含的水化學成分方面都存在著巨大差異，而且其間也存在著一定的聯系。
(1)淺層基岩裂隙地下水
淺層基岩裂隙地下水分布於區內的基岩出露區淺部，地表以下埋藏深度在100m以淺部位，儲存空間以表層風化裂隙及小型構造裂隙為主，包括小型斷裂構造延伸部位和褶皺構造軸部。風化裂隙水呈面狀分布，埋藏深度小於100m;構造裂隙地下水呈帶狀分布。
淺層基岩裂隙地下水以接受大氣補給及冰雪融水為主，其排泄方式有:向深部地下水排泄，向低窪地帶第四系孔隙水排泄，以地下水天然露頭下降泉的形式排泄等。
淺層基岩裂隙地下水多為潛水，不具承壓性，其動態變化大，水位變幅也很大，受季節變化影響明顯。
由於循環深度不大，表明此類地下水由補給流體進入地下循環的時間也是相對有限的，因而在水體的水化學特徵方面也基本保持著補給流體的一些特點，總體特徵是礦化度相對較低，水溫接近當地的年平均氣溫。
(2)深層基岩裂隙地下水
馬攸木及其外圍地區發育多條深大斷裂及其次級斷裂，其切割深度深達2km，其間儲存有豐富的地下水，該地下水含水層呈帶狀展布，主要受控於深大斷裂及其次級斷裂的空間分布與規模。區內深大斷裂多為壓性，而其次級斷裂多為張性，地下水的活動尤以次級張性斷裂帶為甚。
深層基岩裂隙地下水，以淺層基岩裂隙地下水為補給源;運移方向以垂向運動為主，並以上升泉的形式排泄，並且多具熱異常。
深層基岩裂隙地下水動態穩定，受季節變化影響小。
由於深層基岩裂隙地下水參與深部循環並且接觸深部岩漿囊的熱傳導部位，在高溫背景條件下，水-岩化學交換作用強烈，其排泄地帶有大量由熱流體攜帶的深部物質的沉積層(泉華)。
根據深層基岩裂隙地下水儲存運移的時間和空間分布規律，其埋藏深度大，水體進入地下循環的時間過程長，加之有相對高溫的背景條件，水體與補給流體之間在物理性質及水化學特徵方面都發生了較大變化。在水-岩的物質交換過程中，地下水體中的物質組分含量無論是基本離子還是常規微量元素都大幅度增加，礦化度極高，並在水體的排泄地形成大規模的沉積物。
2.孔隙地下水
儲存於第四系沉積物中的孔隙地下水，分布於研究區內的相對低窪地帶及大型溝谷內，孔隙介質包括湖積物、沖積物與沖洪積物。
孔隙地下水除接受大氣降水補給外，還接受淺層基岩裂隙地下水的補給，其排泄方式包括地下蒸發和向地表水體排泄，含水層厚度不均勻，一般在數十米至百餘米之間，其水力坡度較淺層基岩裂隙地下水小。
由於補給來源和含水層的結構特徵，決定了孔隙地下水動態相對穩定，一般季節性水位變幅不大。
孔隙地下水的物理性質與水化學特徵一般與補給流體即大氣降水十分接近，多為低礦化的淡水。
二、地熱地質
青藏高原是中生代以來印度洋擴張、岡瓦納大陸分解北移、印度板塊與歐亞板塊多次碰撞拼接的產物。由於強烈的構造活動使地殼出現了軟弱帶，深部岩漿升流至地殼近地表定位，地下水也有了通道與已定位而尚未冷卻的岩漿接觸而加溫，形成青藏高原豐富而廣泛的地熱活動(圖1-4)。
在馬攸木地區，有不同溫度的地下水出露，泉水呈東西向展布，在泉水中有冷泉、溫泉、熱泉和沸泉，以瑪旁雍錯以東扎曲藏布沸泉、香古瑪弄沸泉以及玉龍弄巴溫泉為代表，其水溫高於80℃。
1.地熱活動的演化發展
青藏高原在挽近期的「超碰撞」階段，南北向構造應力的側向擠壓使地殼急劇縮短增厚。高原周圍的構造單元(揚子地塊、塔里木地塊等)的下地殼可塑物質在巨大的構造應力作用下向上流動、充填、混合以滿足高原地殼急劇抬升所需要的物質補償。與地殼增厚上隆同步進行的下地殼和上地幔下彎，擾動了原先存於岩石圈和軟流圈界面上的熱平衡，誘發了軟流圈的局部對流，並通過底熔銷蝕和軟流圈物質上涌而使岩石圈變薄，這種被動誘發的「相轉換層」發生物質的分異作用，使密度輕的熔漿上侵於地殼淺部，形成現代淺層定位的岩漿囊和不同深度的局部熔融體。「亞東—格爾木岩石圈地學斷面」項目的大地熱流研究成果表明:該范圍內各地體由於各自的殼幔熱結構不同而形成了熱流的分布及深部熱狀態的南北不均一性，同時也證實了在高原巨厚地殼的淺部，有現代岩漿的淺層侵位活動。
班公錯-東巧-怒江構造帶北部大地熱流值低(40～47mW/m2)，而南部的熱流值高達60～364mW/m2，且變幅較大，表現出了南北的不均一性。北部的羌塘高原具有厚殼、幔深的冷地體特徵;而南部的岡底斯地體和喜馬拉雅地體存在「相轉換層」，具有明顯的熱殼性質。深達地幔的斷裂構造為深部熱源的上升提供了通道，並在兩側形成了現代岩漿的淺成侵入體，並沿以張性為主的活動構造作超淺位上侵。這與現代地熱活動在地表的熱顯示是相吻合的。
印支期西藏岩漿活動主要發生在班公錯-東巧-怒江構造帶以南的地區，形成了班公錯-東巧-怒江縫合帶，北部隆起了喀喇昆侖-唐古拉山脈。燕山期形成了雅魯藏布江縫合帶，北部隆起了岡底斯—念青唐古拉山脈。喜馬拉雅期形成了西瓦利克縫合帶，北部隆起了喜馬拉雅山脈，此期內雅魯藏布縫合帶及岡底斯-念青唐古拉山脈的繼承性活動也十分強烈。後兩期構造活動的結果導致岩漿岩集中分布於岡底斯-念青唐古拉構造帶以南。
從岩漿活動的時序規律看，總體表現為北老南新。由構造運動引起的大規模岩漿岩入侵及火山作用在地熱地質研究中意義重大，越新的岩漿岩，成為現代水熱活動熱源的可能性越大。
圖1-4 地下水分布與循環示意圖
2.地熱顯示
(1)地熱顯示類型
在馬攸木地區以及周邊發現的地熱顯示類型幾乎囊括青藏高原所有地熱顯示類型，包括溫泉、熱泉、沸泉、沸噴泉、間歇噴泉、水熱爆炸、冒氣地面、冒氣孔、熱水塘、泉華沉積物等。
(2)地熱顯示分布規律
對馬攸木岩金礦區及外圍現存的地熱活動形成的沉積物中石英礦物進行ESR測年結果表明，自新生代古近紀以來該區就處於連續不斷的強烈活動狀態(表1-2)。
表1-2 ESR測年結果
注:測試單位為成都理工大學應用核技術研究所。
馬攸木地區地熱顯示的空間分布從古地熱活動遺跡以及現代水熱活動的分布情況來看，主要出露於肉切村群南北兩側的奧陶系下拉孜組和上三疊統修康群中，並有南北向構造通過，如M1溝中大面積鐵硅質泉華區、香古瑪弄地熱顯示區、玉龍弄巴地熱顯示區都出露於這些地段。在肉切村群中也有沿裂隙充填的地熱流體沉積物。
三、水文地球化學
1.水化學
地熱流體的地球化學特徵包括熱流體的水化學特徵、微量元素組分的含量、水體中氫氧同位素的特徵等眾多要素，這些特徵不僅能反映熱水在形成發展過程中的背景條件，同時也是熱流體流經地帶的地球化學背景的寫照。通過對背景條件的研究，同樣可以獲得礦產資源的找礦信息。
研究區內地熱流體水化學類型與當地的淺層地下水及地表水的差異較大，對比情況見表1-3。
從地熱流體的水化學特徵看，水化學類型具有多樣性，而且普遍礦化度較高，陽離子特徵以Na+為主，主要陰離子中HCO－3含量明顯較補給流體大氣降水低，SO2－4及Cl－的含量則遠高於補給流體———大氣降水，體現了源於循環過程中水-岩交換作用的效果。
水-岩作用是地下水在循環過程中流體介質與圍岩之間依據特定的背景條件而發生的物質交換作用。由於水-岩作用的存在，地熱流體將大量的深部物質攜帶至地表，並形成固體沉積物———泉華，在研究區內幾乎所有地熱顯示區都有大量泉華沉積物存在，而且泉華物質組分類型多樣，包括硅華、鈣華、鐵質泉華、硫化物泉華，往往在一個地熱顯示區就存在多種泉華類型的組合，通常硅華和鐵質泉華發生在地熱活動的早期，反映的是高溫地熱背景，而後期則形成大量的鈣華，反映熱儲基礎溫度開始下降。一些地熱顯示區的泉華沉積物規模巨大，在瑪旁雍錯南部的曲普地熱顯示區泉華出露面積近20000m2，厚度在10m左右，外圍的搭格架地熱顯示區泉華出露面積近60000m2，厚度在10～20m之間。
表1-3 地熱流體及地表水水化學對比
測試單位:西藏地勘局地熱地質大隊。
通過考查流體介質在循環過程中物質組分的增減可以判明其流經空間的背景條件，通過對背景條件的判定可尋找適合金屬礦產的成礦富集的背景。
2.地熱流體中的氣體組分特徵
地熱流體中的氣體組分含量百分比反映了熱流體的背景條件及流體的來源，研究區內地熱流體中氣體組分分析結果見表1-4。
表1-4 地熱流體中氣體組分分析結果
分析單位:中國地震局地質研究所地下流體實驗室。
從地熱流體中氣體組分的含量特徵來看，流體大都源自深部的高溫環境，並有地殼深部(包括上地幔)的岩漿熱液氣體組分的痕跡，O2和N2含量普遍較低，除香古瑪弄一地可能由於采樣原因有空氣混入外，其他各點均反映了深部、鹼性、高溫、還原環境。若香古瑪弄采樣無異常，則反映該點與其他樣點不同的是酸性環境。
3.氫氧穩定同位素
根據西藏全區83個地熱顯示點水樣氫氧同位素δ18O與δD的測試值，繪制了水樣的δD-δ18O散點圖(圖1-5)。圖中西藏大氣降水線方程是根據1991年前取得的10個大氣降水水樣分析資料擬合形成的，其斜率與截距都較好地反映了高原地區的特點，而且本次採取的馬攸木地區的大氣降水樣分析結果正好與該大氣降水線方程吻合。
圖1-5 西藏地熱流體δD-δ18O散點圖
區域地熱流體的氫氧同位素組成如表1-5所示。由表1-5測試值及統計值可見，研究區地熱流體的氫同位素組成δD為－132.0‰～－77.6‰，平均值為－112.338‰，標准差為18.096‰;氧同位素組成δ18O為－16.8‰～－5.0‰，平均值為－13.71‰，標准差為3.804‰。湖水的氫氧同位素組成最高，δD為－77.6‰，δ18O為－5.0‰，明顯偏離大氣降水線，可能暗示湖水除大氣降水來源外，還可能有深部來源;次為河水的氫氧同位素，δD為－98.9‰，δ18O為－12.0‰。熱泉水的氫氧同位素組成最低，δD為－126.5‰～－132.0‰，δ18O為－15.8‰～－16.8‰;大氣降水(雨水)的氫氧同位素組成居中。
表1-5 區域地熱流體氫氧同位素組成
測試單位:地質礦產部水文地質專業實驗測試中心。
馬攸木外圍地熱流體的樣品分析結果(表1-5)與全區地熱流體氫氧同位素的特徵基本類似(圖1-6)，地熱流體的同位素特徵值都分布於大氣降水線的右下方，由於地殼中含氫礦物極少，水-岩作用過程中氫的同位素交換十分微弱，這表明地熱流體在由大氣降水滲入地下循環的過程中水-岩作用的結果使流體中的18O千分偏差值趨於增加，這一現象被稱為「氧漂移」。
圖1-6研究區內水點δD-δ18O散點圖(數字為表1-5中樣品序號)
為了定量地表徵水-岩作用過程中氧漂移的程度，定義地熱流體中氧穩定同位素千分偏差值δ18O與補給流體的千分偏差值之差叫做氧18漂移值，用I表示:
I=δ18O地熱流體－δ18O大氣降水
通常情況下地熱流體與圍岩發生交換作用時δD值改變很小，基本保持大氣降水的特徵，則上式可改寫為:
I=δ18O地熱流體－(δD地熱流體－B)/A
式中:A和B分別代表適合地熱流體所在地的大氣降水線方程的斜率和載距。
根據覃昌龍等(1991)的研究，西藏高原的大氣降水線方程為:
δD=7.66δ18O+7.91
根據地熱流體氧漂移值計算公式，所得研究區內的地熱流體漂移值見表1-6。
表1-6 研究區內地熱流體氧漂移值
水-岩作用過程中氧漂移的發生受多種因素控制，主要因素為溫度和圍岩岩性。通常情況下，較高的熱儲溫度能促使岩石中的18O進入水體中，SiO2含量高的圍岩18O相對豐富。根據Fentes的研究:
Si18O+H216O→Si16O+H218O(高溫200℃)
可見在馬攸木地區及其外圍地熱流體氧漂移值平均達2.51‰，普遍高於地熱資源區劃調查中(覃昌龍，1991)全區的地熱流體氧漂移平均值1.61‰，而且全區最高漂移值4.03‰在公珠錯西的溫泉。
㈢ 地熱水文地質條件
根據實地調查及區域地熱水文地質條件分析，上白堊統、古近-新近系中、基—超基性火山噴熔岩（玄武岩、橄欖岩）分布較廣，是地熱主要來源。深層可溶碳酸鹽岩及鈣質砂、礫岩經深拗陷、斷陷構造作用，是測區主要含水岩層，也是地熱資源的補給來源。上部白堊系南雄組泥岩、粉砂岩厚度較大，構成相對隔水岩層，也是儲熱蓋層。深層岩石經多起構造運動，局部次一級構造裂隙發育且切割深，加之區內地表水體極為發育，有利於大氣降水和區域河、溪水通過第四系鬆散層沿裂隙富集帶向深部滲入至含水層，故認為深層可溶碳酸鹽岩、鈣質粉砂岩的地下水，向地熱源滲透過程中均受構造控制，加速了地下水的導熱水溫上升。預測在合適的構造部位施工的鑽孔，其水量的大小取決於構造裂隙及深層岩溶裂隙的發育規模，地熱水溫的高低取決於地下深循環構造沿縱深的發育程度。
㈣ 什麼樣的地質結構下才可能有溫泉
要知什麼樣的地質結構下才可能有溫泉？就要先知溫泉的形成.
溫泉的形成專，地熱與地下水是不可或缺屬的男女主角。地熱的發生跟地殼內部高溫的岩漿，以及火山的噴發有密切關系。台灣火山不少，地熱自然豐沛，溫泉分布甚廣，湧出量頗為可觀，這都是拜地利之賜！位處太平洋地震板塊的台灣寶島，在菲律賓板塊與歐亞板塊的碰撞推擠下，不僅出現琉球海溝，更擠出大屯火山系、東部海岸山脈與澎湖群島。
台灣北部大屯火山系的溫泉，屬於火山活動後剩餘熱力醞釀而成，因為火山氣體大部分含有硫化物，所以溫泉泉質多為硫酸鹽泉，也有稱之為硫磺泉或石膏溫泉，附近亦多出現噴氣孔與硫磺礦。
除了火山與岩漿的作用外，還有一種溫泉是受地表水滲透循環作用形成，這類型溫泉多屬於中溫的碳酸鹽泉，台灣大部分溫泉屬於此類。
從以上信息可知,溫泉多出現在火山帶,地殼的斷裂帶.
㈤ 地熱資源形成的地質背景與特徵
中國大陸屬歐亞板塊的一部分。它的東側為島弧型洋-陸匯聚邊緣，西南側為陸-陸碰撞造山帶，是由許多不同時期的古板塊(如華北、華南、塔里木、哈薩克、西伯利亞等)經碰撞、增生和拼接而成的，這些不同的拼合塊體有著不同導熱儲特性。從東到西，中國地殼厚度和平均布格重力異常呈現三個台階面，其間有兩個明顯的地殼厚度和布格重力梯度陡變帶:一條是大興安嶺-太行山-武陵山梯度帶，另一條是六盤山-龍門山-烏蒙山梯度帶(圖1-1，圖1-2)。
自古生代以來，中國大陸構造演化經歷了陸洋分化對立階段、石炭紀—二疊紀軟碰撞轉化階段和中新生代盆山對峙發展階段，中生代以來大陸連為一體，盆山格局的演化與發展控制著各地區熱儲條件的演化與發展。多旋迴構造運動與多期盆地疊加塑造出不同的地熱田。上述構造的演化，伴隨著不同時期的岩漿活動，形成了不同岩性和結構的地層，使得我國大地熱流值的分布具有明顯的規律性(圖1-3)。據《中國地熱資源———形成特點和潛力評估》(陳墨香，汪集暘等，1994)，我國大地熱流值可分為五個構造區(圖1-4;表1-1)。在這五個大地熱流構造區中，以西南構造區為最高，達70～85mW/m2;西北構造區最低，為43～47mW/m2;華北-東北構造區平均熱流值為59～63mW/m2，與全國平均值接近;華南構造區平均熱流值為66～70mW/m2，比全國平均值略高;中部平均熱流值40～60mW/m2。西南地區，沿雅魯藏布江縫合帶，熱流值較高(91～364mW/m2)，向北隨構造階梯下降，到准格爾盆地只有33～44mW/m2，成為「冷盆」。我國東部是台灣板塊地緣帶，熱流值較高，為80～120mW/m2，越過台灣海峽到東南沿海燕山期造山帶，降為60～100mW/m2，到江漢盆地熱流值只有57～69mW/m2。顯示出由現代構造活動強烈的高熱流地帶向構造活動弱的低熱流地帶遞變的特徵。另外，在大型盆地中，大地熱流值分布同基底的構造形態直接相關，隆起區為相對高熱流區，坳陷區為相對低熱流區。
圖1-1 厚國地殼中度分布圖(據袁學誠等，961)
續表
(據田廷山等，2006)
我國中、新生代盆地總面積340×104km2。其中，盆地面積大於5×104km2的大型盆地有9個，1×104km2的中型盆地有39個(圖1-9)。我國由東到西盆地的熱儲條件是由好變差，東部盆地為多層熱儲層疊置的「熱」盆地，中部盆地則為熱鹵水盆地，西部盆地基本為「冷」盆地。從南到北，山地由高溫水帶到低溫水帶。
(2)隆起山地對流型地熱資源
隆起山地指中新代以來構造活動以隆起為主，現代地形以山地為骨架的地區，包括山間斷陷盆地及河谷地帶。熱水沿深大斷裂帶形成和分布，一般為開放的脈狀深循環對流系統，也有層狀斷塊沿斷層溢出的傳導-對流系統，多以泉的形式排泄溢出。我國絕大多數水熱區的地表熱顯示以單個泉點或泉群的形式出現，少數地區則有沸泉、沸噴泉、噴氣孔和水熱爆炸等多種形式並存。《中國地熱資源及其開發利用》(田廷山、李明朗等，2006)，根據我國山地的構造特徵和水熱活動強度，把隆起山地對流型熱儲劃分為現代板塊碰撞帶高溫熱儲、斷褶山地深斷裂中溫熱儲、斷塊岩溶山地中低溫熱儲、第四系火山余熱中溫熱儲和褶斷高原山地低溫熱儲(表1-4)。按照溫泉出露的情況，我國有四個水熱活動密集帶:①藏南-川西-滇西水熱活動密集帶;②台灣水熱活動密集帶;③東南沿海地區水熱活動密集帶;④膠、遼半島水熱活動密集帶。
我國隆起山地對流型地熱資源主要分布於藏南-川西-滇西和台灣地區，中低溫地熱資源主要分布於東南沿海地區和膠東半島。隆起山地型地熱資源的形成與構造關系密切。我國位於歐亞板塊的東部，為印度板塊、太平洋板塊和菲律賓海板塊所夾持，新生代以來，我國西南側，由於印度板塊與歐亞板塊相碰撞，形成藏南地區聚斂型大陸邊緣活動帶;在東側，由於歐亞板塊與菲律賓海板塊相碰撞，形成台灣島中央山脈兩側的碰撞邊界。這兩條碰撞邊界及其鄰近地區的特性雖有差異，但均是當今世界上構造運動最強烈的地區之一，並共同呈現高熱流異常，具有產孕育高溫地熱資源必要的地質構造條件。遠離板塊邊界的板內廣大地區，構造活動性減弱或為穩定塊體，熱背景正常以至偏低，水熱活動隨之減弱，一般形成中低溫地熱資源，其中絕大多數為低溫地熱資源。隆起山地型地熱資源的形成與岩漿活動關系密切。我國低溫溫泉大多與碳酸鹽岩分布區相吻合，而較高溫的溫泉則大多數出露於非碳酸鹽岩區或碳酸鹽岩與花崗岩岩體的接觸邊界上。據《中國溫泉資源》(黃尚瑤等，1993)，將中國溫泉資源地質類型劃分為三類六型，其形成特徵見表1-5。
㈥ 地熱水主要地層岩石是什麼
富存地熱的圍岩一般為火成岩－－火山岩或者岩漿岩。少部分地表能看到沉積碎屑岩等。
㈦ 地熱地質概況
評價區以天津濱海新區行政范圍為界。濱海新區處於中心區的東面,地理坐標位於北緯38°40'～39°00',東經117°20'～118°00'。區內發育的主要斷裂有NNE向的滄東斷裂帶和NEE向的北大港斷裂帶及NWW向的海河斷裂、漢沽斷裂、增福台斷裂等。構造位置在燕山褶皺帶之南,滄縣隆起以東,埕寧隆起西側,呈NE-SW向展布。面積約1.7×104km2,見天津市構造單元分區圖5-8所示。
圖5-8 天津市地質構造單元分區及濱海新區范圍示意圖
濱海新區構造主體位於黃驊坳陷。黃驊坳陷屬於中、新生代斷陷盆地,斷坳區基岩頂板以中生界為主,頂板埋深1400～5200m。靠近滄縣隆起區基岩頂板以古生界—中新元古界為主,頂板埋深1000～1600m(圖5-9)。通過鑽探揭露的地層有新生界第四系、新近系、古近系,中生界侏羅系—白堊系,古生界石炭—二疊系、奧陶系、寒武系、中新元古界青白口系、薊縣系。其中新生界最大沉積厚度達5000m,館陶組(Ng)是濱海新區地熱資源的主要開采層,分布范圍見圖5-10。
圖5-9 濱海新區基岩地質圖
圖5-10 新近系館陶組熱儲層分布圖
館陶組熱儲層除在小韓庄凸起高部位有缺失外,在本區普遍分布。屬於河流相碎屑岩沉積,沉積旋迴明顯,分為館Ⅰ上粗段、館Ⅱ中細段和館Ⅲ下粗段。揭露頂板埋深1129～1806m,總厚度100～500m。該層分布在本區橫跨滄縣隆起和黃驊坳陷兩個構造單元。在滄縣隆起地區埋藏較淺,厚度為100～200m,在黃驊坳陷地區底板埋藏比較深,厚度為200～500m,在寧車沽—驢駒河一線厚達500m。其滲透系數為0.43～2.92m/d,彈性釋水系數為1.26E 5～9.32E-4,按熱儲層岩性特徵將館陶組熱儲分為上、下兩個熱儲段。
館陶組上段熱儲:岩性以粉細砂岩為主,其中夾有3～4層泥岩和砂質泥岩,揭露頂板埋深1129～1806m,厚度為19～349m,西部薄至東部逐漸加厚,統計砂岩厚占總厚的40%～70%。孔隙度為27%～32.6%。單井涌水量40～90m3/h,靜水位埋深60～80m,水溫45～60℃,水質為HCO3-Na或HCO3·Cl-Na型水,礦化度1500～1800mg/L,硬度為35～57mg/L。
館陶組下段熱儲:揭露頂板埋深1245～1900m,厚度100～150m。統計砂岩層占總厚度的60%～80%,孔隙度為25%～31.4%。單井涌水量為60～120m3/h,靜水位埋深為60～84.3m,水溫60～77.5℃,水質為HCO3·Cl-Na或Cl·HCO3-Na型,礦化度為1500～2000mg/L,硬度為37mg/L左右。底部普遍發育單層厚度為30～60m的礫岩,一般稱為底礫岩。底礫岩在塘沽地區最為發育,富水性較好,大港地區次之,在北塘地區,底礫岩因有泥質充填,而影響了砂層的富水性。
濱海新區館陶組2007年地熱井共有84眼,開采量為648.0×104m3/a,區域水位年降幅為1.23～6.1m。該層地熱流體主要用於供暖、洗浴、居民生活用水。
通過所收集熱流體動態資料,繪制了2005～2007年館陶組熱儲40℃水柱水位埋深等值線圖(圖5-11)。由水位埋深等值線圖可以看出:由於集中開采,大港區和塘沽區水位下降幅度較大,已形成了以這兩個區為中心的大型開采降落漏斗,漏斗向西擴展至東麗區附近,以塘沽區到東麗區為中心,向東、西方向水位埋深逐漸變深,向南、北方向水位埋深逐漸變淺。在大港區和塘沽集中開采區到東麗區一線水位埋深較大,漏斗中心最大靜水位埋深達100m,地熱流體接受北東方向徑流補給,西部由於館陶組缺失形成明顯隔水邊界。自漢沽向南水位年降幅逐漸變大,在TG-01井附近,年降幅為6m左右。根據長觀資料分析統計,全區館陶組熱儲層長觀井中水位年降幅大於4m的地熱井占總數的50%,主要分布在塘沽區、大港區的集中開采區;水位年降幅小於4m的長觀井占總數的50%,主要分布在大港區和塘沽區的外圍。
圖5-11 評價區Ng靜水位埋深圖(40℃水柱)
a—2005年;b—2006年;c—2007年
㈧ 地下熱水分布的地質背景
地熱資源的形成和分布受到地質構造的控制。其中高溫地熱帶(或地熱田)的形成和展布與岩石圈板塊的發生和演化有著密切的聯系。根據板塊構造學說，在漫長的地球發展過程中，地球表層岩石圈分成若干板塊(圖4.1)，板塊之間經常發生規模不等的相對位移或錯動，板塊內部的構造運動則比較弱。
現代岩石圈板塊的邊緣地帶必然是活動性最強的地帶，既有歷史上岩漿侵入、造山運動、變質作用、成礦作用等事件的發生，也是現代火山、地震活動的活躍地帶，具有高熱流的異常顯示(圖4.1)。從已知的全球高溫地熱帶的分布位置來看，它們一般都出現在各大板塊的邊緣，成為板緣地熱活動帶。高溫地熱帶大致分布在以下類型的地帶(陳墨香等，1994)。
1)陸－陸碰撞帶，即板塊與板塊之間的碰撞帶。是板塊會聚、碰撞帶或造山帶，岩石圈變形強烈，容易誘發深部的熱量上升到地表，例如地中海－喜馬拉雅地熱帶(圖4.1)。
圖4.1 岩石圈板塊邊界主要高溫水熱系統的全球分布(轉引自Bowen，1989)
2)島弧型地帶。是板塊消減帶、俯沖帶。島弧是俯沖板塊重熔部位，常形成火山島弧型地熱帶(圖4.2)，例如西太平洋島弧地熱帶(圖4.1)。
3)洋中脊。是新板塊的滋生和擴張帶，形成大洋洋中隆起帶(圖4.2)，例如大西洋中脊地熱帶(圖4.1)。
圖4.2 地幔對流和俯沖作用以及洋中脊、島弧示意圖(據Albu等，1997)
高溫地熱帶的水熱活動除了分布有不同溫度的溫泉外，大多具有各種高溫地熱顯示，包括沸泉、間歇噴泉、噴泉、噴氣孔、冒氣地面、泥盆、硫氣孔、水熱爆炸等以及與上述顯示有關的鈣華、硅華、硫華、鹽華等泉華沉積物。
板塊內部是相對比較剛性的塊體，也受到拉伸、剪切、擠壓等地質作用，也發生過強烈的褶皺和升降運動，有岩漿侵入和變質作用，也有火山和地震活動，但與板緣地帶相比要弱得多。已知的板塊內部的水熱活動區，絕大多數分布的是中低溫地下熱水，分布在地殼隆起區、褶皺山系和沉積盆地，無明顯的帶狀分布，水熱活動的熱量主要來源於正常的或略為偏高的地熱增溫。板內地熱活動區主要分布在以下地區或地帶。
1)沉積盆地:是地殼的沉降區，在地下深處的含水層賦存的地下水往往具有較高的溫度，成為中低溫地下熱水。例如我國的華北盆地、匈牙利的潘諾寧盆地、法國的巴黎盆地、俄羅斯西西伯利亞盆地等。
2)斷裂帶:在地殼隆起區沿一定規模的某些斷裂帶分布有中低溫溫泉。例如我國東南部(特別是福建、廣東省)的眾多溫泉。
板塊內部的水熱活動在地表的地熱顯示，在隆起區主要是出露各種溫泉，其水溫一般均低於當地沸點，在少數溫泉的泉口附近沉積有鈣華。在沉積盆地內的深層地下熱水在人工鑽井揭露之前，在地表通常沒有地熱顯示，或者只在盆地邊緣有溫泉出露，在鑽井揭露之後可以抽吸出地下熱水，有些鑽井能自流熱水。
我國的板塊、亞板塊和塊體如圖4.3所示。我國地處歐亞板塊的東部，以大陸為主體，為印度板塊、太平洋板塊及菲律賓海板塊所夾持。新生代以來，印度板塊與歐亞板塊的碰撞，使青藏高原不斷隆升。台灣島是環太平洋島弧的一環，受菲律賓海板塊和歐亞板塊東側碰撞的影響，中央山脈隆起成山。
中國大陸內部屬於歐亞板塊的東側，在歐亞板塊、印度板塊、太平洋板塊和菲律賓海板塊的碰撞和俯沖機製作用下，由於有西伯利亞塊體的阻抗，加上大陸內部各塊體之間的相互作用，造成垂直與水平運動及內部顯著變形，形成隆起、斷陷相間的復雜而有序的構造格局。
我國作為歐亞板塊的一部分，進一步可以分為黑龍江、華北、南華、南海、新疆、青藏等亞板塊。每個亞板塊內又可以分為若干塊體，例如華北亞板塊內有膠東－蘇北－南黃海塊體、河淮塊體和鄂爾多斯塊體;南華亞板塊內包含有華南－東海塊體、台灣塊體等(圖4.3)。
青藏亞板塊內的西藏塊體和喜馬拉雅塊體，特別是在兩者的交界處，由於印度板塊向北推擠和西伯利亞塊體的阻抗，形成一系列規模巨大的斷裂。台灣塊體是菲律賓海板塊與陸弧碰撞的邊沿造山帶，有3組規模巨大、活動性強的斷裂，與地震、水熱活動關系密切。在上述兩個地帶分布有高溫地熱系統。南華亞板塊內的華南塊體岩石圈厚度大，現代構造活動微弱，是比較穩定的塊體，但處於張應力狀態，發育有一系列以北東向為主的活動斷裂，控制著許多中低溫溫泉的分布。其他塊體內多是隆起與斷陷相間，在斷陷盆地深處多有中低溫熱水分布，在隆起山區則零星分布有中低溫溫泉。
圖4.3 中國及鄰區活動板塊、亞板塊和塊體分布(據馬杏垣等，1987，轉引自陳墨香等，1994)
㈨ 附近有開發地熱地質條件
了解工作區附近是否有已經開發利用的地熱井（泉），確定其開發的時間、水量、水溫專、地質背景、地熱屬地質條件、地熱資源類型、開發利用方案和歷史。通過對已有地熱井（泉）的了解，對整個區域的地質和地熱條件進行把握，有助於對工作區地熱勘查的認識和判斷。
㈩ 地熱地質條件
從區域地熱地質條件分析,工作區位於魯北地熱區、魯西地熱區和沂沭斷裂帶地熱區的交會部位。
沂沭斷裂帶由昌樂縣東部經過,該斷裂帶總體走向北東10°～25°,傾角80°左右,並由4條主幹斷裂組成,自西向東依次是:鄌郚-葛溝斷裂、沂水-湯頭斷裂、安丘-莒縣斷裂和昌樂-大店斷裂。該斷裂帶是一條陡傾深達地幔的復雜活動斷裂帶,其東部的安丘-莒縣斷裂和昌樂-大店斷裂切入莫霍面達33～34km,屬超殼深大斷裂;西部的鄌郚-葛溝斷裂、沂水-湯頭斷裂切入康氏面,屬殼內較深斷裂。該斷裂帶近期活動較頻繁,據地震部門資料:自1668年以來,沿沂沭斷裂帶及其鄰近地區共發生過較大地震6次,震級5～8.5級,烈度6～12度,以上地震的震中位置都與沂沭斷裂帶有關。因此,沂沭斷裂帶是一條重要的熱源通道,能將上地幔及地殼深部巨大的熱源傳遞到地殼淺部以至地表。如在沂南銅井地區及臨沂市北部湯頭一帶,都有淺部地熱井或溫泉分布。
在北部縣城—五圖—朱劉店一帶,斷裂構造也十分發育,區內有兩條較大斷裂:朱劉店斷裂和昌樂斷裂呈北東向橫貫北部,並在東部與沂沭斷裂帶交會。在朱劉店斷裂以北地區,奧陶系灰岩頂板埋藏較淺(一般在700～1100m),上覆地層厚度較大,其中的石炭、二疊系及古、新近系為較好的蓋層。這些都為工作區提供了良好的地熱生成環境和賦存條件。據工作區東北部的朱劉店煤礦資料,在600m深的採煤巷道內地溫可達35～40℃,按該區多年平均氣溫12.6℃推算(恆溫層深度取20m),其地溫梯度為3.86～4.72℃/100m,屬地熱異常區。又據當地群眾反映:早在20世紀60年代初期朱劉店煤礦開采前,縣城東部侯家莊一帶曾有過溫泉出露,水溫約30℃左右。另在西任疃村南一帶,莊稼較鄰近地區早熟十餘天,說明該地帶地溫較高,這一帶第四系直接覆蓋於奧陶系灰岩之上,且厚度較薄,一般為20～40m,深部的地熱能直接由奧陶系灰岩通過第四繫到達地表。因此,綜合區域地熱地質條件,結合昌樂縣地質條件,地熱資源概念模型可能有兩種:①新近系、古近系及部分白堊系為蓋層(熱儲以上地層),斷裂破碎帶為熱儲及補給通道,熱源主要是深部熱傳導,屬於帶狀構造熱儲,主要分布於南部沂沭斷裂帶和五圖斷裂、喬官斷裂附近;②第四系、新近系、古近系、石炭-二疊系為蓋層,深部奧陶系灰岩為熱儲,熱源為深部地熱傳導,同時也受構造控制和影響,為層狀-帶狀復合熱儲,主要分布於五圖、朱劉、縣城及北部地區。