什么地质有地热水
㈠ 请教：什么样的地质条件能够开采出温泉来！
两种地质条件
1、地壳岩浆活动的地质条件
当雨水降到地表，向下渗透到地壳深处，受高热、压力作用后，循裂缝上升涌出地表时，温度仍高于人体体温，即形成所谓温泉。
其涌出的形态很多，有默默无声缓缓涌出，也有隆隆巨喷而出，还有一些是热水和着泥浆、天然气一起涌出。这种原因所形成的温泉叫做硫酸盐泉，又叫做硫磺泉。
2、受地热能的地质条件
受地表水渗透循环作用所形成。也就是说当雨水降到地表向下渗透，深入到地壳深处的含水层形成地下水，(砂岩、砾岩、火山岩、这些良好的含水层)。
包括深城岩温泉、变质岩温泉、沉积岩温泉。即通过物理探测、地质分析，推算出因地热产生的含水层深度，从而在有温泉开发可能性的地热地区进行钻探，从深层断裂带打出温泉水。
温泉依温度之高低不同可分为三类：高于75℃者为高温温泉，介于40℃至75℃者为中温温泉，低于40℃者为低温温泉。
(1)什么地质有地热水扩展阅读：
关于温泉形成的必要条件
1、地下必须有热水存在（地底有热源存在）。
2、必须有静水压力差导致热水上涌（岩层中具裂隙让温泉涌出）。
3、岩石中必须有深长裂隙供热水通达地面（地层中有储存热水的空间）。
关于温泉的种类
1、三伏温泉
“三伏温泉”是由现代养生科学依托古法而倡导的夏季养生保健新理念，主要是根据中医学科中的冬病夏治衍生而来。由于夏季阳气旺盛，人体阳气也达到四季高峰，能通过经络气血直达病处，从而收到辅助冬病夏治，养生健体的效果。
2、五福温泉
益气强心，对于降脂及改善血液循环、增强心脑血管功能是一种治疗保健良方。
祛风除湿，对手足麻痹或疼痛者，尤其对关节痹痛、头晕头痛者有良效，常浸泡可消除劳倦。活血祛淤、通络止痛。对陈旧性跌打损伤、头痛，尤其对风湿痛、骨关节痛者具有良效。
3、药物温泉
薄荷温泉 对常见的感冒初起、鼻塞、头痛、肝气郁滞、胃闷痛、消夏解暑等有一定的疗效。
当归温泉 活血补血、调经止痛、润肠通便。
蒙医药汤 蒙医药是蒙古族丰富文化遗产的一部分，也是祖国医学的重要组成部分。蒙医以“三根”学说为主要理论基础（三根--赫依、希拉、巴达干），同时还包括阴阳五行、五元学说、七素及六基症学说。比如阜新宝地斯帕温泉度假区的蒙医治病方法。
参考资料来源：网络——温泉
㈡ 区域水文与地热地质
一、区域水文地质
马攸木地区受喜马拉雅与冈底斯地质构造运动的控制，形成了地形南北两侧高、中部低的地貌形态，属高原中、高山区，平均海拔4900m，矿区呈高原低山丘陵区地貌特征。水系有内陆湖泊型和外流型两类。内陆水系以玛旁雍错和公珠错为代表，外流水系则以杰玛央宗和马攸木藏布为表征。杰马央宗发源于北喜马拉雅山脉西段的杰玛央宗冰川;而马攸木藏布源于金美错流经阿果错湖，马攸木藏布与杰玛央宗汇合后形成当却藏布(马泉河)。该地区的地下水与地表水流向基本一致。
(一)地形地貌与气象水文
在马攸木外围地区地形切割相对较深，一般高差在1000m左右，地貌上以高原低山剥蚀为主，河谷低洼处的平均宽度在5～15km不等，形成较为开阔的山间平原区，沟谷以沉积为主。而在马攸木矿区一带一般高差在500m左右，最高峰松托嘎海拔5647m，矿区最低点海拔4850m。在杰玛央宗和马攸木藏布的支流前缘，通常形成规模不大的洪积扇及洪积裙台地。
该地区属高原干旱、半干旱丘陵气候区。据狮泉河气象台2001年气象资料，年平均气温在2～3℃;年最高气温在7～8月份，极端最高气温为26.9℃;年极端最低气温为－27.2℃，一般在12月至次年的1～2月份;全年降水量为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;最大降雪厚度达30～50cm。马攸木地区蒸发量极大，年蒸发量为2326.6mm。年气压最高为616.2hPa，最低为592.1hPa，平均气压为604.6hPa。
(二)区域地下水类型及特征
马攸木地区不同含水岩组富水性差异较大，以沿河谷低洼地带的冲积、冲洪积、冰碛、冰水堆积富水性较强。而不同岩性段的变质岩即震旦-寒武系的泥质岩系的富水性极弱，为相对隔水层。奥陶系以碳酸盐岩类为主，虽然由于气候因素影响，岩溶发育程度不高，但因所处构造位置的关系，脆性岩层构造裂隙相对发育，加之溶蚀作用的存在，使奥陶系碳酸盐岩类地层在区域基岩中为富水性相对最强的地层。三叠系变质地层及侵入岩体虽然岩性差异较大，但岩石总体多为脆性，在构造裂隙存在的条件下，加之近地表风化裂隙发育，为地表径流的入渗提供了有利条件，导致此类基岩地层富水性介于碳酸盐岩类地层和泥质变质岩之间。
1.基岩裂隙地下水
基岩裂隙地下水在区内分布广泛，从地下水的循环条件可分为深循环地下水和浅层地下水。不同埋藏深度的地下水体在物理性质及所含的水化学成分方面都存在着巨大差异，而且其间也存在着一定的联系。
(1)浅层基岩裂隙地下水
浅层基岩裂隙地下水分布于区内的基岩出露区浅部，地表以下埋藏深度在100m以浅部位，储存空间以表层风化裂隙及小型构造裂隙为主，包括小型断裂构造延伸部位和褶皱构造轴部。风化裂隙水呈面状分布，埋藏深度小于100m;构造裂隙地下水呈带状分布。
浅层基岩裂隙地下水以接受大气补给及冰雪融水为主，其排泄方式有:向深部地下水排泄，向低洼地带第四系孔隙水排泄，以地下水天然露头下降泉的形式排泄等。
浅层基岩裂隙地下水多为潜水，不具承压性，其动态变化大，水位变幅也很大，受季节变化影响明显。
由于循环深度不大，表明此类地下水由补给流体进入地下循环的时间也是相对有限的，因而在水体的水化学特征方面也基本保持着补给流体的一些特点，总体特征是矿化度相对较低，水温接近当地的年平均气温。
(2)深层基岩裂隙地下水
马攸木及其外围地区发育多条深大断裂及其次级断裂，其切割深度深达2km，其间储存有丰富的地下水，该地下水含水层呈带状展布，主要受控于深大断裂及其次级断裂的空间分布与规模。区内深大断裂多为压性，而其次级断裂多为张性，地下水的活动尤以次级张性断裂带为甚。
深层基岩裂隙地下水，以浅层基岩裂隙地下水为补给源;运移方向以垂向运动为主，并以上升泉的形式排泄，并且多具热异常。
深层基岩裂隙地下水动态稳定，受季节变化影响小。
由于深层基岩裂隙地下水参与深部循环并且接触深部岩浆囊的热传导部位，在高温背景条件下，水-岩化学交换作用强烈，其排泄地带有大量由热流体携带的深部物质的沉积层(泉华)。
根据深层基岩裂隙地下水储存运移的时间和空间分布规律，其埋藏深度大，水体进入地下循环的时间过程长，加之有相对高温的背景条件，水体与补给流体之间在物理性质及水化学特征方面都发生了较大变化。在水-岩的物质交换过程中，地下水体中的物质组分含量无论是基本离子还是常规微量元素都大幅度增加，矿化度极高，并在水体的排泄地形成大规模的沉积物。
2.孔隙地下水
储存于第四系沉积物中的孔隙地下水，分布于研究区内的相对低洼地带及大型沟谷内，孔隙介质包括湖积物、冲积物与冲洪积物。
孔隙地下水除接受大气降水补给外，还接受浅层基岩裂隙地下水的补给，其排泄方式包括地下蒸发和向地表水体排泄，含水层厚度不均匀，一般在数十米至百余米之间，其水力坡度较浅层基岩裂隙地下水小。
由于补给来源和含水层的结构特征，决定了孔隙地下水动态相对稳定，一般季节性水位变幅不大。
孔隙地下水的物理性质与水化学特征一般与补给流体即大气降水十分接近，多为低矿化的淡水。
二、地热地质
青藏高原是中生代以来印度洋扩张、冈瓦纳大陆分解北移、印度板块与欧亚板块多次碰撞拼接的产物。由于强烈的构造活动使地壳出现了软弱带，深部岩浆升流至地壳近地表定位，地下水也有了通道与已定位而尚未冷却的岩浆接触而加温，形成青藏高原丰富而广泛的地热活动(图1-4)。
在马攸木地区，有不同温度的地下水出露，泉水呈东西向展布，在泉水中有冷泉、温泉、热泉和沸泉，以玛旁雍错以东扎曲藏布沸泉、香古玛弄沸泉以及玉龙弄巴温泉为代表，其水温高于80℃。
1.地热活动的演化发展
青藏高原在挽近期的“超碰撞”阶段，南北向构造应力的侧向挤压使地壳急剧缩短增厚。高原周围的构造单元(扬子地块、塔里木地块等)的下地壳可塑物质在巨大的构造应力作用下向上流动、充填、混合以满足高原地壳急剧抬升所需要的物质补偿。与地壳增厚上隆同步进行的下地壳和上地幔下弯，扰动了原先存于岩石圈和软流圈界面上的热平衡，诱发了软流圈的局部对流，并通过底熔销蚀和软流圈物质上涌而使岩石圈变薄，这种被动诱发的“相转换层”发生物质的分异作用，使密度轻的熔浆上侵于地壳浅部，形成现代浅层定位的岩浆囊和不同深度的局部熔融体。“亚东—格尔木岩石圈地学断面”项目的大地热流研究成果表明:该范围内各地体由于各自的壳幔热结构不同而形成了热流的分布及深部热状态的南北不均一性，同时也证实了在高原巨厚地壳的浅部，有现代岩浆的浅层侵位活动。
班公错-东巧-怒江构造带北部大地热流值低(40～47mW/m2)，而南部的热流值高达60～364mW/m2，且变幅较大，表现出了南北的不均一性。北部的羌塘高原具有厚壳、幔深的冷地体特征;而南部的冈底斯地体和喜马拉雅地体存在“相转换层”，具有明显的热壳性质。深达地幔的断裂构造为深部热源的上升提供了通道，并在两侧形成了现代岩浆的浅成侵入体，并沿以张性为主的活动构造作超浅位上侵。这与现代地热活动在地表的热显示是相吻合的。
印支期西藏岩浆活动主要发生在班公错-东巧-怒江构造带以南的地区，形成了班公错-东巧-怒江缝合带，北部隆起了喀喇昆仑-唐古拉山脉。燕山期形成了雅鲁藏布江缝合带，北部隆起了冈底斯—念青唐古拉山脉。喜马拉雅期形成了西瓦利克缝合带，北部隆起了喜马拉雅山脉，此期内雅鲁藏布缝合带及冈底斯-念青唐古拉山脉的继承性活动也十分强烈。后两期构造活动的结果导致岩浆岩集中分布于冈底斯-念青唐古拉构造带以南。
从岩浆活动的时序规律看，总体表现为北老南新。由构造运动引起的大规模岩浆岩入侵及火山作用在地热地质研究中意义重大，越新的岩浆岩，成为现代水热活动热源的可能性越大。
图1-4 地下水分布与循环示意图
2.地热显示
(1)地热显示类型
在马攸木地区以及周边发现的地热显示类型几乎囊括青藏高原所有地热显示类型，包括温泉、热泉、沸泉、沸喷泉、间歇喷泉、水热爆炸、冒气地面、冒气孔、热水塘、泉华沉积物等。
(2)地热显示分布规律
对马攸木岩金矿区及外围现存的地热活动形成的沉积物中石英矿物进行ESR测年结果表明，自新生代古近纪以来该区就处于连续不断的强烈活动状态(表1-2)。
表1-2 ESR测年结果
注:测试单位为成都理工大学应用核技术研究所。
马攸木地区地热显示的空间分布从古地热活动遗迹以及现代水热活动的分布情况来看，主要出露于肉切村群南北两侧的奥陶系下拉孜组和上三叠统修康群中，并有南北向构造通过，如M1沟中大面积铁硅质泉华区、香古玛弄地热显示区、玉龙弄巴地热显示区都出露于这些地段。在肉切村群中也有沿裂隙充填的地热流体沉积物。
三、水文地球化学
1.水化学
地热流体的地球化学特征包括热流体的水化学特征、微量元素组分的含量、水体中氢氧同位素的特征等众多要素，这些特征不仅能反映热水在形成发展过程中的背景条件，同时也是热流体流经地带的地球化学背景的写照。通过对背景条件的研究，同样可以获得矿产资源的找矿信息。
研究区内地热流体水化学类型与当地的浅层地下水及地表水的差异较大，对比情况见表1-3。
从地热流体的水化学特征看，水化学类型具有多样性，而且普遍矿化度较高，阳离子特征以Na+为主，主要阴离子中HCO－3含量明显较补给流体大气降水低，SO2－4及Cl－的含量则远高于补给流体———大气降水，体现了源于循环过程中水-岩交换作用的效果。
水-岩作用是地下水在循环过程中流体介质与围岩之间依据特定的背景条件而发生的物质交换作用。由于水-岩作用的存在，地热流体将大量的深部物质携带至地表，并形成固体沉积物———泉华，在研究区内几乎所有地热显示区都有大量泉华沉积物存在，而且泉华物质组分类型多样，包括硅华、钙华、铁质泉华、硫化物泉华，往往在一个地热显示区就存在多种泉华类型的组合，通常硅华和铁质泉华发生在地热活动的早期，反映的是高温地热背景，而后期则形成大量的钙华，反映热储基础温度开始下降。一些地热显示区的泉华沉积物规模巨大，在玛旁雍错南部的曲普地热显示区泉华出露面积近20000m2，厚度在10m左右，外围的搭格架地热显示区泉华出露面积近60000m2，厚度在10～20m之间。
表1-3 地热流体及地表水水化学对比
测试单位:西藏地勘局地热地质大队。
通过考查流体介质在循环过程中物质组分的增减可以判明其流经空间的背景条件，通过对背景条件的判定可寻找适合金属矿产的成矿富集的背景。
2.地热流体中的气体组分特征
地热流体中的气体组分含量百分比反映了热流体的背景条件及流体的来源，研究区内地热流体中气体组分分析结果见表1-4。
表1-4 地热流体中气体组分分析结果
分析单位:中国地震局地质研究所地下流体实验室。
从地热流体中气体组分的含量特征来看，流体大都源自深部的高温环境，并有地壳深部(包括上地幔)的岩浆热液气体组分的痕迹，O2和N2含量普遍较低，除香古玛弄一地可能由于采样原因有空气混入外，其他各点均反映了深部、碱性、高温、还原环境。若香古玛弄采样无异常，则反映该点与其他样点不同的是酸性环境。
3.氢氧稳定同位素
根据西藏全区83个地热显示点水样氢氧同位素δ18O与δD的测试值，绘制了水样的δD-δ18O散点图(图1-5)。图中西藏大气降水线方程是根据1991年前取得的10个大气降水水样分析资料拟合形成的，其斜率与截距都较好地反映了高原地区的特点，而且本次采取的马攸木地区的大气降水样分析结果正好与该大气降水线方程吻合。
图1-5 西藏地热流体δD-δ18O散点图
区域地热流体的氢氧同位素组成如表1-5所示。由表1-5测试值及统计值可见，研究区地热流体的氢同位素组成δD为－132.0‰～－77.6‰，平均值为－112.338‰，标准差为18.096‰;氧同位素组成δ18O为－16.8‰～－5.0‰，平均值为－13.71‰，标准差为3.804‰。湖水的氢氧同位素组成最高，δD为－77.6‰，δ18O为－5.0‰，明显偏离大气降水线，可能暗示湖水除大气降水来源外，还可能有深部来源;次为河水的氢氧同位素，δD为－98.9‰，δ18O为－12.0‰。热泉水的氢氧同位素组成最低，δD为－126.5‰～－132.0‰，δ18O为－15.8‰～－16.8‰;大气降水(雨水)的氢氧同位素组成居中。
表1-5 区域地热流体氢氧同位素组成
测试单位:地质矿产部水文地质专业实验测试中心。
马攸木外围地热流体的样品分析结果(表1-5)与全区地热流体氢氧同位素的特征基本类似(图1-6)，地热流体的同位素特征值都分布于大气降水线的右下方，由于地壳中含氢矿物极少，水-岩作用过程中氢的同位素交换十分微弱，这表明地热流体在由大气降水渗入地下循环的过程中水-岩作用的结果使流体中的18O千分偏差值趋于增加，这一现象被称为“氧漂移”。
图1-6研究区内水点δD-δ18O散点图(数字为表1-5中样品序号)
为了定量地表征水-岩作用过程中氧漂移的程度，定义地热流体中氧稳定同位素千分偏差值δ18O与补给流体的千分偏差值之差叫做氧18漂移值，用I表示:
I=δ18O地热流体－δ18O大气降水
通常情况下地热流体与围岩发生交换作用时δD值改变很小，基本保持大气降水的特征，则上式可改写为:
I=δ18O地热流体－(δD地热流体－B)/A
式中:A和B分别代表适合地热流体所在地的大气降水线方程的斜率和载距。
根据覃昌龙等(1991)的研究，西藏高原的大气降水线方程为:
δD=7.66δ18O+7.91
根据地热流体氧漂移值计算公式，所得研究区内的地热流体漂移值见表1-6。
表1-6 研究区内地热流体氧漂移值
水-岩作用过程中氧漂移的发生受多种因素控制，主要因素为温度和围岩岩性。通常情况下，较高的热储温度能促使岩石中的18O进入水体中，SiO2含量高的围岩18O相对丰富。根据Fentes的研究:
Si18O+H216O→Si16O+H218O(高温200℃)
可见在马攸木地区及其外围地热流体氧漂移值平均达2.51‰，普遍高于地热资源区划调查中(覃昌龙，1991)全区的地热流体氧漂移平均值1.61‰，而且全区最高漂移值4.03‰在公珠错西的温泉。
㈢ 地热水文地质条件
根据实地调查及区域地热水文地质条件分析，上白垩统、古近-新近系中、基—超基性火山喷熔岩（玄武岩、橄榄岩）分布较广，是地热主要来源。深层可溶碳酸盐岩及钙质砂、砾岩经深拗陷、断陷构造作用，是测区主要含水岩层，也是地热资源的补给来源。上部白垩系南雄组泥岩、粉砂岩厚度较大，构成相对隔水岩层，也是储热盖层。深层岩石经多起构造运动，局部次一级构造裂隙发育且切割深，加之区内地表水体极为发育，有利于大气降水和区域河、溪水通过第四系松散层沿裂隙富集带向深部渗入至含水层，故认为深层可溶碳酸盐岩、钙质粉砂岩的地下水，向地热源渗透过程中均受构造控制，加速了地下水的导热水温上升。预测在合适的构造部位施工的钻孔，其水量的大小取决于构造裂隙及深层岩溶裂隙的发育规模，地热水温的高低取决于地下深循环构造沿纵深的发育程度。
㈣ 什么样的地质结构下才可能有温泉
要知什么样的地质结构下才可能有温泉？就要先知温泉的形成.
温泉的形成专，地热与地下水是不可或缺属的男女主角。地热的发生跟地壳内部高温的岩浆，以及火山的喷发有密切关系。台湾火山不少，地热自然丰沛，温泉分布甚广，涌出量颇为可观，这都是拜地利之赐！位处太平洋地震板块的台湾宝岛，在菲律宾板块与欧亚板块的碰撞推挤下，不仅出现琉球海沟，更挤出大屯火山系、东部海岸山脉与澎湖群岛。
台湾北部大屯火山系的温泉，属于火山活动后剩余热力酝酿而成，因为火山气体大部分含有硫化物，所以温泉泉质多为硫酸盐泉，也有称之为硫磺泉或石膏温泉，附近亦多出现喷气孔与硫磺矿。
除了火山与岩浆的作用外，还有一种温泉是受地表水渗透循环作用形成，这类型温泉多属于中温的碳酸盐泉，台湾大部分温泉属于此类。
从以上信息可知,温泉多出现在火山带,地壳的断裂带.
㈤ 地热资源形成的地质背景与特征
中国大陆属欧亚板块的一部分。它的东侧为岛弧型洋-陆汇聚边缘，西南侧为陆-陆碰撞造山带，是由许多不同时期的古板块(如华北、华南、塔里木、哈萨克斯坦、西伯利亚等)经碰撞、增生和拼接而成的，这些不同的拼合块体有着不同导热储特性。从东到西，中国地壳厚度和平均布格重力异常呈现三个台阶面，其间有两个明显的地壳厚度和布格重力梯度陡变带:一条是大兴安岭-太行山-武陵山梯度带，另一条是六盘山-龙门山-乌蒙山梯度带(图1-1，图1-2)。
自古生代以来，中国大陆构造演化经历了陆洋分化对立阶段、石炭纪—二叠纪软碰撞转化阶段和中新生代盆山对峙发展阶段，中生代以来大陆连为一体，盆山格局的演化与发展控制着各地区热储条件的演化与发展。多旋回构造运动与多期盆地叠加塑造出不同的地热田。上述构造的演化，伴随着不同时期的岩浆活动，形成了不同岩性和结构的地层，使得我国大地热流值的分布具有明显的规律性(图1-3)。据《中国地热资源———形成特点和潜力评估》(陈墨香，汪集旸等，1994)，我国大地热流值可分为五个构造区(图1-4;表1-1)。在这五个大地热流构造区中，以西南构造区为最高，达70～85mW/m2;西北构造区最低，为43～47mW/m2;华北-东北构造区平均热流值为59～63mW/m2，与全国平均值接近;华南构造区平均热流值为66～70mW/m2，比全国平均值略高;中部平均热流值40～60mW/m2。西南地区，沿雅鲁藏布江缝合带，热流值较高(91～364mW/m2)，向北随构造阶梯下降，到准格尔盆地只有33～44mW/m2，成为“冷盆”。我国东部是台湾板块地缘带，热流值较高，为80～120mW/m2，越过台湾海峡到东南沿海燕山期造山带，降为60～100mW/m2，到江汉盆地热流值只有57～69mW/m2。显示出由现代构造活动强烈的高热流地带向构造活动弱的低热流地带递变的特征。另外，在大型盆地中，大地热流值分布同基底的构造形态直接相关，隆起区为相对高热流区，坳陷区为相对低热流区。
图1-1 厚国地壳中度分布图(据袁学诚等，961)
续表
(据田廷山等，2006)
我国中、新生代盆地总面积340×104km2。其中，盆地面积大于5×104km2的大型盆地有9个，1×104km2的中型盆地有39个(图1-9)。我国由东到西盆地的热储条件是由好变差，东部盆地为多层热储层叠置的“热”盆地，中部盆地则为热卤水盆地，西部盆地基本为“冷”盆地。从南到北，山地由高温水带到低温水带。
(2)隆起山地对流型地热资源
隆起山地指中新代以来构造活动以隆起为主，现代地形以山地为骨架的地区，包括山间断陷盆地及河谷地带。热水沿深大断裂带形成和分布，一般为开放的脉状深循环对流系统，也有层状断块沿断层溢出的传导-对流系统，多以泉的形式排泄溢出。我国绝大多数水热区的地表热显示以单个泉点或泉群的形式出现，少数地区则有沸泉、沸喷泉、喷气孔和水热爆炸等多种形式并存。《中国地热资源及其开发利用》(田廷山、李明朗等，2006)，根据我国山地的构造特征和水热活动强度，把隆起山地对流型热储划分为现代板块碰撞带高温热储、断褶山地深断裂中温热储、断块岩溶山地中低温热储、第四系火山余热中温热储和褶断高原山地低温热储(表1-4)。按照温泉出露的情况，我国有四个水热活动密集带:①藏南-川西-滇西水热活动密集带;②台湾水热活动密集带;③东南沿海地区水热活动密集带;④胶、辽半岛水热活动密集带。
我国隆起山地对流型地热资源主要分布于藏南-川西-滇西和台湾地区，中低温地热资源主要分布于东南沿海地区和胶东半岛。隆起山地型地热资源的形成与构造关系密切。我国位于欧亚板块的东部，为印度板块、太平洋板块和菲律宾海板块所夹持，新生代以来，我国西南侧，由于印度板块与欧亚板块相碰撞，形成藏南地区聚敛型大陆边缘活动带;在东侧，由于欧亚板块与菲律宾海板块相碰撞，形成台湾岛中央山脉两侧的碰撞边界。这两条碰撞边界及其邻近地区的特性虽有差异，但均是当今世界上构造运动最强烈的地区之一，并共同呈现高热流异常，具有产孕育高温地热资源必要的地质构造条件。远离板块边界的板内广大地区，构造活动性减弱或为稳定块体，热背景正常以至偏低，水热活动随之减弱，一般形成中低温地热资源，其中绝大多数为低温地热资源。隆起山地型地热资源的形成与岩浆活动关系密切。我国低温温泉大多与碳酸盐岩分布区相吻合，而较高温的温泉则大多数出露于非碳酸盐岩区或碳酸盐岩与花岗岩岩体的接触边界上。据《中国温泉资源》(黄尚瑶等，1993)，将中国温泉资源地质类型划分为三类六型，其形成特征见表1-5。
㈥ 地热水主要地层岩石是什么
富存地热的围岩一般为火成岩－－火山岩或者岩浆岩。少部分地表能看到沉积碎屑岩等。
㈦ 地热地质概况
评价区以天津滨海新区行政范围为界。滨海新区处于中心区的东面,地理坐标位于北纬38°40'～39°00',东经117°20'～118°00'。区内发育的主要断裂有NNE向的沧东断裂带和NEE向的北大港断裂带及NWW向的海河断裂、汉沽断裂、增福台断裂等。构造位置在燕山褶皱带之南,沧县隆起以东,埕宁隆起西侧,呈NE-SW向展布。面积约1.7×104km2,见天津市构造单元分区图5-8所示。
图5-8 天津市地质构造单元分区及滨海新区范围示意图
滨海新区构造主体位于黄骅坳陷。黄骅坳陷属于中、新生代断陷盆地,断坳区基岩顶板以中生界为主,顶板埋深1400～5200m。靠近沧县隆起区基岩顶板以古生界—中新元古界为主,顶板埋深1000～1600m(图5-9)。通过钻探揭露的地层有新生界第四系、新近系、古近系,中生界侏罗系—白垩系,古生界石炭—二叠系、奥陶系、寒武系、中新元古界青白口系、蓟县系。其中新生界最大沉积厚度达5000m,馆陶组(Ng)是滨海新区地热资源的主要开采层,分布范围见图5-10。
图5-9 滨海新区基岩地质图
图5-10 新近系馆陶组热储层分布图
馆陶组热储层除在小韩庄凸起高部位有缺失外,在本区普遍分布。属于河流相碎屑岩沉积,沉积旋回明显,分为馆Ⅰ上粗段、馆Ⅱ中细段和馆Ⅲ下粗段。揭露顶板埋深1129～1806m,总厚度100～500m。该层分布在本区横跨沧县隆起和黄骅坳陷两个构造单元。在沧县隆起地区埋藏较浅,厚度为100～200m,在黄骅坳陷地区底板埋藏比较深,厚度为200～500m,在宁车沽—驴驹河一线厚达500m。其渗透系数为0.43～2.92m/d,弹性释水系数为1.26E 5～9.32E-4,按热储层岩性特征将馆陶组热储分为上、下两个热储段。
馆陶组上段热储:岩性以粉细砂岩为主,其中夹有3～4层泥岩和砂质泥岩,揭露顶板埋深1129～1806m,厚度为19～349m,西部薄至东部逐渐加厚,统计砂岩厚占总厚的40%～70%。孔隙度为27%～32.6%。单井涌水量40～90m3/h,静水位埋深60～80m,水温45～60℃,水质为HCO3-Na或HCO3·Cl-Na型水,矿化度1500～1800mg/L,硬度为35～57mg/L。
馆陶组下段热储:揭露顶板埋深1245～1900m,厚度100～150m。统计砂岩层占总厚度的60%～80%,孔隙度为25%～31.4%。单井涌水量为60～120m3/h,静水位埋深为60～84.3m,水温60～77.5℃,水质为HCO3·Cl-Na或Cl·HCO3-Na型,矿化度为1500～2000mg/L,硬度为37mg/L左右。底部普遍发育单层厚度为30～60m的砾岩,一般称为底砾岩。底砾岩在塘沽地区最为发育,富水性较好,大港地区次之,在北塘地区,底砾岩因有泥质充填,而影响了砂层的富水性。
滨海新区馆陶组2007年地热井共有84眼,开采量为648.0×104m3/a,区域水位年降幅为1.23～6.1m。该层地热流体主要用于供暖、洗浴、居民生活用水。
通过所收集热流体动态资料,绘制了2005～2007年馆陶组热储40℃水柱水位埋深等值线图(图5-11)。由水位埋深等值线图可以看出:由于集中开采,大港区和塘沽区水位下降幅度较大,已形成了以这两个区为中心的大型开采降落漏斗,漏斗向西扩展至东丽区附近,以塘沽区到东丽区为中心,向东、西方向水位埋深逐渐变深,向南、北方向水位埋深逐渐变浅。在大港区和塘沽集中开采区到东丽区一线水位埋深较大,漏斗中心最大静水位埋深达100m,地热流体接受北东方向径流补给,西部由于馆陶组缺失形成明显隔水边界。自汉沽向南水位年降幅逐渐变大,在TG-01井附近,年降幅为6m左右。根据长观资料分析统计,全区馆陶组热储层长观井中水位年降幅大于4m的地热井占总数的50%,主要分布在塘沽区、大港区的集中开采区;水位年降幅小于4m的长观井占总数的50%,主要分布在大港区和塘沽区的外围。
图5-11 评价区Ng静水位埋深图(40℃水柱)
a—2005年;b—2006年;c—2007年
㈧ 地下热水分布的地质背景
地热资源的形成和分布受到地质构造的控制。其中高温地热带(或地热田)的形成和展布与岩石圈板块的发生和演化有着密切的联系。根据板块构造学说，在漫长的地球发展过程中，地球表层岩石圈分成若干板块(图4.1)，板块之间经常发生规模不等的相对位移或错动，板块内部的构造运动则比较弱。
现代岩石圈板块的边缘地带必然是活动性最强的地带，既有历史上岩浆侵入、造山运动、变质作用、成矿作用等事件的发生，也是现代火山、地震活动的活跃地带，具有高热流的异常显示(图4.1)。从已知的全球高温地热带的分布位置来看，它们一般都出现在各大板块的边缘，成为板缘地热活动带。高温地热带大致分布在以下类型的地带(陈墨香等，1994)。
1)陆－陆碰撞带，即板块与板块之间的碰撞带。是板块会聚、碰撞带或造山带，岩石圈变形强烈，容易诱发深部的热量上升到地表，例如地中海－喜马拉雅地热带(图4.1)。
图4.1 岩石圈板块边界主要高温水热系统的全球分布(转引自Bowen，1989)
2)岛弧型地带。是板块消减带、俯冲带。岛弧是俯冲板块重熔部位，常形成火山岛弧型地热带(图4.2)，例如西太平洋岛弧地热带(图4.1)。
3)洋中脊。是新板块的滋生和扩张带，形成大洋洋中隆起带(图4.2)，例如大西洋中脊地热带(图4.1)。
图4.2 地幔对流和俯冲作用以及洋中脊、岛弧示意图(据Albu等，1997)
高温地热带的水热活动除了分布有不同温度的温泉外，大多具有各种高温地热显示，包括沸泉、间歇喷泉、喷泉、喷气孔、冒气地面、泥盆、硫气孔、水热爆炸等以及与上述显示有关的钙华、硅华、硫华、盐华等泉华沉积物。
板块内部是相对比较刚性的块体，也受到拉伸、剪切、挤压等地质作用，也发生过强烈的褶皱和升降运动，有岩浆侵入和变质作用，也有火山和地震活动，但与板缘地带相比要弱得多。已知的板块内部的水热活动区，绝大多数分布的是中低温地下热水，分布在地壳隆起区、褶皱山系和沉积盆地，无明显的带状分布，水热活动的热量主要来源于正常的或略为偏高的地热增温。板内地热活动区主要分布在以下地区或地带。
1)沉积盆地:是地壳的沉降区，在地下深处的含水层赋存的地下水往往具有较高的温度，成为中低温地下热水。例如我国的华北盆地、匈牙利的潘诺宁盆地、法国的巴黎盆地、俄罗斯西西伯利亚盆地等。
2)断裂带:在地壳隆起区沿一定规模的某些断裂带分布有中低温温泉。例如我国东南部(特别是福建、广东省)的众多温泉。
板块内部的水热活动在地表的地热显示，在隆起区主要是出露各种温泉，其水温一般均低于当地沸点，在少数温泉的泉口附近沉积有钙华。在沉积盆地内的深层地下热水在人工钻井揭露之前，在地表通常没有地热显示，或者只在盆地边缘有温泉出露，在钻井揭露之后可以抽吸出地下热水，有些钻井能自流热水。
我国的板块、亚板块和块体如图4.3所示。我国地处欧亚板块的东部，以大陆为主体，为印度板块、太平洋板块及菲律宾海板块所夹持。新生代以来，印度板块与欧亚板块的碰撞，使青藏高原不断隆升。台湾岛是环太平洋岛弧的一环，受菲律宾海板块和欧亚板块东侧碰撞的影响，中央山脉隆起成山。
中国大陆内部属于欧亚板块的东侧，在欧亚板块、印度板块、太平洋板块和菲律宾海板块的碰撞和俯冲机制作用下，由于有西伯利亚块体的阻抗，加上大陆内部各块体之间的相互作用，造成垂直与水平运动及内部显著变形，形成隆起、断陷相间的复杂而有序的构造格局。
我国作为欧亚板块的一部分，进一步可以分为黑龙江、华北、南华、南海、新疆、青藏等亚板块。每个亚板块内又可以分为若干块体，例如华北亚板块内有胶东－苏北－南黄海块体、河淮块体和鄂尔多斯块体;南华亚板块内包含有华南－东海块体、台湾块体等(图4.3)。
青藏亚板块内的西藏块体和喜马拉雅块体，特别是在两者的交界处，由于印度板块向北推挤和西伯利亚块体的阻抗，形成一系列规模巨大的断裂。台湾块体是菲律宾海板块与陆弧碰撞的边沿造山带，有3组规模巨大、活动性强的断裂，与地震、水热活动关系密切。在上述两个地带分布有高温地热系统。南华亚板块内的华南块体岩石圈厚度大，现代构造活动微弱，是比较稳定的块体，但处于张应力状态，发育有一系列以北东向为主的活动断裂，控制着许多中低温温泉的分布。其他块体内多是隆起与断陷相间，在断陷盆地深处多有中低温热水分布，在隆起山区则零星分布有中低温温泉。
图4.3 中国及邻区活动板块、亚板块和块体分布(据马杏垣等，1987，转引自陈墨香等，1994)
㈨ 附近有开发地热地质条件
了解工作区附近是否有已经开发利用的地热井（泉），确定其开发的时间、水量、水温专、地质背景、地热属地质条件、地热资源类型、开发利用方案和历史。通过对已有地热井（泉）的了解，对整个区域的地质和地热条件进行把握，有助于对工作区地热勘查的认识和判断。
㈩ 地热地质条件
从区域地热地质条件分析,工作区位于鲁北地热区、鲁西地热区和沂沭断裂带地热区的交会部位。
沂沭断裂带由昌乐县东部经过,该断裂带总体走向北东10°～25°,倾角80°左右,并由4条主干断裂组成,自西向东依次是:鄌郚-葛沟断裂、沂水-汤头断裂、安丘-莒县断裂和昌乐-大店断裂。该断裂带是一条陡倾深达地幔的复杂活动断裂带,其东部的安丘-莒县断裂和昌乐-大店断裂切入莫霍面达33～34km,属超壳深大断裂;西部的鄌郚-葛沟断裂、沂水-汤头断裂切入康氏面,属壳内较深断裂。该断裂带近期活动较频繁,据地震部门资料:自1668年以来,沿沂沭断裂带及其邻近地区共发生过较大地震6次,震级5～8.5级,烈度6～12度,以上地震的震中位置都与沂沭断裂带有关。因此,沂沭断裂带是一条重要的热源通道,能将上地幔及地壳深部巨大的热源传递到地壳浅部以至地表。如在沂南铜井地区及临沂市北部汤头一带,都有浅部地热井或温泉分布。
在北部县城—五图—朱刘店一带,断裂构造也十分发育,区内有两条较大断裂:朱刘店断裂和昌乐断裂呈北东向横贯北部,并在东部与沂沭断裂带交会。在朱刘店断裂以北地区,奥陶系灰岩顶板埋藏较浅(一般在700～1100m),上覆地层厚度较大,其中的石炭、二叠系及古、新近系为较好的盖层。这些都为工作区提供了良好的地热生成环境和赋存条件。据工作区东北部的朱刘店煤矿资料,在600m深的采煤巷道内地温可达35～40℃,按该区多年平均气温12.6℃推算(恒温层深度取20m),其地温梯度为3.86～4.72℃/100m,属地热异常区。又据当地群众反映:早在20世纪60年代初期朱刘店煤矿开采前,县城东部侯家庄一带曾有过温泉出露,水温约30℃左右。另在西任疃村南一带,庄稼较邻近地区早熟十余天,说明该地带地温较高,这一带第四系直接覆盖于奥陶系灰岩之上,且厚度较薄,一般为20～40m,深部的地热能直接由奥陶系灰岩通过第四系到达地表。因此,综合区域地热地质条件,结合昌乐县地质条件,地热资源概念模型可能有两种:①新近系、古近系及部分白垩系为盖层(热储以上地层),断裂破碎带为热储及补给通道,热源主要是深部热传导,属于带状构造热储,主要分布于南部沂沭断裂带和五图断裂、乔官断裂附近;②第四系、新近系、古近系、石炭-二叠系为盖层,深部奥陶系灰岩为热储,热源为深部地热传导,同时也受构造控制和影响,为层状-带状复合热储,主要分布于五图、朱刘、县城及北部地区。