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9 e/ S- X# L8 T2 l- S2 C; @- p- z- y5 J 文/毛小平 : v- T7 a- ]+ }" n$ [+ `
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大地热流的本质是什么？
; i1 |4 o, r( t" O 这个问题似乎大家都知道，问此问题也似乎被认为在搞笑。不就是地球深部向地表传热的快慢吗？还用问，多此一问。遇到高热导率的地层，传热快，热流就高；遇低热导率地层，传热慢，热流就低。因为大地热流公式长这样：Q=K*△t/△z，与热导率K成正比啊，与地温梯度△t/△z成正比啊，难道是成反比不成？
7 D8 v7 f; ]" {2 j) K* G- ~ W- b 比如郎旭娟等（2016）计算得到的扎仓寺地热深钻 ZR1孔热流测量的结果，如表1所示，感觉热导率高的层段，热流就高，得出不同深度段热流数值范围是9.9-85.3mW/m2，结果很分散，最小值与最大值相差8倍以上。当然，作者也考虑了对流因素。 $ z I2 s- z; J" Q
表1 扎仓寺地热深钻ZR1孔热流测量及相关参数 : \+ j4 `0 W1 K/ f
" N8 O, U2 T5 O1 j9 V0 |9 ] 汪缉安等(1985)研究了辽河断陷热流，得出长古1井Ed, Es1, Es3,Es4分别为0.598HFU, 0.891 HFU, 1.721 HFU, 1.952 HFU。由深到浅逐渐变低，到东营组Ed比最大值小4倍，几乎等于“断流”了，即热不流动了。 " |+ k0 p) e `9 U
王一波等(2019)发表在《地球物理学报》的文章中，得出了一些高质量热流数据。赶脚和测井曲线完全一样？变化幅度大，如下图所示。
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图1 热流的垂向变化
7 _7 |( B2 P7 N+ e1 W. f* e 这样曲里拐弯的变化正常吗？真是这样的变化吗？大地热流的本质是什么？
) V ~# ~0 D7 @ 不正常，不是大错，而是特错。地球物理学报可是大刊啊？也会错？
9 Q* _$ S' m+ {4 n+ h2 x( N) ~ 我认为是酱紫的：
1 |9 s" {0 x J% n' y5 A) k' ~ 在地层接近水平或物性横向差异不太大的地区，在不考虑对流的情况下，大地热流是一个常数。
$ W7 A3 Q: q+ ]# J6 ?8 I8 ]1 \# ]3 c2 s- \ 理由如下，按一维来推理，深度为Y方向，t为时间，T为温度,K为热导率，A为放射性生热，P为密度，C为热容。对目前的勘探尺度内，放射性A几乎可以忽略，即可令A=0，在温度场进入稳态后，温度T不随时间变化，这是下面公式右端项为0：
2 ~' @7 ?3 y9 k. J2 Q( x: B image005.png 8 S' a5 l: E, n2 `$ @3 j+ X
于是，上述公式就变成了： ) e# w6 w0 G, q6 h
image007.png
4 {' `, D* S! l5 [ 令A=0，则该方程的解是：k∂T/∂y=C(常数），这个常数就是热流。为了理解热流不是可变的，以下图为例。设模型垂向分为两段，分别为1000米，上段热导率为1W/mk，下段2w/mk，顶部恒温20度，底部恒温80度，中间界面初始温度为50度。即为30度/公里的正常地温梯度，这是初始时刻。上段的热流Q1=30mw/m2，下段为60mW/m2。显然，随着时间的推移，中间的50度是不可能维持的。因为上述公式中，∂(k∂T/∂y)/∂y可写成∂(Q)/∂y, Q就是热流，代入上式，表示热流梯度应该为0，方程才平衡，如果有高热流，必然后向低热流地区传导热。最后进入稳态后，中间的温度将变成60度，这时，上、下两段的热流均为40mW/m2。按前述实测数据，底部热导率高，热流就一定大？ # P! R$ K0 P2 g0 ^( I! k$ E) g9 m
所以，在不考虑对流、放射性生热等条件时，热流在不同深度可变是不对的，是特错！即热流在垂向上是一个常数：大地热流常数，不同地区有不同的常数。可以这样讲，目前所定义的大地热流，其本质相当于是一个单位面积内，单位时间内由地球内部向外散发的热量，是一个热通量，虽然有时间概念。即，以地质历史尺度衡量，在垂向上，几乎是一个常数。
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（a) 初始温度及热 (b)稳态后的温度与热流
/ o1 T0 k9 N3 \7 R4 ~2 M 图2 热流常数的形成示意图
1 L5 _4 C9 u* I# }, e 就这么一个小公式，居然出了屁漏，问题出在哪儿？是本文只考虑了热传导，没考虑放射性生热及对流？这种计算得到的类似于测井曲线的大地热流，让热传导方程的脸往哪儿搁？我在想，即使考虑了放射性生热及热对流，也很难得出这种忽高忽低的热流，这在理论上是说不通的，单因素分析能明晰规律。事实上，放射性生热，就近地表10公里范围内，其贡献是不大的，如刘绍文(2017)研究了塔里木盆地热流分配，8公里以内的沉积物贡献只有9mW/m2，且应是递增的，和上面计算的热流起伏动且正负40-80mW/m2，不是一个量级啊。地下介质能对流的储集层少，大量情况是不对流的，能对流的情况从地温曲线上是能看出来的，如赵平和多吉(2003)所展示的西藏羊八井最高温度的钻孔ZK4001和ZK4002，在800米以内是碎裂花岗岩，而之下则是原生的，未破坏的花岗岩，无孔隙，无水，但温度就不增加。
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) O- A+ A+ o- W, E 图3 西藏羊八井附近多口钻井测温曲线 : [9 H/ a) ^& S; \. m2 S& L
温度测量没问题，很精确，那问题可能出在热导率测量的代表性问题，它是核心，“世界没有变化，是你的心乱了”。同一套地层多个样品的热导率测量结果的平均值不代表该地层的综合热导率，而是偏向于小值；热导率还有各向异性，顺层和垂直于层理其热导率不同，同时，地热盖层一般为第四系，其热导率误差极大，含水量、孔隙率。为此，提出以下两个概念（好的不学，我也喜欢造概念了，杯具）：
" b' q6 k% P7 K 大地热流常数：指某一地区由地球深部向浅层的传热通量，对沉积盆地而言，一般某地垂向上只需要求取一个数值即可。某一地层的大地热流常数，取决于垂向上最低热导率，如果为0，即，完全的热阻层，则此地热流为0。如图3所示。 # l' U! x* a9 r
综合热导率：某一地层的热导率，并非各样品热导率的平均值Ks，样品热导率和样品的层理方向还有关系。公式如下所示Za,Zb分别为地层顶、底界的深度，K(z)为热导率。 9 Y% v% [" S5 h6 D" T+ g9 g1 b- m
& f5 G/ D. Z5 N 如果横向热传导非均匀性较强，则热传导会产生一些偏转，有学者称热折射，导致垂向上热流产生一些变化，如下图所示，左侧有一个热阻层，热导率为0。 . M* @" S% G" E3 a$ s
" u+ j2 c9 K0 i& ? 图4 具有高热阻层下的热流
. q/ r& C: u0 Y0 {" f) { (a)温度场℃；(b)热流场mW/m2 % y1 B, o5 p& }; }% w
下图为某地区地质模型，红字为热导率，之下二图分别为垂向热流和水平方向的热流，可以看出，虽然由于横向物性非均匀性，局部热传导方向有所偏转，但总的来说，垂向热导率基本为一常数。 , b+ I& e2 e$ ~% i
+ N a6 b- m5 u 图5 某断陷盆地热流强度变化剖面图 , `8 g, |6 ~9 [; P0 C1 b, ~/ v
(a)温度剖面；(b)垂向热流；(c)水平方向热流
( [3 D1 k8 |1 o 此观点为2020年11月28日在武汉召开的“中国深部地热论坛”所汇报的内容之一，为目前对大地热流的误区二。实际有三个误区： 3 F4 U4 k( P' Z! _; V
误区一，大量地热田，在浅层出现了高地温梯度，它实际对应为低大地热流。当然也有高地温梯度的确对应了高热流，如共和盆地、海口。 ' ~. n* q# {' F& _/ B& ]( ~" f
误区二，如上，就是本博文，大地热流垂向可变，甚至相隔几米就会有变化，这是错误的。 ) q2 r: E1 d! y( |
误区三，洋壳的热流一定高于陆壳，这可能是最严重的错误，在武汉会议上我汇报了，但未引起太多关注，且听下回分解。该错误被板块理论等地球动力学引用，并作为重要证据。 8 t8 }2 z7 N' i0 b% e% e' v% a
参考文献 3 [9 d" n6 S3 T" W4 Z3 i
龚建洛,张金功,惠涛,黄传卿,张林晔,孙志刚,陈晓军. 2014. 沉积岩平行层面与垂直层面方向热导率与孔隙连通性之间的关系.吉林大学学报:地球科学版, 44(6): 1789-1797. w$ R# l/ ?2 y0 d
郝春艳, 刘绍文, 王华玉, 王良书. 2014. 全球大地热流研究进展[J]. 地质科学, 49(003):754-770. ! Z$ E3 d+ K+ a9 e
姜光政,高堋,饶松,张林友, 唐晓音, 黄方, 赵平, 庞忠和, 何丽娟, 胡圣标, 汪集旸.2016.中国大陆地区大地热流数据汇编(第四版).地球物理学报,59(8):2892-2910. 5 k! p8 j" P9 b/ ]4 F; F1 L
金春爽,付修根,陈文彬乔德武, 葛佳, 祝有海, 卢振权, 王平康. 2019. 藏北地区钻孔大地热流值测量.地球物理学报, 62(8): 3095-3105.
; r. M8 C. O: F F0 j; ?4 ]5 G 郎旭娟, 刘峰, 刘志明, 蔺文静, 邢林啸, 王贵玲. 2016. 青海省贵德盆地大地热流研究[J]. 地质科技情报, 035(003):227-232. 5 X; O/ i! n/ x; A3 |' E
雷晓东, 胡圣标, 李娟, 姜光政, 杨全合, 李巧灵. 2018. 北京平原区西北部大地热流与深部地温分布特征[J]. 地球物理学报, 61(09):227-240. 9 y! _& Y. o0 ~5 x. C
李林果, 李百祥. 2017. 从青海共和—贵德盆地与山地地温场特征探讨热源机制和地热系统[J]. 物探与化探,41(1): 29-34.
$ w! t# t% r, ~2 C9 C7 q 李宗星, 高俊, 郑策,刘成林, 马寅生, 赵为永. 2015. 柴达木盆地现今大地热流与晚古生代以来构造-热演化[J]. 地球物理学报, 58(010):3687-3705. 5 J3 u3 R* _* G4 i2 K
饶松,胡圣标,朱传庆,唐晓音,李卫卫,汪集旸. 2013. 准噶尔盆地大地热流特征与岩石圈热结构.地球物理学报, 56(8):2760-2770. + E) B* C/ M. B z
沈显杰, 邓肖粤, 康文华,等. 1985. 热流值的校正和藏南热流测量中的湖底温度波动校正[J]. 地球物理学报, 28(z1):70-92.
* E- Z2 O* l1 ~ Y- Y( e1 [) ` 沈显杰, 张文仁. 1989. 西藏热流数据最新报道[J]. 科学通报, 5:373-376. " u w( j L: } U# F
沈显杰. 1983. 西藏高原的热流测量[J].科学通报, 14: 876-877. ; d# Q4 T) o, s; H
汪缉安, 汪集晹, 王永玲, 张忠义. 1985. 辽河断陷地热基本特征[J]. 石油与天然气地质, 04:347-358.
. h8 I! Y" j9 e5 X' R 汪集旸,胡圣标,庞忠和,何丽娟, 赵平,朱传庆, 饶松, 唐晓音,孔彦龙, 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. # A; _3 ^; e; r) ~7 X0 @
王君珂, 朱喜, 刘彦广, 张庆莲, 牛飞, 马峰. 2020. 献县地热田地温场特征及控热因素研究[J]. 能源与环保, 42(1): 113-120.
$ E Y* _/ G; P" `) l6 l 王一波, 胡圣标, 聂栋刚, 张克松, 姜光政, 王朱亭. 2019. 郯庐断裂带是热异常带吗:来自断裂带南段热流的约束[J]. 地球物理学报, 062(008): 3078-3094. 8 h" A1 }8 U9 ?
肖琳,李晓昭,胡增辉, 赵晓豹, 赵高峰,陈立根. 2009.土体内在结构对热导率计算模型的影响研究. 地质论评， 55（4）：598-605. ' J, ^3 ]# l& [
袁彩萍, 徐思煌. 西藏伦坡拉盆地地温场特征及烃源岩热演化史[J]. 石油实验地质, 2000, 22(2):156-160. ! A# Z5 [7 x9 c1 G" a( z
张超, 胡圣标, 宋荣彩, 左银辉, 姜光政, 雷玉德, 张盛生, 王朱亭. 2020. 共和盆地干热岩地热资源的成因机制:来自岩石放射性生热率的约束.地球物理学报, 63(7): 2697-2709.
% v8 j; _$ E8 e3 C( j) u7 i$ `8 { 赵平, 多吉, 谢鄂军, 金建. 2003. 中国典型高温热田热水的锶同位素研究. 岩石学报, 19(3): 569-576.
5 s9 j& J s% _- Y, K$ l5 x 左银辉, 邱楠生, 邓已寻, 饶松, 徐深谋, 李建国. 查干凹陷大地热流[J]. 地球物理学报, 2013, 56(9):3038-3050. : i& I2 G8 j( G% Q
% [" J/ }9 F9 F8 E+ @
9 C6 }- w8 }4 b8 Q$ z2 c3 k1 M% Q, p9 A' @0 z0 i- T
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