地热能勘探开发与综合利用概论：地热资源勘探与评价PPT教学课件.pptxVIP

第二章地热资源勘探与评价;绝大部分地热系统中的地热水来自于大气降水。

地热水起源首先要探讨其与大气降水的关系。可以通过地热水同位素组成在δD——δ18O图上的位置，与大气降水线的关系来判断。;一般来说，高温热储中地热水的δ18O值较大，即存在“氧漂移”现象。这是由于高温下地热水与岩石发生同位素交换所致，而且温度越高，地热水从岩石中获得的18O越多，氧漂移现象越明显。可据此初步判断热储温度的范围。;大气降水渗入地下后，有多个作用过程影响着其同位素组成。对它进行分析，可以有效地解决地热水的起源与补给源，确定热储温度范围，研究混合作用等。;大气降水的氘和氧-18值随地形高程增加而降低，称之为高程效应。借助研究区内大气降水的高程效应可以推测地下水补给区的位置和高度。

为避免“氧飘移”的影响，常用δD来估算地下水补给区的高程。地热水补给区的海拔高度可用下式加以确定：;式中:H为同位素补给高度（补给区标高），m；

h为取样点标高，m；

δS为地下水的δD值，‰；

δP为大气降水中的δD值，‰；

K为同位素高度梯度，相当于海拔高度每变化100m时的δD值变化量，δD高度梯度约为-2.5‰／100m～-2.0‰／100m。

计算出补给高程后，结合研究区的地质条件和地质构造就可以判断地热田的补给区范围。;式中的δD混合、δD1、δD2分别为地热水和两个补给源的δD值，‰。;用同位素法确定各种来源水的混合比例时，必须具备下列条件：

①参加混合的两种以上的水中D或18O含量必须存在明显差异；

②同位素含量必须在时间上保持稳定；

③水的同位素成分不因同含水层岩石相互作用而发生改变。;;氦(He)主要存在于地球内部，大气中的氦含量远较地球内部流体中的低。

He有3种来源：

①大气大气中的氦是地球脱气的产物，对流层中的3He/4He值为1.39×10－6;

②地壳地壳中的氦主要来源于放射性元素衰变和地壳演化继承的氦，其3He/4He值为2.0×10－8;

③地幔以捕获的原始氦为主，其3He/4He值为

1.1×10－5;;地热水的年龄是指地热水在热储层中的“滞留”时间，即从补给区下渗通过深循环在热储层中径流??至排泄到地表的时间。

测定地热水年龄的方法有：①同位素法；②惰性气体法；③水动力法。

;地热流体的放射性同位素

利用地热水中溶解的3H和14C，36Cl、81Kr等放射性同位素可以测定热水的年龄，计算公式如下：

式中：t为地热水的年龄，a；

T1/2为放射性同位素的半衰期，14C为5730±40a，3H为12.26a；

A0为放射性同位素的初始浓度，%；

At为放射性元素t时刻的浓度或实测的浓度，%。;;;在研究和开发利用地热田的过程中，必须合理估算深部热储层的温度。

热储温度是划分地热系统的成因类型和评价地热资源潜力所不可缺少的重要参数。

热储温度的获得方式：

;地球化学地热温标（geochemical?geothermometer）是利用地下热水的化学组分浓度或浓度比计算地下热储温度的方法。其中能够据以计算地下温度的称定量地热温标，只能得出相对温度的称定性地热温标。

每个地热温标都有一定的适用条件。因此，用地热温度计评价地下热储温度时，必须考虑热田地质、水文地质和地球化学条件，同时还要考虑样品采集和分析化验过程。

一般认为地热温标主要用于高温热田的评价。但是，在有些情况下，如果小于150℃的中低温热田能够符合地热温标所要求的条件，特别是深部热水向上运移过程中基本符合热力学的“绝热过程”，用地热温标评价中低温热储也是可以的。;地球化学地热温标估算地下温度的基本假设：

①深部发生的反应只与温度有关。

②与温度有关的反应所涉及的所有组分都有足够的丰度（即反应物质的补给量不成为限制因素。

③在热储温度下，水-岩体系间的反应达到平衡。

④当水从热储流向地表时，在较低的温度下，组分间不发生再平衡，或者变化很小。

⑤来自系统深部的热水没有和浅部冷地下水相混合，或者可能估计出这种混合的结果。;目前，不同学者提出的温标方法已有20多种。可分为两大类：一类是SiO2温标，另一类是阳离子温标。;阳离子温标是利用热水中阳离子比值与温度之间关系建立起来的经验近似方法，主要有K-Na、K-Mg地热温标等。

K-Na地热温标不适用于pH远小于7的酸性、富钙热水（如出现钙华）及发生了混合的热水。K—Mg地热温标适用于热储层埋藏不太深尤其是中低温地下热流系统。;;;;;;;不同的温标有不同的适用条件：

SiO2温标广泛用于计算较低焓值的热储温度

Na-K温标适合用于估算超过180℃的热