地球物理通论：热流测量与分布

6.2.1 地表热流概念

在地球表面感觉到的热主要来自太阳。但是太阳热能中只有很少一部分能进入地下几百米深处，大部分热仍返回空中。因此，太阳热对地球内部的影响，与地球里面存在的热（地球内热，简称地热）相比，是微不足道的。

地球内部的热，主要是来自放射性同位素的衰变过程。所放出的热量以各种形式传到地面，最明显的形式是火山和温泉。地热通过地表而逸出，它直接或间接地推动了与构造运动、岩浆活动和变质作用有关的地质过程。其中，地球内热主要采取一种极缓慢的大范围释放形式，流出地表的热流，它在地球物理研究中占有更为重要的地位。

地球在单位时间内、通过单位面积流出的热量（能量）称为地球表面热流密度，简称地表热流或大地热流。地表热流值很小，相当于地面接收的太阳热辐射能流密度的几千分之一。文献上有以HFU（heat flow unit）为热流密度单位，它定义为1μcal/（cm2·s）；在国际单位制中，热流密度单位为1mW/m2。它们的换算关系是：1HFU＝41．868mW/m2。

表6．1给出了通过地面的能流类型及其平均能流密度和地球总能流量。总能流量除以1．6×1019s·m2，则得平均能流密度。该表说明，地表热流在地球丢失能量的诸项之中，居于首位。地表热流虽在数值上首屈一指，但因为它不像火山爆发和强烈地震那样，在很短时间局部地区发生能量的急剧释放，不可能酿成灾害；也不像太阳辐射和潮汐摩擦那样，可以直接作为能源为民造福，所以，地表热流概念只存在于地学研究中。但是，地表热流是反映地球内热的基本物理量，它对于研究地球整体的热性质十分重要。同时，就局部的规模而言，地热测量的结果可以用来寻找断层和裂缝等构造，在生产上用于热田开发。

表6.1 地面能流类型及能流大小

6.2.2 地表热流的测量原理

1）基本公式

如图6．2所示，热量总是从温度高的地方向温度低的地方流动，其热流总量ΔQ与温度梯度ΔT/ΔZ、截面积ΔS、时间Δt成正比，即

图6.2 热流测量原理

依地面热流（q）定义，并写成微分形式，则有

这里的K为岩石的热导率（或导热系数）。热导率的国际单位为W/（m·℃）。

显然，若知道一个地点的温度梯度dT/dZ和岩石热导率K，则可由公式算出该点的热流值q。应指出，该式是根据热传导原理建立的，并不包括热辐射和热对流，因此所得热流为传导热流，不是全部热流。还应注意，热流是由dT/dZ和K计算出来的，并不是直接测量值，迄今为止，还没有可靠直接测定地表热流的专用仪器。

2）热导率K的确定

热导率K是衡量热量流过物质难易程度的尺度。地球的热导率很小，例如在1m深处就几乎感觉不到地面温度的日变化，并且要迟半天以后才能到达；地面以下再深几米，就只能测出温度的季节变化，并且要滞后几个月才能到达；在大约1km处，仍能找到最近一次冰期时代（104年前）留下的低温痕迹。这里所说的温度滞后效应，可用热扩散率D表述，其定义为

式中，ρ是密度；cp是定压下的比热容。D的单位是m2/（s·K），大多数岩石的热扩散率D很小，其范围为（0．5～2）×10－6m2/（s·K），或者按地质尺度为15～60km2/（Ma·K）。这就表示，如果在地下100km处发生热事件，从那里传导到地面，需要1～10Ma时间。

岩石的热导率受成分、孔隙度，温压条件影响。呈自然状态产出的元素（除汞以外）都有高的热导率（表6．2）。这是因为其中的热能可通过固体相，直接与处于热运动状态中的分子、原子和离子接触，或以自由电子扩散（在自然金属中）的形式传递的。

表6.2 呈自然状态产出的元素的热导率

大部分成岩矿物可以看作单相的固体系统，其中晶格的热导率起着决定性的作用，同天然产出的元素相比，矿物的热导率要低得多（表6．3）。岩浆岩造岩矿物的热导率比副矿物和金属矿物的要低。按沉积岩的热物性参数值，大陆上主要地质构造的沉积岩分为三组：①陆相黏土质沉积，它们的热导率较低，其变化幅度与沉积物成岩作用的程度有关；②致密的（结晶质）碳酸盐岩、含盐类的岩石和石英质岩，它们具有较高的恒定热导率；③可燃性有机岩（泥炭、褐煤和煤、炭质可燃性页岩），它们的热导率特别低，但比热容特别高。侵入岩热导率主要取决于固体粒子，即构成橄榄岩、辉长岩、闪长岩、花岗岩等类岩石的矿物晶格的热导率。这类岩石的密度比沉积岩要高，孔隙度和含水量则要小得多，这些因素使其有较高的热导率。变质岩（结晶片岩、片麻岩、大理石岩等）的热导率很高，这是因为这类岩石的结晶结构致密而孔隙度小。表6．4为不同岩石或矿物在标准温压下的热导率值。

表6.3 某些矿物和岩石的热导率

表6.4 典型岩石和矿物热导率值

如果可以确定岩石类型，则可查表知道该岩石的热导率。有时，还可以通过测量其他物理量，然后换算成热导率K。例如，海底沉积岩的热阻率K－1与含水量（％）有很好的线性关系（图6．3）。这样，可以不去测量热导率K而测量含水量，由含水量通过查该图得到热阻率（K－1），从而得到热导率K。(www.xing528.com)

图6.3 海底沉积岩的热阻率与其含水量关系

3）温度梯度dT/dZ的确定

在早期，利用现成的矿井、坑道和油井，直接用水银温度计测量地下不同深度处的温度，从而计算温度梯度（叫地热梯度）。现在，一般用电子温度计（通常是热敏电阻）安装在一条电缆的探头上，下落到钻井内测量温度。

为了测准地下温度，从而得到温度梯度，必须考虑多方面的影响因素，排除各种可能带来的干扰。例如：隧道内的循环水系统和通风系统会使岩石变冷；钻头与岩石的摩擦会使岩石变热；地面温度变化对地下的影响，如日变化可达14cm，季节变化可达3m，长期变化可达10m；地形对温度影响也不可忽视，例如地下浅层等温线与地形一起起伏变化，因而钻井不直打。在地势隆起的地方：特殊环境背景的影响亦应注意，如温带冰帽的形成和融化所形成的“冰后”效应，将使岩石温度偏低，等等。对这些干扰因素要进行分析，在计算中予以校正。

平均测量结果表明：地下的温度在任何地点都随深度而增加，平均增加率（即温度梯度）在非火山区是每加深100m，温度增加3℃。

6.2.3 全球地表热流场

地表热流是表征地球内部热状态的一个物理量。对于这一物理量的观测与研究，各国都非常重视。但出于它的观测和确定相当困难，不能像地震方法、电磁方法、重力方法那样进行大范围的连续观测，只能逐点进行。在实际测量工作中，要排除诸如气候变化等各种各样的干扰因素。为了得到可靠的测量结果，大陆地区的热流测量需在不小于1km的深度下进行，但海洋地区的深海钻孔和只穿进沉积岩几米深的测量数据给出相同的结果，其原因通常认为是两极冰山融化后的低温水流向了整个海洋底部，在海底形成了一个稳定的低温层，保护着下面的热稳定。

1975年查普曼和波拉克利用已有的测量数据（覆盖面不足42％），结合地质构造和地质年代资料，分析揭示热流和地表地质构造的年龄有很好的相关性：虽然不同的地区各有特点，但总的来说，大陆地区最近的构造活动的地质年代越年轻热流越大，海洋地区海底年龄越小热流越大。根据这种相关性可以在一定精度下内插出全球热流，进而将全球热流表示成球函数级数的形式。图6．4就是取到第12阶的球谐分析结果。

图6.4 全球地表热流分布（单位：mW/m2）

全球热流分布图展示：

（1）大陆地区热流与地质构造间显示出依存关系。一般而言，越年轻、越活跃的构造活动区，其热流值越高；反之，越古老、越稳定的地块，热流值越低。图6．5中，A-A表示大陆热流随地质构造单元年龄增长而减小；B-B表示大陆热流值高低不仅取决于其所属地质构造单元的年龄，还与该单元所经历的最后一次构造运动或热事件的时间有密切关系。如新生代地区的热流值约为83．7mW/m2，而前寒武纪地盾约为41．0mW/m2。

图6.5 大陆热流与地质构造年龄的关系

1—新生代活动；2—中生代活动；3—海西造山带；4—加里东造山带；5—前寒武纪地台；6—前寒武纪地质

（2）海底热流与海底年龄、海底至大洋中脊距离显示出很好的相关性。简单地说，高温炽热新洋底在大洋中脊处产生后，随着向两侧扩张，不断冷却下来。热流由海岭处高值42～84mW/m2向两侧降低，至正常海盆已降至50mW/m2左右。同时，随着远离大洋中脊，海底年龄也不断增大。对此，斯克莱特和弗朗切蒂奥做了热流与洋底至海岭距离关系（图6．6）以及热流与海底年龄关系（图6．7）的理论计算，结果与观测数据甚为一致。

图6.6 海底热流与其至大洋中脊距离关系

图6.7 海底热流 年龄关系

（3）大陆与海底的地热比较。人们对地球上最明显的两大地理单元（大陆与大洋）的热流分布值非常感兴趣。表6．5给出了地球上各种构造地区及海陆两大区的平均热流值。

表6.5 各构造单元的热流统计值

（续表）

该表最突出的特点是大陆平均值和海洋平均值几乎相等，约为61．5mW/m2。这种现象通常认为大陆热流是由花岗层放射性衰变的热源直接提供的，取热产量A为3．04× 10－3mW/m2，厚度h为20km，那么相应热流值为q＝Ah＝60．8mW/m2。然而，海底热流是由于软流层物质（从海岭处涌出，从海沟处下沉）在对流中将深部热量携带上来的。因此海底热流分布极不均匀，海岭处与海沟处悬殊。这与实测结果一致。