地表热流的测量原理

1.基本公式

如图20-1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

依地面热流（q）定义，并写成微分形式，则有

图20-1 热流测量原理

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d T/d Z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d T/d Z和K计算出来的，并不是直接测量值。迄今为止，还没有可靠的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，K是热导率；ρ是密度；Cp是定压下的比热。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，一般需要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（表20-2），除汞以外，都有着高的热导率。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20-2 呈自然状态产出的元素的热导率

表20-3 某些矿物和岩石的热导率

大部分成岩矿物可以看作是单相的固体系统，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20-3）。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3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石化作用的程度有关；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20- 4给出不同岩石或矿物在标准温压下的热导率值。表中单位为W/（m·℃）。

表20-4 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20-2）。这样，我们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。

3.温度梯度d T/d Z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。图20-3是测量海底热流的布拉德探头结构示意图。它由定位用的尾鳍、下落重坠和温差电偶管组成。

图20-2 海底沉积岩的热阻率与其含水量关系

为了测准地下温度，从而得到温度梯度，必须考虑多方面影响因素，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，因而钻井不宜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℃。

图20-3 布拉德海底热流探头