我國水熱結構的特點

1、從氣温與温度帶來看：冬寒冷，夏暖熱；氣温年較差大，四季分明；年平均氣温較同緯度地區偏低；中國温度帶劃分為寒温帶、温帶、暖温帶、亞熱帶、熱帶、高原帶六個温度帶。

2、從降水與乾濕地帶來看：降水量由東南向西北減少；降水季節分配不均；降水變率大；我國乾濕地帶劃分為濕潤、半濕潤、乾旱、半乾旱四個地帶。

3、從水熱組合與氣候地帶來看：雨熱同期；氣候地帶分異，形成了陸地區、海洋區和海陸交錯帶。在陸地區形成了東部季風區、西北乾旱區和青藏高寒區三大氣候區，氣候的相接地帶形成了乾濕過渡帶、暖濕——冷濕過渡帶、暖幹——冷幹過渡帶。

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我國與世界同緯度國家相比水熱結構 有何特點

（1）氣温與温度帶：①冬寒冷夏暖熱②氣温年較差大，四季分明③年平均氣温較同緯 度地區偏低④6 個温度帶

（2）降水與乾濕地帶：①降水量由東南向西北減少②降水季節分配不均③降水變率大 ④4 個乾濕地帶

（3）水熱組合與氣候地帶：①雨熱同期②東部季風區、西北乾旱區和青藏高寒區的氣 候地帶分異

我國氣候水熱條件的特點

我國的氣候規律是夏季高温多雨，所以就是雨熱同期的。就是説熱的季節（就是温帶的夏季）同時也是雨季，一般温帶性氣候和温帶、帶季風氣候都是這樣的，地中海式氣候不是這樣，它是夏季炎熱乾燥，冬季温和濕潤，即“雨熱不同期” 雨熱同期對農業的影響應該分兩個方面，一個是有利的，一個是不利的。有利：水熱充足，利於農作物的生長。不利：因降水集中，容易造成洪澇災害，造成農業減產。雨熱同期，是季風區的顯著特點。

我國地下熱水分佈的基本特點

1)在板塊邊界附近水熱活動強烈，其強度隨着遠離板塊邊界而減弱。一個地區的水熱活動強度，可以根據温泉的數量、密度、温度、流量或放熱量及有無高温地熱顯示等來判別。板塊邊界或碰撞帶具有產生強烈水熱活動和孕育高温熱水系統必要的地質構造條件和熱背景。遠離板塊邊界的板內廣大地區，構造活動減弱或為穩定塊體，熱背景正常或偏低，水熱活動減弱，一般在局部地區形成中低温熱水系統，在大多數地區甚至缺乏地下熱水。

2)高温熱水區與晚新生代火山分佈並不完全吻合。我國高温熱水區的分佈與新生代火山、甚至晚新生代火山的分佈不吻合(圖4.5)。例如黑龍江五大連池火山羣非常年輕，有些在16世紀還噴發，但附近沒有地下熱水，深孔的地温梯度也正常，地表出露有冷礦泉(3℃)。雷州半島和瓊北火山區地下局部分佈有低温熱水，與火山的分佈沒有直接的關係。

圖4.5 中國晚新生代火山羣和現代高温地熱系統(斜線區)(據佟偉等，1990，轉引自陳墨香等，1994)圖中圓點表示火山羣位置

火山與地熱異常的關係，一方面取決於火山活動的時代和規模，一般來説火山的時代越新規模越大，在火山附近形成高温地熱異常的可能性越大;另一方面取決於火山的類型，是消減型或擴張型酸性火山，還是板內型基性火山，前者與地熱異常有關係，後者沒有直接關係。我國缺少年輕的酸性火山，晚新生代以來雖然有基性火山，但基性火山噴發形成的巖被散熱條件好，巖體餘熱已全部散失(陳墨香等，1994)。

3)大型盆地有利於中低温熱水的賦存。我國板塊內部的構造沉降區，分佈有中、新生代以來演化形成的沉積盆地。在大型沉積盆地(例如華北盆地)內深處分佈的地下熱水是我國地下熱水的重要組成部分。大型沉積盆地內深處熱儲層通常厚度大、分佈面積廣，熱水儲存資源比較豐富。

中國與世界同緯度國家相比水熱格局有何特點

我國與世界同緯度國家相比，因為我們國家背靠世界最大的，面臨世界最大的海洋，所以説水熱條件會更好。

大地熱流和水熱活動的分佈特徵

1.大地熱流值分佈特徵

大地熱流是指單位時間內由地球內部通過單位地球面積所散失的熱量（mW/m2）。它是地球內部深層熱過程中的重要信息，對板內塊體邊界場效應、活動與變異、地熱資源的形成與賦存、判定水熱系統的屬性與地熱資源的潛力均有着重要作用。我國近30年來已累積了一大批熱流數據（681個），並進行了統計分析。在總體上講測點主要集中在105°E以東地區，西部稀疏，尚有空白。從整體上可以概略地劃分為5個構造區。

由中國1°×1°網格平均熱流值分佈圖可見，在我國各構造區域中的熱流平均值特徵為：西南地區最高（70～85mW/m2），變化幅度也大，西北地區最低（43～47mW/m2），變化幅度也小，華北-東北為59～63mW/m2，即略高於全國平局熱流值。

由於熱流測量點分佈不均一，並且有許多地區仍然空白，以目前有限的數據還不足以勾畫出熱流等值線顯示其展布的情況和區域特徵。考慮到熱流數據的質量不一，大體上可分為A、B、C、D四個質量類別進行質量加權統計，消除或降低各種因素在統計中的影響，以1°×1°經緯度網格的方式成圖，以平均熱流值反映地熱場的概貌。統計結果表明，我國地區熱流值的變化幅度相當大，即為30～120 mW/m2，但主要集中在40～100mW/m2之間，其大於100mW/m2時的熱流數據為在水熱活動區內測得，屬傳導-對流型或對流-傳導型熱流。對我國有代表性的平均值為63～68mW/m2，與全球歷次統計結果相近。熱流數據近似於正態分佈，但兩翼不對稱，很可能是我國地區目前熱流數據分佈不均勻，而又未能在各個地質構造區取得足夠數量的熱流值，因而不能全面反映完整數據的分佈形態。

將我國劃分為5個構造區（表8-8），即華北-東北構造區、華南構造區、中部構造區、西北構造區和西南構造區，並對大地熱流分佈的特點進行統計和分析。需要説明的是，上述5個構造區與東亞板塊的範圍不完全一致，主要之處在於：將南北構造帶以東地帶視為構造穩定的鄂爾多斯盆地和四川盆地為主體的地區，劃為中部構造區；將黑龍江亞板塊和華北亞板塊合併為華北-東北構造區，主要考慮華北盆地、下遼河盆地、蘇北盆地、汾渭盆地和鬆遼盆地具有大致相同的地質演化歷史。西北構造區和西南構造區則分別與新疆亞板塊和青藏亞板塊的範圍相一致（陳墨香等，1994）。

表8-8 中國及各構造區大地熱流統計表　單位：mW/m2

2.水熱活動特徵

（1）地理分佈與放熱量。中國水熱活動的分佈勢態是不均勻的，它往往以有限範圍內的地下熱水出露和其他地表熱顯示為特點。我國絕大多數水熱區的地表熱顯示以單個泉點或泉羣（包括熱水沼澤）的形式出現，少數水熱區則有多種類型的特殊地表熱顯示，如沸泉、沸噴泉、間歇噴泉、噴氣孔、冒氣地面、硫氣孔以及水熱爆炸等特徵水熱活動強烈的高温地表熱顯示。我國水熱區地表熱顯示絕大多數為T＜80℃的温泉，達到或略高於當地高程水的沸點為沸泉，其他高温水熱活動僅見於青藏高原、滇西、川西和台灣等地的局部地帶。

由我國新編的中國温泉圖（陳墨香等，1994）可知，我國現有T≥25℃的温泉2200處，其中25～40℃者為85處，T＞40～60℃者為807處，T＞50～60℃為398處，T＞80℃者為136處，它們分別佔中國温泉總數量的39%、37%、18%和6%。全國温泉總放熱量為10190×1013J/a。各温泉的放熱熱能分別為佔全國總量的32%、21%、28%和19%，全國温泉泉水每年攜帶出來的熱量摺合成標準煤則是相當可觀的數量。

總之，我國温泉分佈不論從數量、密度和放熱量，抑或從T＞80℃的温泉數，均以我國西南部的藏南、川西和滇西地區以及東部的台灣島為最盛，水熱活動也最強烈，是我國沸泉、沸噴泉、間歇噴泉和水熱爆炸等高温熱水顯示的集中分佈區。閩、粵、瓊三省為主體基本代表了我國東南沿海地區的又一温泉廣佈的密集地帶，T＞80℃的温泉頗多，温度未達沸點，但相對我國而言仍是水熱活動較活躍的地區。西北地區温泉較少，但在新疆境內存在現代火山活動。華北、東北地區除膠東和遼東半島外，温泉也不多，水熱活動亦不強烈。滇東南、黔南和桂西之間地域基本上為温泉空白區。滇西地帶的騰衝地帶地熱活動強烈，並被稱之為“熱海”。

（2）地質條件。我國水熱活動的地質構造背景有以下認識：水熱活動的強度隨遠離板塊邊界而減弱，高温水熱區與新生代火山分佈區相吻合。在地震活動、水熱活動和構造活動的地帶以及塊體邊界處往往熱流值較高，並伴以特異的邊界地球物理場效應。

地熱資源形成的地質背景與特徵

中國屬歐亞板塊的一部分。它的東側為島弧型洋-陸匯聚邊緣，西南側為陸-陸碰撞造山帶，是由許多不同時期的古板塊(如華北、華南、塔里木、哈薩克斯坦、西伯利亞等)經碰撞、增生和拼接而成的，這些不同的拼合塊體有着不同導熱儲特性。從東到西，中國地殼厚度和平均布格重力異常呈現三個台階面，其間有兩個明顯的地殼厚度和布格重力梯度陡變帶:一條是大興安嶺-太行山-武陵山梯度帶，另一條是六盤山-龍門山-烏蒙山梯度帶(圖1-1，圖1-2)。

自古生代以來，中國構造演化經歷了陸洋分化對立階段、石炭紀—二疊紀軟碰撞轉化階段和中新生代盆山對峙發展階段，中生代以來連為一體，盆山格局的演化與發展控制着各地區熱儲條件的演化與發展。多旋迴構造運動與多期盆地疊加塑造出不同的地熱田。上述構造的演化，伴隨着不同時期的巖漿活動，形成了不同巖性和結構的地層，使得我國大地熱流值的分佈具有明顯的規律性(圖1-3)。據《中國地熱資源———形成特點和潛力評估》(陳墨香，汪集暘等，1994)，我國大地熱流值可分為五個構造區(圖1-4;表1-1)。在這五個大地熱流構造區中，以西南構造區為最高，達70～85mW/m2;西北構造區最低，為43～47mW/m2;華北-東北構造區平均熱流值為59～63mW/m2，與全國平均值接近;華南構造區平均熱流值為66～70mW/m2，比全國平均值略高;中部平均熱流值40～60mW/m2。西南地區，沿雅魯藏布江縫合帶，熱流值較高(91～364mW/m2)，向北隨構造階梯下降，到準格爾盆地只有33～44mW/m2，成為“冷盆”。我國東部是台灣板塊地緣帶，熱流值較高，為80～120mW/m2，越過台灣海峽到東南沿海燕山期造山帶，降為60～100mW/m2，到江漢盆地熱流值只有57～69mW/m2。顯示出由現代構造活動強烈的高熱流地帶向構造活動弱的低熱流地帶遞變的特徵。另外，在大型盆地中，大地熱流值分佈同基底的構造形態直接相關，隆起區為相對高熱流區，坳陷區為相對低熱流區。

圖1-1 厚國地殼中度分佈圖(據袁學誠等，961)

圖1-2 中國1°×1°重均布格平力異常圖(據馬杏垣，殷秀華等，9871)

圖1-3 大國地區中地熱流值圖(據邱楠生、胡聖標等，042)

圖1-4 中國地熱流統計的構造分區圖(據陳墨香等，1994)

表1-1 中國及各構造區大地熱流統計表單位:mW/m2

(據陳墨香等，1994)

地温分佈在一定程度上反映了深部地質結構的特點和地質構造演化歷史，是評價地熱資源、圈定地熱異常區、進行地熱資源開發利用區劃的基本參數。據《中國地温分佈的基本特徵》(王鈞、黃尚瑤等，1990)，我國地温的分佈具有明顯的規律性:東部地温高，西部地温低，南部及西南部地温高，西北及北部地温低;丘陵及山地地温偏低，而大、中型盆地的地温偏高。各盆地中的地温也具有與總的地温分佈規律一致的特點，即東部諸盆地的地温高於西部盆地，特別是西北部幾個大型盆地是全國所有盆地中地温最低的地區之一(表1-2;圖1-5～圖1-7)。

表1-2 中國地温分佈特徵表

續表

(據王鈞、黃尚瑤等，1990)

我國地温梯度在各地區分佈是不同的，具有東部高、西部低、南部高、北部低的總趨勢，與地温分佈規律是一致的(圖1-8)。

我國地熱資源據其分佈的地貌部位和形成條件，可分為隆起山地對流型地熱資源和沉積盆地傳導型地熱資源兩大類。地熱資源的形成與地質構造、巖漿活動、地層巖性和水文地質條件等有着密切的關係。據《中國地熱資源形成特點和潛力評估》(陳墨香、汪集暘等，1994)，我國熱水型地熱系統可分為兩類(構造隆起區地熱對流類和構造沉陷傳導型類)、五型(火山型、非火山型、深循環型、斷陷盆地型和坳陷盆地型)。各類型地熱系統的地質構造和熱背景、結構和規模、熱源和水源、熱水礦化度、地熱能利用方向以及各類型的代表性地區和地熱田等情況詳見表1-3。

(1)沉積盆地傳導型地熱資源

沉積盆地傳導型地熱資源為傳導型中低温地熱資源，主要分佈於華北平原、汾渭盆地、松遼平原、河淮盆地、蘇北盆地、江漢盆地、四川盆地、河套平原等大型盆地，沉積層巨厚。其中既發育大量由粗碎屑物質組成較高孔隙度和滲透性的儲集層，又有大量由細粒物質組成的蓋層，後者對儲集層起着積熱和保温的作用。我國東部大型中、新生代沉積盆地低鹽度熱水儲層，在結構上為砂巖層與泥巖層交互疊置。華北盆地、蘇北盆地和江漢盆地的上第三(新近)系厚度分別為數百米至2000m。鬆遼盆地新生界欠發育，上白堊統為主要熱水儲層。中部鄂爾多斯盆地的三疊系和侏羅系，盆地邊緣相和河道砂巖相適於淡的和低鹽度熱水的賦存。四川盆地三疊係為海相砂、泥巖及碳酸鹽巖建造，侏羅系為深湖相碳酸鹽巖和碎屑巖建造，為滷水富集層。大型盆地有足夠的空間使水動力環境呈現出明顯的分帶性:外環帶為徑流積極交替帶，內帶為徑流緩滯帶。進入盆地的地下水流穿越外環帶之後，進入內帶轉為長距離的水平運移，地下水可以充分吸取巖層的熱量，使水巖同温。因此，大型盆地(如華北盆地等)的內帶成為熱聚存的理想環境。華北平原的基巖熱儲層由下古生界和中、新元古界碳酸鹽巖地層組成，與一系列的基底凸起區相一致，構成了許多有經濟價值的地熱田。另外，沉積盆地型地熱資源的形成還與巖漿活動和構造活動有密切關係。我國東部盆地早期具裂谷盆地的性質，有多期巖漿活動，熱流值較高;後期轉為熱冷卻坳陷，發育良好熱儲蓋層，盆地基底的盆嶺式結構和活動深斷裂，形成區域熱水徑流通道，成為多期疊合的熱水盆地。根據對天津地區地熱形成的研究，其熱源來自於地殼深部8～16km的花崗巖殼中放射性元素蜕變所產生的熱和上地幔熔巖流熱共同傳導於地殼淺部的結果(吳鐵鈞等，2004)。

圖1-5 中國1000m深地温分佈圖(據王鈞、黃尚瑤等，901)

圖1-6 中國2000m深地温分佈圖(據王鈞、黃尚瑤等，901)

圖1-7 中國3000m深地温分佈圖(據王鈞、黃尚瑤等，901)

圖1-8 梯國地温中度分佈圖(據王鈞、黃尚瑤等，901)

表1-3 中國地熱系統基本類型一覽表

(據陳墨香等，941)

《中國地熱資源及其開發利用》(田廷山、李明朗等，2006)，根據盆地的力學屬性和熱儲特徵，將我國沉積盆地的熱儲劃分為東部張性盆地熱儲區、中部克拉通坳陷盆地熱儲區和西部壓性盆地熱儲區。因每個盆地都是一個完整的熱儲體系，可劃分為的熱儲亞區、分區(表1-4)。

表1-4 中國地熱資源熱儲條件分區説明表

續表

續表

續表

(據田廷山等，2006)

我國中、新生代盆地總面積340×104km2。其中，盆地面積大於5×104km2的大型盆地有9個，1×104km2的中型盆地有39個(圖1-9)。我國由東到西盆地的熱儲條件是由好變差，東部盆地為多層熱儲層疊置的“熱”盆地，中部盆地則為熱滷水盆地，西部盆地基本為“冷”盆地。從南到北，山地由高温水帶到低温水帶。

(2)隆起山地對流型地熱資源

隆起山地指中新代以來構造活動以隆起為主，現代地形以山地為骨架的地區，包括山間斷陷盆地及河谷地帶。熱水沿深大斷裂帶形成和分佈，一般為開放的脈狀深循環對流系統，也有層狀斷塊沿斷層溢出的傳導-對流系統，多以泉的形式排泄溢出。我國絕大多數水熱區的地表熱顯示以單個泉點或泉羣的形式出現，少數地區則有沸泉、沸噴泉、噴氣孔和水熱爆炸等多種形式並存。《中國地熱資源及其開發利用》(田廷山、李明朗等，2006)，根據我國山地的構造特徵和水熱活動強度，把隆起山地對流型熱儲劃分為現代板塊碰撞帶高温熱儲、斷褶山地深斷裂中温熱儲、斷塊巖溶山地中低温熱儲、第四系火山餘熱中温熱儲和褶斷高原山地低温熱儲(表1-4)。按照温泉出露的情況，我國有四個水熱活動密集帶:①藏南-川西-滇西水熱活動密集帶;②台灣水熱活動密集帶;③東南沿海地區水熱活動密集帶;④膠、遼半島水熱活動密集帶。

我國隆起山地對流型地熱資源主要分佈於藏南-川西-滇西和台灣地區，中低温地熱資源主要分佈於東南沿海地區和膠東半島。隆起山地型地熱資源的形成與構造關係密切。我國位於歐亞板塊的東部，為印度板塊、太平洋板塊和菲律賓海板塊所夾持，新生代以來，我國西南側，由於印度板塊與歐亞板塊相碰撞，形成藏南地區聚斂型邊緣活動帶;在東側，由於歐亞板塊與菲律賓海板塊相碰撞，形成台灣島山脈兩側的碰撞邊界。這兩條碰撞邊界及其鄰近地區的特性雖有差異，但均是當今世界上構造運動最強烈的地區之一，並共同呈現高熱流異常，具有產孕育高温地熱資源必要的地質構造條件。遠離板塊邊界的板內廣大地區，構造活動性減弱或為穩定塊體，熱背景正常以至偏低，水熱活動隨之減弱，一般形成中低温地熱資源，其中絕大多數為低温地熱資源。隆起山地型地熱資源的形成與巖漿活動關係密切。我國低温温泉大多與碳酸鹽巖分佈區相吻合，而較高温的温泉則大多數出露於非碳酸鹽巖區或碳酸鹽巖與花崗巖巖體的接觸邊界上。據《中國温泉資源》(黃尚瑤等，1993)，將中國温泉資源地質類型劃分為三類六型，其形成特徵見表1-5。

過水熱的基本結構

過水熱大類分為兩種：即熱式與儲水式。

　　即熱式是外熱式，暖氣在外自來水在內，大多內部盤銅管；儲水式是內熱式，暖氣在內自來水在外，大多內部是不鏽鋼管。

　　＂過水熱＂就是一個比屋裏暖氣小的小暖氣包，由暖氣的熱水和回水形成循環給它加温。不同的是它肚子裏裝有一根銅管，並在肚內轉了N圈。暖氣的功能是散熱，而過水熱的功能是給肚內銅圈和銅圈內的水加温，銅管的兩頭留在外面，一頭接自來水，另一頭接水龍頭。它不像暖氣那樣停氣就涼，停了氣它還能保温一段時間。

　　優點：冬天使用方便，不用電安全。

　　缺點：出水量小（尤其是樓房的低層），易漏水，壽命較短。

水熱合成的產物為什麼分子式和理想的不一樣

水熱合成的產物為什麼分子式和理想的不一樣

水熱合成的特點 ① 水熱與溶劑熱條件下反應物反應性能的改變、活性的提高,水熱與溶劑熱合成方法有可能代替固相反應以及難於進行的合成反應,併產生一系列新的合成方法. ② 水熱與溶劑熱條件下中間態、介穩態及特殊物相易於生成,因此能合成與開發一系列特種介穩結構、特種凝聚態的新合成產物. ③ 能夠使低熔點化合物、高蒸氣壓且不能在融體中生成的物質、高温分解相在水熱與溶劑熱低温條件下晶化生成. ④ 水熱與溶劑熱的低温、等壓、溶液條件,有利於生長極少缺陷、取向好、完美的晶體,且合成產物結晶度高以及易於控制產物晶體的粒度. ⑤ 由於易於調節水熱與溶劑熱條件下的環境氣氛,因而有利於低價態、中間價態與特殊價態化合物的生成,並能均勻地進行摻雜. ① 固相合成特點是簡化並加速了多步驟的合成；反應在一簡單反應器皿中便可進行,可避免因手工操作和物料重複轉移而產生的損失； ② 固相合成可通過快速的抽濾、洗滌未完成中間的純化,避免了液相肽合成中宂長的重結晶或分柱步驟,可避免中間體分離純化時大量的損失； ③ 固相合成的主要存在問題是固相載體上中間體無法分離,這樣造成最終產物的純度低,必需通過可靠的分離手段純化.

地熱資源的分佈特徵

我國沉積盆地傳導型地熱資源均為中低温地熱資源。隆起山地對流型地熱資源中的高温地熱資源主要分佈於我國的藏南、滇西、川西和台灣地區，其餘地區主要分佈着中低温地熱資源，詳見中國地熱資源圖(見附圖)。

1.2.2.1 沉積盆地傳導型地熱資源

(1)鬆遼盆地

鬆遼盆地面積26×104km2，是一箇中生代裂谷盆地，基底是古生界及前古生界，斷裂發育，沿斷裂常有巖漿侵入。新生界總厚度超過10000m，其中白堊系是一套巨厚的河湖相沉積，厚度達7000m，古近系—新近系(第三系)厚約500m。鬆遼盆地的上白堊統為主要的低温熱儲層，巖層孔隙度25%～30%，滲透率>300×10－9m2。據近400眼井的測温數據分析，盆地中心熱流值高，四周熱流值低，實測大地熱流值40～90mW/m2。由於斷裂傳導，在林甸、杜蒙、大慶、哈爾濱、肇源附近，2000～3000m深度的地温40～56℃，地温梯度>3.5℃/100m。

圖1-9 中國主要中、新生代盆地分佈圖(據孫肇才，91，改編)

表1-5 中國温泉地質類型及形成特徵一覽表

續表

(據黃尚瑤等，931)

白堊系熱水埋深1100～2500m層段，水化學類型主要為HCO3-Na型或Cl·HCO3-Na型水，大慶地區礦化度在4～8g/L，南部扶余地區在6～12g/L，鬆遼盆地北部和西部礦化度多小於2g/L。盆地中心油田水礦化度達10～15g/L，最高為43.69g/L，向南礦化度進一步增大，在乾安地區最高達59g/L。

(2)下遼河盆地

下遼河盆地面積約1.8×104km2，是一個三面環山一面臨海的匯水盆地。盆地中的新近系是當地工農業和生活的供水水源。新近系明化鎮組和館陶組的熱儲層巖性主要為砂礫巖、砂巖和泥巖互層，厚度一般在100m以上。明化鎮組與館陶組含水層之間普遍發育厚50～200m的泥巖，構成上下含水層間的隔水層位。地熱水原始水頭多高於地表，為承壓自流水，目前已經形成區域性降落漏斗，不再自流。水温在25～50℃，水化學類型主要為重碳酸型水，礦化度一般<0.5g/L，在下游的明化鎮組含水層中發育有鹹水體，水化學類型為氯化物型水;盤錦二五農場附近一井深1102m，自流量345m3/d，為重碳酸鈉型水，礦化度0.43g/L。單井湧水量21.33～176.71m3/d·m，熱流平均值為63mW/m2。遼河油田自1969年起，已建成了十幾座水源地，年開採量達5000萬m3以上。據遼寧省地調院調查評價(2003)，在新近系熱水的主要開採區4747km2的面積內，彈性儲存量約496.35億m3。

(3)華北盆地

華北盆地面積約20×104km2，其基底是古生界和前古生界，盆地內基本構造單元包括六個坳陷、三個隆起，即北部的下遼河坳陷，中部的渤中坳陷、濟陽坳陷、埕寧隆起、黃華坳陷、滄縣隆起、冀中坳陷，南部的臨清坳陷和內黃隆起。盆地中斷裂發育，主要的深大斷裂有NE向的郯廬斷裂帶北段，太行山東麓斷裂，滄東斷裂帶和聊蘭斷裂帶，EW向的斷裂有寶坻－昌黎斷裂，齊河－上饒斷裂和黃河斷裂。盆地內部有許多次級大斷裂，分割坳陷和隆起，形成54個凹陷和44個凸起，一個凹陷的發育主要受一條主幹斷裂的控制，呈箕狀凹陷型式或不對稱地塹型式。華北盆地是一個典型的多旋迴盆地，熱儲層具有多層結構，形成了新近系低温熱水儲層，古近系地壓型地熱儲層和基巖裂隙巖溶中、低温熱水儲層，累積沉積厚度達30000m。主要熱儲層有新近系明化鎮組、館陶組，古近系沙河街組、東營組，奧陶系，寒武系昌平組和薊縣系鐵嶺組、霧迷山組，是我國熱水資源最豐富的熱水盆地。其中，新近系砂巖、砂礫巖是華北平原普遍分佈的熱水儲層，地層厚度700～2000m。其砂巖孔隙度隨埋深的增加而逐漸減少，滲透率為(156～2500)×10－9m2;熱水水化學類型為單一的HCO3-Na型水，礦化度一般1～3g/L;據天津地熱勘查開發設計院在濱海新區的調查研究，古近系的東營組熱儲層巖性以砂巖和含礫砂巖為主，頂板埋深1412～2181m，厚度55～648m，砂泥比35%～38%，砂巖孔隙度23.8%～26.8%。水化學類型為Cl·HCO3-Na型或Cl-Na型水，礦化度3～8g/L;古近系的沙河街組熱儲層埋深2000～3000m，孔隙度20%左右，滲透率100×10－9m2;水化學類型為Cl·HCO3-Na型和Cl-Ca型水，礦化度北部低、東南部高，一般為5～10g/L。全盆地第三系熱水礦化度隨埋深增大而增高;基巖裂隙巖溶熱儲層，主要是奧陶系馬家溝組及其頂部風化殼，寒武系昌平組，中元古界霧迷山組和高於莊組。巖溶發育受構造影響，在古潛山中普遍受二次淋溶，形成熱水富集區。基巖巖溶裂隙水是一個統一的水動力系統，側壓面高程、水化學特徵指標和水温呈由周邊向平原規律性變化，反映出水動力交替由強到弱的演化順序。

該盆地實測大地熱流值為41～83mW/m2，平原周邊低，隆起高。蓋層地温梯度在凸起區高，為3.5～6.01℃/100m，凹陷區較低，為2.5～3.5℃/100m。鑽井中各層段的地温梯度同巖石的熱導率成反比，古生界和前古生界的地温梯度一般為1～3℃/100m。在平原區，第三系熱水礦化度隨埋深增大而增高。

根據環境同位素測定結果，地熱水的水源主要來自大氣降水，也有部分源於古沉積水。盆地內深層水的滯留時間較長，年齡較老，如北京地熱田熱水的年齡為47萬～1.7萬年(鄭克棪等，1989);天津地熱田和牛駝鎮地熱田分別為1.85萬～2.93萬年及1.24萬～3.35萬年;束鹿-寧晉地熱田為1.5萬～2.1萬年(黃尚瑤等，2004)。

(4)淮河盆地

淮河盆地面積約10×104km2，為大華北中新生代盆地的一部分。它的南部主要受NW向斷裂的控制，由通許凸起，周口凹陷，平輿凸起，駐馬店-淮濱凹陷組成;東北部受NE向斷裂控制，由菏澤凸起、成武凹陷、嘉祥凸起和濟寧凹陷組成。該盆地的主要熱水儲層是新近系明化鎮組和館陶組，為一套淺湖相和河流相的砂巖泥巖地層。其中，砂巖孔隙度20%～30%，滲透率(100～400)×10－9m2。熱水水化學類型為HCO3-Na型水，礦化度0.5～16g/L，一般1～2g/L。巖層大地熱流值50～70mW/m2，蓋層地温梯度2.5～4.9℃/100m。館陶組的水温為40～65℃，是該區的主要低温熱水層;古近係為熱滷水，襄參4井，井深3200m，井底温度105.7℃，周參6井，井深2800m，井底温度88℃;基巖熱水主要是奧陶系和寒武系灰巖裂隙巖溶水分佈在通許凸起，周口凹陷，駐馬店-淮濱凹陷，菏澤凸起，嘉祥凹陷和商丘、亳州地區，為區域深徑流補給的巖溶水系統，礦化度1～4g/L。

(5)蘇北盆地

蘇北盆地面積3.6×104km2，是蘇北-南黃海盆地的陸上部分。蘇北盆地在地質構造上界於蘇南隆起和蘇魯隆起之間，屬於揚子斷塊的一部分。北界為淮陰-明水斷裂，南界是南京-南通長江斷裂帶，西鄰郯廬斷裂。坳陷中建湖隆起橫貫東西，北側是鹽阜坳陷，南部是東台坳陷，再細分為10個凹陷。其中，第四系和新近系厚度200～1600m。新近系鹽城組是本區的主要低温熱水儲層，基本為河流相沉積，砂層佔總厚度50%以上。鹽城組一段厚200～650m，底部有大厚度砂礫巖層，孔隙度25%～33%，滲透率>400×10－9m2。熱水礦化度0.5～1g/L;古近系砂巖厚度變化大，孔隙度15%～25%，滲透率<100×10－9m2，都為高礦化鹼水;基底為巨厚的碳酸鹽巖沉積，在凸起和斜坡地帶形成古潛山熱田，一般礦化度較高，為熱滷水，但在斷裂帶和古潛山淺埋地段，礦化度較低，可在1～3g/L。蓋層地温梯度變化在2.7～5.0℃/100m之間。大地熱流值為55～83mW/m2，1000m深處的温度為43～60℃。其中凸起區較高，凹陷區較低。

(6)江漢盆地

江漢盆地面積2.8×104km2，呈多邊形展布。北為大巴山，南為華容隆起，東為下揚子台褶帶，西是鄂湘黔褶皺帶，大部分地區基底由中、古生界碳酸鹽巖和碎屑巖組成，局部為古元古界變質巖系。大地構造上屬於揚子準地台中部，為燕山晚期形成的裂谷盆地，盆地內有多組構造線，其中以北東及北西西兩組最為發育，前者形成時間較早，發生在早白堊世—始新世早期，後者較晚，形成於中始新世至漸新世，由於兩組構造線的切割及塊體的不均一運動，使盆地形成了多斷、多凹、多凸的格局，共有五個凹陷、一個地塹、五個凸起。白堊系和新近系最厚達10000m，其中新近係為淡水河湖相沉積，厚300～900m，主要熱儲層巖性為砂巖、砂、礫巖，孔隙率27%～33%。為低温熱水儲層，多為SO4-Ca型和SO4-Na型水，礦化度0.25～3g/L;古近系的潛江組為鹹水湖相沉積，其中鹽巖和膏泥巖交互沉積厚3500m，含鹽面積約2000km2，是我國最大的古近系鹽湖相凹陷。潛江組儲集層巖性以砂巖為主，次為泥灰巖，砂泥比10%～25%，砂巖孔隙度18%～22%，滲透率(300～700)×10－9m2。水化學類型為Cl-Ca型和SO4-Na型水，礦化度由盆地邊緣向中心、由淺向深增大。高滷水中富含微量元素，碘含量一般為10.15～20.70mg/L，最高為35mg/L;溴一般含量為100～377mg/L，最高為412mg/L。盆地實測大地熱流值為57～69mW/m2，蓋層地温梯度2.3～4.0℃/100m，新近系熱水水温25～69℃，古近系熱滷水水温60～95℃;基底中古生代碳酸鹽巖是重要的裂隙巖溶型熱水儲層，主要分佈在枝江凹陷、雲應凹陷、江陵凹陷的斜坡地帶。如天門縣張港地熱井，埋深600～1700m的灰巖中水温65℃，出水量2191m3/d。

(7)汾渭盆地

汾渭盆地由關中盆地和運城盆地組成，面積2.4×104km2。關中盆地東西向沿渭河展布，南為秦嶺山地，北臨渭北台塬，運城盆地北東向沿涑水河展布，東南為中條山，西北臨稷王山。兩盆地在構造上為一整體，是新生代發育起來的斷陷盆地，基底北部為下古生界碳酸鹽巖，南部為前寒武系變質巖和花崗巖，發育NE向和NW向兩組斷裂，多為全新活動斷裂，形成凹凸並列的構造格局。盆地大體是北淺南深，北部斜坡和盆地兩端的寶雞地區新生界厚數百米，一般在1000m左右，盆地腹部及南部新生界厚一般超過3000m，最厚達7000m。盆地中的主要熱儲層為早更新統三門組、新近系張家坡組和藍田灞河組及古近系白鹿塬組，巖性為砂、礫巖和砂巖，孔隙度15%～35%，滲透率(300～2000)×10－9m2。水化學類型為HCO3·SO4-Na型、SO4-Na型和Cl·HCO3-Na型水，礦化度一般1～3g/L。運城盆地為礦化滷水;盆地基底基巖主要熱水儲層為奧陶系巖溶水，奧陶系灰巖頂部古巖溶在熱水溶蝕下形成區域性深部徑流熱水系統，沿全新活動斷裂發育強徑流帶，滲透係數1～20m/d。水化學類型多為HCO3·SO4-Na型，礦化度0.5～1.5g/L。盆地實測大地熱流值50～80mW/m2，蓋層地温梯度2.8～3.7℃/100m，井深200～3000m，水温70～115℃。

(8)四川盆地

四川盆地面積20萬km2，是中生代發展起來的大型坳陷盆地。區內劃分為三帶八個構造區，巨大的深斷裂發育在盆地周邊，盆地內斷層不甚發育。盆地中熱儲層一般孔隙度均較小，滲透率也低，基本為高礦化的熱滷水。實測大地熱流值49～59mW/m2，地温梯度一般<2.5℃/100m。經鑽探揭露，在盆地深部賦存豐富的地熱水、熱礦水和熱滷水資源。在盆地西部花水灣、蓬基等地，在1800～2500m的熱儲層中，井口水温可達68～79℃，礦化度小者僅有10.32g/L。

(9)鄂爾多斯盆地

鄂爾多斯盆地面積32×104km2，是一個疊合的克接通坳陷盆地。盆地內部斷裂不發育，構造活動微弱，按盆地的結構劃分為六個構造單元:伊盟隆起區、渭北斷褶區、晉陝斷階區、賀蘭-六盤區斷褶區、鄂爾多斯西部坳陷區及中部伊陝斜坡區。盆地中熱儲層疊置分佈，其中下白堊統志丹羣熱儲層，由細砂巖、中砂巖和砂礫巖組成，總厚度100～400m，孔隙度16%～28%，滲透率(2.7～49)×10－9m2，熱水礦化度0.5～3g/L，水温25～55℃;侏羅系延安組熱儲層的砂巖總厚度100～250m，孔隙度16%～27%，滲透率(2～500)×10－9m2，熱水礦化度10～40g/L，富含碘、硼等元素;下古生界碳酸鹽巖的孔隙度0.31%～13.3%，滲透率(0.25～316)×10－9m2，古巖溶發育厚度40～100m，是形成熱儲層的有利部位。據《中國地熱資源-形成特點和潛力評估》(陳墨香、汪集暘等，1994)，在盆地東部500～1000m深處，地熱水温度25～42℃，礦化度0.5～3g/L，在深部多超過5g/L。在盆地中部和西部800～1400m深處，温度25～55℃，礦化度0.5～3g/L。在盆地西部約1500～2000m深處，水温可達50～70℃，礦化度在20～30g/L以上。盆地地温梯度2.88℃/100m(黃尚瑤、王鈞，2001)。

(10)銀川盆地

銀川盆地面積7790km2，為一新生代斷陷盆地，沉積厚度2000～3000m。自1998年以來，在盆地中部的銀川市發現了地熱資源，井深3000m，井口水温在55℃以上，水量1400m3/d，水化學類型為Cl-Na型水，礦化度15g/L，水中含多種微量元素，已達醫療熱礦水標準(張黎，1999)。據寧夏地質調查院調查評價，在銀川市發現的地熱田面積227km2，估算可開採熱水儲量約1.8×108t。

(11)柴達木盆地

柴達木盆地面積約22×104km2，具有巨厚的中新代。在1000m、2000m、3000m深的地温分別為35～45℃、50～70℃、80～100℃。約在1500～2500m深處見水温55～65℃的熱滷水，礦化度高達358g/L。盆地地温梯度2.73℃/100m(黃尚瑤、王鈞，2001)。

(12)準噶爾盆地

準噶爾盆地面積約38×104km2，為一由古生代結晶基底組成的穩定地塊，上部中新生代沉積蓋層的厚度1500～8000m，在1000m、2000m、3000m深的地温分別為30～40℃、50～60℃、60～70℃。1990年，新疆地礦局在盆地西部的博樂市塔斯海地區，發現了在厚40m的第四系下伏花崗巖斷裂帶上，熱水温度可達37℃(孫曉明等，1994)。在盆地東部的吉木薩爾縣油氣勘探中，發現了在盆地深部賦存豐富的中低温熱水，在約2300m深處，井口水温可達72℃，呈自流狀。盆地地温梯度2.02℃/100m(黃尚瑤、王鈞，2001)。

(13)塔里木盆地

塔里木盆地面積約53×104km2，是基底為元古宇的穩定地塊。盆地在1000m、2000m、3000m深的地温分別為35～40℃、50～60℃、60～70℃。在盆地深部賦存有豐富的熱滷水資源，在埋深1000～6000m，温度30～150℃，礦化度多100～250g/L。在盆地邊緣及中部隆起的西部，見有礦化度低於30g/L的熱水。盆地地温梯度1.76℃/100m(黃尚瑤、王鈞，2001)。

1.2.2.2 隆起山地地熱資源

我國隆起山地地熱資源主要有四個水熱活動密集帶:藏南-川西-滇西水熱活動密集帶、台灣水熱活動密集帶、東南沿海地區水熱活動密集帶和膠遼半島水熱活動密集帶。

(1)藏南-川西-滇西水熱活動密集帶

喜馬拉雅碰撞帶是晚白堊世末-始新世新特提斯洋盆閉合後，疊置在歐亞板塊南緣的新生代陸內強烈變形帶。雅魯藏布江構造帶和岡底斯-念青唐古拉構造帶。印度板塊和歐亞板塊碰撞後，隨着印度板塊持續、強烈向北俯衝，加積楔不斷增厚，並向印度前陸方向擴展，在加積、增厚過程中，不同物性層間將產生剪切滑動或拆離，因剪切生熱而轉化為熱系統，導致碰撞帶殼底層增温，温度可達1000～1350℃，足以導致陸殼底層巖石的局部熔融，熔融區隨着加積楔的擴大而擴展形成高温熔融層或巖漿墊，目前印度板塊以50mm/a速度向歐亞板塊俯衝，表明喜馬拉雅碰撞帶仍處於加積、增厚和增温過程中。以北部的班公湖-怒江一線和南部的雅魯藏布江為界可以分為藏北、藏中及藏南三個水熱區。每個活動區的地熱顯示情況反映出現代水熱活動北弱南強趨勢。其中:

申扎-謝通門水熱活動帶:分為南北兩段，其中北段有5處水熱顯示區，顯示類型以熱泉為主，温泉次之，水温8.5～79.5℃;南段有10處水熱顯示區，水温43～86℃，顯示類型以熱泉為主，温泉次之，出露有沸泉及間歇噴泉。水熱顯示最強烈的是查布間歇噴泉區。該顯示區共有各類顯示點200餘個，全部出露於泉華台上，温度高於80℃以上者有58處。間歇噴泉2個，噴柱可達20餘米，汽態水柱直徑2m以上。噴發時泉口3m深處的温度高達94℃。

那曲-羊八井-尼木水熱活動帶:泉水温度36～92℃，羊八井鑽孔揭露的熱水最高温度為202℃，礦化度1～2g/L，水化學類型為Cl-Na型水。水熱顯示以熱泉為主，温泉次之，並有5處沸泉區，間歇噴泉區、沸噴泉及水熱爆炸區各一處。1977年12月4日，位於本帶中部的羊八井顯示區1號井孔，發生過人工誘發水熱爆炸。

波密-古玉水熱活動帶:水熱顯示以温泉為主，熱泉次之，水温18～96℃。波密縣通麥區長青沸泉是最強烈的顯示區，水温96℃，是區內唯一的沸泉。

噶爾-普蘭水熱活動帶:水熱顯示分為東、西兩區。其中西區水熱顯示以沸泉為主，熱泉、温泉次之，水温18～93℃。水温顯示最為強烈的是噶爾縣巴爾區曲珍的巴爾沸噴泉。其噴柱高約8m，水柱直徑0.4m，噴口壓力約5kg/cm2以上，噴口水温93℃;東區水熱顯示區較為集中，水温71～95℃，主要為水熱爆炸，其次為熱泉。規模較大水熱爆炸區有曲普水熱區，爆炸坑多達7個，爆炸坑最大直徑可達80m。1974年4月和1975年11月，曲普水熱區兩次發生水熱爆炸。

崗巴-孜鬆水熱活動帶:水熱顯示區主要為水熱爆炸和熱泉，水温48～88℃。水熱爆炸是該帶最大特點，分別有北部的卡馬、苦馬和中部的國措、南部的科作共4處。

錯那水熱活動帶:水熱顯示以沸泉、熱泉為主，其次為温泉，尚有間歇噴泉，水温14～88℃。措美縣古堆區卡如間歇噴泉區共有沸泉10個，間歇噴泉2個，是該帶水熱活動最為強烈的顯示區。間歇噴泉的噴柱高1m，間歇期15分鐘，噴發時瞬時湧水量約5L/s，水温88℃。

(2)台灣水熱活動密集帶

台灣島作為西太平洋島弧系的一部分，劃分為三個地質區:山脈地質區，西部麓山地質區和海岸山脈地質區。在板塊碰撞的過程中，巖漿上湧和構造片之間的剪切磨擦，形成了現代的高温熱儲，大地熱流值80～120mW/m2。大多屬於碳酸鹽泉，少數屬於硫酸鹽泉和氯化物泉。在火山巖區，絕大多數為酸性硫酸鹽泉，其他巖石區出露的多為中、鹼性碳酸鹽泉，少數為氯化物泉。

(3)東南沿海地區水熱活動密集帶

東南沿海地區分屬於揚子斷塊和華南斷褶，分佈着不同時期的花崗巖和中生代的火山巖，其展布主要受NE向斷裂控制。在燕山期可能是個熱殼，而進入第四紀以來，熱量已全部散失，不能構成熱源。巖漿巖為脆性物質，在第四紀以來台灣弧向西北推擠，北西向張裂發育，容易形成深斷裂破碎帶，成為熱水運移通道。所以，該區內有74%的温泉出露於巖漿巖斷裂帶或接觸帶上。區內温泉以中低温熱水為主，熱儲温度一般為110～130℃，熱水循環深度不超過4km。地熱田面積較小，最大者不超過10km2，一般在0.3～0.5km2。熱泉水温55～91.5℃，流量1～20m3/s。

(4)膠、遼半島水熱活動密集帶

膠東半島位於太平洋板塊與歐亞板塊邊界的西北側，是巖石圈板塊內部相對穩定緩慢隆起的古陸塊。已發現水温≥40℃的温泉14處，集中分佈在棲霞復背斜、乳山-威海復背斜和牟平-即墨北東向斷裂束這三個構造單元上。復背斜核期向上拱起遭受強烈風化剝蝕，廣泛出露前寒武系基底巖石以及花崗巖體。上窄下寬的“屋脊式”背斜構造形態，有利於熱流側向運移，向背斜軸部或核部集中，使背斜構造沿軸跡方向形成高熱流異常帶。温泉的具體出露部位受斷裂構造和巖漿侵入體的控制，均出露於復背斜核部的NNE或NE向斷裂與NNW或NW向斷裂構成的X型構造交匯處。這些部位裂隙構造十分發育，巖石破碎，成為温泉出露最有利的地段。膠東半島的14處温泉中，温度大於60℃有7處，温度大於80℃僅有2處，其餘均在40～56℃之間，水量65～900m3/d，水化學類型為重碳酸鹽型、硫酸鹽型和氯化鈉型，礦化度0.47～17.35g/L。

水熱反應原理

水熱反應過程是指在一定的温度和壓力下，在水、水溶液或蒸汽等流體中所進行有關化學反應的總稱。按水熱反應的温度進行分類，可以分為亞臨界反應和超臨界反應，前者反應温度在100～240℃之間，適於工業或實驗室操作。後者實驗温度已高達I000℃，壓強高達0.3Gpa，足利用作為反應介質的水在超臨界狀態下的性質和反應物質在高温高壓水熱條件下的特殊性質進行合成反應。在水熱條件下，水可以作為一種化學組分起作用並參加反應，既是溶劑又是礦化劑同時還可作為壓力傳遞介質；通過參加滲析反應和控制物理化學因素等，實現無機化合物的形成和改性．既可製備單組分微小晶體，又可製備雙組分或多組分的特殊化合物粉末。克服某些高温製備不可避免的硬團聚等，其具有粉末細(納米級)、純度高、分散性好、均勻、分佈窄、無團聚、晶型好、形狀可控和利於環境淨化等特點。水熱反應過程是指在一定的温度和壓力下，在水、水溶液或蒸汽等流體中所進行有關化學反應的總稱。按水熱反應的温度進行分類，可以分為亞臨界反應和超臨界反應，前者反應温度在100～240℃之間，適於工業或實驗室操作。

水熱反應法將CaHPO4與CaCO3按6:4摩爾比進行配料，然後進行24h濕法球磨。將球磨好的漿料倒入容器中，加入足夠的蒸餾水，在80-100℃恆温情況下進行攪拌，反應完畢後，放置沉澱得到白色的羥基磷灰石沉澱物6CaHPO4+4CaCO3═Ca10(PO4)6(OH)2+4CO2+2H2O。[1]

合成的羥基磷灰石的結構與生物骨組織相似，因此合成羥基磷灰石具有與生物體硬組織相同的性能。如Ca:P≈1.67，密度≈3.14，機械強度大於10MPa，對生物無毒，無刺激，生物相溶性好，不被吸收，能誘發新有的生長。國內外已將羥基磷灰石用牙槽、骨缺損、腦外科手術的修補、填充等，用於製造耳聽骨鏈和整形整容的材料。此外，它還可以制工骨核治療骨結核。