我国水热结构的特点

1、从气温与温度带来看：冬寒冷，夏暖热；气温年较差大，四季分明；年平均气温较同纬度地区偏低；中国温度带划分为寒温带、温带、暖温带、亚热带、热带、高原带六个温度带。

2、从降水与干湿地带来看：降水量由东南向西北减少；降水季节分配不均；降水变率大；我国干湿地带划分为湿润、半湿润、干旱、半干旱四个地带。

3、从水热组合与气候地带来看：雨热同期；气候地带分异，形成了陆地区、海洋区和海陆交错带。在陆地区形成了东部季风区、西北干旱区和青藏高寒区三大气候区，气候的相接地带形成了干湿过渡带、暖湿——冷湿过渡带、暖干——冷干过渡带。

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我国与世界同纬度国家相比水热结构 有何特点

（1）气温与温度带：①冬寒冷夏暖热②气温年较差大，四季分明③年平均气温较同纬 度地区偏低④6 个温度带

（2）降水与干湿地带：①降水量由东南向西北减少②降水季节分配不均③降水变率大 ④4 个干湿地带

（3）水热组合与气候地带：①雨热同期②东部季风区、西北干旱区和青藏高寒区的气 候地带分异

我国气候水热条件的特点

我国的气候规律是夏季高温多雨，所以就是雨热同期的。就是说热的季节（就是温带的夏季）同时也是雨季，一般温带性气候和温带、带季风气候都是这样的，地中海式气候不是这样，它是夏季炎热干燥，冬季温和湿润，即“雨热不同期” 雨热同期对农业的影响应该分两个方面，一个是有利的，一个是不利的。有利：水热充足，利于农作物的生长。不利：因降水集中，容易造成洪涝灾害，造成农业减产。雨热同期，是季风区的显著特点。

我国地下热水分布的基本特点

1)在板块边界附近水热活动强烈，其强度随着远离板块边界而减弱。一个地区的水热活动强度，可以根据温泉的数量、密度、温度、流量或放热量及有无高温地热显示等来判别。板块边界或碰撞带具有产生强烈水热活动和孕育高温热水系统必要的地质构造条件和热背景。远离板块边界的板内广大地区，构造活动减弱或为稳定块体，热背景正常或偏低，水热活动减弱，一般在局部地区形成中低温热水系统，在大多数地区甚至缺乏地下热水。

2)高温热水区与晚新生代火山分布并不完全吻合。我国高温热水区的分布与新生代火山、甚至晚新生代火山的分布不吻合(图4.5)。例如黑龙江五大连池火山群非常年轻，有些在16世纪还喷发，但附近没有地下热水，深孔的地温梯度也正常，地表出露有冷矿泉(3℃)。雷州半岛和琼北火山区地下局部分布有低温热水，与火山的分布没有直接的关系。

图4.5 中国晚新生代火山群和现代高温地热系统(斜线区)(据佟伟等，1990，转引自陈墨香等，1994)图中圆点表示火山群位置

火山与地热异常的关系，一方面取决于火山活动的时代和规模，一般来说火山的时代越新规模越大，在火山附近形成高温地热异常的可能性越大;另一方面取决于火山的类型，是消减型或扩张型酸性火山，还是板内型基性火山，前者与地热异常有关系，后者没有直接关系。我国缺少年轻的酸性火山，晚新生代以来虽然有基性火山，但基性火山喷发形成的岩被散热条件好，岩体余热已全部散失(陈墨香等，1994)。

3)大型盆地有利于中低温热水的赋存。我国板块内部的构造沉降区，分布有中、新生代以来演化形成的沉积盆地。在大型沉积盆地(例如华北盆地)内深处分布的地下热水是我国地下热水的重要组成部分。大型沉积盆地内深处热储层通常厚度大、分布面积广，热水储存资源比较丰富。

中国与世界同纬度国家相比水热格局有何特点

我国与世界同纬度国家相比，因为我们国家背靠世界最大的，面临世界最大的海洋，所以说水热条件会更好。

大地热流和水热活动的分布特征

1.大地热流值分布特征

大地热流是指单位时间内由地球内部通过单位地球面积所散失的热量（mW/m2）。它是地球内部深层热过程中的重要信息，对板内块体边界场效应、活动与变异、地热资源的形成与赋存、判定水热系统的属性与地热资源的潜力均有着重要作用。我国近30年来已累积了一大批热流数据（681个），并进行了统计分析。在总体上讲测点主要集中在105°E以东地区，西部稀疏，尚有空白。从整体上可以概略地划分为5个构造区。

由中国1°×1°网格平均热流值分布图可见，在我国各构造区域中的热流平均值特征为：西南地区最高（70～85mW/m2），变化幅度也大，西北地区最低（43～47mW/m2），变化幅度也小，华北-东北为59～63mW/m2，即略高于全国平局热流值。

由于热流测量点分布不均一，并且有许多地区仍然空白，以目前有限的数据还不足以勾画出热流等值线显示其展布的情况和区域特征。考虑到热流数据的质量不一，大体上可分为A、B、C、D四个质量类别进行质量加权统计，消除或降低各种因素在统计中的影响，以1°×1°经纬度网格的方式成图，以平均热流值反映地热场的概貌。统计结果表明，我国地区热流值的变化幅度相当大，即为30～120 mW/m2，但主要集中在40～100mW/m2之间，其大于100mW/m2时的热流数据为在水热活动区内测得，属传导-对流型或对流-传导型热流。对我国有代表性的平均值为63～68mW/m2，与全球历次统计结果相近。热流数据近似于正态分布，但两翼不对称，很可能是我国地区目前热流数据分布不均匀，而又未能在各个地质构造区取得足够数量的热流值，因而不能全面反映完整数据的分布形态。

将我国划分为5个构造区（表8-8），即华北-东北构造区、华南构造区、中部构造区、西北构造区和西南构造区，并对大地热流分布的特点进行统计和分析。需要说明的是，上述5个构造区与东亚板块的范围不完全一致，主要之处在于：将南北构造带以东地带视为构造稳定的鄂尔多斯盆地和四川盆地为主体的地区，划为中部构造区；将黑龙江亚板块和华北亚板块合并为华北-东北构造区，主要考虑华北盆地、下辽河盆地、苏北盆地、汾渭盆地和松辽盆地具有大致相同的地质演化历史。西北构造区和西南构造区则分别与新疆亚板块和青藏亚板块的范围相一致（陈墨香等，1994）。

表8-8 中国及各构造区大地热流统计表　单位：mW/m2

2.水热活动特征

（1）地理分布与放热量。中国水热活动的分布势态是不均匀的，它往往以有限范围内的地下热水出露和其他地表热显示为特点。我国绝大多数水热区的地表热显示以单个泉点或泉群（包括热水沼泽）的形式出现，少数水热区则有多种类型的特殊地表热显示，如沸泉、沸喷泉、间歇喷泉、喷气孔、冒气地面、硫气孔以及水热爆炸等特征水热活动强烈的高温地表热显示。我国水热区地表热显示绝大多数为T＜80℃的温泉，达到或略高于当地高程水的沸点为沸泉，其他高温水热活动仅见于青藏高原、滇西、川西和台湾等地的局部地带。

由我国新编的中国温泉图（陈墨香等，1994）可知，我国现有T≥25℃的温泉2200处，其中25～40℃者为85处，T＞40～60℃者为807处，T＞50～60℃为398处，T＞80℃者为136处，它们分别占中国温泉总数量的39%、37%、18%和6%。全国温泉总放热量为10190×1013J/a。各温泉的放热热能分别为占全国总量的32%、21%、28%和19%，全国温泉泉水每年携带出来的热量折合成标准煤则是相当可观的数量。

总之，我国温泉分布不论从数量、密度和放热量，抑或从T＞80℃的温泉数，均以我国西南部的藏南、川西和滇西地区以及东部的台湾岛为最盛，水热活动也最强烈，是我国沸泉、沸喷泉、间歇喷泉和水热爆炸等高温热水显示的集中分布区。闽、粤、琼三省为主体基本代表了我国东南沿海地区的又一温泉广布的密集地带，T＞80℃的温泉颇多，温度未达沸点，但相对我国而言仍是水热活动较活跃的地区。西北地区温泉较少，但在新疆境内存在现代火山活动。华北、东北地区除胶东和辽东半岛外，温泉也不多，水热活动亦不强烈。滇东南、黔南和桂西之间地域基本上为温泉空白区。滇西地带的腾冲地带地热活动强烈，并被称之为“热海”。

（2）地质条件。我国水热活动的地质构造背景有以下认识：水热活动的强度随远离板块边界而减弱，高温水热区与新生代火山分布区相吻合。在地震活动、水热活动和构造活动的地带以及块体边界处往往热流值较高，并伴以特异的边界地球物理场效应。

地热资源形成的地质背景与特征

中国属欧亚板块的一部分。它的东侧为岛弧型洋-陆汇聚边缘，西南侧为陆-陆碰撞造山带，是由许多不同时期的古板块(如华北、华南、塔里木、哈萨克斯坦、西伯利亚等)经碰撞、增生和拼接而成的，这些不同的拼合块体有着不同导热储特性。从东到西，中国地壳厚度和平均布格重力异常呈现三个台阶面，其间有两个明显的地壳厚度和布格重力梯度陡变带:一条是大兴安岭-太行山-武陵山梯度带，另一条是六盘山-龙门山-乌蒙山梯度带(图1-1，图1-2)。

自古生代以来，中国构造演化经历了陆洋分化对立阶段、石炭纪—二叠纪软碰撞转化阶段和中新生代盆山对峙发展阶段，中生代以来连为一体，盆山格局的演化与发展控制着各地区热储条件的演化与发展。多旋回构造运动与多期盆地叠加塑造出不同的地热田。上述构造的演化，伴随着不同时期的岩浆活动，形成了不同岩性和结构的地层，使得我国大地热流值的分布具有明显的规律性(图1-3)。据《中国地热资源———形成特点和潜力评估》(陈墨香，汪集旸等，1994)，我国大地热流值可分为五个构造区(图1-4;表1-1)。在这五个大地热流构造区中，以西南构造区为最高，达70～85mW/m2;西北构造区最低，为43～47mW/m2;华北-东北构造区平均热流值为59～63mW/m2，与全国平均值接近;华南构造区平均热流值为66～70mW/m2，比全国平均值略高;中部平均热流值40～60mW/m2。西南地区，沿雅鲁藏布江缝合带，热流值较高(91～364mW/m2)，向北随构造阶梯下降，到准格尔盆地只有33～44mW/m2，成为“冷盆”。我国东部是台湾板块地缘带，热流值较高，为80～120mW/m2，越过台湾海峡到东南沿海燕山期造山带，降为60～100mW/m2，到江汉盆地热流值只有57～69mW/m2。显示出由现代构造活动强烈的高热流地带向构造活动弱的低热流地带递变的特征。另外，在大型盆地中，大地热流值分布同基底的构造形态直接相关，隆起区为相对高热流区，坳陷区为相对低热流区。

图1-1 厚国地壳中度分布图(据袁学诚等，961)

图1-2 中国1°×1°重均布格平力异常图(据马杏垣，殷秀华等，9871)

图1-3 大国地区中地热流值图(据邱楠生、胡圣标等，042)

图1-4 中国地热流统计的构造分区图(据陈墨香等，1994)

表1-1 中国及各构造区大地热流统计表单位:mW/m2

(据陈墨香等，1994)

地温分布在一定程度上反映了深部地质结构的特点和地质构造演化历史，是评价地热资源、圈定地热异常区、进行地热资源开发利用区划的基本参数。据《中国地温分布的基本特征》(王钧、黄尚瑶等，1990)，我国地温的分布具有明显的规律性:东部地温高，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与总的地温分布规律一致的特点，即东部诸盆地的地温高于西部盆地，特别是西北部几个大型盆地是全国所有盆地中地温最低的地区之一(表1-2;图1-5～图1-7)。

表1-2 中国地温分布特征表

续表

(据王钧、黄尚瑶等，1990)

我国地温梯度在各地区分布是不同的，具有东部高、西部低、南部高、北部低的总趋势，与地温分布规律是一致的(图1-8)。

我国地热资源据其分布的地貌部位和形成条件，可分为隆起山地对流型地热资源和沉积盆地传导型地热资源两大类。地热资源的形成与地质构造、岩浆活动、地层岩性和水文地质条件等有着密切的关系。据《中国地热资源形成特点和潜力评估》(陈墨香、汪集旸等，1994)，我国热水型地热系统可分为两类(构造隆起区地热对流类和构造沉陷传导型类)、五型(火山型、非火山型、深循环型、断陷盆地型和坳陷盆地型)。各类型地热系统的地质构造和热背景、结构和规模、热源和水源、热水矿化度、地热能利用方向以及各类型的代表性地区和地热田等情况详见表1-3。

(1)沉积盆地传导型地热资源

沉积盆地传导型地热资源为传导型中低温地热资源，主要分布于华北平原、汾渭盆地、松辽平原、河淮盆地、苏北盆地、江汉盆地、四川盆地、河套平原等大型盆地，沉积层巨厚。其中既发育大量由粗碎屑物质组成较高孔隙度和渗透性的储集层，又有大量由细粒物质组成的盖层，后者对储集层起着积热和保温的作用。我国东部大型中、新生代沉积盆地低盐度热水储层，在结构上为砂岩层与泥岩层交互叠置。华北盆地、苏北盆地和江汉盆地的上第三(新近)系厚度分别为数百米至2000m。松辽盆地新生界欠发育，上白垩统为主要热水储层。中部鄂尔多斯盆地的三叠系和侏罗系，盆地边缘相和河道砂岩相适于淡的和低盐度热水的赋存。四川盆地三叠系为海相砂、泥岩及碳酸盐岩建造，侏罗系为深湖相碳酸盐岩和碎屑岩建造，为卤水富集层。大型盆地有足够的空间使水动力环境呈现出明显的分带性:外环带为径流积极交替带，内带为径流缓滞带。进入盆地的地下水流穿越外环带之后，进入内带转为长距离的水平运移，地下水可以充分吸取岩层的热量，使水岩同温。因此，大型盆地(如华北盆地等)的内带成为热聚存的理想环境。华北平原的基岩热储层由下古生界和中、新元古界碳酸盐岩地层组成，与一系列的基底凸起区相一致，构成了许多有经济价值的地热田。另外，沉积盆地型地热资源的形成还与岩浆活动和构造活动有密切关系。我国东部盆地早期具裂谷盆地的性质，有多期岩浆活动，热流值较高;后期转为热冷却坳陷，发育良好热储盖层，盆地基底的盆岭式结构和活动深断裂，形成区域热水径流通道，成为多期叠合的热水盆地。根据对天津地区地热形成的研究，其热源来自于地壳深部8～16km的花岗岩壳中放射性元素蜕变所产生的热和上地幔熔岩流热共同传导于地壳浅部的结果(吴铁钧等，2004)。

图1-5 中国1000m深地温分布图(据王钧、黄尚瑶等，901)

图1-6 中国2000m深地温分布图(据王钧、黄尚瑶等，901)

图1-7 中国3000m深地温分布图(据王钧、黄尚瑶等，901)

图1-8 梯国地温中度分布图(据王钧、黄尚瑶等，901)

表1-3 中国地热系统基本类型一览表

(据陈墨香等，941)

《中国地热资源及其开发利用》(田廷山、李明朗等，2006)，根据盆地的力学属性和热储特征，将我国沉积盆地的热储划分为东部张性盆地热储区、中部克拉通坳陷盆地热储区和西部压性盆地热储区。因每个盆地都是一个完整的热储体系，可划分为的热储亚区、分区(表1-4)。

表1-4 中国地热资源热储条件分区说明表

续表

续表

续表

(据田廷山等，2006)

我国中、新生代盆地总面积340×104km2。其中，盆地面积大于5×104km2的大型盆地有9个，1×104km2的中型盆地有39个(图1-9)。我国由东到西盆地的热储条件是由好变差，东部盆地为多层热储层叠置的“热”盆地，中部盆地则为热卤水盆地，西部盆地基本为“冷”盆地。从南到北，山地由高温水带到低温水带。

(2)隆起山地对流型地热资源

隆起山地指中新代以来构造活动以隆起为主，现代地形以山地为骨架的地区，包括山间断陷盆地及河谷地带。热水沿深大断裂带形成和分布，一般为开放的脉状深循环对流系统，也有层状断块沿断层溢出的传导-对流系统，多以泉的形式排泄溢出。我国绝大多数水热区的地表热显示以单个泉点或泉群的形式出现，少数地区则有沸泉、沸喷泉、喷气孔和水热爆炸等多种形式并存。《中国地热资源及其开发利用》(田廷山、李明朗等，2006)，根据我国山地的构造特征和水热活动强度，把隆起山地对流型热储划分为现代板块碰撞带高温热储、断褶山地深断裂中温热储、断块岩溶山地中低温热储、第四系火山余热中温热储和褶断高原山地低温热储(表1-4)。按照温泉出露的情况，我国有四个水热活动密集带:①藏南-川西-滇西水热活动密集带;②台湾水热活动密集带;③东南沿海地区水热活动密集带;④胶、辽半岛水热活动密集带。

我国隆起山地对流型地热资源主要分布于藏南-川西-滇西和台湾地区，中低温地热资源主要分布于东南沿海地区和胶东半岛。隆起山地型地热资源的形成与构造关系密切。我国位于欧亚板块的东部，为印度板块、太平洋板块和菲律宾海板块所夹持，新生代以来，我国西南侧，由于印度板块与欧亚板块相碰撞，形成藏南地区聚敛型边缘活动带;在东侧，由于欧亚板块与菲律宾海板块相碰撞，形成台湾岛山脉两侧的碰撞边界。这两条碰撞边界及其邻近地区的特性虽有差异，但均是当今世界上构造运动最强烈的地区之一，并共同呈现高热流异常，具有产孕育高温地热资源必要的地质构造条件。远离板块边界的板内广大地区，构造活动性减弱或为稳定块体，热背景正常以至偏低，水热活动随之减弱，一般形成中低温地热资源，其中绝大多数为低温地热资源。隆起山地型地热资源的形成与岩浆活动关系密切。我国低温温泉大多与碳酸盐岩分布区相吻合，而较高温的温泉则大多数出露于非碳酸盐岩区或碳酸盐岩与花岗岩岩体的接触边界上。据《中国温泉资源》(黄尚瑶等，1993)，将中国温泉资源地质类型划分为三类六型，其形成特征见表1-5。

过水热的基本结构

过水热大类分为两种：即热式与储水式。

　　即热式是外热式，暖气在外自来水在内，大多内部盘铜管；储水式是内热式，暖气在内自来水在外，大多内部是不锈钢管。

　　＂过水热＂就是一个比屋里暖气小的小暖气包，由暖气的热水和回水形成循环给它加温。不同的是它肚子里装有一根铜管，并在肚内转了N圈。暖气的功能是散热，而过水热的功能是给肚内铜圈和铜圈内的水加温，铜管的两头留在外面，一头接自来水，另一头接水龙头。它不像暖气那样停气就凉，停了气它还能保温一段时间。

　　优点：冬天使用方便，不用电安全。

　　缺点：出水量小（尤其是楼房的低层），易漏水，寿命较短。

水热合成的产物为什么分子式和理想的不一样

水热合成的产物为什么分子式和理想的不一样

水热合成的特点 ① 水热与溶剂热条件下反应物反应性能的改变、活性的提高,水热与溶剂热合成方法有可能代替固相反应以及难于进行的合成反应,并产生一系列新的合成方法. ② 水热与溶剂热条件下中间态、介稳态及特殊物相易于生成,因此能合成与开发一系列特种介稳结构、特种凝聚态的新合成产物. ③ 能够使低熔点化合物、高蒸气压且不能在融体中生成的物质、高温分解相在水热与溶剂热低温条件下晶化生成. ④ 水热与溶剂热的低温、等压、溶液条件,有利于生长极少缺陷、取向好、完美的晶体,且合成产物结晶度高以及易于控制产物晶体的粒度. ⑤ 由于易于调节水热与溶剂热条件下的环境气氛,因而有利于低价态、中间价态与特殊价态化合物的生成,并能均匀地进行掺杂. ① 固相合成特点是简化并加速了多步骤的合成；反应在一简单反应器皿中便可进行,可避免因手工操作和物料重复转移而产生的损失； ② 固相合成可通过快速的抽滤、洗涤未完成中间的纯化,避免了液相肽合成中冗长的重结晶或分柱步骤,可避免中间体分离纯化时大量的损失； ③ 固相合成的主要存在问题是固相载体上中间体无法分离,这样造成最终产物的纯度低,必需通过可靠的分离手段纯化.

地热资源的分布特征

我国沉积盆地传导型地热资源均为中低温地热资源。隆起山地对流型地热资源中的高温地热资源主要分布于我国的藏南、滇西、川西和台湾地区，其余地区主要分布着中低温地热资源，详见中国地热资源图(见附图)。

1.2.2.1 沉积盆地传导型地热资源

(1)松辽盆地

松辽盆地面积26×104km2，是一个中生代裂谷盆地，基底是古生界及前古生界，断裂发育，沿断裂常有岩浆侵入。新生界总厚度超过10000m，其中白垩系是一套巨厚的河湖相沉积，厚度达7000m，古近系—新近系(第三系)厚约500m。松辽盆地的上白垩统为主要的低温热储层，岩层孔隙度25%～30%，渗透率>300×10－9m2。据近400眼井的测温数据分析，盆地中心热流值高，四周热流值低，实测大地热流值40～90mW/m2。由于断裂传导，在林甸、杜蒙、大庆、哈尔滨、肇源附近，2000～3000m深度的地温40～56℃，地温梯度>3.5℃/100m。

图1-9 中国主要中、新生代盆地分布图(据孙肇才，91，改编)

表1-5 中国温泉地质类型及形成特征一览表

续表

(据黄尚瑶等，931)

白垩系热水埋深1100～2500m层段，水化学类型主要为HCO3-Na型或Cl·HCO3-Na型水，大庆地区矿化度在4～8g/L，南部扶余地区在6～12g/L，松辽盆地北部和西部矿化度多小于2g/L。盆地中心油田水矿化度达10～15g/L，最高为43.69g/L，向南矿化度进一步增大，在乾安地区最高达59g/L。

(2)下辽河盆地

下辽河盆地面积约1.8×104km2，是一个三面环山一面临海的汇水盆地。盆地中的新近系是当地工农业和生活的供水水源。新近系明化镇组和馆陶组的热储层岩性主要为砂砾岩、砂岩和泥岩互层，厚度一般在100m以上。明化镇组与馆陶组含水层之间普遍发育厚50～200m的泥岩，构成上下含水层间的隔水层位。地热水原始水头多高于地表，为承压自流水，目前已经形成区域性降落漏斗，不再自流。水温在25～50℃，水化学类型主要为重碳酸型水，矿化度一般<0.5g/L，在下游的明化镇组含水层中发育有咸水体，水化学类型为氯化物型水;盘锦二五农场附近一井深1102m，自流量345m3/d，为重碳酸钠型水，矿化度0.43g/L。单井涌水量21.33～176.71m3/d·m，热流平均值为63mW/m2。辽河油田自1969年起，已建成了十几座水源地，年开采量达5000万m3以上。据辽宁省地调院调查评价(2003)，在新近系热水的主要开采区4747km2的面积内，弹性储存量约496.35亿m3。

(3)华北盆地

华北盆地面积约20×104km2，其基底是古生界和前古生界，盆地内基本构造单元包括六个坳陷、三个隆起，即北部的下辽河坳陷，中部的渤中坳陷、济阳坳陷、埕宁隆起、黄华坳陷、沧县隆起、冀中坳陷，南部的临清坳陷和内黄隆起。盆地中断裂发育，主要的深大断裂有NE向的郯庐断裂带北段，太行山东麓断裂，沧东断裂带和聊兰断裂带，EW向的断裂有宝坻－昌黎断裂，齐河－上饶断裂和黄河断裂。盆地内部有许多次级大断裂，分割坳陷和隆起，形成54个凹陷和44个凸起，一个凹陷的发育主要受一条主干断裂的控制，呈箕状凹陷型式或不对称地堑型式。华北盆地是一个典型的多旋回盆地，热储层具有多层结构，形成了新近系低温热水储层，古近系地压型地热储层和基岩裂隙岩溶中、低温热水储层，累积沉积厚度达30000m。主要热储层有新近系明化镇组、馆陶组，古近系沙河街组、东营组，奥陶系，寒武系昌平组和蓟县系铁岭组、雾迷山组，是我国热水资源最丰富的热水盆地。其中，新近系砂岩、砂砾岩是华北平原普遍分布的热水储层，地层厚度700～2000m。其砂岩孔隙度随埋深的增加而逐渐减少，渗透率为(156～2500)×10－9m2;热水水化学类型为单一的HCO3-Na型水，矿化度一般1～3g/L;据天津地热勘查开发设计院在滨海新区的调查研究，古近系的东营组热储层岩性以砂岩和含砾砂岩为主，顶板埋深1412～2181m，厚度55～648m，砂泥比35%～38%，砂岩孔隙度23.8%～26.8%。水化学类型为Cl·HCO3-Na型或Cl-Na型水，矿化度3～8g/L;古近系的沙河街组热储层埋深2000～3000m，孔隙度20%左右，渗透率100×10－9m2;水化学类型为Cl·HCO3-Na型和Cl-Ca型水，矿化度北部低、东南部高，一般为5～10g/L。全盆地第三系热水矿化度随埋深增大而增高;基岩裂隙岩溶热储层，主要是奥陶系马家沟组及其顶部风化壳，寒武系昌平组，中元古界雾迷山组和高于庄组。岩溶发育受构造影响，在古潜山中普遍受二次淋溶，形成热水富集区。基岩岩溶裂隙水是一个统一的水动力系统，侧压面高程、水化学特征指标和水温呈由周边向平原规律性变化，反映出水动力交替由强到弱的演化顺序。

该盆地实测大地热流值为41～83mW/m2，平原周边低，隆起高。盖层地温梯度在凸起区高，为3.5～6.01℃/100m，凹陷区较低，为2.5～3.5℃/100m。钻井中各层段的地温梯度同岩石的热导率成反比，古生界和前古生界的地温梯度一般为1～3℃/100m。在平原区，第三系热水矿化度随埋深增大而增高。

根据环境同位素测定结果，地热水的水源主要来自大气降水，也有部分源于古沉积水。盆地内深层水的滞留时间较长，年龄较老，如北京地热田热水的年龄为47万～1.7万年(郑克棪等，1989);天津地热田和牛驼镇地热田分别为1.85万～2.93万年及1.24万～3.35万年;束鹿-宁晋地热田为1.5万～2.1万年(黄尚瑶等，2004)。

(4)淮河盆地

淮河盆地面积约10×104km2，为大华北中新生代盆地的一部分。它的南部主要受NW向断裂的控制，由通许凸起，周口凹陷，平舆凸起，驻马店-淮滨凹陷组成;东北部受NE向断裂控制，由菏泽凸起、成武凹陷、嘉祥凸起和济宁凹陷组成。该盆地的主要热水储层是新近系明化镇组和馆陶组，为一套浅湖相和河流相的砂岩泥岩地层。其中，砂岩孔隙度20%～30%，渗透率(100～400)×10－9m2。热水水化学类型为HCO3-Na型水，矿化度0.5～16g/L，一般1～2g/L。岩层大地热流值50～70mW/m2，盖层地温梯度2.5～4.9℃/100m。馆陶组的水温为40～65℃，是该区的主要低温热水层;古近系为热卤水，襄参4井，井深3200m，井底温度105.7℃，周参6井，井深2800m，井底温度88℃;基岩热水主要是奥陶系和寒武系灰岩裂隙岩溶水分布在通许凸起，周口凹陷，驻马店-淮滨凹陷，菏泽凸起，嘉祥凹陷和商丘、亳州地区，为区域深径流补给的岩溶水系统，矿化度1～4g/L。

(5)苏北盆地

苏北盆地面积3.6×104km2，是苏北-南黄海盆地的陆上部分。苏北盆地在地质构造上界于苏南隆起和苏鲁隆起之间，属于扬子断块的一部分。北界为淮阴-明水断裂，南界是南京-南通长江断裂带，西邻郯庐断裂。坳陷中建湖隆起横贯东西，北侧是盐阜坳陷，南部是东台坳陷，再细分为10个凹陷。其中，第四系和新近系厚度200～1600m。新近系盐城组是本区的主要低温热水储层，基本为河流相沉积，砂层占总厚度50%以上。盐城组一段厚200～650m，底部有大厚度砂砾岩层，孔隙度25%～33%，渗透率>400×10－9m2。热水矿化度0.5～1g/L;古近系砂岩厚度变化大，孔隙度15%～25%，渗透率<100×10－9m2，都为高矿化碱水;基底为巨厚的碳酸盐岩沉积，在凸起和斜坡地带形成古潜山热田，一般矿化度较高，为热卤水，但在断裂带和古潜山浅埋地段，矿化度较低，可在1～3g/L。盖层地温梯度变化在2.7～5.0℃/100m之间。大地热流值为55～83mW/m2，1000m深处的温度为43～60℃。其中凸起区较高，凹陷区较低。

(6)江汉盆地

江汉盆地面积2.8×104km2，呈多边形展布。北为大巴山，南为华容隆起，东为下扬子台褶带，西是鄂湘黔褶皱带，大部分地区基底由中、古生界碳酸盐岩和碎屑岩组成，局部为古元古界变质岩系。大地构造上属于扬子准地台中部，为燕山晚期形成的裂谷盆地，盆地内有多组构造线，其中以北东及北西西两组最为发育，前者形成时间较早，发生在早白垩世—始新世早期，后者较晚，形成于中始新世至渐新世，由于两组构造线的切割及块体的不均一运动，使盆地形成了多断、多凹、多凸的格局，共有五个凹陷、一个地堑、五个凸起。白垩系和新近系最厚达10000m，其中新近系为淡水河湖相沉积，厚300～900m，主要热储层岩性为砂岩、砂、砾岩，孔隙率27%～33%。为低温热水储层，多为SO4-Ca型和SO4-Na型水，矿化度0.25～3g/L;古近系的潜江组为咸水湖相沉积，其中盐岩和膏泥岩交互沉积厚3500m，含盐面积约2000km2，是我国最大的古近系盐湖相凹陷。潜江组储集层岩性以砂岩为主，次为泥灰岩，砂泥比10%～25%，砂岩孔隙度18%～22%，渗透率(300～700)×10－9m2。水化学类型为Cl-Ca型和SO4-Na型水，矿化度由盆地边缘向中心、由浅向深增大。高卤水中富含微量元素，碘含量一般为10.15～20.70mg/L，最高为35mg/L;溴一般含量为100～377mg/L，最高为412mg/L。盆地实测大地热流值为57～69mW/m2，盖层地温梯度2.3～4.0℃/100m，新近系热水水温25～69℃，古近系热卤水水温60～95℃;基底中古生代碳酸盐岩是重要的裂隙岩溶型热水储层，主要分布在枝江凹陷、云应凹陷、江陵凹陷的斜坡地带。如天门县张港地热井，埋深600～1700m的灰岩中水温65℃，出水量2191m3/d。

(7)汾渭盆地

汾渭盆地由关中盆地和运城盆地组成，面积2.4×104km2。关中盆地东西向沿渭河展布，南为秦岭山地，北临渭北台塬，运城盆地北东向沿涑水河展布，东南为中条山，西北临稷王山。两盆地在构造上为一整体，是新生代发育起来的断陷盆地，基底北部为下古生界碳酸盐岩，南部为前寒武系变质岩和花岗岩，发育NE向和NW向两组断裂，多为全新活动断裂，形成凹凸并列的构造格局。盆地大体是北浅南深，北部斜坡和盆地两端的宝鸡地区新生界厚数百米，一般在1000m左右，盆地腹部及南部新生界厚一般超过3000m，最厚达7000m。盆地中的主要热储层为早更新统三门组、新近系张家坡组和蓝田灞河组及古近系白鹿塬组，岩性为砂、砾岩和砂岩，孔隙度15%～35%，渗透率(300～2000)×10－9m2。水化学类型为HCO3·SO4-Na型、SO4-Na型和Cl·HCO3-Na型水，矿化度一般1～3g/L。运城盆地为矿化卤水;盆地基底基岩主要热水储层为奥陶系岩溶水，奥陶系灰岩顶部古岩溶在热水溶蚀下形成区域性深部径流热水系统，沿全新活动断裂发育强径流带，渗透系数1～20m/d。水化学类型多为HCO3·SO4-Na型，矿化度0.5～1.5g/L。盆地实测大地热流值50～80mW/m2，盖层地温梯度2.8～3.7℃/100m，井深200～3000m，水温70～115℃。

(8)四川盆地

四川盆地面积20万km2，是中生代发展起来的大型坳陷盆地。区内划分为三带八个构造区，巨大的深断裂发育在盆地周边，盆地内断层不甚发育。盆地中热储层一般孔隙度均较小，渗透率也低，基本为高矿化的热卤水。实测大地热流值49～59mW/m2，地温梯度一般<2.5℃/100m。经钻探揭露，在盆地深部赋存丰富的地热水、热矿水和热卤水资源。在盆地西部花水湾、蓬基等地，在1800～2500m的热储层中，井口水温可达68～79℃，矿化度小者仅有10.32g/L。

(9)鄂尔多斯盆地

鄂尔多斯盆地面积32×104km2，是一个叠合的克接通坳陷盆地。盆地内部断裂不发育，构造活动微弱，按盆地的结构划分为六个构造单元:伊盟隆起区、渭北断褶区、晋陕断阶区、贺兰-六盘区断褶区、鄂尔多斯西部坳陷区及中部伊陕斜坡区。盆地中热储层叠置分布，其中下白垩统志丹群热储层，由细砂岩、中砂岩和砂砾岩组成，总厚度100～400m，孔隙度16%～28%，渗透率(2.7～49)×10－9m2，热水矿化度0.5～3g/L，水温25～55℃;侏罗系延安组热储层的砂岩总厚度100～250m，孔隙度16%～27%，渗透率(2～500)×10－9m2，热水矿化度10～40g/L，富含碘、硼等元素;下古生界碳酸盐岩的孔隙度0.31%～13.3%，渗透率(0.25～316)×10－9m2，古岩溶发育厚度40～100m，是形成热储层的有利部位。据《中国地热资源-形成特点和潜力评估》(陈墨香、汪集旸等，1994)，在盆地东部500～1000m深处，地热水温度25～42℃，矿化度0.5～3g/L，在深部多超过5g/L。在盆地中部和西部800～1400m深处，温度25～55℃，矿化度0.5～3g/L。在盆地西部约1500～2000m深处，水温可达50～70℃，矿化度在20～30g/L以上。盆地地温梯度2.88℃/100m(黄尚瑶、王钧，2001)。

(10)银川盆地

银川盆地面积7790km2，为一新生代断陷盆地，沉积厚度2000～3000m。自1998年以来，在盆地中部的银川市发现了地热资源，井深3000m，井口水温在55℃以上，水量1400m3/d，水化学类型为Cl-Na型水，矿化度15g/L，水中含多种微量元素，已达医疗热矿水标准(张黎，1999)。据宁夏地质调查院调查评价，在银川市发现的地热田面积227km2，估算可开采热水储量约1.8×108t。

(11)柴达木盆地

柴达木盆地面积约22×104km2，具有巨厚的中新代。在1000m、2000m、3000m深的地温分别为35～45℃、50～70℃、80～100℃。约在1500～2500m深处见水温55～65℃的热卤水，矿化度高达358g/L。盆地地温梯度2.73℃/100m(黄尚瑶、王钧，2001)。

(12)准噶尔盆地

准噶尔盆地面积约38×104km2，为一由古生代结晶基底组成的稳定地块，上部中新生代沉积盖层的厚度1500～8000m，在1000m、2000m、3000m深的地温分别为30～40℃、50～60℃、60～70℃。1990年，新疆地矿局在盆地西部的博乐市塔斯海地区，发现了在厚40m的第四系下伏花岗岩断裂带上，热水温度可达37℃(孙晓明等，1994)。在盆地东部的吉木萨尔县油气勘探中，发现了在盆地深部赋存丰富的中低温热水，在约2300m深处，井口水温可达72℃，呈自流状。盆地地温梯度2.02℃/100m(黄尚瑶、王钧，2001)。

(13)塔里木盆地

塔里木盆地面积约53×104km2，是基底为元古宇的稳定地块。盆地在1000m、2000m、3000m深的地温分别为35～40℃、50～60℃、60～70℃。在盆地深部赋存有丰富的热卤水资源，在埋深1000～6000m，温度30～150℃，矿化度多100～250g/L。在盆地边缘及中部隆起的西部，见有矿化度低于30g/L的热水。盆地地温梯度1.76℃/100m(黄尚瑶、王钧，2001)。

1.2.2.2 隆起山地地热资源

我国隆起山地地热资源主要有四个水热活动密集带:藏南-川西-滇西水热活动密集带、台湾水热活动密集带、东南沿海地区水热活动密集带和胶辽半岛水热活动密集带。

(1)藏南-川西-滇西水热活动密集带

喜马拉雅碰撞带是晚白垩世末-始新世新特提斯洋盆闭合后，叠置在欧亚板块南缘的新生代陆内强烈变形带。雅鲁藏布江构造带和冈底斯-念青唐古拉构造带。印度板块和欧亚板块碰撞后，随着印度板块持续、强烈向北俯冲，加积楔不断增厚，并向印度前陆方向扩展，在加积、增厚过程中，不同物性层间将产生剪切滑动或拆离，因剪切生热而转化为热系统，导致碰撞带壳底层增温，温度可达1000～1350℃，足以导致陆壳底层岩石的局部熔融，熔融区随着加积楔的扩大而扩展形成高温熔融层或岩浆垫，目前印度板块以50mm/a速度向欧亚板块俯冲，表明喜马拉雅碰撞带仍处于加积、增厚和增温过程中。以北部的班公湖-怒江一线和南部的雅鲁藏布江为界可以分为藏北、藏中及藏南三个水热区。每个活动区的地热显示情况反映出现代水热活动北弱南强趋势。其中:

申扎-谢通门水热活动带:分为南北两段，其中北段有5处水热显示区，显示类型以热泉为主，温泉次之，水温8.5～79.5℃;南段有10处水热显示区，水温43～86℃，显示类型以热泉为主，温泉次之，出露有沸泉及间歇喷泉。水热显示最强烈的是查布间歇喷泉区。该显示区共有各类显示点200余个，全部出露于泉华台上，温度高于80℃以上者有58处。间歇喷泉2个，喷柱可达20余米，汽态水柱直径2m以上。喷发时泉口3m深处的温度高达94℃。

那曲-羊八井-尼木水热活动带:泉水温度36～92℃，羊八井钻孔揭露的热水最高温度为202℃，矿化度1～2g/L，水化学类型为Cl-Na型水。水热显示以热泉为主，温泉次之，并有5处沸泉区，间歇喷泉区、沸喷泉及水热爆炸区各一处。1977年12月4日，位于本带中部的羊八井显示区1号井孔，发生过人工诱发水热爆炸。

波密-古玉水热活动带:水热显示以温泉为主，热泉次之，水温18～96℃。波密县通麦区长青沸泉是最强烈的显示区，水温96℃，是区内唯一的沸泉。

噶尔-普兰水热活动带:水热显示分为东、西两区。其中西区水热显示以沸泉为主，热泉、温泉次之，水温18～93℃。水温显示最为强烈的是噶尔县巴尔区曲珍的巴尔沸喷泉。其喷柱高约8m，水柱直径0.4m，喷口压力约5kg/cm2以上，喷口水温93℃;东区水热显示区较为集中，水温71～95℃，主要为水热爆炸，其次为热泉。规模较大水热爆炸区有曲普水热区，爆炸坑多达7个，爆炸坑最大直径可达80m。1974年4月和1975年11月，曲普水热区两次发生水热爆炸。

岗巴-孜松水热活动带:水热显示区主要为水热爆炸和热泉，水温48～88℃。水热爆炸是该带最大特点，分别有北部的卡马、苦马和中部的国措、南部的科作共4处。

错那水热活动带:水热显示以沸泉、热泉为主，其次为温泉，尚有间歇喷泉，水温14～88℃。措美县古堆区卡如间歇喷泉区共有沸泉10个，间歇喷泉2个，是该带水热活动最为强烈的显示区。间歇喷泉的喷柱高1m，间歇期15分钟，喷发时瞬时涌水量约5L/s，水温88℃。

(2)台湾水热活动密集带

台湾岛作为西太平洋岛弧系的一部分，划分为三个地质区:山脉地质区，西部麓山地质区和海岸山脉地质区。在板块碰撞的过程中，岩浆上涌和构造片之间的剪切磨擦，形成了现代的高温热储，大地热流值80～120mW/m2。大多属于碳酸盐泉，少数属于硫酸盐泉和氯化物泉。在火山岩区，绝大多数为酸性硫酸盐泉，其他岩石区出露的多为中、碱性碳酸盐泉，少数为氯化物泉。

(3)东南沿海地区水热活动密集带

东南沿海地区分属于扬子断块和华南断褶，分布着不同时期的花岗岩和中生代的火山岩，其展布主要受NE向断裂控制。在燕山期可能是个热壳，而进入第四纪以来，热量已全部散失，不能构成热源。岩浆岩为脆性物质，在第四纪以来台湾弧向西北推挤，北西向张裂发育，容易形成深断裂破碎带，成为热水运移通道。所以，该区内有74%的温泉出露于岩浆岩断裂带或接触带上。区内温泉以中低温热水为主，热储温度一般为110～130℃，热水循环深度不超过4km。地热田面积较小，最大者不超过10km2，一般在0.3～0.5km2。热泉水温55～91.5℃，流量1～20m3/s。

(4)胶、辽半岛水热活动密集带

胶东半岛位于太平洋板块与欧亚板块边界的西北侧，是岩石圈板块内部相对稳定缓慢隆起的古陆块。已发现水温≥40℃的温泉14处，集中分布在栖霞复背斜、乳山-威海复背斜和牟平-即墨北东向断裂束这三个构造单元上。复背斜核期向上拱起遭受强烈风化剥蚀，广泛出露前寒武系基底岩石以及花岗岩体。上窄下宽的“屋脊式”背斜构造形态，有利于热流侧向运移，向背斜轴部或核部集中，使背斜构造沿轴迹方向形成高热流异常带。温泉的具体出露部位受断裂构造和岩浆侵入体的控制，均出露于复背斜核部的NNE或NE向断裂与NNW或NW向断裂构成的X型构造交汇处。这些部位裂隙构造十分发育，岩石破碎，成为温泉出露最有利的地段。胶东半岛的14处温泉中，温度大于60℃有7处，温度大于80℃仅有2处，其余均在40～56℃之间，水量65～900m3/d，水化学类型为重碳酸盐型、硫酸盐型和氯化钠型，矿化度0.47～17.35g/L。

水热反应原理

水热反应过程是指在一定的温度和压力下，在水、水溶液或蒸汽等流体中所进行有关化学反应的总称。按水热反应的温度进行分类，可以分为亚临界反应和超临界反应，前者反应温度在100～240℃之间，适于工业或实验室操作。后者实验温度已高达I000℃，压强高达0.3Gpa，足利用作为反应介质的水在超临界状态下的性质和反应物质在高温高压水热条件下的特殊性质进行合成反应。在水热条件下，水可以作为一种化学组分起作用并参加反应，既是溶剂又是矿化剂同时还可作为压力传递介质；通过参加渗析反应和控制物理化学因素等，实现无机化合物的形成和改性．既可制备单组分微小晶体，又可制备双组分或多组分的特殊化合物粉末。克服某些高温制备不可避免的硬团聚等，其具有粉末细(纳米级)、纯度高、分散性好、均匀、分布窄、无团聚、晶型好、形状可控和利于环境净化等特点。水热反应过程是指在一定的温度和压力下，在水、水溶液或蒸汽等流体中所进行有关化学反应的总称。按水热反应的温度进行分类，可以分为亚临界反应和超临界反应，前者反应温度在100～240℃之间，适于工业或实验室操作。

水热反应法将CaHPO4与CaCO3按6:4摩尔比进行配料，然后进行24h湿法球磨。将球磨好的浆料倒入容器中，加入足够的蒸馏水，在80-100℃恒温情况下进行搅拌，反应完毕后，放置沉淀得到白色的羟基磷灰石沉淀物6CaHPO4+4CaCO3═Ca10(PO4)6(OH)2+4CO2+2H2O。[1]

合成的羟基磷灰石的结构与生物骨组织相似，因此合成羟基磷灰石具有与生物体硬组织相同的性能。如Ca:P≈1.67，密度≈3.14，机械强度大于10MPa，对生物无毒，无刺激，生物相溶性好，不被吸收，能诱发新有的生长。国内外已将羟基磷灰石用牙槽、骨缺损、脑外科手术的修补、填充等，用于制造耳听骨链和整形整容的材料。此外，它还可以制工骨核治疗骨结核。