干热岩，英文名称为HDR(Hot Dry Rock)，其所处的地热系统为增强型地热系统(EGS)，指一般温度150~650 ℃之间，埋深数千米，内部不存在流体或仅有少量地下流体的高温岩体.常见的是一些变质岩或者结晶岩体，例如黑云母片麻岩、花岗岩、花岗闪长岩等.干热岩本身有很高的温度，温度范围较广，呈干热状态.由于目前钻探技术的成熟，且热能系统不要求岩石具有孔渗条件和含有流体，干热岩可以作为热能资源加以利用.现阶段，干热岩地热资源是专指埋深较浅、温度较高、有开发经济价值的热岩体，保守估计地壳中干热岩(3~10 km深处)所蕴含的能量相当于全球所有石油、天然气和煤炭所蕴藏能量的 30 倍(许天福等，2012).我国干热岩储量丰富，分布比较广泛，蕴藏热能十分巨大，我国大陆地区干热岩地热储量为21×10⁶ EJ，而 2010 年我国总能耗为95. 2 EJ，如果同样假定 2% 的开发利用率，干热岩地热资源可以满足我国4400 年左右的能耗所需(郭剑等，2014).对于判断某处是否有干热岩的利用潜力，最明显的标志有地温梯度是否有异常或者地下一定深度(例如 2000~5000 m范围内)温度是否达到150 ℃及以上.

增强型地热系统的开发与利用整个过程可大致分为资源勘查与选址、 人工储层的建造、 地热田的建立、 地热田的开采和监测四个阶段(王晓星等，2012).对于勘查阶段，需要用到地球物理方法.干热岩作为一种地热资源，结合水热型地热开发的地球物理方法及干热岩自身特性，可归纳出以下几种针对于干热岩勘探的地球物理方法(Heiken et al.，1983；曾昭发等，2012)：

(1)地热流动性方法. 该方法是最直接的方法.研究地区常选在热梯度正常，深度大，相对绝缘的沉积岩地区或高产热量的地区(如花岗岩区域，上覆沉积盖层).这种方法关键点在于确定高热流区域、确定基底温度、测量基底温度、测量岩石热导率和热产量的岩芯、对基底顶部的温度、基底产热量、基底表面的热流和表面热流进行研究等.

(2)地震方法.地震方法是用于确定地壳结构以及与热相关但非直接的地热结论(如利用地震方法可以帮助确定地下地层分布，但地层分布并不能直接说明地热现象).本方法适用于定位由热液或岩浆加热而表现出的干扰区.地震采用如下方法描述可能的干热岩储层：利用远震P、S波结构确定三维结构；P、S波速度的确定，针对于泊松比及品质因子进行研究等.

(3)大地电磁方法.由于岩石导电性受其含水量和温度影响较大，因而电磁法在地热勘探中具有着重要的作用.

(4)重力和磁法.由于可以进行大面积的重磁测量，且重磁数据温度、侵入体、大地构造格架有明显的相关关系.因而利用重磁数据进行大范围的干热岩靶区圈定有着独特的优势.

针对于国内外的干热岩勘探与开发进展.在澳大利亚中部Cooper盆地地区，其沉积岩之下有着大量的高温的花岗岩体，利用三维重力反演以及三维图像上所出现的“裂缝”区解释了基底之下的低密度区域，最终在沉积岩之下的3000m，寻找到了干热岩赋存区域.Meixner等(2014)在Hatchobaru地区利用59个观测站进行微重监测，最终通过微小的重力值变化程度得出了干热岩区域开发时的储层物质流失情况储层物质的流失.随着时间维度的引入，诸如意大利的Mount Etna地区的应用实例，可以监测到火山以及地下地热变化情况(Williams-Jones et al.，2008).美国新墨西哥州芬登山也是在满足地球物理条件、地质构造等基础上，干热岩的勘探与开发得到了进一步的发展(Sasada，1989).

我国对干热岩的研究起步较晚，1993-1995年，在北京进行了与干热岩有关的试验工作.2007年，中国能源研究会与澳大利亚Petratherm公司进行合作，采集一些干热岩试验样品，并对其进行了分析测试、模型研究等工作.2010年，福建某公司开展晋江地域EGS工程及地震检测试验项目.2012-2014年，在青海贵德、共和盆地开展了有关钻探与试验工作.该地区进行了大量的地质与地球物理工 作.重力异常结果中，该盆地共和县城存在一个“凹陷”，存在一 个椭圆形重力低区域.所反演的基 底深度为3000~4000 m.但该结果不符合其他地球物理方法所得的结论，其原因在于重力反演基底深度时只考虑了盖层和基底之间的密度差，视为单一密度界面反演，忽略了基底内花岗岩有低密度影响的横向不均匀性，使得推断基底偏深.将低缓磁异常反映出的隐伏磁性体与地质构造共同对应之后，寻找到了当地花岗岩带的分布(薛建球等2013).

本文将以干热岩形成因素分析出发，给出重磁方法勘探干热岩的思路，以松辽盆地为研究区域，通过对所获得重力和磁法资料，进行处理反演，进行重磁异常特征解释，根据地质界面深度及地质构造，结合已知区域地热梯度的变化规律，给出三个干热岩靶区，并给予初步评价.

结合地热形成的因素，可以得到影响干热岩形成及分布的因素(刘天佑，1993)有以下6种：

(1)上地幔的隆起和居里面深度较浅

对于地壳的热能而言，其往往是受到地球内热能和外热能的影响.地球的外热能仅仅能影响到地球表面不太深的地方(通常小于100 m)，因而地球的内热能对于地温梯度有着重要的影响.如果莫霍面深度小于平均莫霍面深度，上地幔处于隆起的状态，烘烤强，使其可以成为干热岩的热能主要来源.此外，居里面深度如果较浅，也可间接反映出该地区地热为高值状态.

(2)大范围的花岗岩的分布

花岗岩作为干热岩的组成岩石之一，中放射性元素的存在，其产热率较高，可以提供热源.

(3)断裂的分布

大量断裂的存在，一方面在断层产生过程中机械摩擦可以产生部分热量，另一方面，断层也是地下热量向上传递的良好的通道，故深大断层的存在也是影响局部地热异常产生的因素之一.

(4)褶皱

C. T 杜曼斯基于1964年指出了多林库司效应，即：构造是影响和控制地温的因素之一，背斜构造具有聚热效应，向斜构造具有散热效应.因而在背斜构造区域存在干热岩的可能性也较大.

(5)岩性不同岩性的岩石其导热率不同

这也会使得获得的地热梯度有差异.热导率低的岩石具有高的地温梯度，热导率高的岩石具有较低的地温梯度.岩性在地热分布上有着一定的控制作用.

(6)地下水

地下水具有较高的热导率，因此地下水分布，也是影响干热岩分布的因素之一.

利用重磁方法进行干热岩前期勘探有着较大的优势，因而结合重磁勘探的应用及影响干热岩生成的因素，给出圈定干热岩靶区的思路：

(1)针对于重力数据，进行处理，反演莫霍面深度，圈定莫霍面深度较浅的区域，针对于磁异常数据，进行处理，反演出居里面深度，确定基底起伏的情况，圈画出莫霍面及居里面深度较浅的区域；

(2)利用反演出的居里面深度，利用已知的近地表地热梯度，勾画出地下深层的地温和地温梯度变化情况.寻找出地温高温场所在的区域，进一步缩小干热岩靶区区域；

(3)对重磁数据进行常规处理及构造增强欧拉反褶积，进行重力场源分离，重磁对应分析等处理，结合地质资料，进一步圈定有利于地热汇集的褶皱、断裂及花岗岩区域，缩小范围，最终确定干热岩靶区.

松辽盆地位于郯庐断裂带的西部，地跨东北三省及部分内蒙古自治区，面积约 26×10⁴ km²，孕育了世界上最大的陆相油田-大庆油田. 在地质上，松辽盆地西部及北部是大兴安岭-内蒙海西褶皱带，东北部和东部为黑龙江、吉林海西褶皱，南部以东西向断层与内蒙地轴相隔，依兰-伊通断裂带从它的东边界通过(刘殿秘等，2007)松辽盆地从地貌上是嫩江、松花江、辽河水系流经的平原沼泽区，地面海拔为120~300 m，属中、新生代形成的大型陆相近海湖成盆地，既是一个四周高起、中间低凹的地貌盆地，也是一个地质上的沉积盆地，属于非海相盆地.其基底是指侏罗系以下的地层岩体，主要为石炭二叠系浅变质岩系及不同时代的侵入岩体.

史若珩等(1977)根据地震资料和钻井资料解释而获得的基底岩性分布图(图 1).针对于岩性，基底岩性以千枚岩、泥质板岩、结晶灰岩等浅变质岩为主，同时还有片麻岩、片岩及花岗岩和闪长岩类.从导热性来说，这些变质及侵入岩的热导率相对较高，下部热流向上覆盖层传导创造良好的条件.同时，花岗岩产热率在所有岩石中最高的，可起到局部热源的作用.(朱焕来，2011)从花岗岩的分布而言，较为广泛，主要分布在基底断裂及褶皱的周边地区以及盆地边界一带.另外，有关地质资料也表明本地区基底埋深在0.8~7 km范围的变化(刘殿秘，2008).

图 1

Fig. 1

图 1 松辽盆地中北部构造基底纲要图 (据史若珩，1977) 1：复式背斜轴线；2：复试向斜轴线；3：基地断裂；4：板岩、千枚岩； 5：碳酸盐岩类；6：片麻岩、片岩；7：花岗岩类；8：盆地现今边界. Fig. 1 The basement structural framework of Songliao Basin(Shi，1977)

对于基底岩石物性，酸性岩，包括花岗岩、流纹岩等总体表现为中低密、弱磁的特征.中基性岩，包括闪长岩、辉长岩、安山岩、玄武岩、安山质凝灰岩等，总体为强磁高密，表现为强正磁异常，高重力正异常.动力变质岩(糜棱岩)和区域变质岩中的浅变质砂岩、粉砂岩、泥岩、千枚岩、板岩等的密度较高，所引起的地球物理异常为负磁异常，强重力正异常.

对于松辽盆地布格重力异常而言，其变化平稳，多呈正异常值，异常梯度比较小，带内具有南、北分块的特点.小兴安岭地区异常多为负值，异常走向沿小兴安岭山脉呈北西向展布，没有明显走向.盆地区域异常比较平缓，异常总体走向北东，但具有北西的间断以及局部南北向异常走向.对于磁异常，其以松辽盆地为中心，盆地周围的异常值大小、走向与形态迥然不同. 盆地内磁异常形态舒缓，异常值-200~300 nT；航磁异常方向主要有NE-NNE向、EW向和SN向，其中NE-NNE 向是研究区的主要磁异常方向.

针对所获的数据，进行了延拓，比对确定了向上延拓9 km后的场值作为本研究区的区域场.利用该区域场值，运用Park法，综合本地区部分地震剖面给出的莫霍面深度(杨宝俊等，2003)，绘制出了图 4的莫霍面深度图.根据磁区域场数据，及居里面平均深度20 km(胡旭芝等2006)，求取了居里面深度图(图 5).通过欧拉反褶积处理(图 6、图 7)、方向导数的求取，初步划明了断裂构造.利用重磁分析对应的原理(曾昭发，2006；吴真玮，2015)，给出了研究区基底岩性分布图.(图 8)

图 2

Fig. 2

图 2 研究区布格重力异常图 Fig. 2 Bouguer gravity abnormal map

图 3

Fig. 3

图 3 研究区航磁异常图 Fig. 3 Areomagnetic abnormal map

图 4

Fig. 4

图 4 研究区莫霍面平面等值线图 Fig. 4 Moho depth map in the study area

图 5

Fig. 5

图 5 研究区居里面深度图 Fig. 5 Curie depth map

图 6

Fig. 6

图 6 重力欧拉反褶积计算结果图 Fig. 6 Gravity Euler deconvolution map

图 7

Fig. 7

图 7 磁数据欧拉反褶积计算结果图 Fig. 7 Magnetic Euler deconvolution map

图 8

Fig. 8

图 8 松辽盆地基底岩性分布 Fig. 8 Basement lithology distribution in Songliao Basin

如图 9所示，研究区地温梯度地热梯度变化范围大，从26~57 ℃/km，从盆地边缘向中心依次增大，大致呈马鞍状轴对称分布，轴向为北东——南西向.最大值在中央坳陷区.且以松原至哈尔滨一线为轴的北西南东2 km左右的范围内存在明显的高值区，达48~57 ℃/km.有关资料表明.地热异常面积达到7.98平方公里.为盆地总面积的2/3以上.从地热角度来说，其具有非常高的地热场及形成地热资源的良好的热场背景.红框所示的高地热梯度区为圈定干热岩靶区进一步缩小了范围.

图 9

Fig. 9

图 9 由钻井资料绘制的研究区地热梯度平面等值线图(据刘耀光，1982) Fig. 9 Isothermal gradient map using theborehole data in the study area

另外，将地温梯度认为其随地下深度变化而变化(刘益中等，2012)，最后计算出不同深度的地温梯度及地温(如图 10a~10f所示)

图 10

Fig. 10

图 10 (a)深度为1 km的温度分布等值线图;(b)深度为2 km的温度分布等值线图; (c)深度为3 km的温度分布等值线图;(d)深度为1 km的地温梯度分布等值线图; (e)深度为2 km的地温梯度分布等值线图;(f)深度为3 km的地温梯度分布等值线图 Fig. 10 (a)The temperature contour map of 1 km depth;(b)The temperature contour map of 2 km depth; (c)The temperature contour map of 3 km depth;(d)The geothermal gradient map of 1 km depth; (e)The t geothermal gradient map of 2 km depth;(f)The geothermal gradient map of 3 km depth

图 10a~10f表示出了通过所计算出的深度分别在1 km，2 km，3 km对应下的温度及地温梯度平面等值线图.这些图可以十分直观的表现出岩层温度及地温梯度的变化情况.同一深度，盆地中央温度高，边部温度低.且高地热带呈V字形分布.松辽盆地的高异常梯度，使得在3 km的深度时，部分地区地温就可以达到150 ℃.

综合以上数据处理结果，可以发现松辽盆地有着存在干热岩的条件：

根据重力数据及航磁数据分别计算出的研究区的莫霍面及居里面深度，在松辽盆地中部及北部深度表现均较浅，可视作为干热岩的赋存主要热源之一.从基底纲要图及所

获得的基底岩性图，松辽盆地赋存有大量花岗岩，有关地质资料表明，其深度可达5~13 km.利用重磁常规处理结果结合地质资料也发现本地区赋存了大量基底断裂，为热量向上传递提供了良好的通道.结合地层温度分布情况，可以发现褶皱分布对地温分布也有着较大的影响.例如在两条向斜轴线附近区域，地球物理数据上表现为莫霍面、重力基底深度、磁性顶界面深度呈高值，即使有着大范围花岗岩的分布，同背斜轴线附近的区域相比，地热梯度值也较低.地质资料表明嫩江组的一段岩石，主要为黑色块状泥岩.泥岩热导率低，因而嫩江组一段有较高的地温梯度.姚家组则主要为变质岩类，热导率高，所以该层地温梯度较低.水文资料表现出地下水对松辽盆地地热影响较小.

根据本文所给出的干热岩靶区圈定思路，首先勾画出松辽盆地莫霍面及居里面较浅的区域，即松辽盆地中部及北部的大范围区域.根据所求的的不同地层的温度值，将范围缩小至高温区域.根据所获得的断裂、褶皱、花岗岩等地质信息，最终给出如图 11所示的干热岩赋存区域.

图 11

Fig. 11

图 11 干热岩靶区位置示意图(底图为基底岩性及地温梯度等值线图) 3个靶区为(图11)：1) 松原——哈尔滨连线一带；2)大庆北部区域； 3) 洮南——齐齐哈尔所在的背斜褶皱一带. Fig. 11 The area of the HDR (The base map is the lithology distribution and the geothermal gradient map)

针对于以上3个靶区的评价，从给出的形成机制而言，靶区3为Ⅰ级，其所处的区域构造为背斜易于储热，且有大量花岗岩的分布，莫霍面和居里面深度均浅.靶区1尽管表现的地温值高，但是所处区域为一向斜轴所处区域，且花岗岩分布一般，居里面深度较浅一些，所以定位Ⅱ级.对于靶区2，其没有明显的褶皱构造，花岗岩分布一般，有片麻岩和其它一些沉积岩的分布，莫霍面和居里面深度较浅，也将其定位为Ⅱ级.因此在进一步勘探中建议优先在Ⅰ区域中寻找.

由于干热岩在我国仍是探索阶段，因此还有很多问题需要解决，例如模型模拟，地球物理特征值计算等，这些均是下一步理论方面需要研究的内容.实际工作方面，对给出的三个区域进行重力和磁法精测，大地电磁测深等工作，缩小研究范围，圈定更大比例尺的干热岩可能存在的地区，进而结合有关项目进行钻探来勘探开发.这些工作均可使得地球物理方法研究干热岩得到进一步的发展.

致 谢 感谢审稿专家和编辑们的支持和帮助.