地热资源评价

发布网友 发布时间：2022-04-24 03:46

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热心网友 时间：2023-10-25 20:51

国内外用于评价地热资源的方法大体上分为两类，一类是用基于容积法的热储法计算地热资源量或热水资源量，然后再用诸如回归法等方法求解可采的地热资源量；另一类是建立热水运移或热量传输的微分方程，运用解析法或数值法求解，对地下热水的开采动态进行模拟和预测。

用热储法计算地热资源量，其计算公式为：

深层地下热水运移的三维数值模拟

式中：QR——地热资源量，kcal；

A——热储层面积，m²;

M——热储层厚度，m；

T_r——热储层温度，℃；

T_j——基准温度（当地地下恒温层温度或年平均气温），℃；

——热储层岩石和水的平均热容量，kcal/m³·℃。

该方法简单易行，只需确定热储层有关参数，便可计算出地热资源量，因而极为常用。但计算结果只是得到一个静态的地热资源总量，一般在地热勘探初期对地热开发有指导意义。

天津市先后完成的王兰庄地热田和山岭子地热田勘探报告（卢润等，1987；陈振霞等，1991）中，均用热储法估算了勘探范围内的地热资源量，并用容积法计算了热水的静储量，然后建立总开采量和水位降深的回归方程，求得可采量，对个别热储层还用平均布井法计算可采量。沈显杰（1986a,1986b）曾用热储法计算了*羊八井高温地热田的各类地热资源量，并把可采的地热资源换算成相应的发电潜力，又用质量平衡法对地热开发动态进行预测。马刚（1990）对华北平原北部地热以深度2000m及3000m为下限分别计算了经济型地热资源和亚经济型地热资源。郑克棪（1993）建立了热储层观测井月平均水位标高与当月、上月，直至前4个月开采量的复相关方程，用来预测北京市东南地热田的可采资源量。

前人研究地下热水运移的数学模型大体上有三种情形：有些学者在研究地热资源评价时，只注重研究地下热水的运动，不考虑热量的传输；另外一些学者只注重研究热量的运移，忽视地下水运动的影响；也有一些学者同时描述水－热系统中水和热量的运移。早在20世纪60、70年代，国外已有学者研究地下水运动对地温场的影响（庞忠和，1987a,1987b），后来相继出现各种定量模型，如捷克学者Cermak和Jetel（1982）在研究波希米亚盆地热流与地下水运动关系时，提出一个上下均有隔水层的单一水平含水层模型，描述地下水水平流动引起的热对流，并给出了温度分布的解析解和算例。Eckstein等（1985）用二维解析模型模拟了尼加拉瓜Momotombo地热田钻井不同深度处温度随时间的变化。卢润等（1987）在研究王兰庄地热田时，选择一条长17km、深2000m的剖面对稳定态地温场进行剖面二维数值模拟。Lu等（1996）利用扩展的一维模型描述一个理想的半承压含水层剖面上的温度分布。薛禹群等（1990）在对上海市结合地面沉降的防治而进行的贮能试验研究时，建立了含热机械弥散项的热量运移方程，并给出了数值解法和算例。Pizzi等（1984）和Brandi等（1986），曾建立天津市区地下热水水流的准三维流数值模型，但未考虑温度场的变化，并受当时勘探程度的*，模型刻画不够细致。许广森等（1995）对天津市山岭子地热田基岩热水依据双重介质裂隙水流理论建立非稳定态裂隙流的开采预测模型，其中裂隙区单元采用垂向差分准三维模型，岩块区为平面二维模型。范锡朋等（1995）对福州市第四系热水层建立平面二维非稳定流模型，根据水热均衡计算讨论了地热田水量及其衰减状况，并根据热水开采区地下水位降落漏斗的发展估计了地面沉降可能的发展规模。Huyakorn等（1983）是较早给出多孔介质中能量运移方程一般表达式的研究者，并探讨了方程的数值解法，为研究深层地下热水的运移奠定了理论基础。张志辉等（1995）建立了考虑自然对流的地下热水运移的三维流模型，并结合上海市西郊的一个承压含水层储能试验给出了一个简单的算例。Ondrak等（1999）建立了热量和质量运移的耦合数值模型，模拟一个脉状地热系统的温度和矿物沉淀随时、空的变化。福斯特等（1979）则建立了水－热系统中液态水和蒸汽同时存在的双相流动数学模型，并应用于新西兰的蒸汽型地热田的计算。

总的看来，地热资源评价从计算地热资源总量发展到研究地下热水的运移，从单一描述地下热水的运动或热量的运移到同时描述地下热水水流和热量运移，从一维模型到二维模型再到三维模型，逐渐趋于深入。在以往的文献报道中，从稳定流到非稳定流，有关模型的理论推导探讨得较多，在实际应用方面对水流的模拟较为容易，但对温度场的模拟研究仍然是薄弱的环节。这是因为影响温度场的因素较多，模型描述未必能全面考虑到这些因素，同时也因为温度场的野外观测资料很难系统地获取。

热心网友 时间：2023-10-25 20:51

国内外用于评价地热资源的方法大体上分为两类，一类是用基于容积法的热储法计算地热资源量或热水资源量，然后再用诸如回归法等方法求解可采的地热资源量；另一类是建立热水运移或热量传输的微分方程，运用解析法或数值法求解，对地下热水的开采动态进行模拟和预测。

用热储法计算地热资源量，其计算公式为：

深层地下热水运移的三维数值模拟

式中：QR——地热资源量，kcal；

A——热储层面积，m²;

M——热储层厚度，m；

T_r——热储层温度，℃；

T_j——基准温度（当地地下恒温层温度或年平均气温），℃；

——热储层岩石和水的平均热容量，kcal/m³·℃。

该方法简单易行，只需确定热储层有关参数，便可计算出地热资源量，因而极为常用。但计算结果只是得到一个静态的地热资源总量，一般在地热勘探初期对地热开发有指导意义。

天津市先后完成的王兰庄地热田和山岭子地热田勘探报告（卢润等，1987；陈振霞等，1991）中，均用热储法估算了勘探范围内的地热资源量，并用容积法计算了热水的静储量，然后建立总开采量和水位降深的回归方程，求得可采量，对个别热储层还用平均布井法计算可采量。沈显杰（1986a,1986b）曾用热储法计算了*羊八井高温地热田的各类地热资源量，并把可采的地热资源换算成相应的发电潜力，又用质量平衡法对地热开发动态进行预测。马刚（1990）对华北平原北部地热以深度2000m及3000m为下限分别计算了经济型地热资源和亚经济型地热资源。郑克棪（1993）建立了热储层观测井月平均水位标高与当月、上月，直至前4个月开采量的复相关方程，用来预测北京市东南地热田的可采资源量。

前人研究地下热水运移的数学模型大体上有三种情形：有些学者在研究地热资源评价时，只注重研究地下热水的运动，不考虑热量的传输；另外一些学者只注重研究热量的运移，忽视地下水运动的影响；也有一些学者同时描述水－热系统中水和热量的运移。早在20世纪60、70年代，国外已有学者研究地下水运动对地温场的影响（庞忠和，1987a,1987b），后来相继出现各种定量模型，如捷克学者Cermak和Jetel（1982）在研究波希米亚盆地热流与地下水运动关系时，提出一个上下均有隔水层的单一水平含水层模型，描述地下水水平流动引起的热对流，并给出了温度分布的解析解和算例。Eckstein等（1985）用二维解析模型模拟了尼加拉瓜Momotombo地热田钻井不同深度处温度随时间的变化。卢润等（1987）在研究王兰庄地热田时，选择一条长17km、深2000m的剖面对稳定态地温场进行剖面二维数值模拟。Lu等（1996）利用扩展的一维模型描述一个理想的半承压含水层剖面上的温度分布。薛禹群等（1990）在对上海市结合地面沉降的防治而进行的贮能试验研究时，建立了含热机械弥散项的热量运移方程，并给出了数值解法和算例。Pizzi等（1984）和Brandi等（1986），曾建立天津市区地下热水水流的准三维流数值模型，但未考虑温度场的变化，并受当时勘探程度的*，模型刻画不够细致。许广森等（1995）对天津市山岭子地热田基岩热水依据双重介质裂隙水流理论建立非稳定态裂隙流的开采预测模型，其中裂隙区单元采用垂向差分准三维模型，岩块区为平面二维模型。范锡朋等（1995）对福州市第四系热水层建立平面二维非稳定流模型，根据水热均衡计算讨论了地热田水量及其衰减状况，并根据热水开采区地下水位降落漏斗的发展估计了地面沉降可能的发展规模。Huyakorn等（1983）是较早给出多孔介质中能量运移方程一般表达式的研究者，并探讨了方程的数值解法，为研究深层地下热水的运移奠定了理论基础。张志辉等（1995）建立了考虑自然对流的地下热水运移的三维流模型，并结合上海市西郊的一个承压含水层储能试验给出了一个简单的算例。Ondrak等（1999）建立了热量和质量运移的耦合数值模型，模拟一个脉状地热系统的温度和矿物沉淀随时、空的变化。福斯特等（1979）则建立了水－热系统中液态水和蒸汽同时存在的双相流动数学模型，并应用于新西兰的蒸汽型地热田的计算。

总的看来，地热资源评价从计算地热资源总量发展到研究地下热水的运移，从单一描述地下热水的运动或热量的运移到同时描述地下热水水流和热量运移，从一维模型到二维模型再到三维模型，逐渐趋于深入。在以往的文献报道中，从稳定流到非稳定流，有关模型的理论推导探讨得较多，在实际应用方面对水流的模拟较为容易，但对温度场的模拟研究仍然是薄弱的环节。这是因为影响温度场的因素较多，模型描述未必能全面考虑到这些因素，同时也因为温度场的野外观测资料很难系统地获取。

热心网友 时间：2023-10-25 20:51

国内外用于评价地热资源的方法大体上分为两类，一类是用基于容积法的热储法计算地热资源量或热水资源量，然后再用诸如回归法等方法求解可采的地热资源量；另一类是建立热水运移或热量传输的微分方程，运用解析法或数值法求解，对地下热水的开采动态进行模拟和预测。

用热储法计算地热资源量，其计算公式为：

深层地下热水运移的三维数值模拟

式中：QR——地热资源量，kcal；

A——热储层面积，m²;

M——热储层厚度，m；

T_r——热储层温度，℃；

T_j——基准温度（当地地下恒温层温度或年平均气温），℃；

——热储层岩石和水的平均热容量，kcal/m³·℃。

该方法简单易行，只需确定热储层有关参数，便可计算出地热资源量，因而极为常用。但计算结果只是得到一个静态的地热资源总量，一般在地热勘探初期对地热开发有指导意义。

天津市先后完成的王兰庄地热田和山岭子地热田勘探报告（卢润等，1987；陈振霞等，1991）中，均用热储法估算了勘探范围内的地热资源量，并用容积法计算了热水的静储量，然后建立总开采量和水位降深的回归方程，求得可采量，对个别热储层还用平均布井法计算可采量。沈显杰（1986a,1986b）曾用热储法计算了*羊八井高温地热田的各类地热资源量，并把可采的地热资源换算成相应的发电潜力，又用质量平衡法对地热开发动态进行预测。马刚（1990）对华北平原北部地热以深度2000m及3000m为下限分别计算了经济型地热资源和亚经济型地热资源。郑克棪（1993）建立了热储层观测井月平均水位标高与当月、上月，直至前4个月开采量的复相关方程，用来预测北京市东南地热田的可采资源量。

前人研究地下热水运移的数学模型大体上有三种情形：有些学者在研究地热资源评价时，只注重研究地下热水的运动，不考虑热量的传输；另外一些学者只注重研究热量的运移，忽视地下水运动的影响；也有一些学者同时描述水－热系统中水和热量的运移。早在20世纪60、70年代，国外已有学者研究地下水运动对地温场的影响（庞忠和，1987a,1987b），后来相继出现各种定量模型，如捷克学者Cermak和Jetel（1982）在研究波希米亚盆地热流与地下水运动关系时，提出一个上下均有隔水层的单一水平含水层模型，描述地下水水平流动引起的热对流，并给出了温度分布的解析解和算例。Eckstein等（1985）用二维解析模型模拟了尼加拉瓜Momotombo地热田钻井不同深度处温度随时间的变化。卢润等（1987）在研究王兰庄地热田时，选择一条长17km、深2000m的剖面对稳定态地温场进行剖面二维数值模拟。Lu等（1996）利用扩展的一维模型描述一个理想的半承压含水层剖面上的温度分布。薛禹群等（1990）在对上海市结合地面沉降的防治而进行的贮能试验研究时，建立了含热机械弥散项的热量运移方程，并给出了数值解法和算例。Pizzi等（1984）和Brandi等（1986），曾建立天津市区地下热水水流的准三维流数值模型，但未考虑温度场的变化，并受当时勘探程度的*，模型刻画不够细致。许广森等（1995）对天津市山岭子地热田基岩热水依据双重介质裂隙水流理论建立非稳定态裂隙流的开采预测模型，其中裂隙区单元采用垂向差分准三维模型，岩块区为平面二维模型。范锡朋等（1995）对福州市第四系热水层建立平面二维非稳定流模型，根据水热均衡计算讨论了地热田水量及其衰减状况，并根据热水开采区地下水位降落漏斗的发展估计了地面沉降可能的发展规模。Huyakorn等（1983）是较早给出多孔介质中能量运移方程一般表达式的研究者，并探讨了方程的数值解法，为研究深层地下热水的运移奠定了理论基础。张志辉等（1995）建立了考虑自然对流的地下热水运移的三维流模型，并结合上海市西郊的一个承压含水层储能试验给出了一个简单的算例。Ondrak等（1999）建立了热量和质量运移的耦合数值模型，模拟一个脉状地热系统的温度和矿物沉淀随时、空的变化。福斯特等（1979）则建立了水－热系统中液态水和蒸汽同时存在的双相流动数学模型，并应用于新西兰的蒸汽型地热田的计算。

总的看来，地热资源评价从计算地热资源总量发展到研究地下热水的运移，从单一描述地下热水的运动或热量的运移到同时描述地下热水水流和热量运移，从一维模型到二维模型再到三维模型，逐渐趋于深入。在以往的文献报道中，从稳定流到非稳定流，有关模型的理论推导探讨得较多，在实际应用方面对水流的模拟较为容易，但对温度场的模拟研究仍然是薄弱的环节。这是因为影响温度场的因素较多，模型描述未必能全面考虑到这些因素，同时也因为温度场的野外观测资料很难系统地获取。

热心网友 时间：2023-10-25 20:51

国内外用于评价地热资源的方法大体上分为两类，一类是用基于容积法的热储法计算地热资源量或热水资源量，然后再用诸如回归法等方法求解可采的地热资源量；另一类是建立热水运移或热量传输的微分方程，运用解析法或数值法求解，对地下热水的开采动态进行模拟和预测。

用热储法计算地热资源量，其计算公式为：

深层地下热水运移的三维数值模拟

式中：QR——地热资源量，kcal；

A——热储层面积，m²;

M——热储层厚度，m；

T_r——热储层温度，℃；

T_j——基准温度（当地地下恒温层温度或年平均气温），℃；

——热储层岩石和水的平均热容量，kcal/m³·℃。

该方法简单易行，只需确定热储层有关参数，便可计算出地热资源量，因而极为常用。但计算结果只是得到一个静态的地热资源总量，一般在地热勘探初期对地热开发有指导意义。

天津市先后完成的王兰庄地热田和山岭子地热田勘探报告（卢润等，1987；陈振霞等，1991）中，均用热储法估算了勘探范围内的地热资源量，并用容积法计算了热水的静储量，然后建立总开采量和水位降深的回归方程，求得可采量，对个别热储层还用平均布井法计算可采量。沈显杰（1986a,1986b）曾用热储法计算了*羊八井高温地热田的各类地热资源量，并把可采的地热资源换算成相应的发电潜力，又用质量平衡法对地热开发动态进行预测。马刚（1990）对华北平原北部地热以深度2000m及3000m为下限分别计算了经济型地热资源和亚经济型地热资源。郑克棪（1993）建立了热储层观测井月平均水位标高与当月、上月，直至前4个月开采量的复相关方程，用来预测北京市东南地热田的可采资源量。

前人研究地下热水运移的数学模型大体上有三种情形：有些学者在研究地热资源评价时，只注重研究地下热水的运动，不考虑热量的传输；另外一些学者只注重研究热量的运移，忽视地下水运动的影响；也有一些学者同时描述水－热系统中水和热量的运移。早在20世纪60、70年代，国外已有学者研究地下水运动对地温场的影响（庞忠和，1987a,1987b），后来相继出现各种定量模型，如捷克学者Cermak和Jetel（1982）在研究波希米亚盆地热流与地下水运动关系时，提出一个上下均有隔水层的单一水平含水层模型，描述地下水水平流动引起的热对流，并给出了温度分布的解析解和算例。Eckstein等（1985）用二维解析模型模拟了尼加拉瓜Momotombo地热田钻井不同深度处温度随时间的变化。卢润等（1987）在研究王兰庄地热田时，选择一条长17km、深2000m的剖面对稳定态地温场进行剖面二维数值模拟。Lu等（1996）利用扩展的一维模型描述一个理想的半承压含水层剖面上的温度分布。薛禹群等（1990）在对上海市结合地面沉降的防治而进行的贮能试验研究时，建立了含热机械弥散项的热量运移方程，并给出了数值解法和算例。Pizzi等（1984）和Brandi等（1986），曾建立天津市区地下热水水流的准三维流数值模型，但未考虑温度场的变化，并受当时勘探程度的*，模型刻画不够细致。许广森等（1995）对天津市山岭子地热田基岩热水依据双重介质裂隙水流理论建立非稳定态裂隙流的开采预测模型，其中裂隙区单元采用垂向差分准三维模型，岩块区为平面二维模型。范锡朋等（1995）对福州市第四系热水层建立平面二维非稳定流模型，根据水热均衡计算讨论了地热田水量及其衰减状况，并根据热水开采区地下水位降落漏斗的发展估计了地面沉降可能的发展规模。Huyakorn等（1983）是较早给出多孔介质中能量运移方程一般表达式的研究者，并探讨了方程的数值解法，为研究深层地下热水的运移奠定了理论基础。张志辉等（1995）建立了考虑自然对流的地下热水运移的三维流模型，并结合上海市西郊的一个承压含水层储能试验给出了一个简单的算例。Ondrak等（1999）建立了热量和质量运移的耦合数值模型，模拟一个脉状地热系统的温度和矿物沉淀随时、空的变化。福斯特等（1979）则建立了水－热系统中液态水和蒸汽同时存在的双相流动数学模型，并应用于新西兰的蒸汽型地热田的计算。

总的看来，地热资源评价从计算地热资源总量发展到研究地下热水的运移，从单一描述地下热水的运动或热量的运移到同时描述地下热水水流和热量运移，从一维模型到二维模型再到三维模型，逐渐趋于深入。在以往的文献报道中，从稳定流到非稳定流，有关模型的理论推导探讨得较多，在实际应用方面对水流的模拟较为容易，但对温度场的模拟研究仍然是薄弱的环节。这是因为影响温度场的因素较多，模型描述未必能全面考虑到这些因素，同时也因为温度场的野外观测资料很难系统地获取。

热心网友 时间：2023-10-25 20:51

国内外用于评价地热资源的方法大体上分为两类，一类是用基于容积法的热储法计算地热资源量或热水资源量，然后再用诸如回归法等方法求解可采的地热资源量；另一类是建立热水运移或热量传输的微分方程，运用解析法或数值法求解，对地下热水的开采动态进行模拟和预测。

用热储法计算地热资源量，其计算公式为：

深层地下热水运移的三维数值模拟

式中：QR——地热资源量，kcal；

A——热储层面积，m²;

M——热储层厚度，m；

T_r——热储层温度，℃；

T_j——基准温度（当地地下恒温层温度或年平均气温），℃；

——热储层岩石和水的平均热容量，kcal/m³·℃。

该方法简单易行，只需确定热储层有关参数，便可计算出地热资源量，因而极为常用。但计算结果只是得到一个静态的地热资源总量，一般在地热勘探初期对地热开发有指导意义。

天津市先后完成的王兰庄地热田和山岭子地热田勘探报告（卢润等，1987；陈振霞等，1991）中，均用热储法估算了勘探范围内的地热资源量，并用容积法计算了热水的静储量，然后建立总开采量和水位降深的回归方程，求得可采量，对个别热储层还用平均布井法计算可采量。沈显杰（1986a,1986b）曾用热储法计算了*羊八井高温地热田的各类地热资源量，并把可采的地热资源换算成相应的发电潜力，又用质量平衡法对地热开发动态进行预测。马刚（1990）对华北平原北部地热以深度2000m及3000m为下限分别计算了经济型地热资源和亚经济型地热资源。郑克棪（1993）建立了热储层观测井月平均水位标高与当月、上月，直至前4个月开采量的复相关方程，用来预测北京市东南地热田的可采资源量。

前人研究地下热水运移的数学模型大体上有三种情形：有些学者在研究地热资源评价时，只注重研究地下热水的运动，不考虑热量的传输；另外一些学者只注重研究热量的运移，忽视地下水运动的影响；也有一些学者同时描述水－热系统中水和热量的运移。早在20世纪60、70年代，国外已有学者研究地下水运动对地温场的影响（庞忠和，1987a,1987b），后来相继出现各种定量模型，如捷克学者Cermak和Jetel（1982）在研究波希米亚盆地热流与地下水运动关系时，提出一个上下均有隔水层的单一水平含水层模型，描述地下水水平流动引起的热对流，并给出了温度分布的解析解和算例。Eckstein等（1985）用二维解析模型模拟了尼加拉瓜Momotombo地热田钻井不同深度处温度随时间的变化。卢润等（1987）在研究王兰庄地热田时，选择一条长17km、深2000m的剖面对稳定态地温场进行剖面二维数值模拟。Lu等（1996）利用扩展的一维模型描述一个理想的半承压含水层剖面上的温度分布。薛禹群等（1990）在对上海市结合地面沉降的防治而进行的贮能试验研究时，建立了含热机械弥散项的热量运移方程，并给出了数值解法和算例。Pizzi等（1984）和Brandi等（1986），曾建立天津市区地下热水水流的准三维流数值模型，但未考虑温度场的变化，并受当时勘探程度的*，模型刻画不够细致。许广森等（1995）对天津市山岭子地热田基岩热水依据双重介质裂隙水流理论建立非稳定态裂隙流的开采预测模型，其中裂隙区单元采用垂向差分准三维模型，岩块区为平面二维模型。范锡朋等（1995）对福州市第四系热水层建立平面二维非稳定流模型，根据水热均衡计算讨论了地热田水量及其衰减状况，并根据热水开采区地下水位降落漏斗的发展估计了地面沉降可能的发展规模。Huyakorn等（1983）是较早给出多孔介质中能量运移方程一般表达式的研究者，并探讨了方程的数值解法，为研究深层地下热水的运移奠定了理论基础。张志辉等（1995）建立了考虑自然对流的地下热水运移的三维流模型，并结合上海市西郊的一个承压含水层储能试验给出了一个简单的算例。Ondrak等（1999）建立了热量和质量运移的耦合数值模型，模拟一个脉状地热系统的温度和矿物沉淀随时、空的变化。福斯特等（1979）则建立了水－热系统中液态水和蒸汽同时存在的双相流动数学模型，并应用于新西兰的蒸汽型地热田的计算。

总的看来，地热资源评价从计算地热资源总量发展到研究地下热水的运移，从单一描述地下热水的运动或热量的运移到同时描述地下热水水流和热量运移，从一维模型到二维模型再到三维模型，逐渐趋于深入。在以往的文献报道中，从稳定流到非稳定流，有关模型的理论推导探讨得较多，在实际应用方面对水流的模拟较为容易，但对温度场的模拟研究仍然是薄弱的环节。这是因为影响温度场的因素较多，模型描述未必能全面考虑到这些因素，同时也因为温度场的野外观测资料很难系统地获取。