地温梯度又称地热梯度，表示地球内部温度不均匀分布程度的参数。行业内一般以恒温带以下每百米垂直深度上增加的地层温度数表示。中国境内的恒温带深度取20m至30m，恒温带的温度取高于年平均气温2℃至6℃，或考虑地下水的温度或岩溶洞穴中的气温，做为恒温带以下计算地温梯度的依据。地形及气候对恒温带的温度和深度则有直接的影响，其中气温又与纬度有关，一般低纬度带恒温带较浅，温度亦偏高，反之，高纬度带则较深，温度则偏低。气温随地形有垂直分异的特点，所以其影响的深度和温度也有深浅和高低之分。
什么是地温梯度？
人们常说，太阳带给我们光明和温暖。地球上的光明固然归功于太阳，但地球上的温暖却不都是由太阳那里得到的。地球和人一样，也有自己的“体温”。
我们都知道，由于阳光的照射，地表温度会随昼夜和季节而发生变化，从而使地球表面和表层受到影响。但是，在地球深处，太阳热量所产生的影响越来越小，以至消失。实验证明，太阳的照射只能影响地下十几米以内的温度，这部分地层叫做变温层。十几米以下的地层不再随昼夜和季节而变化，被称做恒温层。
那么，如果我们再往地层深处去，温度又会怎样呢？是不是还会继续保持恒温呢？
从很深的矿井和钻孔得到的资料表明，地球深处的温度是随着深度而增高的。从地壳深处冒出的温泉，水温可高达百度；而从地幔喷出的岩浆，温度则高达千度。我们把每深入地下100米，地温增加多少度，即温度随深度而增加的变化速度叫做“地温梯度”。
如果按照这个增温速度推算，地下100公里深处的温度将是3000摄氏度，1000公里深处将是3万度，地心的温度则会高达20万度。地球如果真有这样的高温是不堪设想的。因为那样的高温条件，地球将不再是固体球，而会被汽化。多数人认为，地球内部温度最高不超过4000摄氏度。还有人指出，地心温度必须小于8000摄氏度，因为若超过这个温度，无论压力情况如何，地核的铁都会变成气体状态。所以，前面所列举的地温梯度的数值，只适用于一定深度。随着深度的增加，地温梯度值会不断减小。
不同深度的地温是多少？
在地壳表层，由于太阳辐射热的影响，其温度常有昼夜变化、季节变化和多年周期变化，这一层称为外热层。外热层受地表温差变化的影响由表部向下逐渐减弱，外热层的平均深度约15m，最多不过几十米。在外热层的下界处，温度常年保持不变，等于或略高于年平均气温，这一深度带称为常温层。在常温层以下，由于受地球内部热源的影响，温度开始随深度逐渐增高。通常把地表常温层以下每向下加深100m所升高的温度称为地热增温率或地温梯度（geothermal gradient）（温度每增加1℃所增加的深度则称为地热增温级）。世界上不同地区地温梯度并不相同，如我国华北平原约为1～2℃，大庆油田可达5℃。据实测，地球表层的平均地温梯度约为3℃；海底的平均地温梯度为4～8℃，大陆为0.9～5℃，海底的地温梯度明显高于大陆。
地温梯度是据地壳浅部实测所得的平均值，一般只适合于用来大致推算地球浅层（地壳以内）的地温分布规律，并不适用于整个地球内部。如果按平均100m增温3℃计算，至地壳底部地温将超过900℃，到地心将高达200000℃的惊人数值，在这样的温度条件下，地球内部除了地壳以外当绝大部分处于熔融甚至气体状态，这与地球内部绝大部分可以通过地震波横波（即主要为固态）的观测事实不符。实际上，地温梯度是随深度增加逐渐降低的。对于地球深部的温度分布，目前主要是根据地震波的传播速度与介质熔点温度的关系式推导得出的。根据目前最新的推算资料，在莫霍面处的地温大约为400～1000℃，在岩石圈底部大约为1100℃，在上、下地幔界面附近（约650km深处）大约为1900℃，在古登堡面（核幔界面）附近大约为3700℃，地心处的温度大约为4300～4500℃（见图3.3A及表3.1）。由于热具有从高温向低温传播的性质，所以地球内部的高温热能总是以对流、传导和辐射等方式向地表传播并散失到外部空间，通常把单位时间内通过地表单位面积的热量称为地热流密度（geothermal heat flow）。目前全球实测的平均地热流值为1.47×41.686mW/m2，大陆地表热流的平均值（1.46×41.686mW/m2）与海底的平均值（1.47×41.686mW/m2）基本相等。地表的不同地区地热流值并不相同，一般在一些构造活动的地区（如年青山脉、大洋中脊、火山、岛弧等）热流值偏高，而在一些构造稳定的地区热流值偏低。
岩石圈热结构计算结果
依据上述计算模型及相关的地壳岩石热物性参数，求解了南华北地区的岩石圈深部温度和热流分布特征（表5-13），其中包括各结构层底部的热流值和地幔热流值，各结构层的层面平均温度，以及各结构层的平均地温梯度。在计算时，模型I的大地热流取凹陷区的平均热流值51.3mW/m2，模型Ⅱ的大地热流值取凸起区的平均热流值55.9mW/m2。
表5-13 南华北地区深部温度计算参数和计算结果
依据两种模型获得的地幔热流分别为30mW/m2和34mW/m2，其中，模型I的地幔热流占地表总热流量的58%，模型Ⅱ的地幔热流占地表总热流量的60%。这表明南华北地区的大地热流的主要成分是地幔热流。计算结果还揭示温度随深度变化的特点（图5-21），地温梯度随深度逐渐降低并趋于稳定，说明生热率元素逐渐减少，地幔热流居主导地位。
图5-21 南华北盆地基本构造单位的深部热结构
与国内外其他构造性质不同的单元相比，南华北地区地幔热流值低于新生代构造活动区或造山带地幔热流值，如华北盆地北部内蒙古兴安－吉黑造山带（qm为59.0mW/m2）和松嫩地块（qm为75.0mW/m2）以及南部的北秦岭造山带（qm为65.0mW/m2；李双林，1996）、南秦岭造山带（qm为67.OmW/m2）和扬子地块（qm为57.0mW/m2；高山，1993）；也低于美国西部盆地山脉省新生代构造活动区（qm为67.0mW/m2）和南落基山脉以及澳大利亚东部新生代构造活动区（qm为57.0mW/m2;Morgan,1989）及摩纳哥的Alboran新近纪盆地（62.0mW/m2）和里夫地区（47.0mW/m2;Rimi A,1999）；接近于构造稳定区或克拉通地块，如北美的苏必利尔（qm为28.0mW/m2）、西澳大利亚（qm为26.0mW/m2）、印度太古宙地盾（qm为33.0mW/m2;Morgan,1984）等。由此可见，与构造活动性强的地区相比，南华北地区地壳较为稳定，接近于稳定的克拉通地区。
计算结果显示，南华北地区由地表至地壳深部温度逐渐增加。模型I与模型Ⅱ的地壳底部（上地幔顶部）温度分别为495℃和553℃，证实南华北地区的Moho面温度在500～550℃之间。澳大利亚地盾Moho面温度为420℃；而美国西部盆地新生代构造活动区Moho面温度可达860～1115℃（Morgan,1989）。可见，南华北地区更接近于构造稳定区（图5-22）。计算结果还显示，南华北地区的地壳底部温度在横向上也有一定变化。这种变化一方面与其壳－幔边界的热流分布有关，即幔源热流高则壳－幔边界温度也高；另一方面与其地壳结构有关，即两种模型所采用的相应结构层厚度不同。此外，利用地幔岩固相绝热线和深度－温度分布的交点所给出的深度，还分别得到了南华北地区不同地质构造单元的热岩石圈厚度：中－新生代凸起区内热岩石圈厚度为105～115km，而中－新生代凹陷区为125～135km。
图5-22 南华北地区地温随深度变化状况及其与世界其他地区的比较
浅层地温梯度分布特征
首先确定恒温带的深度和温度。参考有关文献，将恒温带的深度定为20m，恒温带温度定为14.5℃。如某一深度（Z）的地温为（T），则该测温点的地温梯度（G）可用下面的公式来确定：
华北南部油气地质条件
式中参量的物理意义在上面已有说明。
依据式（5-1）对试油测温数据进行计算，结果见表5-3。
表5-3 部分试油测温井的地温梯度值
对于系统测温资料，不同单位和研究者采用的地温梯度计算方法存在差异，本书采用最小二乘线性回归法，计算结果表示在表5-1和图5-11中。
1.地温梯度的平面分布特征
南华北地区现今地温梯度变化范围为13.0～39.9℃/km，多数地区在20～32℃/km 之间，平均为25.3℃/km，在区域上低于邻区的渤海湾盆地（34.7℃/km；龚育龄，2003a,b）和苏北盆地（30.0℃/km；王良书，1989），也低于华北块体上的其他盆地，如鄂尔多斯（28.0℃/km）、泌水盆地（26.2℃/km；任战利，1997,1999）。这个地温梯度，甚至低于全球平均地温梯度30℃/km。按照中国油气盆地地热分区标准（表5-4；武守诚，1993），南华北地区属于“温盆”。
南华北地区地温梯度等值线（图5-11）揭示了地温场的整体轮廓，主体呈NW—NWW向，其次是NE—NNE向，与这里的基底构造线分布一致，显然受到地质构造格局的控制。
表5-4 中国油气盆地地热分区标准
图5-11 南华北地区地温梯度（℃/km）分布图
开封坳陷平均地温梯度为24.7℃/km，其中，济源凹陷西部在30℃/km 以上，中牟、黄口、民权各凹陷地温梯度和全区平均值接近，为24～30℃/km。周口坳陷平均地温梯度为25.1℃/km，在分布上存在着南北差异，南部凹陷带梯度明显低于中部和北部，只有16～24℃/km；中部地温梯度较高，在平顶山凸起和郸城凸起有两处高梯度区，地温梯度在30℃/km 以上；谭庄－沈丘凹陷和倪丘集凹陷地温梯度在22～28℃/km 之间。北部地温梯度在22～28℃/km 之间，其中鹿邑凹陷存在低于22℃/km的低梯度区；合肥坳陷只有安参1井进行了系统测温，所得地温梯度为21.7℃/km，因此地温梯度等值线图难以准确地反映合肥坳陷的地温梯度分布特征。
此外，太康隆起和徐淮隆起平均地温梯度为25.7℃/km，略高于坳陷的平均地温梯度24.9℃/km，其中还有几处地温梯度高于30℃/km的高地温区。
2.地温梯度的垂向分布特征
在各系统测温井的每100m 深度间隔上计算地温梯度值，便可绘出各井的井深－地温梯度变化曲线。参照各系统测温井的井深－地温梯度变化曲线（图5-12至图5-14），以及各井的地层分层数据（表5-5），可以了解南华北地区地温梯度垂向变化特征。
从图5-12至图5-14中可以看出，在中、新生界中随井深的增加，地温梯度变化不大，无明显规律性，但总体上随深度增加呈下降趋势，至3000m 以下又突然升高。这一状况在华北地区具有普遍性（王钧等，1983；陈墨香，1988），只是在不同地区的表现有所不同，推测与基岩及盖层的热导率、区域的水文地质条件及构造活动性差别有关。在我国南方地区，也有一些沉积盆地，例如江汉盆地和四川盆地等有这种地温梯度变化特点（图5-15）。
表5-5 南华北地区部分测井地层分层数据
图5-12 济参1井、邓5井井深－地温梯度变化图
虚线为温度曲线，单位为℃
图5-13 商1井、开深1井井深-地温梯度变化图
虚线为温度曲线，单位为℃
图5-14 周参6井、周参11井井深-地温梯度变化图
虚线为温度曲线，单位为℃
图5-15 江汉、四川盆地地温梯度与深度的关系
（据王钧，1986）
3.地温场特征的影响因素分析
盆地地温场的影响因素很多。一般地说，一个地区的地温场状况，主要受这个地区的深部地壳结构、大地构造特征及构造－岩浆热事件、沉积盖层的岩性岩相特征和厚度、地下热流体动力学条件及烃类运聚、构造－岩浆活动等因素的控制，同时也受到周边地区的地温场影响。
（1）深部地壳结构对南华北地区地温场的影响
深部地壳结构对大区域地温分布的控制是十分明显的。这种控制作用主要体现在：①地壳厚度与大区域地温分布有着密切关系，一般地说，地壳薄地温高，地壳厚地温低，地壳与地温呈镜像关系；②在全球板块碰撞或俯冲带，由于地壳岩石的重熔或幔源物质的上涌并侵入地壳浅部或形成火山喷发，常形成高地温带和众多类型的地热异常显示。
华北板块在古生代是一个稳定而古老的克拉通，自中新生代以来构造活动加强，北部岩石圈减薄、地幔上隆，导致那里的地温较高。而南部的南华北地区在中、新生代时期地壳活动较北部弱，深部幔源物质侵入较北部少，仍处于较稳定的升降运动状态中。由于深部幔源物质侵入较少，莫霍面起伏较小，南华北地区具有较北部各盆地地温偏低的地质背景。
（2）区域大地构造对南华北地区地温场的影响
区域地质构造是该区地质历史发展和现今所处构造环境的集中体现，宏观地控制着地温分布的特点。区域地质构造单元通常以深大断裂及巨型构造带为分界线，相互间的地质结构有很大差异，因此在交界处常有地温陡变带出现。在同一构造单元内部，亦有凸起、凹陷及其间的断裂分布，其组合特征常常影响深部热量的传导、积累和散失，制约着大地热流的变化。特别是大断裂带和深断裂带，常常可以成为地下热流体的对流通道，形成较高地温的分布区。
南华北地区的构造线主体呈NW—SE、NWW—SEE向，其次是NE—SW、NNE—SSW向。两组方向的构造线及其所控制的基底隆起（或凸起）和坳陷（或凹陷）的分布，与上述地温场的空间分布特点相一致，反映基底构造与盆地地温场之间有着某种内在联系。研究结果证实，研究区基底埋深与地温梯度和地表温度均呈负相关关系，即随着基岩埋深变浅，地温梯度和地表温度均增大（图5-11，图5-6至图5-9）。换言之，在基底浅埋深小、沉积盖层厚度小的隆起（或凸起）区形成高温区；而在基底埋深大、沉积盖层厚度大的坳陷（或凹陷）区形成低地温区。例如，在太康隆起和徐淮隆起分布着几处高地温梯度区和高地温区，位于周口坳陷内的平顶山凸起和郸城凸起的地温梯度也较高。凸起区的平均地温梯度为25.7℃/km，高于凹陷的平均地温梯度24.9℃/km。
在中－新生代盆地中，基底埋深与地温场的相关关系，也已经为国内外大量实际测温资料所证实。这种相关关系是由沉积盖层的热导率低于基底岩系热导率造成的。基底岩系的热导率高，其顶面在坳陷（或凹陷）区与在隆起（或凸起）区尽管埋深大小不同，但温度近于均衡；沉积盖层的热导率低，在沉积盖层相对较厚的坳陷（或凹陷）区，必然造成地温梯度小且地表温度也低，而在沉积盖层相对较薄的隆起（或凸起）区，必然造成地温梯度大且地表温度也高。结果在坳陷（或凹陷）区内部形成低温区，而在隆起（或凸起）区及其周围的斜坡带形成高温区。
由于研究区内的隆坳或凸凹相间的格局，主要定型于新生代的构造运动中，因此，新生代构造－热事件对南华北地区的地温场分布具有重要影响。
（3）岩石性质对南华北地区地温场的影响
地温随深度加大而增高，地温梯度又因地质构造、地层岩性的变化而不同。在同一地层中，地温梯度与热导率成反比关系。在热流为定值的情况下，热导率越大，地温梯度越小。岩石的矿物组成、结构和温度、压力等都直接影响着岩石的热导率，金属矿物和结晶岩盐、膏岩及石英等都具有高的热传导能力，坚硬致密的岩石（灰岩、花岗岩、变质石英岩、石英岩等）同样也有较高的导热性，而煤炭、粘土、泥岩、页岩、粉砂质岩类等则具有较低的导热性。
这些岩石的不同组合在不同的地区可形成不同的导热结构，进而造成不同的地温场空间分布特征。例如，在盆地内部，由于低热导率的岩石覆于高热导的基底隆起之上，将出现较高的地热梯度和较高的地温分布；在隆起带上，由于高热导率的岩石直接出露地表，热散失较快而导致出现较低的地温梯度和较低的地温分布。此外，岩石中放射性元素含量也可能对地温场产生一定的影响。例如，当地层中的U、Th、40K的含量大大超过正常含量时，其蜕变产生的热量将使地温升高，但其定量评价方法和标准尚待进一步研究和完善。
南华北地区各钻井3000m 以浅的地温梯度在总体上随深度增加而降低，3000m 以深又随深度增加而变大。前一种情况说明了盆地上部中－新生代盖层的导热性差，而盆地下部沉积盖层的压实及成岩具有较高的导热性。但其地温梯度随深度变化的幅度，较华北板块上的其他盆地要小，可能与该区特殊的盖层岩性垂向变化有关。后一种情况说明了那里再度出现显著的低导热性岩层——很可能是三叠系和侏罗系的烃源岩，需要具体分析该处的沉积物特征。
（4）地下热流体动力学条件对南华北地区地温场的影响
地下热流体或地下水的补给、排泄是影响地温场分布、形成地温偏高或偏低的重要原因。在地下热流体强烈活动和地下水强径流区，对围岩所起的加热和冷却作用，往往导致出现地温异常分布。在盆地内部，由于分割次级凹陷和凸起的基底断裂，往往能导引深部热流体上涌，形成高地温分布区；在盆地边缘，常有深大断裂存在，再加上地形高差大，易受地下水强烈径流影响，形成低地温分布区。南华北地区靠近秦岭褶皱带形成的低地温异常区，可能与此有关。
（5）构造－岩浆活动对南华北地区地温场的影响
随着研究的深入，人们认识到不仅岩浆活动对地温场有严重影响，而且构造活动对地温场也有重要影响。例如，已经证实，岩席的滑覆与逆冲推覆，将使其上、下盘岩层产生较大的地热增温。构造－岩浆活动对地温场影响的程度，与构造－岩浆活动的时代、规模和强度有关。一般地说，构造－岩浆活动时间越晚、规模和强度越大，对地温场影响就越强烈。在中－新生代，随着秦岭－大别造山带的隆升，南华北地区曾有多期次的滑覆、逆冲推覆、走滑裂陷和岩浆活动。在进行古地热场研究时，不能不考虑这些附加地热场问题（吴冲龙等，1997）。由于这些构造－岩浆热事件都发生在古近纪以前，时间久远而热量已散失殆尽，在现代地温分布上没有表现。
热的传导机理
物体或系统内各点间的温度差存在是产生热传导的必要条件。由热传导方式引起的传热速率（称为导热速率）决定于物体内温度的分布情况。
地球内部蕴藏着巨大的地热能，通过火山爆发、温泉、喷泉及岩石的热传导等方式源源不断地向地表传达。地球内部的热能，不论是通过地下热水的循环对流或地幔对流（火山爆发、岩浆侵入），还是通过岩石的热传导，一般都要在特定的地质构造及水文地质条件下，才能在地壳浅部富集和储存起来，形成地热异常和有开发价值的地热田。相对于地球内热而言，大地热流和地温梯度是必须要了解的概念。
大地热流：是指单位时间内流经单位面积地球表面的热能量。一般用来表示地球内部热能向地球表面散失的情况，通过岩石的热传导作用散热是地球表面散热的主要方式。
地温梯度，又称地热增温率，是指地球不受大气温度影响的地层的温度随深度增加的增长率，单位是℃/100m。近地表处的地热梯度因地而异，其大小与所在地区的大地热流量成正比，与热流所经岩体的热导率成反比。
从上面的有关地球内热的经典描述中不难发现，浅层地温能与传统地热有明显的区别。
1.温度场
无论如何，热总是由温度高的一方流向温度低的一方，如同水总是由高处流向低处一样。描述地球热状态的参数—温度场被定义为任一瞬间物体或系统内各点的温度分布总和。
一般表达式为
t=t（x,y,z），即某点的温度是空间和时间的函数。
稳定温度场，即温度不随时间变化状态，一般表达式为
北京浅层地温能资源
不稳定温度场t=t（x）
一维稳定温度场，即温度t仅沿一个坐标方向发生变化。
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等温面：温度场中同一时刻下相同温度各点所组成的面，彼此不相交。（同一瞬间内空间任一点不可能同时有两个不同的温度值）。
2.温度梯度
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式中：Δt——两面温差；
Δn——两面间垂直距离。
温度梯度是矢量，既有大小，又有方向（正法线方向，即指向温度增加的方向）
对于一维稳定温度场（单位：℃/m）：
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3.傅立叶定律（Fourier's Law）
1822年，法国数学家Fourier对导热数据和实践经验的提炼，将导热规律总结为傅立叶定律。即通过等温面的导热速率与温度梯度及传热面积成正比：
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或
适用于任何导热情况。其中：dQ单位为W；“-”表示导热的方向总是和温度梯度的方向相反；λ表示比例系数，称为导热系数W/（m·℃）。
4.土壤表面的热量平衡
是指自然状态下土壤表面吸收的能量和释放的能量相等的现象。
地面热量主要来源：
（1）太阳总辐射；
（2）大气逆辐射；
（3）大气凝结潜热；
（4）夜间暖空气以乱流形式传给冷地面的热量；
（5）下层土壤以分子传导形式传向地表面的热量。
地面支出的热量：
（1）地面放射长波辐射损失的热量；
（2）加热空气所消耗的热量（地面和近地面气层通过乱流的交换方式交换的热量）；
（3）地面水分蒸发所消耗的热量；
（4）地表以分子热传导形式向下层土壤传导的热量。
土壤导温率（K）表达式为
K＝λ/Cv
λ为导热率，Cv为热容量，影响土壤垂直分布。当土壤湿度大于12%，此式不再适用。
附：土壤温度的日变化和年变化
（一）土温的日变化
一天中最高值出现在十三时（中午1点），最低值在天亮前。最高值与最低值称日较差。出现极值的时间称相时。
影响土表温度日变幅大小的因素：
（1）太阳高度角；
（2）导热率；
（3）土壤热容量；
（4）云量；
（5）地形；
（6）土壤颜色。
（二）土温的年变化
最热月出现在7、8月，最冷月出现在1、2月。最热月与最冷月温度之差称年较差（年温差）。年变幅受到纬度、天气的影响。纬度高、天气好，变幅大。
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