更新时间：2023-08-10 11:57
测量地球温度场的分布和变化，研究地壳内热源体的要素，观测外部热源影响和测定地壳物质的热物理参数，以勘探地热资源或解决某些地质问题的地球物理勘探方法。
地幔相当于温度很高的热源，热量不断从内部向地表传导，使地 壳中的温度随深度的增加而升高。地壳中的温度主要受地球内部热源（如岩浆侵入、喷发、冷却）和外部热源（如太阳辐射、核爆炸）的双重制约。内部热源基本上是稳定的，而外部热源则是变化的，受气候、地下水活动和人类活动等因素的影响而变化。测量地球温度场的空间分布和随时间的变化，可以调查地热、油气和矿产资源，以及解决其他地质问题。测量方法有地温测量法（包括直接测量法和遥感测量法）、人工地温法（测量人工地温场中的温度变化）以及地热流法。
地表和地壳任一点的温度受地球内部岩浆活动、地球外部太阳辐射变化、冰期及人为活动的影响。地球内部岩浆作为热源，其影响可以认为是相对稳定的，而外部热源影响则是变化的。外部热源变化主要是太阳辐射的日变、年变和冰期等的变化。一般的地温法勘探只要求消除太阳辐射的日变影响，其方法是在一个地区地表以下日变变温层(中国由南向北深度界于15～30米之间)以下测定，以避免日变影响，或在工区内设一个日变观测基点，观测某一深度或几个深度的日变曲线，用以对各测点数据进行改正。只有在研究深部构造、古地温或跨季度测量时，才考虑年变化和冰期变化的影响。在精确测量时要求消除人为活动影响，如耕作活动和污水影响等，也需对各测点数据进行必要的改正。为避免外部热源变化影响，常常采取测量地温垂向梯度、大地热流值或热容量等参数。
为研究某些特殊地质问题，则测量地温的变化部分，或进行人工改变地温场的方法。
地温场测量
包括遥感测量法和地下测量法两种方法：
① 遥感测量法。在人造地球卫星或飞机上装置红外扫描仪器，测量地表辐射或反射的红外电磁波，可以测量全球或一个测区的地表温度场特征及其变化，并给出红外扫 描图像。白天测量的红外电磁波，主要是地表接收太阳辐射后的反射；夜间则可明显地测到地表本身的辐射。后者的资料可以用来监测火山喷发、调查温泉及其放热量以及地下煤层自燃现象等。比较和分析昼夜测量到的红外电磁波的差异，可以计算地表物质的热容量，以此来了解土壤湿度，发现浅层地下水，还可帮助识别岩石和某些蚀变矿床。
② 地下测量法。地温的直接测量一般在地下进行。深度为 1米的浅孔测温是一种快速、低成本的常用勘探方法,常用于调查浅层地热田。由于1米深度处日变影响较小,可以在较短时间内获得一个工区内1米深界面上的等温度图，从而研究温泉的补给源、浅层地热田分布和发现较深部隐伏地热田。进行30米深度井温测量，则可以认为是在地下恒温层内进行而不受日变影响，可以发现更深的地热田和进行隐伏油气田研究。各种目的的钻孔都可以进行井温和井温梯度测量。地壳平均地温梯度为每公里30℃。由于油气生成（见石油成因）和油气运移都需要在较高的温度环境下进行。石油井的井温（图1）和井温梯度测量可以研究油气田。煤田和金属矿钻井井温或井温梯度测量，可以作为矿山设计中热害防治的依据。地热田的井温测量是研究地热田热储的重要资料。水文井的井温测量可以在有护井和套管的条件下查明含水层层位。
地温法勘探
在钻井内进行温度测量一般要在停钻48小时后进行，为的是减少钻进过程泥浆循环对井温的干扰。停钻后井温恢复是很慢的。如测量允许误差为0.2℃，则需要5天的恢复期；高精度测量允许误差为0.02℃，则需要恢复两个月。井底温度恢复较快,所以一些专门的测量,可以在钻进过程中进行分段井底温度测量。采用石英晶体作温度计的高精度井底温度长期观测,其精度可达0.001℃。这种长期高精度井温观测可以用来监测地震活动和进行地震预报研究。
人工地温法
用人工造成局部温度场，并使之有规律变化，以此达到地质勘探的目的。往钻孔中注入定量热（或冷）水后，对全井孔进行定时重复井温测量，测量不同井段井温恢复速度，以确定含水层和岩石富水性，研究地热田热储的开发寿命。在地下水资源评价中，对一口钻井连续注入带有日变温度影响的河水，对四周的观测钻孔阵同时测量到的水温周期变化，其日变强度和相位差可以用来计算各孔之间的导水系数，从而进行地下水资源评价，以减少常规抽水试验的时间和成本。这种方法在地下含水层矿化度较高而不能采用常规的盐扩散法时更为有效。
地热流测量
地热流亦称地热流密度，其量纲为在单位面积、单位时间内放出的热量,称为热流单位(HFU)。1HFU=1微卡/(平方厘米·秒)，也可换算成1HFU=41.86毫瓦/平方米。地热流值等于垂直地温梯度与同深度的岩石热导率的乘积，即 式中Q为地热流值；K为岩石导热率；T为温度；Z为深度。在室内测定岩心标本的导热率，在钻井中测量地温梯度，两个数值的乘积即为地热流值。
由于用标本测定导热率有许多困难，钻孔岩心标本离开了它的原位就破坏了其自然状态，岩石的温度、湿度和所受的压力都有很大变化。如果岩心破碎了，测定误差更大。第四纪、第三纪(见早第三纪、晚第三纪)的松散沉积物和半固结沉积岩及泥岩（见泥质岩）、页岩等取心受到的影响更大。近年来发展了一种地热流原位测定方法，大大推动了海洋地热流测定进度。其方法是将专门设计的海底探测器放入海底淤积层内，给予一个人工热脉冲，从不同的热衰减过程计算海底淤积层的导热率，还可以测定淤积层的地热梯度，从而自动计算出地热流值。
全球地热流研究是板块构造学的重要支柱之一。到20世纪80年代末,全球地热值已测得1万多个,其中有2/3的数据分布在海洋。全球平均地热流值为1.47±0.79HFU，洋中脊为 1.90±1.48HFU，是正在进行成矿作用的地带，海盆为1.27±0.53HFU，海沟为1.16±0.70HFU(图2)。大陆构造区从老到新,地热流值从低到高，前寒武纪地块为0.91±0.02HFU,加里东褶皱带为1.11±0.07HFU,海西期为1.24±0.03HFU,中生代褶皱区为1.42±0.06HFU，喜马拉雅期为1.75±0.06HFU。陆地热流值大于2.0HFU的地段，一般被认为是具有良好地热资源地区。