ТЕРМОРАЗВЕДКА

земной коре преимущественно естественных и реже искусственно созданных тепловых полей

специальными приборами при проведении аэро-, аква- и наземных геофизических съемок в рамках региональных геотермических исследований и поисково-разведочных геотермических работ.

с материальной средой, в которой возникают и взаимодействуют тепловые потоки.

Последние, воздействуя на материальные, в частности природные объекты, определяют их тепловой режим, обуславливая деформацию теплового поля.
Земля, как природный объект, представляет собой тепловой космический модуль, характеризующийся тепловым полем. Это поле складывается из постоянного внутреннего поля Земли (основное поле) и переменного теплового поля, присущего земным оболочкам (литосфере, гидросфере и атмосфере). Основным параметром теплового поля является температура.

Солнечная энергия (получаемая и переизлучаемая обратно);
Геотермическая потеря теплоты;
Энергия, теряющаяся при

замедлении вращения Земли;
Упругая энергия, высвобождающаяся при землетрясениях.
Одним из главных источников современной тепловой энергии в земной коре является радиоактивный распад долгоживущих изотопов. Источником тепла является также процесс дифференциации вещества мантии.

U и напряженности Е. Однако в результате сложившихся многолетних представлений

оперируют понятиями теплового потока, геотермической ступени и др. В большинстве случаев изучают тепловой поток. Он обозначается Q. Единица измерения Вт/м2, его формула – уравнение теплопроводности:


, где
- коэффициент теплопроводности (Вт/м*К), - вертикальный градиент изменения температуры К/м. Знак «-» указывает на убывание температуры.

теплопроводность , единица измерения которой Вт/м*К и удельная теплоемкость С,

измеряемая в единицах Дж/кг*К.
1) Теплопроводность (λ)– направленный процесс распределения теплоты, приводящий к выравниванию температуры среды:.
где
q–удельный тепловой поток, grad T –градиент температуры.
2) Удельная теплоёмкость С – величина характеризующая теплоёмкость тела массой m, при увеличении температуры на 1 при действии количества теплоты Q. Единица измерения Дж/кгּК.
где
m – масса тела, Q – количество теплоты, T2–T1 – изменение температуры тела.
 

и зависит от минерального состава, формы, размеров и пространственных ориентации

кристаллов или зерен, температуры и давления. Примерный ряд убывания  для минералов:
Группы минералов , Вт/мּК.
Графит, алмаз 120
Сульфиды 20
Оксиды 10
Хлориды 6
Карбонаты 4
Силикаты 3,5
Сульфаты 2,8
Нитраты 2
Сера, селен 0,8
 
Теплоемкость минералов изменяется в пределах 0,1254 кДж/кгּК и С зависит от их химического состава и структуры. Так как плотность () также определяется составом и структурой, то наблюдается тесная связь С и 

=0,582 Вт/м·К. При увеличении температуры t до 100  возрастает

до 0,7, а затем падает, так как уменьшается притяжение между молекулами. При увеличении давления  возрастает и увеличивается с ростом концентрации солей.
Теплопроводность нефти при t =20 составляет  0,130,14 Вт/м·К.  убывает в породах при увеличении нефтенасыщенности и увеличивается с ростом давления.
Теплоемкости воды и нефти составляют:
Своды= 4 кДж/кгּК, Снефти= 1,8-2,7 кДж/кгּК.

Вт/м·К, метана=0,034Вт/мּК, этана=0,021 Вт/мּК. Эти значения возрастают с ростом температуры

и давления.
Теплоемкость воздуха и природных газов характеризуется следующими показателями: Своздуха =1 кДж/кг·К, Сметана и этана =2,63,6 кДж/кг·К.

к ультраосновным вначале несколько уменьшается, а затем увеличивается, что обусловливается

не только некоторым уменьшением пористости, но и их разным вещественно-петрографическим составом .
  эффузивных пород   интрузивных в силу структурных особенностей. Самая низкая  у щелочных пород  2,04 Вт/мּК, а наибольшая  у кислых вулканитов (кварцевые порфиры) 4,5 Вт/мК.
Теплоемкость магматических пород в щелочноземельном ряду наибольшая у диоритов (С=1,23 кДж/кг·К) и примерно одинаковая у гранитов и пироксенитов (С=0,93 кДж/кг·К)
Теплоёмкость метаморфических пород несколько ниже, чем у магматических и изменяется в пределах 0,31,72 кДж/кг·К.

вариациями, нежели у кристаллических пород, что связано не только с

их литологическим составом, но и влиянием эпигенетических преобразований. Диапазоны этих показателей для  (0,1 7,5 кДж/кг·К) и для С (0,424,65 кДж/кг·К). Прослеживается тенденция уменьшения  и увеличения С для следующих групп осадочных пород: 1) терригенно-глинистые, 2) плотные карбонатно-солоноватые и кварцевые породы, 3) каустобиолиты (торф, угли, горючие сланцы).
Для литологических разностей одноименных стадий преобразования ряд увеличения  и уменьшения С следующий:
угли  глины  аргиллиты пески  алевролиты  известняки  доломиты  каменная соль.
 
Для одних и тех же литотипов, в частности терригенных пород, с возрастанием степени окаменения теплопроводность увеличивается, а теплоемкость уменьшается, при том, что сильно влияет обводненность пород и соленость подземных вод.

терморазведки, то есть расчет аномалий теплового потока над нагретыми телами

простой геометрической формы (шар, столб, цилиндр, пласт и др.) осуществляется по формулам. Для более сложных физико-геологических моделей (ФГМ), например, теплового поля над реальными средами, используются программы математического моделирования геотермии (численные расчеты). При этом должны быть известны геометрические параметры разреза по данным комплекса геолого-геофизических методов и лабораторным измерениям тепловых свойств как объектов поиска, так и вмещающей среды.
Решение обратных задач терморазведки сводится к определению параметров объектов (среды), создавших тепловые аномалии, путем сравнения их с теоретически рассчитанными в ходе математического моделирования для меняющихся геометрических параметров и тепловых свойств ФГМ. Параметры совпавшей модели можно перенести на изучаемый объект. Как и в любом геофизическом методе, в геотермии обратная задача решается не однозначно. Поэтому при решении обратных задач может получиться несколько ФГМ. В ходе геологического истолкования результатов из них можно выбрать те (или ту), которые в наибольшей степени отвечают всем известным геолого-геофизическим данным.

и инфракрасных съемок (РТС и ИКС). Они работают в тех

участках спектра длин электромагнитных волн от микрометрового до миллиметрового диапазона, где имеются так называемые окна прозрачности для разной облачности. Фоточувствителъными элементами (фотодетекторами) тепловизора служат особые кристаллы, чувствительные к электромагнитному излучению определенных длин электромагнитных волн.

воды в скважинах (шпурах) или донных осадках. Чувствительным элементом таких

термометров являются термочувствительные датчики, в качестве которых используются терморезисторы, полупроводниковые резисторы-термисторы, термочувствительные пъезокристаллы, включаемые в измерительные мостовые схемы с источником тока. Существуют шпуровые, скважинные и донные термометры с разной инерционностью (измерения могут длиться до 25 мин), с погрешностью измерений температур до ±0,02 °С и с градуировочной точностью до ±0,01 °С.

Земли и ее природных ресурсов применяются радиотепловые (РТС) и инфракрасные

(ИКС) аэрокосмические съемки. Ценным их преимуществом является возможность проводить измерения в темноте, а при соответствующем выборе длин волн — и практически при любой погоде.
Аномалии на полученных снимках формируются за счет тепловых потоков из недр, отражения солнечной энергии и зависят от оптических, тепловых и в меньшей степени электромагнитных свойств горных пород верхней части геологической среды. Недостатком является то, что радиотепловые и инфракрасные съемки осложняются термическими помехами, связанными с неравномерным тепловым обменом земной поверхности и атмосферой, изменяющимися климатическими и метеорологическими условиями, состоянием атмосферы и другими факторами.

к высокоточному (погрешность не более 0,02 °С) неоднократному измерению температур,

их приращений, иногда тепловых потоков в разведочных скважинах, горных выработках шахт и рудников, донных осадках озер, морей и океанов. Чтобы исключить влияние сезонных колебаний температур, замеры на суше ведут на глубинах свыше 50-100 м, а на акваториях — при толще воды свыше 100 м. Термические измерения с целью восстановления температур, нарушенных вскрытием недр, проводят через несколько месяцев после бурения глубоких скважин, через несколько недель или дней после бурения неглубоких скважин или часов после пробивки шпуров. Поскольку в глубоких выработках, скважинах, на дне океанов температуры не меняются, то создаются банки данных температур, по которым строятся региональные термические карты больших территорий континентов и океанов.

применяться в процессе поисков и разведки нефтяных, газовых, рудных, нерудных,

угольных месторождений и их эксплуатации. Чаще всего измерения температур пород проводятся в скважинах наземного и подземного бурения и донных осадках океанов, морей в установившемся (за часы, сутки, месяцы в зависимости от глубины скважин) тепловом поле. Кроме того, температуры можно измерять в шпурах, пробуриваемых на земной поверхности глубиной 0,5-2 м, где через минуты или первые часы существует неустановившееся тепловое поле. По замеренным естественным температурам на разных глубинах строят графики их изменения с глубиной. Из наблюденных температур желательно исключить вариации фонового теплового поля.
Интерпретация геотермических графиков и карт обычно качественная и сводится к выделению локальных аномалий термического поля и сопоставлению их с аномалиями других геофизических методов, а также с геологическими данными. При количественной интерпретации используются данные математического моделирования.
Природа термических аномалий объясняется: 1) на месторождениях нефти и газа миграцией углеводородов (УВ) к земной поверхности, особенно по субвертикальным зонам трещиноватости, окружающим нефтегазовые ловушки (антиклинальные, структурно-тектонические и др.) 2) на рудных полиметаллических месторождениях бо'льшей теплопроводностью руд по сравнению с вмещающими породами, 3) над неметаллическими полезными ископаемыми типа кимберлитовых трубок, из которых до 10 % алмазоносны, - видимо инфильтрацией к кровле трубок поверхностных вод по системам пор и трещин, а также физико-химическими процессами в теле трубок.

для исследования природных ресурсов Земли и, в частности, для изучения

районов активного вулканизма и гидротермальной деятельности, геологического картирования и поисков некоторых полезных ископаемых, инженерно-геологических и гидрогеологических съемок, решения задач почвоведения и мелиорации, изучения снежного, ледяного покрова и динамики ландшафтов, охраны природной среды и др.
Термические исследования геологической среды могут использоваться при выделении локальных тепловых аномалий инженерно-геологической, гидрогеологической, мерзлотно-гляциологической и геоэкологической природы. В различных природных условиях получаемые геотермические профили и карты служат для оконтуривания многолетнемерзлых и талых горных пород с разными тепловыми свойствами; изучения динамики подземных вод (приток глубинных вод создает положительные аномалии температур, поверхностных — отрицательные); прогноза приближения забоя выработок к обводненным зонам и решения других задач.
Особый интерес представляет определение скорости фильтрации подземных вод. Для выявления мест фильтрации вод из водохранилищ, каналов, рек и стволов скважин, а также интервалов, где утечки отсутствуют, можно использовать измерения естественных и искусственных тепловых полей. Участки сосредоточенной фильтрации в берега акваторий выделяют по температурным аномалиям, знак которых зависит от температуры вод. Более четкие результаты получают при искусственном электрическом подогреве воды, например, в скважине. По скорости восстановления температур можно не только качественно выявить места утечек, но и оценить скорости фильтрации.
В геоэкологических исследованиях шпуровую терморазведку можно использовать для изучения теплового загрязнения, выявления отходов промышленных и сельскохозяйственных предприятий в горных породах и поверхностных водах рек, озер, водохранилищ.