(一)华北盆地
1.地温场分布特征
华北平原区大量的实际测温资料表明:基岩面的起伏形态、地层岩性、新生界盖层厚度对地壳浅部的地温起着主导作用,地下水活动对山前平原和某些活动断裂带附近的地温有着重要影响,而岩浆活动的影响则无明确显示。从太行山前-渤海湾地热地质剖面图(图2-5)中可以看出,地温梯度＜2.5℃/100m、1000m深温度＜40℃的地区主要出现在徐水凹陷、霸县凹陷及板桥凹陷等负向构造部位;地温梯度＞4.0℃/100m、1000m深温度﹥50℃的地区主要出现在容城、牛坨镇、大城、双窑及小韩庄凸起等正向构造部位。例如,冀中坳陷中央凸起区最高部位的牛坨镇浅牛1井,基岩埋深528m,井口水温75℃(热储层Jxw528～534m),通过计算得出盖层平均地温梯度高达11.5℃/100m,为华北平原之冠;武清-霸县-饶阳一带的深型凹陷区,地温梯度平均值在2.0℃/100m左右。此外,从华北地区地热异常区平面分布图(图2-6)也可以看出,地热异常区主要分布在基岩凸起部位,说明华北平原地温场的分布特征直接受基底构造形态控制。
图2-5 太行山前-渤海湾地热地质剖面示意图
图2-6 华北地区地热异常区分布图(据《天津市区及王兰庄地热田勘探报告》,1987)
据华北地区地温场研究成果(天津市王兰庄地热田勘探报告,1987),华北平原新生界盖层平均地温梯度分布特征如下:位于山前凹陷区,即平原西部边缘的北京-保定-石家庄诸凹陷一线及平原北部的宝坻凹褶,受天然冷水流的影响,分布有两个宽30～60km的显著低温带,盖层平均地温梯度＜2.0℃/100m(图2-7);其他大部分平原区的地温梯度均在2.0℃/100m以上;其中北京市东南、天津市偏南、石家庄以东至渤海湾周围均有地温梯度值大于3.0℃/100m高值区;天津地区局部地温梯度值大于5.0℃/100m。
总体上,冀中坳陷的平均盖层地温梯度为2.6～3.1℃/100m,黄骅坳陷的地温分布情况与冀中凹陷区相近,平均值为2.8～3.2℃/100m,沧县隆起的平均盖层地温梯度则达3.99℃/100m,显然,新生界盖层平均地温梯度的高值区对应正向构造,而平均地温梯度的低值区则与负向构造相对应。
图2-7 华北地区地热盖层平均地温梯度分布图(据《天津市区及王兰庄地热田勘探报告》,1987)
2.地温场主要控制因素
A.控热构造对地温场的控制
沉积盆地的基岩潜山或较大断块在一定范围内对地温场的分布起主要控制作用,在狭义上姑且称之为控热构造。控热构造的控热机理表现在来自地壳深部的均匀热流,其流向和流量的分配决定于传导介质的总热阻,热流总是向热阻最小的方向流动。基岩热导率高、热阻小,可使来自深部的热流能快速地向基岩凸起区集中,在凸起区的热流量增加到一定极限时,为趋于平衡,开始向相同深度内、下部传热较慢的基岩凸起外侧进行热流再分配。也就是说,热流先向高热导率区集中,然后又由高热导率区向低热导率区流动。
控热构造对地温的影响随基岩构造形态深度增加而减弱,到某一深度后,等温线和等热流线均为水平直线,影响深度随基岩与盖层热导率之比值增加而增加,为基岩隆起高度的3～6倍;构造形态对地温场的影响宽度,从基底拐角算起,一般为隆起高度的1.5～2倍;一定深度内的地温、地温梯度和地表热流随着基岩面的起伏而变化,愈接近凸起区的基岩面,其变化愈明显,但当凸起区盖层达到一定厚度时,热流再分配作用使凸起区和凹陷区的热流趋于一致,地表热流、地温梯度水平方向的变化不再反映基底构造形态,这一厚度即为构造形态对凸起区基岩面上影响的高度(陈墨香,1988)。
华北盆地基底是高凸深凹相间的构造格局,地温场的平面分布受地质构造控制作用明显。现已基本查明,地温梯度在平面上按一定的高低相间的带状特点展布,地温异常高和低与地质构造凸和凹相对应。所以,地温(地温梯度或大地热流)场在平面的展布状态与大地构造特征是相互验证的。在有的地方进行地热地质工作起步时,往往通过平面地温梯度调查来反映深部地热构造或通过深部地质构造来圈定地热异常区有一定的道理。可见,控热构造是影响地热传递机理之一。参照《华北地热》对控热构造的分类观点,结合天津地区基岩埋深及盖层组合的地质特征,将天津地区控热构造分为以下类型:
1)高凸起型。主要分布在宁河-宝坻断裂以北的宝坻北部和蓟县周围,它的主要特征是:盖层厚度在50～300m之间,有的基岩甚至直接裸露地表,向上传递的有限热流得不到保护,多数逸散到空中,或者被低温补给水流冷却,属于低地温区。盖层地温梯度﹤2.5℃/100m,基岩区在1.0℃/100m左右。如2003年11月在天津蓟县县城钻探的JR1井,第四系厚71m,长城系杨庄组厚589(71～660)m,长城系高于庄组660～2092m(未钻穿)。成井时为了防止上部冷水流干扰,钻孔1700m以上全部用钢管水泥固井封闭,开采1700～2092m段的地下水。完钻试井抽水量73.66m3/h(由于多种原因水量较小),井口温度40.30℃,温度明显偏低。所以在高凸起型控热构造区域是很难找到大面积地热田的。但就在这些地区,如果靠近深大断裂、岩浆活动地带,也可能在某些特殊的构造点或构造线上,获取到一定的低温地热。2003年5月蓟县居官屯村为解决吃水困难问题,钻探一眼206m深的机井,结果喷出30℃的低温热水,水质清澈,温度宜人。通过对水质进行化验检测,水化学类型为:SO4·HCO3·Cl-Na,与本地区地下岩溶水HCO3-Ca·Mg或HCO3-Mg·Ca水类型明显不同。该区靠近盘山岩体,显然是在某一深度下岩浆侵入体对一定范围内地下水的温度场和水化学场进行了改变所致(赵苏民等,2003)。
2)凸起型。天津地区主要地热田均为该控热构造类型,如王兰庄地热田的双窑凸起、山岭子地热田的大小东庄凸起、周良庄地热田的王草庄凸起和万家码头地热田的小韩庄凸起。其基岩顶板埋深在880～1200m之间,盖层主要为新生界第四系和新近系。其凸起的部位为背斜,核部岩性主要为奥陶系及蓟县系的石灰岩和白云岩,热导率较高,将深部热流能快速传递到基岩顶板。所以,背斜核部往往为高热流集中区,温度较高,加之有适当厚度的盖层匹配,往往形成大范围的中低温地热田。热田盖层地温梯度平均在3.5～4.2℃/100m之间。
3)低凸起型或浅凹陷型。以白塘口凹陷为代表,根据 WR9,WR53,WR75钻孔揭露,地层匹配为新生界1200～1300m,中生界620～1450m,在1900～2700m进入古生界或中新元古界基岩。盖层地温梯度平均在3.0～3.5℃/100m之间。
4)深凹型。以北塘凹陷和板桥凹陷为代表,凹陷内沉积着巨厚的中、新生界。新生界厚度为3000～5000m,之下为中生界。盖层地温梯度平均小于3.0℃/100m。
如果不考虑其他因素影响,单就控热构造内部来说,其传递大地热能的主要方式为热传导。在天津地区不同区域按地热增温率来推算,能够被钻探所证实的80℃地下热水,埋藏在2000～2500m。可见,以热传导基础理论建立起来的地温梯度能很好地圈定地热田或地热异常区,其效果能够与物化探及钻探结果吻合。
B.导热构造对地温场的控制
控热构造并不是控制地温场的唯一因素。一般来说,凡构造凸起边缘部位均受深大断裂切割,这些断裂在一定条件下往往成为热水通道。通过对天津地区不同地热田36眼雾迷山组地热井有关数据统计分析(图2-8至图2-10)可知,地热流体温度与基岩顶板埋深、雾迷山组顶板埋深离散程度很大,没有明显的相关性。基本说明了在天津地区宝坻断裂以南,雾迷山组热储层无论埋藏深浅、揭露储水层厚度如何,其流体温度多在84～86℃之间。但是,也有个别雾迷山组地热井,如山岭子井和一商井,取水层在1500～1900m,温度却达93～96℃,高出正常值近10℃,显然是受沧东断裂和白塘口西断裂两个导热构造影响所致。结合其他资料分析,地热井靠近断裂,温度增加;远离断裂,温度递减。此现象在天津大寺地区也比较突出,该地区白塘口西断裂东侧,有 WR-6,WR-9,WR-65三口井,分别于1427m, 1832m,2509m进入雾迷山组热储层,但前两口井温度为84℃和85.5℃,唯 WR-65井温度为95℃,原因在于该井穿过了白塘口西断裂(推断是该断裂的二级断阶),热传递过程中有热对流机制存在,所以温度显著偏高。
图2-8 基岩顶板埋深与雾迷山组热流体温度关系图
图2-9 雾迷山组顶板埋深与雾迷山组流体温度关系图
图2-10 雾迷山组揭露厚度与雾迷山组流体温度关系图
在深大断裂附近,热对流的存在不仅对基岩热储层温度有影响,而且对上部松散层热储温度也有影响。如军粮城西北2km处的馆陶组地热井(蔬菜园区内),开采层1276～1324m,井口水温82℃(为天津之最)。除该地区地温梯度偏高外,部分原因是导热构造(沧东断裂和海河断裂)引起热对流所致,这一点从该井热流体的水化学类型(Cl·HCO3·SO4-K·Na)与区域(Cl·HCO3-Na)的明显差异中可以得到证明。类似的情况在天津地区其他地热田中亦有存在。如表2-8和表2-9所示。
表2-8 导热构造对热流体温度的影响
表2-9 导热构造对地温梯度的影响
导热构造对地温场的控制作用主要表现在:地热田、地热异常区形态的延伸方向与构造线相平行,热异常中心不在基岩凸起的最高部位,而是靠近主干断裂,特别是有与主干断裂相伴生的横张断裂时,其交汇部位更是造成热能储存和运移的空间及通道,从而成为热异常的高值区。
C.岩性对地温场的控制
前面已经提到,天津地区无高温地热背景,属正常地热增温范畴,热源位于地壳深部,大地热流以热传导方式向上传递热能。作为传递介质的地层岩性,则通过垂向上岩石热导率的差异来影响地温场的分布。
以天津地区为例,谈及岩性对热传递的影响,首先要认识地层沉积建造的形成。天津地区位于欧亚板块中朝古老地台上,广泛分布有古生界和中新元古界碳酸盐岩沉积建造,在经历至少一次或多次地壳隆升构造运动后,碳酸盐岩被风化或喀斯特化。进入中生代时期,本区构造运动活跃,燕山运动使得华北地台解体,裂谷型盆地初具雏形,大小不一的张性断裂强烈活动,导致规模不一的断陷盆地相间发育,随着负荷的增加和控制边界断裂的活化,沉积了一定厚度的新生界。
以天津地区为代表的沉积建造,在我国松辽盆地、江汉盆地、苏北-南黄海盆地、渭河盆地等也多有发现。其总的特点是:碳酸盐岩地层热导率高,加之岩溶裂隙发育,地下水充填其间,使得深部均一的热流能快捷、迅速的传递并集中。上覆厚度适当、热导率相对较低的松散盖层对热能的保存起到重要的作用。如此相互作用的结果是:①盆地深部基岩热储系统发育,形成低温(﹤90℃)或中温(﹥90℃)地热资源。②新生界下部,砂岩层段相对于泥岩或砂泥岩热导率大,在地热流体共同作用下,对热流传递十分有利,同时也形成低温热能的富集层。③新生界上部,500m左右的砂、泥岩呈层状分布,孔隙度大,热导率低,以盖层的形式在恒温带之下造成热传递的衰减。
根据大量资料分析,基岩岩性和温度对盖层的平均梯度值有很大影响。在天津王兰庄地热田勘探中发现,当基岩埋深相差不大时,基岩为奥陶系,井口热流体温度在58～63℃之间,基岩为中新元古界,井口热流体温度为78～90℃之间。基岩储层温度越高,则盖层平均地温梯度就越大。可见,在热流传递中,传导介质的岩性是影响热传递质量的因素之一。
D.流体对地温场的控制
广布于地壳浅部的地下水,热容量大(约是固体的5倍),在压力差或密度差的作用下易于流动,相对于固体而言,它是一种热载体,在盆地的边缘或主要开采层中对地温场有着极大的影响。控制流体动态的地貌特征、含水层分布及水动力条件等方面综合作用对区域地温场带来不同影响。
对地温场的负向影响:在华北盆地的外缘如宁河、宝坻北部和蓟县地区,含水层近于开放或半开放状态,地下水以垂向补给或强径流为主,流体对热传递起了减弱或逆向作用,以致该区域的地温场偏低或者出现负异常。前面已经提到的JR1井,开采2092m深度的地下水,温度仅40℃就是如此。
增强岩石热传递能力:在一个地热系统内,流体对岩层的热导率有一定的增强,其程度取决于岩层的孔(裂)隙度、密度及连通情况。通过对黄骅坳陷新近系岩样热导率的测试发现:在岩样孔隙度相同前提下,如岩样孔隙几乎不连通,则干、湿岩样热导率相差无几;如果岩样孔隙连通性较好,则饱和岩样较干岩样热导率能提高25%～40%。可见,流体赋存在松散的、孔隙沟通性较好的岩层内,会增加岩层的热传递能力。
基岩水岩样较干岩样热导率平均提高了2.45%,但数据离散程度较大,极差值分别为-3.39%和8.25%,因程控数字环形热源热导仪测试精度为±7%,所以测试结果在测试仪器的精度之内。可以认为,在一个封闭的、进行一维热传递的坚硬基岩岩石系统内,在没有较大的岩溶裂隙存在的情况下,流体对热传递有一定的影响,但影响很微弱。
地下热对流的主要介质:流体与深大断裂构造相匹配,以对流的形式进行着热传递。天津地区同一个地热田在地层岩性、井结构都相同的情况下,由于距沧东断裂、白塘口西断裂距离的不同,相同热储层的井口水温有很大的差别,就是热流体在导热构造附近进行热对流作用的结果。
综上所述,断裂构造与地层岩性相互作用对地温场的控制机理是:地壳深部均一、连续的热流向地壳浅部传递中,在地壳浅部控热构造作用下的大面积范围内(指控热构造内部),无论是基岩凸起的正向构造部位或深凹的负向构造部位,总的热能传输形式是以热传导为主,使热能集中于沉积岩壳。只不过正向构造的高温层距地表较浅(在一定的盖层匹配下),反之则深。在控热构造的边界,由于某些深大断裂(导热构造)作用,热流体在一定的范围内有对流形式存在,热传递以传导+对流形式出现,使得地热流体温度高值中心偏离基岩凸起中心,靠近断裂带且长轴方向与断裂走向一致(如沙井子、王庆坨地热田)。
E.岩浆活动影响
我们知道,岩浆喷出地表冷凝固化后形成的岩石为火山岩(喷出岩),它的热影响时期较短,对地热形成意义不大。从我国沸泉分布地和新生代火山分布地比较来看,高温热水区不但远离晚新生代火山分布区,而且绝大多数晚新生代火山区为低温热水区。例如在晚新生代火山分布最为密集的黑龙江省至今尚未发现≥25℃的温泉(黑龙江省地质矿产局二队,1988;王允鹏等,1979),因此,新生代火山作用在沉积盆地对地温场影响表现不强烈,与地热相关性较小。
岩浆在地下深处活动侵入地壳浅处后冷凝固化形成侵入岩,是地壳内最强的热传导形式。侵入岩浆形成后,冷却的时间相当长,一般受下列因素影响:
1)侵入的岩浆总体积。
2)岩浆体侵入的深度或顶面埋深。
3)侵入岩浆的性质。酸性岩浆温度较低(650～850℃);基性岩浆温度较高(1100℃左右)。其结晶潜热也有差异,酸性岩浆为65car/g,基性岩浆80car/g。
4)侵入体的形状。
5)有无水热系统。
据科学家推测,一个埋深为4km的酸性岩浆侵入体,体积为1000km3,初始温度为850℃,若要使侵入体的中心温度冷却到300℃,大约需几十万年。可见侵入岩浆的热扩散是非常慢的。换言之,若要利用这种热能也是比较稳定的。一个天然的温泉,长年不息地流出地热水,而且几百年温度变化不大就是例证。
华北盆地自新生代以来发生过较强烈的地幔热事件,并与火山岩的形成有着密切的关系。但是,由于华北地区属于弱火山裂谷,火山活动虽然比较频繁,但每次喷发量都不大,空间分布也很不连续,年代远远大于几十万年。侵入岩体也同样如此,以天津蓟县盘山花岗岩为例,据王玉富等研究,现已出露的盘山花岗岩体侵位于印支期(200Ma以上),其形成的环境是:深度大于12km,温度约700℃,压力大于400MPa,氧逸度为3.162MPa,水逸度为156.6MPa,是在较高的围压条件下形成的深成岩,时代久远,已和周围地层温度达到了平衡,对正常地温场已无明显影响,对现今的高温地热更没有任何贡献。
岩浆侵入时代越新,所保留的余热越多,所形成的地热异常区也就越强烈。当然,除地质时代外,侵入体的规模、埋藏深度及覆盖层保温条件也起着一定的作用。据估算,第四纪以前地质时期的岩浆活动所产生的余热可以忽略不计。即使有影响,也是分布在一定条件下的个别点或线上,强度也是很微弱的。前述蓟县居官屯村206m深的机井,其周围地质构造不具备形成大面积地热异常区的条件,但其西北为面积约50km2的盘山花岗岩体(形成于中生代印支期),从航磁异常和地面磁测结果分析,岩体是向南东方向倾伏,由此推断,它是从南东向北西顺背斜轴部侵位的,而居官屯正好位于背斜轴部、花岗岩体侵位的通道上(天津市地质矿产局,1992)。所以,居官屯206m深的低温热水是在一定深度下岩浆侵入体的余热或放射性生成热或者流体沿断裂的深循环作用而形成的。但这种作用只是局部的、微弱的。
从深层次分析,中国地质科学院马刚等对华北盆地岩浆体研究证明,华北盆地的玄武岩属于拉斑玄武岩,说明源于上地幔。玄武岩的喷发表明是在拉张的环境中,每期的喷发都与拉张活动相对应,喷发岩体积大,分布广,但喷出地表后热量散失较快。而生热率较高的花岗岩侵入却形成于挤压性质的构造环境中,分布零散,多成薄层状,同样不利于能量的保存。这个事实从另一方面告诉我们,在华北平原经济钻探深度内不会找到高温热田。
(二)海拉尔盆地
海拉尔盆地位于内蒙古自治区呼伦贝尔市西南部,大兴安岭西部的呼伦贝尔草原上,盆地西、北、东三面被山地丘陵环绕,向南延至蒙古人民共和国境内。平均海拔640m,地表为草原覆盖,面积6.76万km2,我国境内面积为4.31万km2。海拉尔盆地为中新生代的多旋回、断陷-坳陷叠合型盆地(陈均亮等,2007),沉积岩最大厚度6000m。盆地具有两隆三坳的构造格局,自西向东为扎赉诺尔坳陷、嵯岗隆起、贝尔湖坳陷、巴彦山隆起和呼和—旧桥坳陷;这一级构造单元还可进一步细分为16个凹陷和3个凸起。盆地基底为华力西期—印支期花岗岩和三叠系布达特群。盆地内充填侏罗系、白垩系、古近系和新近系。
1.地温场特征
海拉尔盆地地温梯度计算结果表明现今地温梯度变化在2.50～4.0℃/100m之间,平均地温梯度为3.0℃/100m,接近全球盆地平均地温梯度,小于松辽盆地平均地温梯度。从地温梯度等值线图(图2-11)上可以看出,盆地不同构造单元地温梯度有一定的差异性,但总体上表现为南高北低的特点。盆地南部地区的乌尔逊、贝尔、呼和湖、查干诺尔和巴彦呼舒等凹陷的地温梯度大于盆地北部地区的呼伦湖、赫尔洪德和东明等凹陷。即:南部地区凹陷的地温梯度大于3.3℃/100m,如乌尔逊凹陷为3.3℃/100m,贝尔凹陷为3.35℃/100m,呼和湖凹陷为3.5℃/100m,查干诺尔凹陷为3.4℃/100m;北部地区凹陷的地温梯度小于3.2℃/100m,如东明凹陷为3.1℃/100m,赫尔洪德凹陷为3.17℃/100m,呼伦湖凹陷地温梯度为3.2℃/100m。处于盆地中部偏北地区的红旗凹陷地温梯度最高,平均地温梯度为4.0℃/100m,这主要与近东西向的扎和庙 伊敏河断裂有关。具体在每一凹陷内,凹陷边缘地温梯度低,凹陷中心部位地温梯度高。
海拉尔盆地的地温梯度值接近全球盆地平均地温梯度,与全国各含油气盆地如中国东部的渤海湾盆地(吕希学,2006)、中部的江汉盆地(郭彤楼等,2005)和西部的四川盆地(卢庆治等,2007)的地温梯度相比,海拉尔盆地的地温梯度值处于高温值与低温值之间,是一个中温型的盆地(王均等,1990;龚育龄等,2003)。
2.大地热流分布
海拉尔盆地现今大地热流值在42.15～63.86mW/m2之间(表2-10),平均大地热流值约为55.00mW/m2,小于松辽盆地的平均大地热流值(69mW/m2)(吴乾蕃等,1985;任战利,1999)。海拉尔盆地大地热流值具有南高北低的特点(任战利等,2003)。其中,以红旗凹陷和乌固诺尔凹陷大地热流值最高,分别为63.86mW/m2和61.94mW/m2;呼伦湖凹陷大地热流值最小,为49.66mW/m2。其余凹陷大地热流值低于60.00mW/m2。
图2-11 海拉尔盆地地温梯度等值线图(据崔军平等,2007)
Ⅰ—扎赉诺尔坳陷;Ⅰ1—巴彦呼舒凹陷;Ⅰ2—汗乌拉凸起;Ⅰ3—查干诺尔凹陷;Ⅰ4—呼伦湖凹陷;Ⅱ—嵯岗隆起:Ⅱ1—赫尔洪德凹陷;Ⅲ—贝尔湖坳陷:Ⅲ1—贝尔凹陷;Ⅲ2—乌尔逊凹陷;Ⅲ3—新宝力格凹陷;Ⅲ4—五星队凸起;Ⅲ5—红旗凹陷;Ⅳ—巴彦山隆起:Ⅳ1—五一牧场凹陷;Ⅳ2—莫大莫吉凹陷;Ⅳ3—乌固诺尔凹陷;Ⅳ4—东明凹陷;Ⅳ5—鄂温克凹陷;Ⅴ—呼和一旧桥坳陷:Ⅴ1—伊敏凹陷;Ⅴ2—呼和湖凹陷;Ⅴ3—锡林贝尔凸起;Ⅴ4—旧桥凹陷
表2-10 海拉尔盆大地热流值
(据崔军平等.2007)
3.地温场控制因素分析
海拉尔盆地具有中温盆地性质,现今平均地温梯度小于松辽盆地。地温分布具有南高北低特点,主要受地壳厚度、基底岩性、埋深及盆地构造等因素控制。
深部地壳结构与地温分布有密切关系,由于地幔的热能是通过地壳岩石向地面传导的,因而地壳薄地温高,地壳厚地温低,地壳厚度直接控制着区域地温场,二者成镜像关系(任战利,1999)。从满洲里绥芬河地学断面图2-12可以看出,海拉尔盆地地壳厚度约42km,莫霍面埋深37km,比松辽盆地莫霍面(埋深33km)深4km,这种壳幔结构的显著差异是导致海拉尔盆地地温场较低的主要因素。二者存在差异与前中生代构造演化也有联系,构造演化造成了海拉尔盆地热沉降幅度远小于松辽盆地,而且松辽盆地存在两个壳内高导层,有利于地幔热流向上传导,所以,松辽盆地地幔热贡献较海拉尔盆地大。
图2-12 满洲里 绥芬河剖面示海拉尔盆地与松辽盆地岩石圈结构图(据卫平生,2008)
海拉尔盆地基底主要为前古生界深变质岩和古生界的浅变质岩,火山岩在盆地中北部分布,但面积比较局限。而松辽盆地基底分布着大面积的加里东期、华力西期和燕山期花岗岩。花岗岩具有放射性元素含量高、生热率高的特点,变质岩放射性元素含量少,生热率较低。因而基底岩性也是海拉尔盆地地温场较低的一个原因。
地下水对地温分布也有影响。松辽盆地地下水动力场特征、油田地下水化学场明显表现为垂直分带性与平面分区性(楼章华等,2006)。在海拉尔盆地目前只有铜1井钻遇到较强的地下水活动,就整个盆地所言,不是主要的。因此,推测局部热源的存在是引起局部热异常的主要原因。断裂对地温分布有一定的影响,断裂可以导致地下热流体的活动而引起局部温度异常。在盆地中-北部存在走滑断裂以及晚侏罗世—早白垩世的火山岩,分布面积比较局限。这可能是导致盆地中-北部地温梯度和大地热流值整体较低背景下而局部相对较高的原因。
现今地温还受盆地内部构造带的控制。海拉尔盆地各断陷总体上为北北东向展布,现在地温分布受北北东向构造控制。海拉尔盆地具有“东西成带,南北成块”的基本构造格局,南部凹陷基底埋深大于北部凹陷,南部凹陷地温梯度高于北部地温梯度。因此,地温场南北分异可能与“南北成块”的格局有关(崔军平,2007)。