中国大陆属欧亚板块的一部分。它的东侧为岛弧型洋-陆汇聚边缘，西南侧为陆-陆碰撞造山带，是由许多不同时期的古板块(如华北、华南、塔里木、哈萨克斯坦、西伯利亚等)经碰撞、增生和拼接而成的，这些不同的拼合块体有着不同导热储特性。从东到西，中国地壳厚度和平均布格重力异常呈现三个台阶面，其间有两个明显的地壳厚度和布格重力梯度陡变带:一条是大兴安岭-太行山-武陵山梯度带，另一条是六盘山-龙门山-乌蒙山梯度带(图1-1，图1-2)。
自古生代以来，中国大陆构造演化经历了陆洋分化对立阶段、石炭纪—二叠纪软碰撞转化阶段和中新生代盆山对峙发展阶段，中生代以来大陆连为一体，盆山格局的演化与发展控制着各地区热储条件的演化与发展。多旋回构造运动与多期盆地叠加塑造出不同的地热田。上述构造的演化，伴随着不同时期的岩浆活动，形成了不同岩性和结构的地层，使得我国大地热流值的分布具有明显的规律性(图1-3)。据《中国地热资源———形成特点和潜力评估》(陈墨香，汪集旸等，1994)，我国大地热流值可分为五个构造区(图1-4;表1-1)。在这五个大地热流构造区中，以西南构造区为最高，达70～85mW/m2;西北构造区最低，为43～47mW/m2;华北-东北构造区平均热流值为59～63mW/m2，与全国平均值接近;华南构造区平均热流值为66～70mW/m2，比全国平均值略高;中部平均热流值40～60mW/m2。西南地区，沿雅鲁藏布江缝合带，热流值较高(91～364mW/m2)，向北随构造阶梯下降，到准格尔盆地只有33～44mW/m2，成为“冷盆”。我国东部是台湾板块地缘带，热流值较高，为80～120mW/m2，越过台湾海峡到东南沿海燕山期造山带，降为60～100mW/m2，到江汉盆地热流值只有57～69mW/m2。显示出由现代构造活动强烈的高热流地带向构造活动弱的低热流地带递变的特征。另外，在大型盆地中，大地热流值分布同基底的构造形态直接相关，隆起区为相对高热流区，坳陷区为相对低热流区。
图1-1 厚国地壳中度分布图(据袁学诚等，961)
图1-2 中国1°×1°重均布格平力异常图(据马杏垣，殷秀华等，9871)
图1-3 大国大陆地区中地热流值图(据邱楠生、胡圣标等，042)
图1-4 中国大陆地热流统计的构造分区图(据陈墨香等，1994)
表1-1 中国大陆及各构造区大地热流统计表单位:mW/m2
(据陈墨香等，1994)
地温分布在一定程度上反映了深部地质结构的特点和地质构造演化历史，是评价地热资源、圈定地热异常区、进行地热资源开发利用区划的基本参数。据《中国地温分布的基本特征》(王钧、黄尚瑶等，1990)，我国地温的分布具有明显的规律性:东部地温高，西部地温低，南部及西南部地温高，西北及北部地温低;丘陵及山地地温偏低，而大、中型盆地的地温偏高。各盆地中的地温也具有与总的地温分布规律一致的特点，即东部诸盆地的地温高于西部盆地，特别是西北部几个大型盆地是全国所有盆地中地温最低的地区之一(表1-2;图1-5～图1-7)。
表1-2 中国地温分布特征表
续表
(据王钧、黄尚瑶等，1990)
我国地温梯度在各地区分布是不同的，具有东部高、西部低、南部高、北部低的总趋势，与地温分布规律是一致的(图1-8)。
我国地热资源据其分布的地貌部位和形成条件，可分为隆起山地对流型地热资源和沉积盆地传导型地热资源两大类。地热资源的形成与地质构造、岩浆活动、地层岩性和水文地质条件等有着密切的关系。据《中国地热资源形成特点和潜力评估》(陈墨香、汪集旸等，1994)，我国热水型地热系统可分为两类(构造隆起区地热对流类和构造沉陷传导型类)、五型(火山型、非火山型、深循环型、断陷盆地型和坳陷盆地型)。各类型地热系统的地质构造和热背景、结构和规模、热源和水源、热水矿化度、地热能利用方向以及各类型的代表性地区和地热田等情况详见表1-3。
(1)沉积盆地传导型地热资源
沉积盆地传导型地热资源为传导型中低温地热资源，主要分布于华北平原、汾渭盆地、松辽平原、河淮盆地、苏北盆地、江汉盆地、四川盆地、河套平原等大型盆地，沉积层巨厚。其中既发育大量由粗碎屑物质组成较高孔隙度和渗透性的储集层，又有大量由细粒物质组成的盖层，后者对储集层起着积热和保温的作用。我国东部大型中、新生代沉积盆地低盐度热水储层，在结构上为砂岩层与泥岩层交互叠置。华北盆地、苏北盆地和江汉盆地的上第三(新近)系厚度分别为数百米至2000m。松辽盆地新生界欠发育，上白垩统为主要热水储层。中部鄂尔多斯盆地的三叠系和侏罗系，盆地边缘相和河道砂岩相适于淡的和低盐度热水的赋存。四川盆地三叠系为海相砂、泥岩及碳酸盐岩建造，侏罗系为深湖相碳酸盐岩和碎屑岩建造，为卤水富集层。大型盆地有足够的空间使水动力环境呈现出明显的分带性:外环带为径流积极交替带，内带为径流缓滞带。进入盆地的地下水流穿越外环带之后，进入内带转为长距离的水平运移，地下水可以充分吸取岩层的热量，使水岩同温。因此，大型盆地(如华北盆地等)的内带成为热聚存的理想环境。华北平原的基岩热储层由下古生界和中、新元古界碳酸盐岩地层组成，与一系列的基底凸起区相一致，构成了许多有经济价值的地热田。另外，沉积盆地型地热资源的形成还与岩浆活动和构造活动有密切关系。我国东部盆地早期具裂谷盆地的性质，有多期岩浆活动，热流值较高;后期转为热冷却坳陷，发育良好热储盖层，盆地基底的盆岭式结构和活动深断裂，形成区域热水径流通道，成为多期叠合的热水盆地。根据对天津地区地热形成的研究，其热源来自于地壳深部8～16km的花岗岩壳中放射性元素蜕变所产生的热和上地幔熔岩流热共同传导于地壳浅部的结果(吴铁钧等，2004)。
图1-5 中国1000m深地温分布图(据王钧、黄尚瑶等，901)
图1-6 中国2000m深地温分布图(据王钧、黄尚瑶等，901)
图1-7 中国3000m深地温分布图(据王钧、黄尚瑶等，901)
图1-8 梯国地温中度分布图(据王钧、黄尚瑶等，901)
表1-3 中国地热系统基本类型一览表
(据陈墨香等，941)
《中国地热资源及其开发利用》(田廷山、李明朗等，2006)，根据盆地的力学属性和热储特征，将我国沉积盆地的热储划分为东部张性盆地热储区、中部克拉通坳陷盆地热储区和西部压性盆地热储区。因每个盆地都是一个完整的热储体系，可划分为独立的热储亚区、分区(表1-4)。
表1-4 中国地热资源热储条件分区说明表
续表
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(据田廷山等，2006)
我国中、新生代盆地总面积340×104km2。其中，盆地面积大于5×104km2的大型盆地有9个，1×104km2的中型盆地有39个(图1-9)。我国由东到西盆地的热储条件是由好变差，东部盆地为多层热储层叠置的“热”盆地，中部盆地则为热卤水盆地，西部盆地基本为“冷”盆地。从南到北，山地由高温水带到低温水带。
(2)隆起山地对流型地热资源
隆起山地指中新代以来构造活动以隆起为主，现代地形以山地为骨架的地区，包括山间断陷盆地及河谷地带。热水沿深大断裂带形成和分布，一般为开放的脉状深循环对流系统，也有层状断块沿断层溢出的传导-对流系统，多以泉的形式排泄溢出。我国绝大多数水热区的地表热显示以单个泉点或泉群的形式出现，少数地区则有沸泉、沸喷泉、喷气孔和水热爆炸等多种形式并存。《中国地热资源及其开发利用》(田廷山、李明朗等，2006)，根据我国山地的构造特征和水热活动强度，把隆起山地对流型热储划分为现代板块碰撞带高温热储、断褶山地深断裂中温热储、断块岩溶山地中低温热储、第四系火山余热中温热储和褶断高原山地低温热储(表1-4)。按照温泉出露的情况，我国有四个水热活动密集带:①藏南-川西-滇西水热活动密集带;②台湾水热活动密集带;③东南沿海地区水热活动密集带;④胶、辽半岛水热活动密集带。
我国隆起山地对流型地热资源主要分布于藏南-川西-滇西和台湾地区，中低温地热资源主要分布于东南沿海地区和胶东半岛。隆起山地型地热资源的形成与构造关系密切。我国位于欧亚板块的东部，为印度板块、太平洋板块和菲律宾海板块所夹持，新生代以来，我国西南侧，由于印度板块与欧亚板块相碰撞，形成藏南地区聚敛型大陆边缘活动带;在东侧，由于欧亚板块与菲律宾海板块相碰撞，形成台湾岛中央山脉两侧的碰撞边界。这两条碰撞边界及其邻近地区的特性虽有差异，但均是当今世界上构造运动最强烈的地区之一，并共同呈现高热流异常，具有产孕育高温地热资源必要的地质构造条件。远离板块边界的板内广大地区，构造活动性减弱或为稳定块体，热背景正常以至偏低，水热活动随之减弱，一般形成中低温地热资源，其中绝大多数为低温地热资源。隆起山地型地热资源的形成与岩浆活动关系密切。我国低温温泉大多与碳酸盐岩分布区相吻合，而较高温的温泉则大多数出露于非碳酸盐岩区或碳酸盐岩与花岗岩岩体的接触边界上。据《中国温泉资源》(黄尚瑶等，1993)，将中国温泉资源地质类型划分为三类六型，其形成特征见表1-5。