西藏谷露地热田地热地质特征

Characteristics of Geothermal Geology of the Gulu Geothermal Field in Tibet

摘要

西藏谷露地热田于2020年成功揭露到189.2 ℃的高温地热资源，研究谷露地热田地热地质特征，对西藏地热资源勘查开发和揭示高温地热系统成因机理都具有重要的科学与指导意义.本文以构造地质调查为基础，结合最新物探、钻探、水文资料，通过解析构造‒水‒热循环系统内在联系，总结构造控热规律，并建立了谷露地热田地热系统概念模型.谷露地热田内主要发育N-S向（F1、F3）、E-W向（F2、F4）和NE向3组断裂.大气降水与冰山融水沿盆地西侧九子拉‒桑雄断裂下渗，经深循环加热以盆地西缘F1断裂为导热通道向上运移，由于受到南北两侧F2、F4断裂的阻隔作用，热水在F1和F3断裂组成的“Y”字型断裂系统内汇聚集中，形成热储，并在地表沿NE向和N-S向断裂构成的通道系统中运移排泄；盆地基底花岗岩之上覆盖的泉胶砾岩层对热储起到了良好的隔水保温作用；热田内第四系沉积很薄，热储主要赋存于基岩裂隙中，为基岩裂隙型热储.F1与F3构成的“Y”字型断裂系统是热储赋存的主要场所，谷露地热田地热资源勘查开发要以这两条断裂为重点勘查目标.

关键词

谷露 / 地热田 / 地热发电 / 概念模型 / 基岩裂隙型热储

Key words

Gulu / geothermal field / geothermal power generation / conceptual model / bedrock fractured thermal reservoir

0 引言

中国是全球利用地热能最普遍的国家，但主要是以浅层地热能直接利用为主（黄嘉超等，2021），地热发电产业进展缓慢（庞忠和等，2012）.截至2021年，中国地热能发电装机容量仅49.1 MW，排名全球第19位，与全球 15.9 GW装机容量相比有着巨大差距（黄嘉超等，2021）.2020-2021年，谷露地热田实施了两口地热探采一体井，成功揭露到189.2 ℃的高温地热资源，两口井可发电潜力达12 MW，是近30年来我国高温地热发电事业的重大突破.

谷露地热田位于那曲‒尼木地热带，亚东‒谷露裂谷带北段，是西藏最具开发潜力、地热储量最集中的地带（刘昭，2014），目前已建成羊八井 25.18 MW和羊易16 MW高温发电机组（郑克棪和郑帆，2020）.西藏地热大队等单位先后在羊八井、羊易、拉多岗等热田开展了地热地质勘查工作，在高温地热勘查和地热系统成因机理方面取得了丰硕成果（郑绵平等，1995；多吉，2003；秦进生，2003；Guo et al.， 2007；Feng et al.， 2012；刘昭等，2014；胡志华等，2022）.该地热带为典型的高温对流型地热系统，多种地球物理资料表明，地热带上地壳15~20 km深度范围内存在多个不连通的部分熔融岩浆体，被认为是地热活动的深部热源条件（Brown et al.， 1996；Nelson et al.， 1996；赵文津等，2002，2003）；活动断裂及深部构造对地热带内热水活动有明显的控制作用，地表断裂、地震活动、地热分布存在密切关系，与深部地质过程具有动力学成因联系（李振清，2002；赵文津等，2003；刘昭，2014）；地下热水水化学、同位素以及气体组分分析结果显示，地热流体主要来源于大气降水补给，有部分岩浆水混入（刘昭等，2014）；地热流体上升过程中与围岩发生溶滤，在近地表与冷水发生不同比例的混合作用，表现出不同的演变特征（张萌等，2014）.

前人对地热系统成因机理研究，主要侧重于地热水化学以及同位素特征等方面（刘昭等，2014；张萌等，2014；刘明亮等，2020；郭清海和杨晨，2021；徐梓矿等，2021），对构造控热规律的研究较为缺乏，或是简单总结为不同方向断裂交叉复合部位是地下热水运移、富集的有利空间（赵文津等，2003）.谷露、羊八井、羊易是那曲‒尼木地热带上热储温度最高、最为典型的3个地热田，具有类似的地热成因机制（刘昭，2014）.相较于羊八井和羊易，谷露地热田规模较小、热水活动集中、构造发育简单，因此便于更加直观地解析构造‒水‒热循环系统的内在联系.研究谷露地热田地热地质特征，对西藏地热资源勘查开发和揭示那曲‒尼木地热带高温地热系统成因机理都具有重要的科学与指导意义.

1 区域地质背景

中新世以来，青藏高原南部发生东西向伸展形成数条近南北向地堑，称为“藏南裂谷系”，亚东‒谷露裂谷规模最大且活动性最显著（Armijo et al.， 1986；Ha et al.， 2019；Wang et al.， 2020；卞爽等，2021）.该裂谷整体呈NNE走向，全长近500 km，其南端起于亚东县北部帕里镇，向北依次穿过藏南拆离系、特提斯喜马拉雅、雅鲁藏布江缝合带、拉萨地体4个大地构造单元，终止于拉萨地体北缘NWW向崩错断裂（图1a）.

亚东‒谷露裂谷带内地热显示分布广泛，雅江以北的那曲‒尼木地热带由南往北可划分为3段（图1b），分别为：尼木‒吉达果断裂带、念青唐古拉南缘断裂带、九子拉‒桑雄断裂带.带内分布有恰布内、续迈、安岗、羊易、吉达果、嘎日桥、羊八井、拉多岗、宁中、月腊、董翁、谷露、罗玛、脱玛、那曲、玉寨、错纳等26个中高温地热显示区（图1b），这些地热显示区均出露于山前“串珠”状断陷盆地内，整体受念青唐古拉东南麓活动断裂控制（李振清，2002）.盆地西侧与念青唐古拉山脉之间以高角度正断层为边界，盆地内部不同时期形成的断层呈阶梯状排列，断层产状均由边缘向盆地中心倾斜，沿断层线发育断层崖及断层三角面，并呈定向成群展布（吴中海等，2006a），地热带内地震活动频繁（图1b）（吴中海等，2006b），在18.3~11.1 Ma 期间发生大规模岩浆侵入，形成了念青唐古拉巨大花岗岩岩基（刘琦胜等，2005；吴珍汉等，2005）.

谷露地热田位于九子拉‒桑雄断裂带中部（图1b），热田形成受九子拉‒桑雄断裂控制.九子拉‒桑雄断裂全长约52 km，由一组近南北向的断裂组成，沿该断裂西侧发育200~300 m高的基岩断层三角面，主断裂带整体呈N10°E走向，倾向东，倾角变化在65°左右（刘静等，2009）.

2 热田地质特征

2.1　地层及岩浆岩

谷露地热田位于新生代谷露盆地中部，地层主要发育侏罗纪变质沉积岩和第四系（图2b）.中侏罗统马里组（J₂ m ¹）分布于地热田西部，主要岩性为碳质绢云母千枚岩、变质长石石英砂岩、黑云母片岩及条带状灰岩、大理岩等.第四系可划分为更新统和全新统.中更新统冰水堆积层（Q₂ ^fgl）分布在热田西部，由砾石、亚砂土、亚粘土组成，砾石成分以中细粒花岗岩为主，其次是砂板岩，硅质岩块，砾径一般在35 cm左右，最大1.5 m；中上更新统冲洪积层（Q_2-3 ^apl）由砾石、砂、亚砂土等组成，砾石成分为花岗岩、砂板岩、硅质岩块等，砂的成分为长石、石英颗粒，砾径一般在3~15 cm左右；全新统沼泽沉积（Q₄ ^f）在盆地内沿桑曲呈近南北向展布，由表层的腐植层及下部的亚砂土、亚粘土和少量砾石组成，可见腐植层厚度大于70 cm，表层植被发育.除地层沉积外，热田内泉华地貌发育，包括泉华台地，泉华丘等，分布于桑曲两岸.

谷露花岗岩是念青唐古拉花岗岩的一部分，出露于热田西部，岩石类型主要有斑状花岗闪长岩、巨斑黑云母花岗岩、黑云二长花岗岩、含石榴石花岗岩等.花岗岩同位素K-Ar测年结果在11 Ma左右，形成于中新世（和钟铧等，2007）.

2.2　热田构造样式

谷露地热田主要发育E-W向、N-S向和NE向3组断裂（图2），其中E-W向和N-S向属于区域性断裂构造，NE向断裂出露于热田基底花岗岩中.

2.2.1　E-W向断裂

F2和F4断裂位于谷露地热田南北两侧，相距约2 km（图2）.F2断裂全长约5 km，贯穿整个谷露盆地，沿断裂发育东西向河流，由东向西汇入桑曲（图3a）.F4断裂从泉华台地北侧通过，同样贯穿盆地，向西可一直延伸到念青唐古拉山山前，在盆地西侧表现为宽缓的断层谷地，南北最宽处约900 m（图3b），谷地内大面积分布中上更新统冲洪积地层（Q_2-3 ^apl）.

L1为音频大地电磁（AMT）测深二维反演视电阻率断面图（图2a和图3c），剖面全长约5 km，南北向穿过热田东侧，与F2和F4断裂垂直.在F2和F4断裂通过位置，AMT剖面上存在明显的向深部延伸的低阻异常（图3c），笔者推断其为F2和F4断裂在深部的反映，AMT剖面上F2断裂倾向南，F4断裂倾向北，倾角在25°~40°之间，两条断裂分别在南北两侧向热田区挤压逆冲.

2.2.2　N-S向断裂

F1为谷露盆地西缘断裂，南北向穿过整个热田西侧，发育断层陡坎.断裂在热田南侧地貌特征最为明显，错断中更新统冰水堆积层（Q₂ ^fgl）和马里组砂岩（J₂ m ¹）（图4a、4b）.断层倾向E，倾角在60°~70°之间（图4a）.F1向北延伸穿过东西向的F4断裂后，被地表第四系沉积覆盖（图2）.马里组砂岩（J₂ m ¹）中断层产状：95°∠68°，断层面上发育一组清晰的斜向擦痕（图4c），笔者利用Win-Tensor软件对断层滑动矢量进行应力反演，三轴主应力σ1、σ2和σ3分别为74°/260°、6°/12°、14°/103°，反映盆地发生NWW-SEE向伸展（图4d）.

F3断裂位于桑曲东岸（图2），表现为盆地内一组连续的近南北向破裂（图4e），与F1断裂相距500~800 m，走向10°~15°，长约2 km，南北向延伸穿过F2和F4断裂后被地表第四系沉积覆盖，断层倾角陡立，以西倾为主（图4e），沿断层热水泉眼线状出露（图4f）.

2.2.3　NE向断裂

区域上NE向断裂表现为热田西侧线性沟谷地貌，沟谷内第四系覆盖严重，断裂活动特征不明显，向NE穿过泉华台进入盆地内隐伏不见（图2a，图5e）.在桑曲西岸，断裂通过位置，肉红色花岗岩中发育NE与NW向共轭节理（图5a）.NE向断裂在泉华台地上活动特征最为显著，桑曲西岸1号和2号泉华台表面发育大量张性裂隙（图5b），这些裂隙都是热水活动通道.统计结果表明，1号泉华台表面裂隙走向集中分布在60°左右（图5c）；2号泉华台表面裂隙走向变化范围较大，在20°~70°之间（图5d）.泉华台表面裂隙走向以NE向为主，可能是盆地基底NE向断裂的反映，具有较强活动性.

3 地热地质条件分析

3.1　热水活动与泉华分布

谷露地热田内共发育温泉点（群）42处，其中桑曲西岸33处，东岸9处，大部分为热、沸泉（图6a），泉口处有H₂S气泡逸出，泉水温度在23.1~88.2 ℃之间，温泉流量为0.001~0.482 L/s，总流量为7.95 L/s.

热田内泉华分布整体表现为两级泉华台地结构（图6e）.一级泉华台地分布于桑曲两岸，面积范围最大，台地高出河面2~5 m，由一套泉华胶结的砾岩组成（图6b、6c），泉胶砾岩中砾石含量约占40%，成分主要为砂岩与花岗岩砾石，胶结物为钙质和硅质，以硅质为主.二级泉华台地主要由桑曲西岸面积最大的两个泉华台地组成（1号、2号）（图2），台地相距约400 m，高出河面10~30 m，由硅华构成（图6d），成分主要为玉髓、蛋白石、方石英等.

3.2　导热通道

F1为盆地西缘断裂，延伸最长，规模最大，是热田内最重要的导热通道.谷露热田内的热水活动皆发育于F1断裂上盘，最新测温井资料显示F1断裂东侧热水活动强烈，井底温度普遍较高，最高能达到84 ℃，而断裂西侧井底温度较低，只有30 ℃左右（图2b）；靠近F1断裂上盘的2号泉华台是热田内热水活动最剧烈的地区，泉华台表面发育大量的热、沸泉泉眼（图6a）.

F3是盆地内最新活动断裂，错断盆地内泉胶砾岩（图4e），沿断层热水泉眼线状出露（图4f），但可能受桑曲浅层冷水混合影响，沿断层出露的泉水温度只有40 ℃左右.

NE向断裂主要发育于泉华台表面，在盆地内被第四系沉积覆盖.2021年通过测温井揭露发现，在F3断裂东侧，NE向断裂延伸方向，井底存在温度超过70 ℃的热水，热水在基底花岗岩中有向NE方向运移的趋势（图2b，CW06）.

1号泉华台东侧，南北向泉华台剖面清楚揭示了热水泉华沉积与构造之间的关系.台地泉华沉积整体呈开阔圆弧背形（图7c），泉华层理特征明显（图7a），两翼层理产状分别为131°∠24°、331°∠18°；核部发育两条NE向断层，为热水活动通道，现已堵塞（图7b），断层产状：151°∠65°、326°∠68°，倾向北西和南东.热水沿NE向断层上涌，不断向两侧溢流沉积，进而逐渐形成了背形泉华沉积层理.

3.3　补给、径流与排泄

3.3.1　补给

在具有高温热源的条件下，高温地热系统形成的另外一个重要因素，就是要有补给地下热水的水源条件（多吉，2003）.前人的谷露地热田地下热水氢、氧同位素分析结果表明，地下热水主要为大气降水补给，谷露地热田氧-18发生明显的漂移，显示地下热水中有部分安山质岩浆水的混入（刘昭等，2014）；地下热水补给海拔高程在4 800~5 025 m之间，恰好处于九子拉‒桑雄断裂下盘附近，与当地雪线及地表水系源头分布高程一致（佟伟等，1981）.

3.3.2　径流与排泄

谷露地区地下冷水主要为大气降水及侧向径流补给，总体径流方向为由山区流向盆地，盆地中径流方向由北向南，最后以泉点，向桑曲泄流，向盆地南部径流等方式排泄.

谷露地热田地下热水为远源大气降水补给，热水在地下深循环时间大于70 a（刘昭等，2014），径流途径复杂，径流途中经高温场加热，并与浅层地下冷水混合（张萌等，2014），在特定条件下，以温泉的形式排出地表.

3.4　盖层

地热系统中盖层是指上覆于热储层的不透水或弱透水层，起隔水隔热的封闭作用，是地热田形成、产出过热蒸汽的重要条件之一（徐世光和郭远生，2009）.某些原来无盖层的储热层，经过长期水热活动，可以使上覆松散沉积物发生水热蚀变，或热水所含矿物质发生沉淀，造成松散沉积物转变为不透水的泉胶岩层，形成自封闭盖层.

图8是谷露地热田部分测温井钻孔柱状图，其中CW01井位于泉华台西侧，F1断裂下盘，井底揭露到第四系砂砾石层沉积厚度为38.2 m，直接覆盖于基底花岗岩之上；CW02~CW05井位于F1和F3断裂之间，是谷露地热田内热水活动最为强烈的地区，地层结构整体可分3层，顶部为第四系砂砾石层，厚约6~10 m，中间为一套泉胶砾岩层，厚约30~40 m，底部为花岗岩基底；CW06、CW07井位于F3断裂东侧，与 CW02~CW05井地层结构类似，但泉胶砾岩有向东逐渐变薄的趋势，反映出热水由西向东运移.

4 讨论

4.1　地热活动与断裂之间的时空关系

亚东‒谷露裂谷是青藏高原内部规模最大，第四纪活动性最强的南北向伸展构造带，带内地热活动强烈，控制温泉分布的主要为西侧盆‒山边界活动断裂，以及盆地内部不同方向的次级活动断层（赵文津等，2003）.

前人对念青唐古拉东南麓断裂带研究表明，该断裂带具有多期活动并不断向盆地内部迁移的特点，中更新世以来几次重要活动分别发生在700~500 ka B.P.、350~220 ka B.P.、140 ka B.P.和70~50 ka B.P.（吴中海等，2006a）.于此同时，前人通过对谷露泉华样品年龄的测定，认为谷露地热活动最早始于50万年前（陈以健等，1992），并将谷露地热田水热活动划分为4个主要阶段，分别为500~ 470 ka B.P.、400~350 ka B.P.、270~200 ka B.P.和100 ka B.P.以来（李振清，2002；赵元艺等，2009，2010）.对比断裂活动和地热活动的历史可以看出，地热活动与断裂活动之间具有很强的相关性，温泉既是断裂活动的产物，又是活动断裂的重要标志.

4.2　构造控热规律

谷露地热田为典型的高温对流型地热系统，地热活动受断裂控制，热田内主要发育有N-S向、E-W向和NE向3组断裂，但不同规模、方向、性质的断裂对地热活动的控制作用各不相同.

4.2.1　N-S向断裂对热水活动的控制作用

N-S向断裂包含F1和F3两条断裂.断裂规模、温泉分布，以及最新的测温井资料都能够表明，F1断裂是热田内最主要的导热通道，控制着热水的垂向运移.热水在深部沿盆地西缘F1断裂上升，在断裂上盘由西向东排泄进入盆地.相较于F1断裂，F3断裂与F1倾向相反，深部连通，属于F1的次级断裂，与F1共同构成了“Y”字型断裂系统.据文献记载（佟伟等，1981），20世纪50年代之前，谷露地热田内的间歇泉口位于桑曲东岸，在经历1951年崩错8级和1952年九子拉7.5级地震后（赵文津等，2003），热水活动中心迁移到桑曲西岸.

谷露地热田内热水活动具有长期性、阶段性的特点，与断裂活动密切相关（李振清，2002；赵元艺等，2009，2010）.F1断裂作为热田内最主要的导热通道，由于长期水热活动，矿物沉淀，造成通道逐渐堵塞.后随谷露盆地东西向扩展，盆地西缘断裂向盆地内迁移，在桑曲东岸发育了最新的F3断裂，其与F1倾向相反，深部连通，成为了盆地内最新的热水活动通道，从而使得热田热水活动范围扩大.1951~1952年两次地震活动，可能导致早期被堵塞的通道（F1）再次开启，导致热水活动中心重新迁移至桑曲西岸.

4.2.2　NE向断裂对热水运移的影响

南北向F1和F3断裂组成的“Y”字型断裂系统基本限定了谷露地热田热水活动东西边界，在F1断裂以西没有热水活动痕迹，但在F3断裂东侧，通过测温井揭露发现热水有越过F3断裂向北东方向运移的趋势（图2b，CW06），同时，1号、2号泉华台表面大量发育的构造裂隙也都表明基底花岗岩中存在北东向导热通道（图5、图7）.

NE向构造是发育于基底花岗岩中的一组剪性破裂，后在谷露盆地NWW-SEE向伸展作用影响下，这些剪性破裂复活拉张，在地表形成了一系列的张性破裂，与N-S向断裂交切连通，共同构成了地表热水运移通道体系.但NE向断裂仅对浅层热水水平运移有影响，断裂规模以及性质决定了其无法作为热水垂向运移通道.

对比1号和2号泉华台表面裂隙统计特征可以发现，1号泉华台表面裂隙走向在60°左右（图7c），2号泉华台裂隙走向在20°~70°之间（图7d）.1号泉华台作为桑曲西岸早期热水活动中心，现在其表面热水活动已基本消亡，表面发育的60°走向裂隙为早期热水活动通道，是基底NE向断裂活动的反映；2号泉华台表面热水活动强烈，泉华台上发育的裂隙除NE走向外，还有很多为NNE走向，这些裂隙反映了最新断裂活动特征.

4.2.3　E-W向断裂对热田的控制作用

东西向F2和F4断裂是在印欧板块碰撞作用下形成的挤压逆冲断裂，分别控制了谷露地热田的南北边界，在F2断裂以南，F4断裂以北地区，地表都未发现热水活动痕迹.在深部，F2和F4断裂分别倾向南和北，倾角在25°~40°之间，断裂性质与产状导致其对热水运移具有阻隔作用，无法成为热流体上升通道；在地表，F2和F4断裂贯穿整个谷露盆地，沿断裂发育东西向河流，两侧高山大气降水及冰山融水沿东西向断裂通过侧向径流汇入盆地内.因此，在地热系统中F2和F4断裂主要起到深部阻热和浅层导水的作用，是热田形成的重要边界控制条件.深部地热流体沿盆地边缘F1断裂上升，由于受到南北两侧F2、F4断裂阻隔，无法向外围运移，导致热水在断裂带内汇聚集中，形成热储.同时，F2和F4断裂作为地下水的径流通道，与南北向F1和F3断裂相连通，为热田地热活动提供浅层冷水补给.

4.3　高温地热系统成因概念模型

我国高温地热资源主要分布于两个地热带，一个是位于中国西南的“滇藏地热带”，另一个是中国东部的“环太平洋地热带”.这两个地热带都属于板块边缘地热带，在这样的大地构造和区域地热背景下，形成了典型的高温对流型地热系统（汪集旸等，2020）.

青藏高原地热资源丰富，已发现热储温度高于150 ℃的地热田131个，这些高温热田集中分布在沿雅鲁藏布缝合线及两侧近代活动构造带内（多吉，2003），而其中又以那曲‒尼木地热带上的地热储量最为集中（刘昭，2014）.地球物理资料显示，地热带上地壳15~20 km深度范围内存在局部熔融体，是水热对流系统的热源所在（Brown et al.， 1996；Nelson et al.， 1996；赵文津等，2002，2003）；中新世以来，青藏高原南部发生东西向伸展，沿念青唐古拉山东南麓发生了强烈的正断层和左旋走滑断裂活动，这些张性断裂系统的发育不仅使得深部熔体沿裂隙上升至浅部，成为高温地热田的直接热源，同时也为地表水的下渗循环提供了良好的通道.

前人通过综合羊八井、羊易、那曲、拉多岗地热田的研究成果（多吉，2003；刘昭，2014），建立了那曲‒尼木地热带典型高温地热系统概念模型（图9），该模型概括了那曲‒尼木地热系统的成因模式.

地表大气降水与冰山融水沿断裂下渗温度不断增加，经局部熔融层提供流体物源，当温度增加到一定程度时地热流体开始向上运移，该过程中不断有围岩物质溶滤加入，地下热水进入条带状分布的断裂形成基岩裂隙型热储，基岩裂隙既是地下热水运移的通道，又是地下热水储集场所；地下热水沿基底断裂或盆地边界断裂上升至近地表时，进入具有良好孔隙渗透性的第四系松散砂砾石层中，上部被含泥质砂砾石层或泉胶砾岩组成的盖层覆盖，形成浅部第四系孔隙型热储.

与上述典型地热系统不同的是，谷露地热田规模较小，地热系统更为简单，热水活动集中发育于盆地西缘，桑曲既是热水升流区，又是地下水径流排泄的重要通道.热田形成主要受盆地西侧九子 拉‒桑雄断裂控制，地表大气降水与冰山融水沿九子拉‒桑雄断裂向深部运移，经深循环加热在盆地边部沿F1断裂上升，由于受到南北两侧F2、F4断裂的阻隔作用，热水在F1和F3断裂组成的“Y”字型断裂系统内汇聚集中，形成热储，并向桑曲排泄（图10）；NE向构造是发育于花岗岩基底中的一组张性断裂，与N-S向断裂相交，共同构成了地表热水运移通道系统；长期热水活动将地表松散砂砾石层胶结，转变为不透水的泉胶砾岩，覆盖于基底花岗岩之上，对热储起到了良好的隔水保温作用；热田内第四系沉积很薄，基本不含第四系孔隙型热储，热水主要储集于基岩裂隙中，为基岩裂隙型热储.F1与F3构成的“Y”字型断裂系统是热水储集的主要场所，谷露地热田地热资源开发要以这两条断裂为重点勘查目标.

5 结论

（1）谷露地热田内主要发育E-W向（F2、F4）、 N-S向（F1、F3）和NE向3组断裂.E-W向F2和F4断裂贯穿整个谷露盆地，在AMT剖面上倾向南和北，倾角在25°~40°之间，推测是在印欧板块碰撞作用下形成的挤压逆冲断裂，控制了热田的南北边界；N-S向F1和F3断裂为盆地西缘活动断裂，其形成与亚东‒谷露裂谷中新世以来东西向伸展有关，断层面上擦痕反映盆地正在发生NWW-SEE向伸展；NE向构造是早期发育于基底花岗岩中的一组剪性破裂，后在盆地NWW-SEE向伸展作用下复活拉张，在地表形成一系列NE向张性破裂.

（2）谷露地热田为典型的高温对流型地热系统，地热活动受断裂控制，热田内热水活动具有长期性、阶段性特点，与断裂活动密切相关.F1断裂是热田内最主要的导热通道，控制着热水的垂向运移；F3断裂与F1倾向相反，深部连通，二者共同构成了“Y”字型断裂系统，是热储赋存的主要场所；NE向断裂与N-S向断裂相交，共同构成了地表热水运移通道系统；东西向F2和F4断裂主要起深部阻热和浅层导水作用，是热田形成的重要边界控制条件.

（3）盆地基底花岗岩之上覆盖的泉胶砾岩层对热储起到了良好的隔热保温作用；热田内第四系沉积很薄，热储主要储集在基岩裂隙中，为基岩裂隙型热储，基本不含第四系孔隙型热储.

（4）谷露地热田地热系统模型可以总结为：大气降水与冰山融水沿盆地西侧九子拉‒桑雄断裂下渗，经深循环加热以盆地西缘F1断裂为导热通道向上运移，由于受到南北两侧F2、F4断裂的阻隔作用，热水在F1和F3断裂组成的“Y”字型断裂系统内汇聚集中，形成热储，在地表沿NE向和N-S向断裂构成的通道系统中运移排泄.

参考文献

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基金资助

中核集团集中研发项目(中核科发(2019)419号)