挽近重大构造‒热事件及其对深层地热能的潜在影响

Neoid Major Tectono-Thermal Events and Their Potential Impacts on Deep Geothermal Energy

摘要

地热能是前景可期的清洁能源，深层地热能已被世界各国广泛关注和重点研究.现今地壳热状态是岩石圈热演化的最终结果，主要受最新一期构造‒热事件的影响.研究挽近重大构造‒热事件对地壳热状态的影响对深入理解及勘探深层地热能具有重要科学意义和应用价值.本文收集整理了国内外大量文献和资料，归纳阐述了挽近时期重大构造‒热事件如地幔柱、断层活动、岩石圈伸展及火山活动对深层地热能的潜在影响.结合我国的研究背景，指出了待解决的科学问题，强调深部动力学过程对浅部热结构研究的重要性，为未来深层地热资源勘查开发提供了理论依据.

关键词

深层地热能 / 构造‒热演化 / 地幔柱 / 断层活动 / 岩石圈伸展 / 火山 / 地热勘查

Key words

deep geothermal energy / tectono-thermal evolution / mantle plume / fault activity / lithospheric extension / volcano / geothermal prospecting

0 引言

地热能作为一种极具竞争力的清洁、可再生能源，具有资源规模大、利用效率高、成本低、节能减排效果好等诸多优点.随着能源短缺问题日益凸显以及环境问题的日益加重，加大地热能等可再生能源开发力度已成为全社会的共识.地热能已成为世界各国重点研究和开发的新型清洁能源，其开发利用深度已从浅层逐步向深层拓展.深层地热能是指深度大于3 000 m的地热能.汪集旸等（2012）计算了中国大陆3~10 km深度范围的温度分布，认为我国深层地热能开发潜力巨大.壳内温度分布是深部动力学过程的浅部热响应，现今热状态是岩石圈热演化的最终结果，主要受最新一期构造‒热事件的影响.研究挽近重大构造‒热事件及其对深层地热能的潜在影响对深入理解深层地热能富集规律及圈定有利靶区具有重要意义.

然而，由于以往对构造‒热事件的研究更偏重深部动力学过程或兼顾浅部热效应，在深层地热能研究中尚未受到重视.本文旨在总结该领域的研究现状，提出存在的科学问题，为未来地热地球科学研究提供建议.笔者通过对大量文献的阅读和资料的收集、整理，梳理了深部重大构造‒热事件如地幔柱、断层活动、岩石圈伸展、火山活动等对深层地热资源影响的国内外主要研究进展，在此基础上提出未来值得深入研究的若干问题.期望未来以地球系统科学的圈层相互作用为指导，建立挽近时期岩石圈构造‒热演化模型，揭示深部动力学过程的浅部热响应，探明深层地热能的热源构成、控热机制及深层地热资源富集规律，为进一步推进我国深层地热资源的科学开发利用提供理论指导.

1 重大构造‒热事件对深层地热资源的潜在影响

1.1　地幔柱

地幔柱是起源于地球内部热边界层由于浮力作用而缓慢上升的柱状热异常物质流.其本质是由于地幔柱与周围物质存在温度差，从而引起相应的密度差，在物理过程上，则表现为因存在浮力而导致的物质上涌（Sleep， 1987）.地幔热柱是地球内部热量与物质的重要载体，来自软流圈或下地幔的地幔柱携带着大量热量，会对岩石圈持续烘烤，在地幔柱的加热作用下，区域会出现整体增温的现象（Wang and Li， 2021； He， 2022）.在此过程中，地幔柱的头部和岩石圈底部会发生部分熔融，形成岩浆，同时可能于短时间内（少于一百万年）沿地壳薄弱带或断裂带大量喷出地表，将极大地改变地壳内温度场的分布（Zhu et al.， 2010； He et al.， 2011）.除热效应外，与地幔柱相关的侵入岩可作为潜在的干热岩热储，形成的低热导率喷出岩可作为热储盖层.因此，地幔柱发育地区可能成为地热能勘探的有利场所.

地幔柱的数值模型计算表明（He et al.， 2011），地幔柱活动对岩石圈热状态具有很大的影响，其影响主要集中在地幔柱头上方（内带），在中心地区最高热流可达到近100 mW/m²，该影响持续时间很长，直到60~80 Ma后才逐渐消除.地幔柱活动对中带也有一定的影响，但在10 Ma后影响消失.部分喷发到盆地地表的岩浆会对盆地温度场产生剧烈的影响，但温度影响主要集中在浅层，持续的时间较短，在100~1 000 a之间.由发生在地质历史时期的古老地幔柱事件所引发的岩石圈热异常可对研究现今地幔柱提供帮助.以我国中晚二叠纪峨眉山地幔柱为例（图1），通过镜质体反射率恢复的古热流和锆石（U-Th）/He热年代学数据表明，峨眉山地幔柱活动造成四川盆地在259 Ma左右热流值高达90~110 mW/m²，此后热流持续降低直到现今；其中晚二叠世‒晚三叠世为快速降低阶段，晚三叠世‒现今为缓慢降低或相对平稳阶段（Zhu et al.， 2010）.四川盆地在240 Ma时大部分地区的热流值已在55~65 mW/m²之间，盆地内热流的分布差异已不明显.从峨眉山地幔柱的内带到外带，现今大地热流自76 mW/m²降到51 mW/m² （Jiang et al.， 2018）.He （2022）对峨眉山地幔柱的数值模拟表明，初始地幔柱的半径约85~150 km，地幔额外高温在150~300 K，地幔柱柱头的横向范围在1 200~1 300 km；在内带和中带交界处，地幔熔融程度最高.关于早二叠纪塔里木地幔柱，李佳蔚等（2016）通过R _o数据分析和热史模拟认为，塔里木盆地从晚石炭世开始出现一期高温热事件.火山作用前充盈着高温岩浆的岩浆房烘烤着整个盆地，导致区域整体温度显著升高，峰值出现在~300 Ma，而后10 Ma内温度迅速降低，290~280 Ma的大规模岩浆喷发过程的热效应局限在岩体周围，但效果显著.Liu and Leng （2020）根据火山活动和火山爆发前的地形，结合地球动力学模拟，推测塔里木地幔柱半径约为200 km，具有~250 K的地幔额外高温，且有~5%的较高含水量；其模拟结果表明，火山喷发前地形隆起区仅对地幔柱半径敏感，这使得人们能够很好地约束古地幔柱的大小.

尽管人们已经认识到地幔柱可能会导致区域地表热流的升高及热状态的改变，但对热流升高的幅度、热异常的空间范围和持续的时间尺度仍没有形成共识.Stein and Stein （2003）分析了冰岛附近的热流数据，认为没有证据表明在地幔柱附近可能出现区域热异常，且该地区热流呈不对称分布，这也与地幔柱模型并不吻合.Khutorskoi （2020）也指出冰岛和黄石地区的活火山和热流异常的空间位置并不匹配.Harris and McNutt （2007）对全球数个热点之上的热流进行了分析，认为流体流动会使得一些热量有可能因对流而损失，这将掩盖岩石圈之下热流的变化，因此观测到的平均热流可能小于实际的地幔通量.将全球几个地幔柱的年龄、热流、异常热流、地幔潜温进行对比（表1），目前尚未得出明显的规律.地幔柱的热效应集中在岩石圈的底部，因为向地表的传导需要数十百万年的时间，可能使地表热流的上升幅度有限，其热松弛时间与岩石圈厚度有关（Stein and Stein， 2003）.因此，需要进一步的建模与分析研究岩石圈厚度、地幔柱温度、地幔粘度、地幔柱半径、岩浆通道等对地幔柱‒岩石圈的交互作用及其所造成的热异常的影响.此外未来需要进一步通过野外方案、数据分析方法和模型等将低频地幔热流通量信息从高频地表热流噪声中识别出来.

近年来，越来越多来自地球物理、岩石学及地球化学的证据表明，海南岛下方可能存在地幔柱.Lei et al.（2009a）通过上地幔高分辨率层析成像认为，海南地幔柱是一个直径约80 km的连续、呈NW-SE倾斜的从地表向下延伸到至少250 km的低速柱.Xia et al.（2016）得到的深至1 100 km的地幔层析成像结果显示在海南北部下方存在一个蘑菇状连续低速异常，其柱尾直径为200~300 km，延深至下地幔.Wei and Chen（2016）利用区域密集宽频带阵列对该区域下的主要地震不连续面进行成像，发现地幔过渡带比正常的薄25 km，意味着温度升高了170~200 ℃，估计地幔柱的中心在20.5°N、 110.5°E，在莫霍面深度处直径约为160 km.但Zhao et al.（2021）获取的雷琼地区全地幔三维P波速度结构显示，尽管该区域存在地幔低速异常，但海南下地幔的低速带是微弱且断断续续的，可能意味着该上升流正在消亡.海南地幔柱的上涌速率可能 小于1 cm/a （Zou and Fan， 2010），远低于夏威夷地幔柱.第四纪以来，雷州半岛和海南北部有100多座火山熔岩喷发，覆盖面积超过5 000 km²（Hu et al.， 2016）.雷琼地区的火山活动始于晚渐新世，在更新世达到高峰，在全新世结束.这种强烈的新生代岩浆活动可能与该区的深部构造活动有关.此外，对海南和北部湾晚新生代玄武岩开展的岩石学和地球化学研究表明，这些玄武岩的同位素地球化学特征与地幔柱成因相一致（Zou and Fan， 2010）.Wang et al.（2012）通过初熔成分估算，海南岛地幔的潜温在1 500~1 580 ℃之间变化，平均为1 541±10 ℃.Li et al.（2021）在雷州半岛南部和海南岛北部8~15 km深度发现了两个可能的岩浆房部分熔融体，可作为该地区的高温热源. Liu et al.（2018）对海南地幔柱的数值模拟得到沿华南板块运动方向最大热流异常约为15 mW/m²，最大动力地形约为1 000 m.最大热流的位置位于距地幔柱中心200~300 km的地方，而最大动力地形的位置在地幔柱中心附近.雷州半岛南部徐闻地区石油钻孔的测温数据显示在5.4 km深处测得最高温度为211 °C，另有几个数据点在深度超过4 km处温度高于150 °C （Li et al.， 2021）.因此，海南地幔柱上方很可能成为极有潜力的地热异常区.然而，目前已发表的两个雷琼半岛的地表热流在64~66 mW/m² （Jiang et al.， 2019），与新生代地质体热流的下限 （65 mW/m²；Pollack et al.， 1993）接近，尚未有热流异常显示，可能需要加强对该地区的大地热流测量及深部温度场的地球物理反演工作.

总之，要掌握地幔柱的热信息，需要开展地球物理（地震学、大地电测等）、岩石学及地球化学等多学科交叉研究.通过地表热流分布、古热流演化、动力地形分布、大地水准面异常及岩浆产生的温度及深度等，综合判断地幔温度、地幔柱大小及岩石圈内热异常等信息，进而开展构造‒热演化地球动力学数值模拟研究，定量揭示挽近时期地幔柱动力学演化过程对浅部温度场及地热资源的控制和影响.

该领域值得关注的科学问题包括但不限于：（1）海南地幔柱的规模、潜温及浅部岩浆囊的分布与温度.（2）挽近时期地幔柱作用下岩石圈构造‒热演化特征.（3）地幔柱‒岩石圈交互作用及其浅部热响应的数值模拟研究.（4）地幔柱上方的地表热流分布特征及其对深部地幔柱的约束.

1.2　断层活动

断层滑动过程中产生的摩擦热可影响断层的时空演化，例如使断层面的温度上升、具有异常高热流以及改变断层内部的应力状态和地壳内部的流体压力等（图2； Molnar and England， 1990； Kato， 2001； d'Alessio et al.， 2006； Allison and Dunham， 2021）.当一个断层在剪切应力σ _d作用下以速度v滑动时，由于克服摩擦做功，在单位时间内、单位面积上因摩擦产生的热量为σ _d v.断层的摩擦热通常在地热系统中作为附加热源被讨论，但关于断层滑动过程中产生的热量大小、占比和断层附近的温度变化一直存在争论.实验室中断层粘滑模拟结果表明，地震破裂过程中超过总能量的90%都转换成了热量（Lockner and Okubo， 1983； Fulton and Rathbun， 2011）.Leloup et al.（1999）的数值模拟研究表明，走滑断层的剪切热随着岩石圈滑移速率、摩擦系数和材料刚度的增大而增大.以断层滑移速率为3 cm/a的坚硬岩石圈为例，剪切热可能导致断裂带地幔顶部温度升高208 ℃.Allison and Dunham （2021）的数值模型显示，断层剪切热会在下地壳造成几十到几百度的热异常.前人在沿着大陆走滑剪切带的野外观测中找到了高温和/或中等深度部分熔融的直接证据（Nicolas et al.， 1977； Leloup and Kienast， 1993）.在澳大利亚中部的马斯格雷夫地块，来自岩石学的证据显示走滑剪切带的温度比周围的岩石高出约200 ℃ （Camacho et al.， 2001）.然而，理论上根据圣安德列斯断裂上岩石强度和滑动速率，断层表面应观测到约40 mW/m²的热流异常，但跨断裂带的热流测量表明，断裂附近未见到热流峰值，这凸显了摩擦热异常的缺乏（Lachenbruch and Sass， 1980， 1992； Sass et al.， 1997）.发震断层附近热流异常的缺乏同样在其他野外观测中被证实（Gao and Wang， 2014； Hass and Harris， 2016）.这表明发生地震时断层面上的摩擦应力应当是相当低的，或者说地震断层要比预想的弱得多.上述相互矛盾的观测结果称作热流佯谬（图2）.Mora and Place （1998）考虑断层泥的数值模拟结果认为，欠发育断层泥（由抑制滚动和碰撞的角状颗粒或几何排列组成）的年轻断层应会具有可观测到的热流异常，而较老的断层（由更圆的颗粒或易于滚动和碰撞的特殊排列组成）则可能很难观测到热流异常.d’Alessio et al.（2006）利用数值模型来探讨具有时空非均匀摩擦强度的断层对地表热流空间分布的影响.他们的研究表明只有在凹凸体上方才能明显观测到热流异常，在凹凸体末端几乎看不到热流异常.尽管研究者试图从摩擦性质、地下水热运移等多个角度尝试回答热流佯谬（Fulton et al.， 2010； Lockner et al.， 2011），但迄今对这些看上去相互矛盾的观测结果尚无普遍令人信服的合理解释.

断层强度通过滑移过程中的摩擦生热影响地表热流和断层附近的温度场，而研究断层的摩擦生热则离不开对断层有效摩擦系数的讨论.d'Alessio et al.（2006）的数值模型显示，当有效摩擦系数大于0.2时，将会形成可以观测到的热流异常.室内实验表明，几乎所有地质材料的摩擦系数都大于0.6 （Byerlee， 1978）.虽然岩石实验能给出地壳岩石强度的大体范围，但真实情况下，地壳岩石摩擦系数的测量是很困难的.来自大地热流的证据则表明诸多活动断层的平均摩擦系数可能在0.28或更低（图2），如圣安德列斯断层（0.15；Lockner et al.， 2011）、死海断层（0.28；Oryan and Savage， 2021）、日本俯冲带断层（≤0.13；Gao and Wang， 2014）.此外，在大地震发生后，断裂带温度的直接测量结果可以提供地震相关热效应的证据.1999年台湾集集M _W7.6地震后，车笼埔断裂的钻孔温度测量结果表明，在以断层为中心40 m宽的剖面上，震后6年观测到的温度异常仅0.06 ℃，推测地震发生时断层动摩擦系数在0.04~0.08 （Kano et al.， 2006）.2008年汶川M _W7.9地震后科学钻探揭示的温度异常为0.02 °C （Li et al.， 2015）.2011年日本M _W9.0地震16个月后的钻孔温度测量显示震后断裂带温度升高约0.31 °C，对应有效摩擦系数约0.08 （Fulton et al.， 2013）.上述结果意味着大地震发生时断层动摩擦水平可能是很低的，摩擦生热的量级很小.Brown （1998）通过室内实验分析了断层稳滑和粘滑时的摩擦生热.其实验结果表明，断层在滑动开始时表现为明显的“强”，在快速滑动时表现为明显的“弱”，并认为发震断层产生的热量应该比蠕动断层少.实际上，地震时较大的滑动速率可能会导致断层面上有效摩擦系数剧烈减小，这种现象在实验室摩擦试验中常能见到，即断层滑移弱化.关于断层弱化的机制广受关注，相关的物理机制包括熔体润滑（McKenzie and Brune， 1972； Di Toro et al.， 2011）、高孔隙压（Rice， 1992； Wang， 2011）、热压作用（Lachenbruch， 1980）、凹凸体急剧加热弱化（Rice， 2006）、纳米颗粒润滑（Reches and Lockner， 2010； Han et al.， 2011）等.由于室内实验往往是在低于地壳预期应力的情况下进行的，且样品尺寸有限，如何将这些结果应用于野外大尺度发震断层仍需要进一步研究.

此外，断层活动除了可能为地热系统提供附加热源，同时也可为地热流体的运移与热量传输提供良好的通道.大型走滑剪切带可以作为高温流体和/或外部热源产生岩浆的通道，从而大幅提高温度（图2； Leloup et al.， 1999）.在日本纪伊半岛断裂的分支处，局部热流值较高，表明孔隙流体沿断裂向上流动的对流热传递效应（Yamano et al.， 2014）.Doan and Cornet （2007）在希腊艾吉奥断裂附近也观测到流体局部循环造成的温度异常.不同类型的断裂活动及其周围的应力体制可能会影响流体运移模式，从而导致不同的热异常分布（Simms and Garven， 2004； Rühaak et al.， 2010； Tian et al.， 2021）.然而，目前尚缺乏对不同断层类型在流体运移及相应热异常所起控制作用的系统定量分析（Hu et al.， 2018）.

中国大陆发育有多条大型走滑断裂，其中很多断裂在挽近纪以来仍持续活动，并发生了诸多破坏性地震（邓起东等， 2002； Xu et al.， 2003； Zhang et al.， 2003）.其中，鲜水河断裂、东昆仑断裂、阿尔金断裂、小江断裂等多条断裂的滑动速率均在 10 mm/a以上（邓起东等， 2002； Xu et al.， 2003），走滑剪切热可能成为潜在热源.沿鲜水河断裂发育有高温水热活动区（Tang et al.， 2017； Zhang et al.， 2017a），出露多个现代热泉，地热系统的储层温度达260 ℃ （Tian et al.， 2021）.Ai et al.（2021） 模拟了鲜水河断裂带的剪切摩擦热对该区域高温水热活动的影响，其结果表明假设鲜水河断裂摩擦系数和滑动速率分别为0.60~0.85和10 mm/a时，剪切摩擦可贡献热流约40 mW/m²，可能是造成该断裂带高温地热系统局部热异常的主要成因.关于中国东部的郯庐断裂，Hu et al.（2018）使用流体包裹体作为古流体的热指示剂，其结果显示热流体的流动使得郯庐断裂存在高达145.5 ℃的局部热异常，且这些热异常集中在距断层3 000 m以内的区域. Jiang et al.（2016）在胶东半岛郯庐断裂以东30 km的测点测得大地热流值约为72 mW/m².但王一波等（2019）分析了郯庐断裂带南段的大地热流，其平均值在61.4 mW/m²，为正常大地热流的特征，认为其并非热异常带.中国大陆的这些活动断裂是否是热异常带以及究竟能够在多大程度上影响邻区地温场，还需要展开更加系统的研究工作，尤其是加强大型断裂近断层的地温测量.

总而言之，挽近纪以来的断裂活动可为地热系统提供附加热源和流体运移通道.但野外断层有效摩擦系数的时空变化以及断层上凹凸体的分布难以准确确定，摩擦生热量尚存疑.不同断层类型在流体运移中所起的作用及控热方式也需要深入研究.结合室内实验、野外观测和数值模拟技术，或许能在今后形成互洽的模型.

该领域值得关注的科学问题包括但不限于：（1）野外断层面有效摩擦系数的时空分布.（2）实验室摩擦实验结果如何外推到野外断层？（3）如何准确估算野外断层滑动过程中的摩擦生热量？（4）不同类型的断层如何影响流体运移进而影响地温分布？（5）中国大陆活动断裂活动差异及其与热液活动和热流异常的关联.

1.3　岩石圈伸展作用

经典的裂谷模型表明，裂陷期岩石圈的拉张减薄，会引起热的软流圈物质被动上涌，导致岩石圈被加热，热流升高；拉张结束后，岩石圈进入热冷却阶段，热流逐渐降低（图3；McKenzie， 1978； Jarvis and McKenzie， 1980）.Lucazeau （2019）的统计结果表明，全球大陆裂谷的平均大地热流值为 113.6 mW/m²，其中裂谷火山带的平均热流高达302.4 mW/m².一般认为，岩石圈的伸展减薄会带来较高的幔源热，经软流圈的热传递造成了裂谷区域的热异常，裂谷地区地幔热流在地表热流中的占比往往较高.研究显示，美国盆岭省的地幔热流约为59 mW/m²，对地表热流的贡献为65% （Pollack and Chapman， 1977）.我国渤海湾盆地辽河坳陷的地幔热流为41 mW/m²，占地表热流的63% （Wang and Wang， 1988）；渤中坳陷的地幔热流约43 mW/m²，占地表热流的66% （Liu et al.， 2016）.减薄的地壳和上涌的软流圈将在很大程度上对地壳加热，使得壳内温度升高，大地热流增大.

对裂谷内不同构造大地热流的对比表明，大陆内部裂谷系统的热流在坳陷内凸起、活动断裂带和火山周围最高，而在裂谷侧翼，地表热流一般比坳陷区的低（表2）.同时，大陆裂谷的热流会随裂谷类型（岩浆型裂谷或无岩浆型裂谷）、裂谷期次、裂谷内构造和裂谷最新构造‒热活动时代的不同而不同（Lysak， 1987）.裂谷内局部热异常多与活动断裂、第四纪火山与水热活动有关（Wheildon et al.， 1994； Lysak and Sherman， 2002）.一些统计研究结果表明，裂谷内局部断层密度越高，热流越高（Lysak and Sherman， 2002）.局部热异常的存在，也使得裂谷内部热流分布范围很广.

虽然大量证据表明大陆裂谷带与高热流和岩石圈温度升高相关，但一些研究结果显示来自年轻裂谷的直接热流测量似乎并不能清楚地反映这些裂谷中与深部热过程有关的地表热流异常.例如，对贝加尔裂谷大地热流的研究表明，如果去除局部热异常，贝加尔裂谷的大地热流与区域热流值50~70 mW/m²接近，并没有明显升高，因此认为大地热流没有携带较深岩石圈热异常的信号.贝加尔裂谷的局部热异常仅仅局限于直径2~4 km的范围，最大热流达35 000 mW/m²，很可能由流体热运移造成（Poort and Klerkx， 2004）.Wheildon et al.（1994）通过对肯尼亚裂谷的大地热流研究认为，任何与肯尼亚裂谷有关的深层热异常还没有被传导到地表，局部的高热流是岩浆成因的，水热活动使其重新分布于地壳浅层.肯尼亚裂谷侧翼的热流值较低，要么这种隆起的成因是非热动力的，要么引起这种隆起的深部热异常发生的时间很短，导致隆起没有明显的地表热异常.那么，排除局部热流异常后，大陆裂谷是否具有高热流值？热流数据能否提供深部热异常的信号？回答这些问题可能涉及深部热异常的成因以及热松弛时间.McKenzie （1978）的模型是假设岩石圈加热和裂谷作用是同步的，因为伸展作用涉及到岩石圈的物理减薄.因此，岩石圈内的地温梯度随着裂谷作用的进行而增加，裂谷作用的开始与地表热流的升高之间没有时间差.但Morgan （1983）提出了另一种模型，即如果裂陷作用是由岩石圈地幔的拆沉作用或其他类似机制引起的，则岩石圈减薄所引起的热异常需要在裂谷作用开始后很长一段时间才能到达岩石圈顶部.理论上，对于35 km厚的地壳，当热量到达莫霍面的9~10 Ma后，热异常才会传到地表（Lachenbruch and Sass， 1977）.因此，这种模型下，对于年轻的裂谷，在热传导占主导地位的区域将会有正常至次正常的地表热流.在裂陷之后的几百万年里，地表热流很可能会大幅增加，地表将会隆起而非传统模型中在裂后热冷却阶段的地表沉降（Pedersen， 1993）.要想让深部热量迅速在地表释放，就需要额外的过程，比如深层流体对流或岩浆侵入，将其从下地壳带上来.值得注意的是，无论哪种机制造成的岩石圈伸展，对于较新的裂陷作用，壳内温度场都很难在短时间趋于稳态.因此，在研究裂谷地区地温场时需要充分考虑热松弛时间.

此外，裂谷地区岩石圈的伸展往往伴随地表的快速沉降，冷的沉积物不断沉积在岩石圈顶部所带来的热效应被称为热披覆效应（Wangen， 1995）.沉积物的热披覆效应一般体现在两个方面.一方面，冷物质的快速沉积可能会造成盆地基底热流和地表热流的降低（图4；Theissen and Rüpke， 2010； 施小斌等， 2015； Souche et al.， 2017）.Wangen （1995）的模拟结果显示，在裂陷期，应变速率乘以初始岩石圈厚度大于0.25 km/Ma时，就可以观察到热披覆效应.Theissen and Rüpke （2010）的计算表明，即使在中等沉积速率（0.5 mm/a）下，基底热流也会相对没有沉积作用时被抑制25%.Souche et al.（2017）的研究显示，在拉张期热披覆效应明显；而在拉张结束后的10 Ma之后，热披覆效应已经基本看不到（图4）.热披覆效应的另一方面体现在，较低热导率的沉积物可以减缓裂后期岩石圈的冷却（Karner， 1991； Zhang， 1993）.沉积物载荷会导致额外的沉降，深埋藏作用和披覆作用都将导致地壳及地幔温度升高；且沉积物热导率越低，盆地温度越高（Rüpke et al.， 2013）.Zhang （1993）的模拟结果表明，由于沉积物热披覆降低了裂谷的冷却速率，即使在岩石圈伸展停止后的200 Ma，岩石圈仍有大量的残余热.此外，沉积盖层和基岩热导率的差异会产生“热折射”效应和热流的再分配，使得热流向隆起部位聚集，在凸起部分形成高温区，而在坳陷部位相对低温，与盆地基底地形起伏具有很好的对应关系（熊亮萍和张菊明， 1984）.因此，在裂陷盆地构造‒热演化数值模拟和热史计算中，需要耦合考虑沉积作用对岩石圈热演化和盆地温度场的影响（施小斌等， 2015）.尤其对于新生代经历过岩石圈拉张的盆地，由于裂后阶段延续时间较短，沉积层地温场还处于非稳态，基于稳态热传导模型的地温计算很可能存在较大误差.

对于中国大陆断陷盆地的热状态，研究者已做了大量工作.渤海湾盆地是华北最大的新生代裂谷盆地，盆地内大地热流分布在43.5~105.9 mW/m²，平均64 mW/m² （Liu et al.， 2016），与新生代地质体热流范围的下限相当（Pollack et al.， 1993）.渤海湾盆地的莫霍面温度在550~710 °C，平均地幔热流约38 mW/m²，地幔热流占地表热流的比例平均达60%左右，属“冷壳热幔”型热结构（Liu et al.， 2016）.古近纪开始的岩石圈拉张，使该盆地的基底热流不断升高，拉张结束后至今仍有残余热（Hu et al.， 2001； 刘琼颖和何丽娟， 2019）.常健等 （2016）对渤海湾盆地冀中坳陷的研究表明，该区域现今地温梯度为20.8~41.0 °C/km，平均值为31.6 °C/km，现今大地热流介于48.7~79.7 mW/m².冀中坳陷内沉积物横向厚度变化对温度分布有显著的影响，较高的热流值主要分布在坳陷内凸起区域（Wang et al.， 2021）.Li et al. （2014）计算了渤中坳陷古近纪以来的快速沉积对大地热流的影响，其结果显示热披覆作用造成了盆地现今热流被抑制了5~ 10 mW/m².渭河盆地自晚始新世以来，受到持续拉张应力场作用，岩石圈表层破裂，盆地持续沉降，第四纪以来拉张裂陷仍在进行，使其成为环鄂尔多斯盆地新生代断陷活动表现最为强烈的地区之一.渭河盆地平均地温梯度约35 °C/km，现今大地热流值分布于59.4~88.6 mW/m²，平均为70.8 mW/m²，地幔热流占总热流的51% （饶松等， 2016； 任战利等， 2020； Xu et al.， 2022）.盆地地温场及地热田分布与莫霍面、软流圈上隆、岩石圈厚度减薄的深部背景密切相关，并受地热传导和深大断裂热对流控制（任战利等， 2020）.松辽盆地的裂陷活动自侏罗纪晚期开始，持续到白垩纪晚期，之后经历了盆地构造反转期（Song et al.， 2018）.该盆地的大地热流变化范围在44~95 mW/m²，平均值约 70 mW/m²，地温梯度达41.7 °C/km （Shi et al.， 2022）.松辽盆地平均居里面深度约22 km，莫霍面温度在561~758 °C，地幔热流平均45.6 mW/m²，占总热流的65% （Wang and Li， 2018； Shi et al.， 2022）.虽然松辽盆地的裂陷作用主要集中在晚中生代，但盆地现今仍具有较高的热状态，减薄的地壳和上地幔的隆升被认为是造成盆地高热背景的重要因素（吴乾蕃和谢毅真， 1985）.

尽管大陆断陷盆地的地热研究已取得诸多进展，但裂陷活动时代、拉张期次、拉张迁移、伸展机制等对盆地热流及地温场的影响还值得深入研究.对于特定坳陷，活动断裂、第四纪火山及岩浆活动可能是寻找局部热异常的重点依据.此外，沉积层的热披覆效应需在构造‒热演化模拟时加以考虑.对于新生代裂陷盆地，岩石圈温度场的非稳态因素应该在地热评估中予以重视.

该领域值得关注的科学问题包括但不限于：（1）裂谷盆地的大地热流特征及其能否提供深部热异常的信号？（2）影响裂谷盆地热状态的深/浅部动力学过程.（3）岩石圈拉伸造成的非稳态因素对现今深部地温计算的影响.（4）岩石圈伸展诱发的岩浆活动及地下水运移与深层地热能的关联.

1.4　火山活动

火山活动是地球深部岩浆沿断裂带喷发至地表的一种地质现象，是地球内部热能爆发性释放的一种形式，而未喷发部分则残存于深部以岩浆囊的形式存在.火山是地下曾存在高温的直观证据，是最强烈的地热显示，浅部滞留的岩浆囊则是地热系统的理想热源.高温岩浆的产生、赋存和运移会对岩石圈温度分布产生影响（图5）.强烈的火山活动及其岩浆热效应为火山及邻区深层地热异常奠定了重要基础 （黄少鹏， 2014；刘德民等， 2022）.火山活动形成的低热导率火山岩，可作为良好的隔绝地层，保存热储能量.正在冷却中的火山岩浆囊型深层地热资源是深层地热勘查开发选址的主要目标之一，例如位于美国新墨西哥州Jemez火山的Fenton Hill项目、美国俄勒冈州邻近年轻的Newberry火山的Newberry项目以及位于日本本州岛Hijoiri火山口附近的Hijoiri项目等.

探明近代火山区大地热流的分布是理解火山活动如何影响地壳热状态的关键.Pollack et al.（1993）对全球热流的统计表明，新生代火成岩区比新生代沉积岩、变质岩区的平均热流高出33 mW/m²，可见近代火山作用的影响是很明显的.Wheildon et al.（ 1994）对肯尼亚裂谷的研究显示，热流显著从第四纪火山附近>100 mW/m²降低到离火山中心数十公里处的40 mW/m².墨西哥热流省的火山活动发生在中新世至全新世，其热流值高达80~120 mW/m² （Prol-Ledesma and Morán-Zenteno， 2019）.日本Kuju火山活动开始于0.3 Ma，Kuju火山附近的热流高达100~250 mW/m²，高热流可以用Kuju火山下岩浆储层的传导冷却来解释；Ehara （1992）的模拟结果表明，该区域在5 km深度仍保持400~700 ℃的高温.Tanaka et al.（2004）对九州南部地区火山周围的热流进行了统计，认为区域热流的变化与活火山密切相关，热流随着离火山距离的增加而减少（图6）.在我国二连盆地，大地热流异常与中新世‒全新世火山分布相吻合，热流异常值约7~20 mW/m²；高热流地区火山群的年龄较老，而较年轻的火山群则对应于低热流区（Xu et al.， 2021）.然而，Matthews et al.（2013）对南澳大利亚Newer Volcanics Province的热流研究显示，虽然略高的大地热流与一些火山中心相吻合，但在更新世以来的火山活动区并没有高于5~10 mW/m²的热流异常，他们认为不均匀的基底生热更可能是稍高热流的合理解释.上述研究表明，较高的大地热流可能与火山岩浆活动有关联，但对火山区大地热流分布的影响因素仍需进一步查明.

预测火山相关岩浆囊的长期演化极具挑战.岩浆囊通过热传导并可能通过热对流向周围散热，而岩浆囊深度、形状和大小的演化，会对岩石圈热结构及大地热流特征产生重要影响.目前，对于火山区热状态的数值模拟研究还比较少.Verma and Rodríguez-González （1997）对墨西哥La Primavera火山区岩浆囊冷却过程的温度场进行了模拟，并预测了该地区的地温梯度.de Lorenzo et al.（2006） 基于岩浆和火山历史对意大利维苏威火山进行了热模拟，评估了岩浆体内部和周围的热传递、结晶潜热和岩浆从软流圈到地壳储层的输入，认为该火山周围温度场的演化主要受岩浆囊供给系统的形状和大小控制.Verma et al.（2011）、Verma and Gómez-Arias （2013）对墨西哥Los Humeros地热田的岩浆囊进行了三维温度场模拟，考虑了岩浆补给、结晶分异和放射性衰变的过程；他们的研究显示，岩浆囊附近的温度梯度对岩浆囊深度比对其体积更敏感，因此认为约束岩浆囊的深度比约束其体积更为重要；在考虑了岩浆囊的热效应后，2 km深度处的地层温度从正常热背景下的80 ℃提高到了200 ℃以上.高翔等（2013）模拟了甘米银活火山和加拉鄢死火山现今的热流分布，其模拟结果显示岩浆囊深度越浅，火山停止活动后，热流下降速率越快，最终会低于深度较深的岩浆囊；岩浆囊越小，地表热流值越低且影响范围越小，这与岩浆囊单位时间内的散热量有关.段文涛等（2017） 对火山活动岩浆冷却过程及其对围岩的热扰动过程进行了数值模拟；结果表明，半径为0.5 km的柱状侵入体的冷却时间约为50 ka左右，对围岩热扰动持续时间不到0.5 Ma，最大横向热扰动范围约为3 km；而半径1 km的柱状侵入体的冷却时间约为200 ka左右，对围岩温度场影响可持续1.4 Ma，热扰动范围可至7 km；顶板埋深越大，侵入体对围岩热扰动的持续时间越短.综合前人的研究可以看出，在火山活动区，由于高温岩浆侵入的存在，其温度场会受到来自高温岩浆所携带热量的影响，现今地热异常与岩浆侵入的地质时代、埋深以及规模有关，覆盖层保温隔热条件也起着一定的作用.第四纪以前发生的火山岩浆活动由于长时间的冷却，可能对地温场影响很小（庞忠和等， 2020）.但关于火山区的热模拟，还存在以下问题.首先，岩浆囊的大小、埋深、形状、岩浆温度和成分等通常具有争议并且很难控制，岩浆囊的演化较难预测.其次，浅层热状态（热流、地温梯度）会受到岩石物理特征局部差异的强烈干扰（如渗透性）和热传递复杂性的影响，例如热对流和岩浆演化可能在浅层占主导地位，而热传导则在更深层占主导.因此，建立一个热模型需要融合地质、地球化学和地球物理等多学科的研究成果.

中国晚新生代火山活动强烈，尤其是在东北地区，包括长白山火山、五大连池火山、镜泊湖火山、锡林火山等在内的第四纪火山群密集分布.其中，长白山天池火山区是我国第四纪火山活动最强烈的地区之一，经历了早更新世造盾、中‒晚更新世造锥和全新世喷发3个发展阶段，其中公元946年左右喷发规模最大，即“千年大喷发”，是全球近2 000年来最大的一次喷发事件（刘若新等， 1999； Zhang et al.， 2018）.长白山火山区平均大地热流高于 80 mW/m² （Jiang et al.， 2019）.该地区两口地热井的测温曲线显示，在长白山天池火山区存在传导‒对流复合型地热系统，地温梯度在31~35 ℃/km （闫佰忠等， 2018）.天池火山水热活动显著，约有120个温泉，温泉的空间分布与距离天池火山口的远近密切相关（Zhang et al.， 2018），但关于长白山火山区的热储温度尚无明确的定论.林元武等（1999）通过SiO₂温标估算了天池火山区各泉点热水的热储温度为150.0~173.7 ℃，而外围地区热储温度为103~122 ℃.单玄龙等（2019） 选取CO₂/H₂作为温标，对长白山天池地区的4个温泉点与2口地热井进行了分析，估算出热储温度在233.5~284.7 ℃，推测热储深度在7 km左右.段文涛等（2017） 对长白山天池火山千年大喷发的模拟结果表明，天池火山颈中心的温度目前基本上仍然保持原有的高温状态，千年大喷发对于围岩的热扰动目前还局限于500 m左右的范围内，这可能是区内尚无大规模地热显示的原因.对于长白山地区火山岩浆囊的存在与否及其具体形态参数一直存在争论.汤吉等（2001） 利用大地电磁测深方法，对天池火山的岩浆系统进行了研究，认为天池及其以北和以东地区12~40 km深度的低阻体可能与地壳岩浆囊有关.仇根根等（2014）的研究显示，在天池火山口下方存在明显的直立型岩浆通道，在火山口下方往北约7 km深处存在一个明显的低阻异常体，从天池火山口南部约20 km往北方向，在埋深13~30 km之间壳内广泛发育明显的低阻异常体，推测其可能是活动的岩浆囊.张先康等（2002）利用人工地震测深得到在9~15 km深度天池火山区存在近南北走向的低P波速度，认为是地壳内储存岩浆的主要深度，可能反映这部分岩浆仍然处于较高温度状态.Li et al.（2012）基于地震面波数据反演得到中国东北S波速度结构，在长白山火山区地壳中并未观测到低速异常，但在上地幔存在明显的低速异常.陈国浒和单新建（2008） 基于INSAR和GPS形变场反演得到长白山火山岩浆囊一个位于长白山天池老火山口下方7.9 km处，另一个位于长白山火山下方5.5 km处.郭文峰等（2015） 用岩石热力学模拟来约束岩浆囊的成分和深度，认为天池玄武岩主体演化深度可能在15~27 km，而粗面质岩浆是由碱性玄武岩在15~18 km结晶分异形成.

我国东北地区另一火山群五大连池火山群，是我国著名的第四纪火山群之一，最新的喷发发生于1719-1721年，距今不到300年（樊祺诚等， 1999）.五大连池火山尽管非常年轻，却只产出冷泉，泉水温度仅2~5 ℃，未发现温泉，可能是在火山区的地壳浅部并未滞留形成残余岩浆囊水热系统的点热源 （佟伟等， 1990）.王锡魁等（1999）认为五大连池的冷泉可能与地下存在的永久冻土有关，但永冻层之下有希望找到地下热水或干热岩.高清武和李霓（1999）据钻孔测温资料得到五大连池的地温梯度一般小于正常地温梯度（最低仅11 ℃/km），推测由于五大连池火山喷发的是富钾碱性岩浆，粘度小，冷凝较快，在地壳浅部未能形成地热异常区.但杨森林等（2004）根据五大连池火山群40余眼钻孔的测温资料得出，平均地热梯度为35.8 ℃/km，局部可达50 ℃/km，认为存在高地热异常点和异常区.詹艳等（2006）通过大地电磁测深得出，在深度4~ 8 km左右，火烧山、老黑山和笔架山东、西两侧存在低阻块体，推测笔架山‒老黑山‒火烧山火山链在地壳内随着深度增大存在不同凝固程度的岩浆系统，但尚不能确定这些低阻体是否是火山喷发残留的正在凝固的岩浆.张风雪等 （2014）通过宽频带层析成像发现五大连池火山群下部具有低波速异常特征，但这个低速异常并没有延伸到较深的深度，表明五大连池火山区的热源较浅，或者说它是非深源成因的火山.天然地震背景噪声层析成像勘查结果表明，尾山下部火山岩浆囊顶界埋深6.5 km，至8 km深度面积扩展到约13 km²，至 13 km面积扩展至约35 km²，可能构成了尾山地区干热岩体的热源 （张森琦等， 2017）.胡旭芝等（2006）对东北地区居里面的研究表明，五大连池火山活动区居里面深度在区内最浅，在19~ 21 km.李胜涛等（2016）结合前人的工作认为，五大连池地区第四纪火山岩浆囊所处的深度上限值为3.3~3.4 km，具备存在残留岩浆囊或正在冷却中的岩浆囊的可能，热源机制属岩浆余热型.

中国东北地区新生代板内火山作用的起源一直存在争议，而不同动力学成因可能对深部热结构的模拟带来不确定性.地震层析成像显示，中国东北地区火山下方存在滞留在地幔转换带中的俯冲太平洋板块，而上地幔中的柱状低波速异常可能代表了由于板块深俯冲滞留脱水而造成的热物质上涌，进而表明中国东北火山是与太平洋板块的深俯冲及其在东亚地幔转换带中的滞留、脱水等过程密切相关的板内火山（Lei and Zhao， 2005； Zhao et al.， 2009）.He （2017）基于数值模拟结果认为，深俯冲至地幔转换带中的太平洋板块滞留脱水引起的湿柱到达岩石圈底部并诱发熔融，可以解释东北地区新生代板内火山的形成.Tang et al. （2014）根据远震相对走时体波成像结果认为，长白山下方地幔转换带中的太平洋俯冲滞留板片存在“空缺”，认为长白山火山的深部成因与地幔热柱由下地幔穿过此“空缺”而进入上地幔并在上地幔浅处减压熔融有关.Kim et al.（2021）通过东亚地幔S波速度结构研究认为，长白山火山与从滞留太平洋板块缺口中延伸出来的低速异常有关，而五大连池火山则可能是由拆沉后的减压融化造成.但雷建设等（2018）认为基于地幔转换带中的体波成像、高温高压实验、数值模拟与岩石地球化学等研究结果，并不支持长白山火山以西的地幔转换带存在板块“空缺”的认识.Zhang et al.（2022） 联合反演了面波频散数据、大地热流、大地水准面和高程数据，获取了中国东北地区的精细尺度热结构和成分结构，结果显示长白山火山区下方存在高温异常，可能与起源于上地幔深部或过渡带并向上延伸至~60 km深度的地幔上升流及其与薄岩石圈底部的相互作用有关；他们认为东北板内火山活动的位置和成分与异常热的软流圈有很好的相关性，且和具有较薄岩石圈的区域有关联.

此外，滇西腾冲火山区是中国最年轻的火山区之一，位于印度板块与欧亚大陆板块碰撞带东南部，是喜马拉雅地热带最东端的地区.腾冲火山喷发始于上新世晚期，延续至全新世（高清武和李霓， 1999）.该火山区地下流体温度高、规模大、活动强烈，特别是腾冲西南热海一带，高温热泉随处可见.但腾冲的高温水热系统仅出现在年青火山岩区的周边，火山岩区内部仅产出低温碳酸泉（佟伟等， 1990）.腾冲火山区的平均热流约91 mW/m²， 热流最大值达120.5 mW/m²，平均地温梯度为56 ℃/km （周真恒等， 1996）.腾冲地区的地幔热流为 56.4 mW/m²，地幔热流占地表热流的62%，软流圈顶部温度达1 460~1 526 ℃，反映了腾冲地区具典型现代构造活动区的热结构特征 （周真恒等， 1996）.气体、同位素、水化学地球化学温标显示，腾冲热海地区深层热储的温度约为250 ±7 ℃，中、浅层地热储温度的变化范围分别为241~190 ℃和195~154 ℃，目前深部岩浆热源的温度应高于514 ℃ （上官志冠， 2000）.腾冲地区深部存在低速低阻体，主要在5~25 km的深度，前人推测与岩浆囊或部分熔融物质有关，是潜在的岩浆热源（Bai et al.， 2001； Li et al.， 2017）.但是，关于腾冲火山地壳岩浆囊的数量和空间分布并未形成共识.Bai et al. （2001） 通过分析大地电磁测深资料，推测在热海下方5~25 km深度内可能存在岩浆囊.赵慈平等 （2012） 基于温泉逸出气体的分析测试，认为腾冲火山区现今存在3个壳内岩浆囊：第1个岩浆囊位于腾冲县城‒热海一带，第2个岩浆囊位于马站‒曲石一带，第3个岩浆囊位于五合‒龙江‒团田‒蒲川‒新华一带，3个岩浆囊都在不断受到幔源岩浆的持续补充，估算岩浆囊温度分别最高达773、651和 1 163 ℃.Li et al. （2017） 利用记录的远震波形和接收函数方法反演了腾冲地区的S波速度结构，结果表明，打鹰山、大‒小空山、黑空山存在一个相互联通的岩浆囊，深度为6~15 km；火山湖具有一个相对独立的岩浆囊，深度为9~16 km.对于腾冲火山的深部起源也存在较大的争议，主要有印度板块的俯冲脱水及大地幔楔中的角流（Lei et al.， 2009b）、区域伸展导致的岩石圈变薄及软流圈上涌（Wang et al.， 2007）和板块撕裂造成的上地幔物质上涌等机制（Zhang et al.， 2017b）.

综上所述，火山地区是具有地热开发前景的地区，但对于火山区是否对应高的大地热流和现今深层温度异常还存在争议.对火山区地壳热结构的数值模拟，需要考虑地下岩浆囊的深度、形状和大小及物性成分等参数的演化，且不能忽视地下水、断裂分布等对深层地热能的影响.因不同研究手段所用的观测资料、分析方法、可信分辨率及解释角度存在差别，不同研究者给出的火山区地下岩浆囊的分布位置、深度和形态还存在差异，约束这些参数需要多种资料的地球物理联合反演与精细成像，并与多学科联合解释.中国东北新生代火山活动区和腾冲火山区是深层地热能开发极具吸引力的地区，但对其热状态的认识尚具争议，亟须加强钻孔测温及深部热结构地球物理反演，建立“自下而上”的热结构计算模型，查明深层地热资源储量.此外，对中国近代火山的深部起源学术界还未达成共识，但深部动力学机制对于研究其浅部热状态十分重要，需要加强结合深部动力学和浅部岩浆演化的热模拟，刻画岩石圈构造‒热演化特征.

该领域值得关注的科学问题包括但不限于：（1）火山区深部动力学过程和浅部岩浆演化的耦合及定量模拟.（2）如何定量揭示我国近代火山深部起源、岩浆演化过程及浅部热效应？（3）火山地区的大地热流分布特征及对深部岩浆活动和深层地热的约束.（4）如何基于地球物理反演技术精细刻画火山区深部热结构并揭示岩浆囊的特征？（5）岩浆囊的演化与火山区岩石圈热流变结构的动力学关联.

2 总结与展望

本文梳理了国内外挽近重大构造‒热事件及其对深层地热能影响的研究进展，虽然已取得一些共识，但也存在不少待解决的问题，可以概括为如下几点：

（1）地幔热柱是地球内部热量与物质的重要载体，其携带的大量热量可能会导致区域地表热流的升高及热状态的改变，但人们对热流升高幅度、热异常空间范围和持续时间等仍存争议.需要加强挽近时期地幔柱‒岩石圈交互作用下浅部热响应的数值模拟研究，揭示地幔柱动力学演化过程对浅部构造‒热演化及地热资源的控制和影响.我国海南地幔柱上方很可能是极有潜力的地热异常区，需要加强对该地区的大地热流测量，结合多学科资料约束该地幔柱的规模、潜温及浅部岩浆囊的分布与温度.

（2）挽近断裂活动可为地热系统提供附加热源和流体运移通道.断层强度通过滑移过程中的摩擦生热影响地表热流和断层附近的温度场，但野外断层有效摩擦系数的时空分布极难确定.不同类型的断层在流体运移中所起的作用及控热方式也需要展开更系统的研究工作.中国大陆有诸多断裂在挽近时期持续活动，其活动差异与热液活动及热异常的关联值得深入探究.

（3）岩石圈的伸展减薄一般会带来较高的幔源热，并在很大程度上对地壳加热，造成裂谷区域的热异常，但一些裂谷的大地热流并未表现与深部过程有关的热异常.裂谷盆地的大地热流特征及其与裂陷活动时代、拉张期次、伸展机制和断裂分布等的关系尚待深入研究.岩石圈拉伸诱发的岩浆活动及地下水运移与深层地热能的关联值得关注.对于中国大陆断陷盆地如渤海湾盆地、松辽盆地及渭河盆地等的地热评估应考虑岩石圈拉伸造成温度场的非稳态分布及局部水热活动对浅部热状态的影响.

（4）火山是地下曾存在高温的直观证据，浅部滞留的岩浆囊则是地热系统的理想热源.火山地区的大地热流分布特征及其对深部岩浆活动与深层地热的约束是值得探索的科学问题.如何基于地球物理反演技术精细刻画深部热结构并揭示岩浆囊特征，岩浆囊的演化与火山区岩石圈热流变结构的动力学关联尚待深入研究.中国新生代火山活动区是深层地热能开发极具吸引力的地区，在加强钻孔测温与多学科深部结构联合反演的基础上，定量揭示我国近代火山深部起源、岩浆演化与浅部构造‒热演化的关联对查明深层地热资源分布十分重要.

总之，应以地球系统科学的圈层相互作用为指导，建立中国挽近时期岩石圈构造‒热演化模型.基于地球动力学数值模拟技术，模拟研究地幔柱、板块俯冲主导的圈层相互作用对中国岩石圈构造‒热演化、板内岩浆活动及深层高温地热的控制作用，揭示深部动力学过程的浅部热响应.探明挽近重大构造‒热事件与深层地热能的动力学关联，定量/半定量揭示深层地热能形成机制和高温地热资源富集规律，为中国深层地热资源勘探的突破提供科学理论依据和研究数据支撑.开拓中国深层高温地热研究新领域，开创有关深层高温地热研究的新方法.

参考文献

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基金资助

国家重点研发计划项目(2021YFA0716002;2019YFC0604901)

国家自然科学基金项目(42074095;41704087)

中国地震局地质研究所基本科研业务专项(IGCEA1910)