0 引言
热是地质事件和过程的驱动力,同时也对地质事件和过程予以记录和响应,因此,热状态是研究板块运动、地球动力学的重要参数
[1]。大地热流作为地球内热在地表最为直接的显示,又是能反映发生于地球深处的各种作用过程和能量平衡的宝贵信息,在某种意义上,大地热流是在地球表面“窥测”地球内热的一个窗口
[2], 而地热测量则是直接给地球量“体温”。
地热测量是地热资源勘探的一项基础性工作,也是地热资源评价的基本参数。我国的地热测量始于20世纪70年代,1978年,中国科学院地质研究所地热组正式发表了在华北地区获得的首批17个数据。到2001年底,我国大陆地区热流数据达到862个
[3]。此后,地热测量加速,又有一些新的大地热流测量数据陆续发表。2016年,我国大陆地区第四版热流数据发布,收录了1 230个热流数据
[4]。尽管大陆地区各主要构造单元均有热流测点分布,但地理上分布尚不均匀,约75%的测点集中分布于东经105°以东地区,中原、环渤海地区和东南沿海地区的数据较为丰富,而东北、内蒙古、西藏、贵州和广西等地的大地热流数据较为匮乏。根据现有数据分析,中国大陆地区的热流分布格局主要受中、新生代岩石圈构造—热活动控制
[5]:地势最高的青藏高原表现为高热流(>80 mW/m
2),但地势最低的大陆东部地区亦表现为较高热流(60~75 mW/m
2),中部和西北部地区热流较低(<60 mW/m
2)。
2019年,中国地质调查局启动了“全国大地热流值测量与靶区优选”项目,主要工作为开展全国大地热流值测量,修编中国大陆地区热流分布图,分析区域大地热流影响因素及其与地热资源分布的关系,为区域地热资源勘查开发提供理论依据和技术支撑。截至2021年,项目实测大地热流值260个,收集整理已发表未汇编热流数据185个,总新增数据约占已汇编数据的1/3。另外,新增数据中,A、B类数据约占85%,C类数据占15%,无D类数据,极大地提高了我国陆区现有热流值数据量和质量,为我国地热资源开发利用提供了更好的服务和基础支撑。本文基于我国近年来开展的区域热流测量和深孔测温工作,分析了我国陆区壳幔热流比,综合分析了我国陆区区域热状态和地热地质背景。在此基础上,选择我国青藏高原东北部、腾冲地区、东南沿海和华北盆地等典型地热区,系统分析了区域地温场特征、热流分布、地壳热结构等盆地尺度的区域热状态和主控因素,总结了包括壳幔架构、构造热事件、地层岩性、断裂构造等影响区域热状态的深部—浅部因素,为不同地区地热资源勘查和热源条件分析提供科学依据。
1 我国陆区热状态
基于最新大地热流值测量成果、中国陆区1°×1°地壳结构参数和实测及收集的地表至下地壳岩石放射性生热率参数成果,笔者完成了我国陆区地壳—地幔热流分布的研究
[5]。按照壳源和幔源热流所占比例的大小,将壳幔热流贡献相近、
qc/
qm值为0.8~1.2的区域划分为壳幔热源平衡区,主要位于西北地区、东南地区和华北—东北地区的非平原区(
图1)。进而可划分
qc/
qm>1.2、以壳源热流为主的壳源产热区,主要位于四川盆地以西青藏高原地区;
qc/
qm<0.8、以幔源热流为主的幔源产热区,主要位于我国陆区东部的盆地分布区。
壳幔源产热区的划分代表一个地区大地热流的主要来源,解决了区域热源的基本问题,可为我国地热资源的研究提供良好的背景资料,但其分区与我国陆区地热资源分布的关系仍待进一步研究和细化。
本文结合我国陆区
qc/
qm等值线
[6]与地壳热流—地幔热流等值线
[7],依据
qc/
qm值和
qc(壳源热流)、
qm(幔源热流)、
q(大地热流)的大小与我国各类型地热资源的分布特征,将我国陆区地热背景划分为4种类型(
图1)。包括壳源生热高温地热区、幔源生热中低温地热区、壳幔热源平衡低温地热区和壳幔热源平衡中高温地热区。不同地热背景区的壳—幔热流具有明显的数值差异,比例关系不同,且区内地热资源发育具有较好的一致性,显示出地热背景—地热资源特征的良好对应性。各区域分述如下。
1.1 壳源生热高温地热区
如
图1中的I区所示,壳源生热高温地热区
qc/
qm值一般≥3.0,大地热流值为60~130 mW/m
2,壳源热流为40~80 mW/m
2,幔源热流为10~60 mW/m
2,显示出高大地热流值、高壳源热流值和全国陆区最明显的壳源产热特征。区内地热显示主要3个地区:一是藏南地区,区内温泉主要分布于几条南北向的裂谷中,地热显示以中高温温泉为主,是我国温泉温度最高、分布最广泛、地热地质条件最好的地区;二是滇西地区,区内温泉多与近期火山和岩浆活动有关,分布有大量以产出湿蒸汽为主的高温地热资源;三是川西地区,热流值基本高于70 mW/m
2,壳源热流值基本在50 mW/m
2以上,主要发育于北西向展布的地热带中,温泉温度基本高于60 ℃,部分高于90 ℃。
由以上现象可知,壳源生热高温区地热资源的发育主要受壳源热流大小的控制,壳源热流值高的地区地热显示众多且温度较高;壳源热流值整体相对较低的藏北地区则仅在唐古拉山口等地区零星分布有中高温温泉,整体地热条件相对一般。
1.2 幔源生热中低温地热区
如
图1中II区所示,幔源生热中低温地热区
qc/
qm值为0.4~1,大地热流值为45~85 mW/m
2,壳源热流为20~30 mW/m
2,幔源热流为30~80 mW/m
2,显示出大地热流值中等、高幔源热流值、低壳源热流值和全国陆区最明显的幔源产热特征。区内地热资源丰富,分布广泛,水热型地热资源主要分为两类。一是沉积盆地型地热资源,分布于自北向南的一系列盆地中;二是隆起山地型地热资源,主要分布于
表1所列地热区带中。以上地热区热水温度基本在25~90 ℃,属中低温地热资源。
如
表1所示,幔源生热中低温地热区的主要沉积盆地传导型地热系统中,华北平原、松辽盆地和关中平原地热地质条件最好,分布有多个主要热储且分布范围均较大。其他盆地则多为仅有一层热储,地热地质条件相对一般。综合以上盆地的特征可知,这些盆地的幔源热流相差不大,整体地热背景接近,“热源”机制接近。因此不同盆地内热储层特征的差别可能主要与“水源”相关,松辽盆地、华北平原面积广阔,沉积层厚,汇水面积大,关中平原面积虽较小,但平原与周边山区落差大,汇水条件也较好,因此可产生多层主要热储。而其他盆地周边则地形起伏较缓或面积较小,深部含水层水量较小,难以形成热储层。
区内隆起山地对流型地热系统中,辽东半岛、胶东半岛温泉多分布于郯庐断裂周边,燕山—太行山温泉则多分布于大兴安岭—太行山重力梯度带上,显示出明显的断裂控热特征,区内大地热流值一般低于我国陆区平均值,与温泉水温大部分低于60 ℃的特征相符,表现出相对一般的地热背景特征与地热显示条件。
综上,幔源生热中低温区地热资源分布范围较广,但以中低温地热资源为主,推测与该地区幔源热流普遍较高,但总体大地热流背景接近我国陆区平均值有关。其中水热型地热资源的发育主要受汇水条件与断裂分布的制约,集中于大型盆地、中小型盆地的边缘区和山区断裂沿线。
1.3 壳幔热源平衡低温地热区
如
图1中III区所示,壳幔热源平衡低温地热区位于我国陆区中西部和东北地区的山区地带,主要包括松辽盆地、华北平原以西的大部分地区。该地区
qc/
qm值多≤1.6,大部分地区大地热流值在35~65 mW/m
2之间,呈现低热流背景特征。区内壳源热流为25~45 mW/m
2,幔源热流为20~40 mW/m
2,显示出与壳幔热源平衡中高温地热区相近但各背景值均较低的特征。
区内地热资源分布特征与幔源生热中低温地热区相近,地热资源的分布受地层汇水能力和断裂分布的影响。同时,由于该地区整体热流背景较低,地热地质条件较差,仅在共和盆地、塔什库尔干等地区存在中高温地热资源,其他地热区地热显示温度多在25~60 ℃之间,为我国陆区地热资源发育条件最差的区域。
1.4 壳幔热源平衡中高温地热区
如
图1中IV区所示,壳幔热源平衡中高温地热区位于我国陆区中南部,主要构造单元为上扬子陆块南部和华夏造山系。区内
qc/
qm值主要介于1~1.6之间,大地热流值为60~120 mW/m
2,壳源热流为30~50 mW/m
2,幔源热流为30~60 mW/m
2,显示出以幔源产热为主,但大地热流值、幔源热流值、壳源热流值均较高,壳幔产热较为均衡的地热背景特征。区内地热资源在两个区带分布最多,最具典型性。一是位于东部的东南沿海地热带,主要分布于广东、福建、台湾和海南等地区;二是哀牢山断裂以东的云贵高原,出露大量中低温地热资源。
区内东南沿海地热带温泉温度均为60~150 ℃,显著高于滇东北云贵高原和四川盆地等地区,说明除了因区域热流背景较高,地热资源发育条件较好外,温泉尚受到其他如热储岩性、构造发育等因素的影响。
2 盆地尺度现今地温场特征
我国地热资源丰富,但受控于区域地热地质背景,不同地区的地热条件存在明显的差异。西南藏滇地区和台湾地区孕育有大量的水热活动,是我国最主要的高温温泉密集带,而大陆内部则以中低温水热系统为主,包括东南沿海闽琼粤地热带、郯庐地热带(包括胶东半岛、辽东半岛)、天山北麓等中低温对流型地热系统和华北盆地、松辽盆地、江汉盆地、苏北盆地和环鄂尔多斯盆地等沉积盆地中赋存的中低温传导型地热系统。根据我国陆区壳幔尺度热流配分格局和区域地热资源赋存禀赋,分别选取青藏高原东北部、腾冲地区、东南沿海和华北地区作为典型代表区,开展盆地尺度现今地温场和主要控热要素研究。
2.1 青藏高原东北部
印度/亚欧板块碰撞导致的青藏高原隆升是地球上新生代最壮观的事件,其独特的巨厚壳—幔构造造就了区内特有的地热地质背景。传统观点认为青藏高原地热资源主要集中在藏南和滇藏地区,这些地区处于板块碰撞的前缘,构造活动剧烈,促进了地热流体的运移和聚集,而北部地区构造运动则相对平缓,以“冷壳冷幔”岩石圈结构为主。近年来,除了在青藏高原东北缘共和盆地、贵德盆地探获高温干热岩体外,还在该区实施了多个地热勘探深钻(
图2),并在同仁、平安等多个地区钻获了较高的地温梯度,打破了以往的认识。其中,2018年同仁盆地施工的DR1孔深1 800.5m,孔底温度达90.25 ℃(
图3a);2021年西宁平安地区施工的PAR2孔深1 703.66 m,孔底温度86.1 ℃(
图3b)。
印度洋板块俯冲,青藏高原隆升并对周围地块产生水平挤压作用,改变了原有的壳幔结构体系,形成了青藏高原增厚的地壳,该体系内地表热异常区的“热”来自哪里?大地热流是“窥视” 地球内热的窗口,基于区内的地热测量工作,前人开展过大量的大地热流和热结构分析。汪集旸和黄少鹏
[8]依据我国陆区地幔与地壳热流的配分情况将我国陆区划分为5个“热—构造区”,其中青藏高原东北部属于“冷壳冷幔”。邱楠生
[9]建立了我国陆区东西向热剖面结构,提出从东到西我国典型沉积盆地的地幔热流逐渐降低,其中位于青藏高原东北缘柴达木盆地的地幔热流仅为25.4 mW/m
2。这些工作为青藏高原东北缘地热系统热源机制研究提供了基础热背景。
近些年来,针对青藏高原东北缘共和盆地深部探获高温干热岩体,科研人员利用深孔测温等资料重点开展了共和盆地及周边地区的大地热流估算和热结构分析。郎旭娟等
[10-11]估算了贵德盆地三河平原和扎仓沟地热田的大地热流,提出该地区壳、幔热流比为 1.2,为“热壳冷幔”型热结构。张超等
[12-13]估算了共和盆地多口干热岩钻孔的大地热流值,认为该区属于青藏高原高热流背景下的局部异常高地温梯度和高大地热流区。Lin等
[14]对比分析了共和盆地恰卜恰河谷、贵德三河平原的大地热流和地壳热结构,提出恰卜恰河谷区内壳、幔热流比为3.12∶1,贵德三河平原区内壳、幔热流比为1.84∶1,认为恰卜恰河谷为异常加热型热结构,而贵德三河平原为正常“热壳冷幔”型热结构
[14]。区内其他地区的热流研究也主要集中在西宁盆地、柴达木盆地主要的地热开发区和油气勘探区。张森琦等
[15]分析了西宁盆地的地温场特征并估算了多口井的热流值,提出西宁盆地大地热流平均值为80.4 mW/m
2,显著高于我国陆区热流平均值。
区域性热流异常多源自深部因素
[16⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓-24],包括壳幔结构和构造热事件(岩浆活动、克拉通破坏岩石圈减薄等)。经历古/新特提斯大洋俯冲和印—亚大陆强烈碰撞,大陆地壳的生长加厚形成了全球最厚陆壳是青藏高原壳幔结构的基本特征
[25]。20世纪90年代以来,中国地质科学院与法国、美国等合作,运用宽频地震剖面等新的深部物理探测技术,横穿青藏高原完成了超过10 000 km的地震层析剖面,了解了深达数百千米范围内的地壳和上地幔结构特征,建立了青藏高原腹地和重要构造位置的地震波速速度结构,揭示青藏高原中地壳,甚至上地壳普遍存在高导低速体
[26⇓⇓-29]。针对共和盆地深部探获的高温岩体,近年来在地球物理探测方面也做了大量的研究。Gao 等
[30-31]利用272 个站点的 MT 数据通过三维反演构建了共和盆地地壳的三维电阻率模型,提出中地壳的大面积低电阻率异常可能是由花岗岩部分熔融引起的。Zhao等
[32]利用重力和磁力数据估算了盆地及周边的莫霍深度和居里点深度,提出共和盆地处于一个相对稳定的区域,地壳上部的岩浆囊或熔融花岗岩等低电阻率带可能是形成干热岩的主要热源。高天扬等
[33]利用宽频带流动地震台站记录到的连续波形数据获得了青藏高原东北缘及邻近地区的高分辨率三维S波速度结构,结果显示西秦岭造山带下方15~40 km的深度范围内存在很显著的S波低速异常体,并认为该低速异常体很可能与部分熔融有关。Zhou等
[34]利用 EIGEN-6C4卫星重力和航磁数据反演了共和盆地的地壳结构,结果显示在15~35 km深度的中上地壳有明显的低密度区域,并认为这很可能是壳内存在部分熔融造成的。
上述工作形成了对青藏高原东北部地热异常区热背景的基本认识:由于印度—欧亚板块新生代(约50 Ma)陆壳—陆壳碰撞,形成了以壳源热为主的高热流异常。其热源机制可概括为:地壳叠置增厚—地壳热流增加—地壳均衡快速抬升—剥蚀作用—等温面上升+地层压力剧降—壳内岩石的熔融温度降低—剪切摩擦生热—壳内局部再熔融—岩浆囊+火山活动→壳源热。由于目前人类的探测深度有限,对于地壳深部的关键热演化信息,尤其是壳内热源的构成和物质属性尚未有定论。
2.2 腾冲地区
腾冲地区位于青藏高原东南缘,构造位置处于中新生代构造域(特提斯—喜马拉雅构造域和滨太平洋构造域)的复合部位
[35],受到刚性的四川盆地和扬子板块的强烈阻挡
[36],印度板块向东俯冲并下插到缅甸弧下方的地幔转换带。随着印度板块的俯冲脱水作用,大量热湿物质从地幔转换带上涌
[37⇓⇓-40]。在印度板块持续向北楔入的过程中,青藏高原东南缘新生代围绕喜马拉雅构造结发生了大规模顺时针旋转
[41-42],区域应力场状态由近北东—北北东向挤压变为东西向伸展
[43],使得该区域地质结构复杂、深大断裂发育、地震和火山活动强烈,为高温—超高温地热资源赋存提供了良好的地质条件
[44]。
据赵慈平等
[45],腾冲火山区现存3个岩浆囊(
图4):中部腾冲—热海岩浆囊,现今温度为483~773 ℃,平均为566 ℃(I号);北部马站—曲石—永安岩浆囊,现今温度为397~651 ℃,平均为524 ℃(II号);南部五台—龙江—浦川岩浆囊,现今温度为464~1 163 ℃,平均为773 ℃(III号)。3个岩浆囊边缘温度可能在400~600 ℃,中心温度可能在700~1 200 ℃之间。岩浆囊是腾冲地区浅部地壳最主要的热源,形成了局部大地热流异常区,造就了异常丰富的高温地热资源。
地热气体对深部岩浆热源有很好的指示作用。前人在腾冲地区开展过大量地热气体地球化学取样和测量,赵慈平等
[46]系统整理了区内75组地热气体样品,开展了地热气体组分分析。绘制区内地热气体
3He/
4He—
4He/
20Ne关系图(
图5),区内大部分温泉气体的R/Ra值(相对大气的比值)高于地壳特征值,说明区内大部分地区存在幔源物质的上侵,为腾冲地区深部存在岩浆囊提供了佐证。另外,温泉气体内氦同位素组分高低与热水温度并无明显的对应关系,说明热水在上升过程中与浅层地下水或地表水的混合作品对温泉气体组分的影响不大。
腾冲地区开展的地热测量工作相对较少。吴乾蕃等
[47]和汪缉安等
[48]公开发表了云南腾冲两个热流数据(
表2),项目系统收集了相关钻孔的勘探及测井资料,并开展了部分钻孔的稳态测温和主要地热异常区现今地温场分析,计算了大地热流,为腾冲地区地热成因机理分析、潜力靶区选择等提供了第一手的基础数据。
表2显示了腾冲地区公开发表的热流数据及项目实测的地热深井情况。
TCKZ钻孔为2012年5—9月在马站乡腾冲火山地热国家地质公园内施工的一口科学钻探,钻孔深1 222.24 m,钻孔依次揭露基性火成岩(1~523.28 m)、蚀变花岗岩带(523.28~1 087.63 m)和未蚀变花岗岩带(1 087.63~1 222.24 m),孔底温度约74 ℃,全孔平均地温梯度约4.7 ℃/100 m(
图6a)。其中,600 m以上测温曲线呈下凹形态,说明受到了冷水混入的影响,而700~1 200 m段呈较好的线性增温,平均地温梯度为4.22 ℃/100 m。ZH01井位于腾冲曲石雅居乐—蔺家湾片区中和村,井深1 980.18 m。钻孔揭露地层自上而下依次为:0~26 m为第四系松散坡积碎石土覆盖,充填致密—气孔状安山玄武岩;26~240 m为新近系芒棒组,以灰—灰白色中粗砂岩和粉砂质泥岩夹砾岩为主;240 m以下进入喜马拉雅期晚期第一段,岩性为二云母花岗岩、似斑状黑云花岗岩和片麻岩花岗岩等。如
图6b所示,钻完井后进行测温,曲线呈上凸,增温快,说明在300 m以浅存在地热水活动影响,该井位于腾冲的河谷地带,且位于大盈江断裂和龙川江断裂的西北侧,可能受到断裂带的影响,此时测得的1 900 m深度的温度为98.2 ℃,地温梯度为3.01 ℃/100 m(400~1 900 m)。笔者于2024年6月6日进行了该钻孔的稳态测温工作,测井深度为1 140.66 m,1 140.66 m深度的温度为73.12 ℃,测温曲线浅部下凹,可能受到浅部冷水或者夏季河道冷水的影响,650~800 m测温曲线呈现轻微锯齿状,可能是受断裂破碎带的影响,从而受到裂隙水的影响,钻孔地温梯度为4.6 ℃/100 m(200~1 140 m),相较于初期稳态测温结果,地温明显有所增加,随着静井时间变长,钻井温度趋于稳定(排除断裂活动和地下水活动的影响)。
根据所获取的钻井测温资料、岩性和热导率资料,对钻孔的大地热流数据采用热流密度计算公式,计算钻孔所在位置的大地热流值。由于腾冲地区钻孔数据稀少,热导率数据极少,两个钻孔分布较近,主要层段均为花岗岩,因此我们对两个钻孔取区内花岗岩热导率测试平均值2.6 W/(m·K),估算TCKZ钻孔、ZH01钻孔的大地热流分别为109.72和105.56 mW/m
2(
表2),显著高于世界平均水平。
依据TCKZ孔地表实测大地热流值和地壳各岩层段的放射性生热率,采用“剥层”法,自上而下逐层“剥去”各层段所提供的放射性生热量,通过计算壳内各层段界面的热流,获得壳内各层段的热流配分和地幔热流。腾冲地区沉积盖层较薄,其对地表热流的贡献不大,故根据其主要岩性(玄武岩、凝灰岩等),取放射性生热率平均值1.5 μW/m
3。上中下地壳的放射性生热率引自周真恒等
[49]给出的云南腾冲地块深部放射性元素生热率的分析结果。根据TCKZ的钻探成果,其基底为晚侏罗世—白垩纪花岗岩,根据早白垩世地表花岗岩露头放射性生热实测结果(均值4.33 μW/m
3),结合上地壳平均生热率(2.08 μW/m
3),取其均值(3.21 μW/m
3)作为放射性元素集中层的生热率。最后获得腾冲地区地壳热结构如
图7所示。
马站地区地幔热流的贡献为54.18 mW/m
2,接近汪缉安等
[48]计算的腾冲地区的地幔热流(53.1 mW/m
2),显著高于全球陆地平均地幔热流(28.0 mW/m
2),接近于全球海洋平均地幔热流(57.0 mW/m
2),反映区内深部存在较强的幔源岩浆补充。地壳热流的贡献为55.54 mW/m
2,高于周真恒等
[49]获取的腾冲地块平均地壳热流34.6 mW/m
2,反映了腾冲地区壳内岩浆囊的额外热流贡献(约20.94 mW/m
2)。壳幔热流比为1.02∶1,属于“热壳冷幔”型岩石圈热结构,但壳幔贡献差异较小。另外,腾冲地区生热率最高的晚白垩系地层,均值高达8.26 μW/m
3,说明地壳部分的岩石放射性生热率也做出了较大贡献。
综上分析,腾冲地区地热系统的热源机制及主要控热因素总结如下:地下岩浆沿断裂带喷发出地表而形成火山,而未喷发部分残存于深部以局部岩浆囊的形式存在,构成了腾冲地区深部的主要控热构造;各类热源要素中,地幔传导热约占49.4%,地壳放射性生热约占31.5%,岩浆囊额外供热约占19.1%。受残存未喷发岩浆深度的影响,其热源深浅不一,通常在较浅的地方就可以获得较高的温度,成为未来深部高温地热勘探的良好靶区。
2.3 东南沿海
东南沿海是我国中低温对流型水热系统的主要分布区,出露有近500处天然温泉。前人针对区内温泉分布和成因机制开展过大量的研究。汪集旸等
[50]对东南沿海典型地热系统进行了分析,重点针对福建漳州盆地进行了解剖,提出了东南沿海地区的构造控热模式,在此基础上总结了中低温对流型地热系统的地质构造—新构造分析方法。胡圣标和汪集旸
[51]对区内钻孔测温、岩石热导率等资料进行了系统的整理,获取了93个大地热流值,并重点围绕区内人工地震探测剖面,开展了壳内产热率的垂向分布与区域变化,进而获取了深部的热状态与热结构。赵平等
[52]系统分析了东南地区不同时代、不同岩性和不同构造单元岩石生热率的分布特征,提出区内花岗岩普遍具有较高的生热率。何丽娟等
[53]则从热结构角度将我国陆区东部划分为5个“热—构造区”,其中华南热—构造区属于典型的“冷壳热幔”特征,表明其热结构主要受深部热源控制。这些工作为东南沿海区域热背景分析奠定了扎实的基础。
近年来,随着国内对深部高温地热资源的重视,在区内寻找适合中高温地热资源尤其是干热岩资源开发的“热点”或“甜点”靶区,对区内热源机制或热状态分析提出了更具体的要求。为降低投资风险,精确定位钻探靶区,不仅需要分析壳幔构造、岩体放射性生热、断裂对流传热等影响区域温度场的生热、传热要素,还要考虑浅层储—盖组合等保温条件。一些学者也分别对不同的要素开展了相关分析。张健等
[54]利用地表热流观测资料、地震剪切波资料和重力位球谐系数计算了华南陆缘壳—幔温度结构,提出地壳浅层较热,花岗岩中放射性元素衰变放热是地壳浅层地下水热活动的重要热源,但地壳总体温度不高, 为“冷壳热幔”型热结构。也有学者注意到华南不同地区花岗岩放射性生热率变化对区内岩石圈热结构的影响,林乐夫等
[55]对比了南岭地区和东南沿海地区中生代花岗岩放射性地球化学特征和岩石圈热结构,提出南岭地区和东南沿海地区地壳热流对地表热流值的贡献率分别为60%~65%和40%~45%,指示两者分别为“热壳冷幔”和“冷壳热幔”型岩石圈热结构;蔺文静等
[56]则系统分析了华南地区诸广岩体、贵东岩体、下庄岩体、热水岩体、佛冈岩体和漳州岩体等区内主要花岗岩体的放射性生热特征,提出粤北—赣南等高产热岩体分布区可形成近似“热壳冷幔”型或“温壳温幔”型岩石圈热结构。在地热气体对深部热源指示方面,Tian等
[57]报告了广东和福建两省代表性温泉和温泉井气体样本的化学成分和 He-Ne-C 同位素的新数据,提出丰顺、漳州、龙岩和三明等地热田地幔He贡献率超过10%(
图8),地幔热流占总热流的一半以上,东北向断层和西北向断层的交汇为地热流体上升到地表提供了加速通道。Lin 等
[58]则注意到闽西广泛分布的具有高放射性生热的巨厚凝灰岩,认为其可以作为防止深部温度散失的良好盖层。
2018年中国地质调查局在广东惠州黄砂洞地热田施工完成了HR1孔,孔深为3 009.17 m,孔底温度为127.7 ℃,成井后自喷最大流量为137 m
3/h,稳定温度为118 ℃,取得了华南地区地热勘查突破。针对其成因机制,后续也开展了大量分析。Lin等
[59]基于该孔的近似稳态测温和岩心热物性数据,估算该井的热通量约为106.8 mW/m
2,并基于区域热流背景值构建了该区的地壳热结构,其中壳内放射性生热贡献约为39.0 mW/m
2。甘浩男等
[60]则开展了构造对热流提升的贡献分析,提出黄砂洞地热田断裂对流传热的贡献约为30.7 mW/m
2。基于以上成果,可建立黄砂洞地热田热流配分模型如
图9所示。依据HR1孔测温数据获取的热通量(106.8 mW/m
2)包含传导热流和对流热流。其中,对流热流为断裂中水热循环所形成的分量,为30.7 mW/m
2;传导热流则为地球深部以传导方式传至地表的热量,约为76.1 mW/m
2,该热量又包含地壳热流(39.0 mW/m
2)和地幔热流(37.1 mW/m
2)。由该热流配分模型可知,黄砂洞地热田地壳热流略大于地幔热流,壳内放射性生热是最重要的热源;另外,断裂对流传热占地表热通量的28.7%,是形成地表热异常的主要热量补充。
基于以上分析可知,东南沿海地热异常区热背景是晚中生代以来古太平洋俯冲地壳减薄和整个华南地区发生广泛的岩浆—构造活动的结果,区内以幔源热为主,但在特殊岩性构造组合条件下,可形成温幔温壳型热结构,其热源机制可概括为:太平洋(菲律宾板块)向西俯冲—大陆岩石圈减薄—地幔热流升高→幔源热+火山岩浆活动—壳内高产热岩体聚集—高壳内放射性生热→壳源热+构造发育—断裂对流传热。
2.4 华北地区
华北地区是我国最主要的沉积盆地传导型地热系统分布区,也是我国地热研究与开发利用程度最高的地区之一。早在20世纪80年代,陈墨香
[61]就丰富的地温和大地热流测试数据为基础,结合地温场的数学模拟结果,对华北区域地温场形成的机制进行了分析,总结了地温和大地热流的特点,并探讨了与地质构造的关系。之后围绕区内地热资源的科学开发利用,不同学者开展了针对性研究。阎敦实和于英太
[62]利用华北油区丰富的地质、地球物理、钻井、测温等资料,系统开展了华北油区地热资源评价。龚育龄
[63]系统分析了渤海湾盆地现今地温场、大地热流和岩石圈热结构,为揭示盆地成因机制奠定了重要的理论基础。王贵玲等
[64-65]在分析京津冀地区构造、大地热流、地温梯度等地质背景的基础上,提出了华北沉积盆地古潜山型复合水热系统的成因模式,并分别总结了京津冀地区隆起山地对流型和沉积盆地传导型地热资源的成藏模式和赋存条件,对两种地热资源的资源量、开发利用现状和潜力进行了分析。
华北盆地是在华北地台上发展起来的中、新生界断陷盆地,盆地内许多次级坳陷和隆起间隔排列,坳陷内由更次一级的凸起和凹陷组成。这种典型的“坳中凸”盆地基底结构形成了沉积地层与古潜山叠加的复合水热系统,其上部为松散岩类沉积层含水系统,下部则为基岩含水系统。由于松散沉积层与基岩热导率的差异,造成了热流在深部向基岩顶部聚集,从而形成了盆地内古潜山凸起区热流较高的现今地温场特征。前人对华北盆地内影响现今温度场分布的因素进行了大量研究。熊亮萍和张菊明
[66]分析了华北地区地温梯度与基底构造形态的关系,提出基底的构造形态是影响地表热流分布和区域地温场的重要因素,而盖层相对厚度是影响地温梯度的主要因素。毛小平等
[67]通过模拟验证近地表物质热传导能力的差异会引起温度场变化,高热传导层会快速地将基底热量传递到浅层而形成异常高温,但好的盖层是高地温的必要条件。王朱亭等
[68]分析了雄安新区的现今地温场特征,提出基岩地层凹凸相间的格局、砂泥质盖层直接覆盖在碳酸盐地层之上的地层组合、热储层段内的地下水对流作用、断裂的发育等共同造成了雄安新区较高的现今地温场特征。
已有工作均认识到基底起伏形态对地温场的控制作用,但对盆地内影响地温场分布的其他要素则多停留在表面现象描述和定性分析阶段。近年来在华北施工了多个深钻,部分超过了4 000 m,部分深钻分布见
图10,井深和详细信息见
表3,其揭露地层和测温曲线见
图11。可以看出,除了高阳低凸起D35井外,其他凸起区地温曲线呈现明显的分段性,凸起上部盖层地温梯度明显高于下部进入基岩后的地温梯度,反映了地层岩性变化对地温场的控制作用,即深部基岩凸起由于具有较高的热导率,形成局部热流传播的优势通道,从而在凸起区形成较高的温度场,而D35井在3 660 m深处才揭露基岩,从孔口到孔底,其测温曲线基本保持一致,传导型特征明显,地温梯度也保持较低的状态,平均地温梯度仅为2.93 ℃/100 m。值得注意的是,同样位于马头营凸起且相距不远的M-1和M-5井,其深部温度表现出较大的差异,同深度(4 000 m)地温差距超过30 ℃。其中,M-5井靠近凸起轴部,而M-1井位于凸起西部西坡区,且周边有马北断裂和柏各庄断裂经过,M-1井较高的地温应是断裂沟通了深部热源导致。根据所获取的测温数据和岩心热导率,计算了各井的热流值(
表3),M-1井处热流通量明显大于M-5井,其多出部分应为断裂所传递上来的热量,即断裂传热的热贡献约为8.2 mW/m
2。
综上分析,华北地区地热异常区热背景是中生代以来太平洋板块俯冲引发华北克拉通破坏的结果,区内以幔源热为主,但盆地深部“坳中凸”的基底构造格局和深大断裂的热流优势通道作用可改变近地表热流分布,形成地热异常区,其热源机制可概括为:太平洋向西俯冲—华北克拉通破坏—大陆岩石圈减薄—地幔热流升高→幔源热+坳中凸基底构造格局—凸起顶部聚热→壳内热流重分布+构造发育—断裂对流传热。
3 区域热状态的主要控热因素
基于区域热背景和热异常,开展深部热源和浅层控热因素分析,是探讨和分析地热系统形成的基本要素(热源、通道、热储和封盖层)的重要内容。来自地球深部的热会在岩石圈或地壳内发生再分配。影响热再分配的可以是地质过程(如火山喷发、岩浆侵入活动、下地壳韧性流动等)和其他因素(包括断裂构造—裂谷地堑、地下水活动、热导率侧向变化等)引起的对流热传递或侧向热传导,这些因素使得深部热在地壳浅部再分配,汇聚区形成热异常或地热田。
依据不同尺度(板块尺度、盆地尺度等)影响区域热状态的主要构造要素,可将影响我国区域热背景和热异常的控热要素划分为深浅两个层次8个方面(
表4)。其中一级因素按深部、浅部两个方面进行划分,浅部因素包含地层岩性、断裂构造两个因素,深部因素包括壳幔架构、构造热事件两个因素,分述如下。
3.1 深部控热因素
3.1.1 壳幔架构
壳幔架构是控制区域热状态最主要的因素。一个地区的地表热流主要由两部分组成即地幔传导热和壳内生热,二者往往呈现出此长彼消的相对关系。一个地区具有较薄的地壳厚度,就意味着其地幔热流能通过较短的距离传递至地表,从而形成以幔源热为主的热状态格局,反之,则以壳源热为主。我国陆区热流的分布格局直观反映了壳幔架构对区域热状态的主导作用。东部地区受太平洋板块俯冲等影响,地壳减薄,地表热流组成以幔源热为主,壳幔热流比小于0.8,以东北、华北和长江中下游地区为典型代表区。西部青藏高原高高隆起,巨厚的地壳造成其地表热流组成以壳源热为主,区内幔源传导热普遍较小,壳幔热流比大于1.6,部分大于3.0。而西北、中部及东南沿海广大地区则介于这二者之间,壳幔热流基本处于平衡状态。
3.1.2 构造热事件
板块俯冲、碰撞、张裂或其他深部地质事件等,使得深部物质沿上部地壳薄弱带上涌或岩石部分熔融而在近地表形成高温熔融体,由于其含有大量热量,并向周围散发热量加热周边物质,故可形成典型的壳内热源。最典型的是火山岩浆囊,其对地温场影响的程度与岩浆侵入时代、侵入体的规模、几何形态、岩体中放射性元素的含量和围岩传热体的产状、热物理性质等有关。一般岩浆侵入越晚,规模越大,对地温场的影响越强烈。晚期发生的较大规模的岩浆活动对局部地温影响明显。时代较老的火山岩体因热量散失殆尽,对地温场影响不大。岩浆囊主要形成于新生代火山区,例如我国的腾冲、长白山等地区。另一种情况是壳内低速高导体,我国以青藏高原最为典型,其成因和属性目前尚无定论,但业内主流观点认为低速体是青藏高原壳源热的主要来源。
3.2 浅部控热因素
3.2.1 地层岩性
地层岩性对区域热状态的影响主要表现在两个方面:由不同岩性地层迭置而形成的热流优势传递和不同地层自身生热量的差异,典型代表为沉积盆地内的基底起伏构造格局和深部花岗岩体的放射性生热。基底起伏聚热是地壳浅部热量再分配的重要过程之一。这主要是地层热导率差异造成的,由抬升剥蚀作用造成的高热导率的基岩埋深浅,使得下部热流向上传递时优先在凸起区聚集,形成热流的重新分配。同时,与凸起区相对应的凹陷区,具有较厚的沉积物,热导率低,形成热量的阻隔层。这种凹凸相间的构造格局为热能的汇聚提供了有利的地质条件。华北地区的地热系统显示了典型的基底起伏聚热作用,区内的大地热流和地温梯度均呈现出“凸起区高、凹陷区低”的趋势。值得注意的是,就传导型地热系统而言,热导率相对较低的盖层对地温场的影响尤为重要。中、新生代盖层覆盖于基岩之上,起保温作用。盖层厚度越大,保温效果越好,深部热量散发越少。冀中坳陷新生代沉积盖层厚度大,对深部热量有良好保温作用,才使现今仍具有较高的地热背景
[69]。岩体的放射性生热对区域热状态的影响主要涉及高产热岩体(岩体放射性生热率大于5 μW/m
3)。蔺文静等
[56]分析了华南地区典型岩体的放射性生热特征,提出区内高放射性岩体的分布可控制区域热状态。但也存在特殊的地区,以青海共和盆地为例,随着青藏高原隆升地壳增厚,虽然盆地基底花岗岩体没有表现出异常高的生热率,但地壳增厚引起的放射性生热层的重分布,也可能构成共和盆地干热岩资源热量的重要补充
[14]。
3.2.2 断裂构造
断裂是深部热量向浅部传输的重要通道,控制着热量向浅部的聚集
[70-71]。当壳幔热源产生的热量通过断层和裂隙向上传导时,这些通道可以提供相对容易的路径,使得热量能够更快速地传递到地表。根据热量的传递方式,分为热液运移和热能传递两种。热液运移是指热量以水或其他物质为载体沿断裂浅部传递,当壳幔热源产生的热量通过断层和裂隙传导到地壳浅表时,这些通道可以提供热液上升的通道,加速热量的传递,发育于盖层—基底断裂的对流型地热系统多以这种方式进行热量的聚集和传递。热能传递是指热量以热传导方式沿断裂传导至浅部。当地温梯度大于20 ℃/km,渗透率大于10~15 mD时,对流换热模式发生在大于几公里的尺度上,否则传热通常以传导模式来实现
[72]。我国典型断裂带开展过大量相关的构造控热研究。在依赖断裂进行对流的地热系统中,地热发育强度受断裂沟通深度的控制。而在断裂沟通不到的地方,热量则主要通过热传导的方式向上传递。对羊八井地热田研究认为,在断裂带与深部熔融体直接沟通的情况下,近地表可形成长期存在的高温地热显示,熔融体温度决定地表热异常的强烈程度
[73]。
与断裂有关的热量尚有构造变形热。断层不仅可以通过其自身的摩擦生热作用成为地热资源的热源,还可以通过与其他地质过程的相互作用,如流体孔隙压和断层面的摩擦生热,进一步增强其作为地热资源的潜力
[74]。通过对共和盆地的流体同位素地球化学研究,Pan 等
[75]认为地球物理解译的部分熔融体的产生可能与上地壳至中下地壳之间的解耦变形有关,这种解耦变形可能是岩石圈尺度的拆离断层带导致的,摩擦产生的热量促使部分熔融体产生。同样,对于漳州盆地地热田发育的壳内低速体,也有学者将其解译为壳内断裂变形
[76]。总体而言,壳内断裂的摩擦生热对地热资源的生热作用,仍需要更多方面的支持佐证。
4 结论
(1)壳幔架构是区域热状态最主要的控制因素。按照我国陆区壳源、幔源热流比例和我国地热资源的分布特征,可将我国陆区划分为4种类型地热背景区,包括壳源生热高温地热区、幔源生热中低温地热区、壳幔热源平衡低温地热区和壳幔热源平衡中高温地热区。该划分方案既考虑了我国陆区板块尺度热状态的主控因素,又考虑了区域地热资源禀赋条件,可有效指导我国不同地区未来地热勘查开发工作。
(2)我国壳源生热高温地热区位于藏南、川西、滇西,幔源生热中低温地热区主要位于松辽盆地、华北盆地、长江中下游等我国东部广大地区,壳幔热源平衡中高温地热区分布于东南沿海地区、四川盆地以及云贵高原,西北广大内陆地区则属于壳幔热源平衡低温地热区。
(3)盆地尺度区域热状态受到其他过程(如火山喷发、岩浆侵入活动、下地壳韧性流动等)和其他因素(包括断裂构造—裂谷地堑、地下水活动、热导率侧向变化等)引起的对流热传递或侧向热传导的影响。青藏高原增厚地壳中的低速体构成了以壳源热为主的高热流异常;腾冲地区深部以岩浆囊形式存在的岩浆,则构成了以其为代表的近代火山区地热系统的主要控热要素;东南沿海大面积分布的高产热岩体生热形成了地表热流中重要的热流分量,而以华北盆地为代表的盆地基底起伏和深大断裂则控制了盆地“坳中凸”地热异常区的地温分布。
(4)依据不同尺度(板块尺度、盆地尺度等)影响区域热状态的主要构造要素,可将影响我国区域热背景和热异常的控热要素划分为深浅两个层次8个方面,其中一级要素按深部、浅部两个方面进行划分,浅部因素包含地层岩性和断裂构造两个因素,深部因素包括壳幔架构和构造热事件两个因素。
京公网安备11010202008535号
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