华北中东部高温地热能成因机制

Formation of high-temperature geothermal reservoirs in central and eastern North China

摘要

中国已发现的150 ℃以上的高温地热资源及其成因机制研究集中分布在地中海—喜马拉雅地热带的西藏南部和云南、四川西部,环太平洋地热带的台湾省。近年来,华北中东部高温地热资源探测取得突破:2019年在河北省马头营3 965 m深钻获了151 ℃的高温花岗岩干热岩体,2020年在山西省天镇县1 586 m深钻获167 ℃的高温片麻岩裂隙热储地热流体,2023年在山东省东营市桩西地区4 283 m深钻获167.5 ℃的高温碳酸盐岩岩溶热储;因此,亟需对华北中东部高温地热资源成因机制进行系统研究。本文以上述高温地热田为例,分析华北克拉通破坏、壳幔热物质上涌对地壳浅部高温热异常作用的动力学过程,结合地球物理、地球化学和钻探成果,阐明深部地球动力地质作用对地球浅部高温地温场的塑造和高温热异常制约机制,揭示深部高温热源机制及其上涌通道,形成深部高温热源及其上涌通道和热能聚集构造部位识别技术;阐释典型地段高温地热资源成因机制及其对华北中东部高温地热探测的示范意义。(1)在印欧板块碰撞的远场效应和西太平洋板块俯冲回撤作用下,华北克拉通破坏造成岩石圈减薄、软流圈上涌和热侵蚀、伸展断陷盆地及深大走滑断裂发育等深部地球动力作用,是幔源热物质上涌至地壳浅部的主要驱动力。(2)高导低速体、地球化学证据和高温地热资源分布形成了良好的对应关系,认为幔源热物质向上侵入引起了浅层热异常,为高温地热形成提供了稳定热源;岩石圈构造薄弱带如板块边缘带和切入岩石圈的深大走滑断裂构成了幔源热物质向上侵入的主要通道。(3)凹凸相间的构造格局和地下水流场主导了地壳浅部的热量分布,在浅部岩石热导率差异驱动形成的“热折射”效应下,热流由凹陷区向凸起区聚集,形成古潜山高温热异常。

关键词

深部地球动力 / 幔源热 / 上涌通道 / 聚热 / 高温热储 / 华北板块

Key words

deep dynamic processes / mantle-derived heat / upwelling channel / heat accumulation / high temperature reservoir / central and eastern North China Block

0 引言

国际上关于高温地热能成因机理的研究主要聚焦于全球板缘和火山地震带^{[1⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓-12]},沉积盆地型高温地热能成因机理的研究较薄弱^{[13⇓⇓⇓⇓⇓-19]}。中国已发现的150 ℃以上的高温地热资源主要分布在地中海—喜马拉雅地热带的西藏南部和云南、四川西部,环太平洋地热带的台湾省等地^[20];高温地热资源成因机制的研究主要集中于青藏高原及周边地区。多吉^[21]研究了西藏典型高温地热系统——羊八井热田的地质特征。孙红丽^[22]研究了西藏高温地热田地球化学特征。周总瑛等^[23]分析了西藏高温地热资源分布特征。张森琦等^[24-25]、Lin 等^[26]、张保建等^[27]提出了青藏高原东北部共和盆地干热岩和高温地热资源的成因机制与赋存特征。上官志冠^[28]、Guo等^[29]研究了云南腾冲高温地热田的热储结构与成因特征。

随着探测深度加大与研究的不断深入,中国中东部地区高温地热资源探测近年来取得突破。2019年在河北省马头营3 965 m深度钻获151 ℃的高温花岗岩体,2020年在山西省大同市天镇县1 586 m深探获了温度为167 ℃的高温地热流体,2021年在江苏省苏北盆地孔深4 701.68 m处探获了温度为155 ℃的寒武系—奥陶系碳酸盐岩岩溶热储,2023年在山东省东营市桩西地区4 283 m深钻获167.5 ℃的奥陶系灰岩岩溶热储。随着高温地热探测的不断突破,对于高温地热资源成因机制的研究也开始增多。张保建等^[30]研究了河北省马头营干热岩的成因机制。王思琪等^[31]研究了雄安新区高阳地热田东北部深部古潜山的聚热机制。鲁辉^[32]研究了苏北盆地碳酸盐岩高温热储层的地质特征。康凤新等^[33]、谭志容与康凤新^[34]和赵季初等^[35-36]揭示了渤海湾盆地临清坳陷、临清坳陷东部、梁村潜山和孤岛潜山岩溶热储聚热机制,评价其热能量与地热流体资源量发电潜力分别为13.5×10⁴、9.42×10⁴、10和95 MW。

本文以大同天镇高温地热田、马头营干热岩和桩西潜山高温地热区为例,探究华北克拉通破坏(图1^[37⇓-39])导致的深部壳幔热物质上侵、岩石圈减薄等深部地质作用对形成地壳浅部高温热异常作用的动力学过程,阐释地球内外力地质作用对地球浅部高温地温场的塑造与热异常制约机制,揭示典型地段高温地热资源的成热机制,并阐明其对华北中东部高温地热能探测的指示意义。

1 地质构造背景

华北中东部在大地构造上处于华北板块的东部,自西向东主要包括山西断陷带、太行山隆起、燕山隆起、华北平原和渤海湾海域区(图2^[40])。

1.1 主要构造区

(1)山西断陷带。山西断陷带地处印欧板块与太平洋板块相互作用的区域,是中国东、西部大地构造的分界带和解耦带,也是鄂尔多斯、华北等构造块体差异运动的构造调节带^[40]。山西断陷带北段以盆岭构造地貌为特征,断陷盆地主要受到北西倾的正断层控制,在山西北部的阳原盆地和大同盆地,发育中更新世幔源基性火山岩,以橄榄玄武岩和玄武岩为主。

(2)太行山隆起。太行山隆起为纵贯华北地区中部的北北东向巨型隆起构造带,东以太行山前断裂为界与华北平原沉降区相邻。结晶基底由太古宇和古、中元古界岩系所构成。太行山北部因第四纪强烈伸展动力地质作用而发育断陷盆地,成为山西地堑系北段的组成部分^[41]。

(3)燕山隆起区。燕山隆起区位于阴山隆起区以南,西南端于涿州一带与太行山隆起区相连。太古宙结晶基底广泛出露。新元古代急剧下沉,盖层发育,沉积了近万米厚的震旦系地层。北部地区的二级夷平面与早更新世末至中更新世初形成的三级夷平面,反映了该地区第四纪以来仍处于上升活动中。

(4)华北平原区。华北平原区北部包括京津冀鲁豫平原地区。盆地北缘与燕山隆起交接,由一系列NE向断陷盆地和控盆断裂组成。平原地区新构造组合较复杂,控盆断层的活动主要发生在早、中更新世,伸展方向为NWW-SEE向。晚更新世—全新世时期,断层活动以张扭为主,NNE向断层右旋走滑,NW向断层左旋走滑^[41⇓-43]。

(5)渤海海域区。渤海海域与华北平原一样经历了相同的新生代裂谷作用,但第四纪渤海海域构造样式与陆域截然不同,该海域不仅成为新构造运动的中心,渤海周缘发育中更新晚期(800~600 ka)和晚更新世晚期(约40 ka)幔源火山活动。晚更新世—全新世渤海地区至少发生过5~6次规模较大的海侵事件,海陆相地层交互沉积,记录了地壳上拱运动^{[41,44⇓-46]}。

1.2 主要断裂构造

(1)山西断陷带。新生代以来,深部挤压,隆起区的轴部表层张裂,产生平移正断层,发生垂直沉降运动,伴随出现了断陷盆地。从南部运城到北部大同一带,发育一系列不同时期的超基性岩和基性岩侵入体,在大同地区见有第四纪玄武岩。在山西的许多断陷盆地的边缘和内部可见新生代断层。

(2)太行山山前断裂带。太行山山前断裂带是西部隆起和东部平原的边界构造带,向北经邯郸、邢台至石家庄,走向为NNE;从石家庄向北转为NE向,向保定、涿州方向延伸。断裂带西侧的太行隆起带,主要是前震旦纪变质岩和下古生界复式背斜。背斜顶部中生代沉积基本缺失,新生代继续隆起并产生断陷。

(3)张家口—渤海断裂带。该断裂带以张家口张北西部为起点,经怀来、唐山等地穿过渤海向南东延伸至烟台和蓬莱以北至黄海,全长约700 km,整体呈NW向展布,构造带宽度最大可达190 km左右(图1)。新近纪以来,尤其是第四纪,区域构造应力场转变为NEE向挤压,表现为左行走滑剪切活动,切割NE向构造,形成控制华北断陷盆地北缘的区域性断裂构造带,也是中国著名的强震集中带^[40]。

(4)郯庐断裂带。郯庐断裂带是华北和华南地块的走滑边界断裂,发育一系列韧性剪切变形构造。该断裂带主体形成于晚白垩世,在新近纪晚期发生挤压走滑活动,形成了正花状构造。北部苏—鲁段的活动强度大,发育了一系列与走滑活动有关的新构造现象,如挤压隆起、拉分盆地、冲沟错断等,是一条规模巨大的控震断层^[41]。断裂带内前新生代地层因受侧向挤压而褶皱隆起成丘,北段有相当规模的新生代喷发岩类。

1.3 火山活动

华北地区新生代玄武岩喷发活动主要有3期,其中以新近纪时期最盛。北部隆起区已发现玄武岩和火山堆积多处。如汉诺坝新生代玄武岩、凝灰岩和火山碎屑的堆积。大同盆地和阳原盆地发育橄榄玄武岩和玄武岩等中更新世幔源基性火山岩(图3^[47])。

第四纪火山岩在华北也有零星出露,包括山西大同、山东无棣大山和安徽女山玄武岩等。综合测年将华北地区第四纪火山活动分为早更新世早期(约2.36 Ma)、早更新世晚期(约1.34 Ma)、中更新世早期(0.80~0.60 Ma)、中更新世晚期(0.20~0.13 Ma)和晚更新世晚期(0.07~0.035 Ma)等5期;其中,山西大同火山群(约0.68 Ma)、山东无棣大山玄武岩(约0.73 Ma)和山东蓬莱玄武岩(约0.84 Ma)等为中更新世早期典型代表^[41]。

北纬39°以北大同火山区的低速异常从上地幔顶部一直向上延伸至中地壳, 并由西向东转移, 清晰地显示了地幔岩浆上涌的特征;北纬38°以北大范围的低速区, 推测是大同火山地区来自上地幔高温玄武质岩浆上涌底侵, 导致地壳升温乃至部分熔融造成的(图3^[47])。

2 高温地热探测

2.1 大同盆地天镇高温片麻岩裂隙热储

山西大同天镇县钻获的高温高压地热流体钻孔GR1,构造单元上位于大同新生代断陷沉积盆地。大同盆地分布有自新近纪至第四纪晚更新世喷发的大同火山群玄武岩,最近一期活跃期为0.09 Ma^[48-49]。根据 GR1 钻孔资料（图4）,0~286.5 m深处主要为黏土层盖层,地温梯度较大,为 21.5 ℃·hm^-1,是其下部存在热对流热源对上部盖层产生“烘烤”作用所致。深286.5~1 297 m为新太古代变质岩,地温梯度5.15 ℃·hm^-1,在该深度区段岩石完整,未见破碎带,不含地热流体,温度随深度平稳线性增加,热量传递以热传导方式为主,地温梯度比较稳定。1 297~1 500 m深处同样未见断裂和地热流体,岩石完整,构成下部高温裂隙热储的盖层,地温梯度陡增至16.01 ℃·hm^-1;其形成机制:随着钻探深度的增加,愈加接近深部导热断裂通道和深部高温流体上涌富集带,该深部热源持续加热其上部完整岩石而形成高地温梯度盖层。GR1孔在钻进至深1 622 m 时,突然探获高温高压地热流体;于孔深1 586 m处测得温度为167 ℃,焖井状态下井口稳定压力为1.12 MPa;放喷状态下井口稳定压力 为0.8 MPa,井口稳定温度高达160.2 ℃,稳定流量为231.15 m³·h^-1。高温流体的水化学类型为 Cl·SO₄-Na型,溶解性总固体浓度1 840 mg·L^-1,偏硅酸浓度高达282.9 mg·L^-1,氟浓度为17.5 mg·L^-1。放喷试验表明井底含水层压力大、传递快,水动力场稳定,补给条件好、水量丰富^[50-51]。

2.2 河北省马头营潜凸起高温花岗岩干热岩

马头营干热岩区位于河北省唐山市东南方向约90 km,构造单元上属于渤海湾盆地黄骅坳陷马头营潜凸起,热储为太古宙变质花岗岩类;盖层为第四系松散沉积物和新近纪泥岩及砂岩,总厚度1 350 m左右。区域热流最高可达90~100 mW·m^{-2 [52]}。2019年于深3 965 m处钻获了温度为150 ℃的干热岩体,初步探查结果显示,在深度4 000 m处干热岩面积近80 km²,在深度5 000 m处干热岩面积达500 km²(图5^[53])。

2.3 济阳坳陷桩西潜山高温碳酸盐岩岩溶热储

桩西潜山地处华北盆地济阳坳陷东部,位于东营市河口区仙河镇东北部的滩涂和部分潮间带上,处于济阳坳陷、渤中坳陷和埕宁隆起3大构造单元交汇处,东部紧邻郯庐断裂,属济阳坳陷沾化凹陷东部埕北—五号桩—孤东近南北向隆起带的中段,南以桩南断层为界与孤北凹陷相邻,北以埕北断层为界与埕岛凸起相接,东西两侧分别是长堤断层和埕东断层,与埕子口凸起和桩东凹陷相接,面积约154 km²。热储层为寒武系—奥陶系碳酸盐岩,地层厚度为100~1 998 m,顶板埋深大于3 500~4 500 m。2023年在东营港施工的ZK1地热井,奥陶系灰岩岩溶热储顶板埋深为3 580 m,于深4 283 m处钻获167.5 ℃的高温奥陶系灰岩岩溶热储,中生代—新生代沉积盖层地温梯度为3.73 ℃·hm^-1,热导率为2.3 W/(m·K),大地热流值为85.8 mW·m^-2(图6)。

3 控热地质要素

3.1 深部地球动力学机制

晚中生代西太平洋板块俯冲造成了华北克拉通破坏,滞留板块的脱碳和脱水作用,加上相关的熔融和交代作用导致东亚大地幔楔内地幔软流圈对流变得更加活跃,是华北板块板内玄武岩成因的主要驱动力^[54]。

印欧板块碰撞产生的远场效应和岩石圈地幔的上涌及其相互作用控制了华北地区新构造运动的形成及发展。印度板块由南向北的推挤作用,使华北地块西边界主要受NEE向构造挤压影响,华北东部地区沿郯庐断裂带发生挤压走滑变形。太平洋板块西向俯冲作用对华北地块东移具有制约性,导致燕山构造带挤压构造活动强烈,华北平原构造区差异性运动明显,山西断陷构造带主要表现为张性顺时针扭动运动特征;另外,太平洋板块俯冲引发的深部地幔上涌则主导了华北东部地区的区域热沉降和第四纪5期幔源火山活动。这两个岩石圈构造作用力在时空上交替和彼此消长,控制了华北地区新构造地貌的差异性演化历史^[41]。

大同盆地位于华北地块内部,是板内构造变形的产物。大同盆地形成演化的区域动力学背景为印度—欧亚板块和太平洋—欧亚板块碰撞的联合作用,太平洋—欧亚板块碰撞主导的地幔岩浆活动在整个新生代持续存在,大同地区在整个新生代处于持续伸展状态,但是10~8 Ma之前伸展作用对应的构造应力场未达到使上地壳破裂的强度,其后由于印度—欧亚板块碰撞的远程效应,浅部构造应力场达到了使上地壳破裂的强度,大同盆地得以形成演化^[55⇓-57]。该盆地地处蒙古地块、鄂尔多斯地块、太行山隆起和燕山隆起的交汇部位,盆地内深大断裂与邻近的张家口—渤海断裂带为几个地块间的转换构造带,在印度—欧亚板块和太平洋—欧亚板块碰撞的联合作用下,大同盆地构造动力环境主要呈现开启状态,有利于深部幔源热物质的上侵,使浅部表现出高温地热异常。

3.2 地质构造因素

3.2.1 岩石圈结构

华北克拉通东部岩石圈的减薄机制为:晚中生代西太平洋板块西向俯冲是华北克拉通破坏的一级驱动力,下地壳侧向拆沉作用和地幔隆起、自下而上的地幔热侵蚀作用是二级机制^[58⇓-60]。

华北克拉通破坏使东部陆块的岩石圈厚度减薄至60~80 km,地壳厚度减薄至<35 km (图1,图7^[60],图8^[61]),明显小于厚达200 km的西部陆块岩石圈和厚约45 km的地壳厚度。其中渤海中部岩石圈厚约60 km,地壳厚约25 km,是华北东部地壳最薄的地区之一。华北东部岩石圈巨量减薄为深部热能进入地壳浅部提供了构造环境^[62]。马头营、桩西地区位于华北克拉通的东部,具备形成高温地热能的高热流背景。

自新生代以来,华北板块东部岩石圈遭遇了大规模破坏,而西部块体鄂尔多斯保留了200 km厚岩石圈,基本保留了华北克拉通结构,处于相对稳定状态。山西断陷盆地北部的丰镇一带岩石圈厚度约80 km,大同盆地为80~100 km,盆地南部恒山一带为100 km。大同盆地对应的LAB为向SE倾斜的斜坡,是地幔活动、岩石圈减薄的结果^[57](图1)。

山西断陷的拉张区莫霍面深度为 32~37 km,而断陷两侧莫霍面抬升了2~3 km。接收函数结果显示,大同火山区地壳厚度为40~43 km,波速比接近 1.85;推测其高波速比与喷发的铁镁质火山岩有关。新生代以来上地幔物质上涌,在地壳底部形成局部的岩浆活动,导致大同火山区呈现厚地壳、高热流、高波速比^[63]。

3.2.2 岩石圈热结构

早白垩世晚期和古近纪早期是华北克拉通东部岩石圈破坏高峰期,是岩浆活动、成矿作用最为强烈的时期,热流高(85~88 mW·m^-2);现今的岩石圈有所增厚,岩浆活动已经大为减弱,但华北克拉通东部仍保持较高热背景(热流为60~68 mW·m^-2)。响应岩石圈厚度的变化,盆地岩石圈热结构由三叠纪—侏罗纪时期的“冷幔热壳”型转变为白垩纪至今的“热幔冷壳”型^[64]。

自中生代以来,华北地区软流圈上隆及岩石圈减薄^[65]。渤中居里等温面埋深为13~17 km,渤海湾、沾化等地居里等温面埋深16~18 km,比周边邻区浅5~10 km。居里等温面与莫霍面的起伏及地表热流值的高低总趋势基本一致。

大同盆地居里等温面隆起轴呈NE向,最浅20 km。其北侧的蒙古地块居里面最深为38 km,西侧的鄂尔多斯地块居里面最深处为36 km。山西断陷盆地的热流值相对较高,为 60~80 mW·m^-2,明显高于鄂尔多斯地块的40~50 mW·m^-2。热结构显示,在天镇—阳原之下存在一个热的、薄的岩石圈地幔,而其西部则相反;对应华北克拉通岩石圈减薄存在的东西差异;且阳原岩石圈温度场较高,推测其岩石圈地幔正在经历软流圈的上涌与改造作用^[66]。

3.2.3 深大断裂及活动特征

马头营干热岩孔位于黄骅坳陷东北部的马头营凸起,热储为太古宙花岗岩;东营港ZK1高温地热井位于济阳坳陷桩西潜山,热储为寒武系—奥陶系碳酸盐岩岩溶热储。马头营凸起盖层为新生界;桩西潜山盖层为中生代—新生代沉积岩。马头营凸起和桩西潜山周边区域深大断裂发育,包括郯庐断裂带和张家口—渤海断裂带。

NE-NNE走向的郯庐断裂带是中国东部规模最大的岩石圈断裂带,具多期活动、延展长、倾角陡、切割深和活动强的特点,切穿岩石圈^[67];晚更新世以来其渤海段逆冲右旋走滑,曾发生多次强烈地震。

张家口—渤海断裂带总体走向NWW,沿断裂带发生过三河平谷8级(1679年)、唐山7.8级(1976年)等大地震,该构造带也被认为是一条新生的活动断裂带^[68],最新活动时代为晚更新世末期—全新世初期。

3.2.4 新构造运动

华北东部还存在两个大规模的新生构造带:庙西北—黄河口断裂带和唐山—河间—磁县断裂带。前者位于郯庐断裂带和张家口—渤海断裂带的交切部位,是在新构造应力场初始剪切应力作用下形成的地壳剪切破裂带。唐山—河间—磁县活动构造带由磁县—邯郸、新河和唐山断裂等组成,总体走向为NE向,近代曾发生邢台7.2级(1966年)等7级以上地震,震源破裂以右旋走滑为主,破裂面倾角陡立^[69]。

大同地区在晚中生代以来岩石圈减薄基础上,10~8 Ma以来,软流圈上涌,将地幔热量传递给地壳,造成脆性上地壳出现NW向伸展构造应力场,驱动大同裂谷型盆地的形成演化。由于大同地区岩石圈持续减薄,构造应力场持续作用,大同盆地边界断裂持续活动,在更新世处于拉张状态的岩石圈断裂被贯通,源于地幔的岩浆喷出,形成了大同玄武岩火山群。大同盆地发育多条断裂,控制盆地的形成。北边界六棱山山前断裂,在全新世仍然活动。西边界口泉断裂,13.73~1.61 ka期间发生了4期断层活动。南侧控盆断裂为恒山北山前断裂,在全新世早期以来曾发生过3次古地震事件,最新一次发生于4.37~2.26 ka之间^[70]。

3.2.5 岩浆活动

华北地区中东部受控于太平洋板块向西俯冲,为地壳浅部构造运动提供动力和能量来源,也控制着表层特大地震的发生。区域深大走滑断裂构成了华北地区中东部地幔热物质上涌的主要通道(图9^[71])。新近纪以来,区域构造和岩浆活动强度减弱,火山岩零星分布在盆地中部的南北两侧;第四纪火山岩仅在海兴县小山和无棣县大山有零星出露^[72],这些年代较新的岩浆活动对现今地温场还有较大影响。

岩浆活动对高地温异常控制明显,岩体与围岩接触带是深部热能聚集的优势通道,该通道与导水断裂交汇部位构成地热流体富集带。如:沿郯庐断裂带临沂段侵入的沂南铜井闪长岩体,控制了铜井地热田的分布、热储赋存、热流聚集和地热水富集;其中铜1地热井,井深258 m时钻遇被铜井闪长岩体覆盖的寒武系馒头组大理岩和结晶灰岩热储,地热水自流,井口水温92 ℃,地温梯度高达34.5 ℃·hm^-1。

根据面波和背景声联合反演的结果(图10^[73]),在鄂尔多斯下方200~250 km深度处存在低速异常,该低速异常西面与青藏高原东北缘下方的低速异常相连接,东面与大同火山下方的低速异常相连接,认为鄂尔多斯下方的低速异常为大同火山的岩浆供应提供通道^[56]。此外,太平洋板块俯冲西界停滞、垮塌形成的减压熔融,有利于幔源热物质上侵;青藏软流圈物质沿鄂尔多斯地块南、北两个通道向东逃逸,遇到滞留地幔中的大东亚地幔楔,也有助于幔源热物质上侵。马金龙和徐义刚^[74]对大同火山群新生代玄武岩的Sr-Nd 同位素进行了测定,显示大同火山群的玄武岩主要来自于软流圈地幔。

3.3 地球物理特征

MT和地震学研究表明,华北地区东部下地壳和软流圈顶部(50~120 km)一些地区存在地震波低速区^[75],表现出高电导率异常^[76-77];软流圈的对流上隆区对应软流圈顶部及其之上的岩石圈低速高导体(层)。

华北克拉通不同地块的岩石圈结构横向变化明显。渤海湾盆地东部岩石圈被强烈破坏减薄,显示出较薄的低速地壳;中部造山带的南北两端、沿南北重力梯度线的岩石圈也被改造减薄,其中北端大同火山群下方的岩石圈改造减薄最为强烈(图11^[78]);而南北两端的低速体通过南北重力梯度线下方的低速带相连,并延伸至渤海湾盆地地幔深处,代表相同的改造减薄机制,即渤海湾盆地下方地幔上涌的热物质侵入太行造山带下的岩石圈地幔,并流向中部造山带南北两端,造成岩石圈局部改造减薄,地幔热物质的深部来源受控于太平洋板块的西向俯冲;指示大同火山群的岩浆活动可能来源于渤海湾盆地下方的地幔热物质沿西北方向上涌,在鄂尔多斯东北角下方侵入地壳,在地壳内上升过程中受到上地壳阻挡发生东向流动,到达大同火山群下方^[78]。由图12^[79]看出,唐山一带中、下地壳低速高导体呈沿张家口—渤海断裂带的中地壳、经北京向张家口流动的趋势,对应天津—北京—张家口的地热资源分布。

张家口—渤海地震带电性结构剖面表明(图13^[80]),张家口—渤海地震带中下地壳深部高导异常体主要沿唐山断裂、张家口断裂等深大断裂深部上侵。反演获取的电阻率模型的电阻率梯度带与断层的空间分布吻合;唐山断裂带中上地壳表现为高阻特征,在下地壳底部有上涌的深部高导异常体,推测其源于幔源热物质侵入;张家口断裂带中下地壳的深部高导异常区比怀来盆地的规模大,指示张家口断裂带的深部热物质上侵作用更为强烈^[80]。

3.4 地球化学显示

Sr-Nd二元同位素图解显示碱性玄武岩的同位素特征较为均一,拉斑玄武岩同位素分布范围更大,表明大同玄武岩Sr-Nd整体呈负相关,并落在洋岛玄武岩(OIB)范围内,接近全硅酸盐地球值(BSE)(图14a^[81])。ε_Nd(t)为 -1.5~6.3,ε_Hf(t)为 5.3~10.6,在 ε_Nd(t)—ε_Hf(t)图解(图14b^[81])上,大同玄武岩样品远离方城玄武岩且沿着地幔演化趋势线呈正相关分布,并且也落在 OIB 范围内。指示大同玄武岩源于幔源岩浆^[81]。

根据张炜斌^[82]对大同地热氦氖同位素的计算,天镇—阳高一带地热水幔源氦的贡献率为8%~13.5%,暗示区域存在大量幔源挥发分的逸出,经软弱层和断裂上升聚集至地表。地热水R_C/R_A值为0.64~1.10,³He/⁴He 较高(图15^[82]),表明高热流与地幔热的贡献有关,可能是软流圈地幔上涌,幔源热物质沿深大断裂上侵所致。新近施工的大同市天镇高温地热孔(DR1)中可溶性二氧化硅含量达217.83 mg·L^-1,根据石英温标估算2 000 m以浅热储的温度为185.85 ℃,远高于华北地区同深度热储的温度,说明确实存在深部异常热源。

4 源、通、储、盖

4.1 热源与流体源

4.1.1 热源

现今“热幔冷壳”型软流圈的对流上隆区决定了地幔热源是华北中东部区域热储的主要热源。定量计算表明,少量深部幔源高温流体注入,就会产生显著的热效应^[83]。切穿地壳乃至岩石圈的深大断裂,可使深部幔源热物质上涌到地壳并向浅部运移。年代较新的幔源岩浆活动和构造运动,也可将深部幔源热物质带到浅部。渤中地区是新生代地幔热物质上侵的中心^[84],渤中地区岩石圈减薄明显;马头营凸起与桩西潜山距渤中凹陷较近,也处于高热流背景区。

来自于东(太平洋板块)、西(青藏高原)两个方向的幔源热物质在太平洋板块俯冲西界汇聚后上侵,在形成大同、汉诺坝新生代玄武岩的同时,也将深部的高温热流快速带到浅部,形成浅部高温热异常。

总之,区域地热资源主要热源来自壳幔传导热、地幔热物质沿深大断裂上侵、壳内放射性元素衰变热和年代较新的幔源岩浆活动及构造运动变形热等,在热源复合构造部位形成浅部地热异常。

4.1.2 流体源

黄骅坳陷的港西、扣村和北堡,济阳坳陷的高青、阳信等地的幔源CO₂气藏^[83,85-86](图16^[87]),指示幔源物质上侵到这些矿区几千米的深度。张家口—渤海断裂带地壳内的低速高导层和大同—延怀地区井泉水中的幔源He也说明幔源物质沿深大断裂带的上侵^[79]。1976年7月28日唐山7.8级地震前,大港油田庄-13井的压力由7月上旬的2.4~2.5 MPa,增大到7月下旬的3.7~4.0 MPa,指示地震前已经发生了深部热流体的上涌;震时和震后短时间深部流体涌出量达7.5亿m^3[88]。

此外,大气降水入渗形成的浅层地下水在重力势能梯度驱动下,沿张性断裂破碎带向深部深循环运移;被深部热源加热后,在静水压力差和冷热水密度梯度双重驱动下沿断裂破碎带对流上涌,也是形成浅部热异常的流体源。

4.2 地球深部流体向浅部运移过程

深大断裂及其活动导致地球深部流体流动、物质交换和新物质产生、能量传递与交换,促使深部流体向地球浅部运移。

杨文采^[89]通过地震层析成像资料指出,大陆岩石圈的流体通道网包括深大断裂、碰撞破碎带、重熔深熔作用、拆沉及底侵通道、地幔物质的穿刺构造等。华北克拉通破坏区各块体边界主要由NWW-NW 向左旋走滑断层和NNE-NE向右旋走滑断层两组活动断层组成,这两组断层具有共轭关系,指示华北克拉通破坏区地壳为水平挤压和剪切变形环境^[90-91]。块体边界的走滑断层具有断面陡立、平直的特征,并且向下切穿整个地壳,甚至延入岩石圈地幔。

地幔流体及其上升过程中,往往在下地壳下部形成面积较广的韧性流变层(低速层),在适当的环境下可形成熔融岩浆房。岩浆房流体和热流继续向上传递,在中地壳韧性流变层热能再次积聚^[92]。中地壳低速流变体连接了上地壳和中下地壳断裂这两个不同的断裂系统,并通过沉积盆地中的断层与各类圈闭联系起来,从而使低速体中的挥发分沿断裂运移至浅部。上地壳断裂也是岩浆上侵的通道,岩浆侵入和喷发的同时与后期都会释放大量的挥发分^[88]。

天镇GR1高温地热孔位于云门山前、阳高—天镇地堑带,大地电磁三维反演指示浅部低阻体主要分布在深大断裂附近,在深大断裂交汇处低阻体的范围较大。深部低阻体向上运移通道与深大断裂位置对应,指示深大断裂为深部热源上涌通道。位于上地壳的低阻体深部热源沿阳高—天镇地堑带中部的深大断裂向上运移,沿NE向向天镇地区运移,沿近EW向向阳高运移,形成埋深约2 km、厚度约1 km、以对流为主的浅部高温热储。来自云门山和周边山区补给区的深循环地下水汲取深部热流后形成高温地热水,在重力势能梯度和冷热水密度梯度双重驱动下,沿高渗透性张性导水断裂上涌^[88],形成温泉等地表热响应。

渤海湾盆地NNE-NE向的深大走滑断裂带(图16),如郯庐、唐山—河间—磁县断裂带,以及NWW向的张家口—渤海断裂带等都切穿莫霍面乃至岩石圈,成为地幔热物质上涌或基性岩浆上涌的通道^[93]。以郯庐断裂带为代表的伸展构造环境中的地壳厚度小,幔源流体上涌作用最强^[94]。软流圈高导低速层上隆部位多位于区域深大断裂下部,指示软流圈流体多“选择”深大断裂破碎带作为其上涌通道,同时幔源热物质的上侵也可以促使深大断裂的活化或催生新的断裂,如庙西北—黄河口断裂带的形成与幔源热物质上侵具有一定关系。位于这些深大断裂带附近的马头营花岗岩干热岩体和桩西高温岩溶热储地热田的主要热源均来自幔源。

4.3 深部热量向浅部高温热储的集聚

在岩石圈薄的坳陷基底,软流圈和莫霍面上隆,壳内高导低速层发育并上隆,与居里等温面的起伏形态一致,这是地壳浅部地温热异常的主要控制因素^{[85,87,95-96]}。

马头营凸起距张家口—渤海和唐山—河间—磁县两条深大新生断裂带的交汇部位较近,凸起的南部边界断裂柏各庄断层是张家口—渤海断裂带的组成部分,也是切割岩石圈的新活动断层,其附近新近纪火山岩可能还保留一定的余热。深部热流体和岩浆沿深大断裂的上侵,沿断裂局部形成条带状和串珠状热异常。如深大断裂附近的南堡凹陷南堡3-81井在深5 606 m的温度为220 ℃,南堡1-89井在深4 700 m的温度为192 ℃,渤中凹陷3-81井在深5 508 m的温度为190 ℃,这几口深井的地温梯度达到3.30~3.83 ℃·hm^{-1 [97-98]},明显高于周边地区3 ℃·hm^-1的平均地温梯度。这指示除了正常的深部热传导以外,还有沿深大断裂的深部高温热物质上侵带来的附加热源。

凹凸相间的构造格局控制热流的再分配。马头营凸起四周凹陷沉积了巨厚的新生界,若按3 ℃·hm^-1的地温梯度推算,渤中凹陷、南堡凹陷和秦南凹陷的基底处均可以达到250 ℃以上的高温,在花岗岩、石灰岩等硬质岩高热导率和砂岩泥岩等碎屑岩低热导率梯度驱动下,热流由周边的凹陷区向马头营凸起区聚集^[30]。天镇GR1高温孔位于阳高—天镇盆地凸起部位,东营港ZK1高温孔位于桩西潜山的高点,具有同样的聚热机理。

4.4 储层与盖层

天镇高温热储为新太古代片麻岩,马头营干热岩体为新太古代变质花岗岩,东营港高温热储为寒武系—奥陶系碳酸盐岩,代表中国主要的高温热储类型。

天镇高温地热田盖层为第四系松散沉积物和新近纪陆源碎屑岩,总厚度300 m左右。马头营凸起干热岩的盖层为第四系松散沉积物和新近纪泥岩、砂岩,总厚度1 350 m左右。东营港桩西潜山高温地热田的盖层为第四系松散沉积物和新近纪、古近纪、中生代泥岩砂岩,总厚度3 500 m以上。

5 典型高温地热成因剖析

5.1 大同盆地天镇高温片麻岩裂隙热储成因机制

牛耀龄^[99]提出中国东部新生代基性火山活动成因:与西太平洋板块俯冲带有关的地幔楔吸引作用会引起中国东部软流层东流,该软流层东流引起中国西部高原底部软流层的东向流动补给,这一过程必然会导致东向软流层的减压及减压分熔,从而导致中国东部新生代基性火山活动(图1)。

本文认为,东向软流层的减压及减压分熔、太平洋板块俯冲西界的停滞和垮塌形成的减压熔融,均有助于幔源热物质上侵。幔源热物质在太平洋板块俯冲西界上侵,在形成大同和汉诺坝新生代玄武岩的同时,也将深部的热量传递到地壳浅部。地幔深处热物质在沿大同火山上涌过程中,使上地幔顶部温度增高,发生熔融和脱水,从而在壳幔边界和在地壳内形成熔融或半熔融的低速异常体。热侵蚀作用造成山西断陷带岩石圈破坏和整个华北克拉通 “活化”。上地幔物质的上拱导致岩浆喷发溢出,未喷出地表的岩浆沿地壳裂隙向盆地上部运移,在开启性构造应力的作用下形成熔融或半熔融状态的岩浆囊,为该地区地热资源的形成提供稳定的高温热源。岩浆囊沿断裂将热量传递至浅地表,以对流方式传递热量,加热地下水,在地壳浅部形成高温地热流体(图17^[52]),沿张性断裂破碎带对流上涌形成温泉。

5.2 河北马头营凸起干热岩成热机制

5.2.1 深部热源机制

受控于华北克拉通破坏,马头营凸起附近渤中凹陷和南堡凹陷一带的岩石圈和地壳厚度为区域最薄。在这种深部构造背景下,软流圈地幔热物质沿郯庐、张家口—渤海、唐山—河间—磁县等深大走滑断裂带为主的岩石圈流体通道上侵,在下地壳下部适当的环境下形成局部熔融岩浆房;在气体和水的参与下于中地壳韧性流变层(高导低速体)形成局部熔融。上地壳断裂连通了中地壳低速体,将深部热流体和岩浆带至沉积盆地中,形成高温区。

5.2.2 浅部聚热机制

在浅部岩石热导率差异驱动下,热流由凹陷区底部碎屑岩向凸起区硬质岩聚集;同时,深部热流体沿深大断裂上侵,岩浆沿深大断裂新近喷发,沿深大断裂带水热对流,以及渤中和南堡等凹陷深部压实热流体向凸起区的运移聚集等综合作用下,在马头营凸起花岗岩中形成聚热条件良好的高温干热岩体(图18^[30])。

5.3 济阳坳陷桩西潜山高温碳酸盐岩岩溶热储成因机制

桩西潜山具有更有利的源、通、储、盖组合,形成高温、富水岩溶热储。寒武系—奥陶系碳酸盐岩岩溶热储顶板埋深3 500~4 500 m,厚度100~1 998 m,同时具备热能聚集和岩溶发育、地热流体富集条件,形成渤海湾盆地具地热发电潜力的高温岩溶热储地热田。

5.3.1 聚热机制

从图19可以看出,桩西潜山与陈家庄潜凸起、孤岛潜凸起类似,在四元聚热驱动下,具有较其周边凹陷更高的地温梯度。一元是华北克拉通破坏造成的软流圈上涌,导致岩石圈和地壳厚度大幅减薄,驱动高大地热流传导聚热。二元是凸起区硬质岩高热导率分流聚热:在浅部岩石热导率差异驱动形成的“热折射”效应下,热流由热导率低、热阻大的凹陷区砂岩泥岩向热导率高、热阻小的凸起区花岗岩和碳酸盐岩等硬质岩侧向聚集,形成古潜山高温热异常。三元是深大断裂带对流聚热:深循环地下水获取深部热流后形成高温地热水,在重力势能和冷热水密度梯度双重驱动下,深部高温地热水沿高渗透性张性断裂破碎带上涌,在断裂破碎带及其邻近,发生局部的水—热对流,加热沿途的地下水;对流传热和传导传热耦合叠加聚集,在地壳浅部形成明显的高地温聚热异常。四元是凹陷中心的成岩压密水对流聚热:桩西潜山四周凹陷中心沉积地层厚度大,成岩压密水与变质水量丰富,热储流体压力大且温度高,与厚度薄、水量弱、压力小且温度低的边缘地带形成流体压力梯度和温度梯度,驱动地热水沿断裂带和砂岩含水层自凹陷中心向凹陷边缘、呈放射状运移至凸起区高渗透岩溶含水层,呈现“离心流”;向凸起区运移过程中,通过水热对流使得深部地热水体中高温热能上涌聚集于强渗透、高热导的岩溶热储^[33]。

据19眼石油勘探井和ZK1地热勘探井的测温资料,桩西潜山盖层平均地温梯度为3.492 ℃·hm^-1,超过4 ℃·hm^-1的有5眼井;地温梯度最大的为揭穿F5断裂的桩古2井,在深3 482 m处测得地温为169 ℃,地温梯度达4.3 ℃·hm^-1(图19,20),高出济阳坳陷平均值1.3 ℃·hm^-1。

桩西潜山及周边莫霍面埋深25~30 km,由沾化凹陷中部向东北桩西潜山延伸至沂沭断裂带(渤海—潍坊段北)逐渐变薄,在渤中凸起最薄,减薄的地壳缩短了深部热源向上传递的路径,增加了幔源传导热为基础的热流背景。软物质上涌、地壳减薄使区域热流背景高,在大切割深度走滑断裂形成的小型破碎带拉分单元内,伸展环境中热物质易沿垂直的走滑断裂形成的薄弱位置上涌,为深部热量传递至浅部提供了良好的通道。地热流体赋存空间是在构造活动影响带(面)与古岩溶发育共同作用下,多期融合、相互影响产生的。多种薄弱面在伸展走滑环境中释放应力,产生新的地热流体赋存空间。南部走滑伸展性质桩南断裂下盘以次生断裂和影响带内裂隙为主,中北部以滑脱面作用下的古岩溶与挤压薄弱面重新拉张产生的断裂为主。地热流体获取深部热流后,沿高渗透率岩体、可溶岩接触带和断裂破碎带向浅部运移,遇巨厚、热导率低的中生代以来砂岩、泥岩地层,热量向上传递受阻,聚集于热储顶部,形成高热流带。

5.3.2 岩溶发育与富水机制

在多期构造活动下,桩西潜山表现为多组NW和NE走向及控制单元边界的近东西向断裂薄弱带,持续伸展的构造环境不仅为深部热物质上涌提供了优势通道,也为优势岩溶通道发育提供了流体运移溶蚀的构造裂隙。

济阳坳陷下古生界碳酸盐岩经历晚加里东—早海西期、印支期、燕山期和喜马拉雅期等多期构造运动,遭受了多期次表生岩溶作用和埋藏岩溶作用,沿不整合面古岩溶风化壳、质纯灰岩或白云岩与泥质灰岩接触面,发育层间岩溶,加之构造层间滑脱运动形成的层间构造裂缝,形成面状层间岩溶热储。在层间岩溶与断裂构造或岩体接触带交汇处,形成复合型强岩溶发育带和地热流体富集带(图19)。据胜利油田勘探钻井资料,桩西潜山多井出现钻具放空现象,流体流量为10~112 m³·h^-1;其中,桩古10-1井放空井段深度4 042.76~4 045.36 m,放空顶板距古风化壳465 m,放空达2.6 m^[100]。这些指示3 500 m以深寒武系—奥陶系碳酸盐岩发育有溶孔和溶洞,存在地热流体富集带。

6 结论

(1)晚中生代西太平洋板块向西俯冲不仅造成华北克拉通破坏,滞留太平洋板块的脱碳和脱水作用及相关的熔融和交代作用导致东亚大地幔楔内地幔软流圈对流变得更加活跃,造成华北克拉通东部岩石圈明显减薄,其持续影响也造成新生代华北板块板内玄武岩比较活跃,使华北中东部保持较高的热流背景。

(2)从青藏高原向中国东部的软流层物质流动导致减压和减压分熔,太平洋板块俯冲西界的停滞、垮塌形成减压熔融,幔源热物质在太平洋板块俯冲西界上侵,在形成大同和汉诺坝新生代玄武岩的同时,也将深部的热流快速带到浅部。热侵蚀作用造成山西断陷带岩石圈破坏和整个华北克拉通“活化”。上地幔物质的上拱导致岩浆喷发溢出,未喷出的岩浆沿地壳裂隙向盆地上部运移,在开启性构造应力的作用下形成熔融或半熔融状态的岩浆囊,为该地区地热资源的形成提供稳定的热源。岩浆囊沿断裂将热量传递至浅地表,形成大同市天镇地区高温地热资源。

(3)受华北克拉通破坏影响,马头营凸起和桩西潜山附近岩石圈减薄明显。软流圈地幔热物质沿郯庐、张家口—渤海、唐山—河间—磁县、兰聊—盐山断裂带等深大走滑断裂上侵。在中、下地壳下部适当的构造环境下形成局部熔融高导低速体。上地壳断裂连通了中、下地壳低速体,构成深部热流体与岩浆上涌至沉积盆地中的通道,在凹陷底部形成高温区。在浅部岩石热导率差异驱动下,热流由凹陷区底部向凸起区聚集,在马头营凸起、桩西潜山硬质岩中分别形成花岗岩干热岩体和高温岩溶热储地热田。

(4)对比天镇、马头营、桩西潜山高温地热的形成条件,天镇地区的岩石圈虽然相对东部较厚,但受东向软流层的减压分熔和太平洋板块俯冲西界的减压熔融驱动,幔源热物质上侵造成新近岩浆上侵或喷发比较明显,壳内熔融或半熔融状态的岩浆囊为高温地热的形成提供了高温热源。马头营凸起与桩西潜山高温地热主控因素使附近岩石圈减薄明显,软流圈地幔热物质沿深大走滑断裂上侵,热流由凹陷区底部向凸起区聚集,分别形成了高温花岗岩干热岩和高温岩溶热储。桩西潜山碳酸盐岩热储岩溶发育,形成复合型强岩溶发育带和地热流体富集带,具备高温地热发电潜力。

预测汾渭裂谷和张家口—渤海、郯庐、兰聊—盐山、沧东、唐山—河间—磁县等深大断裂带及其次级断裂带分布区,以及渤海湾盆地埋深适宜的潜凸起区,在深度3 000~5 000 m内存在高温地热资源潜力区。

参考文献

[1] BERGFELD D, LOWENSTERN J, HUNTA, et al. Gas and isotope chemistry of thermal features in Yellowstone National Park, Wyoming[R]. U.S. Geological Survey: Reston, 2011.

[2] LOWENSTERN J B, BERGFELD D, EVANS W C, et al. Generation and evolution of hydrothermal fluids at Yellowstone: insights from the Heart Lake Geyser Basin[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2012, 13(1): Q01017.

[3] FOURNIER R O. Geochemistry and dynamics of the Yellowstone National Park hydrothermal system[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 1989, 17: 13-53.

[4] CHRISTIANSEN R L, FOULGER G R, EVANS J R. Upper-mantle origin of the Yellowstone hotspot[J]. Geological Society of America Bulletin, 2002, 114(10): 1245-1256.

[5] EVANS W C, BERGFELD D, VAN SOEST M C, et al. Geochemistry of low-temperature springs northwest of Yellowstone caldera: seeking the link between seismicity, deformation, and fluidflow[J]. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 2006, 154(3/4): 169-180.

[6] BALL JW, NORDSTROM D, CUNNINGHAM K M, et al. Water-chemistry and on-site sulfur-speciation data for selected springs in Yellowstone National Park, Wyoming, 1994-1995[R]. U.S. Geological Survey: Reston, 1998.

[7] ALAM M T, DHALI F, AMIN A. Present scenario of worldwide geothermal power generation[J]. Journal of Electrical and Power System Engineering, 2020, 6(3): 21-30.

[8] MOORE J N, SIMMONS S F. More power from below[J]. Science, 2013, 340(6135): 933-934.

[9] LIMBERGER J, BOXEM T, PLUYMAEKERS M, et al. Geothermal energy in deep aquifers: a global assessment of the resource base for direct heat utilization[J]. Renewable and Sustainable Energy Reviews, 2018, 82: 961-975.

[10] AXELSSON G. The physics of geothermal energy[M]//Comprehensive Renewable Energy. Amsterdam: Elsevier, 2012: 3-50.

[11] AXELSSON G, ARNALDSSON A, BERTHET J C C. 2015. Renewability assessment of the Reykjanes geothermal system, SW-Iceland[C]// Proceedings World Geothermal Congress 2015, Melbourne, Australia, 2015: 19-25.

[12] KAMILA Z, KAYA E, ZARROUK S J. Reinjection in geothermal fields: an updated worldwide review 2020[J]. Geothermics, 2021, 89: 101970.

[13] ALLIS R, MOORE J N, BLACKETT B, et al. The potential for basin-centered geothermal resources in the Great Basin[J]. Transactions - Geothermal Resources Council, 2011, 35: 683-688.

[14] ALLIS R, BLACKETT R, GWYNN M, et al. Stratigraphic reservoirs in the Great Basin: the bridge to development of enhanced geothermal systems in the U.S. transactions[J]. Geothermal Resources Council, 2012, 36: 351-357.

[15] ALLIS R, LARSEN G. Performance of air-cooled binary plants: an analysis using the Pacificorp Blundell unit near Milford, Utah[M]. Washington, D. C.: United States Department of Energy, 2013.

[16] DEO M, ROEHNER R, ALLIS R, et al. Modeling of geothermal energy production from stratigraphic reservoirs in the Great Basin[J]. Geothermics, 2014, 51: 38-45.

[17] OH H, AKAR S, BECKERS K, et al. Techno-economic feasibility of geothermal energy production using inactive oil and gas wells for district heating and cooling systems in Tuttle, Oklahoma[J]. Energy Conversion and Management, 2024, 308: 118390.

[18] CASTILLO C, KERVÉVAN C, THIÉRY D. Geochemical and reactive transport modeling of the injection of cooled Triassic brines into the Dogger aquifer (Paris basin, France)[J]. Geothermics, 2015, 53: 446-463.

[19] HJULER M L, OLIVARIUS M, BOLDREEL L O, et al. Multidisciplinary approach to assess geothermal potential, Tønder area, North German Basin[J]. Geothermics, 2019, 78: 211-223.

[20] 郑克棪, 潘小平. 中国地热发电开发现状与前景[J]. 中外能源, 2009, 14(2): 45-48.

[21] 多吉. 典型高温地热系统: 羊八井热田基本特征[J]. 中国工程科学, 2003, 5(1): 42-47.

[22] 孙红丽. 关中盆地地热资源赋存特征及成因模式研究[D]. 北京: 中国地质大学(北京), 2015.

[23] 周总瑛, 罗璐, 靳迪. 藏南高温地热水锂资源及其提取利用技术经济性探讨[J]. 矿产综合利用, 2024, 45(1): 85-91.

[24] 张森琦, 吴海东, 张杨, 青海省贵德县热水泉干热岩体地质—地热地质特征[J]. 地质学报, 2020, 94(5): 1591-1605.

[25] 张森琦, 严维德, 黎敦朋, 青海省共和县恰卜恰干热岩体地热地质特征[J]. 中国地质, 2018, 45(6): 1087-1102.

[26] LIN W J, WANG G L, ZHANG S S, et al. Heat aggregation mechanisms of hot dryrocks resources in the Gonghe Basin, northeastern Tibetan Plateau[J]. Acta Geologica Sinica (English Edition), 2021, 95(6): 1793-1804.

[27] 张保建, 雷玉德, 赵振, 共和盆地干热岩形成的地球动力学过程与成因机制[J]. 地学前缘, 2023, 30(5): 384-401.

[28] 上官志冠. 腾冲热海地热田热储结构与岩浆热源的温度[J]. 岩石学报, 2000, 16(1): 83-90.

[29] GUO Q H, LIU M L, LI J X, et al. Acid hot springs discharged from the Rehai hydrothermal system of the Tengchong volcanic area (China): formed via magmatic fluid absorption or geothermal steam heating?[J]. Bulletin of Volcanology, 2014, 76(10): 868.

[30] 张保建, 李燕燕, 高俊, 河北省马头营干热岩的成因机制及其示范意义[J]. 地质学报, 2020, 94(7): 2036-2051.

[31] 王思琪, 张保建, 李燕燕, 雄安新区高阳地热田东北部深部古潜山聚热机制[J]. 地质科技通报, 2021, 40(3): 12-21.

[32] 鲁辉. 苏北盆地东台坳陷碳酸盐岩热储层特征研究与评价[J]. 中国煤炭地质, 2022, 34(4): 32-38.

[33] 康凤新, 赵季初, 黄迅, 华北盆地梁村古潜山岩溶热储聚热机制及资源潜力[J]. 地球科学, 2023, 48(3): 1080-1092.

[34] 谭志容, 康凤新. 山东省临清坳陷区岩溶热储地热能潜力分析[J]. 中国地质调查, 2018, 5(1):10-15

[35] ZHAO J C, KANG F X, TAN Z R. Power generation capacity of karst geothermal reservoirs in meso-cenozoic depression basins: a case study of East Linqing depression in North China[J]. Acta Geologica Sinica (English Edition), 2019, 93 (supp.2): 382-383.

[36] 赵季初, 康凤新. 山东孤岛潜山凸起区裂隙岩溶热储资源综合评价与发电潜力研究[J]. 中国地质调查, 2019, 6(1): 10-16.

[37] 徐小兵, 赵亮, 王坤, 华北克拉通地区有限频体波层析成像: 克拉通破坏的空间非均匀性[J]. 中国科学: 地球科学, 2018, 48(9): 1223-1247.

[38] ZHU R X, CHEN L, WU F Y, et al. Timing, scale and mechanism of the destruction of the North China Craton[J]. Science China Earth Sciences, 2011, 54(6): 789-797.

[39] KUSKY T M, WINDLEY B F, WANG L, et al. Flat slab subduction, trench suction, and craton destruction: comparison of the North China, Wyoming, and Brazilian cratons[J]. Tectonophysics, 630: 208-221.

[40] 王惠卿, 谭成轩, 丰成君, 京津冀协同发展区活动构造与地壳稳定性[J]. 地质通报, 2022, 41(8): 1322-1341.

[41] 张岳桥, 施炜, 董树文. 华北新构造: 印欧碰撞远场效应与太平洋俯冲地幔上涌之间的相互作用[J]. 地质学报, 2019, 93(5): 971-1001.

[42] 江娃利, 张英礼. 河北磁县北西西向南山村—岔口活动断裂带活动特征与1830年磁县地震[J]. 地震地质, 1996, 18(4): 349-357.

[43] 江娃利, 张英礼. 华北平原周边北西向强震地表地震断层及全新世断裂活动特征[J]. 中国地震, 1997, 13(3): 263-270.

[44] 李西双, 刘保华, 华清峰, 张家口-蓬莱断裂带渤海段晚第四纪活动特征[J]. 海洋科学进展, 2009, 27(3): 332-341.

[45] 李西双, 裴彦良, 刘保华, 1969年渤海M_S7.4地震发震断层的声学探测[J]. 地球物理学报, 2009, 52(9): 2291-2301.

[46] 陈国光, 徐杰, 马宗晋, 渤海盆地现代构造应力场与强震活动[J]. 地震学报, 2004, 26(4): 396-403, 456.

[47] 窦立婷, 姚华建, 房立华, 山西断陷带地区高分辨率地壳速度结构及其构造演化意义[J]. 中国科学: 地球科学, 2021, 51(5): 709-724.

[48] 陈美君. 基于沉积记录的大同盆地火山活动历史与古环境研究[D]. 上海: 上海师范大学, 2017.

[49] 胡小猛, 周天航, 蔡顺, 大同火山活动在区域沉积中的记录和阶段性历史研究[J]. 地理学报, 2017, 72(9): 1669-1679.

[50] 王平, 师鹏峰. 大同地区干热岩勘查高温高压自喷井综合治理工艺[J]. 钻探工程, 2021, 48(增刊1): 258-263.

[51] 周文龙. 大同盆地东北部地热区电性结构探测研究[D]. 武汉: 中国地质大学(武汉), 2021.

[52] WANG J Y, HU S B, PANG Z H, et al. Estimate of geothermal resources potential for hot dry rock in the continental area of China[J]. Science and Technology Review, 2012, 30(32): 25-31.

[53] LIN W J, WANG G L, GAN H N, et al. Heat source model for Enhanced Geothermal Systems (EGS) under different geological conditions in China[J]. Gondwana Research, 2023, 122: 243-259.

[54] XU Y G, LI H Y, HONG L B, et al. Generation of Cenozoic intraplate basalts in the big mantle wedge under eastern Asia[J]. Science China Earth Sciences, 2018, 61(7): 869-886.

[55] 朱守彪, 石耀霖. 中国大陆及邻区构造应力场成因的研究[J]. 中国科学 D辑: 地球科学, 2006, 36(12): 1077-1083.

[56] 牛之俊, 王敏, 孙汉荣, 中国大陆现今地壳运动速度场的最新观测结果[J]. 科学通报, 2005, 50(8): 839-840.

[57] 岑敏. 鄂尔多斯东北缘大同盆地新生代构造演化[D]. 合肥: 合肥工业大学, 2015.

[58] 吴福元, 徐义刚, 高山, 华北岩石圈减薄与克拉通破坏研究的主要学术争论[J]. 岩石学报, 2008, 24(6): 1145-1174.

[59] 王涛, 郑亚东, 张进江, 华北克拉通中生代伸展构造研究的几个问题及其在岩石圈减薄研究中的意义[J]. 地质通报, 2007, 26(9): 1154-1166.

[60] 朱日祥. “华北克拉通破坏” 重大研究计划结题综述[J]. 中国科学基金, 2018, 32(3): 282-290.

[61] 邓晋福, 魏文博, 邱瑞照. 中国华北地区岩石圈三维结构及演化[M]. 北京: 地质出版社, 2007.

[62] 王贵玲, 张薇, 蔺文静, 京津冀地区地热资源成藏模式与潜力研究[J]. 中国地质, 2017, 44(6): 1074-1085.

[63] 李凤英. 接收函数方法研究大同火山地壳精细结构[D]. 哈尔滨: 哈尔滨工业大学, 2020.

[64] 左银辉, 邱楠生, 常健, 渤海湾盆地中、新生代岩石圈热结构研究[J]. 地质学报, 2013, 87(2): 145-153.

[65] 熊盛青, 杨海, 丁燕云, 中国陆域居里等温面深度特征[J]. 地球物理学报, 2016, 59(10): 3604-3617.

[66] 张安琪, 郭震, 徐义贤, 岩石圈和上地幔的热: 化学结构概率反演: 以LitMod1D为例[J]. 地质论评, 2018, 64(4): 993-1004.

[67] 朱光, 刘程, 顾承串, 郯庐断裂带晚中生代演化对西太平洋俯冲历史的指示[J]. 中国科学: 地球科学, 2018, 48(4): 415-435.

[68] 方颖, 江在森, 张晶, 张家口-渤海断裂带现今运动状态分析[J]. 大地测量与地球动力学, 2008, 28(1): 11-15.

[69] XU J, HAN Z J, WANG C H, et al. Preliminary study on two newly-generated seismotectonic zones in north and southwest China[J]. Earthquake Reserch in China, 1996, 10(4): 393-401.

[70] 江娃利, 龚复华. 鄂尔多斯地块周边断陷系6-6 3/4级地震时空分布特征及与活动构造的关系[J]. 地壳构造与地壳应力文集, 2003(1): 13-22.

[71] 夏庆龙, 田立新, 周心怀, 渤海海域构造形成演化与变形机制[M]. 北京: 石油工业出版社, 2012.

[72] 陈墨香. 华北地热[M]. 北京: 科学出版社, 1988.

[73] LI S L, GUO Z, CHEN Y J, et al. Lithospheric structure of the northern Ordos from ambient noise and teleseismic surface wave tomography[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 2018, 123(8): 6940-6957.

[74] 马金龙, 徐义刚. 河北阳原和山西大同新生代玄武岩的岩石地球化学特征: 华北克拉通西部深部地质过程初探[J]. 地球化学, 2004, 33(1): 75-88.

[75] KAWAKATSU H, KUMAR P, TAKEI Y, et al. Seismic evidence for sharp lithosphere-asthenosphere boundaries of oceanic plates[J]. Science, 2009, 324(5926): 499-502.

[76] EVANS R L, HIRTH G, BABA K, et al. Geophysical evidence from the MELT area for compositional controls on oceanic plates[J]. Nature, 2005, 437(7056): 249-252.

[77] NAIF S, KEY K, CONSTABLE S, et al. Melt-rich channel observed at the lithosphere-asthenosphere boundary[J]. Nature, 2013, 495(7441): 356-359.

[78] 黄翔, 丁志峰, 宁杰远, 基于背景噪声和地震面波联合反演华北克拉通中部岩石圈结构[J]. 地震学报, 2022, 44(4): 539-554.

[79] 杨歧焱, 吴庆举, 盛艳蕊, 张渤地震带及邻区近震体波成像及孕震环境分析[J]. 地球物理学报, 2018, 61(8): 3251-3262.

[80] 吴萍萍, 丁志峰, 谭捍东, 基于v_P/v_S波速比模型约束的张渤地震带深部电性结构研究[J]. 地球物理学报, 2021, 64(8): 2716-2732.

[81] 孙嘉祥, 李霓, 张雯倩. 大同第四纪玄武岩成因: 主微量元素及Sr-Nd-Pb-Hf同位素研究[J]. 岩石学报, 2020, 36(11): 3331-3345.

[82] 张炜斌. 京西北盆岭构造区温泉流体地球化学[D]. 北京: 中国地震局地震预测研究所, 2013.

[83] 金之钧, 张刘平, 杨雷, 沉积盆地深部流体的地球化学特征及油气成藏效应初探[J]. 地球科学:中国地质大学学报, 2002, 27(6): 659-665.

[84] 陆克政, 漆家福, 戴俊生. 渤海湾新生代含油气盆地构造模式[M]. 北京: 地质出版社, 1997.

[85] 戴金星. 中国含油气盆地的无机成因气及其气藏[J]. 天然气工业, 1995, (3): 22-27, 106.

[86] 金之钧, 胡文瑄, 张刘平, 深部流体活动及油气成藏效应[M]. 北京: 科学出版社, 2007.

[87] 赵利, 李理. 渤海湾盆地晚中生代以来伸展模式及动力学机制[J]. 中国地质, 2016, 43(2): 470-485.

[88] XU C F. Lithospheric structure, basin structure and hydrocarbon migration in Chinese mainland[J]. Earth Science Frontiers, 2003, 10(3): 115-127.

[89] 杨文采. 全球流体通道网[J]. 地球物理学报, 1998, 41(5): 621-633.

[90] 杜乐天. 地壳流体与地幔流体间的关系[J]. 地学前缘, 1996, 3(4): 172-180.

[91] 徐锡伟, 白鸾曦, 魏雷鸣, 华北克拉通破坏区最新构造运动起始时间讨论[J]. 地球科学, 2019, 44(5): 1647-1660.

[92] 杨巍然, 曾佐勋, 李德威, 板内地震过程的三层次构造模式[J]. 地学前缘, 2009, 16(1): 206-217.

[93] QI J F, YANG Q. Cenozoic structural deformation and dynamic processes of the Bohai Bay Basin Province, China[J]. Marine and Petroleum Geology, 2010, 27(4): 757-771.

[94] 陶明信, 徐永昌, 史宝光, 中国不同类型断裂带的地幔脱气与深部地质构造特征[J]. 中国科学D辑:地球科学, 2005(5): 441-451.

[95] 熊亮萍, 高维安. 隆起与拗陷地区地温场的特点[J]. 地球物理学报, 1982, 25(5): 448-456.

[96] 赵贤正, 金凤鸣, 王权, 中国东部超深超高温碳酸盐岩潜山油气藏的发现及关键技术: 以渤海湾盆地冀中坳陷牛东1潜山油气藏为例[J]. 海相油气地质, 2011, 16(4): 1-10.

[97] 张英, 冯建赟, 罗军, 渤海湾盆地中南部干热岩选区方向[J]. 地学前缘, 2020, 27(1): 35-47.

[98] 魏刚, 薛永安, 柴永波, 秦南凹陷油气勘探思路创新与突破[J]. 中国海上油气, 2012, 24(3): 7-11.

[99] 牛耀龄. 玄武岩浆起源和演化的一些基本概念以及对中国东部中—新生代基性火山岩成因的新思路[J]. 高校地质学报, 2005, 11(1): 9-46.

[100] 陈俊侠. 济阳坳陷桩西潜山构造演化及其对储层的影响[D]. 焦作: 河南理工大学, 2011.

基金资助

国家自然科学基金项目(42072331)

国家自然科学基金项目(U1906209)

泰山学者工程专项经费资助项目(tstp20230626)

中国工程科技发展战略山东研究院咨询研究项目(202302SDZD02)