青海共和盆地岩石圈热-流变结构及地热意义

2023-02-24蔺文静甘浩男张盛生

地球学报 2023年1期

蔺文静 , 甘浩男 , 赵振, 张盛生

1)中国地质科学院水文地质环境地质研究所, 河北石家庄 050061;2)自然资源部地热与干热岩勘查开发技术创新中心, 河北石家庄 050061;3)青海省环境地质勘查局, 青海西宁 810007;4)青海省水文地质工程地质环境地质调查院, 青海西宁 810008

共和盆地位于青藏高原东北缘, 为一个自中生代以来形成的断陷盆地。近年来, 由于在盆地内钻探揭露了深部的高温干热岩体, 研究人员对其构造背景、热储条件、成因机制等进行了大量的分析(唐显春等, 2020, 2023; Tang et al., 2022)。严维德(2015)分析了盆地的地热地质背景及浅部热储分布, 并结合经过盆地的地震层析剖面, 提出青藏高原腹地延伸到盆地的低速体具有高温特征, 盆地浅部的高温热源来源于深部低速体的热能传导。李林果等(2017)分析了共和盆地及周边温泉的氦同位素比值以及盆地内的深孔测温结果, 对区内的幔源热提出了质疑,认为花岗岩放射性生热为壳内的主要热源。张森琦等(2021)系统分析了共和盆地的地质构造背景, 并基于不同深度天然地震背景噪声层析及不同尺度的MT剖面等物探资料, 提出具高温层性质的壳内部分熔融层可能构成了共和盆地干热岩资源的区域性热源或热源体。张超等(2020)基于共和—贵德盆地的岩石放射性生热率, 提出基底花岗岩不存在高放射性生热率异常, 其加厚地壳花岗岩放射性生热与壳内部分熔融层供热为区内干热岩的热源基础。Lin et al.(2021)通过对比共和盆地恰卜恰河谷和贵德三河平原区地壳热结构的差异, 提出青藏高原增厚地壳中的“低速层”为共和盆地干热岩资源的形成提供了最重要的壳内恒常热源。总的来说, 目前相关研究人员都普遍强调了共和盆地壳内低速层对区内干热岩资源的供热意义。

实验岩石学、岩石地球物理学、地质学及理论分析表明, 部分熔融作用可能是造成壳内低速层的主要原因。壳内部分熔融是在地壳一定深度范围内,地热温度接近或达到岩石固相线时而引起局部熔融作用的产物, 由部分熔融作用所形成的壳内低速层称壳内部分熔融低速层(杨晓松等, 1998)。地壳中存在低速层是青藏高原地壳结构的一大特色, 关于其成因尚无定论, 目前的解释主要有壳内部分熔融(Hacker et al., 2014)、地壳韧性剪切带(Tapponnier,2001)、正在进行的变质作用(Shapiro et al., 2004)以及构造叠置(Jiang et al., 2009)等几种模型。青海共和盆地壳内低速体的物性状态与地质属性存在争议,主要是缺乏对壳内低速体的温度与脆韧性强度条件的约束。通过构建岩石圈热-流变结构模型方法获取壳内低速体所在深度的温度和流变强度信息, 可以为壳内低速体的物性状态和地质属性探讨提供温度和强度约束。一般来说, 大陆岩石圈上地壳为脆性层, 变形方式以沿以前存在的断层面滑动变形或脆性破裂为主; 随着深度增加与温度升高, 中、下地壳逐渐变为以位错蠕变的韧性流动为主(刘俊来,2017; 李忠海等, 2021)。在岩石圈温度确定后, 岩石圈的流变分层结构可以根据脆性变形所需差应力σb与韧性变形所需差应力σd的大小确定: 当某一深度σb小于σd, 发生摩擦滑动破裂, 否则发生韧性变形(郭兴伟等, 2009)。脆性变形和韧性变形的差异应力分别由脆性破裂准则和幂率流变定律确定(Ranalli,1991)。青海共和盆地目前尚未开展较为系统的岩石圈热-流变结构研究。本文即以青海共和盆地壳内低速体为研究对象, 定量研究壳内低速体的温度和流变强度, 探讨壳内低速体的地质属性, 对壳内低速体分布地区的热源分析以及高温地热资源探测开发提供理论依据与技术支撑。

1 研究区概况

共和盆地位于青藏高原东北缘, 是新近纪初形成的断陷盆地, 总面积1.38万km2(图1)。盆地南北两侧受北西西向、东西向深大断裂和两端受北西向的深大断裂控制, 盆地基底在元古代末至新生代初期漫长地质时期内遭受到南北向、南西—北东向及东西向主应力的挤压, 形成了北西西向、北西向的褶皱、压性断裂和近南北向、北东向张性断裂(唐显春等, 2023)。在盆地东西两端的北西向深大断裂均有印支—燕山期基性、超基性火成岩侵入, 表明这些断裂已断开地壳, 深达地幔。新生代新近纪初以来, 盆地内沉积着厚达3000～7000 m的碎屑岩类沉积物, 决定了盆地现代地质地貌格局的总体轮廓。新生代以来受喜马拉雅造山运动的影响, 共和盆地新构造运动活动强烈, 表现在盆地周边及盆地内老断裂的复活, 深部的水热活动进一步加强, 造就了共和盆地具备地热资源形成的区域地质构造背景,使之成为中低温地热资源的远景区(严维德等,2013)。

图1 共和盆地地理位置图Fig. 1 Location map showing the study area

共和盆地地热异常区主要分布于东部恰卜恰河谷至贵德地区一带。恰卜恰河谷发育有北西及北北西向两组断裂, 在断裂交接部位的阿乙亥沟谷两侧地下水多溢出形成沼泽, 泉水流量一般小于1 L/s, 最大为4.97 L/s, 水温12～27 ℃; 在以往供水勘探中, 在下部承压水含水层中也发现了地热异常的存在, 都高出了正常水温10 ℃左右, 但由于温度偏低(25～45 ℃), 多用于游泳洗浴、医疗保健等。近年来, 在恰卜恰河谷先后施工了多眼深层热水勘探孔(蔺文静等, 2021), 揭露了新近系热储埋深1260.0～1497.85 m, 水温 64～91 ℃, 具层状热储兼带状热储的特点, 其中, DR3孔在深部揭露了高温花岗岩体, 2900 m深度处温度180.1 ℃。贵德地区的地热资源主要分布于扎仓沟、曲乃亥以及新街一带侵入岩体边缘(Liu et al., 2020), 曲乃亥温泉水温88.5 ℃, 扎仓寺温泉水温75～93 ℃。其中, 扎仓沟是位于县城西南约15 km的山前沟谷, 泉水沿北西向沟谷呈线状溢出, 溢出带长约 150 m, 计有泉眼15处, 单泉涌水量 0.041～0.794 L/s, 总涌水量15.2 L/s, 水温一般在78 ℃左右, 最高93 ℃, 主要用于当地居民的洗浴。近年来在贵德三河平原先后施工了多眼深层地热勘探孔, 其中, R3井位于贵德三河平原区, 终孔孔深2 701.20 m; ZR1井位于贵德扎仓沟, 终孔孔深3 050.68 m。

另外, 为探明共和盆地深层地热赋存条件,DR3、GR1、GR2(恰卜恰河谷)以及 ZR1、ZR2(贵德扎仓沟)等干热岩勘探孔, 均在深部揭露了高温花岗岩体, 其中恰卜恰河谷GR1孔与贵德扎仓沟ZR2孔分别于孔底3705 m与4 609.57 m处获得207 ℃、214 ℃的孔底温度。

2 数据及研究方法

2.1 钻孔测温及岩芯热物性数据

分别获取了共和盆地恰卜恰河谷的 DR3井以及贵德三河平原区R3井、扎仓沟ZR1孔(图1)井温测井, 岩芯热导率、放射性生热率等相关数据。其中, 利用DS2000新型温度连续采集系统对DR3孔进行了井内稳态测温, 孔底温度为 181 ℃; 采用车载PSJ-2型数字测井仪对R3孔进行了温度测井, 井底 2650—2675 m 平均井温为 106.743 ℃; 采用DS2000新型温度连续采集系统对ZR1孔地层温度进行连续测温, 最高实测孔底温度值为 151.3 ℃。钻孔的测温曲线及地温梯度见图2。钻孔岩芯热导率测试使用的仪器是德国生产的 TCS(Thermal Conductivity Scanning)热导率自动扫描仪, 测量范围为0.2～25 W/(m·K)。岩石密度、铀含量、钍含量和钾含量由核工业230研究所分析测试中心测试完成, 岩石生热率可由实测的岩石中铀、钍、钾三种放射性元素含量计算获得:

图2 共和盆地地热勘探孔测温曲线Fig. 2 Logging curve of geothermal exploration holes in Gonghe Basin

其中,A为岩石生热率(μW/m3),CU、CTh分别为岩石中的 U、Th含量(×10-6),CK为 K 含量(%),ρ为岩石密度(kg/m3)。各钻孔岩芯放射性生热率测试结果见表1。

表1 钻孔岩芯放射性生热率测试结果一览表Table 1 Heat generation rate per unit volume of borehole cores

2.2 大地热流及地壳热结构分析

大陆热流数据主要基于钻井测温数据和岩石热导率测量结果而获得, 已知钻井的地温梯度和相应井段的岩石热导率, 就可按照分段法或热阻法计算热流(邱楠生等, 2019)。

分段法计算热流是用钻井中不同深度范围内的温度测量数据计算地温梯度, 乘以相应深度范围内有代表性的岩石热导率, 求取计算段的热流。每个钻井可以根据地温和岩石热导率数据的分布情况选择一个或者多个热流计算段, 一般选取岩性比较均一的井段为热流计算段。计算段内的地温梯度使用最小二乘法求取, 线性回归方程为:

式中,G为线性回归直线的斜率, 即计算段内的地温梯度, ℃/km;T0为回归直线和温度坐标T的截距, 当没有其它因素干扰时,T0值应接近恒温带的温度, ℃。

热阻法(Bullard法)其基本原理是同一地层中的两个不同深度点之间的深度差Δzi和两点间的地层热导率λi的比值定义为热阻(Bullard, 1939),m2K/W。

通常绘制出地层温度数据与总热阻RT的关系图, 即 Bullard图, 在导热状态下, 所有数据都沿着Bullard图上的一条直线排列, 其梯度等于热流Q(mW/m2), 轴向截距即平均表面温度T0(℃):

获取地表热流后, 建立研究区的分层地壳模型,采用类似“回剥”法逐层计算由各层放射性元素生热产生的热流qa, 相加得到地壳总的热流贡献qc=Σqa, 然后由地表热流值减去地壳热流贡献, 获得地幔热流qm=q-qc, 最终即可获得研究区的地壳热结构模型。

2.3 深部温度估算

地壳浅部的温度可借助于探井来直接测量, 而深部的温度只能根据间接的方法加以推测。假设岩层的热导率与生热率均为常数, 且岩层内的热是以热传导方式向外传递, 则一维稳态传导方程可表示为(Correia et al., 1999):

式中,TZ是深度z处的温度(℃),H是计算层段的厚度(km),T0(℃)、q(mW/m2)是计算层段顶面的温度和热流值, 地表温度可取研究区年平均气温,A、K是岩层的生热率(μW/m³)和热导率(W/(m·k))。

2.4 热流变状态分析

岩石圈的分层结构流变强度根据脆性变形所需差应力σb(Mpa)与韧性变形所需差应力σd(Mpa)的大小确定。脆性变形采用脆性破裂准则计算(Ranalli,1991):

其中,α为断层类型相关参数,λ是孔隙流体因子, 分别取值0.75和0.37(Wang, 2001),ρ为平均密度(kg/m3),g为重力加速度(m/s2)。

韧性变形采用幂律流变定律(Ranalli, 1991):

其中,为应变速率, s-1;A和n为流动参数(单位MPa-n/s)和应力指数;E为活化能, J/mol;R为普适气体常数, 取8.314 J/(mol·K);T为温度(K), 由岩石圈热结构获得的温度场确定。

取各深度上的脆性与韧性差应力最小值作为流变结构强度, 即σz=min(σb,σd)(Ranalli, 1991)。通过计算不同深度流变结构强度, 即可建立岩石圈流变结构模型。

3 结果

3.1 地壳分层结构

共和盆地上地壳主要由沉积地层和结晶基底(G)组成, 以脆性变形为主, 推覆构造占主导。中地壳为花岗质层, 下地壳为麻粒岩层, 中、下地壳均以韧性和塑性流变构造变形为主, 总体具“厚壳薄幔”型壳幔结构(张雪亭等, 2007)。据玛多—共和—雅布赖深地震广角反射/折射探测(深地震探测, DSS)结果, 上地壳底界面(C1)在共和盆地内缺失, 但在盆地北东及南西两侧深度约为 15 km。中地壳(C1与 C3界面间)底界埋深 29～31 km, 下地壳(C3与Moho 之间)底界/Moho 埋深 48～51 km(图2)。共和盆地中心 Moho呈上隆的“背斜”状, 埋藏相对较浅; 北东及南西两侧下凹, 埋藏稍深。地壳所有的地震相均具较低的视速度, 中下地壳具低速塑性变形特征(Jia et al., 2019; 唐显春等, 2023)。

3.2 大地热流

根据钻孔揭露的地层岩性, 结合钻孔所采集的同层位热导率数据, 选择位于共和盆地恰卜恰河谷的DR3孔以及贵德三河平原的R3孔, 分别利用分段法和热阻法进行大地热流值计算。计算所利用参数及过程见表2、表3。温度和压力等其它因素对岩石热导率会有一定的影响, 但在研究地壳浅部热状况时一般忽略不计(邱楠生等, 2019), 故计算中热导率数据利用实验室实测数据。其中, 恰卜恰河谷DR3孔选取201.1—1 498.2 m段作为计算段, 贵德三河平原R3孔采取全孔数据。

表2 分段法计算恰卜恰河谷DR3孔大地热流相关参数Table 2 Parameters related to the heat flow calculation for DR3 in Qiaboqia Valley based on the segmentation method

表3 热阻法计算贵德平原R3孔大地热流相关参数Table 3 Parameters related to heat flow calculation for R3 in the Guide Basin based on Bullard plot

根据表2中的测温数据、热导率进行 DR3孔201.1—1498.2 m 段温度-深度线性回归, 得到温度和深度的回归方程(图3),T=0.072Z+15.71, 由此得到该井段的平均地温梯度为 72.0 ℃/km, 再计算该井段的岩石热导率的算术平均值为 1.52 W/(m·k),由此获得DR3孔的大地热流为q=KG=72.0×1.52≈109.6 mW/m2。根据表3中的测温数据、热导率等数据得到了贵德 R3孔的温度-热阻变化曲线(Bullard图)(图4), 并采用最小二乘法拟合温度和热阻数据, 获得R3孔的大地热流为77.6 mW/m2。两孔的大地热流均高于中国大陆地区大地热流平均值(60.4±12.3) mW/m2(姜光政等, 2016)与全球大地热流平均值65 mW/m2(Davies, 2013)。而由图2可知, R3的全孔测温曲线呈典型的传导型特征, 说明其受地下水流动的影响很小, 与实际钻探过程中揭露的热储层分布及特征相一致。R3钻探过程中于235.20—560.70 m段揭露为新近系低温热储层, 含水层为中砂岩及细砂岩, 厚度为27.35 m,14C年龄显示其地热水的年龄普遍在 20000年左右(青海省环境地质勘查局, 2014), 说明热水是由晚更新世度较低的大气降水补给形成, 且流动不畅; R3孔于608.50—1490 m段揭露古近系低温热储层, 岩性为古近系棕红色泥岩、砂质泥岩夹中细砂岩和粉砂岩,该热储段是处于有热无水状态, 开发利用价值较低。而DR3孔测温曲线整体上略微呈上凸型(图2),说明其获取的较高的大地热流值包含了一部分地下热水流动所传递的热通量, 与DR3等地热井在浅层301.1—607.55 m揭露了水量丰富的下更新统热储层以及在 607.55—1340.25 m处揭露了具有层状热储兼带状热储的新近系热储层相印证。

图3 共和盆地恰卜恰河谷DR3孔温度-深度线性回归Fig. 3 Temperature-depth linear regression of DR3 in Qiaboqia valley, Gonghe Basin

图4 共和盆地贵德三河平原R3孔Bullard图解Fig. 4 Bullard plot of R3 in Guide Basin

3.3 地壳热状态与热结构

利用“回剥”法开展分层热流值的计算, 获取研究区的地壳热结构。钻井深度范围内岩石生热率采取实际测算值(表1), 其下各圈层岩石生热率则采用地震波速与地壳深部生热率的相关公式进行计算(Rybach et al., 1984):

式中Vp为地震波速, 单位为km/s, 恰卜恰河谷地震横波波速根据控制共和盆地的青海共和—玉树公路沿线天然地震观测剖面获得(钱辉等, 2001), 波速比取 1.709(刘文邦等, 2014); 贵德三河平原区地震波速根据西藏东部莫巴和贵德之间的主动源地震剖面获得(Zhang et al., 2011)。共和盆地莫霍面深度50～60 km, 根据地震波速剖面, 恰卜恰河谷地与贵德三河平原区莫霍面深度分别取55 km、52.1 km。根据一维稳态热传导方程分别计算了共和盆地恰卜恰河谷与贵德三河平原的壳内热状态(表4), 其莫霍面温度分别为1018 ℃和994 ℃。利用“剥层法”计算所得的生热率模型如图5、表4所示。其中,恰卜恰河谷壳内产生的热能和为80.5 mW/m2, 即地壳热流为80.5 mW/m2, 地幔热流为29.1 mW/m2, 区内壳、幔热流比为2.77: 1, 表现出明显的“壳内异常加热型”地壳热结构。贵德三河平原区放射性元素衰变产生的热能和约为50.3 mW/m2, 即地壳热流约为50.3 mW/m2, 地幔热流约为27.3 mW/m2, 区内壳、幔热流比为1.84: 1, 表现为正常的“热壳冷幔”型地壳热结构。

表4 共和盆地恰卜恰河谷与贵德三河平原地壳热结构及深部温度Table 4 Comparison of the crustal thermal structure and deep temperature in Gonghe Basin

图5 共和盆地恰卜恰河谷(a)与贵德三河平原(b)地壳热结构Fig. 5 Volumetric heat production and crustal thermal structure in Qiaboqia river valley(a),and Three Rivers plain in Guide area(b), Gonghe Basin

3.4 地壳热-流变结构

温度场是计算研究岩石圈流变结构的基础。在获取温度场的基础上, 通过脆性和韧性流变学定律可以获取地壳尺度的流变结构。基于恰卜恰河谷和贵德三河平原地壳分层岩石矿物特征, 选取湿石英岩和长英质麻粒岩作为流变参数进行流变结构研究(图6), 选取的参数见表5。

表5 共和盆地恰卜恰河谷与贵德三河平原地壳流变结构参数表Table 5 Parameters for crustal rheological structures of Qiaboqia and Guide in Gonghe Basin

图6 共和盆地恰卜恰地区与贵德地壳热-流变强度对比Fig. 6 Comparison of thermal-rheological structures of Qiaboqia and Guide basin

通过流变定律对共和盆地流变结构计算, 地壳流变结构从上而下可以分为脆性和韧性两层, 而韧性层又可分为中地壳韧性层和下地壳韧性层两层。对比恰卜恰河谷和贵德三河平原地壳流变结构特征,可以看出两者在上地壳尺度均表现为脆性破裂为主,并逐渐过渡为韧性流变。其中贵德三河平原上地壳流变强度要高于恰卜恰河谷地区, 表现为贵德上地壳最大强度为155 MPa, 而恰卜恰上地壳最大强度为120 MPa。

中地壳尺度两者均为韧性流变状态, 区别在于恰卜恰地区的流变强度明显低于贵德地区。恰卜恰地区中地壳整体流变强度处于较稳定均一且低值状态, 而贵德地区在15～23 km流变强度急剧减弱, 之后趋于稳定, 但强度仍高于同深度的恰卜恰地区。

下地壳尺度由于岩性(流变学参数)变化, 流变强度均有增大, 然而恰卜恰地区增大幅度较为有限,低于贵德地区。至下地壳下部(40 km)两地区的流变强度趋于一致。

4 讨论

4.1 恰卜恰地区中下地壳是否存在熔融层

恰卜恰和贵德地区地壳具有明显的分层流变特性, 中下地壳整体表现为韧性变形特征, 脆韧性转换带均位于上地壳内部。恰卜恰地区脆韧性转换带深度为 9.6 km, 此时达到最大流变强度为112 MPa, 随深度增加流变强度迅速减弱, 至上地壳底部流变强度已减弱至20 MPa。这一流变强度在其他地球物理特征也存在相应异常反映。地球物理揭示恰卜恰地区深部存在的壳内低速体(Zhang et al., 2011; 唐显春等, 2023), 深度为20～40 km, 相应的流变结构受韧性流变主导, 表现出极低的流变强度(约 4～6 MPa)。而贵德地区深部不存在壳内低速体, 尽管其也受韧性流变主导, 但流变强度为5～30 MPa。特别是在15—20 km深度, 贵德地区的流变强度远大于恰卜恰地区, 可以推测壳内低速体对应的熔融层, 对低速体上部也产生影响, 造成上地壳下部至下地壳上部(9.6—40 km)强度的整体减弱。

大陆岩石圈内部存在多个滑脱面, 如中地壳低速与高导层滑脱面、地壳尺度滑脱面等, 通常与浅部陡倾断层相连, 以逆掩-推覆断层或正断层形式发生韧性滑动, 成为大陆内部地震的震源区与岩浆活动源区(万天丰, 2018)。恰卜恰地区中下地壳表现为韧性流动变形, 表明其具有较小的黏度, 在上地壳表现为脆性破裂的背景条件下, 延伸至中下地壳时, 上述破裂沿一系列滑脱面发生韧性滑动。在此过程中, 局部地段可能出现局部异常高温或减压作用, 形成壳内熔融(张森琦等, 2021)。

地壳岩石电阻率主要受温度影响(柳江琳等,2001), 青海共和区域大地电磁测深显示出地壳12 km以下电阻发生迅速降低, 形成低阻异常体, 暗示共和盆地恰卜恰地区地壳内部分熔融层埋深15～35 km。但由于地球内部物质组成与状态的复杂性, 地球物理勘探方法所获得的信息往往具有多解性(郭进京等, 2008), 因此需要与其他证据相互佐证。共和盆地综合地球物理探测显示, 共和盆地表现出明显的低密度、低重力异常、低速和低电阻率特征, 表明下伏存在高导的低密度物质(Gao et al.,2018; 唐显春等, 2020)。根据本文获取的地壳热结构,地壳20—40 km温度达到687～761 ℃, 在此温度下,深部壳内岩石可能发生熔融(Wang et al., 2016)。根据单次热事件的热松弛特征时间计算, 共和盆地部分熔融层形成年龄小于9.7 Ma(张超等, 2020)。

4.2 共和盆地热-流变结构与地震发育深度的关系

地震活动是岩石圈强度的反映, 流变结构计算表明, 在共和盆地东部发生于脆性层的地震, 其震源深度一般为10 km以浅, 与中国地震台网统计结果相符(表6)。

表6 共和盆地东部地震数据统计Table 6 Statistics of earthquake events in eastern Gonghe Basin

从地壳流变结构来看, 在恰卜恰和贵德地区均表现为上地壳具有最大的流变强度, 以脆性破裂为主, 而中下地壳流变强度较小, 以韧性破裂为主。这暗示着区域性挤压作用在上地壳表现为逆冲断层、推覆等为主的脆性破裂作用, 必然是由深部低速层中的塑性伸展流动进行调整(索书田等, 1994)。在中下地壳则表现为韧性剪切带等韧性变形作用。挤压推覆出露的斜长角闪质糜棱岩、花岗质糜棱岩是中地壳内或中地壳与下地壳之间拆离滑脱的岩石学证据(冯益民等, 2002)。兴海推覆体主拆离滑脱推覆面埋深 37～42 km, 总体位于下地壳中上部(张森琦等, 2021)，而脆性破裂则是震源主要层位。

4.3 共和盆地地壳热-流变结构及其地热意义

对比共和盆地与我国陆区典型盆地的热结构特征(图7), 可以看出贵德地区的热结构基本介于鄂尔多斯盆地与四川盆地之间, 而贵德地区大地热流值虽然显著高于鄂尔多斯和四川盆地, 说明了高热流值并非深部温度必然高; 恰卜恰地区由于壳内熔融的存在, 在0～20 km热结构曲线位于渤海湾盆地与松辽盆地之间, 而40 km以深则与贵德地区相近, 位于鄂尔多斯盆地和四川盆地之间。说明局部熔融体的存在对其下方热结构并无较大影响, 但对其上方热结构作用明显。考虑到熔融体内部应接近于均温条件, 恰卜恰地区 20～40 km 赋存的局部熔融体使得40 km埋深的等温线上移至20 km浅部,实现了0～20 km温度的整体增大。

图7 不同沉积盆地热状态对比(Jiang et al., 2019)Fig. 7 Geotherms of different sedimentary basins(modified from Jiang et al., 2019)

从流变结构来看, 对比恰卜恰地区、贵德地区与我国塔里木盆地、华北盆地、天山造山带和鄂尔多斯盆地的流变结构特征(图8), 可以看出, 塔里木盆地、鄂尔多斯盆地和华北盆地均具有相对弱地壳和强地幔结构, 但华北盆地强度显著小于前两者。天山造山带与盆地流变结构具有显著的不同, 表现为具有强地壳和弱地幔的流变学特征。刘绍文等(2008)认为中西部存在两类盆地流变学特征, 包括以塔里木盆地为代表的弱地壳强地幔模式, 以及天山造山带为典型的强地壳弱地幔流变学模式。本文获取的共和恰卜恰和贵德地区的地壳流变结构地壳强度显著弱于塔里木盆地和天山造山带, 略弱于华北盆地, 表现出较显著的地壳流变强度的低值。而地壳低强度可能是大地热流值偏高的流变学反映。

图8 不同构造域流变学特征Fig. 8 Rheological structure of different tectonic regions

恰卜恰地区与贵德地区的大地热流值为109.6 mW/m2和77.6 mW/m2, 与前人获取的恰卜恰地区热流值 93.3～111 mW/m2接近(Zhang et al.,2018)。共和盆地上地壳花岗岩放射性生热率的热贡献量可达30.3～40.5 mW/m2(张超等, 2020), 主要由于新生代以来印度-欧亚大陆碰撞导致区域地壳增厚, 放射性生热率层厚度同步增加(郭晓玉等,2017)。

地壳热-流变特征显示出流变强度较大的上地壳, 与相对弱的中下地壳, 暗示了上地壳与中下地壳的强度存在解耦关系, 且整体岩石圈强度较低。在区域构造应力条件下, 脆性的上地壳部分承担了主要的应力作用, 发生挤压逆冲和推覆, 叠覆的上地壳导致了中下地壳埋深增大, 且放射性生热元素进一步聚集, 形成地温线升高; 同时中下地壳的韧性流动变形造成摩擦生热, 综合放射性生热、地壳加厚以及摩擦生热等作用, 形成了中下地壳的部分熔融, 而中下地壳部分熔融为恰卜恰地区提供了额外的热源, 使其大地热流值显著高于贵德地区。

从地壳热-流变结构可以看出, 恰卜恰地区具有相对更浅的脆韧性转变深度为9.6 km, 贵德则为12.72 km, 这可能暗示了贵德的浅表脆性破裂深度深于恰卜恰地区, 地热流体的循环深度可能更深。但由于贵德地区上地壳温度低于同深度恰卜恰地区,因此尽管地热流体的循环深度可能较恰卜恰地区更深, 但形成的水热系统的温度不一定更高。