共和— 贵德盆地处于青藏高原北部昆仑山脉与秦岭山脉之间, 是一个总体呈NWW向展布的菱形山间盆地。大地构造单元属于东昆仑、西秦岭造山带接合部位, 称之为“ 共和缺口” 或中央造山带“ 秦昆岔口” , 按地质力学划分, 属昆仑— 秦岭纬向构造带与河西系构造复合的沉降带。

共和— 贵德盆地是新生代初形成的断陷盆地, 四周被断褶带隆起山地围限, 北侧是青海南山、拉鸡山断褶隆起带, 南侧是河卡南山、巴吉山断褶隆起带, 西为鄂拉山构造岩浆岩带, 东为扎马山断褶隆起带, 中间被瓦里贡山构造岩浆岩隆起带分隔为共和、贵德两盆地。盆缘隆起带断裂对流型温泉呈带状分布, 温度高, 盆地传导型地温梯度大, 地热勘探钻孔在基底均见花岗岩, 推断存在干热岩^{[1, 2]}。优越的地质构造条件取得了良好的勘查效果, 但有二个问题影响该区地热远景认识和评价, 其一是热源机制, 其二是地热系统。本文在目前的勘查成果和已有资料的基础上, 着重对热源机制和地热系统进行探讨。

图1给出了共和— 贵德盆地的地热分布。

对于共和盆地热源机制, 曾有“ 盆地热能来源于地幔深处的源补给为传导性地热” 的看法^[3], 其论据是“ 玉树— 共和地震层析剖面据接收函数处理结果, 共和盆地南部温泉一带地下15~40 km处有一低速体, 其与盆地南缘地下10 km内的低速体相连, 并延伸到盆地中心地下。据此推断共和盆地地下10 km内存在的低速带与东昆仑下方低速带以及巴颜喀拉地块深地幔中大型低速异常体相关联。低速结构形成与地体高热流值具有很大关系。例如, 拉萨低速地块正好对应当雄— 羊八井裂谷, 低速特征与该区高热流值相吻合” 。由此可看出, 以低速结构与地体高温相吻合作出了盆地热能来源于地幔的解释。地幔本身就是高温状态, 地壳正常的传导增温就来自地幔热流和地壳热流两部分组成, 关键是低速结构是否就是引起壳、幔温度异常差异唯一的作用, 基于地球物理解释的多解性, 不同学者有不同看法。

图1

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图1 共和— 贵德盆地地热分布

有关该区壳幔中的低速体, 薛光琦等在中法合作” 共和— 玉树宽频数据进行深部成像研究” 一文^[4]中已作了解释:“ 如此大面积的低速扰动出现, 缘源何在呢?接收函数反映得到的v_P/v_S比值较低, 这一参数否决了部分熔融产生低速效应的可能性, 由于该低速体出现在昆仑走滑断层下方, 而且深度较大, 可否推测该低速体为昆仑断层发生的深层剪切作用有关” 。这种认识与青藏高原亚东— 格尔木地学断面^[5]对低速高导层主要起因于构造滑脱作用的解释基本一致。

在青藏高原利用地震纵波速度推算放射性生热率, 计算地幔大地热流值^[6]。由图2可看出, 高热流值区仍在藏南— 滇西一带, 图中⒄剖面北段的共和盆地仍显示为低热流密度区。

另据亚东— 格尔木地学断面大地热流研究^[7], 在安多— 丁青断裂带以北的羌塘、巴颜喀拉、东昆仑地体乃至柴达木盆地为古老稳定的冷地体, 具有正常的厚壳— 厚幔层圈结构, 热流密度(q)数据稳定而量级低, 由南向北略呈递降趋势, 沱沱河q=47 mW/m², 东昆仑北麓q=42 mW/m², 至锡铁山地区降为q=40 mW/m²; 而西藏境内的喜马拉雅和冈底斯地体则呈现出热地体的明显特征, 热流值偏高, 在66~364 mW/m²。地壳内有2~3层低速(高导)层, 地壳上地幔具有厚壳— 薄幔型多层热结构, 地壳内不仅残留许多碰撞造山期岩浆活动和变质作用的遗迹, 而且诱发一系列延续至今的深部热活动, 包括下地壳深融形成的地壳重熔型岩浆沿张性断裂带的近代岩浆浅成侵位, 以及区域范围的局部熔融层(低速高导层)的生成, 具有异常型壳幔热结构。

图2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图2 青藏高原地幔热流值(引自管彦武[6])

另据全国地热资料分析^{[8, 9]}, 高温水热区与晚新生代火山分布相背离, 火山活动并不是孕育高温水热系统唯一必要的条件, 羊八井高热流值就远离晚新生代火山。而板内以碱性系列为主的火山, 如五大连池、白头山天池、阿尔山和昆仑山诸火山分布地区是地幔柱出露点, 均是中低温地热区或没有高温温泉分布, 唯有腾冲和台湾大屯是例外的二者吻合, 包括藏南在内均属板缘地热带, 如此看来, 在当雄— 羊八井低速特征与高热流值相吻合也是另有它因^{[10, 11]}。而在高原北部青南地区, 远离板缘地热带, 幔热源得不到大地热流条件支持, 不能得到多方法相互印证形成协调一致的解释, 减少对深部热状态认识的不确定性。

在共和— 贵德盆地只有东缘多禾茂白垩纪大陆裂谷玄武岩作做为幔源火山岩出露^[12], 而在西缘的鄂拉山岩浆岩带晚三叠世由玄武安山岩、安山岩、英安岩、流纹岩及少量火山碎屑岩等组成, 鄂拉山火山岩具典型的陆相喷发特点, 产于陆缘火山弧环境^[13], 并且这些火山岩时代偏老, 热量已散尽, 因此, 不足以作为共和— 贵德盆地热源。

在文献[3]中, 以“ 共和盆地基底为中生代印支期火山岩, 地质普查也没发现其内有高放射物质存在” 为由, 否定或没有认识到花岗岩放射性蜕变生热的作用和氦同位素是铀、钍衰变的产物。

据中国第Ⅳ 号(青海门源— 福建宁德)地学断面^[14]和青藏高原地学断面大地热流研究^[7], 地壳热流源于岩石含放射性元素U、K、Th, 衰变生热率以酸性岩类最高, 超基性岩类最低, 沉积岩相对偏低居中间; 随深度增加, 岩石愈偏基性, 放射性衰变热产率减小, 且随岩石时代越新, 生热率越高。目前, 共和— 贵德山地温度较高的温泉均分布在印支— 燕山期年代较新的中酸性花岗岩中, 盆地地温场高的位置, 其基底也是花岗岩, 二者空间分布对应一致。

为探讨热源机制, 对该区温泉^[15]与腾冲^[10]、羊八井^[11]热流体氦同位素测定结果以及福建等地^{[16, 17]}热储温度进行对比分析(表1)。地下流体中的氦同位素³He来自地幔的排气作用, ⁴He则是地壳U、Th衰变的产物, 由于U、Th在大陆地壳中富集, 氦同位素比值是判别大地热流中地壳热流值和地幔热流值的重要参数。可以看出:

1) 处于贵德、共和、兴海等地, 从花岗岩、花岗闪长岩中流出的温泉, 氦富集含量增高, 表明花岗质岩石中半衰期较长的放射性元素蜕变生热就是形成壳内地热活动的稳态热源, 同时温泉排放出具壳源特征的高含量氦, ⁴He通量与地壳热流呈正比, 这与湟中药水滩虽有拉北深断裂而在基底碳酸盐岩中流出的温泉显然不同。

2) 氦同位素R/Ra比值结果显示, 腾冲、羊八井的温泉R/Ra> 1, 指示出幔源氦(He)的长期释放和强烈地热流体活动, 其热源或气体挥发组分的物质来源可能是板缘缝合带有关的现代火山喷发活动或地下幔源岩浆侵入活动引起, 壳内存在未冷却的岩浆体^{[10, 18]}; 贵德、共和、兴海的温泉R/Ra< 1, 显示壳源热流特证。

表1

表1

表1 温泉氦同位素与热储温度对比 地点 温度/℃ 氦同位素 热水类型 热储层位 据不同地热温标计算的热储温度/℃ R R/Ra SiO2 Na-K Na-K-Ca K-Mg 平均 湟中药水滩 41.0 (1.35± 0.05)× 10-6 0.96 HCO3 Pt 67.3 67.3 贵德扎仓寺 93.5 (1.1± 0.04)× 10-7 0.08 S04· Cl-Na r δ52 136.8 150.7 202.15 93.4 145.7 贵德新街 62.0 (4.9± 0.31)× 10-8 0.04 SO4-Na r δ52 119.5 119.5 共和克才 42.0 (1.01± 0.04)× 10-7 0.07 Cl-Na Q 兴海温泉乡 61.0 (1.14± 0.04)× 10-7 0.08 Cl· SO4-Na r51(2) 119.44 130.76 185.59 88.9 131.11 腾冲大滚锅 96.0 3.352× 10-6 2.24 Cl-Na r53 240 250 278 221 229 腾冲黄瓜箐 93.0 4.23× 10-6 3.02 HCO3-Cl-Na r53 230 羊八井 93.0 1.884× 10-6 1.35 HCO3-Cl-Na r5-6 163 228 207 119 181 福州市区 97.5 HCO3-Na r52 130 漳州市区 97.0 Cl-Na r δ52 138 144 141 注:R、Ra分别表示样品中和空气中的w(3He)/w(4He)值

表1 温泉氦同位素与热储温度对比

3) 上述几处温泉热储温度≤ 150 ℃, 热储温度与福州、漳州地热田相似^{[16, 17]}, 而且均处在中生代花岗岩或花岗闪长岩中, 具备形成中温地热系统的地质条件, 如同东南沿海大面积花岗岩体可作为干热岩勘查选区。而共和盆地2个深钻所见为肉红色钾长或二长花岗岩, 磁性较弱, 相当地壳重熔S型花岗岩, 相应有较高的U、K、Th含量和生热率, 据粤北、赣南等南岭地区燕山期花岗岩测定^[19], 生热率均值达6.29 μ W/m³。贵德扎仓寺岩体为灰绿色印支— 燕山期花岗闪长岩, 与政和— 大埔断裂以东福州、漳州地热田所在的壳幔混熔I型花岗岩相似, 贵德扎仓寺热田与漳州地热田热储温度为中温系统, 由此看来, 在花岗质岩石生热率高的前提下, 随岩石酸度不同, 放射生热效应具有一定差异, 地壳重熔S型花岗岩比壳幔混熔I花岗闪长岩有更高生热率。

4) 上述盆缘山地断裂对流型地热田, 花岗岩基底基本出露地表或盖层较薄, 而共和盆地有近千米至1 500 m左右的新生界疏松导热性差盖层, 起到保温作用, 因此, 在双重有利条件作用下, 盆地传导型地热田比断裂对流型地热田深部有更高温度。

5) 由上还可看出, 地幔热源温度场影响是大范围区域性的, 而花岗岩放射性生热只是局部, 因此, 在稀疏的大地热流点上也不易观测到。

共和、贵德干热岩勘查钻孔已完钻测温, 贵德钻孔直接打在扎仓寺温泉出露的花岗闪长岩地段(R3), 共和盆地钻孔位于县城(DR3)和城北 (DR4)重力低、推断为隐伏花岗岩的部位(见图1)。

3.1 扎仓寺温泉地热井

该井随钻测温和完井测温曲线在浅部相差较大, 深部接近一致(图3), 完井后测温曲线较好地反映了断裂对流型地热井温度场分布特征:当钻探进入热水通道时, 温度迅速上升, 超过温泉出水温度(93.5 ℃), 在100 m达到饱和温度(115 ℃), 一直延深到1 350 m温度没有多大变化, 地温梯度几乎为零, 只出现一些小“ 尖峰” 异常, 说明钻孔围岩中有裂缝发育; 在钻探过程中有循环液渗入, 向下至1 350~1 500 m间温度似有突变, 随后再缓漫上升直至井底(3 100 m)处的149~151 ℃, 且再无“ 尖峰” 异常出现, 岩性比较完整。可见, 1 350 m左右相当地热温标预测地下水深循环的深度, 此断裂对流型的地温变化规律也不同于传导型测温特征, 同时验证了用浅层地热异常区地温梯度^[20]预测温泉对流区地温梯度和热储温度的不合理性。但是, 井中测温与地热温标(135.7 ℃)较接近, 尤其和SiO₂地热温标较一致。

图3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图3 贵德扎仓寺温泉钻孔(R3)测温曲线

3.2 共和盆地地热井

钻孔测温, 对同一DR3孔在不同深度、不同时间测温进行比较, 又对DR3、DR4两钻孔在不同时间测温进行比较。DR3孔在钻进至1 620 m时即时进行测温, 钻进至3 000 m时在停钻2个月后再测温, 前者可认为是岩水热交换未达平衡的瞬态地热温度, 后者可达到准稳态地热温度。两测温曲线(图4)大致在550 m深度相交, 称为“ 中性点” ^[21], 在中性点以上瞬态温度高于准稳态温度, 在中性点以下瞬态温度低于准稳态温度。DR3、DR4两孔南北相距4 km, 钻孔见花岗岩深度分别为1 360 m、1 400 m, DR3钻孔井底深度3 000 m, 温度为180 ℃, DR4孔井底深度3 100 m, 温度仅175 ℃。从图4中可看出, 在深度1 100 m左右也出现中性点, 如同单一孔不同时间测温曲线的规律, 在中性点以上稳定时间长的温度低于稳定时间短的温度; 在中性点以下反之。两孔井底温度差异可认为是测温时间不同造成的, DR3孔较DR4孔从完钻到测井晚一个多月, 岩水热交换进行得更充分。虽然两孔从完井到测井分别在2个月和1个月以上, 但仍没达到稳态地热温度, 随时间推移, 温度将趋向稳态, 目前尚无法提供稳态测温结果。

图4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图4 共和盆地DR3、DR4孔测温曲线

总体来看, 由上述测温资料, 结合区内温泉用地热温标估算地下热储温度, 可认为周边山地温泉和贵德盆地属区域性中温地热系统, 共和盆地由钻孔揭示已达高温地热系统, 有望成为干热岩有利勘查地区。

1)共和— 贵德盆地处在东昆仑、西秦岭造山带接合部位, 由三叠系和印支— 燕山期中酸性岩体构成基底, 属板内盆山构造格局, 远离近代、现代火山岩和喜玛拉雅高温地热带。据氦同位素测定结果, 该盆地除壳幔正常增温外, 不存在异常幔源热作用叠加。另据盆缘的温泉属断裂对流型地热资源, 通过地球化学温标计算, 平均热储温度接近或低于150 ℃, 属对流形成中温地热系统; 共和盆地地热井基于盖叠保温作用叠加, 井底温度已达175~180 ℃, 属高温地热系统。

2)共和— 贵德盆地基底及周边山地印支— 燕山期中酸性岩体发育, 岩体U、K、Th含量高, 时代较新的花岗岩生热率高, 产生放射热为热源, 尤其酸性度高的钾长花岗岩较花岗闪长岩有更高的生热率。在区域性NNW向右行走滑断裂便于热水深循环, 将壳幔正常增温和壳内花岗岩中放射性元素蜕变生成的放射热作为局部热源形成较高热流背景, 从地热地质条件和板块构造背景探讨, 如同东南沿海大面积的花岗岩体已成为干热岩勘查选区。

3)在地质构造活动强烈, 花岗岩U、K、Th蜕变生热, NNW向张扭性断裂导热背景下, 盆缘断裂带的温泉热储温度、地热井温度要比同深度的共和盆地地热井温度低, 其原因除岩性不同生热不同外, 更重要的就在于共和盆地高温热田在地表有厚达千余米、渗透性较差的盖岩保护着深部高温岩体, 以传导方式散发热量, 在井中测温曲线地温与深度呈线性关系, 地温梯度稳定。而温泉则处在断裂比较发育的花岗岩中, 盖岩很薄或几乎没有盖岩。因而, 断裂带内热水流通条件良好, 以对流方式传递热量, 地温与深度呈指数关系, 即在近地表处地温与水温迅速增加, 地温梯度很大, 而在几十米或上百米以下的断裂带内地温稳定几乎等于零, 一直要到地下水的最大循环深度以下, 地温才按热传导的规律逐渐增温。

4)在以对流为主兼有传导的地热区, 在地下水迳流条件良好的断裂带附近, 不宜用浅层测温计算的地温梯度或平均地温梯度预测热储温度和深度, 同时, 用瞬态测温只能预测类同条件下的地热温度。地温场平衡需要一定时间, 地温场分析要在有时间参数的4维空间进行, 方可取得完满的结果。