松遼盆地北部地?zé)釄?chǎng)深部控制因素研究：基于大地電磁探測(cè)的結(jié)果

牛璞, 韓江濤，2*， 曾昭發(fā)，2， 侯賀晟， 劉立家，2，馬國(guó)慶，2， 管彥武，2

1 吉林大學(xué)地球探測(cè)科學(xué)與技術(shù)學(xué)院， 長(zhǎng)春 130026 2 自然資源部應(yīng)用地球物理重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 長(zhǎng)春 130026 3 中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地球深部探測(cè)中心， 北京 100037

0 引言

地?zé)崮苁且环N清潔可再生能源，在替代碳?xì)浠衔镔Y源及發(fā)電或直接供熱方面有重要作用(Kana et al．，2015；Olasolo et al．，2016；陳昌昕等，2019)．自中生代晚期以來(lái)松遼盆地由于巖石圈減薄、廣泛的火山活動(dòng)及花崗巖侵入的共同作用(Wang and Li，2018)，地?zé)岙惓Ｃ黠@增高，盆地賦存有大量地?zé)豳Y源(劉晨璞等，2016；周立岱，2005)，盆地北部更是處于異常高值區(qū)．松遼盆地地溫場(chǎng)總體特征為：盆地中央無(wú)論是地溫梯度、地層溫度還是大地?zé)崃骶尸F(xiàn)高值，并大致以環(huán)狀向外依次降低(圖1)(李野，2017)．因此，研究松遼盆地地?zé)釄?chǎng)對(duì)于今后地?zé)崮艿睦镁哂兄匾饬x．

圖1 研究區(qū)地?zé)岜尘凹按蟮仉姶艤y(cè)點(diǎn)分布(改編自符偉等，2019；孫成城，2019；李野，2017)(a) 松遼盆地大地?zé)崃鞣植紙D； (b) 大地電磁測(cè)點(diǎn)分布．F1：嫩江斷裂；F2：大安—德都斷裂；F3：孫吳—雙遼斷裂；F4：哈爾濱—四平斷裂；F5：訥河—綏化斷裂；F6：濱州斷裂； F7：扎賚特—吉林?jǐn)嗔眩瓼ig.1 Geothermal background and MT sits in the study area (modified from Fu et al.，2019；Sun，2019；Li，2017)(a) Geothermal flow map of Songliao Basin; (b) Distribution of MT sites. F1：Nenjiang fault；F2：Da′an-Dedu fault；F3：Sunwu-Shuangliao fault；F4：Harbin-Siping fault；F5：Nehe-Suihua fault；F6：Binzhou fault；F7：Zalite-Jilin fault.

地?zé)嵯到y(tǒng)通常包含“源、通、蓋、儲(chǔ)”四要素(楊林和姜國(guó)慶，2020)．關(guān)于松遼盆地地?zé)釄?chǎng)的控制因素可以歸納為以下方面：(1)中國(guó)東北地區(qū)的深部地球物理結(jié)果表明，西太平洋板塊深俯沖脫水作用引發(fā)軟流圈上涌(田有等，2019；Zhang et al.，2020)，松遼盆地發(fā)生普遍的巖石圈減薄(韓江濤等，2018)，巖石圈拆沉觸發(fā)的上地幔熱上升是盆地形成熱異常的主要原因(Kang et al．，2016；Wang and Li，2018)，其中上涌的部分熔融熱物質(zhì)作為盆地地?zé)嵯到y(tǒng)的熱源(劉晨璞等，2016；伍小雄，2014；朱煥來(lái)，2011)；(2)區(qū)域重磁勘探結(jié)果揭示出松遼盆地存在大量的基底斷裂(孫成城，2019；邢大全，2015；裴明波，2008；張叢，2017)，可以作為溝通深部熱源與淺部熱儲(chǔ)的主要流體通道；(3)盆地地?zé)醿?chǔ)集作用與其穩(wěn)定蓋層關(guān)系密切，松遼盆地演化過(guò)程中，青一段和嫩一、二段兩次大范圍湖侵期形成了全盆地分布的泥質(zhì)巖，致密、低滲的厚層泥巖憑借熱導(dǎo)率低的特點(diǎn)作為地?zé)嵯到y(tǒng)蓋層，為熱物質(zhì)的保存提供有利條件(劉晨璞等，2016)；(4)盆地北部淺層發(fā)育有上下2套熱儲(chǔ)體系，下部熱儲(chǔ)體系為泉頭組三段、四段地層，上部熱儲(chǔ)體系為青山口組的青二三段和姚家組地層(胡霞和呂建才，2016)．近年來(lái)的地質(zhì)、地球物理工作較好地闡明了松遼盆地物質(zhì)組成和結(jié)構(gòu)分布，但是地質(zhì)結(jié)構(gòu)對(duì)地?zé)嵯到y(tǒng)的控制作用仍然不清楚．

1 地質(zhì)背景

松遼盆地處于西伯利亞板塊、太平洋板塊、華北板塊的構(gòu)造疊合部位(葛榮峰等，2010)，受到多種構(gòu)造體制作用，具有復(fù)雜的地質(zhì)演化背景．由于古亞洲洋的閉合，松遼地塊在石炭紀(jì)末與眾多微陸塊拼合形成東北地區(qū)．450～350 Ma 松遼地塊進(jìn)入構(gòu)造演化相對(duì)穩(wěn)定時(shí)期，發(fā)育了相對(duì)完整的上古生界(余和中，2001；王成文等，2009)．之后盆地經(jīng)歷了晚侏羅世初始張裂階段、沙河子組沉積斷陷階段、營(yíng)城組沉積萎縮期、營(yíng)城期末坳陷階段、嫩江組沉積構(gòu)造反轉(zhuǎn)階段等復(fù)雜的構(gòu)造演化(王燮培和嚴(yán)俊君，1996)，最終形成疊置于古生代基底上的大型中、新生代裂谷型盆地．

復(fù)雜的演化歷史為盆地形成地溫場(chǎng)提供有利條件．盆地演化初期，受太平洋板塊俯沖影響，區(qū)域拉張應(yīng)力導(dǎo)致深部地幔隆起，熱物質(zhì)上涌，盆地巖石圈減薄，造成許多地殼斷裂(胡望水等，2005)．演化的中后期，隨著沉積序列發(fā)展，白堊紀(jì)沉積地層逐層覆蓋于古生代結(jié)晶基底上，形成廣泛分布于盆地內(nèi)的泥質(zhì)巖蓋層．貫穿于整個(gè)沉積過(guò)程的中新生代火山活動(dòng)，形成的大量巖漿巖，也為地溫場(chǎng)的形成提供有利條件．松遼盆地經(jīng)歷了加里東期、海西期、印支期、燕山期、喜山期等多期巖漿活動(dòng)(張興洲等，2012)．在松遼盆地北部地區(qū)，大范圍缺失三疊系，僅有可能出現(xiàn)華力西期和燕山期火山巖和巖漿活動(dòng)(朱煥來(lái)，2011)．盆地基底巖性主要由弱變形和變質(zhì)顯生宙花崗巖、片麻巖及古生代沉積地層(包括砂巖，灰?guī)r，千枚巖，板巖及變質(zhì)巖石)組成(Wu et al．，2001；Zhou and Wilde，2013；Wang et al．，2014)．片麻巖可以作為礦化水和熱水的含水層(Ozen et al．，2010)．花崗巖在所有基底巖性中放射性元素含量是最高的，其產(chǎn)熱率也是所有巖石中最大的(朱煥來(lái)，2011)．有學(xué)者認(rèn)為片麻巖的存在，證實(shí)盆地基底是前寒武紀(jì)的．盆地北部徐家圍子斷陷的火山巖樣品中發(fā)現(xiàn)古老鋯石，證實(shí)松遼盆地基底是由前寒武紀(jì)結(jié)晶巖系與多期古生代—晚中生代早期巖漿巖構(gòu)成的復(fù)合型基底(章鳳奇等，2008)．

2 研究方法

2.1 MT數(shù)據(jù)

本文基于松遼盆地北部覆蓋了地?zé)岙惓Ｗ兓瘡?qiáng)烈區(qū)域的大地電磁剖面(圖1a)，研究了松遼盆地北部深部地?zé)嵯到y(tǒng)的控制要素．剖面長(zhǎng)246 km，共采集71個(gè)測(cè)點(diǎn)，點(diǎn)距約為3.6 km．剖面自大慶市開(kāi)始，向北經(jīng)過(guò)林甸縣、終到依安縣附近(圖1b)．地質(zhì)單元上自南向北依次經(jīng)過(guò)古龍斷陷、常家圍子斷陷、林甸斷陷和依安斷陷．野外數(shù)據(jù)采集使用加拿大Phoenix公司的V5-2000型大地電磁儀，采用張量方式布極，每個(gè)測(cè)點(diǎn)測(cè)量3個(gè)相互正交的磁場(chǎng)分量(Hx，Hy，Hz)和2個(gè)相互正交的水平電場(chǎng)分量(Ex，Ey)，平均采集時(shí)間約為20 h．對(duì)數(shù)據(jù)的原始時(shí)間序列進(jìn)行快速傅里葉變換、Robust估計(jì)(Egbert，1997)等處理手段，獲得阻抗張量信息．最終得到周期范圍為0.006～1000 s的有效MT數(shù)據(jù)，剖面部分測(cè)點(diǎn)視電阻率相位曲線(圖2)顯示數(shù)據(jù)質(zhì)量較好．

圖2 大地電磁剖面部分測(cè)點(diǎn)視電阻率相位曲線Fig.2 Apparent resistivity and phase curves of some MT sites along the profile

2.2 維性分析和電性主軸判別

利用相位張量二維偏離度β進(jìn)行區(qū)域維性分析(Booker，2014；Becken and Burkhardt，2004)．相位張量不受淺部異常體的影響(Caldwell et al．，2004)．使用最大相位(Φmax)作為長(zhǎng)軸、最小相位(Φmin)作為短軸繪制相位張量橢圓．主軸方向(Φmax)表示導(dǎo)電結(jié)構(gòu)的走向．通常情況下，使用偏離度β來(lái)推斷地下介質(zhì)的維性，將大于3°的值解釋為指示三維結(jié)構(gòu)，將小于3°的解釋為近似二維或準(zhǔn)二維結(jié)構(gòu)(Caldwell et al.，2004)．圖3將計(jì)算出的相位張量橢圓表示為頻率-距離的橫截面．隨著頻率的減小，對(duì)深部結(jié)構(gòu)更為敏感．橢圓顏色以偏斜值β著色，研究區(qū)電性結(jié)構(gòu)整體成層性較好．大于0.01 Hz時(shí)，具有較小偏斜值，指示剖面具有較好的二維性．小于0.01 Hz時(shí)，呈現(xiàn)三維特性，所以最終使用0.01～100 Hz的數(shù)據(jù)進(jìn)行反演．

圖3 相位張量橢圓黑色倒三角-MT測(cè)點(diǎn)．Fig.3 Phase tensor map Black inverted triangle: MT site.

相位張量分解、GB分解是判別電性主軸的有效方法(蔡軍濤等，2010)，全剖面測(cè)點(diǎn)0.001～0.01 s、0.01～0.1 s、0.1～1 s、1～10 s、10～100 s、100～1000 s六個(gè)頻段的電性主軸玫瑰圖如圖4和圖5所示．可以看出，相位張量分解的結(jié)果(圖4)，除高頻段(0.001～0.01 s、0.01～0.1 s)指示電性主軸方向?yàn)?°和90°左右外，其余四個(gè)頻段指示電性主軸方向大致相同．GB分解的結(jié)果(圖5)與相位張量分解結(jié)果類似．將玫瑰圖指示方向、相位張量橢圓長(zhǎng)軸指示方向，與區(qū)域?qū)嶋H地質(zhì)走向三者相結(jié)合，最終確定區(qū)域構(gòu)造走向?yàn)镹E35°．

圖4 各頻段構(gòu)造走向分析結(jié)果玫瑰圖(相位張量分解)Fig.4 Rose diagrams showing strike analysis results for different frequency bands (phase tensor decomposition)

圖5 各頻段構(gòu)造走向分析結(jié)果玫瑰圖(GB分解)Fig.5 Rose diagrams showing strike analysis results for different frequency bands (GB decomposition)

2.3 二維反演

基于MT-Pioneer平臺(tái)集成的二維非線性共軛梯度反演算法(Rodi and Mackie，2001)進(jìn)行二維反演．在考慮地形變化的前提下，進(jìn)行TE+TM模式反演．維性分析結(jié)果(圖3)顯示，測(cè)點(diǎn)在較低頻時(shí)具有一定三維性，數(shù)值模擬計(jì)算結(jié)果顯示三維畸變對(duì)TE模式視電阻率數(shù)據(jù)易產(chǎn)生影響(蔡軍濤和陳小斌，2010)．所以反演時(shí)，增大TE模式視電阻率、相位本底誤差，降低TE模式對(duì)整體反演結(jié)果的影響(梁宏達(dá)等，2017)．

反演參數(shù)：網(wǎng)格個(gè)數(shù)為47×99，頻率范圍為0.01～100 Hz．反演過(guò)程中設(shè)置TM模式視電阻率本底誤差為10%，相位本底誤差為5%，TE模式視電阻率本底誤差為80%，相位本底誤差為10%．水平平滑控制參數(shù)α為1，垂直平滑度指數(shù)因子β為0．

設(shè)置初始背景電阻率為10 Ωm、100 Ωm、500 Ωm、1000 Ωm、10000 Ωm的均勻半空間，分別進(jìn)行TE+TM二維反演(圖6)，結(jié)果表明，不同的初始模型對(duì)反演結(jié)果的影響有限，100 Ωm的均勻半空間得到的反演結(jié)果相較于其他，結(jié)果中冗余構(gòu)造較少，擬合差最小，模型更加符合實(shí)際情況，故最終選擇初始模型為100 Ωm的均勻半空間．對(duì)不同正則化參數(shù)τ(1、3、5、10、15、50、100、300、500、1000)進(jìn)行測(cè)試，以找到模型粗糙度與最終RMS之間的最佳平衡．通過(guò)繪制L曲線(圖7)，認(rèn)為拐點(diǎn)處τ值為最佳，故選擇τ為15的模型．初始擬合差為13.991，經(jīng)過(guò)260次迭代后，最終電阻率模型擬合差為2.219，擬合差隨迭代次數(shù)變化情況如圖8．

圖6 不同背景電阻率二維反演結(jié)果Fig.6 Two-dimensional inversion results of resistivity in different backgrounds

圖7 不同正則化因子對(duì)應(yīng)模型粗糙程度-擬合差Fig.7 Model roughness and RMS values for different regularization factors

圖8 RMS隨迭代次數(shù)變化曲線Fig.8 RMS variation with iteration number

2.4 模型驗(yàn)證

圖9為剖面實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)和TE+TM二維反演模型的視電阻率與相位的擬斷面圖，雖然反演中給TE模式視電阻率、相位設(shè)置了較大本底誤差，使得TE模式數(shù)據(jù)擬合情況較TM模式擬合情況差，但是整體來(lái)看，實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)和反演模型擬合較好，初步證實(shí)了二維反演模型的可靠性．TE和TM模式實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)和響應(yīng)數(shù)據(jù)都顯示在淺部整體為低電阻率層，大約0.32 Hz以下電阻率明顯增高，與反演電阻率模型吻合．

圖9 TETM視電阻率與相位的(a，c，e，g)原始數(shù)據(jù)(b，d，f，h)響應(yīng)數(shù)據(jù)擬斷面圖Fig.9 Pseudosection sections of observed (a，c，e，g) and modeled (b，d，f，h) TETM apparent resistivity and phase

圖10 靈敏度測(cè)試結(jié)果(a) 高導(dǎo)體C1驗(yàn)證后不同測(cè)點(diǎn)RMSUpdate； (b) 高導(dǎo)體C2驗(yàn)證后不同測(cè)點(diǎn)RMSUpdate； (c) 剖面二維反演模型高導(dǎo)異常靈敏度測(cè)試．Fig.10 Sensitivity test results(a) RMSUpdate of different MT sites after high-conductor C1 verification; (b) RMSUpdate of different MT sites after high-conductor C2 verification; (c) High-conductivity anomaly sensitivity test of profile 2D inversion model.

根據(jù)本文2D反演結(jié)果設(shè)計(jì)相應(yīng)理論模型(圖11a)，紫色區(qū)域代表反演結(jié)果中高阻層(10000 Ωm)，橘色區(qū)域代表反演結(jié)果中低阻部分(10 Ωm)．對(duì)理論模型進(jìn)行正演，得到該模型響應(yīng)數(shù)據(jù)，利用這一響應(yīng)數(shù)據(jù)進(jìn)行TE+TM二維反演，反演參數(shù)與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)反演時(shí)相同，得到反演結(jié)果如圖11b．與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)的反演結(jié)果(圖11c)進(jìn)行對(duì)比，認(rèn)為異常體結(jié)構(gòu)位置相似，證明本文反演結(jié)果的可靠性．

圖11 理論模型驗(yàn)證結(jié)果(a) 理論模型示意圖； (b) 理論模型反演結(jié)果； (c) 實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)反演結(jié)果．Fig.11 Theoretical model verification results(a) Schematic diagram of theoretical model; (b) Inversion results of theoretical model; (c) Inversion results of measured data.

3 電性結(jié)構(gòu)分析

剖面由南向北分別為古龍斷陷、常家圍子斷陷、林甸斷陷和依安斷陷．電阻率模型總體呈現(xiàn)“縱向分層、橫向分塊”的特點(diǎn)．以林甸為界，兩側(cè)呈現(xiàn)明顯不同的電性結(jié)構(gòu)．南側(cè)整體呈現(xiàn)“低阻-高阻-低阻”的三元電性結(jié)構(gòu)，北側(cè)為“低阻”的一元電性結(jié)構(gòu)(圖12e)．古龍斷陷具有“低阻-高阻-低阻”的三元電性結(jié)構(gòu)特征．從地表向下延伸到-5 km為低阻層，電阻率約為1～10 Ωm．低阻層之下存在一向北延伸的地殼尺度的高阻體R1，厚度近10 km，電阻率大于1000 Ωm．高阻體下存在高導(dǎo)體C1，C1電阻率小于10 Ωm．常家圍子斷陷電性結(jié)構(gòu)與古龍斷陷相似，也為“低阻-高阻-低阻”的三元結(jié)構(gòu)．不同之處在于，淺部低阻層厚度隨著向北延伸稍有增厚，高阻體R1厚度向北逐漸變薄，高導(dǎo)體C1呈現(xiàn)小幅度隆升．林甸斷陷淺部低阻層厚度向北繼續(xù)增厚，深部電性結(jié)構(gòu)則以中部林甸為界，南北兩側(cè)明顯不同．南側(cè)電性結(jié)構(gòu)是與古龍斷陷、常家圍子斷陷相似的“三元”電性結(jié)構(gòu)，而北側(cè)不再有地殼尺度的高阻體，且上地幔存在另一高導(dǎo)體C2，埋深約30 km．依安斷陷具有“低阻”的一元電性結(jié)構(gòu)．高導(dǎo)體C2向上延伸至淺部低阻層，兩者共同構(gòu)成了20 km厚低阻體．上地幔不再有高導(dǎo)異常存在，整體呈現(xiàn)低電阻率．

圖12 研究區(qū)剖面二維反演得到電性結(jié)果(a，b)東北地區(qū)不同深度S波速度異常(來(lái)自Guo et al．，2018)； (c) 地形和構(gòu)造單元；(d)沿剖面大地?zé)崃?紅點(diǎn))； (e) 剖面二維反演電阻率模型(T5、Moho面根據(jù)孫成城，2019)．Fig.12 Profile electrical results obtained by 2D inversion in the study area(a，b) S-wave velocity anomalies at different depths in Northeast China (from Guo et al．，2018); (c) Topography and tectonic units; (d) Geothermal flow along the profile (red dots); (e) 2D inversion resistivity model (T5 and Moho from Sun，2019).

4 討論

4.1 松遼盆地北部地區(qū)地?zé)釄?chǎng)控制因素

本文將從地?zé)峥刂埔氐乃膫€(gè)方面對(duì)松遼盆地北部地?zé)嵯到y(tǒng)進(jìn)行分析．

普遍認(rèn)為松遼盆地主控?zé)嵩礊獒Ｔ礋?朱煥來(lái)，2011；劉晨璞等，2016；Song et al．，2018)，總地表熱量中約65%是盆地下方地幔貢獻(xiàn)的(Wang and Li，2018)．本文二維電阻率模型揭示盆地北部下地殼、上地幔存在高導(dǎo)體C1、C2(圖12)．通常情況下地球深部的高導(dǎo)體有金屬硫化物礦體、結(jié)晶石墨膜(Li et al．，2020，2003)、含水流體和部分熔融(Wannamaker et al．，2009)等幾種成因解釋．松遼盆地具有較高的地表熱流值(86～42 mW·m-2)(李野，2017)，而硫化物和互連的結(jié)晶石墨膜不能長(zhǎng)期在高溫下保存(Li et al．，2020)，且金屬硫化物礦體成礦規(guī)模較小，結(jié)晶石墨膜通常為薄層，兩者都與高導(dǎo)體C1、C2的賦存形態(tài)不同，所以排除這兩種可能．東北地區(qū)三維速度模型顯示松遼盆地中央25 km深度處存在低速異常(Guo et al．，2018)，與高導(dǎo)體C1所處位置相吻合(圖12b)．綜上，認(rèn)為C1、C2與流體有關(guān)，可能是含水流體或部分熔融．盆地內(nèi)大量的鉆探結(jié)果顯示深部含有豐富的CO2氣藏，天然氣的He同位素、碳同位素等化學(xué)分析都表明了CO2氣藏為無(wú)機(jī)成因幔源特征(楊悅，2019；付曉飛等，2010)．而且在松遼盆地觀察到的深部地幔異常通常歸因于部分熔融層或熱流體(韓江濤等，2018；楊悅，2019)．結(jié)合研究區(qū)深部動(dòng)力學(xué)背景，在早侏羅紀(jì)古太平洋板塊開(kāi)始高速向西俯沖(Wang et al．，2019)，俯沖板內(nèi)的含水礦物、斷層發(fā)生再活化引發(fā)板內(nèi)脫水作用，以及形成的大地幔楔內(nèi)的對(duì)流循環(huán)共同作用造成了部分熔融物質(zhì)的上涌(田有等，2019)，上涌的地幔物質(zhì)作為主要熱源，在電性上表現(xiàn)為高導(dǎo)體，故本文認(rèn)為深部高導(dǎo)體C1、C2可能是從地幔上涌而來(lái)的部分熔融熱物質(zhì)，充當(dāng)盆地地?zé)嵯到y(tǒng)熱源．

地殼斷裂是地幔熱物質(zhì)上升至盆地內(nèi)部的主要流體通道(朱煥來(lái)，2011；劉晨璞等，2016)．松遼盆地內(nèi)發(fā)育豐富的基底斷裂和地殼斷裂，眾多的北北東向和北西向基底斷裂派生出一些次級(jí)小斷層、小裂隙，為下部熱流向上涌入沉積層創(chuàng)造條件．研究區(qū)內(nèi)主要發(fā)育兩條深大斷裂，大安—德都斷裂F2，呈NNE 向延伸并縱貫松遼盆地，向東傾，傾角較陡(Yu et al．，2015)．與之交匯的濱洲斷裂F6，屬于地殼斷裂，傾向北東，呈北西向延伸橫穿松遼盆地(孫成城，2019)，是研究區(qū)內(nèi)重要的導(dǎo)熱通道．

地?zé)嵯到y(tǒng)中的蓋層對(duì)于深部熱物質(zhì)的保存有著重要的作用．松遼盆地具有穩(wěn)定沉積的白堊紀(jì)地層，盆地未經(jīng)歷明顯的沉積和變形(Wang et al．，2016)．地震反射結(jié)果顯示盆地總沉積厚度達(dá)到8 km(Li and Liu，2015)，電阻率模型淺部低電阻率層的分布特征與地震結(jié)果吻合(圖12e)，可能代表了盆地內(nèi)沉積地層．由于白堊紀(jì)時(shí)期兩次大規(guī)模湖侵作用，導(dǎo)致盆地內(nèi)沉積地層主要表現(xiàn)為湖泊-三角洲體系為特征的泥巖沉積層(劉晨璞等，2016)，具有較厚、致密、低滲特點(diǎn)，可作為盆地地?zé)嵯到y(tǒng)蓋層，為深部熱物質(zhì)提供良好的保存條件．

熱儲(chǔ)指的是埋藏于地下、具有有效孔隙和滲透性的地層、巖體或構(gòu)造帶，是熱流富集、儲(chǔ)存的重要空間(朱煥來(lái)，2011)．電阻率模型揭示剖面南部存在地殼尺度高阻體R1，R1向北延伸至林甸附近．松遼盆地內(nèi)深反射地震結(jié)果揭示斷陷層(T5反射軸)之下為盆地基底(符偉等，2019)(圖12e)，盆地基底主要包括前寒武紀(jì)結(jié)晶巖體(片麻巖、花崗巖等)和古生界沉積地層(Wang et al．，2014；Zhang et al．，2017；章鳳奇等，2008)，對(duì)比Lichoro等(2019)在肯尼亞北部火山裂谷帶的MT測(cè)量結(jié)果發(fā)現(xiàn)前寒武結(jié)晶巖體具有高電阻率特征，因此推測(cè)R1為前寒武紀(jì)結(jié)晶巖體的反映．該結(jié)晶巖體內(nèi)片麻巖具有儲(chǔ)熱的能力(Ozen et al．，2010)，可以為熱能的儲(chǔ)存提供有利的空間．

4.2 地質(zhì)結(jié)構(gòu)與地表熱流特征聯(lián)系

在東北地區(qū)，認(rèn)為松遼盆地巖石圈的擴(kuò)張和變薄程度是最大的(Meng，2003)，莫霍面(Moho)深度通常在26～32 km之間(Zhang et al．，2020)．此外，中國(guó)東北部的巖石圈-軟流圈邊界(LAB)表現(xiàn)出與Moho面相似的結(jié)構(gòu)特征，松遼盆地LAB埋深最淺約70～100 km(Guo et al．，2014)．在相同的時(shí)間，地殼減薄處向上傳導(dǎo)熱流值較地殼厚地方大．在本文研究區(qū)范圍內(nèi)深反射地震結(jié)果揭示Moho面埋深變化不大(圖12e)，所以在研究區(qū)內(nèi)進(jìn)一步排除了Moho面變化對(duì)于地?zé)岱植嫉挠绊懀畯娜驘崃鲾?shù)據(jù)庫(kù) (http:∥www.heatflow.und.edu/data.html)以及已發(fā)表的中國(guó)大陸地區(qū)大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)(汪集旸和黃少鵬，1990；胡圣標(biāo)等，2001；姜光政等，2016)收集到本文剖面所穿過(guò)地區(qū)的大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)，并通過(guò)插值繪制曲線(圖12d)．可以看出大地?zé)崃鞯淖兓c電性結(jié)構(gòu)的變化較好地吻合．大地?zé)崃鲝某＜覈訑嘞蓍_(kāi)始向北逐漸降低，深部高阻結(jié)晶巖體R1厚度也相應(yīng)地逐漸減薄，直至林甸北側(cè)大地?zé)崃髯畹?，此處深部不存在結(jié)晶巖體．所以本文認(rèn)為松遼盆地北部地?zé)釄?chǎng)變化主要受地下不同結(jié)構(gòu)的控制．林甸南側(cè)深部存在較厚前寒武紀(jì)結(jié)晶巖體，為深部熱物質(zhì)的儲(chǔ)存提供空間，而林甸北側(cè)深部缺少儲(chǔ)存熱量的結(jié)晶巖體，大地?zé)崃髅黠@降低．

4.3 松遼盆地北部地?zé)嵯到y(tǒng)模型

根據(jù)本文揭示的電阻率模型，結(jié)合深反射地震資料提出松遼盆地北部地?zé)嵯到y(tǒng)模型．松遼盆地北部屬于水熱型地?zé)豳Y源，主要是由大安—德都、濱州殼斷裂等深大斷裂控制地?zé)嵯到y(tǒng)形成及溫泉分布．林甸地區(qū)位于兩大斷裂交匯處，可直接通過(guò)斷裂將熱流從深部熱源向淺部熱儲(chǔ)傳遞，存在有眾多的溫泉．研究區(qū)的主要熱源是，在晚白堊世古太平洋板塊的深俯沖運(yùn)動(dòng)后，俯沖板片脫水作用引發(fā)的上涌的部分熔融熱物質(zhì)．隨后的巖石圈拆沉作用使得熱物質(zhì)向上傳遞至地殼．盆地發(fā)育的深大斷裂及派生的次級(jí)斷裂作為地?zé)嵯到y(tǒng)的流體通道將熱流從地殼進(jìn)一步傳遞至淺部沉積層及地表．全盆地覆蓋的泥質(zhì)巖是盆地地?zé)嵯到y(tǒng)的蓋層．林甸南部的結(jié)晶基底具有儲(chǔ)熱導(dǎo)熱作用，將熱物質(zhì)從深部熱源傳遞至上覆沉積層，并儲(chǔ)存在淺部熱儲(chǔ)有利區(qū)(胡霞和呂建才，2016)(圖13)．

圖13 松遼盆地北部地?zé)嵯到y(tǒng)模型示意圖Fig.13 Geothermal model of the northern Songliao Basin

5 結(jié)論

電阻率模型揭示了以林甸為界的兩個(gè)不同電性結(jié)構(gòu)．林甸以南的地區(qū)地殼存在大規(guī)模前寒武紀(jì)結(jié)晶基底．結(jié)晶基底具有儲(chǔ)熱和導(dǎo)熱的作用，使得該地區(qū)熱儲(chǔ)含量和大地?zé)崃鞫紴楦咧担值橐员钡貐^(qū)由于缺少儲(chǔ)集熱量的結(jié)晶基底，熱異常逐漸降低．水熱型資源富集的林甸地區(qū)，位于結(jié)晶基底末端，同時(shí)還位于兩大斷裂交匯處，可直接通過(guò)交匯的兩大基底斷裂將熱量直接傳遞到淺地表．

致謝感謝審稿專家提出的修改意見(jiàn)．