渭河盆地巖石圈熱結(jié)構(gòu)模擬及其對地?zé)嵯到y(tǒng)熱源機(jī)理的啟示

蘆佳飛 , 饒 松 *, 黃順德 , 施亦做, 胡圣標(biāo)

1)長江大學(xué)油氣資源與勘探技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 湖北武漢 430100;2)長江大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院, 湖北武漢 430100;3)中國石油勘探開發(fā)研究院, 北京 100083;4)中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所, 北京 100029

大地?zé)崃饔蓛刹糠纸M成, 即地殼巖石中U、Th、40K等放射性元素衰變產(chǎn)生的熱量(地殼熱流)和來自地球深部的熱量(地幔熱流)。殼、幔兩部分熱量的配分比例及其組成關(guān)系, 構(gòu)成了深部溫度場與巖石圈熱結(jié)構(gòu)研究中最根本的科學(xué)問題。除此之外,深部地溫場與巖石圈熱結(jié)構(gòu)研究還包括沉積層熱流貢獻(xiàn)、基底熱流、莫霍面溫度、“熱”巖石圈厚度以及巖石圈內(nèi)部溫度、熱流的空間分布等。深部地溫場與巖石圈熱結(jié)構(gòu)是了解大陸巖石圈構(gòu)造變形及演化等大陸動(dòng)力學(xué)問題的重要窗口, 也是地?zé)崽餆嵩礄C(jī)理研究的核心內(nèi)容(何麗娟和汪集旸, 2007; 毛小平, 2018; 邱楠生等, 2022)。

渭河盆地地處青藏塊體東北緣、華北克拉通和揚(yáng)子克拉通的交界處, 夾持于鄂爾多斯盆地與秦嶺造山帶之間, 呈近東西向展布。受秦嶺山前斷裂和華山山前斷裂等邊界斷裂強(qiáng)烈正斷活動(dòng)的控制, 渭河盆地具有邊斷、邊陷、邊填的演化特征, 是我國第四紀(jì)以來沉降幅度和沉積厚度最大的地區(qū)之一,也是第四紀(jì)時(shí)期垂直差異運(yùn)動(dòng)和歷史地震十分強(qiáng)烈的新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)區(qū)(王濤等, 2015)。此外, 渭河盆地地?zé)豳Y源極其豐富, 發(fā)育多個(gè)大型整裝地?zé)崽? 資源量大、水溫高、水質(zhì)優(yōu)良、易于開采。許多學(xué)者分別從淺部地溫場、水化學(xué)、同位素地球化學(xué)和開發(fā)地質(zhì)條件等方面對渭河盆地地?zé)豳Y源開展了研究(饒松等, 2015, 2016; 李修成等, 2016; 周陽等, 2017;Luo et al., 2017; 洪增林等, 2019; 羅璐等, 2019; 馬致遠(yuǎn)等, 2019; Xu et al., 2019; 任戰(zhàn)利等, 2020)。其中代表性的工作, 饒松等(2016)利用一維穩(wěn)態(tài)熱傳導(dǎo)方程計(jì)算了西安坳陷和咸禮凸起的巖石圈熱結(jié)構(gòu),推斷渭河盆地為被動(dòng)伸展裂陷模式; 羅璐等(2019)通過氫氧同位素和稀有氣體同位素方法確認(rèn)了地?zé)崴难a(bǔ)給來源為秦嶺山區(qū)大氣降水, 渭河北岸斷裂未帶來幔源物質(zhì), 流體在地殼深度內(nèi)循環(huán); 任戰(zhàn)利等(2020)系統(tǒng)分析了渭河盆地現(xiàn)今溫度場分布規(guī)律,認(rèn)為其與莫霍面、軟流圈上隆和巖石圈減薄的深部動(dòng)力學(xué)背景密切相關(guān), 是巖石圈深部結(jié)構(gòu)、盆地構(gòu)造、基底巖性、儲(chǔ)蓋組合等多因素共同作用的結(jié)果。然而, 當(dāng)前基于二維剖面的渭河盆地及其鄰區(qū)深部地溫場與巖石圈熱結(jié)構(gòu)對比研究鮮有報(bào)道。

本文系統(tǒng)收集和整理區(qū)域現(xiàn)今大地?zé)崃鲾?shù)據(jù),繪制渭河盆地及其鄰區(qū)的現(xiàn)今大地?zé)崃鞣植紙D; 以現(xiàn)今大地?zé)崃骱偷貧し謱咏Y(jié)構(gòu)模型為約束, 采用二維有限元方法, 對渭北隆起、渭河盆地以及北秦嶺構(gòu)造帶的深部溫度場開展數(shù)值模擬對比研究, 揭示區(qū)域巖石圈熱結(jié)構(gòu)變化規(guī)律。在此基礎(chǔ)上, 分析渭河盆地地?zé)嵯到y(tǒng)深部熱源機(jī)理。本研究成果對剖析渭河盆地及其鄰區(qū)構(gòu)造-熱演化和地球動(dòng)力學(xué)過程以及探究渭河盆地地?zé)豳Y源形成機(jī)理具有重要意義。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

渭北隆起在華北古板塊的西南邊緣, 處于我國南、北大地構(gòu)造(祁連秦嶺褶皺帶和天山興蒙褶皺帶)與東、西大地構(gòu)造(阿拉善塊體, 太平洋板塊)的交界處。渭北隆起具有典型的鄂爾多斯盆地基底(劉林和芮會(huì)超, 2018), 經(jīng)歷了印支期、燕山期以及喜山期多期復(fù)雜構(gòu)造運(yùn)動(dòng), 其中印支期以非造山作用的地殼抬升為基本特征; 燕山期構(gòu)造擠壓作用強(qiáng)烈, 鄂爾多斯盆地南部抬升, 渭北隆起初步形成;喜山期, 在青藏高原的擠壓作用下, 鄂爾多斯盆地南緣走滑拉分, 渭北隆起進(jìn)一步抬高(杜建軍等,2017)。

渭河盆地又叫關(guān)中平原, 地處汾渭地塹系的南緣, 毗鄰鄂爾多斯地塊、華北地塊和秦嶺造山帶,新生代構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈, 區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造縱橫交錯(cuò)。受青藏高原擴(kuò)展隆升、甘青地塊東進(jìn)、鄂爾多斯地塊逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)、華南地塊東移等因素影響, 盆地現(xiàn)今的構(gòu)造應(yīng)力以 NW—SE向?yàn)橹?Peng et al., 2018;Wang et al., 2021)。從始新世到漸新世, 華山山前斷裂強(qiáng)烈活動(dòng), 形成了一個(gè)近東西向的斷陷盆地。中新世中期, 渭河盆地裂陷作用加強(qiáng), 秦嶺山前斷裂活化, 沉積范圍由北向南擴(kuò)展, 這一時(shí)期渭河盆地應(yīng)力場為NEE方向, 渭河盆地北緣形成NEE向的正斷層系統(tǒng)。晚中新世是渭河盆地構(gòu)造演化的重要階段, 隨著斷陷活動(dòng)的加劇, 渭河盆地西部隆起區(qū)開始張裂并接受沉積, 盆地北緣延伸至禮泉—蒲城斷裂并與運(yùn)城盆地連片。第四紀(jì)早更新世, 渭河盆地沉積中心向東移動(dòng), 盆地西部逐漸抬升造成沉積間斷(Zhang et al., 2021)。

東西向秦嶺造山帶西與祁連、昆侖造山帶相連,東部被南北走向的郯廬斷裂帶截?cái)? 是一個(gè)多系統(tǒng)造山帶, 分為南秦嶺和北秦嶺兩個(gè)山脈, 被商丹走滑斷裂分隔。秦嶺造山帶的形成過程包括: 前寒武紀(jì)的基底形成、古生代至中生代大洋俯沖與板塊碰撞作用以及中新生代的陸內(nèi)造山作用。三疊紀(jì)時(shí)期,華北地塊與華南地塊碰撞, 形成了廣泛的褶皺-逆沖推覆作用、變質(zhì)作用和花崗質(zhì)巖漿作用, 秦嶺造山帶形成(張國偉等, 1996)。

2 基礎(chǔ)數(shù)據(jù)

以實(shí)測大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)為約束, 結(jié)合巖石圈分層結(jié)構(gòu)模型以及巖石熱物性參數(shù)(熱導(dǎo)率和生熱率),按照一定的邊界條件和初始值, 獲取巖石圈內(nèi)部各圈層溫度和熱流信息。本研究基于任雋等(2012)旬邑—西峽寬角反射/折射地震測深剖面的主體部分,西北端起自旬邑, 南經(jīng)彬縣、淳化、西安、藍(lán)田, 終于秦嶺東段南麓的丹鳳, 全長300 km。從構(gòu)造單元看該剖面北段為鄂爾多斯地臺(tái)南緣, 中段為渭河斷陷盆地, 南段為秦嶺褶皺帶山區(qū), 如圖1a所示。本文采用的地形觀測數(shù)據(jù)為美國太空總署和國防部國家測繪局聯(lián)合測量的SRTM-DEM 90M分辨率原始高程數(shù)據(jù)。地殼速度和密度結(jié)構(gòu)分別參考任雋等(2012)和張永奇等(2022), 大地水準(zhǔn)面高度數(shù)據(jù)基于 WGS-84全球模型, 高程數(shù)據(jù)、大地水準(zhǔn)面數(shù)據(jù)和密度數(shù)據(jù)不進(jìn)行篩選。

圖1 渭河盆地及其鄰區(qū)構(gòu)造單元?jiǎng)澐?a)及旬邑—西峽寬角反射/折射地震測深剖面地殼結(jié)構(gòu)(b, 據(jù)任雋等, 2012)Fig. 1 Division of Weihe Basin and its adjacent tectonic units (a) and crustal structure of the Xunyi-Xixia wide angle reflection/refraction seismic bathymetric profile (b, from REN et al., 2012)

2.1 現(xiàn)今大地?zé)崃?/h3>

依據(jù)研究區(qū)現(xiàn)有現(xiàn)今大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)(饒松等,2016; 姜光政等, 2016; Xu et al., 2022), 本文匯編了渭河盆地及其周緣地區(qū)的現(xiàn)今大地?zé)崃鲾?shù)據(jù), 共計(jì)61個(gè), 其中A類38個(gè), B類18個(gè), C類4個(gè), D類1個(gè), 挑選其中A類和B類熱流數(shù)據(jù)經(jīng)克里金插值繪制了渭河盆地及周緣地區(qū)的現(xiàn)今大地?zé)崃鞣植紙D(圖2)。結(jié)果表明, 剖面西北段(長武—彬縣—淳化段), 現(xiàn)今大地?zé)崃鹘橛?55.3～67.3 mW/m2之間, 平均值為57.4 mW/m2, 明顯低于鄂爾多斯盆地大地?zé)崃髌骄?64.7±8.9) mW/m2(Gao et al., 2018)。剖面中段(咸陽—西安—藍(lán)田段), 為明顯的現(xiàn)今大地?zé)崃鞲弋惓^(qū), 介于 57.6～75.7 mW/m2之間, 平均為(70.4±4.7) mW/m2, 與渭河盆地現(xiàn)今大地?zé)崃髦迪喈?dāng)。考慮到渭河盆地現(xiàn)今大地?zé)崃鳒y點(diǎn)大多集中分布在咸禮凸起和西安坳陷, 剖面中段的大地?zé)崃髦悼赡軙?huì)低于此值。剖面東南段(商洛—丹鳳段)現(xiàn)今大地?zé)崃髦得黠@低于渭河盆地, 平均約57.1 mW/m2。在模擬過程中, 現(xiàn)今大地?zé)崃鲗?shí)測數(shù)據(jù)選取在剖面的垂直距離30 km之內(nèi)。

圖2 渭河盆地及鄰區(qū)現(xiàn)今大地?zé)崃髌矫嬲共糉ig. 2 Present-day geothermal heat flow distribution in Weihe Basin and adjacent areas

2.2 地殼分層結(jié)構(gòu)模型

本文采用的地殼分層結(jié)構(gòu)模型基于(任雋等,2012)深地震寬角反射/折射探測結(jié)果, 如圖1b所示。總體上, 渭北隆起—渭河盆地—秦嶺造山帶地殼結(jié)構(gòu)為層狀分布, 自上而下可分為沉積層、上地殼、中地殼和下地殼。新生代沉積物分布在上地殼頂部, 最大深度在西安坳陷下方約7 km。上地殼底部界面為 C1, 深度約為 12～16 km; 中地殼位于C1～C2之間, 厚度約為3.5～8.5 km; 下地殼以C3為界, 明顯分為上下兩部分, 厚度約為11～23 km。地殼與上地幔的分界莫霍面 M 在渭河盆地明顯隆起,最小深度位于西安坳陷下方約32 km。

該剖面自北向南經(jīng)過三條區(qū)域斷裂帶, 分別為北山南緣斷裂、渭河斷裂和秦嶺北緣斷裂。北山南緣斷裂是渭北隆起與渭河盆地的分界線, 斷裂出露地表, 大部分由平行而緊密的階狀構(gòu)造組成。斷裂北部, 上古生界隆升剝蝕并廣泛發(fā)育褶皺, 形成一系列的疊瓦狀構(gòu)造(翟詠荷等, 2022)。渭河斷裂是由寶雞峽東進(jìn)入盆地的近東西向高角度正斷層, 大致沿著渭河呈弧形展布, 斷裂的寬度在1～10 km之間,控制著新生代以來渭河斷裂北部和南部的沉積演化(Lin et al., 2015; 張夢婷等, 2018)。秦嶺北緣斷裂是渭河盆地與秦嶺山脈的分界, 以高角度正斷層和走滑斷層為主(Liu et al., 2013), 斷層為東西向, 部分為北東向和北西向。

3 計(jì)算方法及參數(shù)

巖石圈熱狀態(tài)模擬實(shí)質(zhì)上就是以大地?zé)崃鳛榧s束, 結(jié)合地殼和巖石圈地幔分層結(jié)構(gòu)模型以及巖石生熱率、熱導(dǎo)率等熱物性參數(shù)的空間分布, 按照一定的邊界條件和初始值求解熱傳遞方程, 進(jìn)而得到巖石圈內(nèi)部溫度和熱流信息。

基于傅里葉定律, 考慮有內(nèi)熱源即巖石放射性生熱時(shí)的二維穩(wěn)態(tài)熱傳導(dǎo)方程為:

當(dāng)上式滿足 0≤x≤300 km 且 0≤y≤130 km 條件時(shí), 有如下邊界控制條件:

式中,T是溫度(℃);A是放射性生熱率(μW/m3);k是巖石熱導(dǎo)率(W/m·K);T、A和k均為模型中坐標(biāo)(x, y)的函數(shù);T0為恒溫帶溫度(℃), 在計(jì)算中取研究區(qū)的年平均氣溫, 渭北隆起、渭河盆地和秦嶺造山帶均設(shè)置為15 ℃;Qb為地幔熱流(mW/m2)。

上述控制方程在模型中的作用為保持模型的頂界具有數(shù)值恒定的溫度、模型兩側(cè)處于絕熱條件、模型底界面具備恒定的基底熱流?；贑OMSOL數(shù)值模擬軟件, 采用有限元法對三角形基礎(chǔ)單元進(jìn)行了網(wǎng)格劃分(共24 686個(gè)), 并在每個(gè)單元上應(yīng)用了一種線性插值法, 將變分問題轉(zhuǎn)化為線性方程, 進(jìn)而獲得穩(wěn)態(tài)溫度場模擬結(jié)果。最后,將模擬獲得的地表熱流值與實(shí)測熱流值, 以及代表性鉆孔的模擬溫度曲線與實(shí)測溫度進(jìn)行擬合來檢驗(yàn)?zāi)M結(jié)果。

現(xiàn)今大地?zé)崃饔蓛刹糠纸M成, 即地殼巖石中U、Th、40K等放射性元素衰變產(chǎn)生的熱量(地殼熱流)和來自地球深部的熱量(地幔熱流), 即:

式中,Q為大地?zé)崃? 二維剖面中大地?zé)崃魅≈挡捎脤?shí)測數(shù)據(jù)插值獲得, 如圖4a所示;Qm為地幔熱流;Qc為地殼熱流。利用“回剝法”逐層計(jì)算由地殼放射性元素生熱產(chǎn)生的熱流, 進(jìn)而獲取地幔熱流。

巖層生熱率采用階狀模型, 在地殼表層根據(jù)巖石樣品中放射性產(chǎn)熱元素 U、Th、40K元素的含量和巖石密度測量結(jié)果, 采用如下經(jīng)驗(yàn)公式來計(jì)算:

地殼深部(中、下地殼)巖石生熱率的估算, 采用如下公示將P波速度換算得到生熱率:

式中,A為生熱率(μW/m3),ρ為密度(g/cm3); U、Th、K 分布表示樣品中鈾(×10-6)、釷(×10-6)、鉀(wt%)元素的含量;B為常數(shù)項(xiàng), 顯生宙取12.6, 前寒武系13.7;VP為在20 ℃、100 MPa時(shí)的地震波速(km/s),地震波速在計(jì)算前必須進(jìn)行相應(yīng)的溫、壓校正。

根據(jù)前人對渭河盆地及鄰區(qū)的地殼成分研究成果, 利用放射性產(chǎn)熱元素U、Th、40K元素的豐度,估算了研究區(qū)沉積層、上地殼、中地殼、下地殼和上地幔的生熱率, 如表1所示, 這一結(jié)果與利用Vp估算的生熱率接近, 表明本研究生熱率取值合理。

表1 渭河盆地及其鄰區(qū)熱物性參數(shù)取值Table 1 Values of thermal physical parameters in Weihe Basin and adjacent areas

圖3所示為一維尺度下基于“回剝法”計(jì)算的地幔熱流和地殼各圈層的熱流構(gòu)成, 以此為基礎(chǔ)作為二維數(shù)值模擬中地幔熱流的初始值。

圖3 渭河盆地及其鄰區(qū)地殼結(jié)構(gòu)與熱結(jié)構(gòu)模型Fig. 3 Crustal structure and thermal structure model of Weihe Basin and its adjacent area

本文采用 Artemieva和 Mooney提出的如下兩條絕熱線來定義“熱”巖石圈厚度的上、下界(臧紹先等, 2002):

其中絕熱線H1與穩(wěn)態(tài)傳導(dǎo)地溫曲線的交點(diǎn)為“熱”巖石圈的下限深度,H2與穩(wěn)態(tài)傳導(dǎo)地溫曲線的交點(diǎn)為上限深度。

4 模擬結(jié)果

在地殼分層結(jié)構(gòu)及大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)的約束下, 基于二維穩(wěn)態(tài)熱傳導(dǎo)方程, 采用 COMSOL數(shù)值模擬軟件, 開展了旬邑—丹鳳剖面溫度場數(shù)值模擬。圖4展示了實(shí)測大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)與數(shù)值模擬結(jié)果對比,選擇熱流的觀測值與計(jì)算值做平均離均差平方和,得到σ2≈2.50, 表明二者擬合結(jié)果良好, 模擬結(jié)果可信。圖5所示為渭河盆地代表性鉆孔(準(zhǔn))穩(wěn)態(tài)測溫結(jié)果與數(shù)值模擬結(jié)果對比, 可見數(shù)值模擬結(jié)果總體較實(shí)測穩(wěn)態(tài)溫度偏低, 分析認(rèn)為, 渭河盆地水熱活動(dòng)強(qiáng)烈, 水動(dòng)力系統(tǒng)極為復(fù)雜, 地下熱水對流促進(jìn)了深部熱量向淺部的傳遞, 因此基于穩(wěn)態(tài)熱傳導(dǎo)方程模擬獲得的淺部溫度較真實(shí)溫度偏低。

圖4 旬邑—西峽寬角反射/折射地震測深剖面大地?zé)崃?a)及剖面海拔(b)實(shí)測與計(jì)算值對比Fig. 4 Comparison of measured and simulated geothermal heat flow (a), and calculated values of the profile elevation(b)in the Xunyi-Xixia wide angle reflection/refraction seismic bathymetry profile

圖5 渭河盆地代表性鉆孔模擬溫度與實(shí)測溫度的對比(饒松等, 2015; 任戰(zhàn)利等, 2020)Fig. 5 Comparison of simulated and measured temperatures in representative boreholes in Weihe Basin(from RAO et al., 2015; REN et al., 2020)

4.1 深度溫度場與巖石圈熱結(jié)構(gòu)

圖6所示為旬邑—丹鳳剖面二維溫度場模擬結(jié)果。由圖可知, 垂向上, 沉積層—上地殼等溫線密集, 地溫梯度高, 向下等溫線逐漸稀疏, 地溫梯度明顯減小。橫向上, 渭河盆地溫度等值線明顯上隆, 表現(xiàn)為高地?zé)岙惓^(qū), 具體來說從渭北隆起至渭河盆地, 溫度等值線不斷抬高, 地溫梯度不斷增大, 西安坳陷達(dá)到最大值, 進(jìn)入秦嶺造山帶后, 溫度等值線降低, 地溫梯度迅速減小。該剖面莫霍面溫度介于 600～740 ℃之間, 其中渭北隆起莫霍面溫度約為 660～730 ℃, 渭河盆地莫霍面溫度大致為 710～740 ℃, 北秦嶺造山帶莫霍面溫度為 600～700 ℃。

圖6 渭河盆地及其鄰區(qū)剖面二維溫度場分布Fig. 6 Two-dimensional temperature field distribution of profiles in Weihe Basin and adjacent areas

表2所示為渭河盆地及其鄰區(qū)不同構(gòu)造單元巖石圈熱結(jié)構(gòu)計(jì)算結(jié)果。其中渭北隆起的地殼熱流為31.9 mW/m2, 地幔熱流為32.8 mW/m2, 殼幔熱流比(地殼熱流/地幔熱流)為 0.97; 渭河盆地地殼熱流介于 31.5～35.5 mW/m2之間, 地幔熱流在 34.1～38.6 mW/m2之間, 殼幔熱流比介于0.86～0.95之間;秦嶺褶皺帶的地殼熱流為27.6 mW/m2, 地幔熱流為29.5 mW/m2, 殼幔熱流比為 0.94。其中, 渭河盆地西安坳陷與咸禮凸起的地幔熱流分別為38.6 mW/m2和 36.7 mW/m2, 與之前研究結(jié)果相近(饒松等, 2016)。此外, 該剖面地幔熱流與大地?zé)崃鞣植季哂邢嗤内厔? 即從渭北隆起到渭河盆地,地幔熱流自西向東逐漸增大, 在西安坳陷達(dá)到峰值,從渭河盆地到秦嶺造山帶地幔熱流明顯降低。渭河盆地的地幔熱流明顯高于渭北隆起和秦嶺造山帶,與盆地裂谷構(gòu)造屬性吻合。渭河盆地殼幔熱流比接近1.0, 可以認(rèn)為地殼放射性元素U、Th、40K等衰變所產(chǎn)生的熱量與源自于地幔的熱量相當(dāng), 這與典型的主動(dòng)裂谷盆地巖石圈熱結(jié)構(gòu)熱特征有顯著區(qū)別,如我國東部松遼盆地和渤海灣盆地等中—新生代裂谷盆地殼幔熱流比為0.72～0.82, 屬于典型的“冷殼熱?！毙蜔峤Y(jié)構(gòu), 推斷渭河盆地為被動(dòng)裂陷型盆地(饒松等, 2020)。

表2 旬邑—丹鳳剖面各構(gòu)造單元計(jì)算結(jié)果對比Table 2 Comparison of calculated results for each tectonic unit in the Xunyi-Danfeng section

4.2 “熱”巖石圈厚度

圖7和表2所示為利用穩(wěn)態(tài)熱傳導(dǎo)地溫曲線與地幔固相線相交獲得的“熱”巖石圈厚度。可以看出, 渭河盆地及其鄰區(qū)“熱”巖石圈厚度變化范圍為95～110 km, 該計(jì)算結(jié)果與以往的研究結(jié)果相似。橫向上, “熱”巖石圈厚度變化表現(xiàn)出規(guī)律性, 自西向東顯示出厚→薄→厚變化趨勢。具體來說, 渭北隆起“熱”巖石圈厚度約為105 km, 在渭河盆地減薄至95 km左右, 至秦嶺造山帶厚度再度增大為110 km左右。

圖7 旬邑—丹鳳剖面“熱”巖石圈厚度Fig. 7 Thickness of the thermal lithosphere in the Xunyi-Danfeng section

5 討論

5.1 模型的不確定性分析

前已述及, 巖石圈熱結(jié)構(gòu)研究實(shí)質(zhì)上就是以大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)為約束, 結(jié)合巖石圈分層結(jié)構(gòu)模型以及巖石熱導(dǎo)率和生熱率等熱物性參數(shù), 在一定的邊界條件和初始值下, 獲取巖石圈內(nèi)部各圈層溫度和熱流信息。由于地質(zhì)情況的復(fù)雜性, 輸入模型的各種參數(shù), 如大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)、巖石圈結(jié)構(gòu)模型和巖石熱物性參數(shù)總存在一定的不確定性, 因此即使大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)的模擬計(jì)算值與實(shí)測值擬合得很好, 基于地?zé)岬刭|(zhì)模型獲得的深部溫度和熱結(jié)構(gòu)信息也未必準(zhǔn)確可靠。另一方面, 深部溫度和巖石圈熱結(jié)構(gòu)模擬中, 各種輸入?yún)?shù)對于計(jì)算結(jié)果具有不同的影響程度, 即隨著各主要參數(shù)輸入值的一定范圍內(nèi)的變動(dòng), 深部溫度和熱結(jié)構(gòu)模擬結(jié)果呈現(xiàn)出不同的變化范圍。因此, 有必要開展深部溫度和熱結(jié)構(gòu)模擬的敏感性分析。這樣, 在一定誤差范圍內(nèi), 我們可以忽略非關(guān)鍵性參數(shù)的可能影響, 而對于關(guān)鍵性的參數(shù), 則必須盡可能地減少其不確定性, 使模擬結(jié)果更加準(zhǔn)確可靠。

渭河盆地大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)來源于鉆孔溫度系統(tǒng)測量和沉積層熱物性測試。鉆孔溫度測量結(jié)果表明,渭河盆地現(xiàn)今地溫場以傳導(dǎo)為主, 但與典型的傳導(dǎo)型地溫場相比存在特殊性, 表現(xiàn)為鉆孔溫度-深度曲線分段性明顯: 淺部受地表水流動(dòng)對溫度場的影響, 地溫曲線呈現(xiàn)鋸齒形波動(dòng); 鉆孔中上部受地表水和深部水熱活動(dòng)影響較小, 溫度曲線為傳導(dǎo)性地?zé)崽卣? 井孔中下部測溫曲線明顯“下凹”, 揭示了地下水沿渭河斷裂側(cè)向補(bǔ)給的同時(shí)使地層溫度降低; 井孔下部溫度隨深度異常增大, 表明存在異常壓力流體封存箱(饒松等, 2015)。此外, 渭河盆地大地?zé)崃鳒y量平面分布不均勻, 集中分布在西安坳陷和咸禮凸起。綜合以上因素, 敏感性分析中大地?zé)崃鞯牟淮_定性假定10%, 即±6.5 mW/m2。結(jié)合前人研究成果, 地殼生熱率和熱導(dǎo)率不確定性范圍分別假定為 20%和 10%(Miao et al., 2014; Liu et al.,2016)。表3結(jié)果表明, 大地?zé)崃鲗ι畈繙囟葓雠c熱結(jié)構(gòu)模擬結(jié)果影響顯著。當(dāng)大地?zé)崃鞯纳呋蚪档?0%時(shí), 莫霍面溫度平均不確定性約為100～150 ℃,“熱”巖石圈的厚度不確定性為17～22 km, 地幔熱流的不確定性為6.5 mW/m2; 當(dāng)?shù)貧ど鸁崃可呋蚪档?20%時(shí), 莫霍面溫度平均不確定性約為 40～80 ℃,“熱”巖石圈厚度不確定為6～16 km, 地幔熱流的不確定性為3～5 mW/m2; 當(dāng)?shù)貧て骄鶡釋?dǎo)率升高或降低10%時(shí), 莫霍面溫度平均不確定性為30～60 ℃, “熱”巖石圈厚度不確定性為8～11 km。

表3 旬邑—丹鳳剖面地?zé)峤５拿舾行苑治鯰able 3 Sensitivity analysis of geothermal modeling in the Xunyi-Danfeng profile

5.2 渭河盆地地?zé)嵯到y(tǒng)熱源機(jī)理

渭河盆地與鄂爾多斯地塊、華北地塊、華南地塊毗鄰, 是汾渭地塹系的一部分。中生代晚期以來揚(yáng)子板塊和華北板塊強(qiáng)烈的陸內(nèi)變形、印度板塊和歐亞板塊碰撞的遠(yuǎn)場效應(yīng)以及青藏高原向東擠壓共同作用于渭河盆地, 導(dǎo)致渭河盆地發(fā)生了強(qiáng)烈的地殼伸展,進(jìn)而造成上地幔隆起和巖石圈減薄, 為渭河盆地地?zé)嵯到y(tǒng)的形成和發(fā)育創(chuàng)造了有利的熱源條件。

二維地溫場數(shù)值模擬結(jié)果表明, 從渭北隆起至渭河盆地, 地溫等值線逐漸抬高, 地溫梯度不斷增大, 在西安坳陷達(dá)到峰值, 進(jìn)入秦嶺造山帶后溫度等值線降低, 地溫梯度迅速減小。從渭北隆起—渭河盆地—秦嶺造山帶, 莫霍面溫度表現(xiàn)出低→高→低的總體變化趨勢, 同樣地, 地幔熱流也表現(xiàn)出低→高→低的變化規(guī)律, 相應(yīng)地“熱”巖石圈厚度則表現(xiàn)出厚→薄→厚的變化趨勢, 這與前人認(rèn)識(shí)一致(Xu et al., 2020; 張健等, 2021)。渭河盆地地殼厚度減薄明顯, 莫霍面溫度顯著高于渭北隆起和秦嶺造山帶, 暗示著渭河盆地地殼活動(dòng)性顯著。然而, 從渭北隆起到渭河盆地, 再到秦嶺造山帶, “熱”巖石圈厚度變化范圍卻不大, 而且渭河盆地內(nèi)的殼幔熱流比接近1.0, 表明深部活動(dòng)并不強(qiáng)烈, 暗示渭河盆地新生代以來構(gòu)造活動(dòng)是自上而下的。這與典型的主動(dòng)裂谷盆地地幔熱流顯著高于地殼熱流不同,推斷渭河盆地為被動(dòng)裂陷型裂谷盆地(饒松等,2020)?？梢哉J(rèn)為, 在印度板塊和歐亞板塊碰撞的遠(yuǎn)場效應(yīng)下, 渭河地區(qū)地殼伸展減薄, 在重力均衡作用下上地幔隆升(圖8)。上地幔隆升對地殼活動(dòng)的影響主要表現(xiàn)在以下兩個(gè)方面: 首先, 在上地幔的強(qiáng)大向上推動(dòng)力下, 下地殼向下彎曲, 并在中間轉(zhuǎn)折點(diǎn)產(chǎn)生深垂直斷層, 中上地殼巖體發(fā)生大體積應(yīng)變,表現(xiàn)為側(cè)向伸展變形, 導(dǎo)致地殼再次減薄。地殼的進(jìn)一步延伸和減薄促進(jìn)了巖體的蠕變、韌性和脆性變形, 最終導(dǎo)致各種不同大小的斷塊產(chǎn)生, 進(jìn)而為地?zé)崽锏男纬商峁┝酥饕膶?dǎo)水導(dǎo)熱通道。其次,上地幔隆升為地幔對流提供有利條件, 軟流層中的地幔物質(zhì)通過深大斷裂上涌加熱巖石圈地幔, 形成高地幔熱流。在底辟穿刺的強(qiáng)烈作用下, 高溫的幔源物質(zhì)為上地殼提供熱能, 加熱并造成上地殼密度增大, 表現(xiàn)為低速高導(dǎo)的地球物理特征(張健等,2021)。此外, 渭河盆地的熱儲(chǔ)層主要為河湖相沉積,巖性以砂巖、砂礫巖和泥巖互層為主, 其中砂巖、砂礫巖孔隙發(fā)育, 為地?zé)崃黧w的儲(chǔ)存提供了良好條件, 與熱儲(chǔ)層互層展布的泥巖蓋層致密, 導(dǎo)熱性能差, 為地?zé)嵯到y(tǒng)起到保溫隔熱作用。

圖8 渭河盆地地?zé)嵯到y(tǒng)熱源成因模式Fig. 8 Heat source genesis model of geothermal system in Weihe Basin

6 結(jié)論

在印度板塊和歐亞板塊碰撞的遠(yuǎn)場效應(yīng)下, 渭河地區(qū)地殼伸展減薄, 在重力均衡作用下上地幔隆升, 伴隨著上地幔的強(qiáng)大向上推動(dòng)力, 地殼進(jìn)一步伸展減薄, 軟流層中的地幔物質(zhì)上涌, 形成高地幔熱流, 并通過深大斷裂進(jìn)入地殼, 為地?zé)嵯到y(tǒng)提供熱源。此外, 渭河盆地河湖相砂巖、砂礫巖熱儲(chǔ)孔隙發(fā)育, 為地?zé)崃黧w的儲(chǔ)存和熱量的輸送提供了良好條件, 與熱儲(chǔ)層互層展布的泥巖蓋層, 導(dǎo)熱性能差, 為地?zé)嵯到y(tǒng)起到保溫隔熱作用。

(1)渭河盆地及其鄰區(qū)的現(xiàn)今大地?zé)崃鹘橛?7.6～75.7 mW/m2之間, 平均為(70.4±4.7) mW/m2;地幔熱流在 29.5～38.6 mW/m2之間, 平均值為34.1 mW/m2; 莫霍面溫度變化范圍大約在600～740 ℃之間; “熱”巖石圈厚度約為 95～110 km。從渭北隆起—渭河盆地—秦嶺造山帶, 大地?zé)崃?、莫霍面溫度和地幔熱流值表現(xiàn)出低→高→低的變化規(guī)律, 相應(yīng)地“熱”巖石圈厚度則表現(xiàn)出厚→薄→厚的變化趨勢。

(2)渭河盆地地殼厚度減薄明顯, 莫霍面溫度顯著高于渭北隆起和秦嶺造山帶, 暗示著渭河盆地地殼活動(dòng)性顯著。然而, 從渭北隆起—渭河盆地—秦嶺造山帶, “熱”巖石圈厚度變化范圍不大, 且渭河盆地內(nèi)的殼幔熱流比接近 1.0, 表明深部活動(dòng)并不強(qiáng)烈。從地?zé)釋W(xué)角度, 渭河盆地深部地溫場與巖石圈熱結(jié)構(gòu)特征符合被動(dòng)裂谷盆地。

(3)在印度板塊和歐亞板塊碰撞的遠(yuǎn)場效應(yīng)下,渭河地區(qū)地殼伸展減薄, 在重力均衡作用下上地幔隆升, 高溫的幔源物質(zhì)沿深大斷裂上涌加熱上地殼,與地殼放射性生熱一起為地?zé)嵯到y(tǒng)提供熱源。

Acknowledgements:

This study was supported by National Natural Science Foundation of China (Nos. 41877210 and 41502236), Sinopec Key Laboratory of Geology and Resources in Deep Stratum (No. 22-ZC0613-0241),and Key Laboratory of Exploration Technologies for Oil and Gas Resources of Ministry of Education (No.PI2018-04).