青海共和盆地巖石圈熱-流變結(jié)構(gòu)及地?zé)嵋饬x

藺文靜 , 甘浩男 , 趙 振, 張盛生

1)中國地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所, 河北石家莊 050061;2)自然資源部地?zé)崤c干熱巖勘查開發(fā)技術(shù)創(chuàng)新中心, 河北石家莊 050061;3)青海省環(huán)境地質(zhì)勘查局, 青海西寧 810007;4)青海省水文地質(zhì)工程地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)調(diào)查院, 青海西寧 810008

共和盆地位于青藏高原東北緣, 為一個自中生代以來形成的斷陷盆地。近年來, 由于在盆地內(nèi)鉆探揭露了深部的高溫干熱巖體, 研究人員對其構(gòu)造背景、熱儲條件、成因機制等進(jìn)行了大量的分析(唐顯春等, 2020, 2023; Tang et al., 2022)。嚴(yán)維德(2015)分析了盆地的地?zé)岬刭|(zhì)背景及淺部熱儲分布, 并結(jié)合經(jīng)過盆地的地震層析剖面, 提出青藏高原腹地延伸到盆地的低速體具有高溫特征, 盆地淺部的高溫?zé)嵩磥碓从谏畈康退袤w的熱能傳導(dǎo)。李林果等(2017)分析了共和盆地及周邊溫泉的氦同位素比值以及盆地內(nèi)的深孔測溫結(jié)果, 對區(qū)內(nèi)的幔源熱提出了質(zhì)疑,認(rèn)為花崗巖放射性生熱為殼內(nèi)的主要熱源。張森琦等(2021)系統(tǒng)分析了共和盆地的地質(zhì)構(gòu)造背景, 并基于不同深度天然地震背景噪聲層析及不同尺度的MT剖面等物探資料, 提出具高溫層性質(zhì)的殼內(nèi)部分熔融層可能構(gòu)成了共和盆地干熱巖資源的區(qū)域性熱源或熱源體。張超等(2020)基于共和—貴德盆地的巖石放射性生熱率, 提出基底花崗巖不存在高放射性生熱率異常, 其加厚地殼花崗巖放射性生熱與殼內(nèi)部分熔融層供熱為區(qū)內(nèi)干熱巖的熱源基礎(chǔ)。Lin et al.(2021)通過對比共和盆地恰卜恰河谷和貴德三河平原區(qū)地殼熱結(jié)構(gòu)的差異, 提出青藏高原增厚地殼中的“低速層”為共和盆地干熱巖資源的形成提供了最重要的殼內(nèi)恒常熱源?？偟膩碚f, 目前相關(guān)研究人員都普遍強調(diào)了共和盆地殼內(nèi)低速層對區(qū)內(nèi)干熱巖資源的供熱意義。

實驗巖石學(xué)、巖石地球物理學(xué)、地質(zhì)學(xué)及理論分析表明, 部分熔融作用可能是造成殼內(nèi)低速層的主要原因。殼內(nèi)部分熔融是在地殼一定深度范圍內(nèi),地?zé)釡囟冉咏蜻_(dá)到巖石固相線時而引起局部熔融作用的產(chǎn)物, 由部分熔融作用所形成的殼內(nèi)低速層稱殼內(nèi)部分熔融低速層(楊曉松等, 1998)。地殼中存在低速層是青藏高原地殼結(jié)構(gòu)的一大特色, 關(guān)于其成因尚無定論, 目前的解釋主要有殼內(nèi)部分熔融(Hacker et al., 2014)、地殼韌性剪切帶(Tapponnier,2001)、正在進(jìn)行的變質(zhì)作用(Shapiro et al., 2004)以及構(gòu)造疊置(Jiang et al., 2009)等幾種模型。青海共和盆地殼內(nèi)低速體的物性狀態(tài)與地質(zhì)屬性存在爭議,主要是缺乏對殼內(nèi)低速體的溫度與脆韌性強度條件的約束。通過構(gòu)建巖石圈熱-流變結(jié)構(gòu)模型方法獲取殼內(nèi)低速體所在深度的溫度和流變強度信息, 可以為殼內(nèi)低速體的物性狀態(tài)和地質(zhì)屬性探討提供溫度和強度約束。一般來說, 大陸巖石圈上地殼為脆性層, 變形方式以沿以前存在的斷層面滑動變形或脆性破裂為主; 隨著深度增加與溫度升高, 中、下地殼逐漸變?yōu)橐晕诲e蠕變的韌性流動為主(劉俊來,2017; 李忠海等, 2021)。在巖石圈溫度確定后, 巖石圈的流變分層結(jié)構(gòu)可以根據(jù)脆性變形所需差應(yīng)力σb與韌性變形所需差應(yīng)力σd的大小確定: 當(dāng)某一深度σb小于σd, 發(fā)生摩擦滑動破裂, 否則發(fā)生韌性變形(郭興偉等, 2009)。脆性變形和韌性變形的差異應(yīng)力分別由脆性破裂準(zhǔn)則和冪率流變定律確定(Ranalli,1991)。青海共和盆地目前尚未開展較為系統(tǒng)的巖石圈熱-流變結(jié)構(gòu)研究。本文即以青海共和盆地殼內(nèi)低速體為研究對象, 定量研究殼內(nèi)低速體的溫度和流變強度, 探討殼內(nèi)低速體的地質(zhì)屬性, 對殼內(nèi)低速體分布地區(qū)的熱源分析以及高溫地?zé)豳Y源探測開發(fā)提供理論依據(jù)與技術(shù)支撐。

1 研究區(qū)概況

共和盆地位于青藏高原東北緣, 是新近紀(jì)初形成的斷陷盆地, 總面積1.38萬km2(圖1)。盆地南北兩側(cè)受北西西向、東西向深大斷裂和兩端受北西向的深大斷裂控制, 盆地基底在元古代末至新生代初期漫長地質(zhì)時期內(nèi)遭受到南北向、南西—北東向及東西向主應(yīng)力的擠壓, 形成了北西西向、北西向的褶皺、壓性斷裂和近南北向、北東向張性斷裂(唐顯春等, 2023)。在盆地東西兩端的北西向深大斷裂均有印支—燕山期基性、超基性火成巖侵入, 表明這些斷裂已斷開地殼, 深達(dá)地幔。新生代新近紀(jì)初以來, 盆地內(nèi)沉積著厚達(dá)3000～7000 m的碎屑巖類沉積物, 決定了盆地現(xiàn)代地質(zhì)地貌格局的總體輪廓。新生代以來受喜馬拉雅造山運動的影響, 共和盆地新構(gòu)造運動活動強烈, 表現(xiàn)在盆地周邊及盆地內(nèi)老斷裂的復(fù)活, 深部的水熱活動進(jìn)一步加強, 造就了共和盆地具備地?zé)豳Y源形成的區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造背景,使之成為中低溫地?zé)豳Y源的遠(yuǎn)景區(qū)(嚴(yán)維德等,2013)。

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

共和盆地地?zé)岙惓^(qū)主要分布于東部恰卜恰河谷至貴德地區(qū)一帶。恰卜恰河谷發(fā)育有北西及北北西向兩組斷裂, 在斷裂交接部位的阿乙亥溝谷兩側(cè)地下水多溢出形成沼澤, 泉水流量一般小于1 L/s, 最大為4.97 L/s, 水溫12～27 ℃; 在以往供水勘探中, 在下部承壓水含水層中也發(fā)現(xiàn)了地?zé)岙惓５拇嬖? 都高出了正常水溫10 ℃左右, 但由于溫度偏低(25～45 ℃), 多用于游泳洗浴、醫(yī)療保健等。近年來, 在恰卜恰河谷先后施工了多眼深層熱水勘探孔(藺文靜等, 2021), 揭露了新近系熱儲埋深1260.0～1497.85 m, 水溫 64～91 ℃, 具層狀熱儲兼帶狀熱儲的特點, 其中, DR3孔在深部揭露了高溫花崗巖體, 2900 m深度處溫度180.1 ℃。貴德地區(qū)的地?zé)豳Y源主要分布于扎倉溝、曲乃亥以及新街一帶侵入巖體邊緣(Liu et al., 2020), 曲乃亥溫泉水溫88.5 ℃, 扎倉寺溫泉水溫75～93 ℃。其中, 扎倉溝是位于縣城西南約15 km的山前溝谷, 泉水沿北西向溝谷呈線狀溢出, 溢出帶長約 150 m, 計有泉眼15處, 單泉涌水量 0.041～0.794 L/s, 總涌水量15.2 L/s, 水溫一般在78 ℃左右, 最高93 ℃, 主要用于當(dāng)?shù)鼐用竦南丛?。近年來在貴德三河平原先后施工了多眼深層地?zé)峥碧娇? 其中, R3井位于貴德三河平原區(qū), 終孔孔深2 701.20 m; ZR1井位于貴德扎倉溝, 終孔孔深3 050.68 m。

另外, 為探明共和盆地深層地?zé)豳x存條件,DR3、GR1、GR2(恰卜恰河谷)以及 ZR1、ZR2(貴德扎倉溝)等干熱巖勘探孔, 均在深部揭露了高溫花崗巖體, 其中恰卜恰河谷GR1孔與貴德扎倉溝ZR2孔分別于孔底3705 m與4 609.57 m處獲得207 ℃、214 ℃的孔底溫度。

2 數(shù)據(jù)及研究方法

2.1 鉆孔測溫及巖芯熱物性數(shù)據(jù)

分別獲取了共和盆地恰卜恰河谷的 DR3井以及貴德三河平原區(qū)R3井、扎倉溝ZR1孔(圖1)井溫測井, 巖芯熱導(dǎo)率、放射性生熱率等相關(guān)數(shù)據(jù)。其中, 利用DS2000新型溫度連續(xù)采集系統(tǒng)對DR3孔進(jìn)行了井內(nèi)穩(wěn)態(tài)測溫, 孔底溫度為 181 ℃; 采用車載PSJ-2型數(shù)字測井儀對R3孔進(jìn)行了溫度測井, 井底 2650—2675 m 平均井溫為 106.743 ℃; 采用DS2000新型溫度連續(xù)采集系統(tǒng)對ZR1孔地層溫度進(jìn)行連續(xù)測溫, 最高實測孔底溫度值為 151.3 ℃。鉆孔的測溫曲線及地溫梯度見圖2。鉆孔巖芯熱導(dǎo)率測試使用的儀器是德國生產(chǎn)的 TCS(Thermal Conductivity Scanning)熱導(dǎo)率自動掃描儀, 測量范圍為0.2～25 W/(m·K)。巖石密度、鈾含量、釷含量和鉀含量由核工業(yè)230研究所分析測試中心測試完成, 巖石生熱率可由實測的巖石中鈾、釷、鉀三種放射性元素含量計算獲得:

圖2 共和盆地地?zé)峥碧娇诇y溫曲線Fig. 2 Logging curve of geothermal exploration holes in Gonghe Basin

其中,A為巖石生熱率(μW/m3),CU、CTh分別為巖石中的 U、Th含量(×10-6),CK為 K 含量(%),ρ為巖石密度(kg/m3)。各鉆孔巖芯放射性生熱率測試結(jié)果見表1。

表1 鉆孔巖芯放射性生熱率測試結(jié)果一覽表Table 1 Heat generation rate per unit volume of borehole cores

2.2 大地?zé)崃骷暗貧峤Y(jié)構(gòu)分析

大陸熱流數(shù)據(jù)主要基于鉆井測溫數(shù)據(jù)和巖石熱導(dǎo)率測量結(jié)果而獲得, 已知鉆井的地溫梯度和相應(yīng)井段的巖石熱導(dǎo)率, 就可按照分段法或熱阻法計算熱流(邱楠生等, 2019)。

分段法計算熱流是用鉆井中不同深度范圍內(nèi)的溫度測量數(shù)據(jù)計算地溫梯度, 乘以相應(yīng)深度范圍內(nèi)有代表性的巖石熱導(dǎo)率, 求取計算段的熱流。每個鉆井可以根據(jù)地溫和巖石熱導(dǎo)率數(shù)據(jù)的分布情況選擇一個或者多個熱流計算段, 一般選取巖性比較均一的井段為熱流計算段。計算段內(nèi)的地溫梯度使用最小二乘法求取, 線性回歸方程為:

式中,G為線性回歸直線的斜率, 即計算段內(nèi)的地溫梯度, ℃/km;T0為回歸直線和溫度坐標(biāo)T的截距, 當(dāng)沒有其它因素干擾時,T0值應(yīng)接近恒溫帶的溫度, ℃。

熱阻法(Bullard法)其基本原理是同一地層中的兩個不同深度點之間的深度差Δzi和兩點間的地層熱導(dǎo)率λi的比值定義為熱阻(Bullard, 1939),m2K/W。

通常繪制出地層溫度數(shù)據(jù)與總熱阻RT的關(guān)系圖, 即 Bullard圖, 在導(dǎo)熱狀態(tài)下, 所有數(shù)據(jù)都沿著Bullard圖上的一條直線排列, 其梯度等于熱流Q(mW/m2), 軸向截距即平均表面溫度T0(℃):

獲取地表熱流后, 建立研究區(qū)的分層地殼模型,采用類似“回剝”法逐層計算由各層放射性元素生熱產(chǎn)生的熱流qa, 相加得到地殼總的熱流貢獻(xiàn)qc=Σqa, 然后由地表熱流值減去地殼熱流貢獻(xiàn), 獲得地幔熱流qm=q-qc, 最終即可獲得研究區(qū)的地殼熱結(jié)構(gòu)模型。

2.3 深部溫度估算

地殼淺部的溫度可借助于探井來直接測量, 而深部的溫度只能根據(jù)間接的方法加以推測。假設(shè)巖層的熱導(dǎo)率與生熱率均為常數(shù), 且?guī)r層內(nèi)的熱是以熱傳導(dǎo)方式向外傳遞, 則一維穩(wěn)態(tài)傳導(dǎo)方程可表示為(Correia et al., 1999):

式中,TZ是深度z處的溫度(℃),H是計算層段的厚度(km),T0(℃)、q(mW/m2)是計算層段頂面的溫度和熱流值, 地表溫度可取研究區(qū)年平均氣溫,A、K是巖層的生熱率(μW/m3)和熱導(dǎo)率(W/(m·k))。

2.4 熱流變狀態(tài)分析

巖石圈的分層結(jié)構(gòu)流變強度根據(jù)脆性變形所需差應(yīng)力σb(Mpa)與韌性變形所需差應(yīng)力σd(Mpa)的大小確定。脆性變形采用脆性破裂準(zhǔn)則計算(Ranalli,1991):

其中,α為斷層類型相關(guān)參數(shù),λ是孔隙流體因子, 分別取值0.75和0.37(Wang, 2001),ρ為平均密度(kg/m3),g為重力加速度(m/s2)。

韌性變形采用冪律流變定律(Ranalli, 1991):

其中,為應(yīng)變速率, s-1;A和n為流動參數(shù)(單位MPa-n/s)和應(yīng)力指數(shù);E為活化能, J/mol;R為普適氣體常數(shù), 取8.314 J/(mol·K);T為溫度(K), 由巖石圈熱結(jié)構(gòu)獲得的溫度場確定。

取各深度上的脆性與韌性差應(yīng)力最小值作為流變結(jié)構(gòu)強度, 即σz=min(σb,σd)(Ranalli, 1991)。通過計算不同深度流變結(jié)構(gòu)強度, 即可建立巖石圈流變結(jié)構(gòu)模型。

3 結(jié)果

3.1 地殼分層結(jié)構(gòu)

共和盆地上地殼主要由沉積地層和結(jié)晶基底(G)組成, 以脆性變形為主, 推覆構(gòu)造占主導(dǎo)。中地殼為花崗質(zhì)層, 下地殼為麻粒巖層, 中、下地殼均以韌性和塑性流變構(gòu)造變形為主, 總體具“厚殼薄?！毙蜌め＝Y(jié)構(gòu)(張雪亭等, 2007)。據(jù)瑪多—共和—雅布賴深地震廣角反射/折射探測(深地震探測, DSS)結(jié)果, 上地殼底界面(C1)在共和盆地內(nèi)缺失, 但在盆地北東及南西兩側(cè)深度約為 15 km。中地殼(C1與 C3界面間)底界埋深 29～31 km, 下地殼(C3與Moho 之間)底界/Moho 埋深 48～51 km(圖2)。共和盆地中心 Moho呈上隆的“背斜”狀, 埋藏相對較淺; 北東及南西兩側(cè)下凹, 埋藏稍深。地殼所有的地震相均具較低的視速度, 中下地殼具低速塑性變形特征(Jia et al., 2019; 唐顯春等, 2023)。

3.2 大地?zé)崃?/h3>

根據(jù)鉆孔揭露的地層巖性, 結(jié)合鉆孔所采集的同層位熱導(dǎo)率數(shù)據(jù), 選擇位于共和盆地恰卜恰河谷的DR3孔以及貴德三河平原的R3孔, 分別利用分段法和熱阻法進(jìn)行大地?zé)崃髦涤嬎?。計算所利用參?shù)及過程見表2、表3。溫度和壓力等其它因素對巖石熱導(dǎo)率會有一定的影響, 但在研究地殼淺部熱狀況時一般忽略不計(邱楠生等, 2019), 故計算中熱導(dǎo)率數(shù)據(jù)利用實驗室實測數(shù)據(jù)。其中, 恰卜恰河谷DR3孔選取201.1—1 498.2 m段作為計算段, 貴德三河平原R3孔采取全孔數(shù)據(jù)。

表2 分段法計算恰卜恰河谷DR3孔大地?zé)崃飨嚓P(guān)參數(shù)Table 2 Parameters related to the heat flow calculation for DR3 in Qiaboqia Valley based on the segmentation method

表3 熱阻法計算貴德平原R3孔大地?zé)崃飨嚓P(guān)參數(shù)Table 3 Parameters related to heat flow calculation for R3 in the Guide Basin based on Bullard plot

根據(jù)表2中的測溫數(shù)據(jù)、熱導(dǎo)率進(jìn)行 DR3孔201.1—1498.2 m 段溫度-深度線性回歸, 得到溫度和深度的回歸方程(圖3),T=0.072Z+15.71, 由此得到該井段的平均地溫梯度為 72.0 ℃/km, 再計算該井段的巖石熱導(dǎo)率的算術(shù)平均值為 1.52 W/(m·k),由此獲得DR3孔的大地?zé)崃鳛閝=KG=72.0×1.52≈109.6 mW/m2。根據(jù)表3中的測溫數(shù)據(jù)、熱導(dǎo)率等數(shù)據(jù)得到了貴德 R3孔的溫度-熱阻變化曲線(Bullard圖)(圖4), 并采用最小二乘法擬合溫度和熱阻數(shù)據(jù), 獲得R3孔的大地?zé)崃鳛?7.6 mW/m2。兩孔的大地?zé)崃骶哂谥袊箨懙貐^(qū)大地?zé)崃髌骄?60.4±12.3) mW/m2(姜光政等, 2016)與全球大地?zé)崃髌骄?5 mW/m2(Davies, 2013)。而由圖2可知, R3的全孔測溫曲線呈典型的傳導(dǎo)型特征, 說明其受地下水流動的影響很小, 與實際鉆探過程中揭露的熱儲層分布及特征相一致。R3鉆探過程中于235.20—560.70 m段揭露為新近系低溫?zé)醿? 含水層為中砂巖及細(xì)砂巖, 厚度為27.35 m,14C年齡顯示其地?zé)崴哪挲g普遍在 20000年左右(青海省環(huán)境地質(zhì)勘查局, 2014), 說明熱水是由晚更新世度較低的大氣降水補給形成, 且流動不暢; R3孔于608.50—1490 m段揭露古近系低溫?zé)醿? 巖性為古近系棕紅色泥巖、砂質(zhì)泥巖夾中細(xì)砂巖和粉砂巖,該熱儲段是處于有熱無水狀態(tài), 開發(fā)利用價值較低。而DR3孔測溫曲線整體上略微呈上凸型(圖2),說明其獲取的較高的大地?zé)崃髦蛋艘徊糠值叵聼崴鲃铀鶄鬟f的熱通量, 與DR3等地?zé)峋跍\層301.1—607.55 m揭露了水量豐富的下更新統(tǒng)熱儲層以及在 607.55—1340.25 m處揭露了具有層狀熱儲兼帶狀熱儲的新近系熱儲層相印證。

圖3 共和盆地恰卜恰河谷DR3孔溫度-深度線性回歸Fig. 3 Temperature-depth linear regression of DR3 in Qiaboqia valley, Gonghe Basin

圖4 共和盆地貴德三河平原R3孔Bullard圖解Fig. 4 Bullard plot of R3 in Guide Basin

3.3 地殼熱狀態(tài)與熱結(jié)構(gòu)

利用“回剝”法開展分層熱流值的計算, 獲取研究區(qū)的地殼熱結(jié)構(gòu)。鉆井深度范圍內(nèi)巖石生熱率采取實際測算值(表1), 其下各圈層巖石生熱率則采用地震波速與地殼深部生熱率的相關(guān)公式進(jìn)行計算(Rybach et al., 1984):

式中Vp為地震波速, 單位為km/s, 恰卜恰河谷地震橫波波速根據(jù)控制共和盆地的青海共和—玉樹公路沿線天然地震觀測剖面獲得(錢輝等, 2001), 波速比取 1.709(劉文邦等, 2014); 貴德三河平原區(qū)地震波速根據(jù)西藏東部莫巴和貴德之間的主動源地震剖面獲得(Zhang et al., 2011)。共和盆地莫霍面深度50～60 km, 根據(jù)地震波速剖面, 恰卜恰河谷地與貴德三河平原區(qū)莫霍面深度分別取55 km、52.1 km。根據(jù)一維穩(wěn)態(tài)熱傳導(dǎo)方程分別計算了共和盆地恰卜恰河谷與貴德三河平原的殼內(nèi)熱狀態(tài)(表4), 其莫霍面溫度分別為1018 ℃和994 ℃。利用“剝層法”計算所得的生熱率模型如圖5、表4所示。其中,恰卜恰河谷殼內(nèi)產(chǎn)生的熱能和為80.5 mW/m2, 即地殼熱流為80.5 mW/m2, 地幔熱流為29.1 mW/m2, 區(qū)內(nèi)殼、幔熱流比為2.77: 1, 表現(xiàn)出明顯的“殼內(nèi)異常加熱型”地殼熱結(jié)構(gòu)。貴德三河平原區(qū)放射性元素衰變產(chǎn)生的熱能和約為50.3 mW/m2, 即地殼熱流約為50.3 mW/m2, 地幔熱流約為27.3 mW/m2, 區(qū)內(nèi)殼、幔熱流比為1.84: 1, 表現(xiàn)為正常的“熱殼冷?！毙偷貧峤Y(jié)構(gòu)。

表4 共和盆地恰卜恰河谷與貴德三河平原地殼熱結(jié)構(gòu)及深部溫度Table 4 Comparison of the crustal thermal structure and deep temperature in Gonghe Basin

圖5 共和盆地恰卜恰河谷(a)與貴德三河平原(b)地殼熱結(jié)構(gòu)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 地殼熱-流變結(jié)構(gòu)

溫度場是計算研究巖石圈流變結(jié)構(gòu)的基礎(chǔ)。在獲取溫度場的基礎(chǔ)上, 通過脆性和韌性流變學(xué)定律可以獲取地殼尺度的流變結(jié)構(gòu)?；谇〔非『庸群唾F德三河平原地殼分層巖石礦物特征, 選取濕石英巖和長英質(zhì)麻粒巖作為流變參數(shù)進(jìn)行流變結(jié)構(gòu)研究(圖6), 選取的參數(shù)見表5。

表5 共和盆地恰卜恰河谷與貴德三河平原地殼流變結(jié)構(gòu)參數(shù)表Table 5 Parameters for crustal rheological structures of Qiaboqia and Guide in Gonghe Basin

圖6 共和盆地恰卜恰地區(qū)與貴德地殼熱-流變強度對比Fig. 6 Comparison of thermal-rheological structures of Qiaboqia and Guide basin

通過流變定律對共和盆地流變結(jié)構(gòu)計算, 地殼流變結(jié)構(gòu)從上而下可以分為脆性和韌性兩層, 而韌性層又可分為中地殼韌性層和下地殼韌性層兩層。對比恰卜恰河谷和貴德三河平原地殼流變結(jié)構(gòu)特征,可以看出兩者在上地殼尺度均表現(xiàn)為脆性破裂為主,并逐漸過渡為韌性流變。其中貴德三河平原上地殼流變強度要高于恰卜恰河谷地區(qū), 表現(xiàn)為貴德上地殼最大強度為155 MPa, 而恰卜恰上地殼最大強度為120 MPa。

中地殼尺度兩者均為韌性流變狀態(tài), 區(qū)別在于恰卜恰地區(qū)的流變強度明顯低于貴德地區(qū)。恰卜恰地區(qū)中地殼整體流變強度處于較穩(wěn)定均一且低值狀態(tài), 而貴德地區(qū)在15～23 km流變強度急劇減弱, 之后趨于穩(wěn)定, 但強度仍高于同深度的恰卜恰地區(qū)。

下地殼尺度由于巖性(流變學(xué)參數(shù))變化, 流變強度均有增大, 然而恰卜恰地區(qū)增大幅度較為有限,低于貴德地區(qū)。至下地殼下部(40 km)兩地區(qū)的流變強度趨于一致。

4 討論

4.1 恰卜恰地區(qū)中下地殼是否存在熔融層

恰卜恰和貴德地區(qū)地殼具有明顯的分層流變特性, 中下地殼整體表現(xiàn)為韌性變形特征, 脆韌性轉(zhuǎn)換帶均位于上地殼內(nèi)部。恰卜恰地區(qū)脆韌性轉(zhuǎn)換帶深度為 9.6 km, 此時達(dá)到最大流變強度為112 MPa, 隨深度增加流變強度迅速減弱, 至上地殼底部流變強度已減弱至20 MPa。這一流變強度在其他地球物理特征也存在相應(yīng)異常反映。地球物理揭示恰卜恰地區(qū)深部存在的殼內(nèi)低速體(Zhang et al., 2011; 唐顯春等, 2023), 深度為20～40 km, 相應(yīng)的流變結(jié)構(gòu)受韌性流變主導(dǎo), 表現(xiàn)出極低的流變強度(約 4～6 MPa)。而貴德地區(qū)深部不存在殼內(nèi)低速體, 盡管其也受韌性流變主導(dǎo), 但流變強度為5～30 MPa。特別是在15—20 km深度, 貴德地區(qū)的流變強度遠(yuǎn)大于恰卜恰地區(qū), 可以推測殼內(nèi)低速體對應(yīng)的熔融層, 對低速體上部也產(chǎn)生影響, 造成上地殼下部至下地殼上部(9.6—40 km)強度的整體減弱。

大陸巖石圈內(nèi)部存在多個滑脫面, 如中地殼低速與高導(dǎo)層滑脫面、地殼尺度滑脫面等, 通常與淺部陡傾斷層相連, 以逆掩-推覆斷層或正斷層形式發(fā)生韌性滑動, 成為大陸內(nèi)部地震的震源區(qū)與巖漿活動源區(qū)(萬天豐, 2018)。恰卜恰地區(qū)中下地殼表現(xiàn)為韌性流動變形, 表明其具有較小的黏度, 在上地殼表現(xiàn)為脆性破裂的背景條件下, 延伸至中下地殼時, 上述破裂沿一系列滑脫面發(fā)生韌性滑動。在此過程中, 局部地段可能出現(xiàn)局部異常高溫或減壓作用, 形成殼內(nèi)熔融(張森琦等, 2021)。

地殼巖石電阻率主要受溫度影響(柳江琳等,2001), 青海共和區(qū)域大地電磁測深顯示出地殼12 km以下電阻發(fā)生迅速降低, 形成低阻異常體, 暗示共和盆地恰卜恰地區(qū)地殼內(nèi)部分熔融層埋深15～35 km。但由于地球內(nèi)部物質(zhì)組成與狀態(tài)的復(fù)雜性, 地球物理勘探方法所獲得的信息往往具有多解性(郭進(jìn)京等, 2008), 因此需要與其他證據(jù)相互佐證。共和盆地綜合地球物理探測顯示, 共和盆地表現(xiàn)出明顯的低密度、低重力異常、低速和低電阻率特征, 表明下伏存在高導(dǎo)的低密度物質(zhì)(Gao et al.,2018; 唐顯春等, 2020)。根據(jù)本文獲取的地殼熱結(jié)構(gòu),地殼20—40 km溫度達(dá)到687～761 ℃, 在此溫度下,深部殼內(nèi)巖石可能發(fā)生熔融(Wang et al., 2016)。根據(jù)單次熱事件的熱松弛特征時間計算, 共和盆地部分熔融層形成年齡小于9.7 Ma(張超等, 2020)。

4.2 共和盆地?zé)?流變結(jié)構(gòu)與地震發(fā)育深度的關(guān)系

地震活動是巖石圈強度的反映, 流變結(jié)構(gòu)計算表明, 在共和盆地東部發(fā)生于脆性層的地震, 其震源深度一般為10 km以淺, 與中國地震臺網(wǎng)統(tǒng)計結(jié)果相符(表6)。

表6 共和盆地東部地震數(shù)據(jù)統(tǒng)計Table 6 Statistics of earthquake events in eastern Gonghe Basin

從地殼流變結(jié)構(gòu)來看, 在恰卜恰和貴德地區(qū)均表現(xiàn)為上地殼具有最大的流變強度, 以脆性破裂為主, 而中下地殼流變強度較小, 以韌性破裂為主。這暗示著區(qū)域性擠壓作用在上地殼表現(xiàn)為逆沖斷層、推覆等為主的脆性破裂作用, 必然是由深部低速層中的塑性伸展流動進(jìn)行調(diào)整(索書田等, 1994)。在中下地殼則表現(xiàn)為韌性剪切帶等韌性變形作用。擠壓推覆出露的斜長角閃質(zhì)糜棱巖、花崗質(zhì)糜棱巖是中地殼內(nèi)或中地殼與下地殼之間拆離滑脫的巖石學(xué)證據(jù)(馮益民等, 2002)。興海推覆體主拆離滑脫推覆面埋深 37～42 km, 總體位于下地殼中上部(張森琦等, 2021)，而脆性破裂則是震源主要層位。

4.3 共和盆地地殼熱-流變結(jié)構(gòu)及其地?zé)嵋饬x

對比共和盆地與我國陸區(qū)典型盆地的熱結(jié)構(gòu)特征(圖7), 可以看出貴德地區(qū)的熱結(jié)構(gòu)基本介于鄂爾多斯盆地與四川盆地之間, 而貴德地區(qū)大地?zé)崃髦惦m然顯著高于鄂爾多斯和四川盆地, 說明了高熱流值并非深部溫度必然高; 恰卜恰地區(qū)由于殼內(nèi)熔融的存在, 在0～20 km熱結(jié)構(gòu)曲線位于渤海灣盆地與松遼盆地之間, 而40 km以深則與貴德地區(qū)相近, 位于鄂爾多斯盆地和四川盆地之間。說明局部熔融體的存在對其下方熱結(jié)構(gòu)并無較大影響, 但對其上方熱結(jié)構(gòu)作用明顯?？紤]到熔融體內(nèi)部應(yīng)接近于均溫條件, 恰卜恰地區(qū) 20～40 km 賦存的局部熔融體使得40 km埋深的等溫線上移至20 km淺部,實現(xiàn)了0～20 km溫度的整體增大。

圖7 不同沉積盆地?zé)釥顟B(tài)對比(Jiang et al., 2019)Fig. 7 Geotherms of different sedimentary basins(modified from Jiang et al., 2019)

從流變結(jié)構(gòu)來看, 對比恰卜恰地區(qū)、貴德地區(qū)與我國塔里木盆地、華北盆地、天山造山帶和鄂爾多斯盆地的流變結(jié)構(gòu)特征(圖8), 可以看出, 塔里木盆地、鄂爾多斯盆地和華北盆地均具有相對弱地殼和強地幔結(jié)構(gòu), 但華北盆地強度顯著小于前兩者。天山造山帶與盆地流變結(jié)構(gòu)具有顯著的不同, 表現(xiàn)為具有強地殼和弱地幔的流變學(xué)特征。劉紹文等(2008)認(rèn)為中西部存在兩類盆地流變學(xué)特征, 包括以塔里木盆地為代表的弱地殼強地幔模式, 以及天山造山帶為典型的強地殼弱地幔流變學(xué)模式。本文獲取的共和恰卜恰和貴德地區(qū)的地殼流變結(jié)構(gòu)地殼強度顯著弱于塔里木盆地和天山造山帶, 略弱于華北盆地, 表現(xiàn)出較顯著的地殼流變強度的低值。而地殼低強度可能是大地?zé)崃髦灯叩牧髯儗W(xué)反映。

圖8 不同構(gòu)造域流變學(xué)特征Fig. 8 Rheological structure of different tectonic regions

恰卜恰地區(qū)與貴德地區(qū)的大地?zé)崃髦禐?09.6 mW/m2和77.6 mW/m2, 與前人獲取的恰卜恰地區(qū)熱流值 93.3～111 mW/m2接近(Zhang et al.,2018)。共和盆地上地殼花崗巖放射性生熱率的熱貢獻(xiàn)量可達(dá)30.3～40.5 mW/m2(張超等, 2020), 主要由于新生代以來印度-歐亞大陸碰撞導(dǎo)致區(qū)域地殼增厚, 放射性生熱率層厚度同步增加(郭曉玉等,2017)。

地殼熱-流變特征顯示出流變強度較大的上地殼, 與相對弱的中下地殼, 暗示了上地殼與中下地殼的強度存在解耦關(guān)系, 且整體巖石圈強度較低。在區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力條件下, 脆性的上地殼部分承擔(dān)了主要的應(yīng)力作用, 發(fā)生擠壓逆沖和推覆, 疊覆的上地殼導(dǎo)致了中下地殼埋深增大, 且放射性生熱元素進(jìn)一步聚集, 形成地溫線升高; 同時中下地殼的韌性流動變形造成摩擦生熱, 綜合放射性生熱、地殼加厚以及摩擦生熱等作用, 形成了中下地殼的部分熔融, 而中下地殼部分熔融為恰卜恰地區(qū)提供了額外的熱源, 使其大地?zé)崃髦碉@著高于貴德地區(qū)。

從地殼熱-流變結(jié)構(gòu)可以看出, 恰卜恰地區(qū)具有相對更淺的脆韌性轉(zhuǎn)變深度為9.6 km, 貴德則為12.72 km, 這可能暗示了貴德的淺表脆性破裂深度深于恰卜恰地區(qū), 地?zé)崃黧w的循環(huán)深度可能更深。但由于貴德地區(qū)上地殼溫度低于同深度恰卜恰地區(qū),因此盡管地?zé)崃黧w的循環(huán)深度可能較恰卜恰地區(qū)更深, 但形成的水熱系統(tǒng)的溫度不一定更高。

5 結(jié)論

(1)共和盆地的地殼流變結(jié)構(gòu)從上而下分為脆性和韌性兩層, 韌性層又包括中地殼和下地殼兩層韌性層, 在上地殼尺度均表現(xiàn)為脆性破裂為主, 并逐漸過渡為韌性流變。恰卜恰地區(qū)的地殼熱-流變結(jié)構(gòu)揭示, 在脆性破裂的上地殼延伸至中下地殼時,破裂沿一系列滑脫面發(fā)生韌性滑動, 局部地段會形成殼內(nèi)熔融。

(2)脆性破裂的上地殼受擠壓發(fā)生疊覆導(dǎo)致中下地殼埋深增大, 且放射性生熱元素在上地殼的聚集形成地溫線升高; 同時中下地殼的韌性流動變形使得中下地殼的部分熔融, 為恰卜恰地區(qū)提供了額外的熱源, 使其大地?zé)崃髦碉@著高于貴德地區(qū)。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (No. DD20221676-4), and Qinghai Province Clean Energy Special Funds (No. 2022013004qj004).