我國(guó)陸區(qū)地殼生熱率分布與殼幔熱流特征研究

王貴玲, 劉峰, 藺文靜, 張薇, 原若溪, 習(xí)宇飛,魏帥超, 廖煜鐘, 王亞茹

1 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所, 石家莊 0500612 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)水資源與環(huán)境學(xué)院, 北京 1000833 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, 石家莊 0500614 中國(guó)石油大學(xué)(北京)地球科學(xué)學(xué)院, 北京 102249

0 引言

大地?zé)崃?q0)作為表征地球內(nèi)部熱動(dòng)力過程和殼幔生熱能力的綜合參數(shù),可分為由地殼各巖層放射性產(chǎn)熱所產(chǎn)生的地殼熱流qc與通過上地幔向上傳導(dǎo)的地幔熱流qm(Roy et al., 1968; Furlong and Chapman, 1987).一個(gè)地區(qū)殼幔熱流值的高低、qc/qm的比值以及qc的具體組成,共同構(gòu)成了殼幔熱結(jié)構(gòu)研究的最基本概念,代表了一個(gè)地區(qū)的深部熱量來源與最基礎(chǔ)的地?zé)岜尘?Lachenbruch, 1970; 王貴玲等, 2020).

我國(guó)以往的殼幔熱流配分、巖石圈熱結(jié)構(gòu)等研究多局限于某一盆地或小區(qū)域中,如共和盆地(Lin et al., 2021)、渭河盆地(饒松等, 2016)、貴德盆地(Liu et al., 2017)、蘇魯?shù)伢w(吳耀等, 2005)等.較大區(qū)域的研究多集中于資料相對(duì)豐富的我國(guó)東部地區(qū)(何麗娟等, 2001),如華北地臺(tái)(遲清華和鄢明才, 1998)、華南地區(qū)(張健等, 2018; Lin et al., 2022)等.同時(shí),由于缺乏實(shí)測(cè)數(shù)據(jù),上述熱結(jié)構(gòu)研究所用的深部地殼生熱率參數(shù)大多為通過巖層地震縱波速度(VP)-放射性生熱率(A)經(jīng)驗(yàn)公式獲得,此類公式均為根據(jù)歐洲部分區(qū)域樣品推導(dǎo)得出(Lachenbruch, 1970),且越來越多的研究(趙平, 1995;汪洋, 2006;趙平等, 2015)表明,該經(jīng)驗(yàn)公式缺乏可靠的數(shù)學(xué)聯(lián)系,在我國(guó)陸區(qū)的適用性存疑,從而影響了各區(qū)域巖石圈熱結(jié)構(gòu)計(jì)算結(jié)果的可信度.李廷棟等(2013)、陳超強(qiáng)等(2022)先后開展了全國(guó)尺度巖石圈熱結(jié)構(gòu)的初步研究,但也存在“①所用大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)(507組、1023組)相對(duì)較少,②淺部生熱率計(jì)算分區(qū)、分層較為粗略(論文中分別將中國(guó)分為1個(gè)、6個(gè)分區(qū)),③缺乏深部地殼實(shí)測(cè)生熱率數(shù)據(jù)”等問題,研究程度有待進(jìn)一步提高.

因此,本文依托CRUST1.0 模型(Laske et al., 2013)與我國(guó)陸區(qū)地表巖性分布圖(Steinshouer et al., 1999)建立了我國(guó)陸區(qū)地殼結(jié)構(gòu)模型,結(jié)合全國(guó)范圍內(nèi)巖石生熱率測(cè)試、地殼元素?cái)?shù)據(jù)相關(guān)文獻(xiàn)整理與分析等工作得到了中國(guó)陸區(qū)不同構(gòu)造分區(qū)沉積層、基巖、上地殼、中地殼、下地殼的放射性生熱率參數(shù).在此基礎(chǔ)上,利用最新的全國(guó)大地?zé)崃鳒y(cè)量數(shù)據(jù)完成了我國(guó)陸區(qū)殼幔熱流分布的研究,主要方法與工作成果如下文所述.

1 地?zé)岬刭|(zhì)背景

1.1 區(qū)域構(gòu)造背景

如圖1所示,我國(guó)陸區(qū)自東部沿海地區(qū)向西南青藏高原地區(qū)可大概分為三類巖石圈,即東部地殼減薄區(qū)、中西部克拉通型地殼區(qū)、青藏高原地殼增厚區(qū)(滕吉文等, 2004;蔡學(xué)林等, 2007;Guo et al.,2019),不同類型的巖石圈厚度、主要巖性、密度等均有差異.李廷棟等(2013)在此基礎(chǔ)上,將我國(guó)陸區(qū)分為15個(gè)地殼構(gòu)造區(qū),將單個(gè)構(gòu)造區(qū)作為一個(gè)整體查明了區(qū)內(nèi)上、中、下地殼的主要巖性并分別計(jì)算了各層的地震縱波、橫波速度(VP、VS)、密度(ρ)等參數(shù).

圖1 我國(guó)陸區(qū)地殼類型與生熱率計(jì)算分區(qū)示意圖1 興安地塊, 2 興凱地塊, 3 松遼盆地地塊, 4 額爾齊斯—西拉木倫對(duì)接帶, 5 環(huán)鄂爾多斯構(gòu)造帶, 6 上揚(yáng)子陸塊, 7 華北陸塊東部, 8 秦祈昆構(gòu)造帶東段, 9 下?lián)P子陸塊, 10 南嶺地塊, 11 東南沿海巖漿弧, 12 海南弧盆系, 13 臺(tái)灣弧盆系, 14 青藏高原南部地塊, 15 北羌塘—三江造山帶, 16 秦祈昆構(gòu)造帶中段, 17 秦祈昆構(gòu)造帶西段, 18 塔里木陸塊, 19 天山—準(zhǔn)噶爾—北山造山系.

本文將上述15個(gè)地殼構(gòu)造區(qū)與《中國(guó)大地構(gòu)造圖》(潘桂堂和肖慶輝,2015)結(jié)合,將我國(guó)陸區(qū)進(jìn)一步細(xì)分為19個(gè)巖石圈構(gòu)造區(qū)(圖1).由于各分區(qū)內(nèi)部具有一致的地殼結(jié)構(gòu)和相似的地殼物質(zhì)組成,可以將這些分區(qū)作為地殼不同圈層生熱率的計(jì)算分區(qū).取在同一計(jì)算分區(qū)內(nèi)同一巖層獲取的放射性生熱率數(shù)據(jù)的平均值,作為該分區(qū)內(nèi)該巖層的生熱率.為方便計(jì)算,部分地殼構(gòu)造區(qū)地跨兩類巖石圈區(qū)域的,以面積加權(quán)方法計(jì)算以上參數(shù).

1.2 大地?zé)崃鞅尘?/h3>

截至目前,本文收錄我國(guó)陸區(qū)大地?zé)崃鳒y(cè)點(diǎn)共1670組.其中,我國(guó)陸區(qū)第四次熱流數(shù)據(jù)匯編數(shù)據(jù)共1230組(姜光政等, 2016),本文收集已發(fā)表未匯編熱流數(shù)據(jù)180組(Davies and Davies, 2010; 李春榮等, 2017; Gao et al., 2018; 雷曉東等, 2018; 張超等, 2018; 金春爽等, 2019; Liu et al., 2020; Wang et al., 2020b; Zhang, 2020; Wei et al., 2022).2019—2021年,由中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局組織,多家單位參與的“全國(guó)大地?zé)崃髦禍y(cè)量與靶區(qū)優(yōu)選”項(xiàng)目共新增實(shí)測(cè)熱流測(cè)數(shù)據(jù)260組.上述數(shù)據(jù)分布如圖2所示,數(shù)據(jù)總量較第四次匯編增加35.8%,高質(zhì)量的A、B類數(shù)據(jù)占比由83.5%提升至86.3%,在測(cè)點(diǎn)密度、數(shù)據(jù)質(zhì)量、覆蓋范圍等方面均有較大提升,可為我國(guó)陸區(qū)殼幔熱結(jié)構(gòu)研究提供數(shù)據(jù)支撐.

圖2 全國(guó)陸區(qū)大地?zé)崃鳒y(cè)點(diǎn)分布示意圖

結(jié)合前人研究(何麗娟等,2001; 汪洋等, 2001; 李廷棟等, 2013)中對(duì)熱流數(shù)據(jù)的分析整理方法,對(duì)現(xiàn)有熱流值進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析,剔除部分異常點(diǎn)、低質(zhì)量點(diǎn),可進(jìn)一步提高大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)的有效性.(1)首先剔除所有D類數(shù)據(jù)及部分與周邊熱流值相差較大、存在明顯異常的C類數(shù)據(jù),只保留高質(zhì)量熱流數(shù)據(jù)參與統(tǒng)計(jì).(2)國(guó)內(nèi)外殼幔熱流研究成果(Pollack et al., 1993; 趙平, 1995)顯示,我國(guó)陸區(qū)地幔熱流范圍約為10～45 mW·m-2,平均值約30 mW·m-2.因此,為減少邊界效應(yīng)與剔除明顯受冷水影響而數(shù)值較低的熱流點(diǎn),所有小于40 mW·m-2的熱流數(shù)據(jù)本次都不納入計(jì)算.(3) 大于150 mW·m-2的高熱流異常值一般都受垂向水熱活動(dòng)影響,無法代表區(qū)域傳導(dǎo)型地?zé)岜尘?因此,本文參照李廷棟等(2013)所用的數(shù)據(jù)處理方法,將此類數(shù)據(jù)也剔除計(jì)算.

綜上,如圖2所示共篩選出質(zhì)量較高的大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)1503組(占總數(shù)據(jù)量的87%),以此為地表熱流值(q0)開展殼幔熱結(jié)構(gòu)研究.

2 數(shù)據(jù)和方法

2.1 地殼結(jié)構(gòu)分層

本文利用CRUST1.0全球地殼模型(Laske et al., 2013)中的數(shù)據(jù)為基礎(chǔ),以73°E—136°E、2°N—54°N為邊界,完成我國(guó)陸區(qū)地殼分區(qū)、分層工作.CRUST1.0系列地殼模型基于大量地學(xué)斷面、地震波速測(cè)量剖面等數(shù)據(jù)建立,自CRUST5.1(Mooney et al., 1998)開始,歷經(jīng)數(shù)次更新,目前的平面上的數(shù)據(jù)精度為1°×1°.在垂向上則分為 9 層,每一層給出了厚度、VP、VS及ρ等參數(shù).這9層分別為水層,冰層,上、中、下沉積層,上、中、下地殼與上地幔.各圈層賦予相應(yīng)的生熱率參數(shù),即可獲得區(qū)域地球化學(xué)模型.作為一個(gè)成熟的深部巖層結(jié)構(gòu)模型,CRUST5.1、CRUST1.0被很多學(xué)者應(yīng)用于巖石圈特征(Baranov et al., 2001; Chen, 2017)及巖石圈熱結(jié)構(gòu)(Artemieva, 2003)的研究中.

2.2 各區(qū)域、各圈層巖石放射性生熱率計(jì)算

淺部幾公里內(nèi)的巖石,生熱率主要通過測(cè)試巖體的鈾、釷、鉀豐度與密度,代入巖石放射性生熱率計(jì)算公式(Rybach, 1976)獲取,單位為μW·m-3.深部地殼的巖石樣品因難以獲取,前人研究中多采用地震波速VP與放射性生熱率的經(jīng)驗(yàn)公式進(jìn)行估計(jì)(Rybach &Buntebarth, 1984),但該方法在我國(guó)的適用性目前飽受質(zhì)疑(趙平, 1995).因此,本文在全國(guó)范圍內(nèi)大量采集了不同巖性、不同地質(zhì)年代的巖樣并進(jìn)行生熱率測(cè)試.尤其對(duì)數(shù)千米乃至萬米的深鉆巖心、出露深源包裹體及深部地質(zhì)斷面開展重點(diǎn)取樣,樣品數(shù)量及所處地層如表1所示.同時(shí),為彌補(bǔ)本次工作測(cè)試樣品的不足,本文收集整理了近幾十年來國(guó)內(nèi)外學(xué)者在我國(guó)地殼深部巖石放射性元素豐度、放射性生熱率方面的研究成果(表1),從中提取獲取了豐富的地殼巖層鈾、釷、鉀元素豐度實(shí)測(cè)數(shù)據(jù),結(jié)合由CRUST1.0模型中不同地殼圈層的密度數(shù)據(jù),可獲得不同構(gòu)造分區(qū)的大量上、中、下地殼放射性生熱率參數(shù),為我國(guó)陸區(qū)不同構(gòu)造分區(qū)殼幔熱結(jié)構(gòu)的計(jì)算提供基礎(chǔ)數(shù)據(jù).

表1 我國(guó)陸區(qū)地殼各圈層生熱率計(jì)算成果及數(shù)據(jù)來源一覽表

2.3 殼幔熱流配分計(jì)算

根據(jù)定義,大地?zé)崃鱭0是地表至地心所有巖層向上傳導(dǎo)熱量疊加的綜合顯示.而在地殼及上地幔范圍內(nèi),傳導(dǎo)熱量基本都是由放射性元素的衰變產(chǎn)生的(Mao et al., 2019; Liu et al.,2017).因此,可以利用 “剝層”的方法計(jì)算地殼各圈層的熱流貢獻(xiàn)及殼幔熱流比,即為殼幔熱結(jié)構(gòu),公式如下:

qi=Di·Ai,

(1)

q0=∑qi,

(2)

其中,qi為地表以下某一圈層的放射性衰變所產(chǎn)生的熱流值(單位:mW·m-2),為該層的厚度Di(單位:km)與該層平均生熱率Ai(單位:μW·m-3)的乘積.地表大地?zé)崃鱭0是所有圈層熱流值qi的集合.由于上地幔以下巖層放射性生熱率較低,一般“剝層”至莫霍面,則莫霍面以上所有地層放射性生熱所產(chǎn)生的熱流即為地殼熱流qc;q0-qc產(chǎn)生的剩余熱流即為地幔熱流qm,也就是地幔以下巖層向上傳導(dǎo)的熱流值.

3 地殼結(jié)構(gòu)劃分

CRUST1.0模型中上、中、下地殼與地幔之間邊界明確,但未單獨(dú)劃分上地殼之上的基巖層.基巖層以上的沉積層也僅劃分為上、中、下沉積層(合稱沉積層),其與實(shí)際地層的對(duì)應(yīng)關(guān)系需結(jié)合實(shí)際情況具體確定,以便與各區(qū)域?qū)崪y(cè)、收集的放射性生熱率數(shù)據(jù)結(jié)合,開展模型各巖層的生熱率參數(shù)賦值.

主要基于VP(地震縱波速度)的不同劃分各地殼圈層(Bagherbandi et al., 2015; Gedamu et al., 2020).該方法對(duì)于VP變化特征明顯的深部圈層(上、中、下地殼與地幔)區(qū)分效果較好.但是淺部的上、中、下沉積層(合稱沉積層)之間的邊界與地層巖性、沉積年代等地質(zhì)條件的關(guān)系并不明確,需結(jié)合實(shí)際情況具體劃分,從而確定各區(qū)域?qū)崪y(cè)、收集的放射性生熱率數(shù)據(jù)應(yīng)賦值的具體層位.

基于我國(guó)陸區(qū)地表巖層資料(潘桂堂和肖慶輝, 2015;Steinshouer et al.,1999),簡(jiǎn)化后的中國(guó)陸區(qū)出露巖層的地質(zhì)年代分布如圖3a所示,將我國(guó)地殼結(jié)構(gòu)模型中上、中、下沉積層地層的范圍與圖3a中不同地質(zhì)年代地層的范圍進(jìn)行對(duì)比分析可得:除青藏高原與上揚(yáng)子陸塊之外,第四系地層的分布區(qū)域與CRUST1.0模型中上沉積層分布區(qū)有明顯的對(duì)應(yīng)關(guān)系.在此基礎(chǔ)上,本文將太古界至第四系的地層逐一與CRUST1.0模型中的上、中、下沉積層分布范圍進(jìn)行對(duì)比擬合,可得圖3a中的第四系地層(Q)、新生界地層(Kz)、中生界地層(Mz)與地殼模型中的上、中、下沉積層有較好的對(duì)應(yīng)關(guān)系,即第四系松散沉積層與上沉積層面積接近,分布范圍高度重合.中生界之后沉積的地層(Q+Kz)與中、上沉積層,古生界之后沉積的地層(Q+Kz+Mz)與沉積層總體之間也存在上述關(guān)系.按模型中沉積層厚度≥400 m為邊界計(jì)算,在全國(guó)范圍內(nèi),上述對(duì)應(yīng)各層位的分布面積相差不高于10%,分布范圍重合率均高于50%(圖3).剔除模型反演沉積層分布與實(shí)際明顯不符的青藏高原地區(qū)(圖1中的14—17分區(qū))與上揚(yáng)子陸塊(圖1中的9號(hào)分區(qū))后,如圖3(b,c,d)所示,上述地層與對(duì)應(yīng)反演沉積層的面積比分別為107.8%、103.4%和121.7%,分布范圍重合率也分別達(dá)到了69.43%、69.03%、75.01%,相關(guān)性較好.

圖3 我國(guó)陸區(qū)出露巖層地質(zhì)年代與地殼模型沉積層分布對(duì)比圖Q: 第四系松散沉積物,Kz: 新生界地層(不含第四系地層),Mz: 中生界地層,Pz:古生界地層,Pt:元古界地層,Ar:太古界地層.

由于CRUST1.0模型中各沉積層的邊界主要基于各地層不同的地震波速(VP、VS)劃分,與密度變化相關(guān)性最高(Laske et al., 2013;Gedamu et al., 2020).從密度上看,太古界至第四系的巖層中,第四系主要巖性為松散沉積物與火山巖,孔隙度最大,密度最小;新生界巖性主要為固結(jié)-半固結(jié)沉積巖,密度略大;中生界基本以沉積巖與變質(zhì)巖為主,密度相對(duì)較大.這一特征與本文地殼模型中的上、中、下沉積層有較好的對(duì)應(yīng)關(guān)系.前中生界巖層與侵入巖層一般孔隙度較小,與上地殼片巖、片麻巖、花崗質(zhì)巖層密度相近,地震波速均較高.因此CRUST1.0中根據(jù)密度、地震波速將前中生界巖層與侵入巖層均劃入上地殼也是合理的.

綜上,考慮到CRUST1.0模型的精度僅為1°×1°,且地層的密度、VP也在一定程度上受其他因素影響,與其形成的地質(zhì)年代并不完全一致,因此本文認(rèn)為圖3顯示的70%左右的分布范圍重合率可為古生界后的沉積地層與模型中沉積層的對(duì)應(yīng)關(guān)系提供足夠的證據(jù).青藏高原、上揚(yáng)子陸塊中實(shí)際地層與模型沉積層的不一致可能是由于這些區(qū)域內(nèi)地殼增厚(Chen, 2017)或擠壓運(yùn)動(dòng)(蔡學(xué)林等, 2007)造成區(qū)域地震波速、密度異常,從而使得模型中反演的淺部沉積層劃分出現(xiàn)較大誤差.

基于以上分析,以表2作為劃分原則對(duì)于上地殼以上的巖層進(jìn)行劃分.其中,前中生界地層與侵入巖層與上地殼在密度、VP方面均比較接近,但生熱率卻與上地殼存在明顯差異(汪集旸和汪緝安, 1986),因此將其作為上地殼與沉積層之間的基底巖層.由于該基層與上地殼之間無明確的邊界,結(jié)合前人在華北(嘉世旭等, 2009; Wang et al., 2020a)、華南(曠健等, 2020)、青藏高原(張超等, 2018)的研究成果,取經(jīng)驗(yàn)值5 km作為該層厚度,劃分基底層與上地殼之間的邊界.

表2 CRUST1.0模型結(jié)構(gòu)層與實(shí)際地層對(duì)照表

4 各區(qū)域、各圈層生熱率數(shù)據(jù)填圖

基于以上成果,可將我國(guó)陸區(qū)地幔上部巖層概化為19個(gè)平面分區(qū)(A1—A19)、8個(gè)垂向分層(L1—L8)的地質(zhì)模型.對(duì)于其中每個(gè)分區(qū)的每個(gè)層段(AiLk),可綜合該區(qū)域該巖層內(nèi)實(shí)測(cè)與收集的生熱率數(shù)據(jù),取平均值作為模型中AiLk空間的生熱率(表2).其中,L1—L4巖層的生熱率可通過在相應(yīng)地質(zhì)年代地層的分布區(qū)直接取樣并測(cè)試.

我國(guó)陸區(qū)上地殼主要由片麻巖、花崗閃長(zhǎng)巖、變粒巖、片巖、片麻巖等組成,相關(guān)巖體在地表多有出露,一般被歸類為古太古界變質(zhì)巖層.對(duì)于上地殼巖體,一般參考該各區(qū)域的上地殼主要巖性(邱瑞照等, 2006),選取區(qū)域內(nèi)相同巖性的太古界地層進(jìn)行取樣、測(cè)試,獲得該區(qū)域上地殼生熱率數(shù)據(jù).

中、下地殼埋深達(dá)十幾甚至幾十公里,巖樣難以獲取,但是可以通過獲取出露地表的中、下地殼巖體捕虜體或地質(zhì)剖面內(nèi)的巖樣近似替代(趙平, 1995; 汪洋, 2005).其中,中地殼巖性主要為角閃巖、閃長(zhǎng)巖、片麻巖;下地殼巖性主要為麻粒巖與輝長(zhǎng)巖;在青藏高原的地殼加厚區(qū),下地殼還存在榴輝巖層(邱瑞照等, 2006).對(duì)于無法實(shí)測(cè)或收集到生熱率數(shù)據(jù)的巖層,通過收集資料獲得深源捕虜體中的U、Th、K物質(zhì)含量,結(jié)合CRUST1.0模型中該區(qū)域該地層的密度數(shù)據(jù),通過公式(1)也可推算出其放射性生熱率.

綜上,本文實(shí)測(cè)生熱率數(shù)據(jù)664組,收集生熱率數(shù)據(jù)約1000組,完成了中國(guó)陸區(qū)地表至上地幔不同層位巖石放射性生熱率的初步填圖工作.各構(gòu)造分區(qū)各巖層平均放射性生熱率數(shù)據(jù)及參考文獻(xiàn)如表2所示.

各構(gòu)造區(qū)的生熱率數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)結(jié)果如圖4所示,一般基底層以下的地層,隨著深度增加生熱率值都逐漸變低,符合地殼放射性元素向地表富集的理論趨勢(shì)(龔育齡, 2003).中生界以上巖層生熱率則變化幅度較大,規(guī)律性較差,故未在圖4中顯示.其中,華南地區(qū)基底層、上地殼生熱率最高,下地殼生熱率則最低,推測(cè)為該區(qū)域地殼活動(dòng)劇烈,加劇了放射性物質(zhì)向地表的富集.

圖4 我國(guó)陸區(qū)沉積層以下地層生熱率統(tǒng)計(jì)示意圖

序號(hào)為3、5、7、9、17、18、19的幾塊區(qū)域分別發(fā)育了松遼盆地、華北平原、鄂爾多斯盆地、蘇北盆地、柴達(dá)木盆地、塔里木盆地、準(zhǔn)噶爾盆地,為我國(guó)主要盆地分布區(qū).與周邊的山區(qū)相比,這些地區(qū)的基底生熱率相對(duì)較低.這可能是這些區(qū)域的基底層主要由前中生界沉積巖、變質(zhì)巖組成,而其他地區(qū)基底層中含有大量花崗巖類侵入巖造成的.山區(qū)的侵入巖放射性生熱率一般大于2.5 μW·m-3(趙夢(mèng)磊,2021),高于一般的沉積巖與變質(zhì)巖.一些地區(qū)的花崗類侵入巖放射性生熱率甚至高達(dá)5 μW·m-3以上,一般稱之為高產(chǎn)熱花崗巖.

我國(guó)的高產(chǎn)熱花崗巖主要分布于東南沿海地區(qū)和青藏高原,這些區(qū)域也是基底層放射性生熱率最高的地區(qū)(圖4).這些地區(qū)的大地?zé)崃髦狄捕枷鄬?duì)較高(圖2),說明基底層的產(chǎn)熱是大地?zé)崃鞯囊豁?xiàng)重要熱源.

如表2所示,我國(guó)陸區(qū)上、中、下地殼生熱率平均值分別為1.31 μW·m-3、0.57 μW·m-3、與0.22 μW·m-3.前人在我國(guó)陸區(qū)及我國(guó)陸區(qū)東部的上、中、下地殼生熱率取值分別為1.3 μW·m-3、0.4 μW·m-3、0.2 μW·m-3(李廷棟等, 2013; 汪洋, 2005).兩者非常接近,說明本文中生熱率數(shù)據(jù)的選取較為合理.

5 殼幔熱流配分

將所篩選出的1503個(gè)大地?zé)崃髦禍y(cè)點(diǎn)(圖2)的坐標(biāo)代入CRUST1.0模型,即可得到這些點(diǎn)在垂向上各巖層的埋深、厚度、VP、密度等參數(shù).結(jié)合公式(2)、(3),以地表為起算點(diǎn),通過“剝層法”對(duì)每一層逐一進(jìn)行計(jì)算,即可獲得各點(diǎn)地表至上地幔不同巖層的熱流貢獻(xiàn)(qi)、源自地殼的熱流值(qc)、源自地幔的熱流值(qm)及殼幔熱流比值(qc/qm).

5.1 殼幔熱流配分

我國(guó)陸區(qū)殼幔熱流比值分布如圖5所示,其中qc/qm>1的面積占80.1%、qc/qm>1.2的面積占65.8%,說明除華北地區(qū)、東北地區(qū)、長(zhǎng)江中下游地區(qū)及中部的一些盆地之外,地殼均為我國(guó)陸區(qū)大地?zé)崃鞯淖钪饕獰嵩?

考慮到大地?zé)崃髦禍y(cè)量與生熱率計(jì)算均存在一定誤差, 0.8≤qc/qm≤1.2的區(qū)域殼源熱流與幔源熱流相差不大,可近似稱為“殼-幔熱源平衡區(qū)”.qc/qm<0.8的區(qū)域大地?zé)崃髅黠@以幔源產(chǎn)熱為主,可以劃分為“幔源產(chǎn)熱區(qū)”;qc/qm>1.2的區(qū)域大地?zé)崃髅黠@以殼源產(chǎn)熱為主,可以劃分為“殼源產(chǎn)熱區(qū)”. 如圖5所示,我國(guó)東部平原區(qū)及膠東半島、遼東半島均為“幔源產(chǎn)熱區(qū)”.青藏高原、西北地區(qū)、上揚(yáng)子陸塊等區(qū)域?yàn)椤皻ぴ串a(chǎn)熱區(qū)”.除此之外的其他區(qū)域殼幔產(chǎn)熱比例接近,可以劃分為“殼幔熱源平衡區(qū)”.

5.2 不同圈層的產(chǎn)熱能力

我國(guó)陸區(qū)不同構(gòu)造分區(qū)的面積占比、各分區(qū)地殼各圈層的熱流貢獻(xiàn)等數(shù)據(jù)成果如表3所示.鑒于熱流測(cè)點(diǎn)的分布并不均勻,東部地區(qū)較多,西南、西北地區(qū)較少,因此面積加權(quán)平均值代表性更好.經(jīng)面積加權(quán)得: 我國(guó)陸區(qū)qc/qm平均為1.8,總體而言地殼巖層的放射性產(chǎn)熱是我國(guó)陸區(qū)大地?zé)崃鞯闹饕獰嵩?其中基底層至中地殼為最主要的產(chǎn)熱區(qū)域,貢獻(xiàn)了約50%的大地?zé)崃髦?沉積層、下地殼的熱流平均貢獻(xiàn)率均小于5%.在盆地分布區(qū)沉積層的熱流貢獻(xiàn)率約5%～11%,是非常重要的熱量來源;而部分以山地為主的區(qū)域沉積層較薄,其熱流貢獻(xiàn)可以忽略.山區(qū)的基巖一般生熱率較高,基底層熱流貢獻(xiàn)相對(duì)較高,熱流貢獻(xiàn)率最高可達(dá)約35%.以上成果表明本文對(duì)于不同沉積層及基底層分布范圍、沉積年代、厚度等參數(shù)的界定是有非常有必要的.

表3 我國(guó)陸區(qū)地幔及地殼各圈層熱流貢獻(xiàn)統(tǒng)計(jì)表

我國(guó)陸區(qū)地殼熱流平均值約39.1 mW·m-2,殼源熱流的分布基本呈西高東低,南高北低的趨勢(shì).其中青藏高原殼源熱流值最高,約55～75 mW·m-2,主要與該區(qū)域地殼厚度較大(普遍高于50 km)有關(guān).東南沿海地區(qū)次之,主要是由該區(qū)域較高的基底巖層放射性生熱率(普遍大于2.5 μW·m-3)引起的.這兩個(gè)區(qū)域也是我國(guó)陸區(qū)中高溫對(duì)流型地?zé)豳Y源最豐富的地區(qū),說明較高的殼源熱流是中高溫對(duì)流型地?zé)豳Y源的存在的一大控制因素.我國(guó)陸區(qū)地幔熱流平均值約29.7 mW·m-2,其中東部沿海地區(qū)、藏滇地?zé)釒?、環(huán)鄂爾多斯盆地區(qū)域較高,與這些區(qū)域地?zé)犸@示較多的現(xiàn)象也具有較好的一致性,說明地幔熱流對(duì)地?zé)豳Y源、尤其是傳導(dǎo)型地?zé)豳Y源的產(chǎn)生具有一定的促進(jìn)作用.中西部其他地區(qū)地幔熱流普遍較低,地?zé)犸@示也較少,與前人研究成果相近(邱楠生等, 2019).

6 結(jié)論

(1)綜合分析CRUST1.0模型與我國(guó)陸區(qū)地表巖體分布,確定了模型中地震波反演沉積層與第四系、新生界、中生界地層的對(duì)應(yīng)關(guān)系,建立了包含中國(guó)陸區(qū)第四系松散層、新生界沉積層、中生界沉積層、基底層、上-中-下地殼及上地幔等地質(zhì)圈層的分布范圍、厚度、密度等參數(shù)的中國(guó)陸區(qū)三維地殼結(jié)構(gòu)模型.同時(shí),結(jié)合前人成果將我國(guó)陸區(qū)劃分為19個(gè)構(gòu)造分區(qū),每個(gè)分區(qū)內(nèi)巖層分布、地殼結(jié)構(gòu)基本一致,可以將區(qū)內(nèi)的單個(gè)圈層作為一個(gè)整體開展熱物性參數(shù)賦值.

(2)在全國(guó)范圍內(nèi)實(shí)測(cè)放射性生熱率數(shù)據(jù)664組,收集放射性生熱率及地殼U、Th、K元素含量數(shù)據(jù)約1000組,基于我國(guó)陸區(qū)地殼結(jié)構(gòu)模型在平面上、垂向上的分區(qū)與分層系統(tǒng)地完成了各構(gòu)造區(qū)各地質(zhì)圈層的放射性生熱率填圖.數(shù)據(jù)表明:總體而言,我國(guó)陸區(qū)沉積層生熱率變化規(guī)律性較差,而基底層以下隨著深度增加生熱率降低的趨勢(shì)較為明顯.其中,華南地區(qū)基底層、上地殼生熱率最高,下地殼生熱率則最低,推測(cè)為該區(qū)域地殼活動(dòng)劇烈,放射性物質(zhì)向地表富集程度較高所致.基于統(tǒng)計(jì)數(shù)據(jù)得我國(guó)陸區(qū)上、中、下地殼生熱率平均值分別為1.31 μW·m-3、0.57 μW·m-3與0.22 μW·m-3,與前人研究成果接近,說明本文中生熱率數(shù)據(jù)的選取較為合理.

(3)對(duì)我國(guó)陸區(qū)現(xiàn)有大地?zé)崃髦禍y(cè)量數(shù)據(jù)進(jìn)行了篩選,共獲得質(zhì)量較高的1503組大地?zé)崃鲾?shù)據(jù),結(jié)合我國(guó)陸區(qū)地殼結(jié)構(gòu)與生熱率參數(shù)分布數(shù)據(jù)完成了我國(guó)陸區(qū)地殼-地幔熱流分布的研究.分別以qc/qm<0.8,0.8～1.2,>1.2為界,劃分了我國(guó)陸區(qū)大地?zé)崃鞯摹搬Ｔ串a(chǎn)熱區(qū)”、“殼幔熱源平衡區(qū)”、“殼源產(chǎn)熱區(qū)”.研究結(jié)果表明我國(guó)陸區(qū)qc/qm>1的面積占80.1%,其中“殼源產(chǎn)熱區(qū)”的面積占65.8%.除華北地區(qū)、東北地區(qū)、長(zhǎng)江中下游地區(qū)及中部的一些盆地之外,在我國(guó)陸區(qū)大部分地區(qū),地殼均為大地?zé)崃鞯淖钪饕獰嵩?

(4)地殼各圈層中,基底層至中地殼為地殼的主要的產(chǎn)熱區(qū)域,貢獻(xiàn)了約50%的大地?zé)崃髦?盆地分布區(qū)沉積層熱流貢獻(xiàn)率約5%～11%,是重要的產(chǎn)熱地層.基底層厚度不大,但生熱率相對(duì)較高(約6%～35%),熱流貢獻(xiàn)不可忽略.我國(guó)陸區(qū)地殼熱流平均值約39.1 mW·m-2,青藏高原與東南沿海地區(qū)最高;地幔熱流平均值約29.7 mW·m-2,其中東部沿海地區(qū)、藏滇地?zé)釒Аh(huán)鄂爾多斯盆地區(qū)域較高.以上地殼、地幔的高熱流區(qū)域與我國(guó)的主要地?zé)豳Y源分布區(qū)也具有較好的一致性,說明地殼熱流、地幔熱流作為深部熱源,對(duì)地?zé)豳Y源的產(chǎn)生均具有一定的控制作用.其中高地殼熱流區(qū)域與中高溫對(duì)流型地?zé)豳Y源的分布具有更為明顯的一致性.

以上為本文的結(jié)論.本次工作尚存在以下問題:①結(jié)合地震波反演模型對(duì)沉積層的劃分仍較為粗略,部分地區(qū)對(duì)應(yīng)性較差.②西北、西南等部分地區(qū)生熱率數(shù)據(jù)仍較少,影響了研究成果的精確性.③受篇幅的限制,本文未討論中國(guó)陸區(qū)巖石圈的三維溫度分布.在未來的工作中,我們將以更全面的地質(zhì)資料為基礎(chǔ),繼續(xù)增加熱流值測(cè)點(diǎn)與生熱率、熱導(dǎo)率樣品取樣,繼續(xù)深入開展我國(guó)陸區(qū)巖石圈熱結(jié)構(gòu)及深部地溫分布研究.

致謝感謝審稿專家對(duì)本文提出寶貴意見.本文所使用的新增大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)主要由中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所、中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所、東華理工大學(xué)等單位科研人員共同測(cè)量完成,在此一并致謝.