基于高精度航磁数据的共和盆地干热岩勘查目标靶区圈定

张森琦 付 雷 张 杨 宋 健 王富春 黄金辉贾小丰 李胜涛 张林友 冯庆达

1. 中国地质调查局水文地质环境地质调查中心 2. 青海省地质调查局 3. 中国冶金地质总局地球物理勘查院

0 引言

干热岩指埋藏于地下3～10 km、温度150～650 ℃、不含或微含不流动流体的高温岩体[1]。据此，笔者将150 ℃作为地热学意义的干热岩温度下限。出于开发利用的经济价值考虑，国家能源局[2]则将干热岩的温度下限确定为180℃。保守估计，地壳中3～10 km深度150 ℃以上的干热岩资源相当于全球所有石油、天然气和煤炭所蕴藏能量的30倍[1,3]。

干热岩的地热能赋存于各种变质岩或结晶岩类的岩体内，常见的岩石有黑云母片麻岩、花岗岩和花岗闪长岩等[4]，尤以中生代以来的中酸性花岗岩为主[5]。理论上，若断裂构造不发育，中生代以来的中酸性花岗岩岩石致密坚硬，渗透性极低，而缺乏天然流体，利于压裂造储后注入水通过注、采井在相对封闭的人工热储系统内循环而提取出岩石中的热量，且注入水的损失率低。同时，可供借鉴的增强型地热系统（Enhanced Geothermal Systems，EGS）开发工程实例相对较多。

目前全球正在试验的5处干热岩地热能发电项目[6]均位于沉积盆地内。其中，美国沙漠峰（Desert Peak）EGS工程场地位于内华达盆地内，澳大利亚夏宾奴（Habanero）EGS工程场地地处库珀盆地中，法国苏尔茨（Soultz）、德国兰道（Landau）和印希姆（Insheim）EGS工程场地均坐落于上莱茵地堑内，干热岩热储主要为隐伏花岗岩体[6-7]。因此，发育于沉积盆地内的隐伏花岗岩体，因其上覆发育有大厚度、低导热率沉积盖层[8]，具有良好的隔热保温作用，从而成为干热岩资源勘查开发的主要对象。

航空磁测系统以其低噪声水平、精度与效率高、成本低、不受地形影响、符合绿色勘查理念等优势而被广泛应用[9-11]。2013年，中国冶金地质总局地球物理勘查院采用AS350B3型直升机搭载加拿大PICO公司生产的高精度航空磁测系统，获得覆盖共和盆地大部分土地、测量面积近2h104km2的1∶50 000高精度航空磁法测量数据[12]。笔者对这些高精度航磁测量数据进行了二次开发利用，采用地质综合分析法，在航磁测区范围内圈定出15处隐伏干热岩资源勘查目标靶区（其中共和盆地13处），进而分析了青海省共和盆地隐伏花岗岩体的分布规律，以期为今后共和盆地干热岩资源调查奠定基础。

1 区域地质背景

1.1 大地构造位置

共和盆地位于西秦岭造山带北西端（图1），总面积1.52h104km2，为青海省第三大盆地。通常将龙羊峡水库北西部分称西盆地，南东部分称东盆地。该盆地北东以宗务隆山南缘—青海南山南缘断裂为界与宗务隆—青海南山构造带相邻；南西以东昆南断裂为界与南昆仑结合带相依；西以赛什塘—兴海蛇绿混杂岩带为界与柴达木东部构造带过渡，地质构造十分复杂[13-15]。

图1 共和盆地大地构造位置图

1.2 地层系统

共和盆地周缘造山带出露的地层主要有古元古界金水口岩群（Pt1J）、石炭—二叠系甘家组（CP2gj）、下—中三叠统隆务河组（T1-2l）、中三叠统古浪堤组（T2g）和上三叠统鄂拉山组（T3e），印支期花岗岩侵入其中，构成共和盆地的基底。基底之上发育的沉积盖层主要有下—中侏罗统羊曲组（J1-2yq）、古近—新近系西宁组（EN1x）、中新统咸水河组（N1x）、上新统临夏组（N2l）和下—中更新统共和组等。

据位于共和县县府驻地恰卜恰镇南东约5 km处的下—中更新统湖积台地上、地处共和盆地三级构造单元切吉凹陷东缘的GR1干热岩勘探孔（图2-a）实钻资料，恰卜恰一带沉积盖层缺失羊曲组和西宁组，咸水河组和临夏组直接不整合覆盖于恰卜恰干热岩体或隐伏印支期花岗岩体之上，而西部的共参1井终孔于5 026.6 m尚未钻穿西宁组[16]。据此推测GR1井所在的三级构造单元基底具东浅西深的斜坡带性质。

图2 共和盆地周缘印支期以来主要花岗岩体分布图

1.3 侵入岩

共和盆地地处宗务隆—泽库花岗岩带内。该岩带以发育印支期俯冲—碰撞—造山后中酸性花岗岩为特征，花岗岩体呈带状、断续的长条状或椭圆状沿断裂带或其一侧分布，侵位时代主要为印支期，并可划分为北东部的青海南山—泽库（Ⅰ）与南西部的宗务隆—鄂拉山（Ⅱ）两个花岗岩亚带（图2-b）[13]。在青海南山—泽库花岗岩亚带内主要出露有曲库温泉（82.2 ℃）、新街温泉（64.0 ℃）、热水泉温泉（93.5℃）和曲乃亥温泉（96.6 ℃），一定程度构成了干热岩找热的主要地热地质标志。

早—中三叠世，共和盆地的前身地处阿尼玛卿—勉略洋由南向北俯冲、宗务隆洋由北向南俯冲的构造环境。由于共和盆地与阿尼玛卿—勉略缝合带相距较远，在其周缘地区尚未见有相关花岗岩产出的报道。而北—北东部青海南山—瓦里关山发育的江西沟等4个花岗岩体均为宗务隆洋由北向南俯冲—碰撞的产物[17]。按板块构造观点，共和盆地内隐伏印支期花岗岩体由北（东）向南（西），由中酸性向酸性演化，岩体的侵位年龄由老变新[18]，岩带的走向与俯冲—碰撞方向垂直，总体呈近EW向或NWW向展布。

重点研究的恰卜恰隐伏干热岩体北部青海南山发育中三叠统江西沟花岗岩体和沟后岩浆杂岩体；东侧瓦里关山一带发育中三叠统党家寺花岗岩体（图2-a）。恰卜恰地区10余眼钻遇隐伏印支期花岗岩基底的地热勘探孔揭示：该地区不同类型烃源岩的花岗质岩浆在印支期间隔较短地多次集中侵入、反复套叠或叠置，形成复式花岗岩岩基，并构成盆地基底的主要组成部分。

1.4 主要隐伏断裂构造

共和盆地主要发育青海南山南缘隐伏断裂（F3）、茶卡—拉乙亥隐伏断裂（F4）、哇玉香卡—贵南隐伏断裂（F5）、赛日钦—达连海隐伏断裂（F7）和唐乃亥—罗汉堂隐伏断裂（F28）等。这些隐伏断裂构造在航磁图上均有明显的反映（图3），不仅对隐伏花岗岩体的分布有控制作用，而且对EGS工程场地选址，乃至规避干热岩水力压裂与流体注采活动诱发微地震事件[19]等均具重要意义。

图3 基于航磁ΔT化极等值线等数据推断的主要断裂构造分布图

2 干热岩勘查目标靶区圈定

2.1 隐伏花岗岩体的主要地质ü地球物理特征

图4 挤压环境下花岗岩体上覆背斜形成机制（a）[27]与推断的恰卜恰ü达连海隐伏干热岩体（b）示意图

20世纪80年代以来，我国对隐伏花岗岩体的研究取得了长足的进展[20]，认为基底断裂的构造交汇地带常常是隐伏花岗岩体的有利赋存部位。在研究方法上，强调地质与物探等多学科方法的综合运用[21]。隐伏花岗岩体的低密度、低重力异常与顶上带环形磁异常等配套标志，是圈定隐伏花岗岩体的主要依据[22]。

2.1.1 多沿隐伏断裂带分布

已有勘探结果表明，沉积盆地内隐伏花岗岩体多沿区域性隐伏断裂、构造薄弱带和隆起带分布[20,23]。基底断裂和未出露地表的断裂都可称为隐伏断裂。隐伏断裂带指在区域或局部构造应力场或因基底断裂活动，而产生于沉积盆地盖层中的弱变形趋势带[24]。花岗质岩浆最重要的上升运移方式为岩浆沿断裂构造通道的岩墙式上升[25]。不管是在区域性拉张，还是挤压的构造环境中，都可以在地壳岩石中产生规模不一的断裂构造，这些断裂或裂隙密集带都有可能成为岩浆上升的运移通道[26]。因此，定向排列的隐伏花岗岩体也成为推断隐伏断裂构造的主要标志。

2.1.2 隆升幅度与差异风化控制着隐伏花岗岩体的平面形态

受壳内花岗岩重熔界面（MI）的上升波动与起伏影响，造成横向静岩压力差，导致岩浆层之上的盖层岩石发生垂向弯曲（图4-a），受侧向构造应力影响，形成盖层同生背、向斜构造[27]。

岩浆期后，隐伏花岗岩体与围岩一旦因构造隆升遭受剥蚀，波状起伏的花岗岩体顶界面上凸部分将首先被剥蚀夷平，进而在平面上呈现出单个、孤立的花岗岩体。因此，隆升剥蚀程度越高的花岗岩体在平面上愈近圆形，反之则相反。而勘探揭示出的花岗岩体实质上是起伏的花岗岩体顶界面与剥蚀夷平面相交的表象[27]。据此推测，紧邻两个顶部呈驼峰状的花岗岩体之间可能残留有围岩岩系，而深部为相连的花岗岩岩基。这一认识有助于对共和盆地隐伏花岗岩体的推断与归并（图4-b）。

2.1.3 常具“体中体”的地质结构

隐伏花岗岩“体中体”的地质结构特指以先存花岗岩体作为直接隐伏围岩的隐伏花岗岩体[21]，即相对较新的隐伏花岗岩体侵入相对较老的隐伏花岗岩体内。共和盆地内隐伏花岗岩“体中体”的地质结构，在大地电磁测深（MT）二维反演剖面上多有反映。

露头域“体中体”花岗岩的预测标志主要包括与侵入活动密切相关的岩脉、热液蚀变与构造变形等，可通过不同期次侵入体的不同岩脉及其穿插与切割关系，以及花岗岩体内部与脉岩遭受热液蚀变的期次、垂向上不同深度蚀变类型或叠加次数来确定。此外，花岗岩体内部隐蔽接触关系、局部非均质组构与热流变形标志等，亦有助于隐伏花岗岩体“体中体”地质结构的识别。

2.1.4 显著的重力低异常、环状航磁异常与高放射性异常

隐伏花岗岩体侵位时与围岩发生的变质作用以及与围岩之间显著的物性差异，使得隐伏花岗岩体表现出重力低异常、环状航磁异常与高放射性异常等特征，从而构成圈定隐伏花岗岩体的地球物理组合标志[21]。

由于花岗岩体本身属弱磁性地质体，不足以形成明显的磁异常。而花岗岩体顶部与周围热液蚀变带的磁性往往高出自身磁性的数十倍，因而构成识别隐伏花岗岩体的磁测标志[22]。

2.2 干热岩资源磁法勘查研究现状

依航磁异常圈定隐伏花岗岩体，我国已有一定的实践与研究。郑广如等[28]依据高精度航磁资料，对比已知岩体的环状磁场特征，结合地质和物化探资料，圈定出隐伏花岗岩体。孙少才等[29]认为，强烈的构造运动所形成的断裂带，常常有岩浆侵入或磁性矿物充填而引起磁异常。赵玉岩等[30]利用航磁数据建立了基于插值切割法识别浅覆盖区地质体的方法。张维宸等[31]提出了圈定隐伏/半隐伏花岗岩体的主要原则。张鹏等[32]基于追踪隐伏断裂、隐伏花岗岩体和隐伏矿体的方法，有针对性地建立理想模型进行对比分析，并开展了相关实例研究。赵楠等[33]提出，针对低缓航磁异常区，利用滑动平均法对1∶50 000航磁数据求取剩余异常，进行位场分离，提取出弱磁异常信息，结合地质、重力、化探等综合信息，推断隐伏岩体，并进行野外异常查证的隐伏花岗岩体识别方法。

在地热区，一些高温地热田已发现蚀变地面与磁性强度减弱有着明显的关系，减弱是因为磁性矿物的蚀变所致[34]。一般而言，热储中的铁磁性矿物可能会因高温或水热蚀变而失去磁性，从而表现为负磁异常；岩浆岩侵入沉积岩地层时则多表现为正磁异常[35]。

张森琦等[36]基于干热岩体的物性特征提出，工程上可钻及的干热岩体具有“三高”（高电导率、高大地热流值和高放射性异常）、“一低”（低波速）和“两异常”（重、磁异常）等特点，认为将重磁法、天然地震层析成像法与电磁法勘查相结合，互为佐证，适用于深部干热岩体的综合地球物理勘查。赵丛等[37]提出了将航空和地面综合地球物理方法相结合开展干热岩勘探的思路。与干热岩资源勘查以地质体温度变化探测为目的可类比的可能实例是：用于煤田火烧区地质体温度变化的磁法勘查[38]。

目前，沉积盆地隐伏干热岩体勘查以寻找高温隐伏花岗岩体为切入点，采用地质综合分析法与综合地球物理勘查圈定出干热岩资源勘查目标靶区为基础，通过钻探予以验证来实现。由于1∶50 000航空磁测可快速掌握磁测区磁场面貌，进而划分出磁性差异大的地质体并发现磁异常[39-40]，而成为干热岩资源勘查目标靶区圈定的首选。

2.3 磁性地质体形成的地质因素

2.3.1 实测磁性参数分析

共和盆地周缘造山带505件岩石磁性参数样品测试结果表明，不同时代、不同岩性的岩石具不同的磁性。

1）元古宙地层中的部分变质岩具一定的磁性。其中，托赖岩群（Pt1T）中的含铁斜长角闪片麻岩磁性最强，磁化率均值为3 960.0h10－5SI；金水口岩群（Pt1J）中的黑云母斜长片麻岩与湟源群东岔沟组（Pt1d）中的斜长片麻岩磁化率为（2.7～242.0）h10－5SI，部分具中等磁性；金水口岩群中的混合岩具中等磁性，磁化率均值为175.0h10－5SI。元古宙其余地层磁化率为（14.2～25.4）×10－5SI，磁性相对较弱。

2）寒武纪地层中的变火山岩磁化率为（6.7～443.0）×10－5SI，部分具中等磁性。赛什塘—兴海蛇绿混杂岩带内部分变质岩具一定磁性。其中，糜棱状变砂岩与片理化长石杂砂岩磁性较强，磁化率最大值分别为2 450.0h10－5SI和1 750.0h10－5SI；片理化变砂岩具中等磁性，磁化率为217.0h10－5SI；千枚岩磁化率为（4.8～533.5）×10－5SI，部分具中等磁性。

3）共和盆地北东部祁连造山带内的新元古界花岗岩磁化率均值为825.5h10－5SI，奥陶系石英闪长岩磁化率均值为1 147.0h10－5SI，磁性较强；西部赛什塘—兴海蛇绿混杂岩带内的辉长岩磁化率均值为1 570.0h10－5SI，磁性较强；印支期花岗岩广泛分布，磁化率值（0.3～2 500.0）×10－5SI，磁性强弱不一；燕山期花岗岩零星见于共和盆地切吉西，磁化率均值介于（273.6～342.7）×10－5SI。

4）广泛分布于共和盆地周边的隆务河组（T1-2l）和古浪堤组（T2g）浅变质沉积地层磁化率为（18.3～31.7）×10－5SI，磁性较弱；其余地层岩石为弱磁性或无磁性。

2.3.2 磁性地质体形成的地质因素

古元古界变质岩与前印支期花岗岩引起的磁异常集中分布于共和盆地北东部的祁连造山带内；蚀变带与矿化等引起的异常，主要分布于共和盆地北西部青海南山一带；印支期隐伏中酸性花岗岩体引起的磁异常在共和盆地内分布较广。

根据共和盆地航磁异常形态，结合物性测试结果和区域地质资料分析，可将引起磁性地质体异常的原因归结于下：①印支期及以后形成的中酸性花岗岩体受岩浆期后或后期热液活化改造，致使花岗岩体磁性矿物增加，形成磁性较高的地质体；②岩浆热液沿深大断裂构造通道上侵，导致花岗岩体与围岩遭受后期热液蚀变改造，形成磁性地质体；③区域上已知的温泉多沿断裂带出露，表明隐伏印支期花岗岩体磁性来源与深大断裂导热关系密切。

依据航磁数据圈定出的恰卜恰隐伏印支期中酸性花岗岩体，经干热岩钻探验证就是隐伏干热岩体[41]。因此，笔者将共和盆地内隐伏印支期磁性中酸性花岗岩体视为干热岩的勘查目标靶区。

2.4 隐伏磁性花岗岩体的边界确定

采用以下3种方法对共和盆地隐伏印支期磁性花岗岩体进行圈定。

1）埋深0～300 m的浅部磁性花岗岩体。主要以化极垂向一阶导数等值线图的零值线为主，并参考化极等值线图进行圈定。由于浅部花岗岩体多分布于基岩山区或近山前地带，上覆隔热保温盖层偏薄，又地处山区大气降水补给带或山前冷水补给带，在缺乏温泉群、成规模的地热田等地热显示的前提下，不宜将其视为干热岩的勘查目标靶区。

2）埋深300～800 m的有限顶埋深磁性花岗岩体。除采用上一方法外，还需结合航磁不同上延高度图来综合确定。个别磁性地质体边界尚需通过异常正演拟合结果，通过综合分析确定。

3）埋深800～2 700 m的较深磁性花岗岩体。对共和盆地内大面积弱磁异常对应的埋藏较深的8处印支期隐伏磁性花岗岩体，基于二阶导数磁源边界与顶部深度反演方法[42]，即V2D-depth方法进行花岗岩体的边界与顶界面埋深计算，并在具体计算时加以改进。具体流程如下：①将航磁异常进行化极上延2 km处理后，计算垂向二阶导数（Tzz）与垂向一阶导数的水平导数（Tzh）；②将上述导数按式：进行计算；③对得到的a值进行等值线成图。其中，0特征等值线大致对应花岗岩体的边界，f4/5特征等值线之间的空间距离减去上延高度与飞行高度后的得值大致对应花岗岩体的顶界面埋深。

由于利用航磁数据推断圈定出的隐伏花岗岩体是与周围地层或花岗岩体磁性差异较大的岩石或岩石组合，未必对应某一特定的磁性地质体，这与区域地质填图有一定的差异。典型的实例就是依据航磁数据圈定出的恰卜恰隐伏印支期花岗岩体，经钻探验证实际干热岩体大于航磁数据圈定的隐伏花岗岩体分布范围。

进一步在1∶50 000高精度航磁测量数据反演计算圈定干热岩体的基础上，依GR2干热岩勘探孔外推1/2的原则，确定出恰卜恰干热岩体东西向长21.2 km、南北向宽14.3 km，平面上呈近椭圆形，面积246.9 km2。天然地震背景噪声层析成像勘查显示，在21 km深度范围内，该干热岩体与热源发育相对稳定[41]。

2.5 干热岩勘查目标靶区的圈定

2.5.1 高精度航磁异常数据综合分析

为揭示隐伏印支期花岗岩体、隐伏断裂构造与地表地质填图单元之间的对应关系，将航磁异常推断的隐伏印支期花岗岩体、断裂构造与地质图套叠进行分析（图5）。可以看出，该区隐伏印支期花岗岩体多呈NW向带状分布，与区域隐伏断裂构造展布方向基本一致。部分不规则状的隐伏印支期花岗岩体主要出现在共和县城西，大致沿NE向赛日钦—达连海隐伏断裂（F7）分布。其中，NW向构造—岩浆带内的花岗岩体，长轴方向与区域隐伏断裂构造基本一致，可视为是“老物质新构造”[43]的产物；而沿NE向F7、F28断裂分布的隐伏印支期花岗岩体形态多不规则且大小不等，呈串珠状分布，可能有“新构造热物质”加入。据此初步认为，相当于NE向日喀则—狼山断裂带[44]或其北东段共和—狼山断裂带[45]北枝赛日钦—达连海隐伏断裂（F7）与南枝唐乃亥—罗汉堂隐伏断裂（F28），分别构成了共和盆地东、西盆地深部热流上涌的主通道，与干热岩资源的成因关系较为密切。

图5 推断的隐伏磁性花岗岩体、断裂与地质填图单元套叠分析图

2.5.2 干热岩勘查目标靶区圈定

笔者基于高精度航磁异常推断隐伏印支期花岗岩体，结合隐伏断裂构造空间关系分析，重点考虑地形地貌、水文地质条件、沉积盖层厚度、隐伏花岗岩体的群聚性与分布面积等因素，综合确定干热岩资源勘查目标靶区。

1）地形地貌与水文地质条件。因基岩山区和近山前地带地处大气降水补给区或山前冷水补给带，在缺乏温泉群、成规模的地热田等地热显示的前提下，发育于山区和近山前地带的浅埋藏隐伏印支期花岗岩体，不宜作为干热岩资源的勘查目标靶区。然而，受共和盆地南西、北、东三侧造山带向盆地的逆冲逆掩—逆冲推覆作用影响，可能掩盖了其下盘掩伏带[46]部分隐伏干热岩体，需在今后勘查中予以重视。

2）隐伏花岗岩体的分布面积。推断出的隐伏印支期花岗岩体应具有一定的面积。恰卜恰干热岩体钻探结果表明，按磁性体圈定的隐伏花岗岩体小于经钻探验证的干热岩体分布面积。据此初步确定航磁推断的隐伏花岗岩体面积应大于30 km2，以满足装机容量20h104kW时，其所需的干热岩体面积介于150～200 km2[4]的指标要求。

3）隐伏花岗岩体的群聚性。大地电磁测深勘查结果表明，两个紧临的隐伏花岗岩体顶部多呈驼峰状且深部相连，故可将紧邻近的两个或多个隐伏花岗岩体视为一个干热岩资源勘查目标靶区，如倒淌河南10号和11号、共和地区的16号和17号（图5）等岩体深部可能为同一花岗岩岩基。

4）适当厚度的沉积盖层。航磁异常推断的隐伏花岗岩体应上覆一定厚度的隔热保温盖层，初步认为小于500 m的泥质岩类沉积盖层厚度偏薄，隔热保温性能相对较差；而大于3 000 m的泥质岩类沉积盖层偏厚，干热岩体埋深过大，钻探成本过高。因此，适当厚度的沉积盖层是推断干热岩资源勘查目标靶区须考虑的主要地质条件之一。

基于上述原则，在航磁测区范围内共圈定出15处隐伏干热岩资源勘查目标靶区。其中，共和盆地13处，青海湖盆地和同德盆地各1处（图6）。

图6 基于航磁数据推断的共和盆地干热岩勘查目标靶区分布图

2.5.3 可靠性分析

北西—南东向贯穿共和盆地的宽频带流动地震台阵远震记录剖面地壳浅层速度结构表明，共和盆地浅部沉积盖层S波速度低，向下延伸至2～3 km深度后，下伏出现明显的高速地震波速地质体，地壳浅层速度结构表现出“浅低—深高”的速度结构特征，说明剖面沿线结晶基底埋深小于3 km，而高地震波速地质体则被解释为古生代—中生代酸性岩体，且反映出“干热岩”花岗岩体的埋藏深度[47]。

由图7可以看出，共和盆地下伏高地震波速地质体分布稳定，相对连续，且隐伏中酸性花岗岩体分布具一定的面积性，表明基于航磁测量数据推断的隐伏花岗岩体或干热岩资源勘查目标靶区可靠程度较高。

图7 共和盆地ü四川盆地地壳浅层S波速度结构图（据本文参考文献[47]修改）

3 隐伏花岗岩体分布规律

3.1 典型隐伏花岗岩体解释

以达连海隐伏印支期花岗岩体（青C-2013-79异常，图5中的16号花岗岩体）为例，采用向上延拓的处理方法进行解释与推算。已知沟后花岗岩体（青C-2013-66异常，图5中的9号花岗岩体）ΔT最大值为164 nT，且部分花岗岩体出露地表；青C-2013-79异常ΔT最大值为40 nT（图8-a），采用V2D-depth方法反演出16号花岗岩体多个位置的埋深在1 500～1 850 m（图8-d），取1 700 m。现将航磁ΔT数据向上延拓1 700 m，延拓后9号花岗岩体相当于下降了1 700 m，与原来的16号花岗岩体顶界面埋深基本相同。经向上延拓1 700 m后，青C-2013-66异常值衰减为41 nT，与青C-2013-79异常值处在同一数量级上（图8-c），说明推测合理。同时，也从航磁角度验证了青海南山南缘隐伏断裂（F3）和赛日钦—达连海隐伏断裂（F7）的存在。

沿赛日钦—达连海隐伏断裂（F7）分布的青C-2013-66和79异常，推断其地质成因均由印支期花岗岩体所引起，且沿NE向赛日钦—达连海隐伏断裂大规模侵入，形成NE向带状异常，此时引起青C-2013-66异常的9号花岗岩体与引起青C-2013-79异常的16号花岗岩体顶界面埋深大致相同，青C-2013-66、青C-2013-79的异常值也基本处于同一数量级上。之后因印支末期—燕山期构造运动，特别是新生代以来青海南山的构造隆升以及沿青海南山南缘断裂由北向南逆冲推覆，近青海南山附近的共和盆地基底不断挠曲压陷，南侧16号花岗岩体亦随着盆地基底相应下降，进而导致现青C-2013-79异常强度明显弱于其北侧的青C-2013-66。

3.2 典型隐伏花岗岩体顶界面埋深推算

共和县恰卜恰干热岩体已得到干热岩钻探与深井测温验证，依据V2D-depth方法[40]，求得GR1井南隐伏印支期花岗岩体顶界面埋深为1 350 m，与实钻花岗岩体顶界面埋深基本一致，说明V2D-depth方法适用于共和盆地花岗岩体顶界面埋深计算。反演得到的典型隐伏印支期花岗岩体顶界面埋深见图9和表1。由图9可以看出，共和盆地内的隐伏花岗岩体顶界面埋深介于800～4 000 m。推测贵德盆地与同德盆地隐伏花岗岩体顶界面埋深300～2 000 m。

共和盆地内，由共和县恰卜恰地区向西，隐伏花岗岩体埋深逐步增大。由恰卜恰地区的800～1 350 m增加到塘格木地区的2 100～4 000 m，再向北西的共参1井，基底埋深大于5 000 m，即在东西方向上，由东向西，隐伏花岗岩体埋深不断增大；在南北方向上，由盆地北东缘恰卜恰地区的800～1 350 m向南增深到马场八队一带的1 400～2 300 m。由盆地南东缘的750 m向北增深到马场八队一带的1 400～2 300 m，即由盆地南、北缘向盆地中心，隐伏花岗岩体埋深有不断增深的趋势（图9）。

图8 基于航磁数据推断的恰卜恰和达连海隐伏干热岩体分布范围图

若以图9中的AüB线为界可分为东、西两个干热岩资源勘查区。东部除恰卜恰干热岩体外，达连海—茫拉等5处隐伏印支期花岗岩体埋深750～2 300 m，可作为先期干热岩资源勘查目标靶区；塘格木与新哲四队2处隐伏印支期花岗岩体埋深2 750～4 000 m，可作为远景勘查目标靶区。

图9 基于高精度航磁测量数据的隐伏花岗岩体顶、底界埋深推算图

3.3 典型隐伏花岗岩体底界埋深推算

共和盆地隐伏印支期花岗岩体底界埋深主要依据航磁化极数据，采用对数功率谱方法，对重点关注的3处隐伏印支期花岗岩体进行计算（图9中的红色三角形位置及黑色数字注记）。结果表明，3处隐伏印支期花岗岩体底界埋深由北至南依次为11.8 km、11.2 km和16.8 km。受计算方法与航磁数据处理精度影响，该底界埋深数据仅供参考。

4 结论

1）基于 1∶50 000高精度航磁测量数据反演计算，圈定出的恰卜恰隐伏印支期中酸性花岗岩体，经综合地球物理勘查和钻探验证，即为干热岩体，表明高精度航磁测量适用于区域性干热岩资源的初步勘查与干热岩资源勘查目标靶区圈定。

2）在高精度航磁异常推断的隐伏印支期磁性花岗岩体基础上，综合考虑地形地貌、水文地质条件、分布面积与群聚性，以及沉积盖层厚度等因素，在航磁测区范围内共圈定出15处隐伏干热岩资源勘查目标靶区。其中，共和盆地有13处，青海湖盆地和同德盆地各1处。

3）航磁测区内，隐伏印支期磁性花岗岩体主体呈NW向带状分布，与区域隐伏断裂构造展布方向基本一致。部分不规则状的隐伏印支期磁性花岗岩体，主要出现在共和县城西，大致沿NE向赛日钦—达连海隐伏断裂分布。初步分析认为，赛日钦—达连海隐伏断裂与唐乃亥—罗汉堂隐伏断裂分别构成了共和盆地东、西盆地深部热流上涌的主通道，与干热岩资源的成因关系较为密切。

表1 共和盆地隐伏中酸性花岗岩体顶界面埋深计算结果表

4）隐伏印支期磁性花岗岩体顶界面埋深计算结果表明，由已知的东部恰卜恰干热岩体向西，各隐伏岗岩体埋深逐步增大；在南北方向上，由盆地南、北缘向盆地中心，埋深有不断增深的趋势。