青藏高原东北缘活动构造与共和盆地高温热异常形成机制

唐显春, 王贵玲, 张代磊, 马 岩

中国地质科学院, 北京 100037;自然资源部地热与干热岩勘查开发技术创新中心, 河北石家庄 050061;自然资源部深地科学与探测技术实验室, 北京 100037

横亘欧亚大陆的特提斯—喜马拉雅构造带是新生代地球上最重要的碰撞型造山带(Yin and Harrison,2000), 也是世界上著名的地热田集中分布的地区(Rybach and Muffler, 1981; 汪集旸, 2015)。其中喜马拉雅—青藏高原也是中国陆域平均大地热流最高(90～150 mW/m2, 最高可达 300 mW/m2; Jiang et al.,2019)、热异常显示丰富的地热带(王贵玲等, 2017)。2017年在青藏高原东北缘共和盆地中北部3705 m深处钻获 236 ℃的高温干热岩体, 进一步引起了地热学界对热源机制和地热成因研究的关注(Zhang et al.,2018, 2020; 唐显春等, 2020; Tang et al., 2022)。

共和盆地热源研究作为关注点之一, 取得的主要进展有: 1)岩石热物性和热传导方程计算认为巨厚的花岗岩高放射性元素衰变生热(Zhang et al., 2018);2)大地电磁(MT)测量识别出地壳～10 km深度下存在可能与地壳部分熔融有关的低阻高导异常并解释为主要热源(Gao et al., 2018; 唐显春等, 2020; Tang et al., 2022); 3)采集并分离区内温泉气体3/4He同位素并认为具有热壳结构(Tan et al., 2012); 4)岩石圈热结构模拟认为中-下地壳韧性滑动供热(蔺文静等,2023)。由此可见, 多种方法取得较为一致的热源认识, 即壳源热是共和盆地的主导热源。

尽管共和盆地热源认识趋于明朗, 但深部壳源热能向浅层传输并形成热异常和地热资源的关键过程仍然不清楚。尤其是共和盆地所处的青藏高原新生代以来的造山作用、以及昆仑—海源断裂围限的东北缘地区在新生代以来仍然处在活动状态, 新生代活动构造对地壳内生热能的控制作用和影响程度、热能传导和对流等方式向浅表再分配的过程等关键问题, 仍然需要进一步细致刻画。

本文围绕共和盆地构造演化和热能充注时限、深部热能向浅层聚集的传导过程两个核心问题, 通过构造形迹、年代学、断裂走滑位移速率统计、运动几何学等方面综合研究, 分析深部结构和边界断裂构造性质、活动期次、演化历程, 探讨了新生代构造演化和地热异常形成的耦合关系, 预测了地热勘查开发有利目标区。

1 地质背景

1.1 青藏高原东北缘

青藏高原东北缘是高原隆升横向扩展的前缘过渡带, 也是印度-欧亚大陆碰撞远程效应的重要区域(图1)。东北缘在昆仑断裂—阿尔金断裂—海源断裂之间围限的近50余万km2的范围内, 发育了新生界数百千米长、数十千米宽的大型褶皱山脉、连片变形和大规模活动走滑断裂为主的显著构造特征(Tapponnier et al., 2001; Dayem et al., 2009)。

a—青藏高原东北缘; b—共和盆地主体范围, 见图3; c—图4a范围。a-mainland of the northeastern margin of the Tibetan Plateau; b-Gonghe Basin, shown in Fig. 3; c-region shown in Fig. 4a.

共和盆地属于青藏高原东北缘其中一个次级盆地, 是昆仑断裂、阿尔金断裂、南祁连断裂共同左旋走滑断裂作用下控制的新生代陆内盆地(Zhang et al.,2004; Zhang et al., 2012)。盆地呈菱形展布, 长约280 km, 宽约95 km, 面积1.5万km2。盆地西侧以鄂拉山断裂与柴达木盆地为界, 东侧以多禾茂断裂为界与巴彦克拉盆地相邻; 盆地南侧以阿尼玛卿缝合带为界与松潘—甘孜褶皱带相邻, 盆地北侧以青海湖南山断裂为界与祁连造山带相邻(青海省地质矿产局, 1991)。黄河从盆地中间北东向穿越, 形成深切峡谷。

1.2 共和盆地

共和盆地的基底形成于三叠纪, 定型于白垩纪中晚期(Zeng et al., 2018), 总体上经历了盆地形成—湖泊盆地发展和盆地扩展盆地固定—间隔抬升的复杂过程。盆地周围发育有东昆仑和西秦岭造山带的火成岩序列和变质沉积岩, 以中—晚三叠世变质沉积岩、印支期花岗岩、花岗闪长岩为主(Zhang, 2001,2002; Zeng et al., 2018)。共和盆地内部上覆地层和盆地腹地以新生代碎屑沉积岩为主, 在盆地西南部发育 NW-近 NS向构造岩浆岩隆起带, 兼具有走滑性质。上覆地层和盆地腹地以新生界碎屑沉积岩为主。盆地内新生代沉积, 总体呈现西厚东薄的趋势。西侧厚度可达6～8 km, 中东部厚度一般为1500 m, 东侧贵德地区一般为500～1500 m。

2 地热异常特征与规律

2.1 青藏高原东北缘

青藏高原东北缘大地热流背景值呈现明显高异常(图2), 区域性普遍大于陆壳平均值(65 mW/m2),局部高达117 mW/m2(Jiang et al., 2019)。其中共和盆地地热钻井稳态法测温也揭示大地热流值较高(Zhang et al., 2018)。除此而外, 青藏高原东北缘沿日月山断裂、兰州盆地、若尔盖盆地、陇西地区存在局部次高热流异常。

图2 青藏高原东北缘地区大地热流背景与地热异常分布图(主要构造同图1, 大地热流数据引自Jiang et al., 2019)Fig. 2 Terrestrial heat flow background and geothermal anomaly distribution map of northeastern Tibetan Plateau(major structure is same as Fig. 1, the heat flow data refers to Jiang et al., 2019)

青藏高原东北缘地热异常较为丰富(图2)。东北缘地区地热异常统计数据(东经 92°—108°, 北纬 33°—41°; 温泉(群)37 处, 地热钻井 63 口)显示: 区内高温地热异常(＞90 ℃)有9处, 主要位于共和盆地及周缘地区; 中温地热异常(40～90 ℃)共33处, 主要位于共和盆地、西宁盆地、青铜峡盆地、陇西盆地等; 低温地热异常(＞～25 ℃)相对普遍。

2.2 共和盆地

共和盆地内部及周缘地区统计报道的温泉超过15处80个, 地热钻井17口(图3, 王贵玲等, 2017; 张森琦等, 2018; Feng et al., 2018; Tang et al., 2022)。共和盆地发育的地热显示有几个明显特点:

图3 共和盆地及周缘地区构造地质图与地热异常分布图Fig. 3 Structural geology and geothermal anomaly distribution map of Gonghe Basin and adjacent areas

1)出露的地热异常以温泉形式存在, 总体呈现沿着鄂拉山断裂和日月山断裂带集中分布的特点,以中温-高温温泉为主。其中6处温泉出口温度超过60 ℃, 如盆地东侧日月山断裂带贵德扎仓和曲乃亥温泉温度分别为96 ℃和97 ℃, 超过了当地沸点。

2)盆地内部温泉出露较少, 但钻井多在浅层新近纪和古近纪碎屑岩中钻遇水热型热储, 深部三叠纪花岗岩钻遇干热岩, 如盆地中北部恰卜恰3700～4000 m 深度测温普遍 200～236 ℃(严维德等,2013; 张森琦等, 2018; 孔令添等, 2019; 唐显春等,2020)。

3)发育水热型和干热岩型两类复合型地热资源(唐显春等, 2020), 浅层新生界碎屑岩发育层状热储,温度以中温为主, 含水性好, 流量大; 深部以干热岩为主, 不含或少含流体, 温度高(如共和盆地内部,以恰卜恰共和干热岩为代表); 断裂带也呈现此规律,但热储相对复杂(如日月山断裂带, 以扎仓地热田为代表)。

4)具有较高的大地热流值。根据地热钻井测温数据统计的地温梯度约 5.29～9.7 ℃/(100 m), 最高达17.62 ℃/(100 m); 大地热流为 62～90 mW/m2, 最高值为159 mW/m2。

3 活动构造特征与规律

青藏高原东北缘地区受新生代印度板块-欧亚大陆强烈汇聚隆升作用远程效应影响, 发育一系列现今仍然活跃的逆冲断裂和走滑断裂, 主要有走向NWW和NNE两组(图4; Zhang et al., 2004)。走向NWW的主要断裂, 由南向北依次为昆仑断裂、青海南山—拉脊山断裂(西秦岭断裂西延)、海源断裂(青藏高原东北缘主要边界断裂); 走向NNE向的主要断裂, 由西向东依次为鄂拉山断裂、日月山断裂、庄浪河断裂、六盘山断裂等。其中共和盆地即围限在昆仑断裂、海源断裂、鄂拉山断裂、日月山断裂组成的菱形构造中。

图4 共和盆地周缘主要活动断裂构造图Fig. 4 Major active fault structure map in Gonghe Basin and adjacent areas

3.1 昆仑断裂

昆仑断裂近东西向延伸长度达 1500 km, 具有左旋走滑特征, 是松潘—甘孜块体和柴达木盆地的分界线, 也是高原高地势和盆山转换低地势的分界线。昆仑断裂的走滑时间在不同段有所差异, 但一般认为其走滑开始于 15～20 Ma, 走滑速率约为0.1～0.15 mm/a。受断层和应力调整, 昆仑断裂由西向东, 走滑速率由快到慢, 从西侧(92—100°E)的10 mm/a逐渐变弱至东侧(102°E)的2 mm/a, 过若尔盖(103°E)后降低至 0.7 mm/a(Van der Woerd et al.,1998, 2000; Li et al., 2005; Kirby et al., 2007; Harkins et al., 2010; Zheng et al., 2017)。该速度与GPS大地测量位移速率基本吻合。

3.2 海源断裂

海源断裂东西向延伸近 1000 km, 分别连接祁连山和秦岭构造, 具有左旋走滑的特点, 是青藏高原东北缘重要的构造分界线。一般认为海源断裂的活动时间开始于 18～8 Ma, 走滑位移量达 10～15.5 km(Zhang et al., 1988, 2004; Yuan et al., 2011; Li et al.,2009; Zheng et al., 2013; Yao et al., 2019)。上新世以来, 海源断裂平均走滑位移速率约5～10 mm/a, 具有西慢东快的特点。其中东段六盘山段约 3～5 mm/a,中段走滑速率约5～8 mm/a, 西段约3～4 mm/a, 至阿尔金断裂附近下降到1～3 mm/a。海源断裂新生代以来的走滑速率值与 GPS大地测量结果一致, 速率值从6 mm/a降低到2 mm/a。

3.3 青海南山断裂

青海南山断裂NEE向延伸约200 km, 是共和盆地、青海湖盆地、祁连造山带、柴达木盆地之间分界构造, 具有逆冲走滑性质。根据地层对比记录,认为青海南山断裂发育时间为 6～10 Ma, 缩短速率约为(0.2±0.2)～0.1 mm/a(Yuan et al., 2011)。

3.4 鄂拉山断裂

鄂拉山断裂自北侧海源断裂延伸到南侧昆仑断裂, 也是共和盆地的西边界, 具有NNW-SSE向右旋走滑的特征。一般认为, 鄂拉山断裂走滑时间发生在中新世(18—12 Ma), 总位移量约 9～12 km, 平均走滑速率为 0.5～1 mm/a。第四纪断层位移测量确定的走滑位移速率约为(1.1±0.3) mm/a(Yuan et al., 2011)。

3.5 日月山断裂

日月山断裂是共和盆地的东边界, 是平行于鄂拉山断裂的NNW-SSE向优选走滑断裂。一般认为日月山断裂发育自 10 Ma, 走滑速率约为(1.2±0.4) mm/a, 累计走滑位移 11～12 km(Yuan et al.,2011; Lu et al., 2012)。

3.6 共和盆地内部正断层

共和盆地内部发育张性断裂, 主要位于龙羊峡北侧谷地, 走向近南北向为主, 断距 0.5～100 m 不等, 特征明显, 规模大小不一, 但具有代表性和普遍性(图5)。除此之外, 近似平行于龙羊峡发育一系列阶地, 具有时序性, 被认为与青藏高原隆升和黄河下切作用相关。

图5 共和盆地发育的典型活动断裂产状照片Fig. 5 Photographs of attitude of classic active faults developed in Gonghe Basin

4 讨论

4.1 东北缘活动构造与盆地演化

4.1.1 差异性走滑断裂与旋转构造

根据青藏高原东北缘主要断裂构造性质和走滑速率统计结果可见, NWW走向的昆仑断裂和海源断裂呈现差异性走滑速率。以101°E左右为中心, 昆仑断裂和海源断裂走滑速率呈现剪刀差, 该位置大致位于日月山断裂和青海南山断裂的交汇处(图4b)。

南侧的昆仑断裂走滑位移速率西快东慢, 且整体位移速率要高于海源断裂。在92°E—100°E之间平均走滑速率为 10～12 mm/a, 与 GPS大地测量的位移速率13.1 mm/a基本吻合; 而跨越101°E后, 走滑速率急剧降低至2～6 mm/a。

北侧的海源断裂呈现相反的位移速率特征, 表现为西慢东快。98°E—101°E之间走滑速率一般为1～4 mm/a, 而在 101°E—108°E之间达到 4～8 mm/a。

日月山断裂和鄂拉山断裂走滑速率值介于昆仑断裂和海源断裂之间, 可能与走滑速率剪刀差产生的旋转构造有关, 且该位置可能处于该旋转构造的中心位置(近似旋转轴)。

左旋剪切走滑构造可能造成盆地内部地应力分布、地形高程等后效反应。根据数值模拟计算, 平行左旋走滑断裂随着时间进行, 将形成与走滑方向相近的两侧张应力和与走滑拖拽方向相反的最大主应力, 并造成应力集中区负地形(图6a, Wang et al.,2017)。共和盆地内部以黄河为显著地貌, 呈现近5000 m落差的负地形和一系列阶地。盆地内部GH2井在 3962 m深度地应力测量, 其最大主应力方向(σ1)为 55°(图6d)。该结果与数值模拟、共和盆地乃至青藏高原东北缘地区区域构造特征基本吻合。这也意味着, 随着印度板块北向俯冲, 在东北缘地区发生侧向逃逸构造影响, 一系列大型走滑断裂造成边部压扭性、内部存在拉张构造的盆地, 共和盆地是东北缘旋转构造控制下其中一个特征相对显著的盆地。

图6 共和盆地地应力分布图解Fig. 6 Distribution of the Geo-stress fieled in Gonghe Basin

4.1.2 两阶段盆地变形演化

随着晚新生代青藏高原持续向北生长和物质挤出, 昆仑断裂作为调节构造变形的重要构造发生左行走滑作用(Tapponnier et al., 2001)。共和盆地的形成和演化与盆地南北两侧昆仑断裂和海原断裂两条大型左旋走滑断裂密切相关。梳理东北缘地区主要的走滑时间、走滑时序、走滑初始位置等, 认为共和盆地及周缘地区可能存在两个主要的变形和盆地演化阶段。

中新世(～20—15 Ma)是盆地边界断裂初始发育阶段(图7a)。沿着断层带错断的河流阶地和现今连续GPS观测结果发现昆仑断裂从20—15 Ma开始活动,向东活动时间变年轻(8—5 Ma)。盆地北侧海原断裂与昆仑断裂具有相同的初始活动时间和变形时序,～17 Ma以来自最西端的哈拉湖开始发育, 海原断裂向东逐渐发展, 15—10 Ma中段开始活动, 10—8 Ma发展到东段六盘山地区。中新世与昆仑断裂和海源断裂发育, 相应的走滑速率也呈现不均匀性和镜像关系, 二者在空间上的并置和滑动速率的镜像变化使得在断层末端形成滑移消减带, 进而在这条带上发育同德—共和—青海湖张扭性盆地。为调节南北两侧主要走滑断裂的活动和盆地张扭, 在东西两侧盆地边界分别发育同时期(17-10 Ma)北北西走向的鄂拉山和日月山低走滑速率的正断层(1.1 mm/a)。

图7 共和盆地及周缘地区主要断裂发育时间(a)和走滑速率(b)统计图Fig. 7 Development age (a) and strike-slip rate (b) statistical graph of major faults in Gonghe Basin and adjacent areas

晚中新世—上新世(12-6 Ma), 随着青藏高原的持续向北扩展和祁连山造山带的活动, 挤压作用进一步加强, 位于昆仑和和海原断裂之间的西秦岭断裂于10-7 Ma再次活动(图7b)。西秦岭断裂向西延伸具有压扭特征的青海南山逆冲断层和背斜, 把中新世形成的统一张扭性盆地分割成南侧的共和盆地和北侧的青海湖盆地。逆冲作用沿着共和盆地向南传递到共和南山地区, 形成共和南山逆断层和背斜, 进一步把共和盆地的南部分割出同德盆地。压扭性的青海南山—共和南山断裂系统进一步发育使得盆地中心从鄂拉山东侧向青海南山迁移, 并导致盆地发生北西沉降, 南东隆起并掀斜。与此同时北东-南西在压扭的作用下发生张性构造, 发育沿龙羊峡的次级正断层组合(图5a-c, 图6b)。

4.2 共和盆地热源成因探讨

对于共和盆地地热异常的成因, 主要有三种观点: 地壳花岗岩放射性元素衰变生热(Zhang et al.,2018, 2020)、幔源热(Feng et al., 2018)、深大断裂导热(Zhang et al., 2018; 张森琦等, 2018)。但这几种观点因其单一因素在青藏高原东北缘共和盆地地质背景下的局限性, 均无法完美解释宏观高热流背景下地热异常局部聚集的成因机制。

共和盆地干热岩母岩结晶年龄为 235～200 Ma(张宏飞等, 2006; 唐显春等 2020), 与松潘甘孜褶皱带内发育的陆壳物质重熔形成的花岗岩具有相似的地球化学和年代学特征(Reid et al., 2005; 时章亮等,2009; Tang et al., 2017a, b)。岩心样品放射性生热率值为(3.2±1.07) μW/m3(Zhang et al., 2020; 唐显春等,2020)。该结果与全球花岗岩放射性生热率平均值基本相当((3.09±1.62) μW/m3, Vilà et al., 2010; Artemieva et al., 2017)。我们认为, 即使考虑加厚的长英质地壳厚度, 花岗岩放射性生热也不大可能是共和盆地高热异常致热因素。

部分研究提出共和盆地地热资源系深大断裂沟通了深部幔源高温热能, 随着对流作用, 在浅部加热地下水, 形成了地热资源(如Feng et al., 2018;张森琦等, 2018; 张盛生等, 2019)。温泉(热泉)气体分离的氦同位素测试表明, 共和盆地及周缘地区3/4He比值一般为0.04～0.08 Ra, 反映其壳幔热结构中, 幔源热比例极小, 几乎以壳源热为主(Tan et al.,2012; 唐显春等, 2020)。同时地球物理未发现与地幔相关的深大断裂, 因此也不支持共和盆地幔源主导供热的观点。

地球物理方法在共和盆地下方揭示出电阻率低阻高导异常体(视电阻率小于 3 Ω·m), 并通过大地电磁三维反演技术, 刻画出地壳10 km深度存在囊状低阻体, 被认为是共和盆地主要的热源(图8,Gao et al., 2018, 2020; 唐显春等, 2020)。我们通过密集台阵观测天然地震, 提取微震事件并解释速度结构(另文讨论), 识别出共和盆地地壳 17—33 km深度发育低速体(Vs＜3.2 km/s, 图9), 其深度与MT揭示的低阻体基本相当。该与高温相关的壳内低阻低速体可能是共和盆地最主要的热源, 且在区域上可对比(Bai et al., 2010; Tang et al., 2017a, b, 2022),可能与壳内部分熔融作用相关。

图8 共和盆地大地电磁反演电阻率剖面(剖面位置见图3, 根据Gao et al., 2018修改)Fig. 8 Magnetotelluric inversion resistivity profile in Gonghe Basin(location of the profile is shown in Fig. 3, modified from Gao et al., 2018)

图9 共和盆地密集台阵观测揭示的横波速度结构剖面(剖面位置见图3)Fig. 9 Velocity profile of shear wave derived from dense seismic array observation in Gonghe Basin(location of the profile is shown in Fig. 3)

4.3 挽近构造控热机制与地热形成耦合关系

地球内热以传导、对流、辐射等方式由地球内部向地表传输, 该过程受地质因素影响, 在不同地区和不同深度形成差异性地热异常区(汪集旸,2015)。岩石圈减薄(如华北克拉通)、地幔柱(夏威夷)、裂谷(如肯尼亚)、板块边界(如冰岛大洋中脊)等特殊构造位置是地热异常形成的主要位置, 且现今仍然活动的新构造运动对热流影响有很大影响。

共和盆地所在的青藏高原东北缘具有高热流异常背景, 也具有新生代活动构造背景, 其深部地壳内发育与高温相关的低阻高导低速异常体。一般认为共和盆地壳内发育的部分熔融体提供了地表普遍发育的地热异常和高热流异常的热源, 但就该地球物理异常体和活动构造之间的关系未有深入研究,新生代活动构造对地壳内生热能的控制作用和影响程度、热能传导和对流等方式向浅表再分配的过程等关键问题, 仍然存在困惑。

从共和盆地钻井连井对比剖面来看, 无论是地层还是温度等值面, 都呈现明显隆起(图10)。盆地西侧靠近茶卡附近的共参1井(GC1), 井深5026 m, 井底岩性为古近纪碎屑岩(未穿), 井底测温约160 ℃。盆地中部共和 1井(GH1)在 3705 m 深度测温236 ℃(2017年, 岩性为花岗岩), 井区2018—2021年在4000 m深度测温均在200 ℃以上(花岗岩)。盆地东侧沿着日月山断裂罗汉堂地热钻井(LR1)在1000 m深度测温约 78 ℃(中三叠世砂板岩), 扎仓地区 ZR2井在4300 m深度测温214 ℃(非稳态)至175 ℃(稳态,Zhang et al., 2018)。

图10 共和盆地代表性地热钻井(GC1-GH1-LR1-ZR2井)连井剖面和温度结构图(剖面位置见图3, 根据Tang et al., 2022修改)Fig. 10 Connecting profile and temperature structure of representative geothermal boreholes (GC1-GH1-LR1-ZR2)in Gonghe Basin (location of the profile is shown in Fig. 3, modified from Tang et al., 2022)

印度板块新生代以来的持续俯冲和东北缘地区的远程效应下, 共和盆地不仅具有加厚的地壳, 也发育与藏东可对比的壳内部分熔融体(Tang et al.,2017b, 2022; 邱楠生等, 2022)。昆仑断裂和海源断裂的差异性左旋走滑构造引发的旋转构造, 可能引起了盆地尺度甚至区域岩石圈变形, 中新世走滑挤压作用造成断裂之间消减带上地壳伸展、剥蚀和撕裂,造成中地壳热的、软的部分熔融带受到张力和浮力的作用, 使壳内高温塑性的部分熔融体上隆约10 km幅度(图8, 图9, 图10), 隆升变形作用导致深部热能向浅层聚集成热效率更高, 这可能是东北缘区域性地热异常的主要成热机制(图11)。

图11 青藏高原东北缘岩石圈结构与热源分布三维示意图Fig. 11 3D schematic diagram of the lithosphere and heat source anomaly structure in the northeastern Tibetan Plateau

4.4 共和盆地地热异常成因模式

基于青藏高原东北缘构造演化特点、共和盆地变形阶段、大地热流和地热异常分布规律、深部地球物理异常特征、构造变形时序和地热形成耦合关系等, 我们提出共和盆地挽近构造控热地质模型和三元聚热成藏模式。

从新构造作用和深部热能耦合的角度, 我们提出共和盆地挽近构造控热地质模型(图12)。新生代伴随青藏高原隆升和地壳加厚作用形成了壳内部分熔融作为共和盆地及东北缘地区区域性主导热源, 其形成年龄可能伴随印度板块北向俯冲及远程效应持续存在, 至晚可到20 Ma(图11, 图12a), 热能传输以传导为主, 大地热流值可能稍高于陆域平均值。中新世—晚中新世(12-6 Ma)因东北缘昆仑和海源断裂左旋走滑断裂造成盆地边缘挤压走滑, 日月山和鄂拉山断裂持续走滑, 盆地内侧应力集中并发育负地形,总体轴向以 45°-55°为主, 地壳局部减薄, 壳内部分熔融体开始隆升上涌, 大地热流值开始增高, 并可能在平面上开始呈现差异性(图11, 图12b)。自上新世以来(～6-3 Ma), 持续的、快速的(10～4 mm/a)、剪刀差式(图4, 6)的走滑断裂加剧岩石圈尺度的变形,地幔隆起(Liu et al., 2018; Jia et al., 2019), 上地壳上隆幅度可达10 km (图9), 导致上地壳三叠系花岗岩(干热岩储层)在盆地东南部抬升至近地表(3-10 km),增强了深部的热向浅部的传导效率, 造成地表区域性大地热流异常和地热异常, 也是成为地热(干热岩)勘查有利区的重要条件(图10, 图11, 图12c;Tang et al., 2022)。共和盆地恰卜恰干热岩和扎仓地热田是典型“老储(三叠系花岗岩)新热(新生代热源)”在新生代活动构造变形相互耦合共同作用下形成的地热田。

图12 共和盆地演化阶段和地热异常成因地质模式图(未按比例)Fig. 12 Geological model graph of evolution stage and genesis of geothermal anomaly in Gonghe Basin(despite the relative scale)

从地热系统要素角度, 我们提出共和盆地地热(干热岩)形成的三元聚热成藏模式。即新生代中-下地壳发育的高温低速高导层是主要热源, 受走滑断裂简单剪切作用向中-上地壳抬升导致区域性异常高热; 中—晚三叠世花岗岩具有较高的热导率(平均值(2.79±0.34) W/(m·K), 唐显春等, 2020)和低含水率, 既作为良好的导热载体传导深部热能形成干热岩, 也是浅层碎屑岩热储的次生热源; 新生代低热导率沉积岩作为盖层(图11)。

5 青藏高原东北缘地热有利区预测

从青藏高原构造演化过程来看, 受印度板块北向俯冲, 东北缘地区受昆仑断裂、阿尔金断裂、海源断裂、秦岭构造等多重影响, 在多块体多期多阶段相互作用下, 东北缘地区近 50万 km2范围内的构造变形具有连片性。西秦岭断裂在鄂尔多斯西缘受六盘山断裂和青铜峡断裂调节, 在海源断裂和昆仑断裂之间形成一系列菱形构造块体, 这些构造可能与共和盆地发育、形成、演化、形变具有相似性。

根据大地热流背景、构造演化相似性、走滑断裂分布规律和可能的影响范围, 我们提出青藏高原东北缘类似共和盆地地质条件的诸多盆地或次级构造具有局部中-高温地热资源开发潜力。首先具备区域性热源, 即在加厚的地壳中可能存在连续的壳内部分熔融体; 其次具有与共和盆地相似的构造演化特点, 即盆地边缘走滑压扭, 盆内存在张性分量和伸展构造, 可能有利于壳内高温热源隆升上涌, 热传导效率相对更高; 另外具备区域性热源和新构造作用的相互耦合联系, 具备“老储新热”的条件, 在张性构造、走滑断裂, 以及两组断裂交汇处存在流体通道。

按照共和盆地深部热源与挽近构造耦合控热的机制原理, 我们预测了东北缘地区地热资源发育前景(图13)。共和盆地、西宁盆地、临夏盆地、兰州盆地、天水盆地、银川盆地、青海湖天俊刚察等地区盆地核部北东方向的轴线负地形区(线状谷地、断裂、河流沿线等)具备高温-中温地热(干热岩)发育的前景;青铜峡可能也具备类似成热条件。沿着鄂拉山断裂、日月山断裂、庄浪河—马衔山断裂、六盘山断裂沿线一带可能存在中温水热型地热资源, 且在近NNW向的鄂拉山断裂—庄浪河—马衔山断裂内可能发育部分高温地热资源(干热岩)潜力, 向两侧(鄂拉山断裂以西、庄浪河断裂以东)地区高温地热资源潜力发育前景变弱。

图13 青藏高原东北缘地热资源有利区综合预测图Fig. 13 Comprehensive prediction map of favorable geothermal resources in northeastern margin of the Tibetan Plateau

6 结论

(1)共和盆地及周缘变形区形成于昆仑断裂和海源断裂大型活动左旋走滑作用的滑动消减带;

(2)共和盆地新生代以来经历中新世(12—6 Ma)旋转泛湖盆凹陷、上新世—第四纪(6—3 Ma)持续压扭变形(内部张扭)两期主要演化阶段;

(3)共和盆地上地壳发育的与高温相关的地球物理低速-高导异常层(Vs＜3.2 km/s,R＜10 Ω·m)是主导热源;

(4)上新世持续左旋走滑变形导致的岩石圈隆起变形是深部热能向浅层传输的主要动力学机制, 浅部热能聚集成热过程至少延续到了3 Ma;

(5)预测青藏高原东北缘与共和盆地具有类似构造演化性质的次生盆地具有高温地热资源发育的条件。

致谢:感谢两位匿名审稿人, 以及中国科学院大学张健教授、张开均教授、胡圣标研究员在成文过程中的建设性指导意见与帮助。

Acknowledgements:

This study was supported by National Natural Science Foundation of China (Nos. 41877197 and 41602257), China Geological Survey (Nos.DD20190132 and DD20221677).