渭河盆地岩石圈热结构模拟及其对地热系统热源机理的启示

芦佳飞 , 饶 松 *, 黄顺德 , 施亦做, 胡圣标

1)长江大学油气资源与勘探技术教育部重点实验室, 湖北武汉 430100;2)长江大学地球科学学院, 湖北武汉 430100;3)中国石油勘探开发研究院, 北京 100083;4)中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029

大地热流由两部分组成, 即地壳岩石中U、Th、40K等放射性元素衰变产生的热量(地壳热流)和来自地球深部的热量(地幔热流)。壳、幔两部分热量的配分比例及其组成关系, 构成了深部温度场与岩石圈热结构研究中最根本的科学问题。除此之外,深部地温场与岩石圈热结构研究还包括沉积层热流贡献、基底热流、莫霍面温度、“热”岩石圈厚度以及岩石圈内部温度、热流的空间分布等。深部地温场与岩石圈热结构是了解大陆岩石圈构造变形及演化等大陆动力学问题的重要窗口, 也是地热田热源机理研究的核心内容(何丽娟和汪集旸, 2007; 毛小平, 2018; 邱楠生等, 2022)。

渭河盆地地处青藏块体东北缘、华北克拉通和扬子克拉通的交界处, 夹持于鄂尔多斯盆地与秦岭造山带之间, 呈近东西向展布。受秦岭山前断裂和华山山前断裂等边界断裂强烈正断活动的控制, 渭河盆地具有边断、边陷、边填的演化特征, 是我国第四纪以来沉降幅度和沉积厚度最大的地区之一,也是第四纪时期垂直差异运动和历史地震十分强烈的新构造运动区(王涛等, 2015)。此外, 渭河盆地地热资源极其丰富, 发育多个大型整装地热田, 资源量大、水温高、水质优良、易于开采。许多学者分别从浅部地温场、水化学、同位素地球化学和开发地质条件等方面对渭河盆地地热资源开展了研究(饶松等, 2015, 2016; 李修成等, 2016; 周阳等, 2017;Luo et al., 2017; 洪增林等, 2019; 罗璐等, 2019; 马致远等, 2019; Xu et al., 2019; 任战利等, 2020)。其中代表性的工作, 饶松等(2016)利用一维稳态热传导方程计算了西安坳陷和咸礼凸起的岩石圈热结构,推断渭河盆地为被动伸展裂陷模式; 罗璐等(2019)通过氢氧同位素和稀有气体同位素方法确认了地热水的补给来源为秦岭山区大气降水, 渭河北岸断裂未带来幔源物质, 流体在地壳深度内循环; 任战利等(2020)系统分析了渭河盆地现今温度场分布规律,认为其与莫霍面、软流圈上隆和岩石圈减薄的深部动力学背景密切相关, 是岩石圈深部结构、盆地构造、基底岩性、储盖组合等多因素共同作用的结果。然而, 当前基于二维剖面的渭河盆地及其邻区深部地温场与岩石圈热结构对比研究鲜有报道。

本文系统收集和整理区域现今大地热流数据,绘制渭河盆地及其邻区的现今大地热流分布图; 以现今大地热流和地壳分层结构模型为约束, 采用二维有限元方法, 对渭北隆起、渭河盆地以及北秦岭构造带的深部温度场开展数值模拟对比研究, 揭示区域岩石圈热结构变化规律。在此基础上, 分析渭河盆地地热系统深部热源机理。本研究成果对剖析渭河盆地及其邻区构造-热演化和地球动力学过程以及探究渭河盆地地热资源形成机理具有重要意义。

1 区域地质背景

渭北隆起在华北古板块的西南边缘, 处于我国南、北大地构造(祁连秦岭褶皱带和天山兴蒙褶皱带)与东、西大地构造(阿拉善块体, 太平洋板块)的交界处。渭北隆起具有典型的鄂尔多斯盆地基底(刘林和芮会超, 2018), 经历了印支期、燕山期以及喜山期多期复杂构造运动, 其中印支期以非造山作用的地壳抬升为基本特征; 燕山期构造挤压作用强烈, 鄂尔多斯盆地南部抬升, 渭北隆起初步形成;喜山期, 在青藏高原的挤压作用下, 鄂尔多斯盆地南缘走滑拉分, 渭北隆起进一步抬高(杜建军等,2017)。

渭河盆地又叫关中平原, 地处汾渭地堑系的南缘, 毗邻鄂尔多斯地块、华北地块和秦岭造山带,新生代构造活动强烈, 区内断裂构造纵横交错。受青藏高原扩展隆升、甘青地块东进、鄂尔多斯地块逆时针旋转、华南地块东移等因素影响, 盆地现今的构造应力以 NW—SE向为主(Peng et al., 2018;Wang et al., 2021)。从始新世到渐新世, 华山山前断裂强烈活动, 形成了一个近东西向的断陷盆地。中新世中期, 渭河盆地裂陷作用加强, 秦岭山前断裂活化, 沉积范围由北向南扩展, 这一时期渭河盆地应力场为NEE方向, 渭河盆地北缘形成NEE向的正断层系统。晚中新世是渭河盆地构造演化的重要阶段, 随着断陷活动的加剧, 渭河盆地西部隆起区开始张裂并接受沉积, 盆地北缘延伸至礼泉—蒲城断裂并与运城盆地连片。第四纪早更新世, 渭河盆地沉积中心向东移动, 盆地西部逐渐抬升造成沉积间断(Zhang et al., 2021)。

东西向秦岭造山带西与祁连、昆仑造山带相连,东部被南北走向的郯庐断裂带截断, 是一个多系统造山带, 分为南秦岭和北秦岭两个山脉, 被商丹走滑断裂分隔。秦岭造山带的形成过程包括: 前寒武纪的基底形成、古生代至中生代大洋俯冲与板块碰撞作用以及中新生代的陆内造山作用。三叠纪时期,华北地块与华南地块碰撞, 形成了广泛的褶皱-逆冲推覆作用、变质作用和花岗质岩浆作用, 秦岭造山带形成(张国伟等, 1996)。

2 基础数据

以实测大地热流数据为约束, 结合岩石圈分层结构模型以及岩石热物性参数(热导率和生热率),按照一定的边界条件和初始值, 获取岩石圈内部各圈层温度和热流信息。本研究基于任隽等(2012)旬邑—西峡宽角反射/折射地震测深剖面的主体部分,西北端起自旬邑, 南经彬县、淳化、西安、蓝田, 终于秦岭东段南麓的丹凤, 全长300 km。从构造单元看该剖面北段为鄂尔多斯地台南缘, 中段为渭河断陷盆地, 南段为秦岭褶皱带山区, 如图1a所示。本文采用的地形观测数据为美国太空总署和国防部国家测绘局联合测量的SRTM-DEM 90M分辨率原始高程数据。地壳速度和密度结构分别参考任隽等(2012)和张永奇等(2022), 大地水准面高度数据基于 WGS-84全球模型, 高程数据、大地水准面数据和密度数据不进行筛选。

图1 渭河盆地及其邻区构造单元划分(a)及旬邑—西峡宽角反射/折射地震测深剖面地壳结构(b, 据任隽等, 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 现今大地热流

依据研究区现有现今大地热流数据(饶松等,2016; 姜光政等, 2016; Xu et al., 2022), 本文汇编了渭河盆地及其周缘地区的现今大地热流数据, 共计61个, 其中A类38个, B类18个, C类4个, D类1个, 挑选其中A类和B类热流数据经克里金插值绘制了渭河盆地及周缘地区的现今大地热流分布图(图2)。结果表明, 剖面西北段(长武—彬县—淳化段), 现今大地热流介于 55.3～67.3 mW/m2之间, 平均值为57.4 mW/m2, 明显低于鄂尔多斯盆地大地热流平均值(64.7±8.9) mW/m2(Gao et al., 2018)。剖面中段(咸阳—西安—蓝田段), 为明显的现今大地热流高异常区, 介于 57.6～75.7 mW/m2之间, 平均为(70.4±4.7) mW/m2, 与渭河盆地现今大地热流值相当。考虑到渭河盆地现今大地热流测点大多集中分布在咸礼凸起和西安坳陷, 剖面中段的大地热流值可能会低于此值。剖面东南段(商洛—丹凤段)现今大地热流值明显低于渭河盆地, 平均约57.1 mW/m2。在模拟过程中, 现今大地热流实测数据选取在剖面的垂直距离30 km之内。

图2 渭河盆地及邻区现今大地热流平面展布Fig. 2 Present-day geothermal heat flow distribution in Weihe Basin and adjacent areas

2.2 地壳分层结构模型

本文采用的地壳分层结构模型基于(任隽等,2012)深地震宽角反射/折射探测结果, 如图1b所示。总体上, 渭北隆起—渭河盆地—秦岭造山带地壳结构为层状分布, 自上而下可分为沉积层、上地壳、中地壳和下地壳。新生代沉积物分布在上地壳顶部, 最大深度在西安坳陷下方约7 km。上地壳底部界面为 C1, 深度约为 12～16 km; 中地壳位于C1～C2之间, 厚度约为3.5～8.5 km; 下地壳以C3为界, 明显分为上下两部分, 厚度约为11～23 km。地壳与上地幔的分界莫霍面 M 在渭河盆地明显隆起,最小深度位于西安坳陷下方约32 km。

该剖面自北向南经过三条区域断裂带, 分别为北山南缘断裂、渭河断裂和秦岭北缘断裂。北山南缘断裂是渭北隆起与渭河盆地的分界线, 断裂出露地表, 大部分由平行而紧密的阶状构造组成。断裂北部, 上古生界隆升剥蚀并广泛发育褶皱, 形成一系列的叠瓦状构造(翟咏荷等, 2022)。渭河断裂是由宝鸡峡东进入盆地的近东西向高角度正断层, 大致沿着渭河呈弧形展布, 断裂的宽度在1～10 km之间,控制着新生代以来渭河断裂北部和南部的沉积演化(Lin et al., 2015; 张梦婷等, 2018)。秦岭北缘断裂是渭河盆地与秦岭山脉的分界, 以高角度正断层和走滑断层为主(Liu et al., 2013), 断层为东西向, 部分为北东向和北西向。

3 计算方法及参数

岩石圈热状态模拟实质上就是以大地热流为约束, 结合地壳和岩石圈地幔分层结构模型以及岩石生热率、热导率等热物性参数的空间分布, 按照一定的边界条件和初始值求解热传递方程, 进而得到岩石圈内部温度和热流信息。

基于傅里叶定律, 考虑有内热源即岩石放射性生热时的二维稳态热传导方程为:

当上式满足 0≤x≤300 km 且 0≤y≤130 km 条件时, 有如下边界控制条件:

式中,T是温度(℃);A是放射性生热率(μW/m3);k是岩石热导率(W/m·K);T、A和k均为模型中坐标(x, y)的函数;T0为恒温带温度(℃), 在计算中取研究区的年平均气温, 渭北隆起、渭河盆地和秦岭造山带均设置为15 ℃;Qb为地幔热流(mW/m2)。

上述控制方程在模型中的作用为保持模型的顶界具有数值恒定的温度、模型两侧处于绝热条件、模型底界面具备恒定的基底热流。基于COMSOL数值模拟软件, 采用有限元法对三角形基础单元进行了网格划分(共24 686个), 并在每个单元上应用了一种线性插值法, 将变分问题转化为线性方程, 进而获得稳态温度场模拟结果。最后,将模拟获得的地表热流值与实测热流值, 以及代表性钻孔的模拟温度曲线与实测温度进行拟合来检验模拟结果。

现今大地热流由两部分组成, 即地壳岩石中U、Th、40K等放射性元素衰变产生的热量(地壳热流)和来自地球深部的热量(地幔热流), 即:

式中,Q为大地热流, 二维剖面中大地热流取值采用实测数据插值获得, 如图4a所示;Qm为地幔热流;Qc为地壳热流。利用“回剥法”逐层计算由地壳放射性元素生热产生的热流, 进而获取地幔热流。

岩层生热率采用阶状模型, 在地壳表层根据岩石样品中放射性产热元素 U、Th、40K元素的含量和岩石密度测量结果, 采用如下经验公式来计算:

地壳深部(中、下地壳)岩石生热率的估算, 采用如下公示将P波速度换算得到生热率:

式中,A为生热率(μW/m3),ρ为密度(g/cm3); U、Th、K 分布表示样品中铀(×10-6)、钍(×10-6)、钾(wt%)元素的含量;B为常数项, 显生宙取12.6, 前寒武系13.7;VP为在20 ℃、100 MPa时的地震波速(km/s),地震波速在计算前必须进行相应的温、压校正。

根据前人对渭河盆地及邻区的地壳成分研究成果, 利用放射性产热元素U、Th、40K元素的丰度,估算了研究区沉积层、上地壳、中地壳、下地壳和上地幔的生热率, 如表1所示, 这一结果与利用Vp估算的生热率接近, 表明本研究生热率取值合理。

表1 渭河盆地及其邻区热物性参数取值Table 1 Values of thermal physical parameters in Weihe Basin and adjacent areas

图3所示为一维尺度下基于“回剥法”计算的地幔热流和地壳各圈层的热流构成, 以此为基础作为二维数值模拟中地幔热流的初始值。

图3 渭河盆地及其邻区地壳结构与热结构模型Fig. 3 Crustal structure and thermal structure model of Weihe Basin and its adjacent area

本文采用 Artemieva和 Mooney提出的如下两条绝热线来定义“热”岩石圈厚度的上、下界(臧绍先等, 2002):

其中绝热线H1与稳态传导地温曲线的交点为“热”岩石圈的下限深度,H2与稳态传导地温曲线的交点为上限深度。

4 模拟结果

在地壳分层结构及大地热流数据的约束下, 基于二维稳态热传导方程, 采用 COMSOL数值模拟软件, 开展了旬邑—丹凤剖面温度场数值模拟。图4展示了实测大地热流数据与数值模拟结果对比,选择热流的观测值与计算值做平均离均差平方和,得到σ2≈2.50, 表明二者拟合结果良好, 模拟结果可信。图5所示为渭河盆地代表性钻孔(准)稳态测温结果与数值模拟结果对比, 可见数值模拟结果总体较实测稳态温度偏低, 分析认为, 渭河盆地水热活动强烈, 水动力系统极为复杂, 地下热水对流促进了深部热量向浅部的传递, 因此基于稳态热传导方程模拟获得的浅部温度较真实温度偏低。

图4 旬邑—西峡宽角反射/折射地震测深剖面大地热流(a)及剖面海拔(b)实测与计算值对比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

图5 渭河盆地代表性钻孔模拟温度与实测温度的对比(饶松等, 2015; 任战利等, 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 深度温度场与岩石圈热结构

图6所示为旬邑—丹凤剖面二维温度场模拟结果。由图可知, 垂向上, 沉积层—上地壳等温线密集, 地温梯度高, 向下等温线逐渐稀疏, 地温梯度明显减小。横向上, 渭河盆地温度等值线明显上隆, 表现为高地热异常区, 具体来说从渭北隆起至渭河盆地, 温度等值线不断抬高, 地温梯度不断增大, 西安坳陷达到最大值, 进入秦岭造山带后, 温度等值线降低, 地温梯度迅速减小。该剖面莫霍面温度介于 600～740 ℃之间, 其中渭北隆起莫霍面温度约为 660～730 ℃, 渭河盆地莫霍面温度大致为 710～740 ℃, 北秦岭造山带莫霍面温度为 600～700 ℃。

图6 渭河盆地及其邻区剖面二维温度场分布Fig. 6 Two-dimensional temperature field distribution of profiles in Weihe Basin and adjacent areas

表2所示为渭河盆地及其邻区不同构造单元岩石圈热结构计算结果。其中渭北隆起的地壳热流为31.9 mW/m2, 地幔热流为32.8 mW/m2, 壳幔热流比(地壳热流/地幔热流)为 0.97; 渭河盆地地壳热流介于 31.5～35.5 mW/m2之间, 地幔热流在 34.1～38.6 mW/m2之间, 壳幔热流比介于0.86～0.95之间;秦岭褶皱带的地壳热流为27.6 mW/m2, 地幔热流为29.5 mW/m2, 壳幔热流比为 0.94。其中, 渭河盆地西安坳陷与咸礼凸起的地幔热流分别为38.6 mW/m2和 36.7 mW/m2, 与之前研究结果相近(饶松等, 2016)。此外, 该剖面地幔热流与大地热流分布具有相同的趋势, 即从渭北隆起到渭河盆地,地幔热流自西向东逐渐增大, 在西安坳陷达到峰值,从渭河盆地到秦岭造山带地幔热流明显降低。渭河盆地的地幔热流明显高于渭北隆起和秦岭造山带,与盆地裂谷构造属性吻合。渭河盆地壳幔热流比接近1.0, 可以认为地壳放射性元素U、Th、40K等衰变所产生的热量与源自于地幔的热量相当, 这与典型的主动裂谷盆地岩石圈热结构热特征有显著区别,如我国东部松辽盆地和渤海湾盆地等中—新生代裂谷盆地壳幔热流比为0.72～0.82, 属于典型的“冷壳热幔”型热结构, 推断渭河盆地为被动裂陷型盆地(饶松等, 2020)。

表2 旬邑—丹凤剖面各构造单元计算结果对比Table 2 Comparison of calculated results for each tectonic unit in the Xunyi-Danfeng section

4.2 “热”岩石圈厚度

图7和表2所示为利用稳态热传导地温曲线与地幔固相线相交获得的“热”岩石圈厚度。可以看出, 渭河盆地及其邻区“热”岩石圈厚度变化范围为95～110 km, 该计算结果与以往的研究结果相似。横向上, “热”岩石圈厚度变化表现出规律性, 自西向东显示出厚→薄→厚变化趋势。具体来说, 渭北隆起“热”岩石圈厚度约为105 km, 在渭河盆地减薄至95 km左右, 至秦岭造山带厚度再度增大为110 km左右。

图7 旬邑—丹凤剖面“热”岩石圈厚度Fig. 7 Thickness of the thermal lithosphere in the Xunyi-Danfeng section

5 讨论

5.1 模型的不确定性分析

前已述及, 岩石圈热结构研究实质上就是以大地热流数据为约束, 结合岩石圈分层结构模型以及岩石热导率和生热率等热物性参数, 在一定的边界条件和初始值下, 获取岩石圈内部各圈层温度和热流信息。由于地质情况的复杂性, 输入模型的各种参数, 如大地热流数据、岩石圈结构模型和岩石热物性参数总存在一定的不确定性, 因此即使大地热流数据的模拟计算值与实测值拟合得很好, 基于地热地质模型获得的深部温度和热结构信息也未必准确可靠。另一方面, 深部温度和岩石圈热结构模拟中, 各种输入参数对于计算结果具有不同的影响程度, 即随着各主要参数输入值的一定范围内的变动, 深部温度和热结构模拟结果呈现出不同的变化范围。因此, 有必要开展深部温度和热结构模拟的敏感性分析。这样, 在一定误差范围内, 我们可以忽略非关键性参数的可能影响, 而对于关键性的参数, 则必须尽可能地减少其不确定性, 使模拟结果更加准确可靠。

渭河盆地大地热流数据来源于钻孔温度系统测量和沉积层热物性测试。钻孔温度测量结果表明,渭河盆地现今地温场以传导为主, 但与典型的传导型地温场相比存在特殊性, 表现为钻孔温度-深度曲线分段性明显: 浅部受地表水流动对温度场的影响, 地温曲线呈现锯齿形波动; 钻孔中上部受地表水和深部水热活动影响较小, 温度曲线为传导性地热特征; 井孔中下部测温曲线明显“下凹”, 揭示了地下水沿渭河断裂侧向补给的同时使地层温度降低; 井孔下部温度随深度异常增大, 表明存在异常压力流体封存箱(饶松等, 2015)。此外, 渭河盆地大地热流测量平面分布不均匀, 集中分布在西安坳陷和咸礼凸起。综合以上因素, 敏感性分析中大地热流的不确定性假定10%, 即±6.5 mW/m2。结合前人研究成果, 地壳生热率和热导率不确定性范围分别假定为 20%和 10%(Miao et al., 2014; Liu et al.,2016)。表3结果表明, 大地热流对深部温度场与热结构模拟结果影响显著。当大地热流的升高或降低10%时, 莫霍面温度平均不确定性约为100～150 ℃,“热”岩石圈的厚度不确定性为17～22 km, 地幔热流的不确定性为6.5 mW/m2; 当地壳生热量升高或降低 20%时, 莫霍面温度平均不确定性约为 40～80 ℃,“热”岩石圈厚度不确定为6～16 km, 地幔热流的不确定性为3～5 mW/m2; 当地壳平均热导率升高或降低10%时, 莫霍面温度平均不确定性为30～60 ℃, “热”岩石圈厚度不确定性为8～11 km。

表3 旬邑—丹凤剖面地热建模的敏感性分析Table 3 Sensitivity analysis of geothermal modeling in the Xunyi-Danfeng profile

5.2 渭河盆地地热系统热源机理

渭河盆地与鄂尔多斯地块、华北地块、华南地块毗邻, 是汾渭地堑系的一部分。中生代晚期以来扬子板块和华北板块强烈的陆内变形、印度板块和欧亚板块碰撞的远场效应以及青藏高原向东挤压共同作用于渭河盆地, 导致渭河盆地发生了强烈的地壳伸展,进而造成上地幔隆起和岩石圈减薄, 为渭河盆地地热系统的形成和发育创造了有利的热源条件。

二维地温场数值模拟结果表明, 从渭北隆起至渭河盆地, 地温等值线逐渐抬高, 地温梯度不断增大, 在西安坳陷达到峰值, 进入秦岭造山带后温度等值线降低, 地温梯度迅速减小。从渭北隆起—渭河盆地—秦岭造山带, 莫霍面温度表现出低→高→低的总体变化趋势, 同样地, 地幔热流也表现出低→高→低的变化规律, 相应地“热”岩石圈厚度则表现出厚→薄→厚的变化趋势, 这与前人认识一致(Xu et al., 2020; 张健等, 2021)。渭河盆地地壳厚度减薄明显, 莫霍面温度显著高于渭北隆起和秦岭造山带, 暗示着渭河盆地地壳活动性显著。然而, 从渭北隆起到渭河盆地, 再到秦岭造山带, “热”岩石圈厚度变化范围却不大, 而且渭河盆地内的壳幔热流比接近1.0, 表明深部活动并不强烈, 暗示渭河盆地新生代以来构造活动是自上而下的。这与典型的主动裂谷盆地地幔热流显著高于地壳热流不同,推断渭河盆地为被动裂陷型裂谷盆地(饶松等,2020)。可以认为, 在印度板块和欧亚板块碰撞的远场效应下, 渭河地区地壳伸展减薄, 在重力均衡作用下上地幔隆升(图8)。上地幔隆升对地壳活动的影响主要表现在以下两个方面: 首先, 在上地幔的强大向上推动力下, 下地壳向下弯曲, 并在中间转折点产生深垂直断层, 中上地壳岩体发生大体积应变,表现为侧向伸展变形, 导致地壳再次减薄。地壳的进一步延伸和减薄促进了岩体的蠕变、韧性和脆性变形, 最终导致各种不同大小的断块产生, 进而为地热田的形成提供了主要的导水导热通道。其次,上地幔隆升为地幔对流提供有利条件, 软流层中的地幔物质通过深大断裂上涌加热岩石圈地幔, 形成高地幔热流。在底辟穿刺的强烈作用下, 高温的幔源物质为上地壳提供热能, 加热并造成上地壳密度增大, 表现为低速高导的地球物理特征(张健等,2021)。此外, 渭河盆地的热储层主要为河湖相沉积,岩性以砂岩、砂砾岩和泥岩互层为主, 其中砂岩、砂砾岩孔隙发育, 为地热流体的储存提供了良好条件, 与热储层互层展布的泥岩盖层致密, 导热性能差, 为地热系统起到保温隔热作用。

图8 渭河盆地地热系统热源成因模式Fig. 8 Heat source genesis model of geothermal system in Weihe Basin

6 结论

在印度板块和欧亚板块碰撞的远场效应下, 渭河地区地壳伸展减薄, 在重力均衡作用下上地幔隆升, 伴随着上地幔的强大向上推动力, 地壳进一步伸展减薄, 软流层中的地幔物质上涌, 形成高地幔热流, 并通过深大断裂进入地壳, 为地热系统提供热源。此外, 渭河盆地河湖相砂岩、砂砾岩热储孔隙发育, 为地热流体的储存和热量的输送提供了良好条件, 与热储层互层展布的泥岩盖层, 导热性能差, 为地热系统起到保温隔热作用。

(1)渭河盆地及其邻区的现今大地热流介于57.6～75.7 mW/m2之间, 平均为(70.4±4.7) mW/m2;地幔热流在 29.5～38.6 mW/m2之间, 平均值为34.1 mW/m2; 莫霍面温度变化范围大约在600～740 ℃之间; “热”岩石圈厚度约为 95～110 km。从渭北隆起—渭河盆地—秦岭造山带, 大地热流、莫霍面温度和地幔热流值表现出低→高→低的变化规律, 相应地“热”岩石圈厚度则表现出厚→薄→厚的变化趋势。

(2)渭河盆地地壳厚度减薄明显, 莫霍面温度显著高于渭北隆起和秦岭造山带, 暗示着渭河盆地地壳活动性显著。然而, 从渭北隆起—渭河盆地—秦岭造山带, “热”岩石圈厚度变化范围不大, 且渭河盆地内的壳幔热流比接近 1.0, 表明深部活动并不强烈。从地热学角度, 渭河盆地深部地温场与岩石圈热结构特征符合被动裂谷盆地。

(3)在印度板块和欧亚板块碰撞的远场效应下,渭河地区地壳伸展减薄, 在重力均衡作用下上地幔隆升, 高温的幔源物质沿深大断裂上涌加热上地壳,与地壳放射性生热一起为地热系统提供热源。

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).