江西吉安钱山地区地热资源特征及热源机制

张垚垚,刘 凯,童 珏,何庆成,贺晓龙,贾伍慧,张浩然,王书训

1)中国地质科学院,北京 100037; 2)中国地质大学(北京)地球科学与资源学院,北京 100083;3)江西省地质局第四地质大队,江西萍乡 337000; 4)湘潭大学环境与资源学院,湖南湘潭 411105;5)中国矿业大学(北京)地球科学与测绘工程学院,北京 100083

地热能是蕴藏在地球内部的可再生资源,作为解决能源危机的重要途径之一,因其具有资源潜力大、开发成本低、利用系数高等众多优点,备受世界各国的广泛关注(汪集旸等,2015)。中国主要以中低温水热型地热资源为主,地热资源分布具有明显的分带性和地带性(王贵玲等,2020)。位于扬子地块和华夏地块汇聚带南侧的武功山地区,地热资源非常丰富,已发现地热田15个,如温汤地热田、万龙山地热田等,资源潜力巨大(夏中智等,2017; 高胜强等,2022)。

成因机制研究是地热资源高效开发利用的基础。在地热资源形成中,热源是首要的控制因素。地热能热源主要有以下几种: ①壳内部分熔融层(如西藏羊八井地热田(赵平等,2001; Dor et al.,2000; 胡志华等,2022)、青海共和—贵德地热田(薛建球等,2013; Zhang et al.,2018; 唐显春等,2020)、陕西关中地热田(Qin et al.,2005; 李修成等,2016; 罗璐等,2019)、云南腾冲地热田(白登海等,1994; 姜枚等,2012; 赵慈平等,2012; 龙登红等,2021)); ②新生代火山岩余热(长白山地热(姜梓萌,2013; 赵容生,2019)、腾冲地热(赵慈平等,2012; 龙登红等,2021)); ③裂谷深部地热(藏南谷露和羊应火山-地热区(张丽红等,2017)、五大连池地热(邵济安等,2008)、漳州地热(蔺文静等,2020)、肯尼亚奥卡瑞地热田(Lagat et al.,2005;张志敏等,2018)); ④放射性元素生热(江西宁都地热(刘峰等,2020)、广东佛冈(万建军等,2015));⑤断层摩擦生热(南京羊山地热(吴姗姗等,2021)、川西地热(屈泽伟等,2019)、鄂西盐池河温泉(夏金梧,1995))。不同热源的地热田具有不同的地热资源特征。

前人曾对武功山地区地热资源进行研究,对于热源的认识总体有两大观点: 一是壳幔热流异常;二是深大断裂导热。此外,对地热资源特征也缺乏系统总结,导致对武功山地区地热资源成因机制的不同见解,进而影响该地区下一步的找热靶区选定和已有地热资源开发方式的优选。本文在系统野外调查的前提下,以钱山地区地热资源为研究对象,开展构造解析、热物性参数分析、放射性生热率、锆石同位素研究,阐述地热资源特征,探讨热源机制,为地热资源成因研究提供依据。

1 地质背景

1.1 区域地质概况

武功山地区位于华南江南造山带中段,扬子地块和华夏地块聚敛带的南侧,属华夏地块北缘赣中构造碰撞带(图1)。从新元古代至今,经历了活动大陆边缘、板块碰撞隆起、陆内造山作用等多期次构造运动的叠加改造,不同层次的构造形迹交织在一起,具有复杂造山带的一般特征(Faure et al.,1996;Li,1998; Li Wuxian et al.,2008; Li Xianhua et al.,2009)。既存在与俯冲-碰撞造山带有关的挤压构造体系,又存在造山后伸展作用导致的多层次、多序次伸展滑覆构造系统(Faure et al.,1996; 孙岩等1994,1997; 舒良树等,1998,2000; 楼法生等,2002,2005)。

图1 中国华南区域地质图(据He et al.,2010修改)Fig.1 Regional geological map of South China (modified from He et al.,2010)

武功山地区在区域上呈椭圆形,长轴约70 km,短轴约30 km,面积约1.5×103km2。走向北东—南西,长短轴之比约为2: 1,轴部位于钱山—三江—洪江一带,被燕山期花岗岩所占据(图2)。

图2 武功山地热地质图(据舒良树等,2000修改)Fig.2 Geothermal geological map of Wugongshan area (modified from SHU et al.,2000)

武功山地区的基底岩层为震旦系、寒武系地层。震旦系地层分布于武功山的南西部,主要为坝里组和老虎塘组(Faure et al.,1996; 舒良树等,1998)。坝里组(Z2b): 主要为石榴二云片岩夹石榴黑云石英片岩,石英片岩、石榴黑云石英片岩、更长二云片岩与(含)石榴二云片岩呈(不)等厚互层; 老虎塘组(Z2lh): 下段底部为灰白色中薄层状硅质岩,中上部为石榴黑云更长变粒岩组合成单层,或与二云石英片岩为互层或夹层,上段为浅灰色、灰白色中薄层条带状硅质岩。寒武系地层分布在武功山的西部、东部和北东部,主要出露牛角河组、高滩组以及温汤岩组。牛角河组(n)为二云石英片岩、黑云片岩、不等粒长石石英杂砂岩互层; 高滩组(gt)由黑云石英片岩、石榴二云石英片岩、斜长二云石英片岩、石榴更长黑云片岩等组成; 温汤岩组(wt)则为总体无序,局部有序的中深变质岩系,局部夹大理岩化灰岩。中、新生界地层出露较少,第四系地层分布在泸水、袁水及支流两岸和山间谷地中,构成河漫滩及河谷的各级阶地(张垚垚等,2022)。

武功山地区岩浆活动强烈,主体部分为志留纪—侏罗纪花岗岩,从岩性、结构构造、矿物组合等方面分析,它们为具同源岩浆演化特征的复式岩体。志留纪花岗岩分布在武功山南庙镇、泰山乡、温汤镇、洪江镇、新泉乡、钱山乡等地,总体呈NE向展布。平面上多呈透镜状、不规则状产出,岩性以黑云母二长花岗岩、花岗闪长岩和二长花岗岩为主,组成矿物为斜长石、钾长石、黑云母、角闪石及少量石英,暗色矿物含量较多,其结构有中粒斑状-中细粒含斑-细粒; 岩石普遍遭受到后期构造造山运动的改造,矿物呈定向排列,发育了片麻状构造,岩体边部发育片麻理。侏罗纪花岗岩分布在武功山核心部位的明月山、三江、浒坑、肖家岭一带,平面上多呈椭圆状、不规则状,总体呈NE向展布。岩性以二长花岗岩、黑云母花岗岩为主,组成矿物为钾长石、斜长石、石英、黑云母及少量的白云母,岩石具中细粒、斑状花岗结构(Faure et al.,2009; 张垚垚等,2022)。

武功山地区目前发现的地热田为15处,包括温汤地热田、万龙山地热田、洪江地热田、文家地热田等。武功山地热显示了几个明显特征: ①温泉多出现在断裂破碎带或两组不同方向断裂的交汇处;②热水由地下水经深循环加热而成,浅部无近代火山或岩浆热源等特殊的附加热源; ③岩体本身的渗透性较差,主要靠裂隙和破碎带导水,热水沿深断裂带上涌至地表或浅部; ④在热水主流带附近常形成局部热异常,异常中心的地温梯度可比正常值高2～3倍以上。

1.2 钱山地区地热地质特征

钱山地热田位于武功山南西部,紧邻近NE向的钱山断裂的南西段(图3)。该断裂呈NE—SW向展布,走向50°,倾向140°,倾角50°～55°,以断裂破碎带的形式产出,破碎带宽约50～70 m,主要由硅化石英岩、石英脉、花岗岩角砾等组成(图4a),具碎裂结构。在杉水垄附近,断裂出露较好,可以看到明显的分带现象,从北向南依次为糜棱岩化带、构造角砾岩带、硅化破碎带、绿泥石化硅化破碎带和石英岩带(图4b),总体走向NE,倾向150°,倾角50°～67°,露头宽约70 m。

图3 钱山地区地热地质图Fig.3 Geothermal geological map of Qianshan area

图4 钱山地区野外构造现象、样品及镜下照片Fig.4 Field tectonic phenomena,sample and microscopic photo in Qianshan area

结合区域资料及实地调查,钱山断裂为区域NE向和平—三江断裂在研究区的延伸。和平—三江断裂呈NE向斜贯整个武功山地区,自南西新庵里向东经杉水垄,在偏北东经文家村、三江村、唐家山村、梅洲村,直至武功山北东角南庙乡,延伸长约50 km。该断裂带脆性部位几乎切割了经过处的所有断层和地质界线,说明断裂带中发育一期区内最晚形成的表壳相脆性断层。早期为韧-脆性逆断层,显示了印支期—燕山晚期长期活动的特点,后叠加了喜马拉雅期脆性正断层(Li,1998; Faure et al.,2009; Charvet,2013)。该断裂是武功山地区一条重要的控热控水断裂,钱山地热、文家地热、三江地热、唐家山地热、洪江地热等均位于该NE向断裂与NW、NNW、NNE向断裂的交汇部位,常在“X”型、“入”字型构造交汇处或断裂的复合部位出露。

钱山地热田内地热异常显示主要沿着河谷的第四系全新统洪积层呈NW向集中分布。自2018年以来,江西省地质局第四地质大队针对该地热资源开展了多次调查工作,目前已完成6口地热钻孔,孔深320～1 300 m,温度35～53 ℃,流量超过4 000 m3/d。

2 样品采集和实验方法

在系统野外地质调查的基础上,采集了1件岩心黑云二长花岗岩样品开展镜下鉴定工作并测定其结晶年龄(图4c),11件岩石样品测定其密度、热导率、比热、热扩散率及放射性生热率。

粗中粒黑云二长花岗岩(CJZK06-2): 岩石主要由斜长石、钾长石、石英、黑云母、少量白云母组成(图4d)。斜长石呈半自形-近半自形宽板状,粒径2～5 mm,具定向分布,具绢云母化、高岭土化、白云母化、黝帘石化等,有的具环带构造,被钾长石轻微蚕蚀状交代可见蠕虫结构,含量约40%。受构造应力作用影响,部分斜长石颗粒或颗粒边缘具细粒化重结晶现象,细粒化物质已重结晶为它形粒状斜长石集合体且粒径多＜0.3 mm。钾长石呈近半自形板状,粒径2～5 mm,杂乱状排列,为微斜长石,具高岭土化,粒内有斜长石、黑云母、文象状石英嵌布,交代斜长石,有的显剪切破碎状特征,含量25%～30%。石英呈它形粒状,粒径0.05～2 mm,多已重结晶呈集合体状,拉长定向明显,后期呈恢复重结晶特征,粒内多具波状、带状消光,占比20%～25%。黑云母呈叶片状,直径＜2 mm,多呈零散状定向分布,有的集合体略呈线纹状聚集定向分布,黑云母显深棕色,多色性明显,具绿泥石化、白云母化、绿帘石化、葡萄石化等,含量＜10%。受应力作用影响部分黑云母显似鱼状、弯曲等,鳞片状黑云母为变余糜棱物。少量白云母呈鳞片-叶片状,直径＜0.3 mm,与黑云母混杂定向分布,为后期新生矿物。

花岗岩样品在河北省区域地质调查院进行粉碎,完成锆石的分选、制靶、锆石透反射及阴极荧光(CL)工作。锆石U-Pb分析测试在北京锆年领航科技有限公司完成。分析仪器为Finnigan Neptune型多接收等离子质谱仪,激光剥蚀系统为美国Newwave UP213。测试方法为激光烧蚀多接收器电感耦合等离子体质谱法(LA-ICP-MS),激光波长193 nm,激光能量密度13～14 J·cm-2,频率8～10 Hz,激光剥蚀深度为20～40 μm,剥蚀束斑直径为35 μm,剥蚀物以氦为载气进入Neptune。采用Plesovice(年龄为(337±0.37) Ma)(Sláma et al.,2008)作为外标样进行基体校正。数据处理采用ICP-Ms DataCal程序和Isoplot程序进行,计算锆石加权平均年龄和绘制谐和图。详细的仪器操作条件和数据处理方法见Liu et al.(2010)。

样品的密度、热导率、比热、热扩散率是在自然资源部古地磁与古构造重建重点实验室岩石热物性与地热测量实验室完成。分析仪器为瑞典Hot Disk公司基于瞬变平面热源技术(TPS)的热导率、热扩散率和比热容的导热系数仪。该仪器可对多种岩石样品的热导率、比热容、热扩散率等岩石热物性进行高精度的测量(Gustafsson et al.,1991)。导热系数范围:0.005～500 W/(m·K),温度范围: 10～10 000 K,测试精度±3%。实验原理为瞬态平面热源(Transient Plane Source,TPS)方法(Gustavsson et al.,1994; Gustavsson et al.,2005),该方法的核心元件是一个具有双螺旋结构的探头,由10(±2) μm厚的金属薄片刻蚀而成,边缘为4～100 μm的绝缘薄膜,探头通常置于两个样品中间进行测试(Sizov et al.,2016)。在测试过程中,电流通过探头产生一定的温升,探头的热容量可忽略不计,探头的热量同时向两侧的样品中扩散,探头表面的平均温升可根据探头金属薄片的电阻变化进行精确的测量(Gustavsson et al.,1997; Mihiretie et al.,2016)。Hot Disk探头既是热源又是温度传感器。探头与一套数据自动收集、分析和显示系统连接,此系统包含实验操作软件和与相对应温度函数模型的实验结果瞬态曲线的分析,可实现数秒钟完成导热系数、热扩散率和比热容的精确测试(Mihiretie et al.,2017)。

在河北省区域地质调查院实验室完成U、Th和K2O的测试,K2O测试仪器为Axiosmax X射线荧光光谱仪; U、Th分析测试仪器为X Serise 2等离子体质谱仪。测试温度为26 ℃,湿度为40%,测试精度优于5%。利用下列公式(1)(Rybach,1976)计算岩石的放射性生热率(A)。

式中,A是岩石放射性生热率(μW/m3);ρ是岩石密度(单位: g/cm3);CU、CTh、CK分别为放射性元素U、Th、K的含量,单位分别是×10-6、×10-6和wt%。

水化学分析由圭瑞测试科技(北京)有限公司完成,钾、钠、氨氮、碳酸盐等严格按照《水质65种元素的测定电感耦合等离子体质谱法》(HJ 700-2014)、《水质氨氮的测定纳氏试剂分光光度法》(HJ 535-2009)及《地质矿产实验室测试质量管理规范》(DZ/T 0130-2006)的要求进行样品分析。水氢氧同位素由中科院地理研究所完成,氚测试依据为《水中氚的分析方法》(GB12375-1990)。

3 测试结果

3.1 锆石U-Pb年龄

选取粗中粒黑云二长花岗岩(CJZK06-2)进行锆石U-Pb同位素测试,其中用于测试的锆石呈透明-半透明长柱状,自形程度好,整体较完整,震荡环带发育(图5a),具岩浆成因特征(Rubatto et al.,2000)。锆石Pb含量(62.5～197)×10-6,Th含量(181～1 298)×10-6,U含量(748～2 030)×10-6(表1)。Th/U值0.24～0.81＞0.1,为岩浆成因锆石(Cleasson et al.,2000; Belousova et al.,2002)。本样品U-Pb年龄＜1.0 Ga,因而采用锆石206Pb/238U年龄(Griffin et al.,2004)。样品锆石206Pb/238U呈点群分布,分布较为集中,年龄值为(437.1±3.0) ～ (443.0±2.7) Ma,谐和年龄为(438.9±1.2) Ma (n=26,MSWD=0.33),加权平均值为(439.3±1.1) Ma (n=26,MSWD=0.38),两者较为一致,表明岩体形成于早志留世(图5b)。

表1 黑云母二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb数据Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of biotite monzogranite zircons

图5 黑云母二长花岗岩锆石阴极发光照片(a)及U-Pb年龄谐和图(b)Fig.5 Cathodoluminescence (CL) images of zircons (a) and LA-ICP-MS zircon U-Pb concordant diagram of biotite monzogranite (b)

3.2 热物性测试

本次测试的11件岩石样品,其中10件为早志留世黑云二长花岗岩,1件为燕山期煌斑岩,测试结果见表2。

表2 研究区岩石热物性分析结果Table 2 Analysis results of granite thermophysical parameters in the study area

结果显示早志留世黑云二长花岗岩热导率为1.22～3.30 W/(m·K),平均值为2.80 W/(m·K); 比热容1.45～3.31 MJ/(m3·K),平均值1.97 MJ/(m3·K); 热扩散系数为0.78×10-6～2.00×10-6m2/s,平均值为1.47×10-6m2/s; 密度2.65～2.94 g/cm3,平均2.72 g/cm3。

燕山期煌斑岩热导率为2.49 W/(m·K); 比热容1.44 MJ/(m3·K); 热扩散系数为1.73×10-6m2/s; 密度2.54 g/cm3。

3.3 放射性生热率

通过上文式(1)计算可知,早志留世黑云二长花岗岩放射性生热率为2.56～4.07 μW/m3,平均值为3.14 μW/m3。燕山期煌斑岩放射性生热率为0.87 μW/m3。

3.4 水文地球化学

研究区内水体的阳离子主要由K+、Na+、Ga2+组成,见表3,其中Na+浓度较高,其变化范围是1.58～80.9 mg/L,平均值为47.5 mg/L。阴离子主要为HCO-3、Cl-、SO2-4、NO-3,其中HCO-3整体浓度较高,变化范围为6.27～75.1 mg/L,平均值为46.5 mg/L。研究区水样均为淡水,弱碱性,pH的范围是7.16～8.68,平均值为7.85; TDS值为10～272 mg/L,平均值为169 mg/L。

表3 研究区水化学组分分析结果Table 3 Analysis results of water chemical composition in the study area

3.5 水氢氧同位素

研究区内测试的两个水样δD值为-59‰和-36‰,δ18O值为-9.4‰和-3.2‰。

4 讨论

4.1 地热资源特征

4.1.1 地温场特征

地温场是地球物理场的一个重要组成部分,它在不同构造域的地温分布形态、差异主要取决于区域地质、构造深部结构、岩浆作用及构造活动性,而地形、气候和纬度对恒温带的温度和深度则有直接的影响。

地温梯度是指地球内部恒温带以下地温随深度的变化率,通常用每100 m或1 km的温度增加值来表示。全球平均地温梯度不足3 ℃/(100 m),中国平均地温梯度为2.5～3 ℃/(100 m)。江西省地温研究始于20世纪70年代,测温资料整理分析研究,得到萍乡—乐平坳陷带地温梯度一般为1.74～2.5 ℃/(100 m),平均地温梯度为(2.22±0.87) ℃/(100 m),其两端的萍乡、广丰—玉山一带地温梯度相对较低(在2.0 ℃/(100 m)以下),总体上,江西省地温梯度较为均匀,平均地温梯度为2.0～2.5℃/(100 m)。通过对钱山地区2个钻孔的实测测温资料进行分析,钻孔孔底测温曲线见图6、图7。钻孔A地温梯度在2.70～5.00 ℃/(100 m),平均地温梯度为3.55 ℃/(100 m); 钻孔B地温梯度在1.40～8.90 ℃/(100 m),平均地温梯度为3.98 ℃/(100 m)。两处获得的平均地温梯度均＞3.5 ℃/(100 m),按中国的划分标准(雷晓东等,2018),该处属于地热异常区。

图6 钻孔A井底测温曲线Fig.6 Bottom hole temperature-sensing curve of Drill A

图7 钻孔B井底测温曲线Fig.7 Bottom hole temperature-sensing curve of Drill B

4.1.2 水化学特征

钱山地区水样阳离子以Na+、Ca2+离子为主,阴离子以HCO-3、SO2-4离子为主。利用舒卡列夫命名法对水样进行了分类命名,钱山地热水的水化学类型主要为HCO3-Na型,地下冷水主要为HCO3-Ca型。由于所处地区地质构造、地热地质和水文地质条件差异,地热水水化学类型出现不同亚型,比如武功山地区中榨地热的水化学类型为HCO3-Ca型,以及温汤地热的水化学类型为SO4-Na型(高胜强等,2022)。

对水中离子自然起源的影响因素分析,Gibbs(1970)根据世界河流、湖泊及主要海洋水样中Na+/(Na++Ca2+)、Cl-/(Cl-+HCO-3)与TDS关系,初步确定了天然水化学成分的3个主要来源,即大气降水作用、矿物风化作用和蒸发-结晶作用。从钱山地区水样的Gibbs图可以看出,所有水样点基本位于矿物风化作用区域内,说明成岩矿物的风化作用对水中离子含量起主导作用,而受蒸发-结晶作用和大气降水作用的控制不明显(图8)。其中,地热水水样位于Na+/(Na++Ca2+)图中部右侧,具有中等的TDS且Na+/(Na++Ca2+)比值大于0.5,表明Na+仍有其他来源。此外,地下冷水的离子成分也主要来源于矿物风化,相对于地热水而言,地下冷水更接近大气降水作用。

图8 研究区水样Gibbs图Fig.8 Gibbs diagram of water samples in the study area

4.1.3 同位素特征

氢元素和氧元素是自然界的两种主要元素,其以单质、化合物的形式在全球普遍分布。不同来源的水其氢、氧稳定同位素组成也有所不同(刘凯等,2017)。一般大气降水的δD的变化范围-160‰ ～-30‰,δ18O的变化范围-17‰ ～ +5‰,并且δD和δ18O之间通常呈线性变化,且多数地区大气降水的δD和δ18O为负值。本次工作对地热水、地下水、泉水和降雨等进行了取样分析,并进行了氢氧同位素测试(另文发表),得到了研究区相关水样的δ18O与δD关系图(图9)。可以看出,武功山地区地热水、地下冷水、地表水等水样δ18O与δD数据基本上都落在全球大气降水线附近,除钱山地区一个样品外,均位于全球大气降水线上方,表明武功山地区的地热水和冷水均是由大气降水补给,且该地区发生了水汽再循环。从图中可以看出,大部分地热水中δ18O与δD的值低于冷水中的值,表明该地热水补给高程较高,是大气降水经过深循环后加热返回地表而形成温泉。部分地热水δ18O与δD的值接近地下冷水,是由于地热水与地下冷水混合引起。部分河水的δ18O与δD的值偏小,与地热水接近,表明河水中混入了地热水。而样品PX2024明显偏离大气降水线,则是由于发生强烈的水岩相互作用而发生的δ18O漂移。

图9 武功山地区水样δ18O与δD的关系图Fig.9 Relationship between δ18O and δD of water samples in Wugong Mountain area

4.2 热源机制

针对前人对热源机制存在的争议,本文进行了花岗岩测年和放射性生热率的研究来对地热资源热源进行探讨。

武功山地区广泛发育早志留世和晚侏罗世两期岩浆岩。一般认为,花岗岩富含铀系元素矿物,放射性生热产生的大量热能,在适宜的部位聚集可以形成较高的地热异常(李学礼等,2000; 汪集旸等,2015)。在中国东南地区,江西宁都地热田的燕山期混合岩类放射性生热率平均值为7.92 μW/m3,广东佛冈地热田燕山期黑云母花岗岩体平均值为6.77 μW/m3,均大于5 μW/m3,属于高产热岩体(Siégel et al.,2014; 刘峰等,2020),为地热田重要的热源之一。

钱山地区主要发育早志留世黑云二长花岗岩,本次工作测得年龄为(439.3±1.1) Ma,与楼法生等(2005)获得的武功山片麻状花岗岩锆石U-Pb年龄((428.0±1.1)～(462.3±2.3) Ma)、Zhang et al.(2012)测得的张家坊岩体锆石U-Pb年龄((440±2) Ma)一致。尽管区域上存在燕山期即晚侏罗世花岗岩,但在本地地表及钻孔中均未发现。早古生代,受武夷—云开造山运动的影响,扬子地块和华夏地块的碰撞缝合带地壳进一步加厚,造成沉积物的部分脱水熔融,也可能造成华夏地块基底岩石的部分熔融(Li Xianhua et al.,2008; Li Zhengxiang et al.,2010),早志留世花岗岩形成于陆内造山环境。

本文测得的早志留世黑云二长花岗岩放射性生热率平均值为3.14 μW/m3,燕山期煌斑岩放射性生热率为0.87 μW/m3。全球花岗岩放射性生热率平均值为2.1～2.5 μW/m3(Artemieva et al.,2017),且生热率值与花岗岩年龄关系密切。与典型受放热性生热率主导的地热田相比,钱山地区的花岗岩并未表现出强烈的异常,该地区花岗岩放射性元素的热流对热源存在一定贡献,但贡献有限,并非钱山地热的主要热源。放射性生热支配的地热田岩浆岩往往以中—新生代花岗岩为主,受放射成因热影响而延长花岗岩的冷却-结晶时间为7.47 Ma(章邦桐等,2007),钱山花岗岩形成于约440 Ma前的早志留世,也不存在岩浆岩余热提供的热源。

根据区域资料可知,武功山北东向重力负异常明显,一般负异常强度为-50～ -80 mgal,极小值可达-90 mgal,说明上地幔较浅,沿断裂带有较大强度的热流上涌,形成于燕山期的和平—三江断裂,喜马拉雅期也有活动,控制了文家、三江、唐家山等地热田。地热水气体中的He为零,排除深部岩浆及地幔来源的热源,表明全部来自于地壳热。从热物性参数来看,早志留世黑云二长花岗岩热导率平均值为2.80 W/(m·K),燕山期煌斑岩热导率为2.49 W/(m·K),岩层导热效果较好,有利于地层热量的聚集和传播。综上所述,钱山地区的热源主要来自于壳源深部地热,断裂破碎带石英岩发育且厚度大,有利于将深部热能传导至浅部及地表,地热能在断裂带附近的花岗岩中聚热和传热,和平—三江断裂为该地区重要的导热和控热构造。

4.3 成因模式

地表大气常温降水因重力作用沿岩石断裂构造或节理裂隙带下渗,在正常地温梯度范围内逐渐初步增温,形成高于常温的温热水。分散流汇聚到控热控水断裂(区域北东向断裂)附近时,基本沿断裂带呈带状、线状径流,因控热控水断裂切割地壳深,会将地壳深部热量上导,在浅部花岗岩中传热和聚热,从而形成温度急剧升高的地热异常带,径流吸收异常带中热量而形成温度急剧升高的地热水,遇与控热控水断裂斜交的阻(隔)水构造面,在本地区通常为北北东向或北西向,因温度升高的地热水比下渗的常温水比重低,地热水上浮而常温水下渗。受沟谷切割作用,如存在断层等导水构造时,地热水沿导水构造快速上升溢出地表成为水热型地热资源。该成因模式同样适用于武功山地区的其他地热田。

5 结论

(1)地温场特征显示钱山地区为地热异常区;喜马拉雅期仍有活动的和平—三江断裂是钱山地热重要的导热和控热构造,控制了区域上地热田的展布。

(2)钱山地热水δD平均值为-47.5,δ18O平均值为-6.3,结合水化学特征,揭示了钱山地区地热水主要来自于大气降水补给。

(3)黑云母二长花岗岩锆石206Pb/238U加权平均值为(439.3±1.1) Ma(n=26,MSWD=0.38),表明岩体形成于早志留世,本身已无余热供热能力。花岗岩放射性生热对钱山地区的热源贡献较小。

(4)钱山地区热源主要来自壳源深部地热,在地热异常带中升温的地热水沿导水构造溢出地表成为水热型地热资源。

致谢:感谢江西省地质局第四地质大队高级工程师李蔚、漆琳以及中国地质大学(北京)孙军亮博士、余廷溪硕士和中国地质科学院王路瑶硕士等在野外工作和室内制图中提供的帮助。特别感谢评审专家给予本文的建设性修改意见。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (No.DD20221677-2),Fundamental Research Funds of Central Finance (No.JKY202004),Key Research and Development Project of Jiangxi Province(No.20203BBG72W011),and Science and Technology Research Project of Jiangxi Geological Bureau(No.2021AA07).