大地热流(或称地表热流)是岩石圈现今热状态在地表最为直观的指标,反映了地球内部各种动力学过程之间的能量平衡状态.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(即地壳热流)和来自地幔的热量(即地幔热流)(Birch et al., 1968).壳、幔热量的配分比例及其组成关系,构成了岩石圈热结构研究中最根本的科学问题(Blackwell,1971).除此之外,岩石圈热结构还包括地壳内部不同壳层之间的热流构成和配分比例,以及地壳温度、“热”岩石圈厚度等(汪集旸和汪缉安,1986).岩石圈热结构是盆地现今地温场研究的重要延伸和扩展,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,而地热田岩石圈热结构更是地热田热源机理研究的核心问题,也是地热田形成机制研究的基本内容之一.

中国大陆所在的欧亚板块在现代板块框架中地处印度板块、太平洋板块和菲律宾板块的交汇位置(Huang and Zhao, 2006),晚中生代—新生代不同块体间的相互作用使得中国大陆地区构造变形复杂,深部热扰动存在时空差异.中国西部地区受新生代以来欧亚板块与印度板块碰撞的影响,形成了被称为世界屋脊的青藏高原(许志琴等,2006),岩石圈随之增厚；中国东部地区由于中生代以来西北太平洋板块和菲律宾板块在东亚地区的深俯冲作用,形成了世界上最典型的沟—弧—盆体系,同时伴随着岩石圈减薄和克拉通破坏(朱日祥等,2012).作为环鄂尔多斯盆地地堑系的一部分,渭河盆地位于中国东西部的交接部位,是世界上最大的新生代板内裂谷之一(Ye et al., 1987；Xu and Ma, 1992；Xu et al., 1993),独特的大地构造位置决定了渭河盆地岩石圈热结构将为中国中—新生代大陆岩石圈演化研究提供重要支持.

同时,渭河盆地蕴藏着丰富的地热资源.咸阳地热田是渭河盆地地热田的一部分,地处陕西关中平原腹地,南邻西安,北接甘肃,东抵渭南、铜川,西至宝鸡,总面积约800 km².截至目前咸阳地热田共有地热井50余口,井深1464~4080 m,单井涌水量平均140 m³/h,井口水温65.1~103.6 ℃,最高达120 ℃,目前主要用于供暖,已实现供暖面积约160×10⁴ m².咸阳地热田地热资源量大,水温高,水质优良,易于开采,为大型整装地热田.许多学者分别从水化学、同位素地球化学和开发地质条件等方面对咸阳地热资源开展了研究(Qin et al., 2005；Yu et al., 2009；Ma et al., 2010；罗璐等,2014).

笔者在系统分析渭河盆地现今地温场和水动力系统(饶松等,2015)基础上,编制了渭河盆地大地热流分布等值线图；通过实测生热率等热物性参数,利用一维稳态热传导方程计算了研究区岩石圈热机构,并分析了渭河盆地岩石圈热结构特征和地热田热源机理.该成果不仅对深化认识渭河盆地形成和区域构造演化具有科学意义,而且对全面分析渭河地热田形成机理、科学地制定开发利用规划具有实践价值.

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,西段与青藏高原东北边界弧形断裂系相接(Zhang et al., 2003；张岳桥等,2006),其南以余下—铁炉子断裂与秦岭造山带相接,北以渭河盆地北缘断裂与鄂尔多斯盆地相隔,东北部与山西断陷带为邻并共同组成汾渭裂谷系,面积约39065 km²,如图 1所示.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,历史上曾发生过1556年华县8¹/₄级特大地震,是全世界有史以来死亡人数最多的一次地震(张培震等,2003).

图 1

Fig. 1

图 1 渭河盆地区域构造与内部大断裂(a)及构造剖面(b、c) Fig. 1 Regional structure, main faults (a) and structural sections (b, c) of Weihe Basin

渭河盆地具有典型的双层结构,盆地基底组成复杂,其中渭河断裂以北,盆地基底主要为鄂尔多斯盆地南缘出露的下古生界碳酸盐岩地层,局部有上古生界煤系地层,渭河断裂以南的盆地基底大致以长安—临潼断裂为界,东部主要为燕山期花岗岩和前寒武系变质岩,西部以前寒武系变质岩为主.在盆地东南边缘及骊山断隆处,出露有太古界古老片麻岩及花岗岩,其中也有燕山期花岗岩及岩脉侵入.渭河盆地总体构造形态呈南部向北陡倾、北侧向南缓倾斜的不对称阶梯状.新生代沉积物自下而上有中新统高陵群,上新统灞河组、蓝田组、张家坡组,下更新统三门组、阳郭组,中更新统泄湖组、上更新统乾县组、马兰组和全新统,彼此之间为不整合接触,总厚度5000~7000 m,呈现出南厚北薄、南陡北缓的特点(彭建兵等,1992；王斌等,2013).根据微断块构造形态与新生代沉积特征差异,可分为6个次级构造单元,如图 1所示.

多种地球物理探测资料(张少泉等,1985；Xu and Ma, 1992；Xu et al., 1993；Pan and Niu, 2011；任隽等,2012；Bao et al., 2013；王谦身等,2013；滕吉文等,2014；Wang et al., 2014)表明,渭河盆地坳陷区沉积盖层较厚,结晶基底埋藏深,达6～8 km,沉积盖层和中、上地壳速度低,下地壳速度高,莫霍界面剧烈上隆,并与结晶基底大致呈镜像关系,与鄂尔多斯台地相比,上隆幅度达10 km左右,形成莫霍界面突变带,与秦岭褶皱带相比,上隆幅度约4 km,莫霍界面为渐变带.

岩石圈热结构计算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,在三维尺度上求解热传递方程,进而得到岩石圈内部温度和热流信息.

以傅里叶定律为基础,三维稳态热传导方程基本形式为

(1)

相应地,地表边界条件及初始值为

(2)

很显然,精确的求解三维稳态方程,除了精细的地壳分层结构之外,还需要精确的大地热流数据,以及热导率、生热率等热物性参数的三维空间分布.然而,考虑到研究区现有资料的实际情况和研究精度,本文采用一维稳态解来研究渭河盆地岩石圈热结构.

研究中,生热率A采用分层阶状函数模型,对于沉积盖层、上地壳和岩石圈地幔部分,不考虑热导率K的温度效应,则

(3)

对于中、下地壳,考虑热导率随温度的变化,即K(T,Z)=K₀/(1+αT),则

(4)

在生热率A采用分层阶状函数模型时,对应的大地热流的二元结构关系可以表示为：

(5)

因此,在研究区分层地壳模型建立的基础上,利用“回剥法”逐层计算由地壳岩石放射性生热产生的热流,可以得到地幔热流值：

(6)

本文采用Artemieva和Mooney(2001)提出的如下两条绝热线来定义“热”岩石圈厚度的上、下界,二者的中值为研究区“热”岩石圈厚度：

(7)

式中,K为热导率,单位为W/(m·K)；A为生热率,单位为μW·m^-3；T为温度,单位为℃；Q₀为大地热流,单位为 mW·m^-2；T₀为恒温带温度,在计算中取研究区的年平均气温20 ℃(余恒昌,1991)；K₀是1个大气压、0 ℃的实验条件下所测的热导率,α是温度效应参数,1×10^-3℃^-1；Q_m为地幔热流或称幔源热流；z_Moho是地壳厚度,单位为km；A(z)为地壳岩石生热率；Ai为地壳第i层岩石生热率；zi为地壳第i层厚度；n为地壳分层数；H₁与稳态传导地温曲线的交点为下限深度；H₂与稳态传导地温曲线的交点为上限深度.

前已述及,岩石圈热结构研究实质上就是以大地热流为约束,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),获取岩石圈内部各圈层温度和热流信息.因此,大地热流数据是进行岩石圈热结构分析的重要约束条件,岩石圈分层结构模型是必要基础,而热物性参数对计算结果的质量至关重要.本文采用的渭河盆地岩石圈分层结构模型据王谦身等(2013)和滕吉文等(2014)最新研究成果,在此不再累述.相对大地热流及生热率等输入参数而言,不同地区地壳岩石热导率的差异相对比较小.本次研究中,沉积盖层、下地壳和岩石圈地幔,热导率均取常数,其中沉积盖层热导率取实测结果,上、中地壳的热导率考虑温度效应,上地壳K₀取2.8 W/(m·K),中地壳K₀取2.7 W/(m·K),下地壳热导率取常数2.6 W/(m·K),岩石圈地幔热导率取3.4 W/(m·K)(Chapman,1986；Artemieva and Mooney, 2001).下面重点介绍大地热流、生热率取值.

岩石圈热结构计算对地表热流最为敏感(汪洋,1999).渭河盆地已经积累的数据不多,且质量总体较差,A类数据较少,绝大多数为B类和C类数据,为对流条件下测试所得,不能够用于岩石圈热结构的精细研究.2013年7~8月,笔者在渭河盆地系统开展了高质量、高分辨率的深孔(准)稳态测温工作(饶松等,2015),新增了9个A类大地热流数据,以及3个B类数据和1个C类数据,加上前人已经发表过的研究区15个数据,一共28个热流数据汇编于表 1.笔者对其中24个A类和B类数据进行了统计,结果表明,渭河盆地现今大地热流值介于62.5~80.2 mW·m^-2之间,平均为70.8±4.8 mW·m^-2.由于热流测点集中分布在西安坳陷和咸礼凸起,因此渭河盆地平均大地热流值应该低于此值.区域上,渭河盆地现今大地热流西部明显高于东部,西安坳陷的大地热流背景高于咸礼凸起,相比于盆地其他构造单元则更高,如图 2所示.有意思的是,从渭河盆地现今大地热流展布上可以看到,渭河断裂并不构成控热断裂,其对渭河盆地地温场并没有起到明显的控制作用.相反,沿渭河断裂两侧,为大地热流低异常区,这可能源于断裂对浅部“冷水”和深部“热水”的沟通作用,水热循环导致了浅部和深部地层温度趋于均一而使地温梯度偏低(饶松等,2015).总之,渭河盆地表现为传导型为主的地温场,渭河断裂并不构成渭河盆地地温场的控制因素,只是对浅部温度场起到了一定程度的叠加影响,这一认识与前人认识差别显著.

图 2

Fig. 2

图 2 渭河盆地大地热流等值线图 Fig. 2 The heat flow pattern of the Weihe basin

表 1(Table 1)

表 1 渭河盆地大地热流数据汇编 Table 1 Compilation of heat flow data in the Weihe basin 序号 位置/井号 东经 北纬 深度范围(m) 地温梯度 G±SD (℃/km) 热导率K±SD (W/(K·m)) 热流值 (mW·m-2) 质量 类别 数据来源 1 陕西户县 108°30′05″ 34°09′30″ 2170~4700 27.8 2.42846 67.4 A 吴乾蕃等,1988 2 陕西西安 108°56′29″ 34°17′35″ 58.2 1.091 63.64 B 吴乾蕃等,1988 3 陕西永寿 108°12′33″ 34°55′27″ 12.57 4.68±0.19 58.85±1.92 C 梁恕信等,1992 4 陕西耀县 108°48′26″ 35°05′53″ 20.83 3.19±0.23 66.42±0.48 B 梁恕信等,1992 5 陕西耀县 108°53′3″ 35°08′14″ 1330~2089 23.36±0.32 2.84±0.37 66.27±8.62 B 梁恕信等,1992 6 陕西周至 108°11′48″ 34°09′52″ 28.42±0.51 2.43±0.25 69.02±7.34 B 梁恕信等,1992 7 陕西户县 108°30′1″ 34°09′27″ 500~2650 29.5±0.16 2.43±0.25 71.64±7.51 B 梁恕信等,1992 8 陕西户县 108°41′35″ 34°03′50″ 475~900 31.93±0.45 2.43±0.25 77.51±8.19 B 梁恕信等,1992 9 陕西咸阳 108°41′56″ 34°20′32″ 49.11±0.74 1.45±0.20 71.24±9.86 B 梁恕信等,1992 10 陕西长安 108°53′41″ 34°6′49″ 31.14±0.68 2.43±0.25 75.62±8.09 B 梁恕信等,1992 11 陕西西安 108°57′54″ 34°13′15″ 33.64±0.64 2.43±0.25 81.69±8.7 C 梁恕信等,1992 12 陕西临潼 109°14′03″ 34°22′10″ 40.22±0.35 2.43±0.25 97.67±10.27 C 梁恕信等,1992 13 陕西临潼 109°23′36″ 34°30′21″ 30.98±0.15 2.08±0.31 64.59±9.47 B 梁恕信等,1992 14 陕西渭南 109°29′21″ 34°31′29″ 31.95±0.16 2.08±0.30 66.4±9.74 B 梁恕信等,1992 15 陕西渭南 109°29′26″ 34°32′16″ 28.5±0.06 2.19±0.32 62.52±9.12 B 梁恕信等,1992 16 渭回1 108°43′33″ 34°22′11″ 360~1150 34.8 2.11 73.4 A 本次实测 17 文热1 108°41′34″ 34°21′27″ 450~2720 33.4 2.40 80.2 A 本次实测 18 文热3 108°43′08″ 34°21′54″ 520~2710 29.6 2.43 71.9 A 本次实测 19 文热4 108°43′25″ 34°23′03″ 480~2820 31.5 2.43 76.5 A 本次实测 20 文热5 108°42′46″ 34°22′24″ 530~1600 32.6 2.21 72.0 A 本次实测 21 185队 108°43′49″ 34°22′15″ 510~1390 29.4 2.18 64.1 B 本次实测 22 三原 108°57′41″ 34°36′55″ 180~1140 32.3 2.08 67.2 A 本次实测 23 外滩1 108°42′08″ 34°19′38″ 380~1740 40.1 2.21 88.6 B 本次实测 24 鼎城花园 108°43′10″ 34°20′24″ 360~1938 30.6 2.24 68.5 A 本次实测 25 商贸学院 108°42′46″ 34°17′49″ 760~2030 26.2 2.27 59.5 C 本次实测 26 华泰 108°40′04″ 34°20′25″ 520~2700 30.4 2.43 73.9 A 本次实测 27 武功2 108°12′01″ 34°15′50″ 480~1250 35.8 2.15 77.0 A 本次实测 28 地中海1 108°38′50″ 34°19′22″ 320~1010 34.3 2.1 72.0 B 本次实测

表 1 渭河盆地大地热流数据汇编 Table 1 Compilation of heat flow data in the Weihe basin

地壳岩石生热率是描述岩石热物理性质的基本参数之一,也是开展岩石圈热结构分析必不可少的重要参数(汪集旸和汪缉安,1986；胡圣标等,1994；王良书等,1996；汪集旸等,2001；Liu et al., 2004；He et al., 2008).本次研究工作中,对于地表浅部的沉积盖层,笔者通过系统采样测试U、Th和K₂O含量计算得到相应的生热率；而对于沉积盖层之下的深部地壳和岩石圈地幔部分,则根据研究区地震波速资料和地壳成分研究成果进行估算；地壳生热率采用分层阶状模型.

(1) 沉积层生热率

笔者采集了渭河北岸断裂以北的文热8井和断裂以南的地中海1井的岩屑样品115份,其深度范围分别为45~2843 m和45~2980 m,地层层位包括了秦川群、三门组、张家坡组、蓝田—灞河组、高陵群以及古近系.为了保证样品的代表性,以深度间隔50 m系统采样.样品U、Th和K₂O的含量由北京核工业地质研究院测试.考虑到采样深度段内,均为河流相或河湖相沉积建造,岩性变化不大,主要为砂岩、砂砾岩和泥岩互层,岩石密度均取2.3 g·cm^-3(王谦身等,2013).

文热8和地中海1井的沉积层生热率随深度的变化和统计结果如图 3、图 4所示.总体上,渭河盆地新生界沉积层平均生热率为1.46 μW·m^-3,低于北部的鄂尔多斯盆地新生界地层生热率平均值1.61 μW·m^-3(孙少华等,1996),与南部秦岭造山带碎屑岩平均生热率1.37 μW·m^-3接近(高山和张本仁,1993),表明渭河盆地新生界沉积物源可能主要来自秦岭造山带.具体而言,文8井和地中海1井沉积层生热率存在一定差别,前者介于0.91~1.72 μW·m^-3之间,平均为1.24 μW·m^-3；后者分布范围为0.87~2.08 μW·m^-3,平均为1.63 μW·m^-3.在垂向上,文8井沉积层生热率随深度波动明显；地中海1井秦川群生热率波动较大,且明显小于该井其他沉积地层,三门组之下,地层生热率基本上稳定在1.65 μW·m^-3左右,波动很小.以文8井和地中海1井为代表的渭河北岸断裂以北和以南地区,新生界沉积层生热率的差异性,可能反映了该断裂两盘沉积物源的不同.

图 3

Fig. 3

图 3 文热8(a)和地中海1井(b)沉积层生热率随深度的变化 Fig. 3 The change of heat production rate of sediments with depth of Well Wr8 (a) and Dzh1 (b)

图 4

Fig. 4

图 4 文热8(a)和地中海1井(b)沉积层生热率统计直方图 Fig. 4 The sediment heat generation rate histogram of Well Wr8 (a) and Dzh1 (b)

(2) 地壳深部生热率

地壳深部生热率的取值对岩石圈热结构的计算精度至关重要.目前,估算盆地深部,特别是中、下地壳的生热率主要有两种思路：一是在系统测试研究区及其周缘各种类型岩石生热率的基础上,根据地球物理、地质学和地球化学等资料建立的研究区地壳不同壳层结构和岩石组成模型,通过岩性百分含量的加权平均来估算地壳深部岩石的生热率；二是基于地壳波速越大,其物质组成中的基性成分越多,生热率也相应越低的基本规律,Rybach和Buntebarth(1984)利用实验室测试的岩石波速和生热率值建立了P波速率V_P和生热率A之间的经验关系,并被大量研究者采用：

(8)

其中,B为常数项,显生宙岩石取12.6,前寒武系岩石取13.7.

渭河盆地夹持于华北地台和秦岭造山带之间,二者地壳成分组成可供参考.迟清华和鄢明才(1998)根据地壳岩石组成计算了华北地台各结构层放射性生热率；高山等(1999)通过大量的岩石组合样品元素和含量分析,结合区域典型深部样品高温高压岩石物理实验以及出露地壳剖面和下地壳包体的综合研究成果,获得了南、北秦岭造山带地壳各结构层元素丰度,并估算了各构造层放射性生热率,如表 2所示.

表 2(Table 2)

表 2 华北地台和北、南秦岭造山带地壳结构与生热率 Table 2 The crustal structure and heat generation rate of North China Craton and Qinling orogenic belts 地区 地壳结构 VP 利用VP 资料估算 利用地壳 成分估算 华北地台 基底 6.05 1.77 1.25 中地壳 6.40 0.83 0.84 下地壳上部 6.69 0.44 0.32 下地壳下部 7.04 0.21 北秦岭造山带 基底 6.01 1.93 1.35 中地壳 6.24 1.17 1.75 下地壳 6.89 0.29 1.18 南秦岭造山带 基底 6.01 1.93 1.23 中地壳 6.24 1.17 1.16 下地壳 6.89 0.29 1.78 注：表中华北地台和北、南秦岭造山带地壳结构与VP参考蔡学林等(2007)；张少泉等(1985)；Xu和Ma(1992)；Xu等(1993)；Pan和Niu(2011)；任隽等(2012)；Bao等(2013)；王谦身等(2013)；滕吉文等(2014)；Wang等(2014).利用VP资料估算生热率依据Rybach和Buntebarth(1984)；利用地壳成分估算生热率据高山和张本仁(1993)；高山等(1999)、迟清华和鄢明才(1998).

表 2 华北地台和北、南秦岭造山带地壳结构与生热率 Table 2 The crustal structure and heat generation rate of North China Craton and Qinling orogenic belts

图 5、图 6所示分别为本文计算渭河盆地西安坳陷和咸礼凸起地区岩石圈热结构采用的生热率模型,总体上渭河盆地地壳生热率随着深度呈近指数衰减,这符合地壳放射性元素U、Th和K⁴⁰向地壳浅部富集的普遍规律.渭河盆地上地壳(不包括沉积层部分)生热率为1.50 μW·m^-3；中、下地壳平均生热率分别为0.86 μW·m^-3和0.25 μW·m^-3,这一计算结果与Artemieva和Mooney(2001)基于全球前寒武纪克拉通地区资料获得的中地壳生热率为0.2~0.4 μW·m^-3、下地壳为0.1 μW·m^-3的统计值明显偏大,但与中国中部地壳V_P 较全球大陆地壳平均值低0.2~ 0.3 km·s^-1的地球物理观察一致,高山等(1999)认为这是由于华北地台中地壳演化程度高、下地壳总体组成为中性所致.

图 5

Fig. 5

图 5 渭河盆地西安坳陷地壳结构与热结构模型 Fig. 5 The crustal structure, heat production model and thermal structure of Xi′an Depression

图 6

Fig. 6

图 6 渭河盆地咸礼凸起地壳结构与热结构模型 Fig. 6 The crustal structure, heat production model and thermal structure of Xianli Uplift

渭河盆地西安坳陷和咸礼凸起热结构模型如图 5、图 6所示,其中现今大地热流西安坳陷取平均值74.1 mW·m^-2,咸礼凸起取68.2 mW·m^-2.“回剥法”计算结果表明,西安坳陷和咸礼凸起现今地壳热流分别为36.3 mW·m^-2和32.7 mW·m^-2,两地区地壳热流在地表热流中的比值极为接近,分别为49.0%和47.9%；西安坳陷和咸礼凸起地幔热流分别为37.7 mW·m^-2和35.3 mW·m^-2；两地区地壳/地幔热流比值分别为0.96和0.93,表明来自深部的地幔热流和来自地壳岩石的放射性产热贡献相当,为“温壳温幔” 型热结构,与世界上典型的主动裂谷盆地,如东非大裂谷、华北裂谷等典型的“热壳冷幔” 型热结构具有显著差别.相反,渭河盆地岩石圈热结构与鄂尔多斯盆地表现出更大的相似性,表现在二者具有相似的地幔热流值和地壳/地幔热流比值(鄂尔多斯盆地地幔热流平均为33 mW·m^-2,地壳/地幔热流比值约为0.98,据邱楠生,1998),表明渭河盆地深部活动性并不显著,暗示了渭河盆地新生代的构造活动是自上而下.

笔者采用王谦身等(2013)利用重力位场数据构建的地壳结构模型,计算了渭河盆地西安坳陷—咸礼凸起近南北向剖面岩石圈热结构,如图 7所示.结果表明,该剖面上,地壳热流介于32.2~37.5 mW·m^-2之间,平均值为34.6 mW·m^-2；地幔热流值介于33.8~38.9 mW·m^-2,平均地幔热流为36.0 mW·m^-2.此外,地壳热流和地幔热流的总体变化趋势一致,西安坳陷大于咸礼凸起.西安坳陷地壳热流高于咸礼凸起,这是由于前者沉积层厚度大于后者,且前者沉积层放射性生热率更大；而西安坳陷相比咸礼凸起更高的地幔热流,表明西安坳陷更强烈的拉张引起的深部活动性要大于咸礼凸起,这与 “热”岩石圈厚度剖面的总体趋势相吻合.西安坳陷和咸礼凸起地壳/地幔热流比值相近,介于0.93~1.01之间,平均为0.96,表明两个地区具备相似的岩石圈热结构特征.西安坳陷现今“热”岩石圈厚度约为95 km,咸礼凸起约为101 km.总体而言,渭河盆地“热”岩石圈厚度大于华北盆地(约70 km,据左银辉等,2013)和山西裂谷(约80 km,据何丽娟,2014),与鄂尔多斯盆地相比(约125 km,据焦亚先等,2013)则要小.

图 7

Fig. 7

图 7 渭河盆地西安坳陷—咸礼凸起岩石圈热结构剖面 (a) 大热热流； (b) 地壳热流； (c) 地幔热流； (d) 壳/幔热流比值； (e) Moho面温度； (f) “热”岩石圈厚度. Fig. 7 The thermal structure profile along Xi′an Depression and Xianli Uplift in Weihe Basin (a), (b), (c), (d), (e), (f) are the heat flow, crustal heat flow, mantle heat flow, the proportion of crustal heat flow and mantle heat flow, Moho surface temperature and thermal lithospheric thickness.

根据地幔热流和地壳热流的配分比例,Wang(1996)提出了“热壳冷幔”和“冷壳热幔”来定性描述岩石圈热结构状况.邱楠生(1998)通过对比我国东部、中部和西北部典型盆地的岩石圈热结构特征认为中国大陆地区的热结构从东到西表现出有规律的变化,东部辽河盆地往西直到塔里木盆地,地幔热流所占的比例逐渐减少.总的来说,构造活动区深部热扰动强烈,来自深部的热量即地幔热流很大,如以松辽盆地和渤海湾盆地为主体的东部中—新生代拉张构造区地壳/地幔热流比值为0.72~0.82,岩石圈热结构属典型的“冷壳热幔”型；而构造稳定区深部热扰动相对不明显,来自深部的热流分量较少,如以塔里木盆地和准噶尔盆地为代表的中国西北部构造挤压区,地壳/地幔热流比值为1.37,属典型的“冷壳冷幔”型热结构(王良书等,1996；饶松等,2013).

为了更详细地描述中国东部地区岩石圈热结构,何丽娟等(2001)将中国东部地区细分为五个热—构造区：华南热—构造区、扬子热—构造区、华北热—构造区、西伯利亚热—构造区和松辽热—构造区.渭河盆地与华北地块、鄂尔多斯盆地、渤海湾盆地同属于华北热—构造区,但是由于构造特征上的差异,该热—构造区不同地块呈现出了较大的地热差异.鄂尔多斯盆地属于正常热流区,平均热流为60 mW·m^-2,接近全国大陆地区热流平均值,平均地幔热流为33 mW·m^-2,地壳/地幔热流比值为0.98,莫霍面温度约650 ℃(邱楠生,1998),跟美国东部稳定区相当(Lachenbruch and Sass, 1977)；鄂尔多斯盆地具有正常的“热”岩石圈厚度,约125 km(焦亚先等,2013).华北地块为低热流区,约50 mW·m^-2,莫霍面温度也较低,一般在650 ℃以下；渤海湾盆地为高热流区,平均热流为69 mW·m^-2,莫霍面温度也较高,一般超过720 ℃,冀中凹陷甚至在780 ℃以上(左银辉等,2013).前人认为,渭河盆地是汾渭裂谷系的一部分,与山西裂谷同为高热流区,与中国东部中—新生代裂谷盆地具备相似的地温场和岩石圈热结构特征,表现为地幔热流高,地壳/地幔热流比值小,“热”岩石圈厚度小于区域背景值.然而,岩石圈热结构计算结果表明,渭河盆地与以渤海湾盆地代表的中国东部中—新生代裂谷盆地存在极大差异,表明二者具备完全不同的深部动力学背景,这一认识与Bao等(2013)通过高精度面波层析成像获得的诸多认识一致,如渭河盆地120 km深度未见地幔低速体,这与华北盆地和山西裂谷系截然不同,表明渭河盆地岩石圈厚度明显大于华北盆地和山西裂谷系,如图 8所示.渭河盆地岩石圈热结构特征与鄂尔多斯盆地表现出更大的相似性,如地幔热流和地壳/地幔热流比值极为相近,暗示着渭河盆地与鄂尔多斯盆地具备相似的深部稳定性.笔者认为,从鄂尔多斯盆地、渭河盆地、山西裂谷到华北盆地,“热”岩石圈厚度的有序变化(如图 9所示)表明太平洋板块俯冲引起的地幔对流对华北地块深部动力学行为的影响主要发生在太行山以东,而太行山以西的鄂尔多斯盆地和渭河盆地则影响甚微,这种空间差异影响暗示着华北克拉通破坏过程的有序性.

图 8

Fig. 8

图 8 渭河盆地剪切波层析成像结果(据Bao et al., 2013) SGFB：松潘甘孜褶皱带；QDO：秦岭—大别造山带；WR：渭河裂谷盆地；NCB：华北盆地；QO：祁连造山带；SR：山西裂谷系. Fig. 8 Cross-sections of shear wave velocities along DD′ and HH′ profiles (from Bao et al., 2013) The abbreviation are Songpan-Ganzi Fold Belt, SGFB; Qinling-Dabie Orogen, QDB; Weihe Rift, WR; North China Basin, NCB; Qilian Qrogen, QO; Shanxi Rift, SR.

图 9

Fig. 9

图 9 渭河盆地“热”岩石圈厚度与华北地区其他盆地对比 ① 渤海湾盆地(据左银辉等,2013)； ② 山西裂谷(据何丽娟,2014)； ③ 西安坳陷； ④ 咸礼凸起； ⑤ 鄂尔多斯盆地(据焦亚先等,2013) Fig. 9 The comparion of thermal lithospheric thickness among Weihe Basin with other basins in North China ① the Bohai Bay Basin(from Zuo et al., 2013); ② Shanxi Rift(from He,2014); ③ Xi′an Depression; ④Xianli Uplift; ⑤ Ordos Basin(from Jiao et al., 2013).

最新研究认为,华北克拉通西部环鄂尔多斯地块周缘新生代伸展断陷主要与青藏高原的挤出构造相关,而东部广泛分布的陆内裂谷和火山活动可能受控于太平洋板块俯冲引起的深部地幔对流(Zhang et al., 2003；Xu et al., 2004；Xu,2007).多种地质、地球物理资料同样支持渭河盆地被动裂陷模式(张宏卫和邓启东,1992；杨巍然等,1995；任隽等,2012；Wang et al., 2014；李自红等,2014).Bao等(2013)高精度面波层析成像结果揭示渭河盆地中—下地壳剪切波速度明显小于山西裂谷系,表明渭河盆地地壳强度较山西裂谷系低,是构造上的薄弱带,这一认识与Gao等(2015)基于鄂尔多斯地块及其周缘磁异常的研究结论一致.地壳强度的差异性决定了汾渭裂谷系的形成演化显示出明显的序列性：在始新世时期,印度板块向北漂移并与欧亚大陆发生碰撞,造成青藏高原大规模隆升和地壳加厚,青藏高原的强烈活动对鄂尔多斯块体形成NE-NEE方向的推挤,这一推挤作用在鄂尔多斯块体地区形成NNW-SSE方向上的拉张,渭河不对称盆地就是在这种构造背景下形成的(张宏卫和邓启东,1992).在青藏高原早期隆升造成的区域应力场作用下,秦岭山前断裂带和北山断裂继承性活动,渭河地区岩石圈表壳伸展破裂,宝鸡—渭南铲式断裂形成,渭河断陷西安坳陷开始接收沉积,这一时期总体拉张速率不大,沉积速率较低,总的沉积厚度约1500m(王斌等,2013).中新世以来,青藏高原的快速隆升波及到北东构造节(张培震等,2006),环鄂尔多斯地块形成强烈的拉张应力场(Zhang et al., 2003),NNW-SSE 向的区域引张应力为断层的加速活动提供了区域动力,秦岭持续大规模伸展造山(邢作云等,2005),渭河盆地裂陷速度显著增加,这一时期渭河盆地沉积速率达到了0.2 mm·a^-1,沉积厚度超过2500 m(王斌等,2013),来自秦岭造山带的剥蚀物填入断陷盆地中,破坏了盆山结构动态平衡,由此诱发深部重力均衡调整,渭河盆地软流圈开始被动不均衡上涌.与此同时,山西地块开始大规模伸展裂陷.渐新世时期,华北克拉通东部的再次活动对汾渭裂谷系深部地幔的扰动相对较小,仅仅在山西裂谷系的北部导致了大同火山群的喷发.相比而言,太平洋板块向欧亚板块俯冲引起的深部地幔对流对渭河盆地的形成演化影响较小.渭河盆地频繁的壳源地震活动以及广泛发育的地裂缝和活动断层表明西安坳陷第四纪以来拉张裂陷仍在进行,深部重力均衡调整和软流圈物质被动的不均衡上涌仍在持续(彭建兵等,1992；Zhang et al., 1995；Lin et al., 2015).总之,晚始新世以来,受印度板块与欧亚板块碰撞和青藏高原挤出构造的远程效应影响,渭河盆地为持续拉张应力场,岩石圈表壳破裂,盆地持续沉降,成为了环鄂尔多斯盆地新生代断陷活动表现最为强烈的地区之一.岩石圈破裂引起上地幔被动隆起和软流圈被动上涌,地幔热流持续增加,“热”岩石圈厚度不断减小使深部热流能够更快速地传导到浅部,使得渭河断陷盆地比北部的鄂尔多斯盆地具有更高的区域热流值,这是渭河断陷盆地中—低温地热田形成的最根本的热源基础.

此外,渭河盆地内发育一系列深大断裂带,如秦岭北缘断裂带、尚村—狄寨断裂带、长安—临潼断裂带、渭河断裂带(宝鸡—渭南断裂带)、关山—雷村断裂带、扶风—黑池断裂带和北山南缘断裂带(冯希杰等,2008).其中以秦岭山前断裂、北山山前断裂、宝鸡—渭南铲式断裂等为代表的盆地深大断裂,不仅长期控制着断裂两盘的沉积,而且为地下水的循环提供了重要通道,对地热田的形成起到了重要的导水作用.在这些断裂附近,地壳深部热能以地下水为载体迅速向上释放,形成了高热流背景下的线状热流异常带和温度异常带,水体沿断裂带向上涌出地表形成中—高温喷泉,一部分热量侧向传导储存于新生代热储层中.

综上所述,渭河盆地岩石圈表层伸展破裂引起深部重力均衡调整和软流圈被动上涌,导致相对高的地幔热流和薄的“热”岩石圈厚度,深部热量能够不断通过传导方式加热渭河盆地新生代潜水,为层状中—低温地热田形成奠定了稳定的热源基础.深大断裂带引起浅部和深部水体热对流,这是渭河盆地地热田现今地温场背景不均衡和热泉带状分布的直接原因.相对高的地幔热流的热传导和深大断裂沟通的热对流共同作用,构成了渭河盆地中—低温地热田的热源机理,如图 10所示.

图 10

Fig. 10

图 10 渭河地热田热源机理示意图 Fig. 10 The schematic diagram of heat source mechanism in Weihe geothermal field

岩石圈热结构是盆地现今地温场研究的重要延伸和扩展,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问题.本次工作,在分析渭河盆地现今地温场和水动力系统基础上,编制了渭河盆地大地热流分布等值线图；通过实测生热率等热物性参数,利用一维稳态热传导方程计算了研究区岩石圈热结构,并基于岩石圈热机构特征分析了渭河盆地地热田热源机理.主要认识如下：

(1) 渭河盆地现今大地热流值介于62.5~80.2 mW·m^-2,平均为70.8±4.8 mW·m^-2；区域上,渭河盆地现今大地热流西部明显高于东部,西安坳陷最高,咸礼凸起次之；渭河断裂并不是控热断裂,其沟通作用引起的水热循环一定程度上影响了浅部热量再分配,对渭河盆地地温场并没有起到明显的控制作用.

(2) 渭河盆地西安坳陷—咸礼凸起地壳热流介于32.2~37.5 mW·m^-2之间,平均为34.6 mW·m^-2,地幔热流值介于33.8~38.9 mW·m^-2,平均值为36.0 mW·m^-2；地壳热流和地幔热流的总体变化趋势一致,西安坳陷高于咸礼凸起.西安坳陷沉积层厚度大于后者,且沉积层放射性生热率更大,是造成西安坳陷地壳热流高于咸礼凸起的原因,而西安坳陷相比咸礼凸起更高的地幔热流,表明西安坳陷深部活动性大于咸礼凸起.

(3) 西安坳陷和咸礼凸起地壳/地幔热流比值相近,介于0.93~1.01之间,平均为0.96,表明渭河盆地与鄂尔多斯盆地具备相似的岩石圈热结构特征,暗示着二者具备相似的深部稳定性,支持渭河盆地被动伸展裂陷模式,与渤海湾盆地为代表的中国东部中—新生代主动裂谷截然不同.

(4) 从鄂尔多斯盆地、渭河盆地、山西裂谷到华北盆地,“热”岩石圈厚度的有序变化表明太平洋板块俯冲引起的地幔对流对华北地块深部动力学行为的影响主要发生在太行山以东,而太行山以西的鄂尔多斯盆地和渭河盆地则影响甚微,这种空间差异影响暗示着华北克拉通破坏过程的有序性.

(5) 综合分析渭河盆地地质—地球物理资料认为,岩石圈表层伸展破裂引起深部重力均衡调整和软流圈被动上涌,导致相对高的地幔热流和薄的“热”岩石圈厚度,深部热量通过传导方式加热渭河盆地新生代潜水,为层状中—低温地热田的形成奠定了稳定的热源基础；深大断裂带引起浅部和深部水体热对流,是渭河盆地现今地温场背景不均衡和热泉带状分布的直接原因；相对高的地幔热流的热传导和深大断裂沟通的热对流叠加作用,共同构成了渭河盆地中—低温地热田的热源机理.

中石化绿源地热能开发有限公司和陕西省咸阳市国土资源管理局在地热井野外测温工作中给予了诸多帮助，两位审稿专家提供了宝贵的修改意见，在此一并致谢.