共和盆地位于具有“世界屋脊”之称的青藏高原东北部，也位于青海省的东部，是一中-新生代期间发展起来的菱形断陷盆地，面积达21186 km².盆地北侧以宗务隆山—青海南山断裂与祁连造山带相接，南侧以阿尼玛卿缝合带与松潘—甘孜块体相邻，东西两侧分别以多禾茂断裂和哇洪山断裂与西秦岭和柴达木盆地相望(孙知新等, 2011; 薛建球等, 2013; 王斌等, 2015).大地构造部位上，共和盆地处于中央造山带秦岭—祁连—昆仑褶皱系(图 1a、b)中东昆仑与西秦岭造山带的交接转换部位(石宝颐和张峻太, 1982).共和盆地经历了早古生代-晚古生代的裂谷坳陷与中生代以来的陆内构造演化两个阶段(陈岳龙等，2009).印支期是共和盆地构造转变的重要时期，该时期共和坳拉谷向西俯冲至柴达木地块之下而最终闭合(张国伟等, 2004)，与此同时，盆地岩浆侵入活动强烈，在环盆地区出露了大量花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩等侵入岩.后经燕山期盆地西部(鄂拉山一带)隆起和喜马拉雅期青藏高原东北缘差异性隆升作用的叠加，最终形成了盆地的现今构造格局(王吉玉和张兴鲁, 1979；李瑞保等, 2016).根据早期地球物理资料(李叶平等, 2014)，共和盆地可以划分为：塘格木坳陷、贵南坳陷、贵德坳陷、祁家隆起和黄河隆起5个次级构造单元(图 1c).研究区恰卜恰镇位于塘格木坳陷与黄河隆起的过渡斜坡带处，基底埋藏深度约900~1400 m，且由西向东逐渐变浅.研究区出露的地层主要为第四系黏土、亚砂土和泥岩与新近系粉砂岩、细砂岩、中砂岩及含砾中粗砂岩.基底侵入岩以印支期为主，该期侵入岩从基性到酸性均有发育，其中花岗岩、斑状花岗岩、花岗闪长岩和石英闪长岩等占主要地位(赵振等, 2009；严维德等, 2013).

图 1

Fig. 1

图 1 共和盆地及其周边地区简要构造位置(改自王昌桂和吕友生, 2004；袁道阳等；2004；潘桂棠等, 2009；张涛等, 2014) Fig. 1 Simplified tectonic map of the Gonghe basin and neighboring regions (modified from Wang and Lü, 2004; Yuan et al., 2004; Pan at al., 2009; Zhang et al., 2014)

共和盆地的地热研究工作可以追溯至20世纪50年代，多年来地质工作者们对本区的温泉出露特征、地热资源类型、热储类型与地热系统成因机制做了一定研究，对共和盆地地热现状取得了一些基本认识，如盆地内部及周缘地区出露的温度超过60 ℃的温泉有6处，最高可达93.5 ℃(扎仓寺温泉)，且温泉出露具有沿断裂带密集分布的特点(薛建球等，2013)；盆地具有断裂构造型与沉积盆地型两种类型的地热资源：前者多位于盆缘断裂带附近，以热对流的方式传热，后者一般位于盆地内部，以热传导的方式传热(孙知新等，2011；赵振，2013)；盆地内部主要有第四系下更新统热储层(热储主要以粉砂岩、中粗砂及含砾中粗砂为主)、新近系热储(岩性为中粗砂岩和砂砾岩，热储厚度为495.4~747.2 m)和干热岩热储(主要为印支期花岗岩，埋深约920~1340 m)等三套热储层(严维德等，2013)，这对共和盆地的现今地热场和地热资源特征有了初步的认识.但是，研究区仍然缺乏大地热流与地温场等的相关研究.迄今为止，还没有公开发表的岩石热物性参数(特别是热导率和生热率)和大地热流数据.

随着地热资源勘探开发的快速发展，2013年以来青海省国土资源厅在共和县恰卜恰镇开展了大量的干热岩地热资源勘查工作，并实施了DR3、DR4、GR1和GR2四口干热岩钻孔(图 1c)，这为系统性地开展钻孔稳态温度测量和岩石热物性测试提供了可能.随钻测温资料显示，DR3、DR4和GR1钻孔在2700 m深度左右地层温度均超过150 ℃.作者通过恰卜恰镇4口干热岩钻孔的连续测温数据，结合81块岩芯样品的热导率测试结果，计算了4个大地热流值，这将为盆地地热资源潜力评价和深部热状态研究提供可靠的基础性资料.

钻孔温度测量是盆地进行现今地温场和岩石圈热结构研究开展的首要工作.钻孔温度测量实际是指利用测温设备来对井液介质(泥浆或水)的温度进行测量.根据钻孔静井时间的长短，钻孔温度数据可以分为如下四类：系统稳态测温数据、静井温度数据、准稳态测温数据以及瞬态测温数据(饶松等，2013).其中，系统稳态测温数据和准稳态测温数据，由于钻孔经过相对较长的静井恢复时间，井液温度和地层温度已基本达到热平衡状态，这类测温数据可以较为真实地反映地层温度，是盆地地温场和大地热流研究的重要资料.

2014年以来，作者先后三次前往共和盆地恰卜恰镇开展钻孔测温工作，先后对DR3、GR2和GR1三口干热岩钻孔进行温度测量(钻孔位置见图 1c).这些钻孔静井时间为6~16天不等(钻孔的具体情况见表 1)，钻孔内井液温度与地层温度基本达到热平衡状态，这些数据可以视为准稳态-稳态测温数据，因此可以用来进行大地热流和现今地温场研究.本次测温工作中使用的测温设备有：(1)英国R. G.公司的钻孔温度连续采集系统(配备铂电阻温度传感器和5000 m耐高温和耐腐蚀线缆，温度量程为0~180 ℃，测量精度为± 0.1 ℃)；(2)加拿大先锋石油公司(Pioneer Petrotech Services Inc.)的PPS71高温多参数测量仪.PPS71测量仪是国内专门用于干热岩测量的设备之一，该系统同时配置温度、压力、自然伽玛、流量和磁定位五个传感器.其中温度测量范围为0~350 ℃，测量精度± 0.5 ℃，分辨率为0.01 ℃；压力传感器为硅-蓝宝石型(Silicon- Sapphire)，测量量程最大为10000 PSI (约70 MPa)，测量精度为± 0.03%；自然伽玛传感器(Crystal, NaI型)的灵敏度为1.0 count/API, 最大记录速度为20 m·min^-1; 此外，流量传感器为磁簧开关传感器(Reed Switch/Magnetic)，其测量范围为5~ 7000 RPM，测量精度为±0.25 R，分辨率为0.04 RPS.在测温过程中，我们使用钻孔温度连续采集系统对DR3和GR2钻孔进行了温度数据的采集，对GR1钻孔采用PPS71多参数测量仪进行了数据采集.由于本文主要侧重大地热流和地温场研究，故对GR1钻孔的压力、自然伽玛、流量和磁定位数据暂不予分析.DR4钻孔温度数据来自青海省水文地质工程地质环境地质调查院的稳态测温数据.根据实测温度数据，作者绘制了这些钻孔的温度-深度剖面图.如图 2所示，所有钻孔温度均随深度总体呈线性增加，表明其热量传递主要以热传导为主，因此可以用于研究区大地热流的计算.需要注意的是，GR1和GR2钻孔在浅部井段(0~350 m)温度变化异常，可能与浅层地下水活动或地表气温变化有关.

表 1 Table 1

表 1 恰卜恰地热异常区干热岩测温钻孔基本情况表 Table 1 Basic information of temperature-logging HDR boreholes in the Qiabuqia geothermal area 井号 经度/(°E) 纬度/(°N) 测温深度/m 井底温度/℃ 基底埋深/m 基底平均地温梯度/(℃·km-1) 静井时间/天 DR4 100°34′06″ 36°22′48″ 0~3080 175 1402 39.0 约8 DR3 100°37′15″ 36°15′49″ 0~2886 180 1340 45.2 6 GR1 100°38′15″ 36°17′55″ 0~3404 176 1350 39.3 9 GR2 100°40′59″ 36°13′36″ 0~1429 100 920 41.5 16

表 1 恰卜恰地热异常区干热岩测温钻孔基本情况表 Table 1 Basic information of temperature-logging HDR boreholes in the Qiabuqia geothermal area

图 2

Fig. 2

图 2 恰卜恰地热异常区干热岩钻孔温度-深度分布 Fig. 2 Temperature-depth curves of HDR boreholes in the Qiabuqia geothermal area

利用最小二乘法对上述4条温度-深度曲线进行分段拟合，作者得到了这4口钻孔温度梯度随深度的变化情况，公式为

(1)

其中，T_(n+1)和T_(n)分别为第n层的底部和顶部实测温度，单位为℃，当n=0时即T₍₀₎为地表温度；G_(n)为第n层的地温梯度，单位为℃·km^-1；ΔZ为区间地层厚度，单位为m，本文中取20 m.

下面将以GR1和DR3为例，对实测钻孔温度与地温梯度曲线作详细的分析：由图 3a可知，GR1孔温度梯度随深度变化较大，位于14.9~77.6 ℃·km^-1之间.根据钻孔岩性和温度梯度的变化情况，GR1钻孔大致可以分为3段，第一段(0~312 m)岩石以第四系松散的砂砾石、砂土、泥岩和粗砂岩为主，岩石地层孔隙度较大，受地下水对流与地表温度变化影响强烈，温度曲线波动明显(图 2)，呈现锯齿状变化，且温度梯度变化较大，介于14.9~77.6 ℃·km^-1；第二段为312~1350 m, 岩石以第四系和新近系泥岩、细砂岩和粗砂岩为主，泥岩和砂岩常呈互层关系出现，该段温度随深度平稳增加(图 2)，表明热量传递主要以热传导的方式进行.温度梯度在该深度区间内较为稳定，平均值为57.5 ℃·km^-1.在沉积层与基底层的分界面处(1350 m)，温度梯度大幅减小，最小值仅为29.2 ℃·km^-1；第三段(1350~3404 m)地层岩石为印支期侵入岩，以花岗岩、黑云母花岗岩和二长花岗岩等为主，该段温度梯度整体比较稳定，变化幅度较小，多数介于30.4~51.2 ℃·km^-1之间，在局部深度区间上(2600~2750 m)梯度变化较大，可能与花岗岩的局部破碎有关(严维德, 2015)，基底段的平均温度梯度为39.3 ℃·km^-1.第二段和第三段地温梯度分段稳定且地层温度分段线性，表明温度梯度主要受到岩石热导率变化的影响(李春荣等，2017).因此，花岗岩段平均地温梯度小于沉积层段(第二段)平均温度梯度，这是由花岗岩热导率较沉积层热导率大(图 5)造成的.

图 3

Fig. 3

图 3 GR1(a)和DR3(b)孔地温梯度(G)随深度变化 Fig. 3 Temperature gradient-depth curves of GR1 borehole (a) and DR3 borehole (b)

图 5

Fig. 5

图 5 恰卜恰地热区岩芯样品热导率随深度分布关系 Fig. 5 Relationship between thermal conductivities and depth of core samples in the Qiabuqia geothermal area

与GR1孔相类似，DR3孔的温度亦与深度呈现出较好的线性关系(图 2)，表明热能传递主要以热传导的方式进行.此外，测温曲线总体呈现“上凸型”，且温度梯度随深度明显减小(见图 3b)，说明基底花岗岩段中发育有微裂隙，并存在地下热水上升流，对上覆地层进行加热(徐明等, 2011；李春荣等, 2017).根据钻孔温度、温度梯度和钻孔岩性变化情况，DR3孔从上之下分为三段：第一段(0~282 m)，温度梯度为58.1~109.6 ℃·km^-1，该段受浅部地下水活动与近地表气温变化影响较大，温度曲线波动明显.第二段为282~1340 m，该段地层主要以第四系与新近系的泥岩和砂岩为主，岩石热导率较小，温度梯度介于33.7~109.3 ℃·km^-1之间，平均地温梯度为72.6 ℃·km^-1，高于GR1钻孔沉积层(第二段)的平均值(57.5 ℃·km^-1).第三段(1340~2886 m)为基底段，岩性主要为印支期花岗岩和二长花岗岩等.温度梯度在岩性界面附近(1340~1500 m)变化较大，其下地温梯度随深度逐渐减小，该段平均温度梯度为45.2 ℃·km^-1，较GR1孔花岗岩段平均温度梯度大.

同样，我们对GR2和DR4钻孔做了相同的分析，分析结果显示其花岗岩段平均温度梯度分别为41.5 ℃·km^-1和39 ℃·km^-1 (表 1).结合图 2和3可知，测温钻孔在浅部均受到不同程度的热干扰因素的影响，为了避免这些干扰因素所带来的误差，故在计算大地热流值时作者只选取了花岗岩段作为计算区间.

在本次研究中，作者选择了来自4口钻孔的81块岩芯样品进行热导率测试，测试样品包含：泥岩、砂质泥岩、花岗岩、二长花岗岩和闪长岩等.测试设备采用德国制造的热导率扫描仪(Thermal Conductivity Scanning, 简称“TCS”)，设备的测量范围为0.2~25 W/(m·K)，测量精度为± 3%.本次测试中，选取辉长岩(热导率值为2.79 W/(m·K))为标样.

一般而言，影响岩石热导率的因素主要有温度、压力、孔隙度和水饱和度(Pribnow et al., 1996).由于热流计算主要利用基底段的热导率，因此本研究中仅对基底火成岩热导率实测值做校正.共和盆地基底主要为低孔隙度(约3%)和低渗透率的花岗岩和花岗闪长岩等(岳高凡等, 2015)，岩石成岩程度高，孔隙度较小，因此可以不考虑饱水校正(沈显杰等, 1994).基于Seipold和Huenges(1998)提出的热导率-压力校正公式，作者对实测值进行压力校正，发现其对测试结果仅会引起不到1 %的偏差，因此也可忽略压力校正.所以本文主要对热导率实测值做了如下温度校正(Sass et al., 1992)，公式为

(2)

(3)

其中，k(0)和k(25)分别是0 ℃和25 ℃时的岩石热导率，单位为W/(m·K)，k(25)即实测热导率值；T为岩石的原位温度，单位为℃, 来自钻孔实测温度数据; k(T)为温度为T时岩石的原位热导率，单位为W/(m·K).

基于热导率实测值与岩石地层的测温数据，作者对上述4口钻井的岩样(火成岩)进行了温度校正.结果显示所有样品热导率介于：1.28~3.10 W/(m·K)之间.泥岩和砂质泥岩的热导率普遍小于花岗岩、闪长岩等，最小仅为1.28 W/(m·K) (图 4a)，平均值为1.59 W/(m·K).以花岗岩和花岗闪长岩等为主的火成岩热导率频率统计直方图(图 4b)表明：其热导率介于2.07~3.10 W/(m·K)之间，平均值为2.51 W/(m·K)，主体集中在2.3~2.9 W/(m·K)，约占总体的81 %.从岩石热导率与埋藏深度的变化关系图(图 5)来看，同一类岩石热导率随埋藏深度的关系不大，但不同类型岩石的热导率存在较大差异.虽然泥岩和砂质泥岩具有较大的孔隙度，但是因为其埋深较浅，地层的压实作用较弱，孔隙度随深度变化不大，因此其热导率随深度无明显变化；对于以花岗岩和花岗闪长岩为主的火成岩，虽然岩石埋藏深度较大，但由于岩石结构致密，孔隙度较低，因此压实作用对这类岩石热导率的影响同样不明显.

图 4

Fig. 4

图 4 恰卜恰地热异常区干热岩钻孔岩芯样品热导率分布直方图 (a)沉积岩热导率；(b)基底火成岩热导率. Fig. 4 Histograms of thermal conductivity of core samples of hot dry rock boreholes in the Qiabuqia geothermal area (a) Thermal conductivity of sedimentary rocks; (b) Thermal conductivity of basement igneous rocks.

大地热流是表征区域性热状态的重要参数.由一维稳态热传导方程可知：

(4)

(5)

其中，Q₀和Q_d为分别为地表热流和d深度上的热流，单位均为mW·m^-2；为地表到d深度上放射性生热率所产生的热量，单位为mW·m^-2；λ_d为d深度上的热导率，单位为W/(m·K)；[∂T/∂z]_d为d深度上的地温梯度，单位为℃·km^-1.

本文采用热阻法(Thermal Resistance Method)计算各测温钻孔的大地热流值，所谓热阻(Thermal Resistance)，是指某一深度区间z内相应热导率倒数的积分(Beardsmore and Cull, 2001)，热阻法公式为

(6)

其中，R为热阻，单位为m²K/W；Δz_i为第i层的厚度，单位为m; λ_i为第i层的对应热导率，单位为W/(m·K).

将公式(6)和(5)带入公式(4)中可得到：

(7)

由多个温度和热阻数据便可以得到温度随热阻的变化曲线，这样的曲线叫Bullard Plot (Bullard, 1939; Rao and Rao, 1980；Fisher et al., 2001)，其斜率为地表热流Q₀.

基于上述四口钻孔的实测温度数据和基底段岩石热导率测试值，作者得到了各测温钻孔的温度-热阻变化曲线(Bullard Plot) (图 6)，并采用最小二乘法拟合温度和热阻数据，由表 2可知，上述四口干热岩钻孔的温度和热阻数据拟合度均大于0.99，表明拟合效果较优，由此获得的大地热流值可信，由图 6中曲线斜率可知，GR1、DR3、DR4和GR2孔的大地热流值分别为93.3 mW·m^-2、111.0 mW·m^-2、99.6 mW·m^-2 和104.8 mW·m^-2.参照汪集旸和黄少鹏(1990)提出大地热流数据质量分类标准，结合各实测钻孔的实际条件(钻孔温度测量，岩石热导率测试，热流计算区间的选取等)，作者将上述热流数据进行了质量分类，具体分类情况见表 2.

图 6

Fig. 6

图 6 恰卜恰地热异常区干热岩钻孔温度随热阻变化 Fig. 6 Temperature-resistance curves of the hot dry rock boreholes in the Qiabuqia geothermal area

表 2 Table 2

表 2 热阻法计算恰卜恰地热异常区大地热流值 Table 2 Calculated heat flow values in the Qiabuqia geothermal area using the thermal resistance method 井号 计算区间/m 地层温度/(℃) 岩石热导率/(W/(m·K)) 拟合曲线 地表热流/(mW·m-2) 质量类别* GR1 1495~3400 100.6~175.0 2.07~2.84 T=0.0933R-15.43 93.3 A DR3 1601~2795 120.8~174.0 2.23~2.72 T=0.1110R-8.26 111.0 B GR2 975~1396 82.4~99.3 2.21~3.03 T=0.1048R+14.04 104.8 A DR4 1500~2300 110.3~142.6 2.14~2.79 T=0.0996R+8.47 99.6 A *详细的热流质量分类标准请见(汪集旸和黄少鹏, 1990).

表 2 热阻法计算恰卜恰地热异常区大地热流值 Table 2 Calculated heat flow values in the Qiabuqia geothermal area using the thermal resistance method

总体看来，恰卜恰地热异常区大地热流值介于93.3~111.0 mW·m^-2，平均值为102.2 mW·m^-2，远高于青海省平均大地热流值55.8 mW·m^-2和中国大陆地区大地热流平均值60.4 mW·m^-2(姜光政等, 2016)，也高于我国主要的克拉通型盆地(如四川盆地53.2 mW·m^-2、鄂尔多斯盆地61.6 mW·m^-2以及柴达木盆地55.1 mW·m^-2)(徐明等, 2011；黄方, 2014；李宗星等, 2015)和新生代裂谷型盆地(如汾渭地堑73 mW·m^-2和渤海湾盆地65 mW·m^-2) (Hu et al., 2000；刘琼颖, 2016)，属于典型高热流异常区，反映了青藏高原强构造活动的特性.与国际上典型的干热岩试验场地如Habanero field(Chen and Wyborn, 2009)相比，热流值较为接近，因此，共和盆地表现出强大的干热岩地热资源勘探开发潜力.

本文通过共和盆地恰卜恰地热区4口干热岩钻孔的稳态测温资料和81块钻孔岩芯的热导率测试数据，新增了4个大地热流值，计算结果表明共和盆地恰卜恰地热区基底花岗岩层温度梯度较高，介于39.0~45.2 ℃·km^-1之间，平均值为41.3 ℃·km^-1，大地热流值为93.3~111.0 mW·m^-2，平均热流值为102.2 mW·m^-2，明显高于中国大陆地区平均大地热流值(60.4 mW·m^-2)(姜光政等, 2016)，初步分析认为，研究区高地温梯度和高大地热流与青藏高原高热流背景条件下，局部异常热源体所引起的浅部高温异常有关.

大地热流是表征地球内部热状态的重要参数.不同的地球内部热动力过程和岩石圈构造演化过程具有截然不同的现今热状态.新生代构造活跃区、拉张盆地和裂谷型盆地通常具有较高的热流背景，而稳定的克拉通盆地和前陆盆地热流往往较低.最新的中国大陆地区大地热流数据汇编结果(姜光政等, 2016)表明：青藏高原大地热流值整体介于30~140 mW·m^-2之间(排除D类数据)，高大地热流主要分布在青藏高原南部的喜马拉雅体块和拉萨-冈底斯块体，其平均大地热流值分别高达90.8 mW·m^-2和82.1 mW·m^-2.研究区位于青藏高原的东北缘，与南部块体相比，其背景大地热流值相对较低，但仍高于或接近我国大陆地区平均大地热流值，如：东昆仑块体平均热流值为61 mW·m^-2；秦岭造山带热流平均为61.4 mW·m^-2；南、北祁连造山带热流值分别介于37.5~83.7 mW·m^-2和62~79.4 mW·m^-2之间，平均值分别为68.1 mW·m^-2和70.7 mW·m^-2.青藏高原的高热流状态，反映了其强构造活动的特征.自55 Ma以来印度板块与欧亚板块发生持续性的陆-陆碰撞，整个青藏高原整体被不断抬升，地壳受南北向挤压而发生水平缩短与垂向增厚，局部地区地壳厚度可达65~75 km(郭晓玉等, 2017)，一方面, 地壳内放射性同位素(铀、钍和钾)富集层的厚度同步增加，导致壳内放射性生热率热贡献量随之增强(沈显杰等, 1992；汪集旸等, 2015)，从而加大了地壳热流，地表热流随之增加；另一方面，增厚的地壳使得青藏地区岩石圈发生强烈的挠曲变形，打破了岩石圈-软流圈边界的原始热平衡状态，导致局部软流圈发生对流，热的地幔物质向上运移并加热和侵蚀岩石圈底部，导致岩石圈底部发生熔融减薄，从而使得部分地区地幔热贡献量增加(沈显杰等, 1990, 1992；Zhao et al., 2016).管彦武等(2012)研究发现在班公-怒江缝合带、印度—雅鲁藏布江缝合带和拉萨地体等处上均存在高地幔热流，部分地区高达260 mW·m^-2.此外，印度和欧亚板块陆-陆碰撞往往会导致青藏高原内部各块体之间俯冲、推覆、叠置、褶皱等过程，产生壳内强大的剪切变形，并伴随着大量的应变生热，这些附加热源往往会导致局部地层温度快速升高，甚至到达熔点发生部分熔融形成熔体或岩浆囊，对邻近地区的地温场有较大的影响(朱元清和石耀霖，1990；汪集旸等, 2015).总体来讲，增厚地壳内放射性元素生热、地幔供热以及构造应变生热等多种热源的共同作用决定了青藏高原地区现今的高热流状态.

共和盆地位于青藏高原东北缘，构造部位上属于中央造山带秦岭、昆仑和祁连等多个块体的交接转换部位(图 1)，其大地热流值理应具有与上述三个块体相类似，然而通过本文研究发现共和盆地恰卜恰地热区平均热流值却高达102.2 mW·m^-2.前人研究表明：造成局部地热异常大致有(1)花岗岩放射性生热率局部高异常(Chen and Wyborn, 2009)；(2)由基底起伏变化引起的侧向热折射(熊亮萍和高维安, 1982；李春荣等, 2017)；(3)以局部张性断裂为导水通道的地下热水对流(熊亮萍等, 1990；Robertson et al., 2005); (4)深部异常热源(岩浆囊)(沈显杰等, 1990；Springer, 1999)等情况.从现有研究看来，共和-贵德盆地周边出露的花岗岩主要形成于印支期，花岗岩成岩年代较老.盆地周缘花岗岩露头样品放射性生热率测试结果表明：花岗岩放射性生热率平均值仅为2.7 μW m^-3(Zhang et al., 2018)，与北秦岭造山带花岗岩放射性生热率平均值2.53 μW m^-3(高山和张本仁，1993)相近，但略小于全球中-新生代花岗岩放射性生热率平均值，3.09 μW m^-3(Artemieva et al., 2017)，因此，研究区基底花岗岩的放射性生热不是引起局部高热异常的主要原因.另外，青藏高原作为地球上海拔最高的大陆地区，其深部结构和大陆动力学过程一直是地学界研究的重点，20世纪50年代以来，地球科学家们在青藏高原及周边地区布置了一系列的地震和大地电磁观测剖面(高锐等，2009).青藏高原北部多条深部地球物理探测剖面揭示出在中-上地壳范围内存在低速-高导层(李松林等，2002; 蔡学林等，2008; Wang et al., 2016；王椿镛等，2016).Wang等(2012)基于对昆仑山南部新生代火山岩和包体的地球化学研究，认为青藏高原北部的低速-高导层是地壳岩石发生部分熔融后在地震波速上的表现.与此同时，唯一一条过研究区的地震层析探测剖面(玉树-共和地震剖面)指出在共和盆地下方不同深度段均存在地震波低速带(姜枚, 2009；严维德等, 2013), 这些低速带可能反映的是局部异常高温，甚至熔融体.在长期受到印度板块与欧亚板块相互碰撞挤压作用的影响下，青藏高原东北缘地区新生代以来的构造活动十分强烈(张辉等，2012).GPS观测表明：晚新生代以来，整个青藏高原，尤其是东北缘地区，主要以北东向的挤压缩短和顺时针方向的旋转变形为主(袁道阳等，2004).在区域性北东向构造挤压应力作用下，应变被分解为沿北西西方向的左旋走滑和沿北北西方向的右旋走滑运动，从而形成了一对共轭剪切带(常宏等，2009)，控制着造山带与盆地的形态与边界分布.共和盆地正是被这一对共轭剪切断裂带所围限的菱形盆地，其中宗务隆山-青海南山断裂和河卡南山断裂为左旋走滑为主，兼具逆冲性质，哇洪山断裂和多禾茂断裂表现为右旋走滑，且沿断裂带出露多个温泉热点(图 1).在持续性构造挤压应力场中，菱形盆地内部应力表现为沿钝角方向的挤压和沿锐角方向的拉张，应变以钝角增大和锐角压缩的方式进行补偿(周保等, 2009)，并产生东西向或北东向的伸展拉张效应，形成张性应力区，地壳深部热量可能沿此区向上运移，对浅部地层起到加热作用，使得局部地区可能发生部分熔融.

基于以上分析，共和盆地高温热异常的主要原因最有可能是深部异常热源体(岩浆囊).实际上，由岩浆囊引起的局部高温和高热流现象也同样存在Fenton Hill增强型地热系统实验场地(Lachenbruch et al., 1976；Harrison et al., 1986)、La Primavera地热区(Verma and Rodríguez-González, 1997)以及Los Azufres地热田(Verma and Andaverde, 1996).根据单次热事件的热松弛特征时间计算公式τ=d²/4κ(τ为时间，d为深度，κ为热扩散率，这里取1 mm²·s^-1)(Turcotte and Schubert, 2014)，此热源体的埋深应该小于83 km (τ取印度板块与欧亚板块相互碰撞的初始时间：约55 Ma).另外，我们初略计算了研究区在一维稳态条件下地壳内地层的温度分布，计算结果表明研究区在14~15 km深度上地层温度已达到含水花岗岩的熔融温度范围(660~670 ℃)，在19~20 km深度处地层温度到达干花岗岩的熔点(890~900 ℃).考虑到非稳态热传导效应，这些深度估计实际上是为岩浆囊的埋深提供了上限.因此保守估计热源体的埋深应该不超过20 km，也即是位于上地壳内.要准确计算出岩浆囊的体积和埋藏深度还需要来自地球物理和地球化学的探测资料，也是我们即将要开展的工作内容.

共和盆地恰卜恰地热异常区的温度梯度较高，基底花岗岩段温度梯度为39.0~45.2 ℃·km^-1，平均值为41.3 ℃·km^-1，大地热流值介于93.3~111.0 mW·m^-2之间，平均值为102.2 mW·m^-2，远高于中国大陆地区平均热流值(60.4 mW·m^-2)，与世界上其他国家干热岩示范场地具有类似的高地温梯度和高大地热流的特征，表明研究区具有强大的干热岩地热资源勘探开发潜力.恰卜恰地热区的高热异常现象可能与青藏高原高热流背景条件下，局部异常热源体所引起的浅部高温异常有关.新生代以来，印度板块与欧亚板块持续性陆-陆碰撞，青藏高原地壳缩短增厚和地表抬升剥蚀相继发生，并伴随着大量剪切变形.地壳叠置所引起的放射性元素富集层的增厚与局部软流圈上涌和剪切变形所产生的应变生热造就了青藏高原现今高热流的状态.此外，相比于毗邻的祁连、昆仑和秦岭等块体的热流值，研究区高热流异常可能暗示地壳浅部(小于20 km)存在局部异常热源体(岩浆囊).高区域性背景热流与异常热源体的附加热源共同导致了共和盆地恰卜恰地区高温地热异常.