江西芦溪县南部大地热流特征

张浩然,刘 凯,张垚垚,孙文洁,王书训

1)中国矿业大学(北京),北京 100083;2)中国地质科学院,北京 100037; 3)中国地质大学(北京),北京 100083

近年来随着化石能源的大量消耗,能源危机已经初显态势,全球各个国家开始把重点放在寻找和开发可再生能源上(Lund,2007)。随着我国“碳达峰和碳中和”目标提出,绿色环保可再生能源在我国的比重达到了一个新的高度(刘凯等,2017; Sun et al.,2023)。地热资源作为一种清洁可循环再生的绿色能源具有极大的利用价值(Lund et al.,2016; Gondal et al.,2017; 刘凯等,2018)。据估计,中国12个主要盆地地热资源量约为24 964×1018J,其储量相当于8 531.9亿吨标准煤,每年可采储量折合成标准煤约为6.4亿吨(周总瑛等,2015),地热资源开发潜力巨大。江西省中低温地热资源储量丰富,以地表温泉为主要出露形式,浅层地热资源采用热泵系统进行开发利用,主要用于供暖、温泉疗养、农业和养殖业生产(张学真,2013)。

大地热流值是研究一个地区地热场特征的综合性热参数,是地球内部热状态在地表的表征,同时也是岩石圈热结构研究的基础(Furlong et al.,1987; Pollack et al.,1993; 陈爱华等,2017),刘峰等(2020)研究了江西宁都县北部大地热流特征及地热资源成因机制,研究得出,该区大地热流平均值为93.6 mW/m2,地热资源成因机制为“高产热花岗岩放热+多级次断裂控热导水”。段和肖等(2023)研究了沧县隆起中部献县地热田的大地热流特征,其大地热流值为70.58 mW/m2。闫晓雪等(2023)研究了江西赣县大地热流特征与热源机制,赣县地区平均大地热流值为75.9 mW/m2,地热资源的热源机制为“地下水深循环加热+高产热花岗岩体生热”。孙占学等(2016)研究了沁水盆地大地热流与地温场特征,其大地热流值为44.8～101.8 mW/m2。雷晓东等(2018a)研究了北京平原区西北部大地热流特征,其大地热流值为48.1～99.1 mW/m2,热流的分布受基底形态和断裂构造控制。

芦溪县位于萍乡市东南部,属于环武功山地区。武功山地区地热资源丰富,构造断裂发育,其中地热田有12处之多,多沿北东向断裂呈串珠状分布(图1),研究区大地热流值范围为60～80 mW/m2(胡圣标等,2001),属于较高热流背景区域。然而芦溪县南部地区的岩石热物性参数、大地热流值数据等尚不全面,还比较缺乏,地热研究程度较低,制约了研究区地热资源的可持续研究与开发。本文选定芦溪县南部的新泉和石溪地区作为地热研究典型区,通过对研究区岩石热物性参数测试、地温测井等方法,结合前人的研究数据,计算得到该地区大地热流值与主要岩性岩石的放射性生热率,分析了该地区的大地热流特征,为下一步该地区将来的地热资源勘探开发和研究利用提供理论指导。

图1 江西武功山地区地质地热资源分布简图(据张垚垚等,2022修改)Fig.1 Simplified regional,geological,and geothermal distribution map of the Wugongshan area,Jiangxi Province(modified from ZHANG et al.,2022)

1 地质背景

1.1 区域地质背景

武功山地区位于江西省中西部,地处罗霄山脉北支,位于华南早古生代造山带的中段(岳焕印等,1998),扬子板块与华夏板块汇聚带的南侧(图1),属于华夏板块北缘赣中构造碰撞带。研究发现,武功山是一个典型的花岗岩穹窿伸展构造(舒良树等,1998; 岳焕印等,1998)。

武功山地区岩性以花岗岩类分布最广,规模最大,其中主要为中酸性的S型花岗岩,岩浆岩主要形成年代为早古生代和中生代时期,主要是上地壳沉积岩层在岩浆作用下重熔经结晶分异作用形成(岳焕印等,1998),代表性岩石以英云闪长岩、花岗闪长岩、黑云母二长花岗岩、黑云母花岗岩、二云二长花岗岩为主,其矿物组成主要为斜长石、钾长石、黑云母、角闪石及少量石英,暗色矿物含量较多,其结构有中粗粒斑状、细粒斑状、粗粒、细粒结构。并且岩石大多受到后期构造运动造山运动的改造,矿物呈定向排列,发育了片麻状构造。

武功山地区地热多处于断裂构造交汇处。多期碰撞造山和岩浆侵位导致武功山地区地热资源密集分布。区内发育三组北东向断裂,即北东侧的温汤—万龙山断裂和南东侧的钱山—三江断裂及浒坑—洪江断裂,武功山地区地热资源分布具有沿此三条北东向断裂呈带状展布特征(图1)。武功山地区北东向深大断裂延伸较远,规模较大,对地壳的切割深度大,为地下水的深部循环及构造导热提供了有利条件,对地热形成起主导作用。

1.2 芦溪县南部地区区域地热地质特征

研究区主要位于芦溪县南部的新泉和石溪地区,地处扬子与华夏板块之间的新元古代钦杭缝合带南侧(Shu et al.,1996; Guo et al.,1996),华南加里东褶皱带中段北缘(楼法生等,2005),亦属于江南造山带南延于赣西部分的南侧,并且坐落在武功山复式花岗岩穹隆的山间,构造演化历史十分复杂。

北东向温汤—万龙山断裂穿过了新泉地区,该断裂是本研究区一条重要的控热控水断裂,这条断裂向北延伸穿切了扬子与华夏板块之间的钦杭缝合带的南侧边界。石溪麻田地区紧邻F1、F3两条北东向断裂和F2北北东向断裂(图1),其中F1(黄竹塘—焦冲断裂)规模较大,区域延伸大于10 km,呈密集平行的北东向节理裂隙发育,F2断裂较F1断裂规模小。研究区地质剖面图见图2。研究区主要岩层为早古生代变质岩和花岗岩,透水性较差。然而在研究区构造断裂发育,裂隙、节理发育,岩石破碎,往往形成具有一定埋藏深度和厚度的断裂破碎带,是地热流体的储存场所,同时由于深大断裂发育,沟通地壳深部热量,为深部的热水循环提供了良好的通道和储存场所。同时由于深大断裂发育,沟通地壳深部热量,为深部热水循环提供了良好通道和储存场所,使深部热水可以沿断裂通道上升,形成地热异常,对地热形成起主导作用。

图2 芦溪县南部地区地质剖面图(剖面位置见图1中剖面AB)Fig.2 Geological profile of the southern region of Luxi County (located in the section AB of Fig.1)

2 分析测试和计算结果

2.1 岩石热导率参数测试

岩石热导率是计算大地热流和深部温度的重要参数,本次采集武功山地区1口钻孔(石溪ZK01)钻孔岩心样品12件,取样深度范围为205～1 637 m不等(表1),采样点位如图1所示。新泉地区引用前人的钻孔岩心采样数据包括新泉ZK11,新泉ZK12,新泉ZK13,3个钻孔的岩心样品数据16个(Liu et al.,2023)。本次总共采集样品数量28件进行岩石热物性和大地热流值的分析和计算。本文选取的4口钻孔均位于断裂构造带附近,区域地层、构造分布较好,钻孔的岩心样品涵盖研究区大部分的岩层。

表1 芦溪县南部地区岩石热导率及放射性生热率参数Table 1 Thermal conductivity and radioactive heat generation rate parameters of rocks in the south of Luxi County

热导率测试是通过瑞典生产的Hot Disk热常数分析仪。可对多种岩石样品的热导率、比热容等岩石热物性进行高精度的测量。该仪器的工作原理为基于瞬变平面热源(Transient Plane Source,TPS)方法,该仪器的核心元件是一个由10 μm厚的金属镍刻蚀而成具有双螺旋结构的薄片探头,探头边缘为4～100 μm的绝缘薄膜,通常将探头置于两个样品中间进行测试(Sizov et al.,2016)。Hot Disk探头既是热源又是温度传感器,在测试过程中,通过输出恒定电流,电流通过探头产生一定升温,使探头电阻发生变化,从而产生一定的电压降(雷晓东等,2018b),探头的热容量可忽略不计。通过记录一段时间内电压变化,可以得到探头的温度变化,通过相对应的温度函数模型,对实验结果瞬态曲线分析,进而得出被测样品导热系数。

按照岩石岩性不同,芦溪县南部地区岩石可分为3类。热导率均值最大的为硅质石英岩6.176 W/(m·K),其次为侵入岩2.647 W/(m·K),变质岩热导率均值最小为2.314 W/(m·K),绘制不同岩性岩石热导率的直方图和箱图(图3,图4)。江西省现今实测热流值点43个,热流值范围介于55～93.6 mW/m2,平均热流值为71.5 mW/m2(李学礼等,1992; 胡圣标等,2001; 刘峰等,2020),研究区大地热流值在江西地区位于中上等,热流值较高。宁都县北部侵入岩热导率介于2.45～4.35 W/(m·K),平均热导率为2.59 W/(m·K) (刘峰等,2020)。赣县地区侵入岩热导率介于2.4～2.68 W/(m·K),平均热导率为2.52 W/(m·K) (闫晓雪等,2023)。研究区侵入岩平均热导率为2.65 W/(m·K)。研究区侵入岩的热导率与邻区侵入岩热导率较为接近。

图3 不同岩性热导率直方图Fig.3 Histograms of thermal conductivity for different lithologies

图4 不同岩性热导率参数箱线图(分位符代表: 最大值、75%、中位数、25%、最小值)Fig.4 The boxplot of thermal conductivities (division character means: maximum,75%,the median,25% and the minimum value)

2.2 钻孔测温及地温梯度

钻孔测温是了解地温场最直接的方式,是地热研究的基本方法之一,主要的温度数据一般包括系统测温温度、孔底测温温度(bottom hole temperature,BHT)、试油温度(drill stem temperature,DST)等(唐晓音等,2016; 雷晓东等,2018a)。孔底测温为随钻测温,每钻进100 m,定深测温一次,孔底测温井温基本恢复达到稳态或似稳态状态(He et al.,2008),本次测温主要为孔底测温,各钻孔孔底测温数据如图5所示。4个钻孔50—100 m深的测温温度均小于30 ℃。其中,新泉ZK11和新泉ZK12温度随深度变化较为均匀(图5)。而石溪ZK01和新泉ZK13分别在1150—1300 m、800—900 m处温度曲线出现较大波动,温度曲线出现下凹,可能与该处导热裂隙或破碎带发育有关,有地下冷水通过裂隙或破碎带混入,导致该深度段温度随深度增加增温较小。故在进行大地热流计算时可以跳过该深度段进行计算。

图5 钻孔测温温度-深度曲线图Fig.5 Wells temperature-depth curve

4个钻孔所选取的深度范围包含了钻孔内的所有岩性,可满足大地热流测量的要求,利用上述4个钻孔的孔底测温数据,结合所测的岩心热导率数据,进行大地热流值计算。

2.3 区域大地热流特征

大地热流,是指单位面积、单位时间内由地球内部传输至地表,而后散发到太空中去的热量。大地热流是一个综合参数,是地球内热在地表可直接测得的唯一物理量(徐明等,2011),大地热流比其他更基础的地热参数(如温度、地温梯度)更能确切地反映一个地区地热场的特征(Furlong et al.,1987;Pollack et al.,1993; 左银辉等,2013),例如高热导率岩石分布区,其地温梯度可能不高,但热流值却可能比较高。热流的测定和分析属于地热研究的一项基础工作。在理论上,它对地壳的热状态与活动性、地壳与上地幔的热结构及其与某些地球物理场的关系等理论问题的研究具有重要意义; 在应用上,是区域热状况及地壳稳定性评价、地热资源潜力与资源量评价、油气生成能力与生油过程分析等应用方面的基础性参数(Osipova et al.,2015)。

陆地大地热流值的计算方法具体为该区域地温梯度和岩石热导率两个参数的乘积(王良书等,1995)。对研究区4个钻孔的地温梯度进行计算,地温梯度根据实测钻孔温度数据和测温段长度相除(△T/△h)求得(肖卫勇等,2001; 李卫卫等,2014),根据测井温度结果和钻孔岩性资料来分析地下水对测温曲线的影响,选择测温曲线较平直,受地下水对流影响较小的测温段进行地温梯度计算(刘峰等,2020)。由于不同岩层地温梯度可能相差较大(闫佰忠等,2018),因此要结合相应测温段的热导率数据,对不同层段的热流值进行分段叠加得到该钻孔大地热流值,即:

式中,Q为该井的分段叠加计算的实测大热流值,Qi为其中某一测温段△Hi的大地热流值,由该测温段的地温梯度△Ti/△Hi与该段的热导率Ki相乘得来,H为所有测温段长度Hi的总和。

研究区的地温梯度范围为10～65 ℃/km,其中石溪地区平均地温梯度为35.3 ℃/km,新泉地区平均地温梯度为25.6 ℃/km(图6)。芦溪县南部地区地温梯度平均值为28.1 ℃/km。大地热流值计算过程中选取的测温段均为较平滑,受地下水影响较小的区段。其中,石溪ZK01选取的温度计算深度段为300—1 150 m,新泉ZK11选取的温度计算深度段为300—950 m(图5),新泉ZK12选取的温度计算深度段为1 100—1 550 m,新泉ZK13选取的温度计算深度段为100—800 m(图5)。结合岩心热导率测试结果,进行大地热流值计算。

图6 石溪ZK01、新泉ZK11、新泉ZK12、新泉ZK13钻孔地温梯度曲线图Fig.6 Geothermal gradient curves of Shixi ZK01,Xinquan ZK11,Xinquan ZK12 and Xinquan ZK13 boreholes

由于岩石的热导率受温度的影响,会随着温度的升高而降低(赵永信等,1995),其中热导率测试是在25 ℃环境下进行的,与钻孔中实际地温相差较大,为获取精确的大地热流值数据,对于有实测原位温度的钻孔岩心,要根据其原位温度进行热导率的校正(Anand et al.,1973)。热导率和温度的经验关系公式见式(2)、式(3)(Sass et al.,1992),前人研究发现该经验公式在中国大陆地区几千米内的地层都较为适用(He et al.,2008),故对于实测的岩心热导率数据可采用以下两个公式(2)、(3)进行岩心热导率的校正:

上两式中,T为钻孔岩心的原位温度(℃),K(0)和K(25)分别为岩石在0 ℃和25 ℃时的热导率值(W/(m·K)),因为江西省25 ℃等温面平均埋深为172 m,大部分介于150～200 m 之间,故对于一些钻孔岩心无25 ℃时的热导率值的用150～200 m的岩心热导率值代替(表2)。

表2 芦溪县南部大地热流值计算结果Table 2 Terrestrial heat flows calculation results for southern Luxi County

新泉ZK12钻孔由于其钻井取芯的深度是从1 133.07 m开始的,该深度的孔底温度为48.8 ℃,远远大于25 ℃,而孔深150 m处的孔底温度为25 ℃但无岩心热导率数据,因此该钻井无法进行准确的岩石热导率校正,故该孔只有大地热流值分段叠加的计算值,无校正大地热流值。

芦溪县南部大地热流值范围约为65～84 mW/m2,平均大地热流值为76.39 mW/m2,远大于全球大陆大地热流平均值65 mW/m2(Pollack et al.,1993)和中国大陆大地热流平均值61.5 mW/m2(姜光政等,2016)。

2.4 岩层放射性生热特征

放射性元素的衰变生热是地球内部驱动众多深部构造热过程的重要动力来源(Morgan,1984; 王安东等,2015),也是地热资源的主要热源之一,开展岩石放射性生热元素分布规律研究,对查明放射性衰变热对地表热流值的贡献率以及理清岩石圈热结构都具有十分重要的意义(赵平等,1995; 邱楠生,2002)。研究区大量发育花岗岩和少量花岗片麻岩,花岗岩所占比例在80%以上,其中以志留纪时期黑云母花岗岩和片麻状花岗岩为主要岩性。岩石的放射性生热率主要是由一定丰度的长半衰期放射性元素U、Th和K在衰变过程中所释放的放射性衰变热产生。岩石的放射性生热率通过测量岩石中U、Th、K三种元素的含量进而计算得出,对于岩石放射性生热率的计算,学者们提出了一些计算方法(Rybach,1976; Wollenberg and Smith,1987),采用Rybach(1976)提出的计算公式:

式中,A为岩石放射性生热率(μW/m3),ρ为岩石密度(g/cm3),CU、CTh、CK分别为岩石中铀(μg/g)、钍(μg/g)、钾(%)的含量。U、Th使用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)测定,不确定度为1%～10%,K元素由X射线荧光光谱仪(XRF)测定,不确定度为1%～2%(表1)。

3 讨论

通过以上的研究,计算得出芦溪县南部大地热流值共4个,其中进行大地热流值校正的有3个,芦溪县南部地区岩石热导率、地温场和热源机制特征主要有以下几个方面。

3.1 岩石热导率特征

岩石的热导率是指沿热传递方向单位长度上温度降低1 ℃时单位时间内通过单位面积的热量,热导率的大小决定了岩石导热能力的大小(Farouki,1981)。

研究区三种岩性岩石热导率随深度增加总体上呈现减小的趋势(图7),但变化程度略有不同。硅质石英岩、侵入岩和变质岩的相关系数分别为-0.88、-0.4和-0.04,硅质石英岩热导率与深度呈明显负相关,热导率从6.96 W/(m·K)减小至5.22 W/(m·K),侵入岩和变质岩负相关程度较差。侵入岩和变质岩的标准差分别为0.6和0.2(表3),表明变质岩的热导率随深度增加其波动较小,主要在2.06～2.5 W/(m·K)之间。

表3 岩石热导率均值与标准差Table 3 Standard deviation and mean values of rock thermal conductivity

图7 不同岩性岩石热导率-深度关系Fig.7 Thermal conductivity-depth relationship of rocks with different lithologies

研究区岩石热导率变化范围为2.06～6.176 W/(m·K),平均值为2.74 W/(m·K),其中70%的岩石热导率介于2.5～4.0 W/(m·K)之间,高于上地壳的平均热导率2.5W/(m·K)(Rybach,1976),刘峰等(2020)研究得出江西宁都县北部岩石热导率介于2.46～4.35 W/(m·K)之间,平均值为3.32 W/(m·K),热导率值略大于芦溪县南部地区,但相差不大,岩层导热能力比研究区略强。研究区硅质石英岩的平均热导率高达6.176 W/(m·K)(表3),侵入岩的平均热导率为2.647 W/(m·K),变质岩的平均热导率为2.314 W/(m·K)。硅质石英岩的热导率是上地壳热导率的2.5倍,是侵入岩的2.2倍,变质岩的2.3倍,表明硅质石英岩具有良好的导热能力,是良好的导热岩体。同时,硅质石英岩主要分布于断裂破碎带中,其较高的热导率使研究区的断裂带具有较好的导热能力,区内的深大断裂和次级断裂成为良好的导热通道。

3.2 地温场特征

地温场是指地球内部的热量通过不同热导率的岩石在地壳上的表现,是地球物理场的重要组成部分,地温的分布形态和差异主要取决于区域地质、深部构造结构、岩浆作用等。地温场的研究对于一个地区的地热异常成因、控热构造和地热资源的开发利用具有重要意义,其主要研究方法是结合钻孔地温测量和岩石的热物性参数,来分析现今的地温梯度和大地热流特征。

地温梯度是指地球内部恒温带以下地温随深度的变化率,是地温场研究的基本物理参数(℃/km),在一定程度上反映了研究区的热状态。通过对芦溪县南部地区4个钻孔的实测钻孔地温数据进行分析计算,得到了钻孔的测温温度-深度曲线图和地温梯度-深度剖面图(图4,图5,图6)。在进行地温梯度的计算中,选择较平直的测温曲线作为基础的测温数据,选取每隔100 m的温度数据进行计算,数据点分布较均匀,所选取的数据段较合理,可用性较强。计算得到石溪地区的平均地温梯度为35.3 ℃/km,新泉地区的平均地温梯度在22～31 ℃/km之间,研究区的平均地温梯度为28.1 ℃/km,中国的平均地温梯度为25～30 ℃/km,表明研究区的地温梯度总的来看在我国属于中上等水平,其中石溪地区的平均地温梯度＞35 ℃/km,按照中国的划分标准来看(雷晓东等,2018a),石溪地区属于地热异常区,研究区目前只有新泉一个地热田,石溪地区的地热异常表明该地区具有较大的地热勘探开发潜力。江西省的地温研究开始于20世纪70年代,通过对测温资料研究发现,江西省平均地温梯度介于19.7～24.7 ℃/km之间,赣北地区平均地温梯度为19.7 ℃/km,萍乐坳陷带平均地温梯度为22.2 ℃/km,赣南地区平均地温梯度为24.7 ℃/km,呈现出从北到南地温梯度不断增加的趋势。从区域上来看研究区的平均地温梯度为28.1 ℃/km,远高于中西部地区的塔里木盆地20 ℃/km和准格尔盆地21.2～22.6 ℃/km等克拉通盆地(唐晓音等,2016),但远小于珠江口盆地37.9 ℃/km(唐晓音等,2016)。表明地温梯度分布与地壳厚度具有密切关系,从大陆内部到沿海地区,地壳厚度不断减薄(姚伯初,1998),地温梯度呈增加趋势。

大地热流是最能确切反应一个地区地热场特征的参数(蔺文静等,2012)。研究区大地热流值的计算和校正均严格按照历次中国大陆地区大地热流数据汇编(共四版)的方法来进行,连续测温段均超过50 m,计算热流值所用的岩石热导率均为钻孔内对应深度的岩心实测值。其中石溪ZK01钻孔、新泉ZK11钻孔和新泉ZK13钻孔的测温段长度、测温段数据质量、热导率测试样品数均达到了大地热流值测量的A类(最高级别)标准(汪集旸等,1988; 汪集旸等,1990; 胡圣标等,2001; 姜光政等,2016)。新泉ZK12钻孔由于其岩心的取芯深度较深,缺少25 ℃时热导率值,其热导率无法进行校正,故该孔的大地热流值的数据质量为C类。其他三个钻孔的大地热流值精确性较高。

芦溪县南部地区平均大地热流值高达76.39 mW/m2,其中华南造山带热流值范围为61.1～101 mW/m2,平均值为75.3 mW/m2,研究区的热流值在华南造山带中属中上等水平,研究区北部的江南造山带热流值范围为35.6～69.2 mW/m2,平均值为55.3 mW/m2(胡圣标等,1994),研究区的大地热流值远高于北部的江南造山带和中国大陆地区的大地热流平均值,表明芦溪县南部地区属于大地热流高值区。

芦溪县南部地区较高的大地热流值表明该地区具有较高的区域热背景,目前芦溪县南部地区虽然仅发现了新泉地热田,但是该地区的地热资源有较大的开发利用潜力,在麻田镇石溪地区的石溪1号温泉勘探井,最大涌水量每日681.55 m3,实测最高水温达63 ℃,表明了该地区的地热资源开发潜力大,地热资源储量丰富可利用价值较高。但是研究区的地热勘探工作进展的并不顺利存在很多的勘探困难。大地热流异常区地热勘探依旧相对困难主要有以下几个原因,前期的地质勘查程度较低,导致后期勘查进展缓慢。勘探开发资源投入不足,导致地热资源开发活力有限。勘探开发过程中对于相关的基础资料缺乏整理与全面收集,限制了工作效率与质量。在勘探开发过程中由于钻井工艺大多采用正循环泥浆钻井,会导致钻井液污染和堵塞地层,影响钻井工程质量、单井出水量及地下换热效率。新泉和石溪地区钻取地热资源不容易存在以下原因,前期没有进行详细的物探定井,主要依靠地面表层的岩层的产状和岩性来寻找断裂带,但露头情况与地下深部构造存在一定差异,导致钻取地热资源较为困难。

3.3 热源机制

大地热流的热源主要为地壳岩石中元素放射性生热和地幔热,一般认为,岩石中富含U、Th、K等元素的矿物,放射性生热会释放大量的热,在适宜的部位可以聚集形成较高的地热异常(Mareschal et al.,2013)。中国东南地区,江西宁都燕山期混合岩放射性生热率平均值为7.9 μW/m3,安徽省九华山花岗岩平均值为6.8 μW/m3,广东诸广山燕山期花岗岩平均值为5.9 μW/m3,均大于5 μW/m3(赵平等,1995; 刘峰等,2020),均属于高产热岩体(Siégel et al.,2014)。研究区岩石生热率无较高值出现,总体上偏小,岩石放射性生热率变化范围为0.02～3.42 μW/m3。花岗岩的放射性生热率最大,其均值为2.31 μW/m3(表4),其次为变质岩,放射性生热率均值为1.84 μW/m3,硅质石英岩的放射性生热率最小,其均值为0.3 μW/m3。

表4 岩石放射性生热率均值与标准差Table 4 Standard deviation and mean values of rock radioactive heat generation rate

研究区不同岩性岩石生热率随深度变化各不相同(图8)。变质岩生热率与深度相关系数为-0.65,生热率随深度增加呈现减小的趋势,生热率从3.42 μW/m3减小到0.09 μW/m3。侵入岩和硅质石英岩的相关系数分别为0.1和0.73,生热率与深度呈正相关,硅质石英岩的生热率与深度正相关程度较高,其生热率从0.02 μW/m3增大到0.8 μW/m3,侵入岩的生热率与深度正相关程度较低。变质岩生热率的标准差为0.9(表4),其生热率随深度增加波动较大,硅质石英岩和侵入岩的标准差分别为0.7和0.5,侵入岩的生热率随深度增加波动较小,主要在1.95～2.85 μW/m3之间。

图8 不同岩性岩石生热率-深度关系Fig.8 Heat generation rate-depth relationship of rocks with different lithologies

硅质石英岩的高热导率,低放射性生热率,为其成为良好导热岩体奠定了基础。全球花岗岩放射性生热率平均值为2.1～2.5 μW/m3(McLaren et al.,2003),相比典型的放射性生热率主导的地热田而言,芦溪县南部地区的花岗岩并未表现出较高的放射性生热异常,并不是高产热花岗岩,尽管元素的放射性生热对大地热流有一定的贡献,但并非是该区域的主要热源。

武功山地区的地壳厚度在32.4～33.8 km之间(张永谦等,2019),远小于我国大陆地壳厚度的平均值47.6 km,也小于世界地壳平均厚度35 km。武功山地区属于地壳厚度较薄区,该地区的地壳厚度减薄与上地幔软流圈上涌有关,晚中生代时期发生了一次构造转折事件,受古太平洋板块俯冲作用的影响,华南地区经历了由挤压向拉张的转化,软流圈物质上涌,华南地块地壳被明显减薄(Faure et al.,2009)。武功山地区深大断裂发育,热量可沿断裂传导,形成了武功山地区大地热流高值区。

为查明研究区的热源是否来自于地幔,在此引入氦同位素的研究,地壳中岩石矿物放射性元素如铀、镭、氡衰变可产生热量,并使地热水中产生水溶氦气,同时氦同位素可以判别深部是否有含高热量的幔源物质的上涌(Hilton et al.,1993)。氦元素有两种稳定同位素,即3He和4He,其中3He主要是地球形成时捕获的原始氦,可代表地幔来源,4He主要是放射性元素(铀、镭、氡等)衰变产生,可代表地壳来源。其中3He/4He与4He/20Ne的关系可用来判别地下热水受大气氦、壳源氦以及幔源氦影响的程度,为研究地下热水的成因提供依据(Ma et al.,2015)。氦气根据其来源分为壳源氦、幔源氦和大气源氦。其中,大气氦3He/4He值为一个常数,常用Ra来表示,Ra=1.4×10-6; 壳源氦3He/4He的典型值为2.0×10-8; 幔源氦3He/4He的典型值为1.1×10-5(李修成等,2016)。用R/Ra来表示氦同位素的特征,R表示样品的3He/4He比值,Ra表示大气的3He/4He比值,若R/Ra＜1则是壳源氦的特征,若R/Ra＞1则说明有幔源氦的加入。研究区地下热水氦同位素R/Ra=0.08远小于1,表明热水中氦气有明显的壳源成因,基本没有深部或有少量的高温幔源物质来源。岩浆活动对现今地温场的影响取决于岩浆活动的年代和岩浆体规模,研究区岩浆岩的形成时代为志留纪时期,花岗岩的冷却时间5～8 Ma,由于研究区的岩浆活动较久远,且埋藏深度较浅,其内热已基本散失,无法提供热量。故研究区的地下热水是在深循环过程中,在较大的大地热流背景值之下,被地壳深部地热加热而形成的。因此研究区地表热流的主要热源来自于地壳深部地热,地壳深部热源主要为深部岩层岩石放射性生热提供热量。

综上,本次通过实测数据和前人的测量数据系统分析了芦溪县南部地区的岩石热导率特征、地温场特征、热源机制及基础地质条件,在研究区内增加了3个高质量的大地热流值测点。芦溪县南部地区的热源主要来自于地壳深部地热,与前人对武功山地区的热源研究基本一致(张垚垚等,2024),研究区深大断裂和次级断裂发育,岩体热导率较高,导热性较好,地壳深部的热量和热流会沿着断裂带上升,大气降水和地表水因重力作用会沿着节理裂隙带下渗,逐渐接受增温,形成高于常温的温热水,由于温度升高,水的密度逐渐减小,地热水的密度比温热水小,因此地热水会上浮而温热水会下渗继续接受加热,此外由于补给区和排泄区存在水头差,形成地下水对流,产生局部热扰动,使得大气降水及地表水入渗地下接受加热,地下热水上升出露地表。深大断裂为深部热水的循环提供了良好的通道和储存场所,使地下深部热水和热量可以沿断裂通道上升,在地表形成水热型地热资源和地热异常。地热能在断裂带附近的花岗岩和硅质石英岩中聚热和传热,温汤—万龙山深大断裂和F1断裂(黄竹塘—焦冲断裂)为研究区重要的控热和导水构造。

4 结论

本文以芦溪县南部的新泉和石溪地区为典型区,结合地温测井、岩石热物性测试分析等工作,对研究区的热导率特征、地温场特征、热源机制进行了研究。基于以上研究,得到如下结论:

(1)研究区岩石热导率均值为2.74 W/(m·K),其中70%的岩石热导率介于2.5～4.0 W/(m·K)之间,高于上地壳的平均热导率2.5 W/(m·K)。硅质石英岩的平均热导率高达6.176 W/(m·K),是上地壳平均热导率的2.5倍,围岩的2.3倍。分布于断裂带中的硅质石英岩因其高热导率,低放射性生热率的特性,是研究区断裂带中的主要热导体。

(2)根据实测数据计算,研究区大地热流平均值为76.39 mW/m2,远高于中国大陆大地热流平均值和全球热流的平均值。表明研究区具有较高的热背景值,在水热条件连通较好的情况下易形成地热田。

(3)研究区花岗岩放射性生热率均值为2.16 μW/m3,低于全球花岗岩放射性生热率。花岗岩放射性生热不是地表热流的主要热源。

(4)研究区地热资源主发育于北东向温汤—万龙山深大断裂和F1断裂(黄竹塘—焦冲断裂)沿线,研究区热源主要为地壳深部供热,深大断裂和次级断裂发育为地下热水的深部循环提供了良好的导热和导水通道。

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、余廷溪和中国地质科学院王路瑶等在野外工作中提供的帮助。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).