青海共和盆地东北部干热岩岩浆侵位结晶条件及深部结构初探*

贠晓瑞 陈希节 蔡志慧 何碧竹, 3 张盛生 雷敏 向华

1. 自然资源部深地动力学重点实验室，中国地质科学院地质研究所，北京 100037 2. 中国地质大学(北京)，北京 100083 3. 南方海洋科学与工程广东实验室，广州 511458 4. 中国地质调查局发展研究中心，北京 100037 5. 青海省水文地质工程地质环境地质调查院，西宁 810008

干热岩(Hot Dry Rock, HDR)一般是指温度大于150℃，埋深数千米，内部不含流体或仅有少量流体的高温岩体(Mortensen, 1978; Laughlinetal., 1983; Genter and Traineau, 1992; Barbier, 2002; Brownetal., 2012; 薛建球等, 2013; 王贵玲等, 2017, 2020; 张森琦等, 2018)。岩性以变质岩和火成岩为主，通常为黑云母片麻岩、花岗岩和花岗闪长岩等(Genter and Traineau, 1996; Cocherieetal., 2004; 蔺文静等, 2012; 汪集旸等, 2012; 甘浩男等, 2015; 严维德, 2015; Duringeretal., 2019)。干热岩地热藏通常具备高异常热源及低热导率(<2W/mK)的保热增温盖层，主要产区包括汇聚板块边界(俯冲或碰撞)和离散边界(洋中脊或陆内裂谷)(Barbier, 2002; Fengetal., 2018)。作为可再生、全球新型清洁能源重要组成部分的干热岩地热能，在我国正处于勘查开采试验初始阶段，相关基础地质研究尤为重要，其物质构成、空间分布及其经历的构造-热事件是地热藏确定及开发的关键。

青海共和盆地位于青藏高原东北缘秦岭-祁连-昆仑造山带结合处，是原特提斯与古特提斯体系叠置区域(张宏飞等, 2006; 张雪亭, 2006; 郭安林等, 2007, 2009; 孙知新等, 2011; 闫臻等, 2012; 李瑞保等, 2016; 杨瀚文等, 2018)。记录了复杂的构造、岩浆及变质作用事件，是研究青藏高原东北缘秦岭-祁连-昆仑结合带盆-山耦合和构造演化的理想窗口。同时，青海共和盆地热流值较高，热异常明显，平均地温梯度达6.7～6.8℃/100m，盆内温泉广泛出露，地热能资源丰富。近年来在共和盆地恰卜恰地区已钻探了10余口地热深井及干热岩井，2017年8月在共和盆地GR1井3705m井底深度钻获236℃的高温干热岩体，是我国首次钻获埋藏最浅、温度最高的干热岩体，实现了我国干热岩勘查的重大突破，显示了青海共和盆地干热岩地热资源的潜力(严维德, 2015; 张森琦等, 2018; Fengetal., 2018; 张盛生等, 2019)。但在青海共和盆地干热岩的勘查中，仍存在热源机制、所经历热历史的过程及干热岩地热藏的空间分布不清关键科学问题。

前人已对共和盆地周缘广泛发育的印支期花岗岩开展了大量研究工作(张宏飞等, 2006; 张雪亭, 2006; 郭安林等, 2007, 2009; 闫臻等, 2012; 解小龙等, 2015; 李瑞保等, 2016; 杨瀚文等, 2018)，但鲜有针对井下深部钻井岩芯的直接分析，有关深部岩浆侵位结晶的温度、压力和时间仍不清楚，制约了对干热岩体的成岩环境和物理化学性质的深入认识，直接影响了干热岩地热研究与勘查开采效应。不同钻井井下岩芯样品岩石学分析、锆石U-Pb定年可以揭示岩浆侵位期次及空间分布的差异性。锆石中的Ti含量可以作为Ti温度计用来估算岩浆结晶温度(Watson and Harrison, 2005; Watsonetal., 2006; Ferry and Watson, 2007; 吴福元等, 2007; 王清海等, 2008; 高晓英和郑永飞, 2011; 雷玮琰等, 2013; 赵志丹等, 2018)。在钙碱性岩浆中，一定条件下角闪石中的Al含量与压力和温度具有良好的相关关系，因此角闪石成为估算岩体侵位时温压条件的最常用矿物之一(Blundy and Holland, 1990)。根据锆石Ti温度计和角闪石-斜长石温度压力计研究岩浆结晶温度、压力可以了解其形成环境(王清海等, 2008; 陆丽娜等, 2011; 邹慧娟等, 2011; 李林林等, 2012; 吴飞等, 2014; 豆敬兆等, 2015; 刘小丽等, 2015; 王立社等, 2015; 程金华等, 2017; Maetal., 2018, 2020)。共和盆地东北部干热岩的岩浆结晶温度为其热演化历史中的初始温度，在后期构造-热历史恢复过程中十分重要。

本文以共和盆地东北部恰卜恰地区3口重点干热岩钻井岩芯及紧邻的出露岩体为研究对象，开展系统的岩石学、锆石U-Pb年代学、锆石Ti温度计和角闪石-斜长石温压计研究，分析其岩体的时空分布和岩石学特征，厘定岩浆初始结晶的时限、温压条件及时空差异性，探讨岩体剥蚀深度，为重建该区干热岩的构造-热演化史和地热藏的勘查开发，提供深部结构构造剖面，并为揭示秦岭-祁连-昆仑结合部复杂的构造作用过程提供证据。

1 地质背景

共和盆地位于秦岭、祁连、昆仑造山带结合处(石宝颐和张峻太, 1982; 姜春发等, 2000;张国伟等, 2004)，为中-新生代山间盆地；盆地总体走向呈NWW-SEE向，平面上表现为东宽西窄的菱形，长约210km，最宽处约90km，海拔2600～3200m(施炜等, 2006)。北以宗务隆山-青海南山断裂为界，西为鄂拉山-温泉断裂带，南为阿尼玛卿缝合带，东为多禾茂断裂带。共和盆地内有“三坳一隆”，包括塘格木坳陷、贵南坳陷、贵德坳陷及黄河隆起(王昌桂和吕友生, 2004; 薛建球等, 2013)；也有学者将盆地东部的瓦里贡断裂带和多禾茂断裂带所围限的贵德坳陷称为贵德盆地(张森琦等, 2018)。本文研究区主要位于盆地东北部恰卜恰地区(图1)。

共和盆地周缘西秦岭、南祁连及东昆仑造山带经历了新元古代、古生代、早中生代和晚中生代四期显著的岩浆作用(Panetal., 2012; Daietal., 2013; Dingetal., 2014; Dongetal., 2016; Renetal., 2016)。其中以印支期花岗岩分布范围最广、出露面积最大。共和盆地两侧印支期花岗岩主要包括黑马河岩体、江西沟岩体、当家寺岩体、大河坝岩体、温泉岩体、同仁岩体、泽库岩体等。岩石地球化学及同位素年代学研究揭示了印支期岩浆活动主要集中在早-中三叠世和晚三叠世(张宏飞等, 2006; 莫宣学等, 2007; 拜永山等, 2007(1)拜永山, 王秉璋, 王永文, 王进寿, 丁西岐, 王培俭, 曹生秀. 2007. 1:25万西宁幅区域地质调查报告. 西宁: 青海省国土资源厅资料馆, 1-1282; 张成立等, 2008; Dongetal., 2011, 2016; 马昌前等, 2015; Renetal., 2016; 张永明等, 2017a, b, 2019)，且在空间上呈现出由NW向SE逐渐年轻化的趋势(解小龙等, 2015)。早-中三叠世岩浆岩形成于古特提斯洋的大陆边缘弧环境(张宏飞等, 2006; 张永明等, 2017a, b, 2019)；晚三叠世逐渐进入后碰撞阶段(拜永山等, 2007; 解小龙等, 2015)，岩浆是阿尼玛卿洋向北俯冲碰撞的结果(Guoetal., 2012)，或宗务隆洋向南俯冲的产物(郭安林等, 2009; 张永明等, 2017a, b, 2019)，为俯冲环境或俯冲板块断离(张宏飞等, 2006; 张永明等, 2019)或后碰撞阶段地壳加厚或岩石圈拆沉过程中产生(石玉莲等, 2018)。

共和盆地东北部岩浆岩出露主要包括：古元古代金水口岩群(Pt1J)(片麻岩、斜长角闪岩、混合岩和大理岩)；泥盆纪赛日钦灰白色中细粒花岗闪长岩(Dγδ)；三叠纪侵入岩以东部龙羊峡北侧的当家寺岩体和北部的沟后岩体为代表。当家寺岩体为高钾钙碱性或碱性系列花岗岩，主要由正长花岗岩、二长花岗岩和花岗闪长岩组成，岩体内可见闪长岩脉、细晶花岗岩脉、石英脉、方解石脉等多类型脉体；正长花岗岩结晶年龄为243.5±2.9Ma(石玉莲等, 2018)；花岗闪长岩和二长花岗岩的结晶年龄分别为240.1±2.1Ma和241.0±2.6Ma(张永明等, 2017a)；岩石成因研究表明其形成于下地壳基性岩为主的源岩部分熔融，同时存在一定程度幔源岩浆贡献。沟后岩浆杂岩体主要由辉长岩、辉长闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩组成，其结晶年龄分别为248.8±2.6Ma、243.2±2.1Ma、243.1±0.9Ma、244.0±2.1Ma和249±3Ma(暗色微粒包体)；岩相学和岩石地球化学特征表明沟后岩体具壳幔岩浆混合特征，可能形成早三叠世晚期-中三叠世早期宗务隆洋向南消减作用相关的构造岩浆事件(张永明等, 2017b)。

共和盆地东北部地层发育主要包括：晚石炭-中二叠世中吾农山群果可山组(CPgk)(灰白色厚层状结晶灰岩夹砂岩、板岩)(拜永山等, 2007; 郭现轻等, 2016)；早中三叠世隆务河组砂板岩(T1-2l)，主要岩性包括灰黑色泥质板岩夹浅灰色砂质板岩薄互层，偶见灰色砂岩夹砾岩层段、完整的鲍马序列，地层中可见多层软沉积变形构造层，为弧前深水沉积(刘炳强等, 2020)；新生代地层以第四系和新近系临夏组(N2l)为主，古近系西宁组(ENx)零星出露(图1c)，新生代地层不整合在早中三叠世隆务河组及三叠纪侵入岩之上。

图1 共和盆地大地构造位置(a、b)及盆地东北部地质图(c, 据拜永山等, 2007; 石玉莲等, 2018; 张森琦等, 2018修改)Fig.1 Geotectonic location of the Gonghe basin (a, b) and geological map of the northeastern basin (c, modified after Bai et al., 2007; Shi et al., 2018; Zhang et al., 2018)

2 干热岩层段地层发育特征

共和恰卜恰地区已完钻的GR1、GR2和DR3三口钻井中，GR1、GR2井是定深取芯，DR3井是连续取芯，其深度分别在3705m、2989m、3003m，井底温度分别为236.00℃、186.00℃、181.17℃(严维德, 2015; 张盛生等, 2019; 张森琦等, 2018)；沉积岩底分别为1335m、979m、1340m，新近纪地层超覆不整合在花岗岩之上。

我们在收集钻井资料基础上，详细观察描述了GR1、GR2和DR3三口井的岩芯，构建了岩性柱状图(图2)。GR1与GR2钻井揭示干热岩岩性有相似性，主要由灰黑色花岗闪长岩、灰白色英云闪长岩、浅灰色奥长花岗岩、灰白色二长花岗岩及肉红色正长花岗岩组成；含有肉红色细晶-微晶正长花岗岩脉、石英脉及方解石脉；其中奥长花岗岩、英云闪长岩、花岗闪长岩构成俯冲岩浆带岩石组合(陈希节等, 2020)，另有蚀变的花岗闪长岩分段出现。DR3井垂向岩性变化快，主要由灰黑色花岗闪长岩、闪长岩，灰白色、灰粉色二长花岗岩、花岗岩，肉红色、褐红色的正长花岗岩组成；夹有灰黑色闪长质岩墙、细晶闪长岩脉及石英脉、方解石脉。

图2 共和盆地东北部干热岩井岩性柱状简图和取样深度Fig.2 Simplified lithologic columns and sampling depths of HDR drilling cores at the Qiabuqia area in the northeastern Gonghe basin

3 典型样品描述

本文样品采自共和盆地东北部恰卜恰地区三口地热钻井(GR1、GR2和DR3)和盆地北部的沟后岩体(图1、图2、图3)。钻井均钻遇基底三叠纪侵入岩及上覆新生代沉积地层。

图3 共和盆地东北部沟后岩体及碳酸岩脉野外露头照片Fig.3 Field outcrop photos of Gouhou outcrop and carbonatite vein in the northeastern Gonghe basin

钻井岩芯样品HGR1-11-1为正长花岗岩，深度1750m，岩石具花岗结构，块状构造。矿物组成以钾长石为主，石英次之，少量黑云母和斜长石，其中钾长石含量约60%，含有矿化脉，大多为石英-电气石-黄铜矿，应为后期热液成因(图4a)。

图4 共和盆地东北部干热岩钻井岩芯及沟后岩体样品显微照片Bt-黑云母；Cc-方解石；Chl-绿泥石；Hb-角闪石；Ttn-榍石；Tur-电气石；Pl-斜长石；Kfs-钾长石；Qtz-石英Fig.4 Representative photomicrographs of samples from HDR drilling cores and Gouhou outcrop in the northeastern Gonghe basinBt-biotite; Cc-calcite; Chl-chloritoid; Hb-hornblende; Ttn-titanite; Tur-tourmaline; Pl- plagioclase; Kfs-K-feldspar; Qtz-quartz

样品HGR1-17为奥长花岗岩，深度2753m，主要由斜长石和石英组成，其中斜长石发育强烈的绢云母化和泥化，伴有绿帘石化，该斜长石主要为奥长石(陈希节等, 2020)。钾长石含量很少，分布于斜长石间隙中。石英受变形作用而发生细粒化，波状消光，缝合线状接触。暗色矿物很少，主要为黑云母，多被绿泥石完全交代，但仍保留黑云母形态(图4b)。

样品GR1-6和GR2-1为英云闪长岩，其中GR1-6深度2451m，GR2-1深度2952m，不等粒结构，块状构造。主要矿物组成：石英呈他形粒状，填隙状分布，粒度一般0.25～2.0mm，集合体似堆状分布，粒内可见波状、带状消光，边界不规则；斜长石为自形-半自形板状，可见聚片双晶，粒度2～5mm，含量约60%，部分斜长石显示绿帘石化蚀变；绿帘石呈粒状，粒度1mm左右；暗色矿物均已绿泥石化，个别颗粒显示出片状的特点，含量约8%；副矿物(1%)包括锆石、磷灰石、铁钛氧化物(钛铁矿和钛磁铁矿)等。

样品HGR2-7为黑云二长花岗岩，深度1191m，块状构造。矿物组成以斜长石、石英和钾长石为主，斜长石稍多于钾长石，斜长石约40%，钾长石约25%，属于二长花岗岩范围内。暗色矿物约5%，以黑云母为主，局部可见黑云母交代角闪石呈骸晶结构(图4c)。

样品HDR3-41为黑云二长花岗岩，深度2617m，不等粒结构，块状构造。矿物组成以石英、斜长石和钾长石为主，斜长石约35%，发育明显聚片双晶，斜长石多发生绢云母化；钾长石约40%，部分发育条纹结构和格子双晶。暗色矿物多为黑云母，多发生绿泥石化(图4d)。样品HDR3-31为二长花岗岩，深度2632m，块状构造。矿物组成以斜长石、石英和钾长石为主，少量绿泥石，榍石偶见，斜长石稍多于钾长石(图4e)。

地表露头样品HGH3-0、HGH3-1、HGH3-2-1-2采集自恰卜恰地区北部沟后水库沟后岩体。HGH3-0为灰黑色黑云闪长岩，岩石主要由斜长石组成，斜长石多为中长石，暗色矿物以黑云母和角闪石为主，可见少量的石英(图4f)；HGH3-1和HGH3-2-1-2为含闪长岩角砾的碳酸岩脉，主要以方解石为主，含少量榍石。

4 分析方法

4.1 矿物化学成分与温压计分析方法

角闪石的化学成分由南京大学成矿作用国家重点实验室JX A8800M型电子探针仪测定。测试条件为：加速电压20kV，电流20nA，修正法ZAF。对于钙碱性花岗岩(全岩成分上常为偏铝质的)而言，角闪石中Al的含量常常随着侵位深度的增加而升高(Wones, 1981)。Hollisteretal. (1987)指出：随着压力的增加，平衡向右移动，导致角闪石的成分发生相应变化，即Si+R2+=AlⅣ+AlⅥ(R代表金属阳离子)(Hollisteretal., 1987)：

对于低铝角闪石(Al2O3<8%)，则可采用Blundy and Holland (1990)提出的角闪石-斜长石温度计方法，其中对于角闪石分子式的计算采用的23个氧原子法，简称H&B方法。同时角闪石全铝压力计应用条件：(1)必须有石英、钾长石、角闪石、黑云母、磷灰石、锆石、榍石、以及铁钛氧化物等矿物共生；(2)样品没有发生低温蚀变；(3)岩石的结晶温度同压力计校准条件温度相差不大。

Blundy and Holland (1990)根据大量角闪石和斜长石稳定性实验资料，在500～1000℃和1～23kbar条件下推出钙质角闪石-斜长石地质温度计：

其中Si为按23个氧原子计算的角闪石Si原子数，XPlagAb为斜长石中钠长石分子的摩尔数；当XPlagAb>0.5时，Y=0；当XPlagAb<0.5时，Y=-8.06+25.5(1-XPlagAb)2，P为压力(kbar)，T为热力学温度(K)。

4.2 锆石U-Pb定年及锆石Ti温度计

LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测试分析在北京科荟测试技术有限公司完成。分析所用仪器为AnalytikJena PQMS Elite型ICP-MS及与之配套的RESOlution 193nm准分子激光剥蚀系统。激光剥蚀所用斑束直径为24μm，频率为6Hz，能量密度约为6J/cm2， 以He为载气。LA-ICP-MS激光剥蚀采样采用单点剥蚀的方式，测试前先用锆石标样GJ-1进行调试仪器，使之达到最优状态。锆石U-Pb定年以标样GJ-1为外标，微量元素含量利用NIST 610做为外标、 Si做内标的方法进行定量计算(Liuetal., 2010)。测试过程中在每测定10个样品前后重复测定2个锆石标样GJ-1对样品进行校正，并测量1个锆石Plesovice，观察仪器的状态以保证测试的精确度。数据处理采用ICPMSDataCal程序(Liuetal., 2010)，测量过程中绝大多数分析点206Pb/204Pb>1000，未进行普通铅校正，204Pb含量异常高的分析点可能受包体等普通Pb的影响，对204Pb含量异常高的分析点在计算时剔除，锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序获得。详细实验测试过程可参见文献(侯可军等, 2009)。样品分析过程中，Plesovice标样作为未知样品的分析结果为337.5±4.6Ma(n=5, 2σ)，对应的年龄推荐值为337.13±0.37Ma(2σ)，两者在误差范围内完全一致。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal(Liuetal., 2010)完成，锆石年龄协和图用Isoplot程序获得。锆石Ti温度计计算公式采用：

[log(ppm Ti-in-zircon)+logαSiO2-logαTiO2]=A2+B2/T

其中A2=5.711±0.072；B2=-4800±86(Ferry and Watson, 2007)。对锆石和金红石共存的体系，通常认为TiO2活度αTiO2=1，地壳岩石的SiO2活度αSiO2一般为0.5～1.0。

5 结果和讨论

5.1 锆石U-Pb定年及锆石Ti饱和温度

对GR1、GR2和DR3钻井中不同类型侵入岩进行了锆石U-Pb定年和单矿物微量元素温度计分析(表1、表2)，结果表明正长花岗岩、奥长花岗岩、二长花岗岩和闪长岩等，不同岩性岩石中的锆石形态、锆石U-Pb年龄和岩浆结晶温度存在较明显的差异。HGR1-11-1正长花岗岩，锆石半自形，粒度为40～180μm(图5)。锆石原位U-Pb年龄和侵位结晶温度结果显示，10个分析点具有集中的206Pb/238U年龄，加权平均年龄为238.1±3.2Ma(MSWD=1.7)(图6)，平均结晶温度为692℃(图7a)。HGR1-17奥长花岗岩，锆石多自形，粒度为100～200μm，阴极发光图像显示多具有振荡环带，为岩浆结晶锆石特征(图5)。锆石原位U-Pb年龄和侵位结晶温度结果显示，除2个年龄大于260Ma的锆石颗粒外，整体呈现单颗粒锆石年龄值越大，Ti温度计计算的侵位结晶温度越低(图7b)，32个分析点具有集中的206Pb/238U年龄，加权平均年龄为236.5±1.7Ma(MSWD=1.8)(陈希节等, 2020)，平均结晶温度为761℃。HGR2-7和HDR3-41为黑云二长花岗岩，HGR2-7锆石粒度较大，为100～380μm，HDR3-41锆石粒度为80～200μm，HDR3-31为二长花岗岩，锆石粒度为60～200μm，锆石多自形，阴极发光图像显示多具有振荡环带，为岩浆结晶锆石特征(图5)。锆石原位U-Pb年龄和锆石Ti得出的侵位结晶温度结果显示，HGR2-7年龄集中在242.9±1.7Ma(MSWD=1.5)，平均结晶温度为712℃(图7c)；HDR3-31中13个分析点具有集中的206Pb/238U年龄，加权平均年龄为210.6±2.3Ma(MSWD=1.7)，平均结晶温度为748℃(图7d)；HDR3-41中16个分析点具有集中的206Pb/238U年龄，加权平均年龄为224.6±2.5Ma(MSWD=1.6)，平均结晶温度为693℃(图7e)。

表1 共和盆地东北部干热岩岩芯及沟后岩体锆石Ti温度计计算结果与U-Pb年龄

续表1

续表1

续表1

表2 共和盆地东北部干热岩岩芯及沟后露头样品锆石Ti温度计计算结果

图5 共和盆地东北部干热岩岩芯及沟后露头样品部分代表性锆石CL特征Fig.5 The CL images of representative zircons grains of samples from HDR drilling cores and Gouhou outcrop in the northeastern Gonghe basin

图6 锆石U-Pb年龄谐和图Fig.6 Concordia diagrams for zircon U-Pb analyses

沟后水库露头样品HGH3-0黑云闪长岩，锆石半自形，粒度为80～200μm(图5)。26分析点具有集中的206Pb/238U年龄，加权平均年龄为238.5±2.1Ma(MSWD=1.7)，平均结晶温度为805℃(图7f)。HGH3-1和HGH3-2-1-2为含闪长岩角砾的碳酸岩脉，其中的捕获锆石为半自形-自形，粒度为60～150μm，锆石多有震荡环带，局部溶蚀改造(图5)。其中HGH3-1中33个分析点具有集中的206Pb/238U年龄，加权平均年龄为238.4±1.9Ma(MSWD=2.0)，平均结晶温度为780℃。HGH3-2-1-2中44个分析点具有集中的206Pb/238U年龄，加权平均年龄为242.4±1.7Ma(MSWD=2.0)，平均结晶温度为811℃(图7g, h)。

图7 共和盆地东北部干热岩岩芯及沟后露头样品锆石U-Pb年龄和Ti含量温度的相关性图解Fig.7 Relationships between zircon U-Pb age and Ti-in-zircon temperature of samples from HDR drilling cores and Gouhou outcrop in the northeastern Gonghe basin

本文对共和盆地恰卜恰地区干热岩及北部露头的样品岩浆锆石Ti饱和温度分析表明(表1、表2、图8)，不同期次、不同岩性岩浆侵位结晶温度为643～804℃，其中GR1井的样品显示的结晶温度在643～733℃，GR2井的样品显示的结晶温度为653～711℃，DR3井的样品显示的结晶温度在660～749℃， 沟后水库获得的露头样品-黑云闪长岩 (HGH3-0)

图8 共和盆地东北部干热岩岩芯及沟后露头样品不同岩性的岩浆结晶温度范围Fig.8 Magmatic crystallization temperature range of different lithologies of samples from HDR drilling cores and Gouhou outcrop in the northeastern Gonghe basin

锆石的结晶温度为805℃和含闪长岩角砾的碳酸岩脉(HGH3-1、 HGH3-2-1-2) 中捕获锆石的结晶温度为780℃、811℃。初步结果表明，位于恰卜恰北部的沟后岩体岩浆活动相较南部的钻井岩芯具有更高的结晶温度。

共和盆地东北部干热岩中岩石类型、岩浆锆石年龄和Ti温度计计算的岩浆侵位结晶温度还表现出一定的相关性，可能与它们的结晶分异及岩性有关。从正长花岗岩(692℃)、黑云二长花岗岩(HDR3-41为693℃、HGR2-7为712℃)、二长花岗岩(748℃)、奥长花岗岩(761℃)、黑云闪长岩(805℃)，结晶温度不断升高。GR1井奥长花岗岩的锆石年龄和结晶温度还显示较年轻的锆石与较高的结晶温度有相关性关。共和干热岩岩芯及北部露头区岩体和脉体的锆石年龄和结晶温度也表现不同的相关性趋势，花岗岩岩体(样品HGR1-11、HGR1-17、HGR2-7、HDR3-41、HDR3-31)年龄越大，其侵位结晶温度越低；而脉体(样品HGH3-1、HGH3-2-1-2)结晶温度则随着锆石年龄的变老而增高。且沟后岩体和脉体的年龄及结晶温度高于干热岩井下样品。共和盆地干热岩钻井揭示的杂岩体具有多期次侵位及不同的源区。

5.2 角闪石-斜长石温度压力计计算结果和岩浆侵位深度

共和盆地干热岩中角闪石的电子探针分析结果显示，部分普通角闪石以铁角闪石居多(图9)。角闪石具有高钙(平均为11.48%)，高铁镁(分别平均20.59%和8.87%)，低钠、钾(0.96%、0.83%)，共生的斜长石也主要以中长石为主(Ab=65，An=34；表3)。

表3 共和盆地东北部干热岩岩芯中角闪石及共生斜长石电子探针分析结果

图9 共和盆地东北部干热岩井下岩芯样品角闪石成分分类图(底图据Leake et al., 1997)Fig.9 Classification of amphiboles of samples from HDR drilling cores in the northeastern Gonghe basin (base map after Leake et al., 1997)

根据电子探针及镜下观察结果，可知部分角闪石受到低温蚀变作用影响，不适合使用全铝的温度压力计计算，所以只能选择部分没有受到蚀变的普通角闪石进行测算。通过对角闪石-斜长石矿物对温度计进行计算(表3、表4)，结果显示样品GR1-6岩浆结晶温度为681℃，压力为3.52kbar；样品GR2-1岩浆结晶温度为693℃，压力为1.91kbar。表明共和盆地干热岩花岗岩中的角闪石形成压力均属于中低压(1.91～3.52kbar)，温度为中低温(681～693℃)。由于角闪石结晶时花岗质岩浆仍以熔融状态为主，这时的结晶压力可视为上覆岩石的静岩压力。根据上覆岩石的密度即可求出岩体结晶时的深度，本文根据平均大陆地壳密度2.67g/cm3，推算共和盆地恰卜恰干热岩花岗岩体侵位深度在7.2～13.2km，属于深成岩体，与镜下观察的岩石学特征相符。由于共和盆地恰卜恰地区三叠纪花岗岩被新生代沉积岩覆盖，综合古生物化石信息和区域地层对比认为最老的地层为古近系西宁组(ENx)(拜永山等, 2007; 张森琦等, 2018)，表明井下钻遇的花岗岩体在古近纪之前已抬升至地表。按样品GR2的深度2952m计算，自三叠纪以来，共和盆地东北部恰卜恰地区至少有4.248km的地壳岩石被剥露，也是该区普遍缺失侏罗纪-白垩纪地层的主要原因。

表4 共和盆地东北部干热岩井下岩芯样品角闪石-斜长石温压计计算结果

5.3 共和盆地东北部干热岩深部结构及热源初步分析

前已述及，紧邻共和盆地东北部恰卜恰地区的侵入岩体主要为东侧的当家寺岩体和北部的沟后岩体(图1)，当家寺岩体主要为高钾钙碱性或碱性系列花岗岩，主要形成于中三叠世早期(243～240Ma;张永明等, 2017a; 石玉莲等, 2018)，为下地壳基性岩部分熔融而形成，同时存在一定程度幔源岩浆贡献。而沟后岩浆杂岩体主要为钙碱性岩类、准铝-弱过铝质高钾钙碱性岩及钙碱性-碱性岩系列，主要形成于249～243Ma(张永明等, 2017b)，早三叠世末期-中三叠世早期，具壳幔岩浆混合特征。本研究系统揭示了GR1、GR2和DR3三口重点干热岩井岩石学、岩石地球化学特征(Fengetal., 2020; 陈希节等, 2020)及年代学分析，此三口井表现出与周缘露头有相似性，也有差异性(图2、图8)。GR1、GR2井岩体与当家寺岩体更为接近，其中奥长花岗岩、英云闪长岩、花岗闪长岩组合具有岛弧花岗岩和同碰撞花岗岩的特征，主要为下地壳部分熔融形成，同时地壳物质原岩可能派生于富集地幔，形成于中三叠世约241～236Ma(陈希节等, 2020)，可与宗务隆洋盆的俯冲、闭合响应(张永明等, 2017a, b)。而DR3井岩性垂向变化较大，与沟后岩体有一定的相似性。同时还揭示了晚三叠世中期225～210Ma的岩浆侵位活动，与盆地西南缘温泉岩体(张宏飞等, 2006)、麋署岭岩体(李佐臣等, 2013)可对比，与西秦岭花岗岩的形成时代接近，可能反映印支晚期后碰撞阶段的效应；此序列与古特提斯阿尼玛卿洋由南向北俯冲的大陆边缘弧形成及晚三叠世进入后碰撞阶段响应(张永明等, 2017a, b, 2019)。

结合前人研究的大地电磁测深(Gaoetal., 2018)、高分辨重力(Hirtetal., 2013)、地震层析成像(Jiaetal., 2019)、反射地震及本次研究的多口干热岩钻井等多方面资料，建立了一条共和盆地东西向深部结构构造剖面，可见共和盆地具有四层热结构特征：(1)上层-盆地基底以上的沉积岩层，主要为古近系西宁组(ENx)-第四系，埋深0～7km，具有低阻、低速、较低密度等特征；在盆地边部厚度变化剧烈，在盆地内变化差异小并平缓延伸；同时存在垂向、斜向变化带，可能与断裂带存在相关；主要为干热岩热盖层、水热储层发育区；(2)盆地基底结晶岩-中上地壳，厚约0～20km；结晶地壳的平均速度为6.12km/s(Jiaetal., 2019)；具有明显高于浅层的较高电阻、较高密度层，与上层分割；其中包括干热岩地热藏潜力发育区(盆地基底至8km以上，图10中虚线，)；(3)中下地壳-莫霍面，厚约15～48km；其中，在盆地中部下方，贯穿东西，约15～27km内存在巨型较低阻、低密度、低速体(Gaoetal., 2018; 钱辉等, 2001)，可能与中下地壳内部分熔融体有关，可为局部热源区；同时，存在规模较大的高阻、高密度、高速体；也可见浅层断裂带与该带内不同属性差异的地质体边界有一定的联系，推测部分断裂切穿盆地基底进入中下地壳；根据地震层析成像研究结果(Wangetal., 2011, 2018)，盆地边界断层，切穿莫霍面，存在超壳断裂；(4)地幔，以莫霍面与下地壳分界，具有中-高阻、高速特征，速度高达7.9～8.2km/s(Jiaetal., 2019)；在盆地主体部位存在明显的底侵，底侵高度约7～8km，推测受地幔上涌影响，可能为区域热供给区。因此，本次深部结构的初步研究，结合前人多种地球物理研究资料，共和盆地干热岩地热藏的干热岩热源可能与地幔上涌、中下地壳存在局部熔融体有关(Gaoetal., 2018; 张森琦等, 2018)，且由于多条隐伏断裂的影响，使盆地基底下的干热岩具有分区性(图10)，综合考虑热源、热储、热盖的基础上，初步圈定了干热岩地热藏有利潜力区(图10，玫瑰红色区)。

图10 共和盆地东北部干热岩深部结构图(据钱辉等, 2001; Wang et al., 2011; Wang et al., 2018; Gao et al., 2018; 张森琦等, 2018修改; 剖面AA′位置见图1b)Fig.10 Deep architectural structure of geothermal reservoirs of HDR in the northeastern Gonghe basin (after Qian et al., 2001; Wang et al., 2011; Wang et al., 2018; Gao et al., 2018; Zhang et al., 2018; the location of profile AA′ is shown in Fig.1b)

6 结论

(1)共和盆地东北部干热岩主要包括花岗闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩，含有多种类型岩脉，为高钾钙碱性或碱性系列花岗岩。

(2)锆石Ti温度计计算结果表明，共和盆地恰卜恰地区的岩浆结晶温度在643～804℃。共和干热岩及北部露头区岩体岩石类型、结晶年龄、侵位温度还表现出一定的相关性，从正长花岗岩(692℃)、二长花岗岩(748℃)、奥长花岗岩(761℃)、黑云闪长岩(805℃)，结晶温度不断升高。沟后岩体和脉体的年龄及结晶温度普遍高于干热岩井下样品。

(3)共和盆地干热岩中角闪石的电子探针分析结果显示，部分普通角闪石以铁角闪石居多。角闪石-斜长石温压力计结果显示，共和盆地干热岩岩芯中闪长岩样品中的角闪石形成于中低压(1.91～3.52kbar)、中低温(681～693℃)环境；根据平均大陆地壳密度2.67g/cm3，推算其岩浆侵位深度在7.2～13.2km。自三叠纪以来，共和盆地东北部恰卜恰地区至少有4.2km的地壳岩石被剥露。

(4)共和盆地东北部恰卜恰地区干热岩原岩形成时间主要为243～236Ma和225～210Ma，是中三叠世-晚三叠世早期和晚三叠世中期侵位的花岗岩杂岩体，与印支期宗务隆洋、东昆仑阿尼玛卿洋盆的俯冲、消减、闭合相关。共和干热岩地热藏具有四层深部结构构造特征，热源可能与地幔上涌、中下地壳局部熔融体有关。干热岩地热藏潜力区、有利区与盆地基底下侵入岩的导热性及上覆沉积盖层封闭性有关，并受隐伏断层影响分区。

致谢感谢张智勇研究员、张二勇研究员、严维德教授级高级工程师、李旭峰高级工程师对岩芯观察和野外考察的支持。感谢郑孟林教授级高级工程师、焦存礼高级工程师、刘若涵博士、李毅兵助理研究员参加了野外地质考察及岩芯观察分析。感谢两位审稿专家戚学祥研究员、熊富浩副教授的宝贵意见。