江西赣县大地热流特征与热源机制研究

闫晓雪, 甘浩男, 刘 峰, 廖煜钟,原若溪, 魏帅超, 张 薇

中国地质科学院水文地质环境地质研究所, 河北石家庄 050061;自然资源部地热与干热岩勘查开发技术创新中心, 河北石家庄 050061

大地热流是表征地球向外通过热传导所释放热量的综合性物理参数, 是地球内部热动力过程和热状态的地表显示, 是研究区域热背景、评价地热资源潜力不可或缺的基础参数(邱楠生, 1998; 叶正仁和 Hager,2001; 胡圣标和黄少鹏, 2015; Wei et al., 2022)。

江西省位于我国华南板块, 地下热水资源丰富,地表热显示多为自然出露的温泉, 在北东—北北东断裂带控制下, 多呈带状分布(张智超, 2017)。截至目前, 江西省实测热流值点 43个, 热流值范围为55.46～93.6 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; 黄起伟, 2021; Liao et al., 2022), 高于全球大陆大地热流平均值65 mW/m2(Pollack et al., 1993)与中国陆区平均值(60.4±12.3) mW/m2(Jiang et al., 2019)。以上成果表明江西省的热流值总体上呈现北部低(平均值为68.51 mW/m2)、中南部高的趋势(平均值为74.36 mW/m2); 在不同的构造区则呈现出深部构造变异带最高(平均值为 74.57 mW/m2), 上地幔隆起区次之(平均值为 71.45 mW/m2), 上地幔凹陷区较低(平均值为67.61 mW/m2)的特征(图1)。

图1 江西大地热流测点分布图(修改自李学礼等, 1993; 郑乾墙等, 2009; 张青等, 2020; 黄起伟, 2021)Fig. 1 Distribution diagram of heat flow in Jiangxi Province(modified from LI et al., 1993; ZHENG et al., 2009; ZHANG et al., 2020; HUANG, 2021)

赣县位于江西南部地区, 构造上处于上地幔隆起区, 又有 NE向深大断裂穿过该区域, 表明赣县区具有形成地热资源的潜力。但区内对地热资源形成背景的研究程度较低, 大地热流测量工作尚属空白, 导致了资源开发的盲目性。因此本文选取赣县为研究区, 对区域恒温带深度, 钻孔地温分布, 钻孔原位热物性、放射性生热率参数等进行测试, 对大地热流值进行计算, 分析区域热源机制, 为深入认识区域地热资源成因提供基础数据, 为区域地热资源后续开发利用提供可靠依据。

1 研究区地热地质背景

赣县地处罗宵山、武夷山隆起带和南岭断陷隆起带的交接复合地带(刘细元, 2000; 杨明桂等,2018; 张青等, 2020), 区内以北东向断裂为主控构造, 属大余—南城断裂的一部分, 大余—南城断裂规模大、切割深, 性质为压性和压扭性, 控制着中生代红层的形成、发展及加里东期、燕山期花岗岩的旋回侵入(孙占学, 2014; 黄长生, 2021), 沿线地热显示发育, 说明其具有控热导热特性。断裂受多期次构造活动影响, 在区内发育一系列相互平行的次级断裂, 为热水的运移提供了良好的通道。

区内出露地层由老至新主要有侏罗系、白垩系、第四系(图1)。在赣县区中部, 沿贡江两岸分布有第四纪地层, 厚度较薄; 在大余—南城深断裂的西北侧发育了红层断陷盆地, 地层岩性包括白垩系杂色砂页岩、紫红色粉砂岩、泥岩; 寒武系的板岩、硅质岩; 少量分布石炭系和泥盆系的泥岩、砂岩和灰岩等碎屑岩和震旦系的石英片岩。区内岩浆岩活动强烈, 主要出露燕山期、印支期、加里东期等三期次岩浆岩, 其他期次岩浆岩仅零星出露主要受燕山期运动影响, 有大面积燕山期花岗岩侵入, 形成时代晚, 主要为大埠岩体, 岩性以中粒黑云二长花岗岩、细粒少斑黑云二长花岗岩为主(黄长生等,2021)。

区内北东向断裂带及其次级断裂是地下热水汇集、运移的主要通道, 同时存在与主断裂沟通的分支断裂及其附近的破碎带也是地热流体运移的重要通道, 共同构成裂隙型带状热储。

2 数据测量与处理

2.1 地温测量

在研究区开展了钻孔地温测井、地温监测工作。钻孔地温测井采用 PSJ-2型数字测井系统对GX01孔温度进行测量, 测量范围为0～65 ℃, 精度为 0.1 ℃, 为确保井温处于(准)稳定状态, 更客观地反应地层真实温度, 在 GX01钻孔洗孔静井48小时后, 每隔12小时记录一次井温变化, 直至井温变化偏差在 0.5 ℃以内, 记录最终的温度作为该井地温。地温监测采用 WD-016A型嵌入式传感器搭配TD-016C型数据采集仪, 对成井时间超过1年以上的机民井CW1-CW3及钻孔ZK2进行测温; 这些传感器以5 m为间隔嵌入PVC电缆, 测量范围为-50～100 ℃, 精度为 0.1 ℃(0～80 ℃)和 0.5 ℃(-50～0 ℃和81～125 ℃), 地温监测工作持续3天。

2.2 岩石热导率测试

岩石热导率是表征岩石传热能力的物理量, 物理意义为沿热传导方向在单位厚度岩石两侧温度差为 1℃时, 在单位时间内通过的热量, 单位为W/(m·K)。热导率测试工作由东华理工大学核资源与环境国家重点实验室完成, 使用的仪器是德国生产的 TCS(Thermal Conductivity Scaning)热导率自动扫描仪, 测量范围为 0.2～25 W/(m·K), 测量精度±3%。

2.3 岩石放射性生热率测试

岩石放射性生热率是判定花岗岩体放射性生热能力的重要参数, 岩石生热率A是指一定体积的岩石在单位时间内由所含放射性元素通过放射性衰变所产生的能量, 可由实测岩石中 U、Th、K三种放射性元素含量及岩石密度根据公式计算获得。岩石U、Th、K含量及密度测试由核工业二三〇研究所分析测试中心完成, 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%。

3 地温分布特征

地温分布特征是区域热演化的最终表现, 是研究地热演化、岩石圈热结构的基础和前提(何争光等,2009)。为了解垂向地温分布特征, 消除近地表外界条件变化对地温的影响, 本次工作对研究区内三眼机民井(井深60～90 m)以及两眼钻孔(孔深900 m、1200 m)进行温度测量工作, 根据不同深度的地温实测数据, 分析钻孔测温数据特征, 获得本地区变温带、恒温带、增温带特征, 进而拟合垂向地温梯度, 计算大地热流值。

3.1 钻孔温度整体特征

不同时刻地层温度测量结果在浅部有较大的区别, 根据 3口机民井不同时段的测温数据(图2),普遍指示出该地区0～20 m地温梯度或高达33 ℃/km,或呈现出负增长, 一方面是受气候、光照等条件影响较大, 另一方面是由于地下水向上运动过程中发生对流影响, 为变温带; 20～30 m地温基本不变, 约20.8 ℃, 为恒温带; 30 m以下埋深地温不再受外界的影响, 呈现出随深度增加而增温的线性增长趋势,为增温带。

图2 赣县主要机民井测温曲线Fig. 2 Temperature curve of main wells in Ganxian county

可以看出该区域浅部地温除恒温带(20～30 m)以上受大气地表温度及地下水运移的影响变化较大外, 其下部井温呈现缓斜型增长, 属于相对无水或水量很小的传导型地温变化。

钻孔 GX01测温曲线井内最低温度位于30.00 m 处, 温度 21.80 ℃, 最高温度位于孔底,温度43.70 ℃, 同样展现出30 m以恒温带为分界线,30 m以浅在地下水运移影响下, 地温出现负增长,30 m以深在花岗岩地层中, 呈现传导型地温变化,仅在200～240 m温度出现明显波动(图3), 对应钻孔地层较为破碎, 可能有冷水混入, 造成了温度降低。

图3 GX01钻孔柱状图及测温曲线图Fig. 3 Drilling column diagram and temperature measurement curve of the well GX01

ZK2孔在白垩系砂岩内呈线性增长趋势, 属于相对无水或水量很小的传导型地温变化, 井内最高温度为50.5 ℃, 出现在井底(图4)。

图4 ZK2钻孔柱状图及测温曲线图Fig. 4 Drilling column diagram and temperature measurement curve of the well ZK2

3.2 垂向地温梯度分析

根据测温曲线特征, 去除地表温度和地下水对流对温度的影响, 运用公式(1)回归四口井的地温梯度。根据上文分析, 本地区T0选取区域恒温带温度20.8 ℃。

式(1)中,T0为回归直线与温度坐标轴T的截距,当无其他因素干扰时,T0在数值上选取为恒温带温度(℃);G为温度随深度的变化率, 即大地热流值计算段内的地温梯度(℃/km)。

基于以上钻孔温度特征与钻孔含水层特征, 选取测温井中温度受地下水影响较小, 温度-深度曲线较平直的区段, 进行地温梯度计算。分别选取井CW1, CW2, CW3 机民井 30～60 m, 30～100 m, 40～70 m 测温段计算地温梯度, 分别为 25.15 ℃/km,28.3 ℃/km, 23 ℃/km。

ZK2钻孔在 50～250 m层段, 地温梯度平均为15.5 ℃/km, 250～450 m层段,地温梯度为20.5 ℃/km, 450～1050 m, 地温梯度为 26.7 ℃/km,1050 m 以下, 地温梯度降低为 15 ℃/km。选取250～1050 m 为计算段, 采用厚度加权平均的方法,计算得到钻孔平均地温梯度为 25.2 ℃/km, 作为代表ZK2井的地温梯度。

GX01钻孔地温梯度最大值为 29 ℃/km, 出现在 730～830 m 井段, 最小值为 12 ℃/km, 出现在130～230 m。选取430～900 m为计算段, 采用厚度加权平均方法, 计算得到钻孔平均地温梯度为26.6 ℃/km。

4 岩性特征及样品测试分析

本次研究在 GX01井内进行原位取样, 共选取30件岩心样品, 进行热导率及放射性测试。

4.1 岩性特征

根据区域地质特征, 结合调查收集资料,CW1-CW3井均揭穿上部盖层, 进入花岗岩中, ZK2井揭穿白垩系砂砾岩、砾岩地层, 进入震旦系变质岩后终孔。

GX-01井(900 m)揭示的地层自上而下依次为新生界第四系、中生界白垩系、古生界寒武系以及燕山期花岗岩。新生界地层为灰黄色粉质黏土、亚黏土; 中生界白垩系地层为砾岩、局部含钙, 砂砾岩及粉砂岩、页岩; 古生界寒武系地层为细粒长石石英砂岩、板岩、硅炭质板岩夹石煤层; 燕山期花岗岩为中粒似斑状黑云母花岗岩, 细-中细粒黑云母(二云母)斑状花岗岩, 其中可见厚21 m的断层角砾岩。

4.2 岩石热导率测试结果分析

岩石热导率除与岩性、矿物成分及其内部结构相关外, 还与其原位外部环境密切相关。前人对此进行了大量的研究, 认为岩石本身性质与热导率密切相关, 变质岩、侵入岩的热导率主要取决于石英矿物的含量, 火山岩和沉积岩的热导率主要受空隙度的影响(Clauser and Huenge, 1995); 对相同岩性岩石, 其内部空隙度越小热导率越大, 含水率越高热导率越大; 外部环境, 主要是储层温度和压力对热导率也有明显的影响, 其中温度起主导作用, 与热导率呈负相关关系(何丽娟等, 2001); 在低压条件下, 热导率随压力增加快速增长, 在高压条件下,热导率随压力呈线性增长(Seipold and Huenges,1998)。因此在计算大地热流时需先对岩石热导率实验结果进行校正。

Vosteen and Schellschmidt(2003)针对结晶岩(火山岩, 变质岩)和沉积岩的热导率与温度的相关关系进行了分析, 对结晶岩在0～500 ℃范围内进行试验, 对沉积岩在 0～300 ℃范围内进行试验, 认为由于这两类岩石的成因和矿物学组成具有本质上的区别, 因此热导率与温度的相关关系在结晶岩与沉积岩中表现不同, 并建立了相关关系方程:

式中,λ(0),λ(25), 对应外部环境为 0 ℃, 25 ℃时岩石的热导率,λ(T)对应原位温度下的岩石热导率,λ单位为W/(m·K),T单位为℃。在结晶岩中常数a=0.003, b=0.004 2。

经过矫正后的岩石热导率数据见图5、表1; 砂岩在校正后热导率比实测值增加了 1.01%, 花岗岩在校正后热导率降低。地表花岗岩热导率为2.67 W/(m·K), 钻孔内沉积岩热导率3.25 W/(m·K),黑云母钾长花岗岩 3.16 W/(m·K), 二云母花岗岩2.49 W/(m·K), 黑云母花岗岩 2.52 W/(m·K)。每种岩性的热导率均呈现出随深度增加的趋势(图6)。盖层砂岩热导率比较大且离散性较小, 说明这些砂岩的压实性比较好(徐明, 2011)。

图5 GX01钻孔主要岩石热导率统计直方图Fig. 5 Histogram of thermal conductivity of main rocks in borehole GX01

图6 钻孔内不同岩类热导率与深度的关系图Fig. 6 Relation between thermal conductivity and depth of different lithology in borehole

表1 GX01钻孔热导率与放射性参数测试结果Table 1 Test results of thermal conductivity and radioactivity parameters of borehole GX01

4.3 岩石生热率测试结果分析

本文采用 Rybach修正后的天然放射性元素公式计算, 这种方法测量出来的结果精度相对较高。计算公式如下:

式中:A—岩石生热率(μW/m3);CU、CTh—岩石中的U、Th含量(ppm);CK—岩石中K含量(wt%);ρ—岩石密度(kg/m3)。

在采集的20组钻孔样品中, 以3～4 μW/m3为分界线, 沉积岩层放射性生热率平均值为1.61 μW/m3; 花岗岩岩体放射性生热率最大为10.97 μW/m3, 位于260 m深, 最小为4.53 μW/m3(图7), 位于800 m深, 生热率在400 m以浅呈现随深度增加的趋势, 往后趋于稳定, 且略呈现减小趋势(图8), 由于测试得到放射性生热率数值离散性较大, 采用放射性生热率中位数代表岩体生热率, 为 5.68 μW/m3, 高于世界花岗岩平均生热率2.5 μW/m3(Mclaren et al. 2003), 属于高产热岩体。钻孔内花岗岩体 Th/U值为 0.5～3.7, 为高铀花岗岩体(许保良等, 1995), 且主要形成于燕山期, 造成了区域较高的生热率, 这与华南地区燕山期花岗岩生热率背景值较高、其中的特征一致(林乐夫,2018; 宋炉生, 2020)。

图7 GX01钻孔主要岩石放射性生热率统计直方图Fig. 7 Histogram of radioactive parameters of main rocks in borehole GX01

图8 钻孔内不同岩类花岗岩生热率与深度的关系图Fig. 8 Relation between radioactive parameters and depth of different lithology in borehole

5 区域热流值特征

根据热流值计算公式q=-λdT/dz,选取钻孔测温曲线相对稳定的井段作为热流计算段, GX01钻孔根据校正后的热导率计算钻孔的大地热流值, 其余钻井未取得原位岩样测试, 由于区域上岩性变化不大, 因此根据地层岩性, 花岗岩参考 GX01井中经校正后相同岩性的热导率进行热流值计算; 沉积盖层砂岩、砂砾岩热导率考虑本次取样数量较少,结合赣南取样测试的砂岩、页岩、泥岩等沉积岩层热导率值(李学礼等, 1992; 林乐夫等, 2017; 黄起伟,2021), 求取均值进行计算, 结果如表2。

表2 赣县区大地热流值计算结果Table 2 Calculation results of terrestrial heat flow in Ganxian county

机民井中 CW1井位于花岗岩中, 通过30～100 m段测温数据计算大地热流; CW2井位于花岗岩中, 采取 30～60 m 段测温数据计算大地热流;CW3井揭穿上部沉积盖层进入下部蚀变花岗岩体,通过40～70 m测温数据计算大地热流; ZK2井处于白垩系砂砾岩、砾岩中, 通过400～1000 m段测温数据计算大地热流; GX01钻孔揭穿上部沉积盖层进入下部花岗岩体, 通过250～760 m测温数据计算大地热流。钻孔地温梯度与主要岩性热导率呈较明显的负相关关系, 热导率大的岩层地温梯度相对较低,符合区域大地热流值变化不大的特征。

总体来看, 本区域地温梯度变化幅度不大(25.15～27.7 ℃/km), 平均地温梯度为 26.22 ℃/km,略高于江西省平均地温梯度23.83 ℃/km(李学礼等,1992)。

计算得到大地热流值 73.18～79.49 mW/m2, 选取连续测温段超过 50 m的钻井对应的大地热流值来代表区域的热流水平, 平均为75.9 mW/m2, 大于我国陆区平均值((60.4±12.3) mW/m2)与全球陆区平均值(65 mW/m2)。将该区域热流值与江西省其他实测热流值绘制在图1中, 可以看出区域热流值略高于江西省平均热流值71.5 mW/m2, 略高于赣南地区平均热流值73.44 mW/m2。

赣县区位于江西南部属于华南褶皱系内, 属于活动性较强的地块, 热流背景较高; 位于上地幔凸起区, 深部热流向地表传递散发距离较短, 热流值容易集中, 研究区偏高的大地热流值, 表明该区域具有较高的区域热背景值, 具备发育地热田的良好地热地质条件。切穿该区的大余—南城断裂具有良好的控热导热机制, 其沿线热流值范围为62.1～79.7 mW/m2, 均具有较好的热流背景。

6 热源机制

结合本文成果与以往工作, 初步可得区内地热水点均受北东向断裂控制, 该断裂即为区域控热构造。根据目前掌握的资料分析, 本区域地下热水的热源有以下几种可能:

(1)地下水深循环热

赣南地区的地热水多沿深大断裂和断陷盆地边缘分布, 贯穿研究区的深大断裂, 经历了多次活动, 规模大、切割深, 为地下水深循环提供了通道,地热的形成明显受断裂控制, 此外由于赣县西区位于地幔隆起分布区, 深大断裂沟通深部热幔向上传导的热流, 与深大断裂沟通的水体热对流相互叠加共同完成水热交换过程, 有利于地下热水的形成。

(2)放射性元素衰变热

区内大面积出露的花岗岩, 放射性生热率均值为 5.68 μW/m3, 属于高放射性花岗岩, 放射性元素衰变释放热具备为热水形成提供附加热源的条件。

研究区地壳厚度为 32.5 km, 居里面埋深24 km(熊盛青, 2016), 根据华南地区重要铀矿放射性成矿深度、地震探测结论等, 推测区域放射性集中层厚度为5～7 km(林乐夫等, 2017; 刘峰等, 2020;毛勇, 2013)。地表热流主要由地壳热流和地幔热流两部分组成(Morgan et al., 1984; Nyblade and Pollack, 1993), 其中地幔热流主要与幔源岩浆底侵作用相关(He, 2015), 地壳热流主要与地层中放射性元素生热率相关, 放射性集中层主要位于中上地壳,地壳热流可近似认为是由放射性集中层岩体放射性衰变生热提供。基于本次实测花岗岩放射性生热率数据 5.68 μW/m3, 推测研究区地壳热流值为28.4～39.76 mW/m2, 约占大地热流值的37.2%～52.4%, 说明这些高产热岩体的放射性衰变产热可为研究区地热资源的形成提供部分稳定的热源(图9)。

图9 赣县区域深部热源机制概念模式图Fig. 9 Conceptual model of deep heat source mechanism in Ganxian area

7 结论

本文结合在江西赣县开展的地热地质调查、地温测量、岩心热导率、放射性测试等工作, 分析了该地区的地温场和大地热流值特征。结论如下:

(1)赣县区恒温带深度为20～30 m, 恒温带温度为 20.8 ℃, 地温梯度在 23～29 ℃/km 之间, 钻孔地温梯度平均值为 25.65 ℃/km。赣县区各类岩石岩性热导率均呈现出随深度增加的趋势, 钻孔内花岗岩热导率平均值为2.89 W/(m·K), 岩层导热效果较好, 利于地层热量的传播。

(2)区域大地热流平均值为 75.9 mW/m2, 高于我国陆区平均大地热流值, 反映了研究区的高地热背景, 具备发育地热田的良好地热地质条件。

(3)区内大面积分布的花岗岩体属于高铀花岗岩体, 生热率平均为 5.68 μW/m3, 远高于世界花岗岩平均生热率, 可为区域地热资源形成提供部分稳定的附加热源。

(4)综合以上成果, 推测区域高铀花岗岩体放射性生热及深循环加热是区域热能的主要来源。

Acknowledgements:

This study was supported by National Key Research & Development Program of China (No.2019YFB150410302), and China Geological Survey(No. DD20190128).