珠江三角洲与周边典型地区岩石热物性及其地热效应的比较研究

廖珂琰, 邱楠生*, 于泰炎

1 中国石油大学(北京)油气资源与工程全国重点实验室, 北京 102249

2 中国石油大学(北京)地球科学学院, 北京 102249

0 引言

地球内部的岩石和水中能够储存来自地球的原始热量和不稳定放射性同位素衰变产生的热量,形成地热资源(汪集旸等, 2015).它是一种绿色能源,具有碳排放低、供应稳定,储量大,分布广等特点(Wang et al., 2021).在地热系统中,岩石热性质决定地质体产生、保存、传递热量的能力(张超等, 2020; Zhu et al., 2022).了解地下岩石的热性质一直是地热研究中的重要环节.岩石热物性包括密度、热导率、热扩散率、体积热容和放射性生热率等.这些热物性可以用于确定区域热流、岩石圈热结构,并在地质模型基础上模拟计算地下温度场(Maystrenko and Gernigon, 2018; Norden et al., 2020; Qiu et al., 2022).由于热导率和放射性生热率的不同,即使地表热流相同的区域,地下温度和岩石圈热结构也会在横向和纵向上发生变化.在实践中,需要测试大量样品才能获得区域的岩石热物性.

珠江三角洲位于中国东南部,这里经济高度发达、人口众多,迫切需求地热等清洁能源.珠江三角洲与周边地区靠近环太平洋地热带,地下水充足,断裂密布,花岗岩分布广泛,蕴藏着丰富的中低温地热资源(王贵玲等, 2020).约有150个天然温泉温度超过30 ℃,其中4个水温超过90 ℃.该地区地热资源主要用于养生洗浴,并没有得到大规模的开发利用.以往的地热研究多基于温泉水地球化学特征分析其来源,并估算热储温度(Mao et al., 2015; Wang et al., 2018; Wei et al., 2021).对珠江三角洲地区北部佛冈花岗岩(6.77 μW·m-3; 万建军等, 2015)和惠州石坝—黄沙洞花岗岩 (5.81 μW·m-3; 田峰等, 2020)的放射性生热率测试结果表明,研究区内花岗岩属于高产热花岗岩(>5 μW·m-3).新的研究表明,珠江三角洲地区可能存在干热型地热资源(Lin et al., 2022).然而,目前对珠江三角洲与周边地区地热资源潜力仍然认识不清.先前的调查主要集中在花岗岩的放射性生热率上(万建军等, 2015; 周毅等, 2016; 田峰等, 2020),很少涉及其他热物性.

为了填补这一空白,本研究首次报告了珠江三角洲与周边地区地表不同类型岩石的热物性测量数据,其中包括密度、热导率、热扩散率和体积热容,并且对岩浆岩开展了放射性生热率测试,系统分析了研究区岩石热物性特征.在此基础上利用数值模拟方法还原了三水盆地剖面温度分布特征,计算了花岗岩体对地表热流的贡献,并分析了中生代以来岩浆岩的放射性生热率的变化.该研究成果不仅可为珠江三角洲与周边地区地热资源潜力评价提供重要的数据支撑,也可拓展对中国东南沿海地区的地热资源成因机制的理论认识.

1 地质背景

华夏板块具有众多的中生代残余盆地和花岗岩山脉,构成了独特的丘陵—盆地地貌,被称为华南中生代盆地—山脉系统(Li, 2000)(图 1).自中生代以来,西太平洋板块向欧亚板块的俯冲过程在华夏板块引起了强烈的构造和岩浆活动,形成了以NE向为主、NW向为辅、EW向为辅的交叉断层体系和规模宏大的岩浆岩带(Zhou and Li, 2000; Li and Li, 2007; 舒良树, 2012).同时,华南发生重大岩相古地理变革,大规模海相沉积彻底从华南退出.先期的沉积盆地全都萎缩、消亡,仅存有一些小型盆地且全为陆相断陷沉积(Shu et al., 2009).

珠江三角洲地区位于华夏板块的南部,属于华南褶皱系,也属于华南岩浆岩区的一部分.珠江三角洲与周边地区包括珠江三角洲地区平原及其周围的丘陵地带,其南部临海,北、西、东方向以丘陵地貌向外延伸.该区域地质上主要以零星分布的中-新生代断陷盆地、网状交叉的深大褶皱断裂和大面积的岩浆岩露头(多为中生代花岗岩)为特征(图 2).野外调查和区域地质资料表明,该地区沉积地层包括震旦-寒武系变质砂岩,奥陶-三叠系砂岩、粉砂岩、页岩、灰岩,侏罗系砂岩、页岩、凝灰岩,以及白垩-古近系砂岩、砂砾岩、泥岩.断裂破碎程度较强,断穿较深(10～30 km; 任镇寰等, 2011).其中,F1、F2、F5、F6、F7、F8、F9、F10、F11为深断裂带,部分区域断穿地壳(Zhang et al., 2009);F3、F4为区域大断裂,仅在上地壳发育(Zhang et al., 2022b).深大断裂构造活动不仅促进了储热空间的形成,而且沟通了深部流体和浅部地热储层之间的联系,是重要的传热通道(Zheng et al., 2021).寒武-白垩系花岗岩类侵入岩在地表均有出露(Zhou et al., 2006).中生代花岗岩侵入时期包括中-晚三叠世(Qing et al., 2020; 周岱等, 2021)和中侏罗世至早白垩世(陈小明等, 2002; Xu et al., 2007; 郭敏和黄孔文, 2019),岩性分别以新兴岩体的二长花岗岩(Qing et al., 2020)和佛冈岩体的黑云母花岗岩(包志伟和赵振华, 2003)为代表.地表火山岩主要为侏罗系和古近系.侏罗系火山岩主要分布在珠三角东南部,岩性以中酸性火山岩为主(李瑞等, 2021);古近系火山岩分布在三水盆地和河源盆地,岩性包括基性和中酸性火山岩(Chung et al., 1997; 侯明才等, 2006; 袁晓博, 2019; 杜商岚等, 2022) .

图1 华夏板块断裂、盆地和岩浆岩分布图修改自Huang等(2020);岩浆岩分布参考Zhou等(2006);断裂分布参考Lü等(2022);盆地分布参考Shu等(2009).

图2 珠江三角洲与周边地区简化地质图修改自马丽芳(2002); 断裂分布参考陈国辉等(2014); Q： 第四系; E： 古近系; K： 白垩系; J： 侏罗系; T： 三叠系; P： 二叠系; C： 石炭系; D： 泥盆系; S： 志留系; O： 奥陶系; ∈： 寒武系; Z： 震旦系.

2 样品测试

本研究从珠江三角洲与周边地区野外地表采集岩石样品(图2).在测试热导率的样品(100个)中,沉积岩和变质岩包含了该地区具有一定厚度的地层,部分地层(如古近系怖心组和石炭系大埔组)因出露较少或者未出露而没有涉及.其中,9个样品为变质砂岩, 11个为粉砂岩,19个为细砂岩,5个为砂砾岩,4个为页岩,2个为凝灰岩,6个为灰岩.就岩石类型而言,变质砂岩样品包括千枚岩、变质细砂岩、板岩,但主要是变质细砂岩(图 3a).测得的变质砂岩的孔隙度范围为0.2%～31.1%,平均为10.2%.粉砂岩样品多为泥质粉砂岩(图 3c、 3d),其孔隙度范围为0.4%～32.3%,平均为14.2%;细砂岩(图 3e)孔隙度范围为0.4%～24.5%,平均为5.6%;砂砾岩(图 3f)孔隙度范围为1.5%～19.2%,平均为6.1%.变质砂岩、粉砂岩、细砂岩、砂砾岩主要由石英、长石、岩屑以及黏土胶结物组成.页岩样品主要为炭质页岩(图 3b),以及少量硅质页岩,成分以黏土矿物为主.页岩孔隙度变化范围为5.2%～22.3%,平均为11.3%.凝灰岩中含晶屑(图 3g),矿物成分主要为石英、长石和少量暗色矿物,其孔隙度小于0.2%.石灰岩样品的岩性主要微晶石灰岩、细晶石灰岩(图 3h),矿物成分为方解石和少量白云石,其孔隙度在0.2%～1.4%之间,平均为0.5%.

图3 珠江三角洲与周边地区典型地表岩石照片(a) 变质砂岩; (b) 页岩; (c) 泥质粉砂岩; (d) 粉砂岩; (e) 细砂岩; (f) 砂砾岩; (g) 凝灰岩; (h) 灰岩; (i) 黑云母花岗岩; (j) 二长花岗岩; (k) 粗面岩; (l) 玄武岩.

测试热导率的岩浆岩包含了研究区大范围出露的花岗岩,以及局部出露的粗面岩和玄武岩.其中包括40块花岗岩、2块粗面岩和2块玄武岩.另外,还测试了50块岩浆岩的放射性生热率,其中包括47块花岗岩、2块玄武岩和1块粗面岩.花岗岩矿物组成包括石英、钾长石、斜长石、黑云母和角闪石,根据其矿物含量的差异又可细分为包括黑云母花岗岩、二长花岗岩等类型(图 3i、3j).粗面岩零星出露于三水盆地西侧,矿物成分主要为钾长石和斜长石,含角闪石、黑云母等暗色矿物(图 3k).玄武岩在三水盆地和河源盆地均有出露,矿物成分主要为基性长石和辉石(图 3l).

这些样品取自不同时期地层和不同期次岩浆岩.采样旨在覆盖珠江三角洲与周边地区大部分区域(图 2).然而,现有的样品仅限于地表,并未获取到地下样品;研究区的西北角和东南沿海区域几乎没有数据覆盖.尽管如此,在岩石类型、构造分区和地层单位方面,本研究中收集的样品被认为是整个珠江三角洲与周边地区最具代表性的样品.

岩石热导率取决于矿物成分、孔隙度和孔隙介质(朱传庆等, 2022).在深埋岩石情况下的其他影响因素是压力和温度(Förster et al., 2021).热导率的测量方法是基于用一个聚焦的、可移动的热源与温度传感器相结合来扫描样品表面,通常被称为“光学扫描”法(Popov et al., 1999).该方法快速、无损,可以进行连续测量,近年来已被广泛用于热导率研究,包括科拉半岛的深钻岩心(Popov et al., 1999)、苏鲁—大别中国大陆科学钻探项目(He et al., 2008)和塔里木盆地(Li et al., 2020).基于光学扫描技术方法的热导率扫描仪(TCS,由德国公司Lippmann and Rauen GbR制造)可以同时测试样品的热导率和热扩散率.TCS的测量范围为0.2～25 W·(m·K)-1,精度为±3%.这项测试在中国石油大学(北京)油气资源与工程全国重点实验室中开展.测量在室温条件和一个大气压下进行.几何混合模型用于将测得的热导率修正为饱和条件(Woodside and Messmer, 1961).体积热容是热导率和热扩散率的比值,计算公式如下：

C=K/α,

(1)

其中α是岩石的热扩散率(mm2·s-1),K是热导率(W·(m·K)-1),C是体积热容(MJ·(m3·K)-1).

阿基米德方法用于测量岩石体积密度,测试采用达宏美拓AR-3000R多功能密度测试仪.该仪器对固结岩石具有高精度(0.001 g·cm-3).该项测试由中国石油大学(北京)油气资源与工程全国重点实验室完成.使用电感耦合等离子体-质谱法(ICP-MS)测量岩浆岩样品中放射性元素(U、Th、K2O)的浓度,测量的准确度为5%.该项测试在中国北京核工业地质研究所中进行.

3 结果

3.1 密度、热导率、热扩散率和体积热容

珠江三角洲与周边地区地表不同类型岩石的密度、热导率、热扩散率和体积热容差异较大(图 4).密度方面,玄武岩平均密度最高(2.80±0.04 g·cm-3),灰岩次之(2.72±0.04 g·cm-3),粗面岩的密度最低(2.32±0.19 g·cm-3).热导率方面,细砂岩平均热导率最高(3.94±0.92 W·(m·K)-1),花岗岩次之(3.87±0.59 W·(m·K)-1),在玄武岩(2.17±0.13 W·(m·K)-1)和粗面岩(2.30±0.17 W·(m·K)-1)中观察到最低值.热扩散率方面,凝灰岩最高(1.70±0.16 mm2·s-1),细砂岩次之(1.48±0.47 mm2·s-1),在玄武岩中观察到最低值(0.64±0.01 mm2·s-1).体积热容方面,玄武岩最高(3.40±0.24 MJ·(m3·K)-1),变质砂岩次之(3.26±0.52 MJ·(m3·K)-1),凝灰岩最低(2.28±0.24 MJ·(m3·K)-1).

不同岩性的热物性变化范围差异明显,其中变质砂岩的密度、细砂岩的热导率以及粉砂岩的热扩散率、体积热容变化范围最大,粉砂岩各性质的25%～75%区间范围最大(图 4).一方面是由测试样品数量的差异,另一方面也是由于砂岩在沉积埋藏演化过程形成的孔隙度差异较大.岩石暴露地表后,特殊的风化淋滤条件也可能导致热物性出现异常值.异常值能显著影响平均值的计算结果.因此,碎屑岩测试数据的中位数更具有代表性.其中,页岩的密度(2.39 g·cm-3)最低,粉砂岩的热导率(2.47 W·(m·K)-1)和热扩散率(0.86 mm2·s-1)最低(图4).花岗岩的变化范围也较大,但25%～75%区间范围较小,这可能是因为研究区大部分花岗岩为中生代花岗岩,成因相似,矿物组成相同,类型也较为均一.

图4 珠江三角洲与周边地区地表岩石热物性统计图(a) 密度; (b) 热导率; (c) 热扩散率; (d) 体积热容.

岩石类型不同,其热物性之间的相关性也不尽相同(图5).花岗岩的密度与热导率、热扩散率、体积热容没有明显的相关性;而沉积岩随着密度的增大,热导率和热扩散率均逐渐增大,体积热容逐渐减小.这是由于孔隙空间的热导率和热扩散率要小于岩石骨架.以砂岩为例,砂岩矿物组成相同,但孔隙度变化较大(0.4%～32.3%).砂岩孔隙度越小,密度越大,热导率和热扩散率则越高.相较于其他热物性,热导率和热扩散率在不同类型岩石中均表现出明显的正相关关系.体积热容与热导率、热扩散率的负相关关系较弱.

本研究获得了珠江三角洲与周边地区从震旦系至古近纪不同组地层的热物性数据(附表 1).我们利用厚度加权平均法计算了不同年代地层的热物性特征(图6).除体积热容外,不同时期地层热物性变化规律相同.震旦系为浅海相复理石沉积,岩性主要为变质砂岩,具有较高的密度、热导率、热扩散率和较低的体积热容.寒武纪至志留纪,沉积环境变为笔石页岩相,地层泥质逐渐增多,岩性从变质砂岩逐渐变为页岩,密度、热导率、热扩散率均有所降低.泥盆纪至三叠纪,沉积环境从海相向海陆过渡相转变,岩性主要为灰岩和细砂岩,均具有较高的密度、热导率、热扩散率,体积热容逐渐降低.侏罗纪至古近纪,沉积环境为海相陆源碎屑沉积为主夹湖湘或火山碎屑岩沉积,岩性从砂岩、凝灰岩逐渐变为粉砂岩、砂砾岩,密度、热导率、热扩散率均明显降低,体积热容则逐渐升高.

3.2 放射性生热率

基于密度和样品U、Th、K2O含量的测量结果,可按照如下公式计算岩石放射性生热率(Rybach, 1976)：

A=0.01ρ(9.52CU+2.56CTh+3.48CK),

(2)

式中,A是岩石的放射性生热率(μW·m-3);ρ是密度(g·cm-3);CU、CTh和CK是分别为U、Th、K2O的含量.

表1展示了珠江三角洲与周边地区地表岩浆岩放射性生热元素测试和生热率计算结果.花岗岩中U含量介于0.48～47.00 ppm,平均为10.45±8.79 ppm;Th含量介于2.16～118.00 ppm,平均为34.54±23.79 ppm;Th/U比介于0.2～34.4,平均为4.7±4.9;K2O含量介于0.49%～5.75%,平均为3.98±1.26%;密度介于2.423～3.032 g·cm-3,平均为2.617±0.100 g·cm-3.由此可计算得到珠江三角洲地区地表花岗岩放射性生热率在0.36～14.23 μW·m-3之间,平均值为5.23±3.03 μW·m-3.该值接近前人对广东佛冈和惠州地区花岗岩放射性生热率的测量结果(万建军等, 2015; 田峰等, 2020; Lin et al., 2022) ,明显大于福建漳州地区花岗岩平均放射性生热率(3.52 μW·m-3; 王安东等, 2015)和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),表明研究区花岗岩属于高产热花岗岩(>5 μW·m-3; McCay and Younger, 2017).旷健等(2020)认为珠江三角洲地区燕山期花岗岩较高的放射性生热率归因于壳源物质的重熔再生作用,该作用使岩石多次富集大离子亲石元素(包括U、Th、K, McLaren and Powell, 2014).

表1 珠江三角洲与周边地区地表岩浆岩放射性生热率测试数据表Table 1 Test data of RHPR of surface magmatic rocks in the Pearl River Delta and surrounding areas

续表1

花岗岩类型包括二长花岗岩、黑云母二长花岗岩、黑云母花岗岩和花岗闪长岩.统计结果表明,花岗岩放射性生热率与岩石类型有关(图 7).其中,黑云母花岗岩放射性生热率最高(6.39±2.76 μW·m-3),黑云母二长花岗岩(4.96±2.60 μW·m-3)和二长花岗岩(4.80±3.09 μW·m-3)次之,花岗闪长岩(1.47±0.81 μW·m-3)最低.河源盆地玄武岩样品生热率为0.46 μW·m-3,三水盆地玄武岩和粗面岩样品生热率分别为0.61 μW·m-3和5.73 μW·m-3.

图7 珠江三角洲与周边地区不同类型岩浆岩的放射性生热率

在这之前,前人对珠江三角洲地区岩浆岩进行了较为广泛的岩石学研究,获得了较多的岩石主微量元素分析数据,其中还包括部分放射性生热元素数据(Chung et al., 1997;刘昌实等, 2003; Li et al., 2007; Xu et al., 2007; 万建军等, 2015; 袁晓博和方念乔, 2019; 郭敏和黄孔文, 2019; 田峰等, 2020; Qing et al., 2020; Liu et al., 2020; 周岱等, 2021; Zheng et al., 2021; 张煜和方念乔, 2021; 杜商岚等, 2022).本次研究获得生热元素浓度和生热率数据与前人研究基本一致(图 8).生热率与U、Th含量具有显著的线性关系,表明U和Th是产生放射性热的主要元素.当K2O浓度小于3%时,与生热率的相关性较强;当K2O浓度大于3%时,则与生热率的相关性表现出明显的散射.K2O在总产热中的热贡献率较低(李科甫和朱传庆, 2023).统计结果表明(图 9),珠江三角洲与周边地区花岗岩中U和Th对总生热量的平均贡献分别为46.1±13.2%和45.4±12.3%,而K2O的产热贡献仅占8.4±5.3%.与之相比,玄武岩中U、Th、K2O对总生热量的平均贡献分别为35.9±6.5%、41.6±10.1%和22.5±6.5%,平均Th/U比为4.7±2.6;粗面岩中U、Th、K2O对总生热的平均贡献分别为35.6±5.9%、49.6±7.1%和14.8±6.5%,平均Th/U比为5.4±1.4.从酸性到基性,岩浆岩中K2O对生热的贡献逐渐增大,U的产热贡献逐渐减小,Th/U比和Th的产热贡献基本不变.流纹岩放射性元素产热贡献特征与花岗岩相似;沉积岩放射性产热贡献也主要分布在花岗岩区,这可能与其沉积碎屑来自附近花岗岩体有关(图 9).

4 讨论

4.1 沉积层对地温场的影响

相对于花岗岩等结晶岩,沉积岩通常具有较低的热导率和热扩散率,以及较高的体积热容(图 4).这种性质使沉积层可以有效阻挡深部地幔和地壳花岗岩的热量向上传递和释放,从而在盆地深部形成高温地热聚集的有利区(Brown et al., 2012; Lin et al., 2022).松散沉积层能储存孔隙水,这使其既可以作为地热的有利储层,也可以作为热量保存的良好盖层(张薇等, 2019).然而,沉积盆地中岩石热物性的空间变化是由构造和岩石地层之间的复杂相互作用引起的.研究沉积层对热量的聚集作用,需要将热物性输入到实际的地质模型中进行地温场模拟.

图8 珠江三角洲与周边地区岩石放射性生热率与U、Th、K2O含量以及Th/U比关系散点图

图9 珠江三角洲与周边地区岩石放射性元素U、Th、K2O产热贡献三元图

珠江三角洲与周边地区地表可见各时期地层出露,有的地层沉积厚度较大,如震旦系乐昌峡群厚度超过2500 m.然而,经过后期构造和火山作用的改造,地层垂向厚度并不大,除主要沉积盆地外,大部分地区地表距基底不足500 m.三水盆地位于珠江三角洲的中部,是该地区面积最大的盆地.盆地形态主要由边缘和内部的断裂控制(图 10a, 侯明才等, 2006).在拉张环境下,断裂活动使盆地基底下陷,河流携带的大颗粒碎屑在此堆积,地层逐渐增厚.40多年来,因油气、膏盐等矿产资源和水文、工程地质勘察,在三水盆地中施工了400多口钻井(其中深井187口).本研究根据钻井地层深度绘制了三水盆地的基底面深度图(图 10a).三水盆地基底面深度超过3000 m,最大深度位于盆地中北部.侯明才等(2006)根据钻井资料建立了三水盆地地质结构剖面(图 10b).剖面显示基底为燕山期花岗岩,沉积地层由老至新分别为白垩系百足山组(Kb)、白鹤洞组(Kbh)、三水组(Kss)、大塱山组(Kdl)和古近系莘庄村组(Ex)、怖心组(Eb)、宝月组(Eby)、华涌组(Eh).地层均为陆相碎屑岩沉积,岩性主要为泥岩、泥质粉砂岩和砂砾岩.由于地层沉积时间较短,岩石结构松散,固结程度低.此外,三水盆地在古近纪发生了频繁的火山活动(袁晓博和方念乔, 2019),内部存在大量火山岩.

剖面热模拟需要结合钻井测温和大地热流数据.然而,盆地中绝大多数钻井并没有进行温度测量.仅有的大地热流数据(Q1)位于盆地边缘(图 10a),测量深度范围为100～480 m,地温梯度为22.3 ℃·km-1,热流值为72.2 mW·m-2(胡圣标等, 2001).位于三水附近的ZK5井(井深388 m)测量了温度(易永森, 2010), 182～388 m深度区间(Ex)的地温梯度为39.9 ℃·km-1,估算大地热流为99.8 mW·m-2.两个数据点均位于高要—惠来断裂附近,热流的较大差异可能与地下水活动有关.这也说明三水盆地地表热流介于72.2～99.8 mW·m-2,高于中国大多数的沉积盆地,为典型的“热盆”(张薇等, 2019).

由于缺乏热流数据,本研究在底部热流相同的情况下模拟了温度在剖面上的分布情况(图10d).除沉积层生热率外,剖面中沉积层和岩浆岩的热物性均来自本研究测试结果.未记录到的怖心组热物性采用宝月组代替.结合实测孔隙度,利用几何混合模型对沉积岩热导率进行了饱水校正(Smith et al., 2013).沉积层通常具有较低的生热率,结合田峰等(2020)在惠州地区的测试结果,模拟中沉积层生热率统一设置为1.5 μW·m-3.模型顶部边界设置为温度边界,温度采用广东年平均地表温度(22.5 ℃);底部为热流边界,热流Q设置为70 mW·m-2.两侧边界为绝热条件,无侧向热交换.根据上述模型和边界条件,使用软件COMSOL Multiphysics模拟二维温度分布.模拟结果显示,高温区域出现在沉积层较厚的区域,沉积层对热量产生明显的聚集和保存作用(图 10d).

图10 三水盆地剖面热模拟(a) 基底面深度; (b) 剖面地质结构(侯明才等,2006); (c) 虚拟井温度-深度关系图; (d) 剖面热模拟结果.

为了便于观察和比较,我们在模拟结果中设置了三口虚拟井(M1、M2、M3),分析温度在盆地不同位置和不同底部热流条件下的差异(图 10c、d).井M1和M2沉积层厚度较为接近,但深部温度差异较大.井M1沉积层包括白垩系和古近系碎屑岩,井M2沉积层包括古近系碎屑岩和火山岩.火山岩主要为粗面岩和玄武岩,其具有较低的热导率(图4b),从而使井M2地温梯度增大.井M3沉积层厚度和深部温度小于井M1、M2,但在浅部基底界面附近,温度却高于井M1、M2.这与热折射现象有关.该现象能够指示盆地中浅层地热资源的勘探开发.假设大地热流为99.8 mW·m-2,此时对应模型底部热流约为90 mW·m-2,在这种情况下,模拟结果显示井M2在3350 m处温度达到了150 ℃.这表明三水盆地具备形成高温地热的地质条件.进一步的资源评估需要钻井测温资料作为支撑.

4.2 花岗岩体的放射性热贡献

高生热率的花岗岩体能显著增加地区热流(Pleitavino et al., 2021; Zhang et al., 2022a; Wang et al., 2023).生热率大于3 μW·m-3的岩体可能使地壳的热流贡献超过80%(Neumann et al., 2000).Lin等(2022)认为研究区黄沙洞花岗岩体的放射性生热贡献占地表热流的58%.热流记录显示,珠江三角洲地区地表热流在65～90 mW·m-2之间,平均约为76 mW·m-2(胡圣标等, 2001; 汪啸, 2018)(图11).这符合俯冲带弧后构造区的陆上热流特征(>70 mW·m-2, Currie and Hyndman, 2006),但低于高放射性火成岩分布区的热流(>90 mW·m-2, Neumann et al., 2000; Perry et al., 2010; Wang et al., 2023).一方面,珠江三角洲地区具有较薄的地壳(28±2 km, Huang et al., 2015; Hou et al., 2019).生热率较低的中下地壳产生的热流十分有限,并且地幔热流贡献小于地壳(Tian et al., 2021).另一方面,热流记录都来自浅井(<500 m, 胡圣标等, 2001),缺乏深井记录.新的深井热流记录表现出高热流的特征(106.8 mW·m-2, Lin et al., 2022).因此,珠江三角洲地区的地表热流可能被低估.

花岗岩生热率主要与花岗岩类型、分馏程度和蚀变强度有关(Förster and Förster, 2000).由于这些因素,同一岩体中的花岗岩生热率也有显著的变化(图 11).珠江三角洲地区中生代花岗岩具有高分馏的地球化学特征(Xiao et al., 2020).随着分馏强度的增加,岩浆中的放射性元素会逐渐向顶部富集,从而使暴露地表的花岗岩表现出高放射性的特征(Sawka and Chappell, 1988).研究表明花岗岩生热率随深度增加而降低(周毅等, 2016; Lin et al., 2022).指数下降模型更能表征高分馏花岗岩生热率随深度的变化(Lachenbruch, 1970)：

Az=A0exp(-z/D),

(3)

其中A0和Az分别是地表和深度z(km)处花岗岩的生热率,μW·m-3;D是放射性元素富集的特征深度,这里表示花岗岩体的厚度,km.

除生热率外,花岗岩体形成的热流还取决于侵入体的形状或大小.岩石学研究表明,完全结晶和块状结构的花岗岩岩基在地下的深度可达6.5～13 km(Philpotts and Ague, 2022).珠江三角洲地区大多数花岗岩都具有这种性质.重力分析表明,研究区地下存在更大范围的花岗岩体,并且厚度超过15 km(Xi et al., 2018).地震资料反演结果表明,地壳中花岗岩体的深度介于10～15 km(Deng et al., 2019).Zhou等(2020)将华南花岗岩体的厚度统一定为10 km,并计算了晚中生代花岗岩的热储.珠江三角洲地区花岗岩体出露规模明显大于华南其他地区(图 1).高分辨率地壳横波速度显示12 km深度处的横波速度异常明显减弱(Lü et al., 2022).本研究假设珠江三角洲地区侵入体为柱体模型,并将花岗岩体厚度统一确定为12 km.计算花岗岩体产生的垂向热流需要将Az在0～12 km深度段上对深度z进行积分.

珠江三角洲与周边地区岩石生热率数据主要集中在佛冈(92个)和新兴(48个)两个规模较大的花岗岩体上(图 11).佛冈岩体花岗岩生热率介于1.09～10.36 μW·m-3,平均为5.97±1.97 μW·m-3;新兴岩体花岗岩生热率介于0.36～15.89 μW·m-3,平均为7.08±3.69 μW·m-3.佛冈和新兴岩体形成的垂向热流分别为45.4±15.0 mW·m-2和53.7±26.8 mW·m-2.佛冈和新兴岩体地表平均热流约为68 mW·m-2和82 mW·m-2,其产生的热流分别约占其地表热流的67±22%和65±33%.因此,花岗岩持续放射性衰变释放大量热量是珠江三角洲地区重要的地热机制之一.岩体中交叉分布的断裂和充填其中的流体使其具备形成高温地热资源的地质条件.

4.3 放射性生热率随时间的变化

珠江三角洲与周边地区中生代花岗岩主要侵入时期为中-晚三叠世(241～224 Ma; Qing et al., 2020; 周岱等, 2021)和早侏罗世至早白垩世(175～122 Ma; 陈小明等, 2002; Xu et al., 2007; Zhang et al., 2015; 田峰等, 2020; Liu et al., 2020; Zheng et al., 2021)(图 12).三水盆地玄武岩、粗面岩、流纹岩的喷发时期主要集中在古近纪(66～28 Ma; Chung et al., 1997; 袁晓博, 2019; 张煜和方念乔, 2021),河源盆地玄武岩喷发时期为始新世末期(34～35 Ma; 杜商岚等, 2022).数据详见附表2.中-晚三叠世花岗岩放射性生热率数据集中在新兴岩体(图 11),平均生热率为7.04±3.63 μW·m-3;早侏罗世至早白垩世花岗岩分布广泛,数据集中在佛冈岩体,平均生热率为6.03±2.22 μW·m-3;古近纪粗面岩和流纹岩仅出露于三水盆地,平均生热率为4.52±1.83 μW·m-3,盆地中玄武岩平均生热率为0.75±0.33 μW·m-3.河源盆地玄武岩平均生热率为0.34±0.07 μW·m-3.三叠纪至古近纪,酸性岩浆岩平均放射性生热率逐渐降低(图12).

图11 珠江三角洲与周边地区地表热流、岩浆岩和放射性生热率分布图热流参考胡圣标等(2001)和汪啸(2018).

图12 珠江三角洲与周边地区三叠纪至古近纪地表岩浆岩年龄与放射性生热率关系图生热率数据含未测年样品值,数据详见附表2.

Zhou等(2020)认为华南花岗岩中的地幔基性组分随时间逐渐增加,导致花岗岩放射性生热率逐渐降低.岩石地球化学证据表明新兴岩体可分成南北两个部分(Qing et al., 2020).南部花岗岩是由于地壳深部基性岩浆内侵作用诱发15～20 km深处的早古生代花岗岩发生中等程度脱水熔融形成的,而北部花岗岩是在此基础上与大约8%～48%的内侵基性岩浆混合形成的(Qing et al., 2020).生热率方面,新兴岩体南部花岗岩(7.94 μW·m-3)高于北部(6.24 μW·m-3).佛冈岩体是由地幔来源的基性岩浆与地壳部分熔融形成的酸性岩浆混合形成的(Li et al., 2007).三水盆地中酸性岩浆与基性岩浆在同一时期喷发,混合程度进一步加深.混合作用同样使三水盆地玄武岩具有更高的生热率(图12).

5 结论

本研究对珠江三角洲与周边地区地表100块岩石的密度、热导率、热扩散率、体积热容和50块岩浆岩的放射性生热率进行了系统测试分析.

热物性在不同类型岩石之间甚至同一岩性内变化很大.玄武岩具有最高的密度和体积热容,但具有最低的热导率、热扩散率.砂岩的热物性变化最大.不同类型岩石热导率和热扩散率均具有明显的线性关系.地层热物性与沉积环境呈现规律性变化.

地表花岗岩平均生热率为5.23±3.03 μW·m-3,属于高产热花岗岩.岩浆岩放射性生热率主要与岩性有关,其中黑云母花岗岩的生热率最大.岩石中U、Th是花岗岩的主要产热元素,其含量与生热率线性相关.

三水盆地和佛冈、新兴等花岗岩体均具备形成高温地热资源的地质条件.进一步的地热研究需要钻井测温资料作为支撑.

三叠纪至古近纪,由于基性岩浆的混合程度逐渐增强,酸性岩浆岩的放射性生热率逐渐降低.

附表1 珠江三角洲与周边地区地层热物性Appendix Table 1 Thermal properties of strata in the Pearl River Delta and surrounding areas

续附表1

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附表2 珠江三角洲与周边地区地表岩石放射性元素含量、生热率及年龄Appendix Table 2 Radioactive element content, RHPR and age of surface rocks in the Pearl River Delta and surrounding areas

续附表2

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