1、第 6 9 卷第 2 期2 0 2 3 年 3 月地质论评GEOLOGICAL EVIEWVol 69No 2March，2 0 2 3注:本文为国家自然科学基金资助项目(编号:41574090，42174068)和中国地质调查局地质调查项目(编号:DD20190132)的成果。收稿日期:2022-03-28;改回日期:2022-08-28;网络首发:2022-09-20;责任编辑:刘志强。Doi:1016509/jgeoreview202209021作者简介:范桃园，男，1971 年生，博士，教授级高工，主要从事计算地球动力学方面的研究;Email:fanty cagsaccn。青海共和盆地
2、高热机制数值模拟分析范桃园1)，李冰1)，闫臻2)1)中国地质科学院，北京，100037;2)中国地质科学院地质研究所，北京，100037内容提要:共和盆地位于青藏高原东北缘，处于秦岭祁连昆仑造山带的交汇部位。盆地的平均热流值明显高于中国大陆地区热流平均值，也明显高于周边构造单元，表现为高热异常区域。笔者等结合区域地质、地球物理探测资料及近年来新获的热学参数测试数据，对共和盆地开展了热演化数值模拟，分析了共和盆地的高热异常机制。结果显示，如果将新生界地层作为一个整体考虑，实测的热导率参数不足以形成共和盆地的高热，必然有深部热源，如中下地壳熔融体的影响。而结合地温曲线，对新生界地层进行分层数值计
3、算分析，显示盆地高热异常形成的主要控制因素是浅表层松散的新生界沉积层的极低热导率，同时岩石圈以下的深部过程影响为共和盆地高热异常提供一定程度的区域热异常背景。关键词:共和盆地;青藏高原;干热岩;热模拟共和盆地位于青藏高原的东北缘，处于秦岭祁连昆仑造山带的交汇区，北侧为祁连山造山带，南侧为东昆仑造山带，向东过渡为西秦岭造山带(图 1)。共和盆地受周边山前深大断裂的控制，是一个中新生代期间发展起来的菱形断陷盆地(徐叔鹰等，1984;Wang Erchie and Burchfiel，2004;袁道阳等，2004a，b)。共和盆地内大地热流值介于 93.3111.0 mW/m2，平均热流值为 102
4、.2 mW/m2。区域上，其南侧的东昆仑块体平均热流值为 61 mW/m2，东侧的秦岭造山带平均热流为 61.4 mW/m2，北侧的南、北祁连造山带平均热流值分别为 68.1 mW/m2和 70.7mW/m2，均低于共和盆地，可见共和盆地是明显的高热异常区。此外，共和盆地热流值也明显高于中国大陆地区约 60 4 mW/m2的平均大地热流值(姜光政等，2016)。在共和盆地内恰卜恰 3705 m 深度钻获的 236高温干热岩体，是我国首次钻获的埋藏最浅、温度最高的干热岩体，进一步证实共和盆地属于高热异常区(Xu Tianfu et al，2018;许天福等，2018;张森琦等，2018)。关于共
5、和盆地热流的成因机制，目前存在壳幔岩浆侵入、放射性生热、断裂构造活动等不同认识。一种观点认为，壳幔岩浆侵入作用造成了共和盆地高温热异常，主要依据是在共和盆地周边发现了各类壳幔源岩体，比如，共和盆地基底为侵入花岗岩体。但这些岩浆岩的年龄大都为印支燕山期，距今时间久远。如果没有持续的构造运动，这些岩体与周边围岩早已达到稳定热状态，不具备保持高温热异常条件(范桃园等，1999)。另一种观点认为盆地高热异常可能由其基底花岗岩生热所致(李林果等，2017)，但是共和盆地基底和周缘花岗岩露头样品放射性生热率的测试结果表明，共和盆地花岗岩的放射性生热率并不比附近的秦岭造山带花岗岩的放射性生热率高，而且从全球
6、角度来看也不属于高的范畴(高山等，1993;严维德，2015;Artemieva etal，2017;张超等，2018，2020;Zhang Chao et al，2020)，与放射性生热率为 710 W/m3典型的花岗岩生热型的澳大利亚中部库珀盆地的 Innamincka花岗岩相比(Chen et al，2009)，共和盆地基底花岗岩的放射性生热率偏小，不是引起局部高热异常的主要原因(Weinert et al，2021)。还有一种观点认为共和盆地高热异常与其所处区域的强构造活动相关(严维德，2015;Feng Yanfang et al，2018;张超等，2018;Zhang Chao e
7、t al，2020;Zhao Xueyu etal，2020)，其断裂活动对于深部的过程如何影响和控制，依然没有统一的认识。此外，部分研究者根据深部探测结果认为共和盆地的高热异常与深部中下地壳的低速高导层有关(Jia Shixu et al，2019;张图 1 青藏高原的东北缘共和盆地及周缘地质构造简图(修改自张超等，2018;Jia Shixu et al，2019;唐显春等，2020)Fig1 Simplified geological map of Gonghe Basin(modified from Zhang Zichao et al，2018;Jia Shixu et al，201
8、9;Tang Xianchun et al，2020)超等，2020)。尽管深部探测结果表明共和贵德盆地中下地壳的确存在低速高导层，但低速高导层在青藏高原中下地壳是普遍存在的(Nelson et al，1997;Li Shenghui et al，2003;Li Hongyi et al，2014;Wang Qiang et al，2016)，而青藏高原的高热异常却不具有普遍性，高热异常并没有中下低速高导层相伴生，显然中下地壳的低速高导层并不是共和盆地高热异常的直接因素。唐显春等(2020)结合共和盆地最新探测成果，在综合以上 4 种认识的基础上提出了共和盆地存在高热异常的 3 种可能有利因素
9、:中下地壳高温(低速高导层)提供主要热源，具有高热导率的深部花岗岩促进热流向浅部运移，而具有低热导率的浅部新生代沉积盖层阻碍热流在近地表散失。但这些因素是否足以形成如今共和盆地的高热流呢?对共和盆地进行热模拟数值计算是寻求该问题答案的理想途径。因此，笔者等拟利用共和盆地已有的地质和地球物理资料，结合最新获取的盆地热物理参数，对共和盆地进行热模拟数值计算，分析不同因素对共和盆地高热异常的影响和控制作用。1地质概况共和盆地是中新生代形成的断陷盆地(图 1)(徐叔鹰等，1984;Wang Erchie et al，2004;袁道阳等，2004b)，沉积了一套巨厚的以细粒岩系为主的中、新生界地层。中生
10、界地层主要是以砂砾岩为主的三叠系地层。在中下三叠系地层中广泛发育印支燕山期的以花岗岩和花岗闪长岩为主的侵入岩。新生界地层主要包含湖泊沉积相泥岩、泥质粉砂岩和砂砾岩(图 1)，主要由古近系新近系的西宁组、中新世的咸水河组、上新世临夏组和早中更新世共和组组成(张森琦等，2018)。古近系新近系为一套砂质泥岩、泥岩、砂岩、砾岩互层河湖相沉积岩。第四系地层覆盖整个共和盆地(杨利荣等，2016)，下部为下中更新统共和组河湖相沉积，由黄褐色或蓝灰或绿色亚黏土和砂、砾组成，上部为中上更新统和全新统灰褐、黄褐色的粗砂细砾、中粗砂、细砂、亚粘土、亚砂土粗细相间的互层状地层，整体465地质论评2023 年上粒度细
11、、渗透性极差。新生界地层整体热导率低，只有 12 W/(mK)(Zhang Chao et al，2018;唐显春等，2020)，特别是上部浅表中上更新统和全新统地层，以河湖相砂砾泥岩为主，是一套松散的砂砾、粘土，处于弱成岩状态，近地表 500600 m 热导率极低，只有 0.20.5 W/(mK)(Zhang Chao etal，2018;唐显春等，2020)。图 2 青藏高原的东北缘共和盆地深部地壳结构(据 Jia Shixu et al，2019;图 1 所示深地震剖面。图中速度为地震纵波速度)Fig 2 The stratum and crust structure from Deep
12、 Seismicsounding(reference to Jia Shixu et al，2019;Deep SeismicSounding in Fig 1 The velocities in fig are P wavevelocities)最新的深部探测结果(Gao Ji et al，2018，2020;Jia Shixu et al，2019)显示，共和盆地乃至整个青藏高原东北缘中下地壳普遍存在低速高导体。青藏高原东北缘速度结构剖面清晰地给出了盆地沉积地层及地壳结构特征(图 2)，为本文数值模拟提供了有力的深部约束条件。2有限元数值模拟21模拟方法沉积盆地热状态是其所在岩石圈整体热结
13、构的一部分，岩石圈热结构主要受岩石圈厚度、岩石圈各圈层生热率、比热容和岩石热导率等的控制(郭飒飒等，2020;任战利等，2020;王贵玲等，2020)，可以通过热扩散关系确定岩石圈热结构:cTt=K 2T+Q(1)其中 c 为比热容，为密度，T 为温度，t 为时间，K 为热导率，Q 为产热率(主要是放射性元素的生热率)。图 3 有限元网格模型Fig3 FEM mesh model of Gonghe basin22模拟参数设置以共和盆地地层格架为基础，结合青藏高原东北缘深部探测地壳结构模型(图 2 中的研究区范围)和地震热学岩石圈厚度，建立了共和盆地热演化有限元网格模型(图 3)。根据深部探测
14、结果，地壳分为上地壳、中地壳和下地壳三层，其中每层又分为两层。根据共和盆地的沉积特征，新生界地层分为上部松散第四纪沉积层和下部古近系新近系河湖相碎屑岩层;新生界地层下面为印支期花岗岩侵入岩体层。顶部边界温度设置为共和盆地地表年平均温度2.5(胡梦珺等，2019)。共和盆地位于秦祁昆构造结合部位，岩石圈厚度较青藏高原主体偏薄，565第 2 期范桃园等:青海共和盆地高热机制数值模拟分析表 1 共和盆地地层及岩石圈分层岩石物理参数Table 1 The thermo-physical parameters of stratum and lithosphere of the Gonghe basin沉
15、积层花岗岩侵入体上地壳中地壳下地壳岩石圈地幔第四系古近系新近系上下上下上下比热容 c，J/(kgK)6006507507307608008308608901100密度，kg/m32200220027002600265027002750280028503300热导率k，W/(mK)0320052022KucKmcKlcKm产热率 Q，W/m3181835161512100503003Kuc:上地壳的热导率随深度和温度变化，由下式给出:Kuc=K0(1+cz)/(1+bT)，其中K0=3.0，c=1.5 103km1，b=1.5 103K1;Kmc:中地壳的热导率随深度和温度变化，由下式给出:Km
16、c=K0(1+cz)/(1+bT)，其中K0=2.8，c=1.5 103km1，b=0.8 104K1;Klc:下地壳的热导率随深度和温度变化，由下式给出:Klc=K0(1+cz)/(1+bT)，其中 K0=2.6，c=1.5 103km1，b=1.5 104K1;Km:岩石圈地幔热导率随深度变化，由下式给出:Km=0.368 109 T3+1/(0.174+0.000265 T);温度的单位均为 K。表 2 不同模型新生界地层热导率 k，W/(mK)Table 2 the thermal conductivity of Cenozoic stratum模型 1模型 2模型 3模型 4模型 5新生界新生界新生界新生界新生界2018151005模型 6模型 7模型 8第四系古近系新近系第四系古近系新近系第四系古近系新近系051503120413该区地震热学岩石圈厚度约为 125 km(An Meijanet al，2006，2007)，所以建模时采用 125 km 作为岩石圈厚度。底部边界温度设置为 1330(Jaupartand Mareschal，1999;Turcotte and
