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广东沿海地区温泉密集出露,地热资源十分丰富(邱楠生等,2022)。这些地热资源主要是中低温水热型地热资源,比如,温度较高、水量较大的阳江新洲地热田,在725 m深度地热流体温度达110.2℃,就是典型的中低温水热型地热田(王双,2013;汪啸,2018;Wang Xiao et al.,2018)。但是,由于温泉地热异常区的深部温度结构与成因机制研究程度较低,制约了该区中低温地热资源的合理开发和梯级利用(田春艳,2012;王双,2013)。
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广东地热资源勘探和开发利用起步较早,20世纪70年代就在丰顺建设了我国第一座中低温地热发电试验电站。该地热电站利用花岗岩储层中的热液系统,持续40年稳定发电。世界上,利用花岗岩储层中的中低温热水实现连续多年发电的地热系统十分罕见,丰顺地热电站为世界提供了“丰顺模式”。然而,迄今为止,人们仍然不清楚丰顺电站所依赖的花岗岩储层维持温度稳定地热水的热源条件和壳-幔热结构特征(Li Yiman et al.,2023)。广东沿海地区具有十分有利的花岗岩储层地热资源赋存条件(Guo Qi,2012),要进一步开发“丰顺模式”地热系统花岗岩储层中的水热资源、在广东沿海温泉地热异常区寻找类似“丰顺模式”的地热点,就必须研究深部壳-幔温度结构,开展地热成因机制分析。
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广东沿海地区拥有丰富的温泉地热资源,但开发力度远远落后于全国许多内陆省市(田春艳,2012;王双,2013)。深入开展基础地热研究,对促进该区合理开发、高效利用地热资源具有重要的科学意义。为此,2016年5~6月,本课题组与地科院地质力学所安美建研究员课题组联合考察了粤西徐闻、遂溪、恩平、阳江热泉区,粤东惠州、河源、新丰江、丰顺热泉区。2023年4~5月,在国家重点研发计划“中国东部深层高温地热的形成机制、分布特征和资源评价”项目支持下,本课题组与北京大学、中科院地质与地球物理所、中国石油大学(北京)、中国石油化工股份有限公司、中国石化集团新星石油有限责任公司地热课题组联合开展粤西沿海地热地质考察,沿三水—中山—恩平—阳东—阳江—阳春—阳西—茂名—吴川—湛江—徐闻地质路线,重点考察了中生代花岗岩、第四纪火山机构,五桂山断裂、西江断裂、吴川-四会断裂,恩平、阳江、阳春、阳西温泉地热区以及电白热水山下的御水古温泉。依据野外考察资料及前人研究成果,本文对广东沿海地区深部温度结构、温泉地热区成因机制进行了地球物理计算与分析,为促进该区勘查潜在的“丰顺模式”地热资源(Li Yiman et al.,2023)、优化中低温水热型地热资源梯级利用(汪啸,2018;Wang Xiao et al.,2018)提供科学依据。
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1 地热地质特征
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广东沿海地处华南褶皱系,多为山地、丘陵、谷地和平原(图1a)。研究区内地层自元古宇至第四系均有出露(广东省地质矿产局,1988),其中,晚三叠世—早中侏罗世以海相陆源碎屑沉积为主,主要分布于粤东、粤中、粤北,晚侏罗世地层以陆相中酸性火山岩为主,形成粤东沿海火山岩带;白垩纪地层以红色粗碎屑岩为主,遍布断陷盆地中;第四纪地层为海陆交互松散沉积物,覆盖沿海地区的珠江三角洲、韩江三角洲和雷州半岛(Darbyshire and Sewell,1997; Lancia et al.,2020)。
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中元古代以来,广东沿海地区经历了震旦纪—志留纪的地槽阶段、泥盆纪—中三叠世的准地台阶段、晚三叠世—第四纪的大陆边缘活动阶段(广东省地质矿产局,1988)。发生于中三叠世末的印支运动是该区重要的地质演化转折期,此阶段以断块运动为特色,地层发生强烈褶皱,发育与褶皱轴同向延伸的深大断裂带以及沿断裂带展布的断陷盆地。燕山运动,伴随花岗岩浆的强烈侵入和陆相中酸性火山岩的喷溢,形成沿深大断裂带分布的中生代构造岩浆岩带(孙涛,2006),奠定了广东沿海地区基本的地貌轮廓(图1a);喜山运动,以拉张应力作用为主,岩石圈向南侧海域张裂,广东沿海地区转换伸展,南海北部大陆边缘非被动裂陷、并伴随有中基性和碱性火山岩的喷发(李思田等,1998)。
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在多期构造运动和岩浆活动作用下(广东省地质矿产局,1988),广东沿海地区形成一系列NE、NW走向的断裂带(图1a)。其中,NE向的吴川-四会断裂带①、恩平-新丰断裂带②、河源断裂带③、莲花山断裂带④、潮安-普宁断裂带⑤、汕头-惠来断裂带⑥、紫金-博罗断裂带⑦,规模宏大,由一系列韧性剪切带、热动力变质带及脆性断层组成,均为深切地壳的活动性大断裂,它们对区域地形、地貌、地层和水文地质条件具有显著的控制作用,是深部热能上涌的良好通道,且地表浅层破碎带发育,有利于形成一定规模的地热水储集带。NW向的断裂带规模较小,主要出现在珠江三角洲、韩江三角洲及粤西沿海地区,如饶平-大埔断裂⑧、河婆-惠来断裂⑨和三洲-西樵山断裂⑩,它们形成时间较晚,往往切割NE向深大断裂,在新生代具有较强的构造活动性(徐起浩,2004;汪啸,2018;Wang Xiao et al.,2018)。
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广东沿海新生代的强烈构造活动为温泉地热资源的形成和富集提供了有利条件(张珂等,2002; 蔺文静等,2013; 王贵玲,2018; Xi Yufei et al.,2018; Tannock et al.,2019; 旷健等,2020; 王贵玲等,2020)。广东全省几乎各县都有地下热水分布,温度超过30℃的天然温泉点约320处(图1a),是全国温泉点数仅次于西藏、云南的温泉大省(袁建飞,2013; 邱楠生等,2022)。广东省天然温泉大多是中低温地热资源,30~90℃的温泉(低温地热资源)313处,90~150℃的温泉(中温地热资源)7处。温泉大多受NE向深大断裂带控制,呈带状分布(图1a),其中,吴川-四会断裂带附近出露57个温泉点、莲花山断裂带附近出露52个温泉点、河源断裂带附近出露45个温泉点、恩平-新丰断裂带附近出露32个温泉点、紫金-博罗断裂带附近出露15个温泉点(袁建飞,2013)。温泉大多赋存在断裂带岩层破碎发育地段,在略微偏高的区域热背景下,形成沿深断裂循环的对流型中低温水热系统。
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中国南方大地热流图中(袁玉松等,2006),广东省热流背景被分为4个热流等级区(图1b),其中,西南部阳江、阳春、宜信、茂名所围区域是热流值大于80 mW/m2的高热流区。最新发表的《中国大陆地区大地热流数据汇编(第四版)》中(姜光政等,2016),广东省大地热流值介于53.7~97.0 mW/m2之间,平均值为72.14 mW/m2,高于全国大陆地区平均热流值61.5±13.9 mW/m2,也高于全球大陆平均热流值67 mW/m2(Lucazeau,2019)。利用中国大陆热岩石圈厚度模型参数(陈超强等,2022),我们计算广东省19个有效热流数据点处的壳幔热流比(Qc/Qm),结果表明,广东省Qc/Qm在0.41~1.05之间,平均值0.77。这个结果与前人(Wang Jiyang,1996; 张健等,2018)利用实测热流计算的整个华南地区平均Qc/Qm±0.72相近,与前人(Li Yiman et al.,2023)利用氦同位素3He/4He比值计算的丰顺地热田平均Qc/Qm=0.9的结果也相差不大。虽然,由局域(丰顺地热田)到中区域(广东省)再到大区域(华南地区),Qc/Qm由0.90减小到0.77再减小到0.72,但均表明广东省地表热流中,地壳热流的贡献小于(或略小于)地幔热流的贡献。按大地热流平均值72.14 mW/m2、Qc/Qm平均值0.77估算,则地壳热流平均值为31.38 mW/m2、地幔热流平均值为40.76 mW/m2。也就是说,广东省主要为“温壳温幔”型热结构,深部构造-热环境相对稳定(邱楠生等,2022)。由于热流数据短缺、测点覆盖稀疏,仅仅19个热流点的图1b的构造-热涵义具有很大的不确定性。这也反映出该区地热基础研究十分薄弱,严重制约了沿海地热资源的开发力度。
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图1 广东沿海地热地质特征
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Fig.1 Geothermal geological characteristics in coastal areas of Guangdong Province
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(a)—地形、岩体、断层与热泉分布;(b)—热流与热结构
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(a) —topography, granite bodies, deep faults and hot springs; (b) —heat flow and heat flow ratio
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2 壳-幔温度结构
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2.1 居里面深度与温度
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居里面深度与地壳温度密切相关,是地壳温度接近铁磁性矿物消磁温度的深度-温度界面,也称居里等温面(Curie point isotherm surface)或居里点深度(Curie point depth,CPD)。居里面可以看作为地壳磁性层的底界面,通过磁异常反演计算磁性层底界面埋深(magnetic layer bottom depth,MLBD),即可得到居里面深度。本文利用EMAG2V3磁场模型提取的磁异常,通过功率谱方法(张健等,2021)计算得到广东地区居里深度CPD(磁性体底界面深度)如图2a、b所示。
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图2a中,广东省居里点深度在19.4~23.5 km之间,平均深度为21.3 km。其中,粤东地区以揭西、揭阳为中心形成一个东西向居里面隆起区域,最浅处居里面深度小于19.5 km,丰顺地热电站位于这个居里面隆升区的边缘。从化、三水、云浮、恩平、阳江位于另一个居里面隆升区内,此区居里面深度小于21 km。汕尾、惠州、深圳围成一个向海加深的居里面下凹区,居里面深度大于22 km,是广东沿海居里面最深的区域。上述结果与中国东部地热异常区研究(张健等,2023)得到的“广东陆域居里点深度在16.9~24.9 km之间、平均深度21.9 km”的结论一致。
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居里温度(Curie temperature,Tc)自1903年被皮埃尔·居里发现后,直至1975年才开始应用于地壳热结构研究,并逐渐成为全球陆域地热调查和估算地热潜力的重要方法(Bhattacharyya et al.,1975; Okubo et al.,1985; Blakely,1988; Okubo et al.,1989; Maus et al.,1997; Nwankwo et al.,2015; 熊盛青等,2016;Li Chunfeng et al.,2017)。理论上,居里点是指铁磁性物质受热转变为顺磁性时对应的温度(居里温度)Tc。实验室中,各类铁磁性矿物的消磁温度大致为:磁黄铁矿300~350℃,磁铁矿575~585℃,镍铁矿760~800℃(Tanaka et al.,1999)。当含有这些磁性矿物地层的温度接近消磁温度时,磁性特征逐渐消失。因此,可以通过居里等温面深度认识深层地壳温度。假设稳定陆壳地温梯度为25~30℃/km,地层内磁铁矿居里温度为580℃,二者相乘得到大陆地壳居里点深度为19.3~23.2 km,这可作为大陆地壳居里点深度的理论参考值。
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图2 广东沿海居里面深度等值线与居里温度特征分析图
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Fig.2 Characteristic analysis of Curie depth and Curie temperature in coastal areas of Guangdong Province
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(a)、(b)—居里面深度等值线;(c)—居里温度分析图
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(a) , (b) —Curie depth contour; (c) —Curie temperature analysis diagram
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实际地壳内居里温度随岩石中磁性矿物成分、含量变化,并不是确定值,而是统计平均值。利用大地热流值与地温梯度之间的关系,可以测试居里温度的分布范围。稳态热传导条件下,大地热流Q在数值上等于地温梯度dT/dZ与岩石热导率K的乘积。居里等温面的温度Tc等于深度(磁性层厚度)Dc与地温梯度dT/dZ的乘积,即,TcK=DcQ。依据此式,利用大地热流值Q可以约束居里温度Tc。图2c给出了广东沿海地区热流约束的居里温度分布特征。由于广东沿海地区温泉众多,地下水活动强烈,实测热流偏差较大。总体上,图2c中热流偏差最小区域与Tc=550℃曲线最为接近,所以本文以550℃作为广东沿海地区居里点平均温度。
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2.2 莫霍面深度与温度
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莫霍面是物质结构界面,通常以密度差Δρ来定义。本文依据WGM2012重力场模型,利用二维频率滤波提取广东省剩余布格重力异常,给定莫霍面初始结构模型密度差Δρ在0.1~0.5 g/cm3之间,初始深度在10~36 km之间,利用遗传有限单元重力反演方法(Zhang Jian et al.,2004)得到的广东沿海地区Moho面深度如图3a、b所示。
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图3a中,广东省莫霍面深度在24.8~31.8 km之间,平均深度为27.6 km。总体上,珠江三角洲、韩江三角洲和雷州半岛莫霍面较浅,深度小于26 km。粤北以及粤西茂名以北区域,莫霍面深度较深,韶关以北,莫霍面深度大于31 km。
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前人利用地震学H-κ搜索叠加反演方法,对广东省及邻区福建、江西、湖南、广西、海南、台湾共82个宽频带数字地震台远震资料的接收函数开展计算,得到广东地壳厚度为26.8~33.6 km,平均为29.5 km(沈玉松等,2013);利用相同的方法,对广东、福建两省地震台网75个固定台站远震波形的接收函数开展计算,得到广东沿海地区地壳厚度由陆向洋、自北向南减薄,莫霍面深度范围在26~32 km之间(黄海波等,2014)。地震学反演计算的莫霍面深度与本文重力学反演计算结果大致相同。
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依据居里面深度(图2b)、居里温度Tc=550℃、莫霍面深度(图3b)以及大地热流约束的地温梯度dTc/dZ,取地表温度To=20℃,利用3D-Kriging插值得到Moho面的温度分布如图3c、d。图中,Moho面温度在635~812℃之间,平均温度Tm=695℃。其中,珠江三角洲、韩江三角洲及粤西茂名以西沿海地区,Moho面温度低于平均值695℃。高温区主要出现在丰顺—五华—龙川—紫金—揭西所围区域、从化—龙门—新丰—佛冈所围区域、阳山—怀集所围区域、阳江—恩平—云浮—罗定—信宜—阳西所围区域,这4个区域的Moho面温度均大于755℃。需要指出的是,图3c中,Moho面高温区域与大多数地表温泉出露点对应。由于莫霍面是依据剩余重力布格异常反演得到,温泉分布对应莫霍面高温区域,实际上暗示了剩余布格重力异常低值区与地表浅层地热资源存在紧密的内在联系 (见本文3.1节图5d),对此,前人研究(Xi Yufei et al.,2018)也表明该区“重力异常与地热异常具有密切的反相关关系”。
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图3e、f 给出了剖面A1—A2、B1—B2的壳幔温度特征,剖面位置如图3a所示。剖面A1—A2穿过阳江—恩平—云浮—罗定—信宜—阳西所围Moho面高温区,剖面B1—B2穿过丰顺—五华—龙川—紫金—揭西所围Moho面高温区。两条剖面均显示出两个高温区Moho面之下是一个相对的高温(Tm<900℃)地幔弱隆起区,并对Moho面(密度界面)至Curie面(温度界面)之间的温度产生影响。Curie面(温度界面)深度随地幔弱隆升而抬升,Curie面之上,地温以居里温度(Tc=550℃)为基础,在上地壳花岗岩较高放射性生热率热源条件下,形成地表地热异常区。
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2.3 深部剪切波速特征
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地震剪切波速Vs与深部温度密切相关。利用最新的中国大陆岩石圈速度模型USTClitho2.0(Han Shoucheng et al.,2021),本文计算了dVs、dVp以及泊松比σ,其中,剪切波速度异常dVs的分布特征如图4所示。
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图4a、b是20 km深度的Vs异常波速dVs图像。广东省dVs在-5.8%~4.6%之间,并在沿海地区形成东北、西南2个大的dVs负值异常区,东北dVs负值异常区是小于-4%的圈闭,西南dVs负值异常区是小于-2%的圈闭。影响剪切波Vs并产生波速异常的主要因素是介质温度、孔隙(裂隙)流体含量,dVs负值异常意味着深部可能存在高温-热液异常区。图4a上,20 km深度的dVs负值异常区与地表温泉分布几乎完全对应,说明地表地热异常与20 km深度可能存在的高温-热液活动区密切相关。
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图3 广东沿海Moho深度等值线图及温度等值线图
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Fig.3 Moho depth contour and temperature contour in coastal areas of Guangdong Province
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(a)、(b)—莫霍面深度等值线图;(c)、(d)—莫霍面温度等值线图;(e)、(f)—剖面A1—A2、B1—B2壳-幔温度结构
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(a) , (b) —Moho depth contour; (c) , (d) —Moho temperature contour; (e) , (f) —temperature profiles A1—A2 and B1—B2
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图4 广东沿海地震Vs波速成像结果
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Fig.4 Shear wave Vs imaging results in coastal areas of Guangdong Province
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(a)、(b)—20 km深度dVs图像;(c)、(d)—剖面A1—A2、B1—B2剪切波速异常dVs结构
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(a) , (b) —dVs at 20 km depth; (c) , (d) —section A1—A2 and B1—B2 shear wave velocity abnormal dVs structure
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图4c、d 给出了剖面A1—A2、B1—B2的dVs异常分布特征。两条剖面上的dVs异常小于-3.5%的区域均位于Moho面之上、15 km之下,其中,剖面A1—A2上的dVs异常区形态呈由北向南的抬升状,在阳江之南进入南海北部大陆边缘;剖面B1—B2上的dVs异常区形态呈平躺状,以20 km 深度为中心,上界面深约15 km、下界面深约25 km。
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3 温泉地热系统成因
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3.1 导热构造与深部热源条件
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NE向深大断裂(图5a)是广东沿海地区最重要的导热构造,图中断裂与图1a一致。受新生代南海陆缘地壳拉伸裂陷作用,NE向断层最新活动年龄主要为更新世-全新世(张景文等,1982;广东省地质矿产局,1988;黄玉昆和张珂,1990;邹和平等,1992;徐起浩等,2004)。其中,粤西地区(图5a中,A1—A2剖面)的吴川-四会断裂带是广东沿海地区一条重要的区域性强烈活动断裂带,全长超过800 km,最新活动时期在距今约0.4~0.3 Ma的中更新世中期。吴川-四会断裂与近 EW 走向的廉江-阳江断裂的交汇地区分布有大量温泉,形成粤西沿海温泉地热异常区。粤东地区(图5a中,B1—B2剖面)的莲花山断裂带是广东沿海地区另一条重要的区域性强烈活动断裂带,在广东省延伸长约500 km,破碎带十分发育,最新活动时期在距今约0.28~0.23 Ma的中更新世晚期。莲花山断裂与近 EW走向的佛冈-丰良断裂交汇处的丰良温泉温度高达93℃,是广东沿海地区温度最高的温泉。吴川-四会断裂带、莲花山断裂带深切入上地壳软弱区,它们与近EW向、NW向次级断裂带交汇部位是深部热量上升的优先通道、并汇聚热量形成地热田的高温中心,是形成地表地热异常的主要导热构造。
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图5 广东沿海深大断裂与深部热源综合分析图
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Fig.5 Comprehensive analysis diagram of fault and deep heat source in coastal areas of Guangdong Province
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(a)—深大断裂、地形与热泉分布图;(b)、(c)—剖面A1—A2、B1—B2泊松比结构与导热构造;(d)—剩余布格重力异常与热泉分布图;(e)—剖面C1—C2的深部热源综合分析图
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(a) —map of faults, topography and thermal spring distribution; (b) , (c) —Poisson's ratio structure and fault structure of profiles A1—A2, B1—B2; (d) —residual Bouguer gravity anomaly and thermal spring distribution; (e) —comprehensive analysis diagram of deep heat source in profile C1—C2
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导热构造在地表浅层的特征可以通过泊松比清晰展现。泊松比是地层介质的横向变形系数,泊松比越大,断层构造区横向变形越大。图5b、c是利用速度模型USTClitho2.0(Han Shoucheng et al.,2021)计算的浅地表层泊松比σ沿剖面A1—A2、B1—B2的特征。其中,剖面A1—A2横穿吴川-四会断裂带(图5b),其两侧是两个泊松比σ相对低的“硬核”区,断裂带向东南陡倾斜,影响宽度15~20 km;剖面B1—B2横穿莲花山断裂带(图5c),莲花山断裂带由上百条次级断裂组成,沿莲花山两侧向东南倾斜,断裂带宽20~40 km。这些倾向东南、走向北东的区域性深大断裂的构造裂隙不仅有利于热储空间的形成,而且促使深部地热流体沿深大断裂轴线及断裂交汇部位出露、形成沿深大断裂带串珠状分布的温泉群。
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区域性NE向深大断裂也是中生代构造岩浆岩带的主控构造(广东省地质矿产局,1988),但广东沿海地区绝大多数温泉出露点与中生代岩浆带没有明显联系(图1a),表明岩浆活动不是该区地表热异常的热源。与岩浆带相比,莫霍面的深度和温度(图3a、b)与地表温泉出露区有更明显的对应关系,可能是形成地表热异常的深部成因。
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Moho面高温区域与大多数地表温泉出露点对应,说明反演计算Moho面的剩余重力布格异常低值区是地表温泉出露的有利区。图5d给出了WGM2012重力场模型提取的剩余布格重力异常、以及地表温泉分布,温泉出露区基本位于重力异常低值区域,结合图5e给出的C1—C2重力、地形剖面(剖面位置如图5d所示),可以看出粤西、粤东地热异常区、温泉出露点、山地起伏地形均对应重力低值区。Xi Yufei et al.(2018)研究认为,该区“重力异常与地热异常具有密切的反相关关系”,这种现象“主要与中生代以来的伸展作用有关”。本文研究认为,该区“重力异常与地热异常具有密切的反相关关系”的现象主要反映了不同构造单元对地表地热异常的控制作用,这种由布格重力异常勾绘的构造单元(图5d、e),既与燕山期形成的中生代构造岩浆岩带及其奠定的广东沿海地区基本地貌轮廓有关,也与喜马拉雅期以来南海北部大陆边缘裂陷伸展、地壳张裂、软流圈上涌有关。当然,构造相对单一的古近纪—新近纪山间小盆地的局域伸展活动,也是“重力异常与地热异常反相关”的重要因素。我们认为,局部布格重力异常低值区是寻找广东沿海隐伏地热田的有利区。构造单元对地表地热异常的控制主要体现在由居里点温度(Tc=550℃)外推得到的莫霍面温度特征上(图3),剖面C1—C2的深部温度结构表明,粤西、粤东地热异常区分别对应2个地幔高温区,这些地幔热源产生的热量在地壳底部上升,进入地壳浅层后,沿深大断裂带更高效地传递热量,加热地表浅层地热水。
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此外,地表地热成因还与深部剪切波速低值异常区对应的地壳内高温-热液区有关,图5e中dVs沿剖面C1—C2的负值区域出现在居里面附近,对应粤西、粤东地热异常区分别形成2个高温-热液区,成为地表地热异常的地壳热源。
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3.2 浅地表高生热率地层热源
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除了深部热源外,浅地表高生热率岩层也是广东沿海地热异常区的重要热源。前人(周佐民,2015)对新洲、东平、那琴、田东、丰顺和葫芦田等地晚中生代典型花岗岩体采样分析认为,广东省沿海地区上地壳生热率很高,中—下地壳生热率很低,放射性生热是地表热异常区主要的浅表层热源。高生热率地层主要与该区广泛分布的中生代花岗岩(图1a)有关,虽然不存在形成高温地热系统的残余岩浆,但是印支期、燕山期花岗岩浆的强烈侵入和陆相中酸性火山岩的喷溢过程中,放射性生热元素(U、Th、K)随岩浆在壳内的垂向分异而向上迁移并在浅层富集(Hasterok and Webb,2017; Hasterok et al.,2018),形成浅表层高生热率的HHP花岗岩(high heat producing granites)。地表不同采样点位样品(周佐民,2015)定量分析得到的花岗岩放射性生热率A在1.74~9.42 μW/m3之间,平均值为5.31 μW/m3。图6a中,将地表采样得到的花岗岩生热率A按红色点值(A>5 μW/m3)、黄色点值(2.53 μW/m3≤A≤5 μW/m3)、黑色点值(A<2.53 μW/m3)分别标注,可以看出,该区地表多数采样点的花岗岩生热率A>5 μW/m3。全球大陆地壳花岗岩的平均生热率约为2.53 μW/m3,生热率大于5 μW/m3的花岗岩归为HHP花岗岩。图6a中,红色点值(A>5 μW/m3)均为HHP花岗岩,约占该区总点值的50%以上。
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花岗岩是地壳的基本组成,但地壳的生热率并不等同于花岗岩生热率。全球上地壳的生热率为1.64~1.79 μW/m3,平均值1.65 μW/m3;下地壳的生热率为0.17~0.85 μW/m3,平均值0.5 μW/m3(周佐民,2015)。地震纵波Vp波速是研究地壳生热率的重要方法,回归分析发现(Rybach and Buntebarth,1982),50 MPa 条件下,生热率A 和地震纵波Vp 遵循指数规律: lnA=16.5-2.74Vp+Δ(Δ为回归系统误差)。式中,A单位为 μW/m3,Vp单位为km/s。利用USTClitho2.0速度模型,本文提取地壳浅层(≤10 km)Vp 数据,取Δ=ln0.2,计算了广东省地表地层生热率平面等值线图(图6a)。图中,地表岩层放射性生热率A在4.01~6.67 μW/m3之间,平均值为4.89 μW/m3,远高于全球上地壳平均生热率1.65 μW/m3。
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图6 广东沿海浅地表岩层生热率综合分析图
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Fig.6 Comprehensive analysis of heat generation rate of shallow surface rock in coastal areas of Guangdong Province
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(a)—地表采样分析的生热率(点值,引自周佐民,2015)及Vp计算的地表生热率(等值线);(b)—采样实测生热率点值(红色三角)与Vp计算生热率点值(绿色圆点)的对比;(c)—计算生热率与观测生热率的相对误差;(d)、(e)—剖面A1—A2、B1—B2的0~10 km深度的生热率分布
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(a) —surface heat generation rate (point value, quoted from Zhou Zuomin, 2015) and surface heat generation rate calculated by Vp (contour line) ; (b) —comparison of the measured heat generation point value of the sample (red triangle) with the point value of the heat generation rate calculated by Vp (green dot) ; (c) —the relative error of the calculation of the heat generation rate and the observed heat generation rate; (d) , (e) —distribution of heat generation rates at depths of 0~10 km in profiles A1—A2, B1—B2
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地震波速Vp计算的是地层生热率与地表采样分析得到花岗岩生热率既有联系、又有区别。HHP花岗岩的广泛分布是形成地层较高生热率的基础,但HHP花岗岩又不完全等同地层。为比较二者的差别,图6b、c给出了采样花岗岩生热率值与Vp计算的地层生热率值的同点位对比分析图。图6b中,红色三角为采样实测生热率点值,绿色圆点为Vp计算生热率点值。在A≥5 μW/m3的生热率段,Vp计算的地层生热率大于采样分析的花岗岩生热率;在A<5 μW/m3的生热率段,Vp计算的地层生热率小于采样分析的花岗岩生热率。地层生热率变化幅度平缓(4.01~6.67 μW/m3),花岗岩生热率变化起伏较大(1.74~9.42 μW/m3),但二者的平均值接近(4.89 μW/m3,5.31 μW/m3)。图6c中,二者的相对误差在低值区和高值区反相对称,低值区的相对误差为正值,高值区的相对误差为负值。
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地壳内部生热率既有横向变化也有垂向变化,图6d、e给出了Vp计算的地层生热率A沿剖面A1—A2、B1—B2在0 km、5 km、10 km的变化特征。其中,剖面A1—A2,0 km:A=4.32~5.71 μW/m3,平均值4.73 μW/m3;5 km:A=0.19~0.43 μW/m3,平均值0.31 μW/m3;10 km:A=0.08~0.18 μW/m3,平均值0.13 μW/m3。剖面B1—B2,0 km:A=4.25~5.47 μW/m3,平均值4.60 μW/m3;5 km:A=0.28~0.52 μW/m3,平均值0.37 μW/m3;10 km:A=0.10~0.26 μW/m3,平均值0.17 μW/m3。可以看出,放射性生热层主要集中在5 km以浅,而5~10 km 深度生热率十分微弱,10 km 以下地层的生热率基本可以忽略不计,这个结果与目前对地壳放射性元素(U、Th、K)特征深度在10 km左右的认识吻合,生热率地层基本不超过10 km。
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广东省地壳浅层生热率十分高,且集中在地表0~5 km 深度的浅表层,是加热地表温泉的重要热源。广东沿海地区燕山期花岗质岩石在地表浅层占绝对主导(图1a),且具高放射性生热率,为热泉提供了浅表层附加热量(图6d、e)。该区温泉出露和展布受NE向深大断裂控制,较冷的地表水经深部热源加热后,沿导热、导水构造上升,经过地壳浅层花岗岩高生热率地层再次被加热,并将深部热量、浅层放射性生热量源源不断带至导热、导水构造浅表交汇破碎带,形成地热田。
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3.3 成因模式
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依据本文计算结果,图7给出了广东沿海温泉地热异常区壳幔热源与浅表层地热系统动力学模式:粤西阳江—恩平—阳春、粤东揭西—丰顺—丰良是广东沿海主要的温泉地热异常区。粤西温泉地热异常区主要的导热构造为吴川-四会断裂带、粤东温泉地热异常区主要的导热构造为莲花山断裂带,这两个深切入地壳深部的深大断裂与近EW向、NW向次级断裂带交汇复合部位是连接深部热源与浅表温泉的重要导热构造(图7中黄色区域)。导热构造既是深部热量上升的优先通道、也是浅地表高生热率地层热量的汇聚中心。深部热量主要来自地幔微弱隆升带入地壳的热量、以及居里面深度附近的两个剪切波负值异常区的高温-热液活动。深大断裂带深切入地壳,形成的导热构造在下地壳与这两个潜在的高温-热液活动区域相连接,地幔热源的热量(图7中,900℃ 等温线凸起区)、地壳高温热液活动区的热量(图7中,550℃等温线上的两个红色区域)向上传递,沿导热构造上升,在地壳浅层加热地下水流动系统。浅地表(h<5 km)的高生热率地层( = 4.89 μW/m3)是地热异常区重要的浅表层热源(图7中土褐色区域),广泛分布的中生代花岗岩体是地层高放射性生热的重要基础。周边高海拔山地大气降水通过断层裂隙、花岗岩风化裂隙向下入渗,进入区域地下水流动系统,向导热构造中心汇流,高生热率地层、高放射性花岗岩(图7中,约5 km深度线之上红色加号、土褐色岩体)不断加热下渗冷水,最终使水温升高、并在导热构造深部热量向上传递过程中受热流驱动向上汇聚(图7中,浅部蓝-红虚线,蓝色为冷水,红色为热水),形成地热田的高温中心,并沿断裂交汇破碎带出露形成温泉。
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图7 广东沿海温泉区地热异常成因模式
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Fig.7 The genesis of hot spring geothermal system in coastal areas of Guangdong Province
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广东沿海温泉地热系统的热源主要为壳-幔深部热源和浅表层高生热率地层热源。图7中,这两部分热源分布可以截然分开,上部热源区域为黄色、土褐色区域,下部热源区为红色区域,不存在岩浆房(囊)热源。依据本文第1节“地热地质特征”讨论结果,该区壳幔热流比为0.72,也就是说,地壳热流的贡献小于(或略小于)地幔热流的贡献。这一结论是依据目前仅有的19个分布稀疏的热流数据得到的结论,具有很大的不确定性。利用独立于热流观测资料的地震波资料,我们发现,Moho面之上存在两个dVs负值区,这两个深度20 km左右的剪切波速异常区不仅与上部地表温泉异常区(图4)对应,而且与下部地幔热凸起(图5e)对应,且贯穿550℃等温线(Curie点平均温度)上的两个凸起区,可能是潜在的高温-热液活动区。这一发现,有可能改变人们基于地表热流观测的认识,即,地壳热流不仅包括高生热率浅表地层热流贡献,也应包括20 km深度处的高温-热液活动区热流贡献。在这个意义上,地壳热流有可能大于地幔热流,甚至改变人们对此区深部构造-热环境、壳幔热结构的认识。进一步地,如果针对这两个dVs<0区开展详细的(本文使用的地震波速模型分辨率0.5°×0.5°)综合地球物理调查,还可能为广东沿海深部地热资源开发提供重要的新目标。
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4 讨论与结论
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吴川-四会断裂带、莲花山断裂带控制了粤西、粤东地热异常区热泉群的总体分布特征,它们与近EW向、NW向次级断裂带交汇部位构成导热构造,是深部热源热量上升至浅地表的重要通道。粤西新生代以来,地壳活动表现为间歇性抬升的差异断隆(广东省地质矿产局,1988;徐起浩等,2004)。近、现代,NE向断裂活动十分活跃,1611年,在吴川-四会断裂带西南支和NW向断裂交汇带附近的电白县近海区域发生6.0级强震;吴川-四会断裂带的西支与近EW向廉江-阳江断裂交汇点海陵岛附近,1969年曾发生6.4级强震,1986年和2001年又发生2次4.7 级地震。粤东地区新生代以来,地壳活动表现为间歇性抬升的倾斜断隆。近、现代,NE向断裂活动十分显著,沿莲花山断裂带南段的海陆丰、红海湾,分别在1693年和1911年发生过4.8级、6.0级地震;莲花山断裂带北段与EW向佛冈-丰良断裂交汇处的安流、丰良,分别在1508年和1995年发生5.0级、4.7级地震;河源断裂带附近的新丰江水库于1964年和2023年发生6.4级、4.5级地震。近、现代的地震活动,不仅有利于深部热量沿导热构造上升,也有利于浅层地下水沿导热构造聚集热量。本文综合分析地震波速异常dVp、dVs特征,推测粤西地热异常区地下热水循环平均深度约为4.5 km、粤东地热异常区地下热水循环平均深度约为6.5 km(图7中,浅部蓝-红虚线,蓝色为冷水,红色为热水)。前人认为,粤西阳江新洲地热田中心区域的热水循环深度为3.9~4.7 km(汪啸,2018;Wang Xiao et al.,2018),粤东丰顺汤坑地热田中心区域的热水循环深度为6.1~6.8 km(Li Yiman et al.,2023)。本文的结果与前人的认识总体一致:粤东地区地下热水循环深度大于粤西地区。
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广东沿海地区地表出露的热泉大部分出露于较大的岩基边部或附近,较大的岩基往往具有较高的放射性生热率(周佐民,2015)。该区主要发育燕山期大型花岗质岩基,岩样测试(周佐民,2015)表明,放射性生热峰值与岩浆活动爆发期具有很好的对应关系,说明U、Th、K等放射性元素并非多次花岗岩浆重熔过程中不断向上迁移、逐渐富集,而是岩浆活动高峰期一次性富集到上地壳浅层,因此推测,地壳中不存在现今还在活动的岩浆房(囊)(周佐民,2015)。这与本文地球物理计算结果吻合,故在我们的成因模式图7中不考虑地壳岩浆房或残余岩浆热源。
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燕山期形成的沿深大断裂带分布的构造岩浆岩带(孙涛,2006),不仅奠定了广东沿海地区基本的地貌轮廓(图1a),也因其高生热率特征控制了该区温泉出露位置。燕山期构造地貌与喜马拉雅期转换伸展引起的深部结构变化,决定了布格重力异常的基本形态。燕山期岩基放射性生热与喜马拉雅期地幔热隆升、以及山间小盆地的局域伸展活动,决定了热泉分布区域。Xi Yufei et al.(2018)发现:二者呈负相关关系,或者说,重力异常低值区对应温泉密集分布区。本文研究也揭示“地表温泉分布与剩余布格重力异常具有密切的反相关”关系,证实了前人的发现(图5)。重力异常与地热异常的反相关关系具有重要的意义,可以为该区寻找有利热能存储区、水热运移通道、隐伏高温地热资源提供科学依据。
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依据对广东沿海地区温泉地热系统的野外考察认识、以及地球物理综合计算分析结果,本文得出的主要结论如下:
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(1)计算表明,该区居里面深度在19.4~23.5 km之间,平均深度为21.3 km,居里面温度为550℃。莫霍面深度在24.8~31.8 km之间,平均深度为27.6 km。莫霍面温度在635~812℃之间,平均温度为695℃;莫霍面高温区域与地表大多数温泉出露点对应,剩余布格重力异常低值区域是广东沿海隐伏地热资源的有利赋存地区。
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(2)在20 km深度处,分别发现两个剪切波dVs<0负值异常区,它们与粤西、粤东地表温泉地热异常区完全对应。推测这两个剪切波dVs<0负值异常区是高温-热液活动区。此高温-热液区与深部地幔高温凸起、浅地表高生热率地层一起构成广东沿海地区温泉地热系统的三个重要的热源。作为壳内热源,它的出现不仅改变对该区壳-幔热结构的基本认识,而且为未来寻找深部地热资源奠定了重要基础。
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(3)温泉地热系统成因机制模式:深大断裂直接参与深部地热活动,是重要的导热构造,也是地下冷、热水交换热量的优先通道。深部热源(幔源热+壳源高温热液)的热量通过导热构造上升,与浅表层热源(高生热率地层)一起加热地下水。大气降水经热源加热、沿导热构造上升、在断裂交汇部位形成热储、并在有利构造部位出露形成温泉。
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摘要
广东沿海地区温泉众多,是我国重要的中低温水热型地热资源区。在野外考察基础上,本文利用磁、重、地震方法,计算了该区温泉地热系统的壳幔温度结构,结果表明:该区居里面温度为550℃,莫霍面温度在635~812℃之间,地幔微弱上隆、热背景略微偏高。在约20 km深度处,存在两个剪切波dVs负值区,推测是下地壳高温-热液活动区,它们的正上方是粤西、粤东地表温泉地热异常区。温泉地热系统成因分析认为:NE向深大断裂是重要的导热构造,既是深部热源热量上升的优先通道,也是地下水热量交换的有利通道。热源由深部地幔热源、地壳高温-热液活动区热源、地表高生热率地层热源三部分组成。水源为大气降水,通过断层裂隙、花岗岩风化裂隙向下入渗的地下水流被热源加热,在导热构造近地表处汇聚、形成热储,在构造有利部位出露成为温泉。粤东地区温泉地热系统热水循环平均深度大于粤西地区。
Abstract
The coastal area of Guangdong Province exhibits a significant abundance of hot spring resources, making it an important geothermal resource region characterized by medium-low temperature hydrothermal activity. Through field investigation, the crust-mantle temperature structure of the hot spring geothermal system in this area was determined using magnetic, gravity, and seismic methods. The results indicate a Curie temperature of 550℃ and a Moho surface temperature ranging from 635℃ to 812℃. The mantle exhibits weak upwelling, and the thermal background displays a slight elevation. Interestingly, two distinct dVs negative regions were identified at a depth of 20 km beneath the hot spring geothermal anomaly areas located in both western and eastern Guangdong province. These anomalies are hypothesized to represent high-temperature hydrothermal activity zones in the lower crust. Genetic analysis of the hot spring geothermal system shows that the NE deep-large fault is an important thermal conduction structure. This fault not only acts as a preferential channel for the upward transfer of heat from deep sources but also facilitates heat exchange between groundwater and the surrounding rock. The heat source for this geothermal system comprises three distinct components: a deep mantle heat source, a lower crustal heat source originating from the high-temperature hydrothermal active areas, and a near-surface strata heat source with a high heat generation rate. The primary water source is atmospheric precipitation, which infiltrates underground through fault fractures and weathered granite, subsequently being heated by the heat sources. This heated groundwater accumulates near the surface of thermal conduction structure, forming a subsurface heat reservoir. Finally, it emerges as hot springs in structurally favorable locations. The average depth of hot water circulation within the hot spring geothermal system in eastern Guangdong is greater than that observed in western Guangdong.