阿坝—简阳地学剖面深部温度及热结构.docx

1、2011年月地质科学CHINESEJOURNALOFGEOLOGY阿坝一简阳地学剖面深部温度及热结构*徐明2朱传庆'饶松胡圣标I（I.中国科学院地质与地球物理研究所北京100029；2.中国科学院研究生院北京100049）摘要在青藏高原东部到四川盆地这两个构造单元进行了稳态钻孔温度测量和岩石热导率测试，确定了相应钻孔的大地热流数据。应用这些可靠的热流数据，对横穿这两个构造单元的阿坝一简阳地学断面进行了2-D温度场研究，获得其深部热结构的认识°模拟结果显示，松潘一甘.孜地块地表为高热流区域.达到80110mW/m2,四川盆地地表为中低热流区域，为50-60mW/m2o莫氛面的温

2、度有较大变化，松潘一甘孜地块为11001210T,四川盆地西部减小为7508203Co热岩石圈表现为西部向东部变厚，松潘一甘孜厚度为120130km,四川盆地西部增加到130140km。关键词青藏高原东缘四川盆地大地热流地学断面温度场热结构热岩石圈中图分类号:P542,P514.2文献标识码：A文章编号：0563-5020（2011）01-203-101前言青藏高原东缘晚新生代的构造变形及龙门山的隆起形成了夏杂的构造特征，造成青藏高原与周边地区构造形态的巨大差异。在龙门山构造带，地形急剧抬升，构造带以东为四川盆地，以西形成青藏高原。这种地形上的巨大差异是如何形成的，形成机制如何,以及构造运动造

3、成的影响，都是目前研究的重点。把沉积盆地与造山带作为一个有机整体来研究，可以使我们更深入地了解造山作用与盆地演化间统一的地球动力学机制，而地学断而研究是解决这些问题的基础。地学断面的研究工作在地质工作中占有很直要的地位，它为我们了解地球的壳慢结构、岩石圈情况提供了可靠的手段。相对于重、磁、电、震等物理方面的研究，对地学断面地热场的研究还是一个薄弱环节，而对深部热状态的研究是了解岩石层地球动力学演化的一个重要方面。欧洲对地学断面地热场研究开展的比较早（Cerm&kandBodri,1986,1995；Shenetal.,1991；Gradetal.,2003；Majorowiczetal

4、.,2003;Majorowicz,2004）,取得了一系列的成果。而中国的地学断面研究起步比较晚，是从20世纪80年代才起步，取得“亚东一格尔木岩石圈地学断面”（沈显杰等，1992）及“黑水一泉州地学断面”（HuandWang,2000）等深部温度场研究的重大进展。本文研究区域已有相当多的重、磁、电、震等地球物理方面的研究资料，但目前该研究区域地学断面的地热学研究还基本是空白。近年我们在青藏高原东缘和四川盆地进国家重点基础研究发展计划“973”项目（编砂：2005CB42210I）和国家自然科学基金项目（编号:41072186）资助。徐明,93,1974年3月生，博士研究生，构造地质学专业。

5、E-mail：xu_ming20032010-10-05收稿,2010-11-08改回。DifferenceofthermalstructurebetweeneasternedgeofTibetPlateauandweastenSichuanBasinXuMing1,2ZhuChuanqing1RaoSong'"HuShengbiao1(1.InstituteofGeologyandGeophysics,ChineseAcademyofScience,Beijing100029；2.GraduateSchoolofChineseAcademyofSciences,Beijin

6、g100049)AbstractBasedonthenewlyobtaineddataofboreholesteadytemperatureloggingandthethermalconductivitiesvalues,wedeterminethecorrespondingheatflowdataoftheeasternTibetanPlateauandtheSichuanBasin.Applicationofthesereliableheatflowdata,weanalyzethetwotectonicunitswith2-1)temperaturefieldalongtheAba-Ji

7、anyanggeosciencetransecttounderstandthedeepthermalstructure.TheresultsshowthattheSongpan-Ganziblockhavehighsurfaceheatflowvalues,rangefrom80to110mW/m2,thesurfaceheatflowinSichuanBasinarelowtomedium,rangefrom50-60mW/m2.Mohotemperaturehaveagreatchange,varyfrom11001210TinSongpan-Ganziblock,from750820Xi

8、nwesternSichuan.Thehotlithospherethickensisabout120130kminSongpan-Ganziblock,increaseto130140kminwesternSichuanBasin.KeyWordsEasternedgeofQinghai-TibetPlateau,SichuanBasin,Heatflow,Geosciencetransect,Temperaturefield,Thermalstructure,Hotlithosphere行了一系列的深井测温工作，取得一些高精度的地热学数据，对这些地区的热状态有了进一步的认识，并初步进行了热

9、结构的研究。本文将巳获得的深井地温资料与简阳（贾家场）一阿坝地震剖面相结合，进行这一地学断面的二维温度场模拟，并计算和讨论了“热”岩石圈厚度及其区域变化，以期对青藏高原东缘的构造运动及模式获得更深入的认识。简阳一阿坝地震剖面穿过龙门山的位置距离“5.12”地震震中最近处约为50km,而温度是构造变形、地震发生的重要物理条件，所以我们的工作可以为该地区地震的研究提供一些有益的帮助。2构造背景松潘一计孜地块在中上元古代属于泛扬子板块，晋宁期逐渐发生裂解，海西期接受沉积，东吴运动使该地区整体抬升为陆，三叠纪乂由台地转化为海槽接受沉积，晚中生代至新生代出现陆相沉积并隆升为高原。青藏高原东缘的晚新生代变

10、形模式是目前的焦点问题之一。从AvouacandTapponnier（1993）提出的东向挤出模型，到Roydenetal.（1997）提出的下地壳流动模型，不同学者对青藏高原东缘特别是龙门山晚新生代的隆起存在着不同的认识（Roydenetal.,1997；ClarkandRoyden,2000；Tapponnieretal.,2001；BurchficlandWang,2003；李勇等,2005）o因此需要更多的地质证据来揭示背藏高原东缘晚新生代的构造变形特征，以期能够约束已有的模型或者为其它可能的解释提供证据。简阳（贾家场）一阿坝地学断面西起青藏高原东缘的四川阿坝，东到四川盆地的简阳，大致

11、成北西一南东方向穿过青藏高原东缘的松潘一甘孜造山带、龙门山褶皱冲断带和上扬了地台的四川盆地。折射地震方法所得的地壳速度结构揭示了该区的地壳结构。沿断面方向，地壳厚度由西（62km）向东（45km）区域减薄。大星的研究结果表明，龙门山与四川前陆盆地之间的前陆逆冲带由一系列逆冲断裂和推覆体组成，具有自西向东的剪切矢量及扩展式推覆的特点（许志琴等，1992；李勇等，1995）。3大地热流3.1大地热流测量稳态温度测域是地热学研究的基础，稳态数据及精确热导率数据的确定反映了一个地区大地热流的热状态。近几年我们选取合适的油气探井和生产废弃井进行了深井地温测孱和系统的热导率测试，获得了-些稳态温度数据（图

12、2）及岩石热导率，并确定了大地热流。测温使用英国R.G.公司的钻井温度连续采集系统，探头为钮电阻，测量分辨率为0.1幻，数据记录间隔为0.01m,测量速度为4.05.0m/min。我们分别选取位于松潘一甘孜地块的若尔盖盆地和龙门山及四川盆地3口钻井的大地热流作为区域热流参照标准。四川盆地钻孔测温数据较多，这与从20世纪50年代以来盆地内石油天然气的勘探有关。而松潘一甘孜地区由于地理条件的限制，钻孔少，原先没进行过稳态测温工作。在若尔盖盆地获得的红参1钻井的稳态温度资料及热导率数据填补了该地区热流数据图1阿坝一简阳削面位置及区域构造示意图Fig.1Geologicalandtectonicmap

13、ofAba-Jianyanggeotraverse虹参|井现今#1度分布图00g236003500T尸温度/幻0204060801001204060100400045005000G=22.39r/km0=63.8mW/m2龙深1井现今沮度分布图粉砂岩，砂宕Ij灰岩龙651井现今温度分布图图2钻孔温度分布2Boreholetemperatureprofile的空白，为更加准确地确定松潘一甘孜构造带和四川盆地的现代热状态起到了重要的作用。这些井都经过了一定的静井时间，井液温度与地层温度基本达到平衡，地温梯度基本反映实际情况C在进行温度测量的同时，我们也选取测温钻井的岩心进行了热导率测信。仪器使用德

14、国产TCS热导率测试仪，该仪器测鼠范围为0.225W/mK,测量精度为3%。由于钻井取心的限制，红参1井测温段测试3块岩心，龙深1井测温段2块岩心，龙651井3块岩心（表1）,地温梯度通过恒温层以下温度数据线性回归获得，对于缺失层段热导率，根据实测315块四川盆地沉积层平均热导率柱子所确定的各层段热导率数据。松潘一甘孜地块只获得红参1井07000m范围内40块沉积层岩石样品的热导率，可以作为松潘一甘孜地块沉积层热导率的参考。表1钻孔热导率Table1Thermalconductivityofborehole钻孔测温段地层样品岩性样品个数/个热导率值/W/nvK平均热中率/W/m-K红参1T3Z

15、泥岩22.642.8682.754细砂岩13.0633.063龙深1T3x泥岩11.8441.844中砂岩13.8533.853*龙651阜泥岩12.1672.167中砂岩21.736-2.0391.8881>4泥岩2.438*中砂岩12.6882.688采用川酉岩石平均热导率值而我们根据实测确定红参1井大地热流为94.7mW/m2,从而揭示松潘一甘孜构造带为高热流区。龙深1井位于龙门山构造帝上，具有飞来峰构造，是逆冲推覆造成的，其下部地层应为扬子板块原地岩层，实际测温深度为4500m,地温梯度为22.39龙/km,确定其大地热流为63.8mW/m2,表现出扬于地块构造活动较弱的特征，但

16、是由于钻井位于山前靠高原一侧，山前岩层的褶皱引起热流的折射汇聚，使得热流相应还是比盆地平均大地热流值高。龙深1井距离汶川地震震中约50km；对其热状态的研究也有助于我们认识汶川地震产生机制。龙651井位于成都东部的龙泉山构造带，测温深度为3200m,地温梯度为24.14%：/km,确定其大地热流为55.5mW/m2,反映盆地内部的热状态。3口钻井热参数见下表（表2）：表2钻孔基本数据Table2Basicdataofborehole钻孔地温梯度/Y/km热导率/W/m-K大地热流/mW/mJ静井时间红参】32.152.94794.7龙深122.392.85063.8两个月龙65124.142.

17、30】55.5一年3.2热流分布研究区地表热流分别来自前文确定的3个钻孔热流数据及已有文献收录数据（胡圣标等，2001；袁玉松等，2006）作为剖面温度模拟的基础。根据区域热流变化划分为两个热构造单元，即龙门山构造带以西的倒三角形的松潘一甘孜印支造山带和东面的扬子陆块上的四川中新生代含油气前陆盆地。在龙门山以西，表现为中新生代构造的高热流特征，实测红参1井热流值达到94.7mW/m2；龙门山以东的四川盆地为上扬子陆块的占老克拉通地块，表现为中低热流特征，平均热流值为53.1mW/m2o龙门山以东研究区域内，有前人发表热流数据十儿个，确定川西坳陷为中低热流区，本次实测数据也是对原有数据的验证。松

18、潘一甘孜构造带由于地理条件的限制，迄今为止，只有胡圣标等（2001）根据华南深部地球物理剖面：四川一湖南地热流研究报告发表一个热流数据，热流值仅为36.01土3.52mW/m2o但是该钻孔静井时间只有12h,远远不能满足热平衡的要求，所以本次模拟计算时剔除这个热流值。我们对红参1井的温度、热物性测危精确度高，从而为分析该构造区的深层构造打下良好的基础。4深部温度和热结构4.1数值模型和热参数因为岩石横向不均质性而导致热导率和生热率等热参数的不同，二维热传导和稳态热条件下控制方程为：艰噌+*（噌+4（3=°式中：T为温度（勾）；4为生热率（piW/m3）；k为热导率（W/mK）；74和

19、力均为坐标（%,z）的函数。在此0=ZoWzWZb=8Okm,0=x0=630km,模型边界条件为：r（K,z°）=To（x）-（xL,z）=-（xo,z）=O-心,zC祭（w。=QbG）OX式中：To是地表平均温度（Y）,本文中松潘一甘孜地块为7X,四川盆地为16勾；Q是基底热流。二维温度场模拟使用一个二维有限元程序，纵横分别采用等间距网格计算，热导率假定与温度有关，表达式为：k（T,z）=&。（1+cz）/（I+bT）式中：z为深度（km）；b和c为常数；扁为0勾时常压下的热导率°相关参数值见表3。岩石圈范围内岩层的生热率采用地震波速（七）与放射性生热率（4）的

20、实验关系（RybachandBuntebarth,1984）来确定，公式如下：ln/4=12.6-2.17vp（1）InA=13.7-2.17vp（2）4为生热率（jiW/m，）;%为在20100MPa时的地震波速（km/s）,地震波速在计饥前必须进行相应的原位波速温、压校正。不同构造带生热物质明显不同（Gornovetal.,2009），松潘一甘孜地块和四川盆地虽然其地层组成相同（松潘一甘孜地块为上扬子板块分裂出来），但是由于经受构造改造，松潘一甘孜地块已经转化为造山带，其地层生热率明显增大，适用于公示（2）；四川盆地为克拉通盆地，适用公示（1）。地壳表层，即对应于<5.8km/s的地

21、震波不连续界面以上的上地壳沉积Zf0/W/m,Kbc沉积层2.2-0.0010.0015上地壳30.00150.0015下地壳2.60.00010.0015上地幔400.0015表3热导率值及相关参数(据ChapmanandFurlong,1992)Table3Thermalconductivityvaluesusedfortemperaturemodeling(afterChapmanandFurlong,1992)图3阿坝一简阳剖面地震波速及生热率值分布Fig.3Crustallayerswithvp-velocitydistributionanddistributionofhealgen

22、erationvaluesalongthe4-Jprofile层，其生热率由地表实测生热率平均值根据下式计算获得（Rybach,1976）：4=0.01p（9.52U+2.56Th+3.48K）式中：4为生热率（ixW/m，）/为密度（"质，），U、Th和K分别为岩石中铀（g/g）、钛（M-g/g）和钾（wt%）的含量。4.2结果和讨论地表热流（。）、基底热流（久）、热导率和生热率存在非线性关系，在二维有限元程序中计算。图4表示计算获得的地表热流（。）、地壳热流（QQ和地幔热流（QQ,及二维温度场模拟结果。从模拟结果可以看出，松潘一甘孜地块与四川盆地两个构造单元的热结构截然不同，松潘

23、一甘孜地块地壳热流（已）高，但是地幔热流（Qm）很小QQm，为“热壳冷慢”；四川盆地地壳热流（Q）较低，地幔热流（QQ相对较高，。c<<?m，为“冷壳热幔”；龙门山构造带地表热流变化较大，从高原一侧的高热流快速变为盆地一侧的中低热流，龙深1井所在区域虽然为龙门山构造带边缘，但是已具有和盆地相似的大地热流。这可能是由图4阿坝一简阳剖面二维温度场分布SPGZ.松潘甘孜地块；LMS.龙门山；SC.四川盆地Fig.4Calculated2-Dtemperature(°C)distributionalongtheJBgeotraverse于横向物质不均质性引起的。地表热流的分布与这

24、两个区域的构造特征是相对应的，松潘一甘孜地块基底原为上扬子地块的一部分，但是在后期断裂，并在中新生代以来由于印度板块和欧亚板块碰撞作用，成为构造活跃的造山带；四川盆地为克拉通型盆地，具有稳定的古老基底，中新生代以来构造活动较弱。青藏高原东缘松潘一甘孜造山带构造活动主要集中在地壳，垂向上，上地壳向盆地逆冲推覆，中、下地壳软弱层在龙门山构造带沿着四川盆地边缘向下运动；横向上，松潘一甘孜地块地壳向四川盆地东北、东南两侧挤出。推挤作用导致的剪切、摩擦生热等大多发生在地壳，尤其是中上地壳，从而引起中上地壳地温梯度增大，地壳热流大，而上地幔受到的影响较小，强烈的构造运动造成松潘一甘孜地块地表高热流，地幔低

25、热流的结构。而四川盆地地壳生热元索对热流贡献较小，使得热流贡献主要来自地慢，形成地表热流低，地幔热流相对高的结构。温度场表现形式有巨大差别。松潘一廿孜地块上地壳垂向温度增加快，从而表现为近地表的高地温梯度，向卜地温梯度减小较明显。而四川盆地地壳垂向地温梯度变化则较小。莫霍面温度在松潘一甘孜地块为1。01050龙，在四川盆地西缘为750800勾。热岩石圈温度下限在松潘一甘孜地块为1400-1450而在四川盆地热岩石圈温度下限为1250-13002。从模拟结果町以看出，松潘一甘孜地块莫霍面温度较高，最高可以达到1100弋，而四川盆地莫霍面温度相对较低，为750800勾。松潘一甘孜地块上地壳温度增加

26、较快，在中地壳上部温度可达到700-800°C，达到中酸性岩石熔融的F限。根据张沛等(2008)测定的龙门山冲断带彭灌杂岩岩石成分为中酸性岩石，其物质来源为沿大型拆离断层上涌的中地壳上部物质。所以可以推断，在中地壳上部岩石可以熔融或局部熔融，中上地壳间低速带可能就是熔融或部分熔融的物质，这样松潘一甘孜地壳中的低速带就构成了大型拆离断层的滑脱面，沿着滑脱面的构造运动形成r一系列的地壳表层脆性乾切带为主的浅层断裂，这些断裂构成了地震发生的物质基础。地震台网测定，2008年的“5.12”大地震的震源深度在1520km,正处于低速带向四川盆地一侧的顶端位置附近，壳内低速层外侧的深变质岩有利于

27、地应力高度集中，这可能是形成地震的一个重要原因。青藏高原东缘下地壳物质向东运移速度远大于上地壳(约5倍)，被四川盆地刚性块体阻挡从而向下流动，在板块边缘开始增厚。松潘一计孜地块中上地壳与川西坳陷的中上地壳厚度基本相似，但是川西高原下地壳明显增厚，从而使川西高原的地壳厚度达到60km左右，远大于川西坳陷的45km左右。扬子板块岩石圈对于松潘一甘孜地体的陆内俯冲作用使得松潘一甘孜地体冷却，基底热流减小，较低的松潘一甘孜地块地幔热流造成青藏高原东缘热岩石圈厚度相对高原内部较大。从温度剖面上可以看出，在龙门山断裂带附近岩层温度较低，岩石圈厚度较大，向青藏高原内部，岩层温度逐渐加大，岩石圈厚度减小，松潘

28、一甘孜地块莫椎面温度高达1100说明下地壳是相对热的、韧性的、易于流动的下地壳物质在受到阻挡后向下运动。松潘一甘孜地块岩石圈厚度120130km,并且是向龙门山冲断带增厚，从而符合Roydenetal.(1997)提出的下地壳流动，高原周缘岩石圈厚度大于高原内部的模型，可能与挤压边缘的均衡调整有关。5结论松潘一甘孜地块和四川盆地地表热流的巨大差异表明两个区域构造活动的差异，松潘一甘孜地块为造山带，表现为地表商热流(8。110mW/m2),地幔低热流，为“热壳冷幔”结构；四川盆地为克拉通盆地，地表热流表现为中低热流，50-60mW/m2,地樱热流相对较高，为“冷壳热慢”结构。松潘一甘孜地块热岩石

29、圈厚度11。130km,四川盆地西部热岩石圈厚度为120140km。松潘一甘孜地块强烈的造山运动产生较大的摩擦热，以及地幔热物质沿龙门山断裂通道的向上运移，使中下地壳温度升高，达到花岗岩融融温度，在中地壳上部易生成低速的局部熔融体或糜棱岩化的韧性变形体(层)，构成了大型拆离断层的滑脱层。参考文献胡圣标，何丽娟，汪集晞.2001.中国大陆地区大地热流数据汇编(第三版).地球物理学报.44(5)：6i1-626.HuShengbiao,HeLijuanandWangJiyang.2001.Compilationofheat(lowdataintheChinacontinentalarea(3rde

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