江西蘆溪縣南部大地熱流特征

張浩然,劉 凱,張垚垚,孫文潔,王書訓

1)中國礦業大學(北京),北京 100083;2)中國地質科學院,北京 100037; 3)中國地質大學(北京),北京 100083

近年來隨著化石能源的大量消耗,能源危機已經初顯態勢,全球各個國家開始把重點放在尋找和開發可再生能源上(Lund,2007)。隨著我國“碳達峰和碳中和”目標提出,綠色環?？稍偕茉丛谖覈谋戎剡_到了一個新的高度(劉凱等,2017; Sun et al.,2023)。地熱資源作為一種清潔可循環再生的綠色能源具有極大的利用價值(Lund et al.,2016; Gondal et al.,2017; 劉凱等,2018)。據估計,中國12個主要盆地地熱資源量約為24 964×1018J,其儲量相當于8 531.9億噸標準煤,每年可采儲量折合成標準煤約為6.4億噸(周總瑛等,2015),地熱資源開發潛力巨大。江西省中低溫地熱資源儲量豐富,以地表溫泉為主要出露形式,淺層地熱資源采用熱泵系統進行開發利用,主要用于供暖、溫泉療養、農業和養殖業生產(張學真,2013)。

大地熱流值是研究一個地區地熱場特征的綜合性熱參數,是地球內部熱狀態在地表的表征,同時也是巖石圈熱結構研究的基礎(Furlong et al.,1987; Pollack et al.,1993; 陳愛華等,2017),劉峰等(2020)研究了江西寧都縣北部大地熱流特征及地熱資源成因機制,研究得出,該區大地熱流平均值為93.6 mW/m2,地熱資源成因機制為“高產熱花崗巖放熱+多級次斷裂控熱導水”。段和肖等(2023)研究了滄縣隆起中部獻縣地熱田的大地熱流特征,其大地熱流值為70.58 mW/m2。閆曉雪等(2023)研究了江西贛縣大地熱流特征與熱源機制,贛縣地區平均大地熱流值為75.9 mW/m2,地熱資源的熱源機制為“地下水深循環加熱+高產熱花崗巖體生熱”。孫占學等(2016)研究了沁水盆地大地熱流與地溫場特征,其大地熱流值為44.8～101.8 mW/m2。雷曉東等(2018a)研究了北京平原區西北部大地熱流特征,其大地熱流值為48.1～99.1 mW/m2,熱流的分布受基底形態和斷裂構造控制。

蘆溪縣位于萍鄉市東南部,屬于環武功山地區。武功山地區地熱資源豐富,構造斷裂發育,其中地熱田有12處之多,多沿北東向斷裂呈串珠狀分布(圖1),研究區大地熱流值范圍為60～80 mW/m2(胡圣標等,2001),屬于較高熱流背景區域。然而蘆溪縣南部地區的巖石熱物性參數、大地熱流值數據等尚不全面,還比較缺乏,地熱研究程度較低,制約了研究區地熱資源的可持續研究與開發。本文選定蘆溪縣南部的新泉和石溪地區作為地熱研究典型區,通過對研究區巖石熱物性參數測試、地溫測井等方法,結合前人的研究數據,計算得到該地區大地熱流值與主要巖性巖石的放射性生熱率,分析了該地區的大地熱流特征,為下一步該地區將來的地熱資源勘探開發和研究利用提供理論指導。

圖1 江西武功山地區地質地熱資源分布簡圖(據張垚垚等,2022修改)Fig.1 Simplified regional,geological,and geothermal distribution map of the Wugongshan area,Jiangxi Province(modified from ZHANG et al.,2022)

1 地質背景

1.1 區域地質背景

武功山地區位于江西省中西部,地處羅霄山脈北支,位于華南早古生代造山帶的中段(岳煥印等,1998),揚子板塊與華夏板塊匯聚帶的南側(圖1),屬于華夏板塊北緣贛中構造碰撞帶。研究發現,武功山是一個典型的花崗巖穹窿伸展構造(舒良樹等,1998; 岳煥印等,1998)。

武功山地區巖性以花崗巖類分布最廣,規模最大,其中主要為中酸性的S型花崗巖,巖漿巖主要形成年代為早古生代和中生代時期,主要是上地殼沉積巖層在巖漿作用下重熔經結晶分異作用形成(岳煥印等,1998),代表性巖石以英云閃長巖、花崗閃長巖、黑云母二長花崗巖、黑云母花崗巖、二云二長花崗巖為主,其礦物組成主要為斜長石、鉀長石、黑云母、角閃石及少量石英,暗色礦物含量較多,其結構有中粗粒斑狀、細粒斑狀、粗粒、細粒結構。并且巖石大多受到后期構造運動造山運動的改造,礦物呈定向排列,發育了片麻狀構造。

武功山地區地熱多處于斷裂構造交匯處。多期碰撞造山和巖漿侵位導致武功山地區地熱資源密集分布。區內發育三組北東向斷裂,即北東側的溫湯—萬龍山斷裂和南東側的錢山—三江斷裂及滸坑—洪江斷裂,武功山地區地熱資源分布具有沿此三條北東向斷裂呈帶狀展布特征(圖1)。武功山地區北東向深大斷裂延伸較遠,規模較大,對地殼的切割深度大,為地下水的深部循環及構造導熱提供了有利條件,對地熱形成起主導作用。

1.2 蘆溪縣南部地區區域地熱地質特征

研究區主要位于蘆溪縣南部的新泉和石溪地區,地處揚子與華夏板塊之間的新元古代欽杭縫合帶南側(Shu et al.,1996; Guo et al.,1996),華南加里東褶皺帶中段北緣(樓法生等,2005),亦屬于江南造山帶南延于贛西部分的南側,并且坐落在武功山復式花崗巖穹隆的山間,構造演化歷史十分復雜。

北東向溫湯—萬龍山斷裂穿過了新泉地區,該斷裂是本研究區一條重要的控熱控水斷裂,這條斷裂向北延伸穿切了揚子與華夏板塊之間的欽杭縫合帶的南側邊界。石溪麻田地區緊鄰F1、F3兩條北東向斷裂和F2北北東向斷裂(圖1),其中F1(黃竹塘—焦沖斷裂)規模較大,區域延伸大于10 km,呈密集平行的北東向節理裂隙發育,F2斷裂較F1斷裂規模小。研究區地質剖面圖見圖2。研究區主要巖層為早古生代變質巖和花崗巖,透水性較差。然而在研究區構造斷裂發育,裂隙、節理發育,巖石破碎,往往形成具有一定埋藏深度和厚度的斷裂破碎帶,是地熱流體的儲存場所,同時由于深大斷裂發育,溝通地殼深部熱量,為深部的熱水循環提供了良好的通道和儲存場所。同時由于深大斷裂發育,溝通地殼深部熱量,為深部熱水循環提供了良好通道和儲存場所,使深部熱水可以沿斷裂通道上升,形成地熱異常,對地熱形成起主導作用。

圖2 蘆溪縣南部地區地質剖面圖(剖面位置見圖1中剖面AB)Fig.2 Geological profile of the southern region of Luxi County (located in the section AB of Fig.1)

2 分析測試和計算結果

2.1 巖石熱導率參數測試

巖石熱導率是計算大地熱流和深部溫度的重要參數,本次采集武功山地區1口鉆孔(石溪ZK01)鉆孔巖心樣品12件,取樣深度范圍為205～1 637 m不等(表1),采樣點位如圖1所示。新泉地區引用前人的鉆孔巖心采樣數據包括新泉ZK11,新泉ZK12,新泉ZK13,3個鉆孔的巖心樣品數據16個(Liu et al.,2023)。本次總共采集樣品數量28件進行巖石熱物性和大地熱流值的分析和計算。本文選取的4口鉆孔均位于斷裂構造帶附近,區域地層、構造分布較好,鉆孔的巖心樣品涵蓋研究區大部分的巖層。

表1 蘆溪縣南部地區巖石熱導率及放射性生熱率參數Table 1 Thermal conductivity and radioactive heat generation rate parameters of rocks in the south of Luxi County

熱導率測試是通過瑞典生產的Hot Disk熱常數分析儀?？蓪Χ喾N巖石樣品的熱導率、比熱容等巖石熱物性進行高精度的測量。該儀器的工作原理為基于瞬變平面熱源(Transient Plane Source,TPS)方法,該儀器的核心元件是一個由10 μm厚的金屬鎳刻蝕而成具有雙螺旋結構的薄片探頭,探頭邊緣為4～100 μm的絕緣薄膜,通常將探頭置于兩個樣品中間進行測試(Sizov et al.,2016)。Hot Disk探頭既是熱源又是溫度傳感器,在測試過程中,通過輸出恒定電流,電流通過探頭產生一定升溫,使探頭電阻發生變化,從而產生一定的電壓降(雷曉東等,2018b),探頭的熱容量可忽略不計。通過記錄一段時間內電壓變化,可以得到探頭的溫度變化,通過相對應的溫度函數模型,對實驗結果瞬態曲線分析,進而得出被測樣品導熱系數。

按照巖石巖性不同,蘆溪縣南部地區巖石可分為3類。熱導率均值最大的為硅質石英巖6.176 W/(m·K),其次為侵入巖2.647 W/(m·K),變質巖熱導率均值最小為2.314 W/(m·K),繪制不同巖性巖石熱導率的直方圖和箱圖(圖3,圖4)。江西省現今實測熱流值點43個,熱流值范圍介于55～93.6 mW/m2,平均熱流值為71.5 mW/m2(李學禮等,1992; 胡圣標等,2001; 劉峰等,2020),研究區大地熱流值在江西地區位于中上等,熱流值較高。寧都縣北部侵入巖熱導率介于2.45～4.35 W/(m·K),平均熱導率為2.59 W/(m·K) (劉峰等,2020)。贛縣地區侵入巖熱導率介于2.4～2.68 W/(m·K),平均熱導率為2.52 W/(m·K) (閆曉雪等,2023)。研究區侵入巖平均熱導率為2.65 W/(m·K)。研究區侵入巖的熱導率與鄰區侵入巖熱導率較為接近。

圖3 不同巖性熱導率直方圖Fig.3 Histograms of thermal conductivity for different lithologies

圖4 不同巖性熱導率參數箱線圖(分位符代表: 最大值、75%、中位數、25%、最小值)Fig.4 The boxplot of thermal conductivities (division character means: maximum,75%,the median,25% and the minimum value)

2.2 鉆孔測溫及地溫梯度

鉆孔測溫是了解地溫場最直接的方式,是地熱研究的基本方法之一,主要的溫度數據一般包括系統測溫溫度、孔底測溫溫度(bottom hole temperature,BHT)、試油溫度(drill stem temperature,DST)等(唐曉音等,2016; 雷曉東等,2018a)?？椎诇y溫為隨鉆測溫,每鉆進100 m,定深測溫一次,孔底測溫井溫基本恢復達到穩態或似穩態狀態(He et al.,2008),本次測溫主要為孔底測溫,各鉆孔孔底測溫數據如圖5所示。4個鉆孔50—100 m深的測溫溫度均小于30 ℃。其中,新泉ZK11和新泉ZK12溫度隨深度變化較為均勻(圖5)。而石溪ZK01和新泉ZK13分別在1150—1300 m、800—900 m處溫度曲線出現較大波動,溫度曲線出現下凹,可能與該處導熱裂隙或破碎帶發育有關,有地下冷水通過裂隙或破碎帶混入,導致該深度段溫度隨深度增加增溫較小。故在進行大地熱流計算時可以跳過該深度段進行計算。

圖5 鉆孔測溫溫度-深度曲線圖Fig.5 Wells temperature-depth curve

4個鉆孔所選取的深度范圍包含了鉆孔內的所有巖性,可滿足大地熱流測量的要求,利用上述4個鉆孔的孔底測溫數據,結合所測的巖心熱導率數據,進行大地熱流值計算。

2.3 區域大地熱流特征

大地熱流,是指單位面積、單位時間內由地球內部傳輸至地表,而后散發到太空中去的熱量。大地熱流是一個綜合參數,是地球內熱在地表可直接測得的唯一物理量(徐明等,2011),大地熱流比其他更基礎的地熱參數(如溫度、地溫梯度)更能確切地反映一個地區地熱場的特征(Furlong et al.,1987;Pollack et al.,1993; 左銀輝等,2013),例如高熱導率巖石分布區,其地溫梯度可能不高,但熱流值卻可能比較高。熱流的測定和分析屬于地熱研究的一項基礎工作。在理論上,它對地殼的熱狀態與活動性、地殼與上地幔的熱結構及其與某些地球物理場的關系等理論問題的研究具有重要意義; 在應用上,是區域熱狀況及地殼穩定性評價、地熱資源潛力與資源量評價、油氣生成能力與生油過程分析等應用方面的基礎性參數(Osipova et al.,2015)。

陸地大地熱流值的計算方法具體為該區域地溫梯度和巖石熱導率兩個參數的乘積(王良書等,1995)。對研究區4個鉆孔的地溫梯度進行計算,地溫梯度根據實測鉆孔溫度數據和測溫段長度相除(△T/△h)求得(肖衛勇等,2001; 李衛衛等,2014),根據測井溫度結果和鉆孔巖性資料來分析地下水對測溫曲線的影響,選擇測溫曲線較平直,受地下水對流影響較小的測溫段進行地溫梯度計算(劉峰等,2020)。由于不同巖層地溫梯度可能相差較大(閆佰忠等,2018),因此要結合相應測溫段的熱導率數據,對不同層段的熱流值進行分段疊加得到該鉆孔大地熱流值,即:

式中,Q為該井的分段疊加計算的實測大熱流值,Qi為其中某一測溫段△Hi的大地熱流值,由該測溫段的地溫梯度△Ti/△Hi與該段的熱導率Ki相乘得來,H為所有測溫段長度Hi的總和。

研究區的地溫梯度范圍為10～65 ℃/km,其中石溪地區平均地溫梯度為35.3 ℃/km,新泉地區平均地溫梯度為25.6 ℃/km(圖6)。蘆溪縣南部地區地溫梯度平均值為28.1 ℃/km。大地熱流值計算過程中選取的測溫段均為較平滑,受地下水影響較小的區段。其中,石溪ZK01選取的溫度計算深度段為300—1 150 m,新泉ZK11選取的溫度計算深度段為300—950 m(圖5),新泉ZK12選取的溫度計算深度段為1 100—1 550 m,新泉ZK13選取的溫度計算深度段為100—800 m(圖5)。結合巖心熱導率測試結果,進行大地熱流值計算。

圖6 石溪ZK01、新泉ZK11、新泉ZK12、新泉ZK13鉆孔地溫梯度曲線圖Fig.6 Geothermal gradient curves of Shixi ZK01,Xinquan ZK11,Xinquan ZK12 and Xinquan ZK13 boreholes

由于巖石的熱導率受溫度的影響,會隨著溫度的升高而降低(趙永信等,1995),其中熱導率測試是在25 ℃環境下進行的,與鉆孔中實際地溫相差較大,為獲取精確的大地熱流值數據,對于有實測原位溫度的鉆孔巖心,要根據其原位溫度進行熱導率的校正(Anand et al.,1973)。熱導率和溫度的經驗關系公式見式(2)、式(3)(Sass et al.,1992),前人研究發現該經驗公式在中國大陸地區幾千米內的地層都較為適用(He et al.,2008),故對于實測的巖心熱導率數據可采用以下兩個公式(2)、(3)進行巖心熱導率的校正:

上兩式中,T為鉆孔巖心的原位溫度(℃),K(0)和K(25)分別為巖石在0 ℃和25 ℃時的熱導率值(W/(m·K)),因為江西省25 ℃等溫面平均埋深為172 m,大部分介于150～200 m 之間,故對于一些鉆孔巖心無25 ℃時的熱導率值的用150～200 m的巖心熱導率值代替(表2)。

表2 蘆溪縣南部大地熱流值計算結果Table 2 Terrestrial heat flows calculation results for southern Luxi County

新泉ZK12鉆孔由于其鉆井取芯的深度是從1 133.07 m開始的,該深度的孔底溫度為48.8 ℃,遠遠大于25 ℃,而孔深150 m處的孔底溫度為25 ℃但無巖心熱導率數據,因此該鉆井無法進行準確的巖石熱導率校正,故該孔只有大地熱流值分段疊加的計算值,無校正大地熱流值。

蘆溪縣南部大地熱流值范圍約為65～84 mW/m2,平均大地熱流值為76.39 mW/m2,遠大于全球大陸大地熱流平均值65 mW/m2(Pollack et al.,1993)和中國大陸大地熱流平均值61.5 mW/m2(姜光政等,2016)。

2.4 巖層放射性生熱特征

放射性元素的衰變生熱是地球內部驅動眾多深部構造熱過程的重要動力來源(Morgan,1984; 王安東等,2015),也是地熱資源的主要熱源之一,開展巖石放射性生熱元素分布規律研究,對查明放射性衰變熱對地表熱流值的貢獻率以及理清巖石圈熱結構都具有十分重要的意義(趙平等,1995; 邱楠生,2002)。研究區大量發育花崗巖和少量花崗片麻巖,花崗巖所占比例在80%以上,其中以志留紀時期黑云母花崗巖和片麻狀花崗巖為主要巖性。巖石的放射性生熱率主要是由一定豐度的長半衰期放射性元素U、Th和K在衰變過程中所釋放的放射性衰變熱產生。巖石的放射性生熱率通過測量巖石中U、Th、K三種元素的含量進而計算得出,對于巖石放射性生熱率的計算,學者們提出了一些計算方法(Rybach,1976; Wollenberg and Smith,1987),采用Rybach(1976)提出的計算公式:

式中,A為巖石放射性生熱率(μW/m3),ρ為巖石密度(g/cm3),CU、CTh、CK分別為巖石中鈾(μg/g)、釷(μg/g)、鉀(%)的含量。U、Th使用電感耦合等離子體質譜儀(ICP-MS)測定,不確定度為1%～10%,K元素由X射線熒光光譜儀(XRF)測定,不確定度為1%～2%(表1)。

3 討論

通過以上的研究,計算得出蘆溪縣南部大地熱流值共4個,其中進行大地熱流值校正的有3個,蘆溪縣南部地區巖石熱導率、地溫場和熱源機制特征主要有以下幾個方面。

3.1 巖石熱導率特征

巖石的熱導率是指沿熱傳遞方向單位長度上溫度降低1 ℃時單位時間內通過單位面積的熱量,熱導率的大小決定了巖石導熱能力的大小(Farouki,1981)。

研究區三種巖性巖石熱導率隨深度增加總體上呈現減小的趨勢(圖7),但變化程度略有不同。硅質石英巖、侵入巖和變質巖的相關系數分別為-0.88、-0.4和-0.04,硅質石英巖熱導率與深度呈明顯負相關,熱導率從6.96 W/(m·K)減小至5.22 W/(m·K),侵入巖和變質巖負相關程度較差。侵入巖和變質巖的標準差分別為0.6和0.2(表3),表明變質巖的熱導率隨深度增加其波動較小,主要在2.06～2.5 W/(m·K)之間。

表3 巖石熱導率均值與標準差Table 3 Standard deviation and mean values of rock thermal conductivity

圖7 不同巖性巖石熱導率-深度關系Fig.7 Thermal conductivity-depth relationship of rocks with different lithologies

研究區巖石熱導率變化范圍為2.06～6.176 W/(m·K),平均值為2.74 W/(m·K),其中70%的巖石熱導率介于2.5～4.0 W/(m·K)之間,高于上地殼的平均熱導率2.5W/(m·K)(Rybach,1976),劉峰等(2020)研究得出江西寧都縣北部巖石熱導率介于2.46～4.35 W/(m·K)之間,平均值為3.32 W/(m·K),熱導率值略大于蘆溪縣南部地區,但相差不大,巖層導熱能力比研究區略強。研究區硅質石英巖的平均熱導率高達6.176 W/(m·K)(表3),侵入巖的平均熱導率為2.647 W/(m·K),變質巖的平均熱導率為2.314 W/(m·K)。硅質石英巖的熱導率是上地殼熱導率的2.5倍,是侵入巖的2.2倍,變質巖的2.3倍,表明硅質石英巖具有良好的導熱能力,是良好的導熱巖體。同時,硅質石英巖主要分布于斷裂破碎帶中,其較高的熱導率使研究區的斷裂帶具有較好的導熱能力,區內的深大斷裂和次級斷裂成為良好的導熱通道。

3.2 地溫場特征

地溫場是指地球內部的熱量通過不同熱導率的巖石在地殼上的表現,是地球物理場的重要組成部分,地溫的分布形態和差異主要取決于區域地質、深部構造結構、巖漿作用等。地溫場的研究對于一個地區的地熱異常成因、控熱構造和地熱資源的開發利用具有重要意義,其主要研究方法是結合鉆孔地溫測量和巖石的熱物性參數,來分析現今的地溫梯度和大地熱流特征。

地溫梯度是指地球內部恒溫帶以下地溫隨深度的變化率,是地溫場研究的基本物理參數(℃/km),在一定程度上反映了研究區的熱狀態。通過對蘆溪縣南部地區4個鉆孔的實測鉆孔地溫數據進行分析計算,得到了鉆孔的測溫溫度-深度曲線圖和地溫梯度-深度剖面圖(圖4,圖5,圖6)。在進行地溫梯度的計算中,選擇較平直的測溫曲線作為基礎的測溫數據,選取每隔100 m的溫度數據進行計算,數據點分布較均勻,所選取的數據段較合理,可用性較強。計算得到石溪地區的平均地溫梯度為35.3 ℃/km,新泉地區的平均地溫梯度在22～31 ℃/km之間,研究區的平均地溫梯度為28.1 ℃/km,中國的平均地溫梯度為25～30 ℃/km,表明研究區的地溫梯度總的來看在我國屬于中上等水平,其中石溪地區的平均地溫梯度＞35 ℃/km,按照中國的劃分標準來看(雷曉東等,2018a),石溪地區屬于地熱異常區,研究區目前只有新泉一個地熱田,石溪地區的地熱異常表明該地區具有較大的地熱勘探開發潛力。江西省的地溫研究開始于20世紀70年代,通過對測溫資料研究發現,江西省平均地溫梯度介于19.7～24.7 ℃/km之間,贛北地區平均地溫梯度為19.7 ℃/km,萍樂坳陷帶平均地溫梯度為22.2 ℃/km,贛南地區平均地溫梯度為24.7 ℃/km,呈現出從北到南地溫梯度不斷增加的趨勢。從區域上來看研究區的平均地溫梯度為28.1 ℃/km,遠高于中西部地區的塔里木盆地20 ℃/km和準格爾盆地21.2～22.6 ℃/km等克拉通盆地(唐曉音等,2016),但遠小于珠江口盆地37.9 ℃/km(唐曉音等,2016)。表明地溫梯度分布與地殼厚度具有密切關系,從大陸內部到沿海地區,地殼厚度不斷減薄(姚伯初,1998),地溫梯度呈增加趨勢。

大地熱流是最能確切反應一個地區地熱場特征的參數(藺文靜等,2012)。研究區大地熱流值的計算和校正均嚴格按照歷次中國大陸地區大地熱流數據匯編(共四版)的方法來進行,連續測溫段均超過50 m,計算熱流值所用的巖石熱導率均為鉆孔內對應深度的巖心實測值。其中石溪ZK01鉆孔、新泉ZK11鉆孔和新泉ZK13鉆孔的測溫段長度、測溫段數據質量、熱導率測試樣品數均達到了大地熱流值測量的A類(最高級別)標準(汪集旸等,1988; 汪集旸等,1990; 胡圣標等,2001; 姜光政等,2016)。新泉ZK12鉆孔由于其巖心的取芯深度較深,缺少25 ℃時熱導率值,其熱導率無法進行校正,故該孔的大地熱流值的數據質量為C類。其他三個鉆孔的大地熱流值精確性較高。

蘆溪縣南部地區平均大地熱流值高達76.39 mW/m2,其中華南造山帶熱流值范圍為61.1～101 mW/m2,平均值為75.3 mW/m2,研究區的熱流值在華南造山帶中屬中上等水平,研究區北部的江南造山帶熱流值范圍為35.6～69.2 mW/m2,平均值為55.3 mW/m2(胡圣標等,1994),研究區的大地熱流值遠高于北部的江南造山帶和中國大陸地區的大地熱流平均值,表明蘆溪縣南部地區屬于大地熱流高值區。

蘆溪縣南部地區較高的大地熱流值表明該地區具有較高的區域熱背景,目前蘆溪縣南部地區雖然僅發現了新泉地熱田,但是該地區的地熱資源有較大的開發利用潛力,在麻田鎮石溪地區的石溪1號溫泉勘探井,最大涌水量每日681.55 m3,實測最高水溫達63 ℃,表明了該地區的地熱資源開發潛力大,地熱資源儲量豐富可利用價值較高。但是研究區的地熱勘探工作進展的并不順利存在很多的勘探困難。大地熱流異常區地熱勘探依舊相對困難主要有以下幾個原因,前期的地質勘查程度較低,導致后期勘查進展緩慢?？碧介_發資源投入不足,導致地熱資源開發活力有限?？碧介_發過程中對于相關的基礎資料缺乏整理與全面收集,限制了工作效率與質量。在勘探開發過程中由于鉆井工藝大多采用正循環泥漿鉆井,會導致鉆井液污染和堵塞地層,影響鉆井工程質量、單井出水量及地下換熱效率。新泉和石溪地區鉆取地熱資源不容易存在以下原因,前期沒有進行詳細的物探定井,主要依靠地面表層的巖層的產狀和巖性來尋找斷裂帶,但露頭情況與地下深部構造存在一定差異,導致鉆取地熱資源較為困難。

3.3 熱源機制

大地熱流的熱源主要為地殼巖石中元素放射性生熱和地幔熱,一般認為,巖石中富含U、Th、K等元素的礦物,放射性生熱會釋放大量的熱,在適宜的部位可以聚集形成較高的地熱異常(Mareschal et al.,2013)。中國東南地區,江西寧都燕山期混合巖放射性生熱率平均值為7.9 μW/m3,安徽省九華山花崗巖平均值為6.8 μW/m3,廣東諸廣山燕山期花崗巖平均值為5.9 μW/m3,均大于5 μW/m3(趙平等,1995; 劉峰等,2020),均屬于高產熱巖體(Siégel et al.,2014)。研究區巖石生熱率無較高值出現,總體上偏小,巖石放射性生熱率變化范圍為0.02～3.42 μW/m3?；◢弾r的放射性生熱率最大,其均值為2.31 μW/m3(表4),其次為變質巖,放射性生熱率均值為1.84 μW/m3,硅質石英巖的放射性生熱率最小,其均值為0.3 μW/m3。

表4 巖石放射性生熱率均值與標準差Table 4 Standard deviation and mean values of rock radioactive heat generation rate

研究區不同巖性巖石生熱率隨深度變化各不相同(圖8)。變質巖生熱率與深度相關系數為-0.65,生熱率隨深度增加呈現減小的趨勢,生熱率從3.42 μW/m3減小到0.09 μW/m3。侵入巖和硅質石英巖的相關系數分別為0.1和0.73,生熱率與深度呈正相關,硅質石英巖的生熱率與深度正相關程度較高,其生熱率從0.02 μW/m3增大到0.8 μW/m3,侵入巖的生熱率與深度正相關程度較低。變質巖生熱率的標準差為0.9(表4),其生熱率隨深度增加波動較大,硅質石英巖和侵入巖的標準差分別為0.7和0.5,侵入巖的生熱率隨深度增加波動較小,主要在1.95～2.85 μW/m3之間。

圖8 不同巖性巖石生熱率-深度關系Fig.8 Heat generation rate-depth relationship of rocks with different lithologies

硅質石英巖的高熱導率,低放射性生熱率,為其成為良好導熱巖體奠定了基礎。全球花崗巖放射性生熱率平均值為2.1～2.5 μW/m3(McLaren et al.,2003),相比典型的放射性生熱率主導的地熱田而言,蘆溪縣南部地區的花崗巖并未表現出較高的放射性生熱異常,并不是高產熱花崗巖,盡管元素的放射性生熱對大地熱流有一定的貢獻,但并非是該區域的主要熱源。

武功山地區的地殼厚度在32.4～33.8 km之間(張永謙等,2019),遠小于我國大陸地殼厚度的平均值47.6 km,也小于世界地殼平均厚度35 km。武功山地區屬于地殼厚度較薄區,該地區的地殼厚度減薄與上地幔軟流圈上涌有關,晚中生代時期發生了一次構造轉折事件,受古太平洋板塊俯沖作用的影響,華南地區經歷了由擠壓向拉張的轉化,軟流圈物質上涌,華南地塊地殼被明顯減薄(Faure et al.,2009)。武功山地區深大斷裂發育,熱量可沿斷裂傳導,形成了武功山地區大地熱流高值區。

為查明研究區的熱源是否來自于地幔,在此引入氦同位素的研究,地殼中巖石礦物放射性元素如鈾、鐳、氡衰變可產生熱量,并使地熱水中產生水溶氦氣,同時氦同位素可以判別深部是否有含高熱量的幔源物質的上涌(Hilton et al.,1993)。氦元素有兩種穩定同位素,即3He和4He,其中3He主要是地球形成時捕獲的原始氦,可代表地幔來源,4He主要是放射性元素(鈾、鐳、氡等)衰變產生,可代表地殼來源。其中3He/4He與4He/20Ne的關系可用來判別地下熱水受大氣氦、殼源氦以及幔源氦影響的程度,為研究地下熱水的成因提供依據(Ma et al.,2015)。氦氣根據其來源分為殼源氦、幔源氦和大氣源氦。其中,大氣氦3He/4He值為一個常數,常用Ra來表示,Ra=1.4×10-6; 殼源氦3He/4He的典型值為2.0×10-8; 幔源氦3He/4He的典型值為1.1×10-5(李修成等,2016)。用R/Ra來表示氦同位素的特征,R表示樣品的3He/4He比值,Ra表示大氣的3He/4He比值,若R/Ra＜1則是殼源氦的特征,若R/Ra＞1則說明有幔源氦的加入。研究區地下熱水氦同位素R/Ra=0.08遠小于1,表明熱水中氦氣有明顯的殼源成因,基本沒有深部或有少量的高溫幔源物質來源。巖漿活動對現今地溫場的影響取決于巖漿活動的年代和巖漿體規模,研究區巖漿巖的形成時代為志留紀時期,花崗巖的冷卻時間5～8 Ma,由于研究區的巖漿活動較久遠,且埋藏深度較淺,其內熱已基本散失,無法提供熱量。故研究區的地下熱水是在深循環過程中,在較大的大地熱流背景值之下,被地殼深部地熱加熱而形成的。因此研究區地表熱流的主要熱源來自于地殼深部地熱,地殼深部熱源主要為深部巖層巖石放射性生熱提供熱量。

綜上,本次通過實測數據和前人的測量數據系統分析了蘆溪縣南部地區的巖石熱導率特征、地溫場特征、熱源機制及基礎地質條件,在研究區內增加了3個高質量的大地熱流值測點。蘆溪縣南部地區的熱源主要來自于地殼深部地熱,與前人對武功山地區的熱源研究基本一致(張垚垚等,2024),研究區深大斷裂和次級斷裂發育,巖體熱導率較高,導熱性較好,地殼深部的熱量和熱流會沿著斷裂帶上升,大氣降水和地表水因重力作用會沿著節理裂隙帶下滲,逐漸接受增溫,形成高于常溫的溫熱水,由于溫度升高,水的密度逐漸減小,地熱水的密度比溫熱水小,因此地熱水會上浮而溫熱水會下滲繼續接受加熱,此外由于補給區和排泄區存在水頭差,形成地下水對流,產生局部熱擾動,使得大氣降水及地表水入滲地下接受加熱,地下熱水上升出露地表。深大斷裂為深部熱水的循環提供了良好的通道和儲存場所,使地下深部熱水和熱量可以沿斷裂通道上升,在地表形成水熱型地熱資源和地熱異常。地熱能在斷裂帶附近的花崗巖和硅質石英巖中聚熱和傳熱,溫湯—萬龍山深大斷裂和F1斷裂(黃竹塘—焦沖斷裂)為研究區重要的控熱和導水構造。

4 結論

本文以蘆溪縣南部的新泉和石溪地區為典型區,結合地溫測井、巖石熱物性測試分析等工作,對研究區的熱導率特征、地溫場特征、熱源機制進行了研究?；谝陨涎芯?得到如下結論:

(1)研究區巖石熱導率均值為2.74 W/(m·K),其中70%的巖石熱導率介于2.5～4.0 W/(m·K)之間,高于上地殼的平均熱導率2.5 W/(m·K)。硅質石英巖的平均熱導率高達6.176 W/(m·K),是上地殼平均熱導率的2.5倍,圍巖的2.3倍。分布于斷裂帶中的硅質石英巖因其高熱導率,低放射性生熱率的特性,是研究區斷裂帶中的主要熱導體。

(2)根據實測數據計算,研究區大地熱流平均值為76.39 mW/m2,遠高于中國大陸大地熱流平均值和全球熱流的平均值。表明研究區具有較高的熱背景值,在水熱條件連通較好的情況下易形成地熱田。

(3)研究區花崗巖放射性生熱率均值為2.16 μW/m3,低于全球花崗巖放射性生熱率?；◢弾r放射性生熱不是地表熱流的主要熱源。

(4)研究區地熱資源主發育于北東向溫湯—萬龍山深大斷裂和F1斷裂(黃竹塘—焦沖斷裂)沿線,研究區熱源主要為地殼深部供熱,深大斷裂和次級斷裂發育為地下熱水的深部循環提供了良好的導熱和導水通道。

致謝: 感謝江西省地質局第四地質大隊高級工程師李蔚、漆琳以及中國地質大學(北京)孫軍亮、余廷溪和中國地質科學院王路瑤等在野外工作中提供的幫助。特別感謝評審專家給予本文的建設性修改意見。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (No.DD20221677-2),Fundamental Research Funds of Central Finance (No.JKY202004),Key Research and Development Project of Jiangxi Province(No.20203BBG72W011),and Science and Technology Research Project of Jiangxi Geological Bureau(No.2021AA07).