江西吉安錢山地區地熱資源特征及熱源機制

張垚垚,劉 凱,童 玨,何慶成,賀曉龍,賈伍慧,張浩然,王書訓

1)中國地質科學院,北京 100037; 2)中國地質大學(北京)地球科學與資源學院,北京 100083;3)江西省地質局第四地質大隊,江西萍鄉 337000; 4)湘潭大學環境與資源學院,湖南湘潭 411105;5)中國礦業大學(北京)地球科學與測繪工程學院,北京 100083

地熱能是蘊藏在地球內部的可再生資源,作為解決能源危機的重要途徑之一,因其具有資源潛力大、開發成本低、利用系數高等眾多優點,備受世界各國的廣泛關注(汪集旸等,2015)。中國主要以中低溫水熱型地熱資源為主,地熱資源分布具有明顯的分帶性和地帶性(王貴玲等,2020)。位于揚子地塊和華夏地塊匯聚帶南側的武功山地區,地熱資源非常豐富,已發現地熱田15個,如溫湯地熱田、萬龍山地熱田等,資源潛力巨大(夏中智等,2017; 高勝強等,2022)。

成因機制研究是地熱資源高效開發利用的基礎。在地熱資源形成中,熱源是首要的控制因素。地熱能熱源主要有以下幾種: ①殼內部分熔融層(如西藏羊八井地熱田(趙平等,2001; Dor et al.,2000; 胡志華等,2022)、青海共和—貴德地熱田(薛建球等,2013; Zhang et al.,2018; 唐顯春等,2020)、陜西關中地熱田(Qin et al.,2005; 李修成等,2016; 羅璐等,2019)、云南騰沖地熱田(白登海等,1994; 姜枚等,2012; 趙慈平等,2012; 龍登紅等,2021)); ②新生代火山巖余熱(長白山地熱(姜梓萌,2013; 趙容生,2019)、騰沖地熱(趙慈平等,2012; 龍登紅等,2021)); ③裂谷深部地熱(藏南谷露和羊應火山-地熱區(張麗紅等,2017)、五大連池地熱(邵濟安等,2008)、漳州地熱(藺文靜等,2020)、肯尼亞奧卡瑞地熱田(Lagat et al.,2005;張志敏等,2018)); ④放射性元素生熱(江西寧都地熱(劉峰等,2020)、廣東佛岡(萬建軍等,2015));⑤斷層摩擦生熱(南京羊山地熱(吳姍姍等,2021)、川西地熱(屈澤偉等,2019)、鄂西鹽池河溫泉(夏金梧,1995))。不同熱源的地熱田具有不同的地熱資源特征。

前人曾對武功山地區地熱資源進行研究,對于熱源的認識總體有兩大觀點: 一是殼幔熱流異常;二是深大斷裂導熱。此外,對地熱資源特征也缺乏系統總結,導致對武功山地區地熱資源成因機制的不同見解,進而影響該地區下一步的找熱靶區選定和已有地熱資源開發方式的優選。本文在系統野外調查的前提下,以錢山地區地熱資源為研究對象,開展構造解析、熱物性參數分析、放射性生熱率、鋯石同位素研究,闡述地熱資源特征,探討熱源機制,為地熱資源成因研究提供依據。

1 地質背景

1.1 區域地質概況

武功山地區位于華南江南造山帶中段,揚子地塊和華夏地塊聚斂帶的南側,屬華夏地塊北緣贛中構造碰撞帶(圖1)。從新元古代至今,經歷了活動大陸邊緣、板塊碰撞隆起、陸內造山作用等多期次構造運動的疊加改造,不同層次的構造形跡交織在一起,具有復雜造山帶的一般特征(Faure et al.,1996;Li,1998; Li Wuxian et al.,2008; Li Xianhua et al.,2009)。既存在與俯沖-碰撞造山帶有關的擠壓構造體系,又存在造山后伸展作用導致的多層次、多序次伸展滑覆構造系統(Faure et al.,1996; 孫巖等1994,1997; 舒良樹等,1998,2000; 樓法生等,2002,2005)。

圖1 中國華南區域地質圖(據He et al.,2010修改)Fig.1 Regional geological map of South China (modified from He et al.,2010)

武功山地區在區域上呈橢圓形,長軸約70 km,短軸約30 km,面積約1.5×103km2。走向北東—南西,長短軸之比約為2: 1,軸部位于錢山—三江—洪江一帶,被燕山期花崗巖所占據(圖2)。

圖2 武功山地熱地質圖(據舒良樹等,2000修改)Fig.2 Geothermal geological map of Wugongshan area (modified from SHU et al.,2000)

武功山地區的基底巖層為震旦系、寒武系地層。震旦系地層分布于武功山的南西部,主要為壩里組和老虎塘組(Faure et al.,1996; 舒良樹等,1998)。壩里組(Z2b): 主要為石榴二云片巖夾石榴黑云石英片巖,石英片巖、石榴黑云石英片巖、更長二云片巖與(含)石榴二云片巖呈(不)等厚互層; 老虎塘組(Z2lh): 下段底部為灰白色中薄層狀硅質巖,中上部為石榴黑云更長變粒巖組合成單層,或與二云石英片巖為互層或夾層,上段為淺灰色、灰白色中薄層條帶狀硅質巖。寒武系地層分布在武功山的西部、東部和北東部,主要出露牛角河組、高灘組以及溫湯巖組。牛角河組(n)為二云石英片巖、黑云片巖、不等粒長石石英雜砂巖互層; 高灘組(gt)由黑云石英片巖、石榴二云石英片巖、斜長二云石英片巖、石榴更長黑云片巖等組成; 溫湯巖組(wt)則為總體無序,局部有序的中深變質巖系,局部夾大理巖化灰巖。中、新生界地層出露較少,第四系地層分布在瀘水、袁水及支流兩岸和山間谷地中,構成河漫灘及河谷的各級階地(張垚垚等,2022)。

武功山地區巖漿活動強烈,主體部分為志留紀—侏羅紀花崗巖,從巖性、結構構造、礦物組合等方面分析,它們為具同源巖漿演化特征的復式巖體。志留紀花崗巖分布在武功山南廟鎮、泰山鄉、溫湯鎮、洪江鎮、新泉鄉、錢山鄉等地,總體呈NE向展布。平面上多呈透鏡狀、不規則狀產出,巖性以黑云母二長花崗巖、花崗閃長巖和二長花崗巖為主,組成礦物為斜長石、鉀長石、黑云母、角閃石及少量石英,暗色礦物含量較多,其結構有中粒斑狀-中細粒含斑-細粒; 巖石普遍遭受到后期構造造山運動的改造,礦物呈定向排列,發育了片麻狀構造,巖體邊部發育片麻理。侏羅紀花崗巖分布在武功山核心部位的明月山、三江、滸坑、肖家嶺一帶,平面上多呈橢圓狀、不規則狀,總體呈NE向展布。巖性以二長花崗巖、黑云母花崗巖為主,組成礦物為鉀長石、斜長石、石英、黑云母及少量的白云母,巖石具中細粒、斑狀花崗結構(Faure et al.,2009; 張垚垚等,2022)。

武功山地區目前發現的地熱田為15處,包括溫湯地熱田、萬龍山地熱田、洪江地熱田、文家地熱田等。武功山地熱顯示了幾個明顯特征: ①溫泉多出現在斷裂破碎帶或兩組不同方向斷裂的交匯處;②熱水由地下水經深循環加熱而成,淺部無近代火山或巖漿熱源等特殊的附加熱源; ③巖體本身的滲透性較差,主要靠裂隙和破碎帶導水,熱水沿深斷裂帶上涌至地表或淺部; ④在熱水主流帶附近常形成局部熱異常,異常中心的地溫梯度可比正常值高2～3倍以上。

1.2 錢山地區地熱地質特征

錢山地熱田位于武功山南西部,緊鄰近NE向的錢山斷裂的南西段(圖3)。該斷裂呈NE—SW向展布,走向50°,傾向140°,傾角50°～55°,以斷裂破碎帶的形式產出,破碎帶寬約50～70 m,主要由硅化石英巖、石英脈、花崗巖角礫等組成(圖4a),具碎裂結構。在杉水壟附近,斷裂出露較好,可以看到明顯的分帶現象,從北向南依次為糜棱巖化帶、構造角礫巖帶、硅化破碎帶、綠泥石化硅化破碎帶和石英巖帶(圖4b),總體走向NE,傾向150°,傾角50°～67°,露頭寬約70 m。

圖3 錢山地區地熱地質圖Fig.3 Geothermal geological map of Qianshan area

圖4 錢山地區野外構造現象、樣品及鏡下照片Fig.4 Field tectonic phenomena,sample and microscopic photo in Qianshan area

結合區域資料及實地調查,錢山斷裂為區域NE向和平—三江斷裂在研究區的延伸。和平—三江斷裂呈NE向斜貫整個武功山地區,自南西新庵里向東經杉水壟,在偏北東經文家村、三江村、唐家山村、梅洲村,直至武功山北東角南廟鄉,延伸長約50 km。該斷裂帶脆性部位幾乎切割了經過處的所有斷層和地質界線,說明斷裂帶中發育一期區內最晚形成的表殼相脆性斷層。早期為韌-脆性逆斷層,顯示了印支期—燕山晚期長期活動的特點,后疊加了喜馬拉雅期脆性正斷層(Li,1998; Faure et al.,2009; Charvet,2013)。該斷裂是武功山地區一條重要的控熱控水斷裂,錢山地熱、文家地熱、三江地熱、唐家山地熱、洪江地熱等均位于該NE向斷裂與NW、NNW、NNE向斷裂的交匯部位,常在“X”型、“入”字型構造交匯處或斷裂的復合部位出露。

錢山地熱田內地熱異常顯示主要沿著河谷的第四系全新統洪積層呈NW向集中分布。自2018年以來,江西省地質局第四地質大隊針對該地熱資源開展了多次調查工作,目前已完成6口地熱鉆孔,孔深320～1 300 m,溫度35～53 ℃,流量超過4 000 m3/d。

2 樣品采集和實驗方法

在系統野外地質調查的基礎上,采集了1件巖心黑云二長花崗巖樣品開展鏡下鑒定工作并測定其結晶年齡(圖4c),11件巖石樣品測定其密度、熱導率、比熱、熱擴散率及放射性生熱率。

粗中粒黑云二長花崗巖(CJZK06-2): 巖石主要由斜長石、鉀長石、石英、黑云母、少量白云母組成(圖4d)。斜長石呈半自形-近半自形寬板狀,粒徑2～5 mm,具定向分布,具絹云母化、高嶺土化、白云母化、黝簾石化等,有的具環帶構造,被鉀長石輕微蠶蝕狀交代可見蠕蟲結構,含量約40%。受構造應力作用影響,部分斜長石顆?；蝾w粒邊緣具細?；亟Y晶現象,細?；镔|已重結晶為它形粒狀斜長石集合體且粒徑多＜0.3 mm。鉀長石呈近半自形板狀,粒徑2～5 mm,雜亂狀排列,為微斜長石,具高嶺土化,粒內有斜長石、黑云母、文象狀石英嵌布,交代斜長石,有的顯剪切破碎狀特征,含量25%～30%。石英呈它形粒狀,粒徑0.05～2 mm,多已重結晶呈集合體狀,拉長定向明顯,后期呈恢復重結晶特征,粒內多具波狀、帶狀消光,占比20%～25%。黑云母呈葉片狀,直徑＜2 mm,多呈零散狀定向分布,有的集合體略呈線紋狀聚集定向分布,黑云母顯深棕色,多色性明顯,具綠泥石化、白云母化、綠簾石化、葡萄石化等,含量＜10%。受應力作用影響部分黑云母顯似魚狀、彎曲等,鱗片狀黑云母為變余糜棱物。少量白云母呈鱗片-葉片狀,直徑＜0.3 mm,與黑云母混雜定向分布,為后期新生礦物。

花崗巖樣品在河北省區域地質調查院進行粉碎,完成鋯石的分選、制靶、鋯石透反射及陰極熒光(CL)工作。鋯石U-Pb分析測試在北京鋯年領航科技有限公司完成。分析儀器為Finnigan Neptune型多接收等離子質譜儀,激光剝蝕系統為美國Newwave UP213。測試方法為激光燒蝕多接收器電感耦合等離子體質譜法(LA-ICP-MS),激光波長193 nm,激光能量密度13～14 J·cm-2,頻率8～10 Hz,激光剝蝕深度為20～40 μm,剝蝕束斑直徑為35 μm,剝蝕物以氦為載氣進入Neptune。采用Plesovice(年齡為(337±0.37) Ma)(Sláma et al.,2008)作為外標樣進行基體校正。數據處理采用ICP-Ms DataCal程序和Isoplot程序進行,計算鋯石加權平均年齡和繪制諧和圖。詳細的儀器操作條件和數據處理方法見Liu et al.(2010)。

樣品的密度、熱導率、比熱、熱擴散率是在自然資源部古地磁與古構造重建重點實驗室巖石熱物性與地熱測量實驗室完成。分析儀器為瑞典Hot Disk公司基于瞬變平面熱源技術(TPS)的熱導率、熱擴散率和比熱容的導熱系數儀。該儀器可對多種巖石樣品的熱導率、比熱容、熱擴散率等巖石熱物性進行高精度的測量(Gustafsson et al.,1991)。導熱系數范圍:0.005～500 W/(m·K),溫度范圍: 10～10 000 K,測試精度±3%。實驗原理為瞬態平面熱源(Transient Plane Source,TPS)方法(Gustavsson et al.,1994; Gustavsson et al.,2005),該方法的核心元件是一個具有雙螺旋結構的探頭,由10(±2) μm厚的金屬薄片刻蝕而成,邊緣為4～100 μm的絕緣薄膜,探頭通常置于兩個樣品中間進行測試(Sizov et al.,2016)。在測試過程中,電流通過探頭產生一定的溫升,探頭的熱容量可忽略不計,探頭的熱量同時向兩側的樣品中擴散,探頭表面的平均溫升可根據探頭金屬薄片的電阻變化進行精確的測量(Gustavsson et al.,1997; Mihiretie et al.,2016)。Hot Disk探頭既是熱源又是溫度傳感器。探頭與一套數據自動收集、分析和顯示系統連接,此系統包含實驗操作軟件和與相對應溫度函數模型的實驗結果瞬態曲線的分析,可實現數秒鐘完成導熱系數、熱擴散率和比熱容的精確測試(Mihiretie et al.,2017)。

在河北省區域地質調查院實驗室完成U、Th和K2O的測試,K2O測試儀器為Axiosmax X射線熒光光譜儀; U、Th分析測試儀器為X Serise 2等離子體質譜儀。測試溫度為26 ℃,濕度為40%,測試精度優于5%。利用下列公式(1)(Rybach,1976)計算巖石的放射性生熱率(A)。

式中,A是巖石放射性生熱率(μW/m3);ρ是巖石密度(單位: g/cm3);CU、CTh、CK分別為放射性元素U、Th、K的含量,單位分別是×10-6、×10-6和wt%。

水化學分析由圭瑞測試科技(北京)有限公司完成,鉀、鈉、氨氮、碳酸鹽等嚴格按照《水質65種元素的測定電感耦合等離子體質譜法》(HJ 700-2014)、《水質氨氮的測定納氏試劑分光光度法》(HJ 535-2009)及《地質礦產實驗室測試質量管理規范》(DZ/T 0130-2006)的要求進行樣品分析。水氫氧同位素由中科院地理研究所完成,氚測試依據為《水中氚的分析方法》(GB12375-1990)。

3 測試結果

3.1 鋯石U-Pb年齡

選取粗中粒黑云二長花崗巖(CJZK06-2)進行鋯石U-Pb同位素測試,其中用于測試的鋯石呈透明-半透明長柱狀,自形程度好,整體較完整,震蕩環帶發育(圖5a),具巖漿成因特征(Rubatto et al.,2000)。鋯石Pb含量(62.5～197)×10-6,Th含量(181～1 298)×10-6,U含量(748～2 030)×10-6(表1)。Th/U值0.24～0.81＞0.1,為巖漿成因鋯石(Cleasson et al.,2000; Belousova et al.,2002)。本樣品U-Pb年齡＜1.0 Ga,因而采用鋯石206Pb/238U年齡(Griffin et al.,2004)。樣品鋯石206Pb/238U呈點群分布,分布較為集中,年齡值為(437.1±3.0) ～ (443.0±2.7) Ma,諧和年齡為(438.9±1.2) Ma (n=26,MSWD=0.33),加權平均值為(439.3±1.1) Ma (n=26,MSWD=0.38),兩者較為一致,表明巖體形成于早志留世(圖5b)。

表1 黑云母二長花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb數據Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of biotite monzogranite zircons

圖5 黑云母二長花崗巖鋯石陰極發光照片(a)及U-Pb年齡諧和圖(b)Fig.5 Cathodoluminescence (CL) images of zircons (a) and LA-ICP-MS zircon U-Pb concordant diagram of biotite monzogranite (b)

3.2 熱物性測試

本次測試的11件巖石樣品,其中10件為早志留世黑云二長花崗巖,1件為燕山期煌斑巖,測試結果見表2。

表2 研究區巖石熱物性分析結果Table 2 Analysis results of granite thermophysical parameters in the study area

結果顯示早志留世黑云二長花崗巖熱導率為1.22～3.30 W/(m·K),平均值為2.80 W/(m·K); 比熱容1.45～3.31 MJ/(m3·K),平均值1.97 MJ/(m3·K); 熱擴散系數為0.78×10-6～2.00×10-6m2/s,平均值為1.47×10-6m2/s; 密度2.65～2.94 g/cm3,平均2.72 g/cm3。

燕山期煌斑巖熱導率為2.49 W/(m·K); 比熱容1.44 MJ/(m3·K); 熱擴散系數為1.73×10-6m2/s; 密度2.54 g/cm3。

3.3 放射性生熱率

通過上文式(1)計算可知,早志留世黑云二長花崗巖放射性生熱率為2.56～4.07 μW/m3,平均值為3.14 μW/m3。燕山期煌斑巖放射性生熱率為0.87 μW/m3。

3.4 水文地球化學

研究區內水體的陽離子主要由K+、Na+、Ga2+組成,見表3,其中Na+濃度較高,其變化范圍是1.58～80.9 mg/L,平均值為47.5 mg/L。陰離子主要為HCO-3、Cl-、SO2-4、NO-3,其中HCO-3整體濃度較高,變化范圍為6.27～75.1 mg/L,平均值為46.5 mg/L。研究區水樣均為淡水,弱堿性,pH的范圍是7.16～8.68,平均值為7.85; TDS值為10～272 mg/L,平均值為169 mg/L。

表3 研究區水化學組分分析結果Table 3 Analysis results of water chemical composition in the study area

3.5 水氫氧同位素

研究區內測試的兩個水樣δD值為-59‰和-36‰,δ18O值為-9.4‰和-3.2‰。

4 討論

4.1 地熱資源特征

4.1.1 地溫場特征

地溫場是地球物理場的一個重要組成部分,它在不同構造域的地溫分布形態、差異主要取決于區域地質、構造深部結構、巖漿作用及構造活動性,而地形、氣候和緯度對恒溫帶的溫度和深度則有直接的影響。

地溫梯度是指地球內部恒溫帶以下地溫隨深度的變化率,通常用每100 m或1 km的溫度增加值來表示。全球平均地溫梯度不足3 ℃/(100 m),中國平均地溫梯度為2.5～3 ℃/(100 m)。江西省地溫研究始于20世紀70年代,測溫資料整理分析研究,得到萍鄉—樂平坳陷帶地溫梯度一般為1.74～2.5 ℃/(100 m),平均地溫梯度為(2.22±0.87) ℃/(100 m),其兩端的萍鄉、廣豐—玉山一帶地溫梯度相對較低(在2.0 ℃/(100 m)以下),總體上,江西省地溫梯度較為均勻,平均地溫梯度為2.0～2.5℃/(100 m)。通過對錢山地區2個鉆孔的實測測溫資料進行分析,鉆孔孔底測溫曲線見圖6、圖7。鉆孔A地溫梯度在2.70～5.00 ℃/(100 m),平均地溫梯度為3.55 ℃/(100 m); 鉆孔B地溫梯度在1.40～8.90 ℃/(100 m),平均地溫梯度為3.98 ℃/(100 m)。兩處獲得的平均地溫梯度均＞3.5 ℃/(100 m),按中國的劃分標準(雷曉東等,2018),該處屬于地熱異常區。

圖6 鉆孔A井底測溫曲線Fig.6 Bottom hole temperature-sensing curve of Drill A

圖7 鉆孔B井底測溫曲線Fig.7 Bottom hole temperature-sensing curve of Drill B

4.1.2 水化學特征

錢山地區水樣陽離子以Na+、Ca2+離子為主,陰離子以HCO-3、SO2-4離子為主。利用舒卡列夫命名法對水樣進行了分類命名,錢山地熱水的水化學類型主要為HCO3-Na型,地下冷水主要為HCO3-Ca型。由于所處地區地質構造、地熱地質和水文地質條件差異,地熱水水化學類型出現不同亞型,比如武功山地區中榨地熱的水化學類型為HCO3-Ca型,以及溫湯地熱的水化學類型為SO4-Na型(高勝強等,2022)。

對水中離子自然起源的影響因素分析,Gibbs(1970)根據世界河流、湖泊及主要海洋水樣中Na+/(Na++Ca2+)、Cl-/(Cl-+HCO-3)與TDS關系,初步確定了天然水化學成分的3個主要來源,即大氣降水作用、礦物風化作用和蒸發-結晶作用。從錢山地區水樣的Gibbs圖可以看出,所有水樣點基本位于礦物風化作用區域內,說明成巖礦物的風化作用對水中離子含量起主導作用,而受蒸發-結晶作用和大氣降水作用的控制不明顯(圖8)。其中,地熱水水樣位于Na+/(Na++Ca2+)圖中部右側,具有中等的TDS且Na+/(Na++Ca2+)比值大于0.5,表明Na+仍有其他來源。此外,地下冷水的離子成分也主要來源于礦物風化,相對于地熱水而言,地下冷水更接近大氣降水作用。

圖8 研究區水樣Gibbs圖Fig.8 Gibbs diagram of water samples in the study area

4.1.3 同位素特征

氫元素和氧元素是自然界的兩種主要元素,其以單質、化合物的形式在全球普遍分布。不同來源的水其氫、氧穩定同位素組成也有所不同(劉凱等,2017)。一般大氣降水的δD的變化范圍-160‰ ～-30‰,δ18O的變化范圍-17‰ ～ +5‰,并且δD和δ18O之間通常呈線性變化,且多數地區大氣降水的δD和δ18O為負值。本次工作對地熱水、地下水、泉水和降雨等進行了取樣分析,并進行了氫氧同位素測試(另文發表),得到了研究區相關水樣的δ18O與δD關系圖(圖9)?？梢钥闯?武功山地區地熱水、地下冷水、地表水等水樣δ18O與δD數據基本上都落在全球大氣降水線附近,除錢山地區一個樣品外,均位于全球大氣降水線上方,表明武功山地區的地熱水和冷水均是由大氣降水補給,且該地區發生了水汽再循環。從圖中可以看出,大部分地熱水中δ18O與δD的值低于冷水中的值,表明該地熱水補給高程較高,是大氣降水經過深循環后加熱返回地表而形成溫泉。部分地熱水δ18O與δD的值接近地下冷水,是由于地熱水與地下冷水混合引起。部分河水的δ18O與δD的值偏小,與地熱水接近,表明河水中混入了地熱水。而樣品PX2024明顯偏離大氣降水線,則是由于發生強烈的水巖相互作用而發生的δ18O漂移。

圖9 武功山地區水樣δ18O與δD的關系圖Fig.9 Relationship between δ18O and δD of water samples in Wugong Mountain area

4.2 熱源機制

針對前人對熱源機制存在的爭議,本文進行了花崗巖測年和放射性生熱率的研究來對地熱資源熱源進行探討。

武功山地區廣泛發育早志留世和晚侏羅世兩期巖漿巖。一般認為,花崗巖富含鈾系元素礦物,放射性生熱產生的大量熱能,在適宜的部位聚集可以形成較高的地熱異常(李學禮等,2000; 汪集旸等,2015)。在中國東南地區,江西寧都地熱田的燕山期混合巖類放射性生熱率平均值為7.92 μW/m3,廣東佛岡地熱田燕山期黑云母花崗巖體平均值為6.77 μW/m3,均大于5 μW/m3,屬于高產熱巖體(Siégel et al.,2014; 劉峰等,2020),為地熱田重要的熱源之一。

錢山地區主要發育早志留世黑云二長花崗巖,本次工作測得年齡為(439.3±1.1) Ma,與樓法生等(2005)獲得的武功山片麻狀花崗巖鋯石U-Pb年齡((428.0±1.1)～(462.3±2.3) Ma)、Zhang et al.(2012)測得的張家坊巖體鋯石U-Pb年齡((440±2) Ma)一致。盡管區域上存在燕山期即晚侏羅世花崗巖,但在本地地表及鉆孔中均未發現。早古生代,受武夷—云開造山運動的影響,揚子地塊和華夏地塊的碰撞縫合帶地殼進一步加厚,造成沉積物的部分脫水熔融,也可能造成華夏地塊基底巖石的部分熔融(Li Xianhua et al.,2008; Li Zhengxiang et al.,2010),早志留世花崗巖形成于陸內造山環境。

本文測得的早志留世黑云二長花崗巖放射性生熱率平均值為3.14 μW/m3,燕山期煌斑巖放射性生熱率為0.87 μW/m3。全球花崗巖放射性生熱率平均值為2.1～2.5 μW/m3(Artemieva et al.,2017),且生熱率值與花崗巖年齡關系密切。與典型受放熱性生熱率主導的地熱田相比,錢山地區的花崗巖并未表現出強烈的異常,該地區花崗巖放射性元素的熱流對熱源存在一定貢獻,但貢獻有限,并非錢山地熱的主要熱源。放射性生熱支配的地熱田巖漿巖往往以中—新生代花崗巖為主,受放射成因熱影響而延長花崗巖的冷卻-結晶時間為7.47 Ma(章邦桐等,2007),錢山花崗巖形成于約440 Ma前的早志留世,也不存在巖漿巖余熱提供的熱源。

根據區域資料可知,武功山北東向重力負異常明顯,一般負異常強度為-50～ -80 mgal,極小值可達-90 mgal,說明上地幔較淺,沿斷裂帶有較大強度的熱流上涌,形成于燕山期的和平—三江斷裂,喜馬拉雅期也有活動,控制了文家、三江、唐家山等地熱田。地熱水氣體中的He為零,排除深部巖漿及地幔來源的熱源,表明全部來自于地殼熱。從熱物性參數來看,早志留世黑云二長花崗巖熱導率平均值為2.80 W/(m·K),燕山期煌斑巖熱導率為2.49 W/(m·K),巖層導熱效果較好,有利于地層熱量的聚集和傳播。綜上所述,錢山地區的熱源主要來自于殼源深部地熱,斷裂破碎帶石英巖發育且厚度大,有利于將深部熱能傳導至淺部及地表,地熱能在斷裂帶附近的花崗巖中聚熱和傳熱,和平—三江斷裂為該地區重要的導熱和控熱構造。

4.3 成因模式

地表大氣常溫降水因重力作用沿巖石斷裂構造或節理裂隙帶下滲,在正常地溫梯度范圍內逐漸初步增溫,形成高于常溫的溫熱水。分散流匯聚到控熱控水斷裂(區域北東向斷裂)附近時,基本沿斷裂帶呈帶狀、線狀徑流,因控熱控水斷裂切割地殼深,會將地殼深部熱量上導,在淺部花崗巖中傳熱和聚熱,從而形成溫度急劇升高的地熱異常帶,徑流吸收異常帶中熱量而形成溫度急劇升高的地熱水,遇與控熱控水斷裂斜交的阻(隔)水構造面,在本地區通常為北北東向或北西向,因溫度升高的地熱水比下滲的常溫水比重低,地熱水上浮而常溫水下滲。受溝谷切割作用,如存在斷層等導水構造時,地熱水沿導水構造快速上升溢出地表成為水熱型地熱資源。該成因模式同樣適用于武功山地區的其他地熱田。

5 結論

(1)地溫場特征顯示錢山地區為地熱異常區;喜馬拉雅期仍有活動的和平—三江斷裂是錢山地熱重要的導熱和控熱構造,控制了區域上地熱田的展布。

(2)錢山地熱水δD平均值為-47.5,δ18O平均值為-6.3,結合水化學特征,揭示了錢山地區地熱水主要來自于大氣降水補給。

(3)黑云母二長花崗巖鋯石206Pb/238U加權平均值為(439.3±1.1) Ma(n=26,MSWD=0.38),表明巖體形成于早志留世,本身已無余熱供熱能力?；◢弾r放射性生熱對錢山地區的熱源貢獻較小。

(4)錢山地區熱源主要來自殼源深部地熱,在地熱異常帶中升溫的地熱水沿導水構造溢出地表成為水熱型地熱資源。

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)孫軍亮博士、余廷溪碩士和中國地質科學院王路瑤碩士等在野外工作和室內制圖中提供的幫助。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).