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中国大陆主要地质构造单元岩石圈地热特征
来源:地大热能 2015-11-17
  大地热流和岩石圈地热特征的研究是岩石圈动力学研究的一个重要方面, 尤其是对于大陆构造、地震活动性、岩石圈流变学性质和油气热成熟等方面的研究更是如此, 因为这些地质过程或性质都与岩石圈内的温度分布密切相关。
 
  我们根据实测大地热流数据集, 给出中国大陆主要沉积盆地和其他地质构造单元的平均热流值。
 
  在此基础上, 计算出各构造单元的岩石圈地热特征参数, 包括热岩石圈厚度和30 km 处的地温值;并讨论中国大陆主要构造单元所经历的最后一次构造热事件年龄及相关的地质意义;以大地热流资料为据, 讨论中国大陆地壳生热率和化学成分的总体横向变化;得出各地质构造单元的岩石圈力学强度及其与中国大陆地震活动性空间分布的关系。
 
  1  热流数据集及各地质构造单元平均热流值
 
  中国及其邻区的热流数据集 , 其中中国大陆部分包括822 个数据;国外部分包括蒙古的16 个数据、俄罗斯和蒙古境内的阿尔泰山脉的75 个数据以及国境外帕米尔、喜马拉雅地区和泰国北部的近百个数据。这些国外数据是从Pollack 等(1993)编撰的全球热流数据集中析出的。
 
  研究中, 我们剔除了热流数据集中那些受到浅部热对流机制影响的数据(因为这些数据不是传导热流, 不能代表岩石圈深部热状态), 采用经验判据来判断热流值是否可以采用:即如果大陆或大陆架地区的热流观测值小于30 mW/m2 或大于150mW/m2 , 则剔除该数据;然后, 看数据的质量是否属于D 类。D 类数据不能代表区域传导热流(汪集扬等, 1990), 所以对这些数据也不能采用。热流数据经筛选后, 再计算各个地质构造单元的平均热流值,其值列于表1 。构造单元的划分依照任纪舜(1999)主编的《中国及邻区大地构造图》。
 
  中国大陆整体的平均热流值为63 mW/m2 ;无论是采用所有数据的简单平均, 还是先求1°×1°网格的平均值, 再计算所有网格的平均值, 2 种方法得出的结果是一致的。该平均值的标准偏差亦都是15 mW/m2 ;而参与统计的1°×1°网格数为252 个。
 
  中国大陆整体热流平均值与全球大陆平均值(65mW/m2)相比, 非常接近。但是, 中国大陆各个构造单元的平均热流值具有明显差异。
 
  表1 中HFD 为平均热流值, 单位为mW/m2 ;t 30km代表30 km 深度的地温, 单位为℃;H 为热岩石圈厚度;h 为莫霍面深度(据Yuan , 1996);EET代表岩石圈的有效弹性层厚度。
 
  2  中国大陆主要地质构造单元岩石圈地热特征地质构造单元的热状态可以用其平均热流值、地温线(geo therm)和热岩石圈厚度等来表征。所以, 我们根据热流值、地壳厚度和地壳生热率资料,采用一维稳态热传导方程计算各构造单元的地温线。关于计算方法和细节, 请分别参考有关文献(Chapman , 1992)。热岩石圈厚度定义为地温线与地幔绝热曲线的交点的深度。地幔绝热曲线对应的地幔势温度为1 300 ℃ , 而绝热梯度为0 .3 ℃/km(Rudnick , 1998)。藏南的地温线按石耀霖和王其允(1997)的热模拟结果给出, 因为当地的热传递机制主要反映印度-亚洲碰撞导致的平流热传递过程。
 
  各地质构造单元的热岩石圈厚度和30 km 深度温度值均列于表1 。中国大陆地壳的厚度横向变化很大, 在东部沿海地区不到30 km , 而在西藏南部则为70 km , 所以我们选择30 km 处的温度而非Moho 面的温度来反映各地质构造单元地壳深部的热状态。
 
  热流值、30 km 处温度值以及热岩石圈厚度三者之间具有良好的对应关系。高热流对应于30 km 处的高温度值和较薄的岩石圈, 反之, 低热流值对应于较低的温度和较厚的岩石圈。所以, 热流值高的构造单元岩石圈“热” , 而低热流地区岩石圈“冷” 。
 
  中国大陆各地质构造单元的地热特征表现出明显的横向非均匀性。从整体上看, 中国大陆岩石圈的热状态从东向西呈现由“热”到“冷”的变化趋势。
 
  “热”区包括中国东部的华北盆地、汾渭地堑、松辽盆地、苏北盆地和华南褶皱带;同时中国西部也有若干“热”区, 如:藏南地区、楚雄盆地、康滇构造带和祁连山造山带。这些地区热流平均值高(均大于65mW/m2), 岩石圈薄(小于90 km), 而且深部温度高(一般t 30km大于600 ℃)。“冷”区分布于中国中部和西部地区, 诸如扬子地台中部(湖南)、河淮盆地、四川盆地、塔里木盆地、藏北地区和阿尔泰造山带等地。这些地区岩石圈厚度大(均大于130 km), 平均热流值低(小于55 mW/m2)。而平均热流值中等(55 ~ 65mW/m2)的“温”区主要位于中国中部和西北部地区, 其岩石圈厚度在100 ~ 140 km 之间;主要包括海拉尔盆地、南阳盆地、鄂尔多斯盆地、兴蒙褶皱带和秦岭造山带等。
 
  中国大陆岩石圈的地热特征同时表现出南北方向的变化。如果将中国大陆按105°E 和115°E 经线分为3 部分, 就可以发现在这3 部分中热流及其他地热特征值的空间展布表现出不同的变化趋势。在105°E 以西, 岩石圈热状态显现出“冷” 、“热”区带交替变化的格局。藏南地区、祁连山和北山造山带具有“很热”或“较热”的岩石圈;而柴达木盆地、塔里木盆地和藏北地区的岩石圈则较“冷” 。在北山和天山以北, 阿尔泰造山带和准噶尔盆地的热状态也表现出较“冷”的特征。在中部, 热流值及其他地热特征值表现为向北变“热”的特点, 例如:位于华南的扬子地台中部地区的热流值平均为49 mW/m2 , 而在江汉盆地和南阳盆地则增加到55 ~ 57 mW/m2 , 在北部的鄂尔多斯盆地热流值平均为60 mW/m2 。在中国东部的地热特征值没有表现出明显的南北方向上的变化。所以, 中国大陆岩石圈的地热特征在整体上并不具备向北降低的变化。
 
  总体上看, 中国大陆东部的各构造单元的岩石圈较“热” , 中国西南部地区也较“热” ;而中国西北部、扬子地台中部和四川盆地等地区表现出较“冷”的特征, 中部地区则表现出过渡特征。
 
  对全球热流数据的汇编和统计显示, 地质体的热流值随地质体构造年龄的增加而呈现降低的趋势(Pollack et al ., 1993 ;Chapman , 1975)。在统计意义上, 大陆内各地区的传导热流值与该地区经历的最后一次构造热事件或构造-岩浆活动的年龄成反相关关系(Pollack et al ., 1993)。构造单元的构造热事件年龄定义为其经历的构造活化事件或构造-岩浆活动事件的年龄。构造单元经历的最后一次构造热事件的年龄可以通过将该构造单元的平均热流值与大陆热流-构造热事件年龄关系相比较来加以估计。
 
  大陆热流-构造热事件年龄关系则是根据全球大陆热流数据统计出的。根据Pollack 等(1993)的资料,太古宙地质体的平均热流值为41 ±2 .4 mW/m2 , 元古宙地质体为58 ±1 .4 mW/m2 , 古生代地质体的平均热流值在58 ~ 61 mW/m2 之间, 而中生代地质体为64 ±3 .0 mW/m2 , 新生代地质体介于64 ~ 97mW/m2 。
 
  将表1 所列的中国大陆各地质构造单元的平均热流值与上述全球大陆热流-构造热事件年龄关系进行对比, 可以看出:中国大陆东部各单元, 如:华北盆地、松辽盆地、苏北盆地和华南褶皱带等构造单元的平均热流值绝大多数在新生代热流值范围内。热流温特征以及这些地区的地质特征, 尤其是中国大陆东部广泛发育的新生代玄武岩, 均表明中国大陆东部构造活动(以及老构造的再活化)与新生代地幔热扰动之间的成因联系。中国中部地区, 如:海拉尔盆地、鄂尔多斯盆地、江汉盆地和秦岭造山带等地的中等热流值, 标志其尚未受到新生代构造热事件的强烈影响。而扬子地台中部的低热流值(49 mW/m2)表明该地区没有受到新生代热扰动事件的影响。中国西部的藏南、楚雄盆地、康滇构造带和祁连山造山带等地的高热流是由于印度-亚洲碰撞引起的新生代构造热事件所致;而准噶尔、塔里木盆地等地的低热流值标志其在新生代已属于稳定区。塔里木盆地的平均热流值仅为44 mW/m2 , 与太古宇克拉通的平均值相近(Rudnick et al ., 1998 ;Pollack ,1993)。Sengor(1999)根据地质、地貌和地球物理资料指出, 中亚地区(包括塔里木、准噶尔和阿尔泰)的岩石圈正在向稳定克拉通转化。塔里木盆地的地热特征支持了这种看法。
 
  以上论述表明, 中国大陆大地热流及相应的岩石圈热状态特征的总体空间分布格局源于新生代的构造热事件, 其中东部受太平洋板块俯冲的影响, 而西部则受印度-亚洲大陆碰撞的影响。塔里木盆地和扬子地台中部地区未受新生代热事件的扰动, 仍然保持稳定。
 
  3  大地热流对各地质构造单元地壳平均生热率和化学成分的约束大陆地壳平均生热率(简称地壳生热率, HPR )是影响地表热流值高低和地壳热结构的重要数据。
 
  虽然上地壳的生热率可以通过地球化学采样的研究来得出, 但是地壳深部的生热率却难以直接加以采样测试。由于通过热传导机制传递到地表的大地热流值由地幔热流和地壳热流量部分组成, 所以传导热流数据为我们提供了对大陆地壳平均生热率的约束(Rudnick et al ., 1998 ;Mclennan et al ., 1996)。地壳热流除以地壳厚度即等于地壳平均生热率。大陆地区地幔热流的下限是13 mW/m2(Rudnick et al .,1998)。用该值与某一地质构造单元的平均热流值相减, 然后再除以该单元的地壳厚度, 就得出该单元地壳平均生热率的上限值。相应的计算结果列于表1 。从中可以看出, 中国各主要地质构造单元的地壳平均生热率的最高上限值是2 .0 μW/m3 。这意味着中国大陆地壳生热率的真实值不能高于该值。
 
  基于此我们对一些已发表的中国大陆地壳或岩石圈中放射性生热元素(K , Th , U)丰度值进行了检验。结果发现根据黎彤等(1994 , 1997 , 1998 ,1999)发表的丰度值求出的中国主要地质构造单元的地壳平均生热率明显偏高(均大于2 .7 μW/m3),这表明黎彤等发表的中国大陆地壳放射性元素丰度值是不合理的。倪守斌等(1999)发表了新疆北部(包括阿尔泰、准噶尔和塔里木北部)的地壳生热率,其数值介于0 .95 ~ 1 .10 μW/m3 之间。这些数值均高于相应地区的地区平均生热率的上限值(0 .8μW/m3)(表1)。所以, 倪守斌等(1999)发表的新疆北部地壳生热率也不正确。
 
  对大陆地壳化学成分的大量研究均指出, 在大陆整体增生和演化中起最主要作用的是岩浆活动过程(Christensen et al ., 1995 ;Haf fmann , 1988)。考虑到U 、Th 、K 元素和其他亲岩浆元素在岩浆活动中的地球化学行为的相似性(Haffmann , 1988 ;赵伦山等, 1988), 如果某个地壳(或岩石圈)成分模型的U 、Th 、K 丰度值不可靠, 也就意味着该模型中Ba 、Cs、Rb 、La 等不相容元素的丰度值也不可靠。所以, 黎彤等(1999 , 1998 , 1997 , 1994)发表的中国大陆或其内部地质构造单元的地壳(或岩石圈)化学成分模型, 不但其U 、Th 、K 的丰度值偏高, 而且其他不相容元素的丰度值也值得怀疑。
 
  根据汪洋 (1999a , 1999b)提出的方法和公式,我们利用地表热流值和地下流体He 同位素比值资料估算了中国大陆主要沉积盆地的地壳平均生热率(表2)。结果表明, 中国东部地区地壳平均生热率HPR 的估算值(0 .8 ~ 1 .1 μW/m3)与Gao 等(1998)发表的根据详细地球化学研究得出的相应地区的生热率估计值(1 .0 μW/m3)符合得很好。从表2 可以看出, 中国东部和中部地区, 如:江汉盆地、华北盆地、松辽盆地、苏北盆地和四川盆地等的地壳平均生热率较高;而西北部地区的地壳平均生热率则低于0 .8 μW/m3 , 如:柴达木盆地、准噶尔盆地、吐哈盆地和塔里木盆地。值得注意的是, 塔里木盆地和准噶尔盆地的地壳平均生热率为0 .6 μW/m3 , 与Rudnick 等(1998)给出的太古宙克拉通地区的地壳平均生热率相同。
 
  中国大陆地壳平均生热率的横向变化对应于地壳中放射性生热元素丰度的横向变化。地球化学研究表明, 大陆地壳若具有较高的平均生热率, 则其整体化学成分偏于长英质, 反之偏于镁铁质(Rudnicket al ., 1998 ;Mclennan et al., 1996)。所以中国大陆西北部地区的地壳整体化学成分应当较中国东部和中部地区更偏镁铁质。中国大陆的人工地震测深结果显示(Mooney , 1998 ;Yuan , 1996), 其东部和中部地区地壳整体平均波速值明显低于全球大陆平均值, 意味着这些地区地壳成分偏于长英质;而西北部的准噶尔盆地地壳整体平均波速值与全球大陆平均值相同, 标志着该盆地地壳成分与中国大陆东部和中部地区相比偏于镁铁质。因此, 我们根据大地热流资料得出的结论与根据人工地震测深推断的结果是一致的, 都表明中国大陆地壳平均化学成分存在明显的横向不均匀性。
 
  4  岩石圈地热特征与中国大陆岩石圈力学性质有效弹性层厚度(Effective Elastic Thickness, 简称EE T)是表征岩石圈力学强度的有用参数。岩石圈强度越大, 其EE T 越大, 反之亦然。在此我们采用Burov 和Diament(1995)的定义和计算方法, 根据地温线和岩石流变率计算中国大陆主要地质构造单元的EET 厚度。结果列于表1 。
 
  与大地热流的展布格局相同, 中国大陆岩石圈的EET 厚度的空间分布格局也表现出明显的横向不均匀性。在中国大陆东部和中部地区, “热” 地质构造单元的EE T 厚度小于地壳厚度(见表1 中的EE T 以及Moho 面深度数据);“ 冷”地质构造单元的EE T 厚度远大于地壳厚度(约为后者的3 倍)如:扬子地台中部;“温”地质构造单元的EE T 厚度在40 ~ 60 km 之间, 如:江汉盆地大致相当于这些地区地壳厚度的一倍或一倍半。在中国大陆西部,“热”地质构造单元的EET 厚度非常小, 在楚雄、康滇、祁连山和藏南地区仅10 km 左右。而“冷”地质构造单元的EE T 厚度一般在40 ~ 50 km(不包括塔里木盆地), 比中国大陆中部小得多。这归结于中国大陆西部的地壳厚度较大。由于地壳与地幔之间在矿物组成和化学成分上的差异, 较大的地壳厚度将显著降低岩石圈的强度(Vauchez , 1998)。
 
  中国大陆岩石圈的EE T 分布格局与强震活动的空间分布之间具有反相关关系。中国西部地区EE T 的平均厚度小于东部地区, 而前者的地震活动性远远高于后者。中国西部的强震带包括藏南、滇西、川西(包括康滇)和祁连山等地区(Yuan , 1996)。
 
  这些地区的EET 厚度均非常薄, 在10 ±5 km 之间。在中国大陆东部和中部, 大震(M ≥7)震中主要集中在华北盆地、汾渭地堑及其周边地区, 这些地区的有效弹性层厚度EET 小于地壳厚度。在扬子地台中部地区、江汉盆地和四川盆地内部等EE T 大的地区则没有强震(M ≥6)活动。表明“热”地质构造单元的岩石圈力学强度低于“冷”地质构造单元。
 
  总之, 中国大陆岩石圈力学强度的横向变化格局受到岩石圈热结构横向变化的强烈影响。在整体上, 东、西部岩石圈强度分别表现出从东向西、从南向北、由弱变强的变化趋势;但由于各地质构造单元之间岩石圈热结构和地壳成分等的差异, 岩石圈力学强度及有效弹性层厚度在中等尺度上的横向不均匀性更加明显。这导致中国大陆强震活动和现今活动变形特征呈现空间非均匀性和镶嵌状格局。
 
  5  结 论
 
  中国大陆大地热流以及其他岩石圈热状态参数的空间分布均表现出明显的横向变化:总体上, 东、西部岩石圈地热特征分别表现出从东向西和从南向北的变化趋势;但没有明显的“南高北低” 的特点。
 
  西部地区的印度-亚洲碰撞和东部地区的太平洋板块俯冲过程制约着中国大陆岩石圈热状态的大尺度分布格局;同时由于各地质构造单元之间岩石圈成分结构等方面的差异, 岩石圈热状态和力学强度显示出中等尺度上的横向不均匀。岩石圈热状态是影响中国大陆岩石圈力学强度的重要因素。利用大地热流资料可以获取关于地质构造单元的地壳平均生热率和化学成分方面的有用信息。
 
  

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