基于高精度航磁數據的共和盆地干熱巖勘查目標靶區圈定

張森琦 付 雷 張 楊 宋 健 王富春 黃金輝賈小豐 李勝濤 張林友 馮慶達

1. 中國地質調查局水文地質環境地質調查中心 2. 青海省地質調查局 3. 中國冶金地質總局地球物理勘查院

0 引言

干熱巖指埋藏于地下3～10 km、溫度150～650 ℃、不含或微含不流動流體的高溫巖體[1]。據此，筆者將150 ℃作為地熱學意義的干熱巖溫度下限。出于開發利用的經濟價值考慮，國家能源局[2]則將干熱巖的溫度下限確定為180℃。保守估計，地殼中3～10 km深度150 ℃以上的干熱巖資源相當于全球所有石油、天然氣和煤炭所蘊藏能量的30倍[1,3]。

干熱巖的地熱能賦存于各種變質巖或結晶巖類的巖體內，常見的巖石有黑云母片麻巖、花崗巖和花崗閃長巖等[4]，尤以中生代以來的中酸性花崗巖為主[5]。理論上，若斷裂構造不發育，中生代以來的中酸性花崗巖巖石致密堅硬，滲透性極低，而缺乏天然流體，利于壓裂造儲后注入水通過注、采井在相對封閉的人工熱儲系統內循環而提取出巖石中的熱量，且注入水的損失率低。同時，可供借鑒的增強型地熱系統（Enhanced Geothermal Systems，EGS）開發工程實例相對較多。

目前全球正在試驗的5處干熱巖地熱能發電項目[6]均位于沉積盆地內。其中，美國沙漠峰（Desert Peak）EGS工程場地位于內華達盆地內，澳大利亞夏賓奴（Habanero）EGS工程場地地處庫珀盆地中，法國蘇爾茨（Soultz）、德國蘭道（Landau）和印希姆（Insheim）EGS工程場地均坐落于上萊茵地塹內，干熱巖熱儲主要為隱伏花崗巖體[6-7]。因此，發育于沉積盆地內的隱伏花崗巖體，因其上覆發育有大厚度、低導熱率沉積蓋層[8]，具有良好的隔熱保溫作用，從而成為干熱巖資源勘查開發的主要對象。

航空磁測系統以其低噪聲水平、精度與效率高、成本低、不受地形影響、符合綠色勘查理念等優勢而被廣泛應用[9-11]。2013年，中國冶金地質總局地球物理勘查院采用AS350B3型直升機搭載加拿大PICO公司生產的高精度航空磁測系統，獲得覆蓋共和盆地大部分土地、測量面積近2h104km2的1∶50 000高精度航空磁法測量數據[12]。筆者對這些高精度航磁測量數據進行了二次開發利用，采用地質綜合分析法，在航磁測區范圍內圈定出15處隱伏干熱巖資源勘查目標靶區（其中共和盆地13處），進而分析了青海省共和盆地隱伏花崗巖體的分布規律，以期為今后共和盆地干熱巖資源調查奠定基礎。

1 區域地質背景

1.1 大地構造位置

共和盆地位于西秦嶺造山帶北西端（圖1），總面積1.52h104km2，為青海省第三大盆地。通常將龍羊峽水庫北西部分稱西盆地，南東部分稱東盆地。該盆地北東以宗務隆山南緣—青海南山南緣斷裂為界與宗務隆—青海南山構造帶相鄰；南西以東昆南斷裂為界與南昆侖結合帶相依；西以賽什塘—興海蛇綠混雜巖帶為界與柴達木東部構造帶過渡，地質構造十分復雜[13-15]。

圖1 共和盆地大地構造位置圖

1.2 地層系統

共和盆地周緣造山帶出露的地層主要有古元古界金水口巖群（Pt1J）、石炭—二疊系甘家組（CP2gj）、下—中三疊統隆務河組（T1-2l）、中三疊統古浪堤組（T2g）和上三疊統鄂拉山組（T3e），印支期花崗巖侵入其中，構成共和盆地的基底。基底之上發育的沉積蓋層主要有下—中侏羅統羊曲組（J1-2yq）、古近—新近系西寧組（EN1x）、中新統咸水河組（N1x）、上新統臨夏組（N2l）和下—中更新統共和組等。

據位于共和縣縣府駐地恰卜恰鎮南東約5 km處的下—中更新統湖積臺地上、地處共和盆地三級構造單元切吉凹陷東緣的GR1干熱巖勘探孔（圖2-a）實鉆資料，恰卜恰一帶沉積蓋層缺失羊曲組和西寧組，咸水河組和臨夏組直接不整合覆蓋于恰卜恰干熱巖體或隱伏印支期花崗巖體之上，而西部的共參1井終孔于5 026.6 m尚未鉆穿西寧組[16]。據此推測GR1井所在的三級構造單元基底具東淺西深的斜坡帶性質。

圖2 共和盆地周緣印支期以來主要花崗巖體分布圖

1.3 侵入巖

共和盆地地處宗務隆—澤庫花崗巖帶內。該巖帶以發育印支期俯沖—碰撞—造山后中酸性花崗巖為特征，花崗巖體呈帶狀、斷續的長條狀或橢圓狀沿斷裂帶或其一側分布，侵位時代主要為印支期，并可劃分為北東部的青海南山—澤庫（Ⅰ）與南西部的宗務隆—鄂拉山（Ⅱ）兩個花崗巖亞帶（圖2-b）[13]。在青海南山—澤庫花崗巖亞帶內主要出露有曲庫溫泉（82.2 ℃）、新街溫泉（64.0 ℃）、熱水泉溫泉（93.5℃）和曲乃亥溫泉（96.6 ℃），一定程度構成了干熱巖找熱的主要地熱地質標志。

早—中三疊世，共和盆地的前身地處阿尼瑪卿—勉略洋由南向北俯沖、宗務隆洋由北向南俯沖的構造環境。由于共和盆地與阿尼瑪卿—勉略縫合帶相距較遠，在其周緣地區尚未見有相關花崗巖產出的報道。而北—北東部青海南山—瓦里關山發育的江西溝等4個花崗巖體均為宗務隆洋由北向南俯沖—碰撞的產物[17]。按板塊構造觀點，共和盆地內隱伏印支期花崗巖體由北（東）向南（西），由中酸性向酸性演化，巖體的侵位年齡由老變新[18]，巖帶的走向與俯沖—碰撞方向垂直，總體呈近EW向或NWW向展布。

重點研究的恰卜恰隱伏干熱巖體北部青海南山發育中三疊統江西溝花崗巖體和溝后巖漿雜巖體；東側瓦里關山一帶發育中三疊統黨家寺花崗巖體（圖2-a）。恰卜恰地區10余眼鉆遇隱伏印支期花崗巖基底的地熱勘探孔揭示：該地區不同類型烴源巖的花崗質巖漿在印支期間隔較短地多次集中侵入、反復套疊或疊置，形成復式花崗巖巖基，并構成盆地基底的主要組成部分。

1.4 主要隱伏斷裂構造

共和盆地主要發育青海南山南緣隱伏斷裂（F3）、茶卡—拉乙亥隱伏斷裂（F4）、哇玉香卡—貴南隱伏斷裂（F5）、賽日欽—達連海隱伏斷裂（F7）和唐乃亥—羅漢堂隱伏斷裂（F28）等。這些隱伏斷裂構造在航磁圖上均有明顯的反映（圖3），不僅對隱伏花崗巖體的分布有控制作用，而且對EGS工程場地選址，乃至規避干熱巖水力壓裂與流體注采活動誘發微地震事件[19]等均具重要意義。

圖3 基于航磁ΔT化極等值線等數據推斷的主要斷裂構造分布圖

2 干熱巖勘查目標靶區圈定

2.1 隱伏花崗巖體的主要地質ü地球物理特征

圖4 擠壓環境下花崗巖體上覆背斜形成機制（a）[27]與推斷的恰卜恰ü達連海隱伏干熱巖體（b）示意圖

20世紀80年代以來，我國對隱伏花崗巖體的研究取得了長足的進展[20]，認為基底斷裂的構造交匯地帶常常是隱伏花崗巖體的有利賦存部位。在研究方法上，強調地質與物探等多學科方法的綜合運用[21]。隱伏花崗巖體的低密度、低重力異常與頂上帶環形磁異常等配套標志，是圈定隱伏花崗巖體的主要依據[22]。

2.1.1 多沿隱伏斷裂帶分布

已有勘探結果表明，沉積盆地內隱伏花崗巖體多沿區域性隱伏斷裂、構造薄弱帶和隆起帶分布[20,23]。基底斷裂和未出露地表的斷裂都可稱為隱伏斷裂。隱伏斷裂帶指在區域或局部構造應力場或因基底斷裂活動，而產生于沉積盆地蓋層中的弱變形趨勢帶[24]。花崗質巖漿最重要的上升運移方式為巖漿沿斷裂構造通道的巖墻式上升[25]。不管是在區域性拉張，還是擠壓的構造環境中，都可以在地殼巖石中產生規模不一的斷裂構造，這些斷裂或裂隙密集帶都有可能成為巖漿上升的運移通道[26]。因此，定向排列的隱伏花崗巖體也成為推斷隱伏斷裂構造的主要標志。

2.1.2 隆升幅度與差異風化控制著隱伏花崗巖體的平面形態

受殼內花崗巖重熔界面（MI）的上升波動與起伏影響，造成橫向靜巖壓力差，導致巖漿層之上的蓋層巖石發生垂向彎曲（圖4-a），受側向構造應力影響，形成蓋層同生背、向斜構造[27]。

巖漿期后，隱伏花崗巖體與圍巖一旦因構造隆升遭受剝蝕，波狀起伏的花崗巖體頂界面上凸部分將首先被剝蝕夷平，進而在平面上呈現出單個、孤立的花崗巖體。因此，隆升剝蝕程度越高的花崗巖體在平面上愈近圓形，反之則相反。而勘探揭示出的花崗巖體實質上是起伏的花崗巖體頂界面與剝蝕夷平面相交的表象[27]。據此推測，緊鄰兩個頂部呈駝峰狀的花崗巖體之間可能殘留有圍巖巖系，而深部為相連的花崗巖巖基。這一認識有助于對共和盆地隱伏花崗巖體的推斷與歸并（圖4-b）。

2.1.3 常具“體中體”的地質結構

隱伏花崗巖“體中體”的地質結構特指以先存花崗巖體作為直接隱伏圍巖的隱伏花崗巖體[21]，即相對較新的隱伏花崗巖體侵入相對較老的隱伏花崗巖體內。共和盆地內隱伏花崗巖“體中體”的地質結構，在大地電磁測深（MT）二維反演剖面上多有反映。

露頭域“體中體”花崗巖的預測標志主要包括與侵入活動密切相關的巖脈、熱液蝕變與構造變形等，可通過不同期次侵入體的不同巖脈及其穿插與切割關系，以及花崗巖體內部與脈巖遭受熱液蝕變的期次、垂向上不同深度蝕變類型或疊加次數來確定。此外，花崗巖體內部隱蔽接觸關系、局部非均質組構與熱流變形標志等，亦有助于隱伏花崗巖體“體中體”地質結構的識別。

2.1.4 顯著的重力低異常、環狀航磁異常與高放射性異常

隱伏花崗巖體侵位時與圍巖發生的變質作用以及與圍巖之間顯著的物性差異，使得隱伏花崗巖體表現出重力低異常、環狀航磁異常與高放射性異常等特征，從而構成圈定隱伏花崗巖體的地球物理組合標志[21]。

由于花崗巖體本身屬弱磁性地質體，不足以形成明顯的磁異常。而花崗巖體頂部與周圍熱液蝕變帶的磁性往往高出自身磁性的數十倍，因而構成識別隱伏花崗巖體的磁測標志[22]。

2.2 干熱巖資源磁法勘查研究現狀

依航磁異常圈定隱伏花崗巖體，我國已有一定的實踐與研究。鄭廣如等[28]依據高精度航磁資料，對比已知巖體的環狀磁場特征，結合地質和物化探資料，圈定出隱伏花崗巖體。孫少才等[29]認為，強烈的構造運動所形成的斷裂帶，常常有巖漿侵入或磁性礦物充填而引起磁異常。趙玉巖等[30]利用航磁數據建立了基于插值切割法識別淺覆蓋區地質體的方法。張維宸等[31]提出了圈定隱伏/半隱伏花崗巖體的主要原則。張鵬等[32]基于追蹤隱伏斷裂、隱伏花崗巖體和隱伏礦體的方法，有針對性地建立理想模型進行對比分析，并開展了相關實例研究。趙楠等[33]提出，針對低緩航磁異常區，利用滑動平均法對1∶50 000航磁數據求取剩余異常，進行位場分離，提取出弱磁異常信息，結合地質、重力、化探等綜合信息，推斷隱伏巖體，并進行野外異常查證的隱伏花崗巖體識別方法。

在地熱區，一些高溫地熱田已發現蝕變地面與磁性強度減弱有著明顯的關系，減弱是因為磁性礦物的蝕變所致[34]。一般而言，熱儲中的鐵磁性礦物可能會因高溫或水熱蝕變而失去磁性，從而表現為負磁異常；巖漿巖侵入沉積巖地層時則多表現為正磁異常[35]。

張森琦等[36]基于干熱巖體的物性特征提出，工程上可鉆及的干熱巖體具有“三高”（高電導率、高大地熱流值和高放射性異常）、“一低”（低波速）和“兩異常”（重、磁異常）等特點，認為將重磁法、天然地震層析成像法與電磁法勘查相結合，互為佐證，適用于深部干熱巖體的綜合地球物理勘查。趙叢等[37]提出了將航空和地面綜合地球物理方法相結合開展干熱巖勘探的思路。與干熱巖資源勘查以地質體溫度變化探測為目的可類比的可能實例是：用于煤田火燒區地質體溫度變化的磁法勘查[38]。

目前，沉積盆地隱伏干熱巖體勘查以尋找高溫隱伏花崗巖體為切入點，采用地質綜合分析法與綜合地球物理勘查圈定出干熱巖資源勘查目標靶區為基礎，通過鉆探予以驗證來實現。由于1∶50 000航空磁測可快速掌握磁測區磁場面貌，進而劃分出磁性差異大的地質體并發現磁異常[39-40]，而成為干熱巖資源勘查目標靶區圈定的首選。

2.3 磁性地質體形成的地質因素

2.3.1 實測磁性參數分析

共和盆地周緣造山帶505件巖石磁性參數樣品測試結果表明，不同時代、不同巖性的巖石具不同的磁性。

1）元古宙地層中的部分變質巖具一定的磁性。其中，托賴巖群（Pt1T）中的含鐵斜長角閃片麻巖磁性最強，磁化率均值為3 960.0h10－5SI；金水口巖群（Pt1J）中的黑云母斜長片麻巖與湟源群東岔溝組（Pt1d）中的斜長片麻巖磁化率為（2.7～242.0）h10－5SI，部分具中等磁性；金水口巖群中的混合巖具中等磁性，磁化率均值為175.0h10－5SI。元古宙其余地層磁化率為（14.2～25.4）×10－5SI，磁性相對較弱。

2）寒武紀地層中的變火山巖磁化率為（6.7～443.0）×10－5SI，部分具中等磁性。賽什塘—興海蛇綠混雜巖帶內部分變質巖具一定磁性。其中，糜棱狀變砂巖與片理化長石雜砂巖磁性較強，磁化率最大值分別為2 450.0h10－5SI和1 750.0h10－5SI；片理化變砂巖具中等磁性，磁化率為217.0h10－5SI；千枚巖磁化率為（4.8～533.5）×10－5SI，部分具中等磁性。

3）共和盆地北東部祁連造山帶內的新元古界花崗巖磁化率均值為825.5h10－5SI，奧陶系石英閃長巖磁化率均值為1 147.0h10－5SI，磁性較強；西部賽什塘—興海蛇綠混雜巖帶內的輝長巖磁化率均值為1 570.0h10－5SI，磁性較強；印支期花崗巖廣泛分布，磁化率值（0.3～2 500.0）×10－5SI，磁性強弱不一；燕山期花崗巖零星見于共和盆地切吉西，磁化率均值介于（273.6～342.7）×10－5SI。

4）廣泛分布于共和盆地周邊的隆務河組（T1-2l）和古浪堤組（T2g）淺變質沉積地層磁化率為（18.3～31.7）×10－5SI，磁性較弱；其余地層巖石為弱磁性或無磁性。

2.3.2 磁性地質體形成的地質因素

古元古界變質巖與前印支期花崗巖引起的磁異常集中分布于共和盆地北東部的祁連造山帶內；蝕變帶與礦化等引起的異常，主要分布于共和盆地北西部青海南山一帶；印支期隱伏中酸性花崗巖體引起的磁異常在共和盆地內分布較廣。

根據共和盆地航磁異常形態，結合物性測試結果和區域地質資料分析，可將引起磁性地質體異常的原因歸結于下：①印支期及以后形成的中酸性花崗巖體受巖漿期后或后期熱液活化改造，致使花崗巖體磁性礦物增加，形成磁性較高的地質體；②巖漿熱液沿深大斷裂構造通道上侵，導致花崗巖體與圍巖遭受后期熱液蝕變改造，形成磁性地質體；③區域上已知的溫泉多沿斷裂帶出露，表明隱伏印支期花崗巖體磁性來源與深大斷裂導熱關系密切。

依據航磁數據圈定出的恰卜恰隱伏印支期中酸性花崗巖體，經干熱巖鉆探驗證就是隱伏干熱巖體[41]。因此，筆者將共和盆地內隱伏印支期磁性中酸性花崗巖體視為干熱巖的勘查目標靶區。

2.4 隱伏磁性花崗巖體的邊界確定

采用以下3種方法對共和盆地隱伏印支期磁性花崗巖體進行圈定。

1）埋深0～300 m的淺部磁性花崗巖體。主要以化極垂向一階導數等值線圖的零值線為主，并參考化極等值線圖進行圈定。由于淺部花崗巖體多分布于基巖山區或近山前地帶，上覆隔熱保溫蓋層偏薄，又地處山區大氣降水補給帶或山前冷水補給帶，在缺乏溫泉群、成規模的地熱田等地熱顯示的前提下，不宜將其視為干熱巖的勘查目標靶區。

2）埋深300～800 m的有限頂埋深磁性花崗巖體。除采用上一方法外，還需結合航磁不同上延高度圖來綜合確定。個別磁性地質體邊界尚需通過異常正演擬合結果，通過綜合分析確定。

3）埋深800～2 700 m的較深磁性花崗巖體。對共和盆地內大面積弱磁異常對應的埋藏較深的8處印支期隱伏磁性花崗巖體，基于二階導數磁源邊界與頂部深度反演方法[42]，即V2D-depth方法進行花崗巖體的邊界與頂界面埋深計算，并在具體計算時加以改進。具體流程如下：①將航磁異常進行化極上延2 km處理后，計算垂向二階導數（Tzz）與垂向一階導數的水平導數（Tzh）；②將上述導數按式：進行計算；③對得到的a值進行等值線成圖。其中，0特征等值線大致對應花崗巖體的邊界，f4/5特征等值線之間的空間距離減去上延高度與飛行高度后的得值大致對應花崗巖體的頂界面埋深。

由于利用航磁數據推斷圈定出的隱伏花崗巖體是與周圍地層或花崗巖體磁性差異較大的巖石或巖石組合，未必對應某一特定的磁性地質體，這與區域地質填圖有一定的差異。典型的實例就是依據航磁數據圈定出的恰卜恰隱伏印支期花崗巖體，經鉆探驗證實際干熱巖體大于航磁數據圈定的隱伏花崗巖體分布范圍。

進一步在1∶50 000高精度航磁測量數據反演計算圈定干熱巖體的基礎上，依GR2干熱巖勘探孔外推1/2的原則，確定出恰卜恰干熱巖體東西向長21.2 km、南北向寬14.3 km，平面上呈近橢圓形，面積246.9 km2。天然地震背景噪聲層析成像勘查顯示，在21 km深度范圍內，該干熱巖體與熱源發育相對穩定[41]。

2.5 干熱巖勘查目標靶區的圈定

2.5.1 高精度航磁異常數據綜合分析

為揭示隱伏印支期花崗巖體、隱伏斷裂構造與地表地質填圖單元之間的對應關系，將航磁異常推斷的隱伏印支期花崗巖體、斷裂構造與地質圖套疊進行分析（圖5）。可以看出，該區隱伏印支期花崗巖體多呈NW向帶狀分布，與區域隱伏斷裂構造展布方向基本一致。部分不規則狀的隱伏印支期花崗巖體主要出現在共和縣城西，大致沿NE向賽日欽—達連海隱伏斷裂（F7）分布。其中，NW向構造—巖漿帶內的花崗巖體，長軸方向與區域隱伏斷裂構造基本一致，可視為是“老物質新構造”[43]的產物；而沿NE向F7、F28斷裂分布的隱伏印支期花崗巖體形態多不規則且大小不等，呈串珠狀分布，可能有“新構造熱物質”加入。據此初步認為，相當于NE向日喀則—狼山斷裂帶[44]或其北東段共和—狼山斷裂帶[45]北枝賽日欽—達連海隱伏斷裂（F7）與南枝唐乃亥—羅漢堂隱伏斷裂（F28），分別構成了共和盆地東、西盆地深部熱流上涌的主通道，與干熱巖資源的成因關系較為密切。

圖5 推斷的隱伏磁性花崗巖體、斷裂與地質填圖單元套疊分析圖

2.5.2 干熱巖勘查目標靶區圈定

筆者基于高精度航磁異常推斷隱伏印支期花崗巖體，結合隱伏斷裂構造空間關系分析，重點考慮地形地貌、水文地質條件、沉積蓋層厚度、隱伏花崗巖體的群聚性與分布面積等因素，綜合確定干熱巖資源勘查目標靶區。

1）地形地貌與水文地質條件。因基巖山區和近山前地帶地處大氣降水補給區或山前冷水補給帶，在缺乏溫泉群、成規模的地熱田等地熱顯示的前提下，發育于山區和近山前地帶的淺埋藏隱伏印支期花崗巖體，不宜作為干熱巖資源的勘查目標靶區。然而，受共和盆地南西、北、東三側造山帶向盆地的逆沖逆掩—逆沖推覆作用影響，可能掩蓋了其下盤掩伏帶[46]部分隱伏干熱巖體，需在今后勘查中予以重視。

2）隱伏花崗巖體的分布面積。推斷出的隱伏印支期花崗巖體應具有一定的面積。恰卜恰干熱巖體鉆探結果表明，按磁性體圈定的隱伏花崗巖體小于經鉆探驗證的干熱巖體分布面積。據此初步確定航磁推斷的隱伏花崗巖體面積應大于30 km2，以滿足裝機容量20h104kW時，其所需的干熱巖體面積介于150～200 km2[4]的指標要求。

3）隱伏花崗巖體的群聚性。大地電磁測深勘查結果表明，兩個緊臨的隱伏花崗巖體頂部多呈駝峰狀且深部相連，故可將緊鄰近的兩個或多個隱伏花崗巖體視為一個干熱巖資源勘查目標靶區，如倒淌河南10號和11號、共和地區的16號和17號（圖5）等巖體深部可能為同一花崗巖巖基。

4）適當厚度的沉積蓋層。航磁異常推斷的隱伏花崗巖體應上覆一定厚度的隔熱保溫蓋層，初步認為小于500 m的泥質巖類沉積蓋層厚度偏薄，隔熱保溫性能相對較差；而大于3 000 m的泥質巖類沉積蓋層偏厚，干熱巖體埋深過大，鉆探成本過高。因此，適當厚度的沉積蓋層是推斷干熱巖資源勘查目標靶區須考慮的主要地質條件之一。

基于上述原則，在航磁測區范圍內共圈定出15處隱伏干熱巖資源勘查目標靶區。其中，共和盆地13處，青海湖盆地和同德盆地各1處（圖6）。

圖6 基于航磁數據推斷的共和盆地干熱巖勘查目標靶區分布圖

2.5.3 可靠性分析

北西—南東向貫穿共和盆地的寬頻帶流動地震臺陣遠震記錄剖面地殼淺層速度結構表明，共和盆地淺部沉積蓋層S波速度低，向下延伸至2～3 km深度后，下伏出現明顯的高速地震波速地質體，地殼淺層速度結構表現出“淺低—深高”的速度結構特征，說明剖面沿線結晶基底埋深小于3 km，而高地震波速地質體則被解釋為古生代—中生代酸性巖體，且反映出“干熱巖”花崗巖體的埋藏深度[47]。

由圖7可以看出，共和盆地下伏高地震波速地質體分布穩定，相對連續，且隱伏中酸性花崗巖體分布具一定的面積性，表明基于航磁測量數據推斷的隱伏花崗巖體或干熱巖資源勘查目標靶區可靠程度較高。

圖7 共和盆地ü四川盆地地殼淺層S波速度結構圖（據本文參考文獻[47]修改）

3 隱伏花崗巖體分布規律

3.1 典型隱伏花崗巖體解釋

以達連海隱伏印支期花崗巖體（青C-2013-79異常，圖5中的16號花崗巖體）為例，采用向上延拓的處理方法進行解釋與推算。已知溝后花崗巖體（青C-2013-66異常，圖5中的9號花崗巖體）ΔT最大值為164 nT，且部分花崗巖體出露地表；青C-2013-79異常ΔT最大值為40 nT（圖8-a），采用V2D-depth方法反演出16號花崗巖體多個位置的埋深在1 500～1 850 m（圖8-d），取1 700 m。現將航磁ΔT數據向上延拓1 700 m，延拓后9號花崗巖體相當于下降了1 700 m，與原來的16號花崗巖體頂界面埋深基本相同。經向上延拓1 700 m后，青C-2013-66異常值衰減為41 nT，與青C-2013-79異常值處在同一數量級上（圖8-c），說明推測合理。同時，也從航磁角度驗證了青海南山南緣隱伏斷裂（F3）和賽日欽—達連海隱伏斷裂（F7）的存在。

沿賽日欽—達連海隱伏斷裂（F7）分布的青C-2013-66和79異常，推斷其地質成因均由印支期花崗巖體所引起，且沿NE向賽日欽—達連海隱伏斷裂大規模侵入，形成NE向帶狀異常，此時引起青C-2013-66異常的9號花崗巖體與引起青C-2013-79異常的16號花崗巖體頂界面埋深大致相同，青C-2013-66、青C-2013-79的異常值也基本處于同一數量級上。之后因印支末期—燕山期構造運動，特別是新生代以來青海南山的構造隆升以及沿青海南山南緣斷裂由北向南逆沖推覆，近青海南山附近的共和盆地基底不斷撓曲壓陷，南側16號花崗巖體亦隨著盆地基底相應下降，進而導致現青C-2013-79異常強度明顯弱于其北側的青C-2013-66。

3.2 典型隱伏花崗巖體頂界面埋深推算

共和縣恰卜恰干熱巖體已得到干熱巖鉆探與深井測溫驗證，依據V2D-depth方法[40]，求得GR1井南隱伏印支期花崗巖體頂界面埋深為1 350 m，與實鉆花崗巖體頂界面埋深基本一致，說明V2D-depth方法適用于共和盆地花崗巖體頂界面埋深計算。反演得到的典型隱伏印支期花崗巖體頂界面埋深見圖9和表1。由圖9可以看出，共和盆地內的隱伏花崗巖體頂界面埋深介于800～4 000 m。推測貴德盆地與同德盆地隱伏花崗巖體頂界面埋深300～2 000 m。

共和盆地內，由共和縣恰卜恰地區向西，隱伏花崗巖體埋深逐步增大。由恰卜恰地區的800～1 350 m增加到塘格木地區的2 100～4 000 m，再向北西的共參1井，基底埋深大于5 000 m，即在東西方向上，由東向西，隱伏花崗巖體埋深不斷增大；在南北方向上，由盆地北東緣恰卜恰地區的800～1 350 m向南增深到馬場八隊一帶的1 400～2 300 m。由盆地南東緣的750 m向北增深到馬場八隊一帶的1 400～2 300 m，即由盆地南、北緣向盆地中心，隱伏花崗巖體埋深有不斷增深的趨勢（圖9）。

圖8 基于航磁數據推斷的恰卜恰和達連海隱伏干熱巖體分布范圍圖

若以圖9中的AüB線為界可分為東、西兩個干熱巖資源勘查區。東部除恰卜恰干熱巖體外，達連海—茫拉等5處隱伏印支期花崗巖體埋深750～2 300 m，可作為先期干熱巖資源勘查目標靶區；塘格木與新哲四隊2處隱伏印支期花崗巖體埋深2 750～4 000 m，可作為遠景勘查目標靶區。

圖9 基于高精度航磁測量數據的隱伏花崗巖體頂、底界埋深推算圖

3.3 典型隱伏花崗巖體底界埋深推算

共和盆地隱伏印支期花崗巖體底界埋深主要依據航磁化極數據，采用對數功率譜方法，對重點關注的3處隱伏印支期花崗巖體進行計算（圖9中的紅色三角形位置及黑色數字注記）。結果表明，3處隱伏印支期花崗巖體底界埋深由北至南依次為11.8 km、11.2 km和16.8 km。受計算方法與航磁數據處理精度影響，該底界埋深數據僅供參考。

4 結論

1）基于 1∶50 000高精度航磁測量數據反演計算，圈定出的恰卜恰隱伏印支期中酸性花崗巖體，經綜合地球物理勘查和鉆探驗證，即為干熱巖體，表明高精度航磁測量適用于區域性干熱巖資源的初步勘查與干熱巖資源勘查目標靶區圈定。

2）在高精度航磁異常推斷的隱伏印支期磁性花崗巖體基礎上，綜合考慮地形地貌、水文地質條件、分布面積與群聚性，以及沉積蓋層厚度等因素，在航磁測區范圍內共圈定出15處隱伏干熱巖資源勘查目標靶區。其中，共和盆地有13處，青海湖盆地和同德盆地各1處。

3）航磁測區內，隱伏印支期磁性花崗巖體主體呈NW向帶狀分布，與區域隱伏斷裂構造展布方向基本一致。部分不規則狀的隱伏印支期磁性花崗巖體，主要出現在共和縣城西，大致沿NE向賽日欽—達連海隱伏斷裂分布。初步分析認為，賽日欽—達連海隱伏斷裂與唐乃亥—羅漢堂隱伏斷裂分別構成了共和盆地東、西盆地深部熱流上涌的主通道，與干熱巖資源的成因關系較為密切。

表1 共和盆地隱伏中酸性花崗巖體頂界面埋深計算結果表

4）隱伏印支期磁性花崗巖體頂界面埋深計算結果表明，由已知的東部恰卜恰干熱巖體向西，各隱伏崗巖體埋深逐步增大；在南北方向上，由盆地南、北緣向盆地中心，埋深有不斷增深的趨勢。