珠江三角洲與周邊典型地區巖石熱物性及其地熱效應的比較研究

廖珂琰, 邱楠生*, 于泰炎

1 中國石油大學(北京)油氣資源與工程全國重點實驗室, 北京 102249

2 中國石油大學(北京)地球科學學院, 北京 102249

0 引言

地球內部的巖石和水中能夠儲存來自地球的原始熱量和不穩定放射性同位素衰變產生的熱量,形成地熱資源(汪集旸等, 2015).它是一種綠色能源,具有碳排放低、供應穩定,儲量大,分布廣等特點(Wang et al., 2021).在地熱系統中,巖石熱性質決定地質體產生、保存、傳遞熱量的能力(張超等, 2020; Zhu et al., 2022).了解地下巖石的熱性質一直是地熱研究中的重要環節.巖石熱物性包括密度、熱導率、熱擴散率、體積熱容和放射性生熱率等.這些熱物性可以用于確定區域熱流、巖石圈熱結構,并在地質模型基礎上模擬計算地下溫度場(Maystrenko and Gernigon, 2018; Norden et al., 2020; Qiu et al., 2022).由于熱導率和放射性生熱率的不同,即使地表熱流相同的區域,地下溫度和巖石圈熱結構也會在橫向和縱向上發生變化.在實踐中,需要測試大量樣品才能獲得區域的巖石熱物性.

珠江三角洲位于中國東南部,這里經濟高度發達、人口眾多,迫切需求地熱等清潔能源.珠江三角洲與周邊地區靠近環太平洋地熱帶,地下水充足,斷裂密布,花崗巖分布廣泛,蘊藏著豐富的中低溫地熱資源(王貴玲等, 2020).約有150個天然溫泉溫度超過30 ℃,其中4個水溫超過90 ℃.該地區地熱資源主要用于養生洗浴,并沒有得到大規模的開發利用.以往的地熱研究多基于溫泉水地球化學特征分析其來源,并估算熱儲溫度(Mao et al., 2015; Wang et al., 2018; Wei et al., 2021).對珠江三角洲地區北部佛岡花崗巖(6.77 μW·m-3; 萬建軍等, 2015)和惠州石壩—黃沙洞花崗巖 (5.81 μW·m-3; 田峰等, 2020)的放射性生熱率測試結果表明,研究區內花崗巖屬于高產熱花崗巖(>5 μW·m-3).新的研究表明,珠江三角洲地區可能存在干熱型地熱資源(Lin et al., 2022).然而,目前對珠江三角洲與周邊地區地熱資源潛力仍然認識不清.先前的調查主要集中在花崗巖的放射性生熱率上(萬建軍等, 2015; 周毅等, 2016; 田峰等, 2020),很少涉及其他熱物性.

為了填補這一空白,本研究首次報告了珠江三角洲與周邊地區地表不同類型巖石的熱物性測量數據,其中包括密度、熱導率、熱擴散率和體積熱容,并且對巖漿巖開展了放射性生熱率測試,系統分析了研究區巖石熱物性特征.在此基礎上利用數值模擬方法還原了三水盆地剖面溫度分布特征,計算了花崗巖體對地表熱流的貢獻,并分析了中生代以來巖漿巖的放射性生熱率的變化.該研究成果不僅可為珠江三角洲與周邊地區地熱資源潛力評價提供重要的數據支撐,也可拓展對中國東南沿海地區的地熱資源成因機制的理論認識.

1 地質背景

華夏板塊具有眾多的中生代殘余盆地和花崗巖山脈,構成了獨特的丘陵—盆地地貌,被稱為華南中生代盆地—山脈系統(Li, 2000)(圖 1).自中生代以來,西太平洋板塊向歐亞板塊的俯沖過程在華夏板塊引起了強烈的構造和巖漿活動,形成了以NE向為主、NW向為輔、EW向為輔的交叉斷層體系和規模宏大的巖漿巖帶(Zhou and Li, 2000; Li and Li, 2007; 舒良樹, 2012).同時,華南發生重大巖相古地理變革,大規模海相沉積徹底從華南退出.先期的沉積盆地全都萎縮、消亡,僅存有一些小型盆地且全為陸相斷陷沉積(Shu et al., 2009).

珠江三角洲地區位于華夏板塊的南部,屬于華南褶皺系,也屬于華南巖漿巖區的一部分.珠江三角洲與周邊地區包括珠江三角洲地區平原及其周圍的丘陵地帶,其南部臨海,北、西、東方向以丘陵地貌向外延伸.該區域地質上主要以零星分布的中-新生代斷陷盆地、網狀交叉的深大褶皺斷裂和大面積的巖漿巖露頭(多為中生代花崗巖)為特征(圖 2).野外調查和區域地質資料表明,該地區沉積地層包括震旦-寒武系變質砂巖,奧陶-三疊系砂巖、粉砂巖、頁巖、灰巖,侏羅系砂巖、頁巖、凝灰巖,以及白堊-古近系砂巖、砂礫巖、泥巖.斷裂破碎程度較強,斷穿較深(10～30 km; 任鎮寰等, 2011).其中,F1、F2、F5、F6、F7、F8、F9、F10、F11為深斷裂帶,部分區域斷穿地殼(Zhang et al., 2009);F3、F4為區域大斷裂,僅在上地殼發育(Zhang et al., 2022b).深大斷裂構造活動不僅促進了儲熱空間的形成,而且溝通了深部流體和淺部地熱儲層之間的聯系,是重要的傳熱通道(Zheng et al., 2021).寒武-白堊系花崗巖類侵入巖在地表均有出露(Zhou et al., 2006).中生代花崗巖侵入時期包括中-晚三疊世(Qing et al., 2020; 周岱等, 2021)和中侏羅世至早白堊世(陳小明等, 2002; Xu et al., 2007; 郭敏和黃孔文, 2019),巖性分別以新興巖體的二長花崗巖(Qing et al., 2020)和佛岡巖體的黑云母花崗巖(包志偉和趙振華, 2003)為代表.地表火山巖主要為侏羅系和古近系.侏羅系火山巖主要分布在珠三角東南部,巖性以中酸性火山巖為主(李瑞等, 2021);古近系火山巖分布在三水盆地和河源盆地,巖性包括基性和中酸性火山巖(Chung et al., 1997; 侯明才等, 2006; 袁曉博, 2019; 杜商嵐等, 2022) .

圖1 華夏板塊斷裂、盆地和巖漿巖分布圖修改自Huang等(2020);巖漿巖分布參考Zhou等(2006);斷裂分布參考Lü等(2022);盆地分布參考Shu等(2009).

圖2 珠江三角洲與周邊地區簡化地質圖修改自馬麗芳(2002); 斷裂分布參考陳國輝等(2014); Q： 第四系; E： 古近系; K： 白堊系; J： 侏羅系; T： 三疊系; P： 二疊系; C： 石炭系; D： 泥盆系; S： 志留系; O： 奧陶系; ∈： 寒武系; Z： 震旦系.

2 樣品測試

本研究從珠江三角洲與周邊地區野外地表采集巖石樣品(圖2).在測試熱導率的樣品(100個)中,沉積巖和變質巖包含了該地區具有一定厚度的地層,部分地層(如古近系怖心組和石炭系大埔組)因出露較少或者未出露而沒有涉及.其中,9個樣品為變質砂巖, 11個為粉砂巖,19個為細砂巖,5個為砂礫巖,4個為頁巖,2個為凝灰巖,6個為灰巖.就巖石類型而言,變質砂巖樣品包括千枚巖、變質細砂巖、板巖,但主要是變質細砂巖(圖 3a).測得的變質砂巖的孔隙度范圍為0.2%～31.1%,平均為10.2%.粉砂巖樣品多為泥質粉砂巖(圖 3c、 3d),其孔隙度范圍為0.4%～32.3%,平均為14.2%;細砂巖(圖 3e)孔隙度范圍為0.4%～24.5%,平均為5.6%;砂礫巖(圖 3f)孔隙度范圍為1.5%～19.2%,平均為6.1%.變質砂巖、粉砂巖、細砂巖、砂礫巖主要由石英、長石、巖屑以及黏土膠結物組成.頁巖樣品主要為炭質頁巖(圖 3b),以及少量硅質頁巖,成分以黏土礦物為主.頁巖孔隙度變化范圍為5.2%～22.3%,平均為11.3%.凝灰巖中含晶屑(圖 3g),礦物成分主要為石英、長石和少量暗色礦物,其孔隙度小于0.2%.石灰巖樣品的巖性主要微晶石灰巖、細晶石灰巖(圖 3h),礦物成分為方解石和少量白云石,其孔隙度在0.2%～1.4%之間,平均為0.5%.

圖3 珠江三角洲與周邊地區典型地表巖石照片(a) 變質砂巖; (b) 頁巖; (c) 泥質粉砂巖; (d) 粉砂巖; (e) 細砂巖; (f) 砂礫巖; (g) 凝灰巖; (h) 灰巖; (i) 黑云母花崗巖; (j) 二長花崗巖; (k) 粗面巖; (l) 玄武巖.

測試熱導率的巖漿巖包含了研究區大范圍出露的花崗巖,以及局部出露的粗面巖和玄武巖.其中包括40塊花崗巖、2塊粗面巖和2塊玄武巖.另外,還測試了50塊巖漿巖的放射性生熱率,其中包括47塊花崗巖、2塊玄武巖和1塊粗面巖.花崗巖礦物組成包括石英、鉀長石、斜長石、黑云母和角閃石,根據其礦物含量的差異又可細分為包括黑云母花崗巖、二長花崗巖等類型(圖 3i、3j).粗面巖零星出露于三水盆地西側,礦物成分主要為鉀長石和斜長石,含角閃石、黑云母等暗色礦物(圖 3k).玄武巖在三水盆地和河源盆地均有出露,礦物成分主要為基性長石和輝石(圖 3l).

這些樣品取自不同時期地層和不同期次巖漿巖.采樣旨在覆蓋珠江三角洲與周邊地區大部分區域(圖 2).然而,現有的樣品僅限于地表,并未獲取到地下樣品;研究區的西北角和東南沿海區域幾乎沒有數據覆蓋.盡管如此,在巖石類型、構造分區和地層單位方面,本研究中收集的樣品被認為是整個珠江三角洲與周邊地區最具代表性的樣品.

巖石熱導率取決于礦物成分、孔隙度和孔隙介質(朱傳慶等, 2022).在深埋巖石情況下的其他影響因素是壓力和溫度(F?rster et al., 2021).熱導率的測量方法是基于用一個聚焦的、可移動的熱源與溫度傳感器相結合來掃描樣品表面,通常被稱為“光學掃描”法(Popov et al., 1999).該方法快速、無損,可以進行連續測量,近年來已被廣泛用于熱導率研究,包括科拉半島的深鉆巖心(Popov et al., 1999)、蘇魯—大別中國大陸科學鉆探項目(He et al., 2008)和塔里木盆地(Li et al., 2020).基于光學掃描技術方法的熱導率掃描儀(TCS,由德國公司Lippmann and Rauen GbR制造)可以同時測試樣品的熱導率和熱擴散率.TCS的測量范圍為0.2～25 W·(m·K)-1,精度為±3%.這項測試在中國石油大學(北京)油氣資源與工程全國重點實驗室中開展.測量在室溫條件和一個大氣壓下進行.幾何混合模型用于將測得的熱導率修正為飽和條件(Woodside and Messmer, 1961).體積熱容是熱導率和熱擴散率的比值,計算公式如下：

C=K/α,

(1)

其中α是巖石的熱擴散率(mm2·s-1),K是熱導率(W·(m·K)-1),C是體積熱容(MJ·(m3·K)-1).

阿基米德方法用于測量巖石體積密度,測試采用達宏美拓AR-3000R多功能密度測試儀.該儀器對固結巖石具有高精度(0.001 g·cm-3).該項測試由中國石油大學(北京)油氣資源與工程全國重點實驗室完成.使用電感耦合等離子體-質譜法(ICP-MS)測量巖漿巖樣品中放射性元素(U、Th、K2O)的濃度,測量的準確度為5%.該項測試在中國北京核工業地質研究所中進行.

3 結果

3.1 密度、熱導率、熱擴散率和體積熱容

珠江三角洲與周邊地區地表不同類型巖石的密度、熱導率、熱擴散率和體積熱容差異較大(圖 4).密度方面,玄武巖平均密度最高(2.80±0.04 g·cm-3),灰巖次之(2.72±0.04 g·cm-3),粗面巖的密度最低(2.32±0.19 g·cm-3).熱導率方面,細砂巖平均熱導率最高(3.94±0.92 W·(m·K)-1),花崗巖次之(3.87±0.59 W·(m·K)-1),在玄武巖(2.17±0.13 W·(m·K)-1)和粗面巖(2.30±0.17 W·(m·K)-1)中觀察到最低值.熱擴散率方面,凝灰巖最高(1.70±0.16 mm2·s-1),細砂巖次之(1.48±0.47 mm2·s-1),在玄武巖中觀察到最低值(0.64±0.01 mm2·s-1).體積熱容方面,玄武巖最高(3.40±0.24 MJ·(m3·K)-1),變質砂巖次之(3.26±0.52 MJ·(m3·K)-1),凝灰巖最低(2.28±0.24 MJ·(m3·K)-1).

不同巖性的熱物性變化范圍差異明顯,其中變質砂巖的密度、細砂巖的熱導率以及粉砂巖的熱擴散率、體積熱容變化范圍最大,粉砂巖各性質的25%～75%區間范圍最大(圖 4).一方面是由測試樣品數量的差異,另一方面也是由于砂巖在沉積埋藏演化過程形成的孔隙度差異較大.巖石暴露地表后,特殊的風化淋濾條件也可能導致熱物性出現異常值.異常值能顯著影響平均值的計算結果.因此,碎屑巖測試數據的中位數更具有代表性.其中,頁巖的密度(2.39 g·cm-3)最低,粉砂巖的熱導率(2.47 W·(m·K)-1)和熱擴散率(0.86 mm2·s-1)最低(圖4).花崗巖的變化范圍也較大,但25%～75%區間范圍較小,這可能是因為研究區大部分花崗巖為中生代花崗巖,成因相似,礦物組成相同,類型也較為均一.

圖4 珠江三角洲與周邊地區地表巖石熱物性統計圖(a) 密度; (b) 熱導率; (c) 熱擴散率; (d) 體積熱容.

巖石類型不同,其熱物性之間的相關性也不盡相同(圖5).花崗巖的密度與熱導率、熱擴散率、體積熱容沒有明顯的相關性;而沉積巖隨著密度的增大,熱導率和熱擴散率均逐漸增大,體積熱容逐漸減小.這是由于孔隙空間的熱導率和熱擴散率要小于巖石骨架.以砂巖為例,砂巖礦物組成相同,但孔隙度變化較大(0.4%～32.3%).砂巖孔隙度越小,密度越大,熱導率和熱擴散率則越高.相較于其他熱物性,熱導率和熱擴散率在不同類型巖石中均表現出明顯的正相關關系.體積熱容與熱導率、熱擴散率的負相關關系較弱.

本研究獲得了珠江三角洲與周邊地區從震旦系至古近紀不同組地層的熱物性數據(附表 1).我們利用厚度加權平均法計算了不同年代地層的熱物性特征(圖6).除體積熱容外,不同時期地層熱物性變化規律相同.震旦系為淺海相復理石沉積,巖性主要為變質砂巖,具有較高的密度、熱導率、熱擴散率和較低的體積熱容.寒武紀至志留紀,沉積環境變為筆石頁巖相,地層泥質逐漸增多,巖性從變質砂巖逐漸變為頁巖,密度、熱導率、熱擴散率均有所降低.泥盆紀至三疊紀,沉積環境從海相向海陸過渡相轉變,巖性主要為灰巖和細砂巖,均具有較高的密度、熱導率、熱擴散率,體積熱容逐漸降低.侏羅紀至古近紀,沉積環境為海相陸源碎屑沉積為主夾湖湘或火山碎屑巖沉積,巖性從砂巖、凝灰巖逐漸變為粉砂巖、砂礫巖,密度、熱導率、熱擴散率均明顯降低,體積熱容則逐漸升高.

3.2 放射性生熱率

基于密度和樣品U、Th、K2O含量的測量結果,可按照如下公式計算巖石放射性生熱率(Rybach, 1976)：

A=0.01ρ(9.52CU+2.56CTh+3.48CK),

(2)

式中,A是巖石的放射性生熱率(μW·m-3);ρ是密度(g·cm-3);CU、CTh和CK是分別為U、Th、K2O的含量.

表1展示了珠江三角洲與周邊地區地表巖漿巖放射性生熱元素測試和生熱率計算結果.花崗巖中U含量介于0.48～47.00 ppm,平均為10.45±8.79 ppm;Th含量介于2.16～118.00 ppm,平均為34.54±23.79 ppm;Th/U比介于0.2～34.4,平均為4.7±4.9;K2O含量介于0.49%～5.75%,平均為3.98±1.26%;密度介于2.423～3.032 g·cm-3,平均為2.617±0.100 g·cm-3.由此可計算得到珠江三角洲地區地表花崗巖放射性生熱率在0.36～14.23 μW·m-3之間,平均值為5.23±3.03 μW·m-3.該值接近前人對廣東佛岡和惠州地區花崗巖放射性生熱率的測量結果(萬建軍等, 2015; 田峰等, 2020; Lin et al., 2022) ,明顯大于福建漳州地區花崗巖平均放射性生熱率(3.52 μW·m-3; 王安東等, 2015)和全球中新生代花崗巖放射性生熱率平均值(3.09 μW·m-3; Artemieva et al., 2017),表明研究區花崗巖屬于高產熱花崗巖(>5 μW·m-3; McCay and Younger, 2017).曠健等(2020)認為珠江三角洲地區燕山期花崗巖較高的放射性生熱率歸因于殼源物質的重熔再生作用,該作用使巖石多次富集大離子親石元素(包括U、Th、K, McLaren and Powell, 2014).

表1 珠江三角洲與周邊地區地表巖漿巖放射性生熱率測試數據表Table 1 Test data of RHPR of surface magmatic rocks in the Pearl River Delta and surrounding areas

續表1

花崗巖類型包括二長花崗巖、黑云母二長花崗巖、黑云母花崗巖和花崗閃長巖.統計結果表明,花崗巖放射性生熱率與巖石類型有關(圖 7).其中,黑云母花崗巖放射性生熱率最高(6.39±2.76 μW·m-3),黑云母二長花崗巖(4.96±2.60 μW·m-3)和二長花崗巖(4.80±3.09 μW·m-3)次之,花崗閃長巖(1.47±0.81 μW·m-3)最低.河源盆地玄武巖樣品生熱率為0.46 μW·m-3,三水盆地玄武巖和粗面巖樣品生熱率分別為0.61 μW·m-3和5.73 μW·m-3.

圖7 珠江三角洲與周邊地區不同類型巖漿巖的放射性生熱率

在這之前,前人對珠江三角洲地區巖漿巖進行了較為廣泛的巖石學研究,獲得了較多的巖石主微量元素分析數據,其中還包括部分放射性生熱元素數據(Chung et al., 1997;劉昌實等, 2003; Li et al., 2007; Xu et al., 2007; 萬建軍等, 2015; 袁曉博和方念喬, 2019; 郭敏和黃孔文, 2019; 田峰等, 2020; Qing et al., 2020; Liu et al., 2020; 周岱等, 2021; Zheng et al., 2021; 張煜和方念喬, 2021; 杜商嵐等, 2022).本次研究獲得生熱元素濃度和生熱率數據與前人研究基本一致(圖 8).生熱率與U、Th含量具有顯著的線性關系,表明U和Th是產生放射性熱的主要元素.當K2O濃度小于3%時,與生熱率的相關性較強;當K2O濃度大于3%時,則與生熱率的相關性表現出明顯的散射.K2O在總產熱中的熱貢獻率較低(李科甫和朱傳慶, 2023).統計結果表明(圖 9),珠江三角洲與周邊地區花崗巖中U和Th對總生熱量的平均貢獻分別為46.1±13.2%和45.4±12.3%,而K2O的產熱貢獻僅占8.4±5.3%.與之相比,玄武巖中U、Th、K2O對總生熱量的平均貢獻分別為35.9±6.5%、41.6±10.1%和22.5±6.5%,平均Th/U比為4.7±2.6;粗面巖中U、Th、K2O對總生熱的平均貢獻分別為35.6±5.9%、49.6±7.1%和14.8±6.5%,平均Th/U比為5.4±1.4.從酸性到基性,巖漿巖中K2O對生熱的貢獻逐漸增大,U的產熱貢獻逐漸減小,Th/U比和Th的產熱貢獻基本不變.流紋巖放射性元素產熱貢獻特征與花崗巖相似;沉積巖放射性產熱貢獻也主要分布在花崗巖區,這可能與其沉積碎屑來自附近花崗巖體有關(圖 9).

4 討論

4.1 沉積層對地溫場的影響

相對于花崗巖等結晶巖,沉積巖通常具有較低的熱導率和熱擴散率,以及較高的體積熱容(圖 4).這種性質使沉積層可以有效阻擋深部地幔和地殼花崗巖的熱量向上傳遞和釋放,從而在盆地深部形成高溫地熱聚集的有利區(Brown et al., 2012; Lin et al., 2022).松散沉積層能儲存孔隙水,這使其既可以作為地熱的有利儲層,也可以作為熱量保存的良好蓋層(張薇等, 2019).然而,沉積盆地中巖石熱物性的空間變化是由構造和巖石地層之間的復雜相互作用引起的.研究沉積層對熱量的聚集作用,需要將熱物性輸入到實際的地質模型中進行地溫場模擬.

圖8 珠江三角洲與周邊地區巖石放射性生熱率與U、Th、K2O含量以及Th/U比關系散點圖

圖9 珠江三角洲與周邊地區巖石放射性元素U、Th、K2O產熱貢獻三元圖

珠江三角洲與周邊地區地表可見各時期地層出露,有的地層沉積厚度較大,如震旦系樂昌峽群厚度超過2500 m.然而,經過后期構造和火山作用的改造,地層垂向厚度并不大,除主要沉積盆地外,大部分地區地表距基底不足500 m.三水盆地位于珠江三角洲的中部,是該地區面積最大的盆地.盆地形態主要由邊緣和內部的斷裂控制(圖 10a, 侯明才等, 2006).在拉張環境下,斷裂活動使盆地基底下陷,河流攜帶的大顆粒碎屑在此堆積,地層逐漸增厚.40多年來,因油氣、膏鹽等礦產資源和水文、工程地質勘察,在三水盆地中施工了400多口鉆井(其中深井187口).本研究根據鉆井地層深度繪制了三水盆地的基底面深度圖(圖 10a).三水盆地基底面深度超過3000 m,最大深度位于盆地中北部.侯明才等(2006)根據鉆井資料建立了三水盆地地質結構剖面(圖 10b).剖面顯示基底為燕山期花崗巖,沉積地層由老至新分別為白堊系百足山組(Kb)、白鶴洞組(Kbh)、三水組(Kss)、大塱山組(Kdl)和古近系莘莊村組(Ex)、怖心組(Eb)、寶月組(Eby)、華涌組(Eh).地層均為陸相碎屑巖沉積,巖性主要為泥巖、泥質粉砂巖和砂礫巖.由于地層沉積時間較短,巖石結構松散,固結程度低.此外,三水盆地在古近紀發生了頻繁的火山活動(袁曉博和方念喬, 2019),內部存在大量火山巖.

剖面熱模擬需要結合鉆井測溫和大地熱流數據.然而,盆地中絕大多數鉆井并沒有進行溫度測量.僅有的大地熱流數據(Q1)位于盆地邊緣(圖 10a),測量深度范圍為100～480 m,地溫梯度為22.3 ℃·km-1,熱流值為72.2 mW·m-2(胡圣標等, 2001).位于三水附近的ZK5井(井深388 m)測量了溫度(易永森, 2010), 182～388 m深度區間(Ex)的地溫梯度為39.9 ℃·km-1,估算大地熱流為99.8 mW·m-2.兩個數據點均位于高要—惠來斷裂附近,熱流的較大差異可能與地下水活動有關.這也說明三水盆地地表熱流介于72.2～99.8 mW·m-2,高于中國大多數的沉積盆地,為典型的“熱盆”(張薇等, 2019).

由于缺乏熱流數據,本研究在底部熱流相同的情況下模擬了溫度在剖面上的分布情況(圖10d).除沉積層生熱率外,剖面中沉積層和巖漿巖的熱物性均來自本研究測試結果.未記錄到的怖心組熱物性采用寶月組代替.結合實測孔隙度,利用幾何混合模型對沉積巖熱導率進行了飽水校正(Smith et al., 2013).沉積層通常具有較低的生熱率,結合田峰等(2020)在惠州地區的測試結果,模擬中沉積層生熱率統一設置為1.5 μW·m-3.模型頂部邊界設置為溫度邊界,溫度采用廣東年平均地表溫度(22.5 ℃);底部為熱流邊界,熱流Q設置為70 mW·m-2.兩側邊界為絕熱條件,無側向熱交換.根據上述模型和邊界條件,使用軟件COMSOL Multiphysics模擬二維溫度分布.模擬結果顯示,高溫區域出現在沉積層較厚的區域,沉積層對熱量產生明顯的聚集和保存作用(圖 10d).

圖10 三水盆地剖面熱模擬(a) 基底面深度; (b) 剖面地質結構(侯明才等,2006); (c) 虛擬井溫度-深度關系圖; (d) 剖面熱模擬結果.

為了便于觀察和比較,我們在模擬結果中設置了三口虛擬井(M1、M2、M3),分析溫度在盆地不同位置和不同底部熱流條件下的差異(圖 10c、d).井M1和M2沉積層厚度較為接近,但深部溫度差異較大.井M1沉積層包括白堊系和古近系碎屑巖,井M2沉積層包括古近系碎屑巖和火山巖.火山巖主要為粗面巖和玄武巖,其具有較低的熱導率(圖4b),從而使井M2地溫梯度增大.井M3沉積層厚度和深部溫度小于井M1、M2,但在淺部基底界面附近,溫度卻高于井M1、M2.這與熱折射現象有關.該現象能夠指示盆地中淺層地熱資源的勘探開發.假設大地熱流為99.8 mW·m-2,此時對應模型底部熱流約為90 mW·m-2,在這種情況下,模擬結果顯示井M2在3350 m處溫度達到了150 ℃.這表明三水盆地具備形成高溫地熱的地質條件.進一步的資源評估需要鉆井測溫資料作為支撐.

4.2 花崗巖體的放射性熱貢獻

高生熱率的花崗巖體能顯著增加地區熱流(Pleitavino et al., 2021; Zhang et al., 2022a; Wang et al., 2023).生熱率大于3 μW·m-3的巖體可能使地殼的熱流貢獻超過80%(Neumann et al., 2000).Lin等(2022)認為研究區黃沙洞花崗巖體的放射性生熱貢獻占地表熱流的58%.熱流記錄顯示,珠江三角洲地區地表熱流在65～90 mW·m-2之間,平均約為76 mW·m-2(胡圣標等, 2001; 汪嘯, 2018)(圖11).這符合俯沖帶弧后構造區的陸上熱流特征(>70 mW·m-2, Currie and Hyndman, 2006),但低于高放射性火成巖分布區的熱流(>90 mW·m-2, Neumann et al., 2000; Perry et al., 2010; Wang et al., 2023).一方面,珠江三角洲地區具有較薄的地殼(28±2 km, Huang et al., 2015; Hou et al., 2019).生熱率較低的中下地殼產生的熱流十分有限,并且地幔熱流貢獻小于地殼(Tian et al., 2021).另一方面,熱流記錄都來自淺井(<500 m, 胡圣標等, 2001),缺乏深井記錄.新的深井熱流記錄表現出高熱流的特征(106.8 mW·m-2, Lin et al., 2022).因此,珠江三角洲地區的地表熱流可能被低估.

花崗巖生熱率主要與花崗巖類型、分餾程度和蝕變強度有關(F?rster and F?rster, 2000).由于這些因素,同一巖體中的花崗巖生熱率也有顯著的變化(圖 11).珠江三角洲地區中生代花崗巖具有高分餾的地球化學特征(Xiao et al., 2020).隨著分餾強度的增加,巖漿中的放射性元素會逐漸向頂部富集,從而使暴露地表的花崗巖表現出高放射性的特征(Sawka and Chappell, 1988).研究表明花崗巖生熱率隨深度增加而降低(周毅等, 2016; Lin et al., 2022).指數下降模型更能表征高分餾花崗巖生熱率隨深度的變化(Lachenbruch, 1970)：

Az=A0exp(-z/D),

(3)

其中A0和Az分別是地表和深度z(km)處花崗巖的生熱率,μW·m-3;D是放射性元素富集的特征深度,這里表示花崗巖體的厚度,km.

除生熱率外,花崗巖體形成的熱流還取決于侵入體的形狀或大小.巖石學研究表明,完全結晶和塊狀結構的花崗巖巖基在地下的深度可達6.5～13 km(Philpotts and Ague, 2022).珠江三角洲地區大多數花崗巖都具有這種性質.重力分析表明,研究區地下存在更大范圍的花崗巖體,并且厚度超過15 km(Xi et al., 2018).地震資料反演結果表明,地殼中花崗巖體的深度介于10～15 km(Deng et al., 2019).Zhou等(2020)將華南花崗巖體的厚度統一定為10 km,并計算了晚中生代花崗巖的熱儲.珠江三角洲地區花崗巖體出露規模明顯大于華南其他地區(圖 1).高分辨率地殼橫波速度顯示12 km深度處的橫波速度異常明顯減弱(Lü et al., 2022).本研究假設珠江三角洲地區侵入體為柱體模型,并將花崗巖體厚度統一確定為12 km.計算花崗巖體產生的垂向熱流需要將Az在0～12 km深度段上對深度z進行積分.

珠江三角洲與周邊地區巖石生熱率數據主要集中在佛岡(92個)和新興(48個)兩個規模較大的花崗巖體上(圖 11).佛岡巖體花崗巖生熱率介于1.09～10.36 μW·m-3,平均為5.97±1.97 μW·m-3;新興巖體花崗巖生熱率介于0.36～15.89 μW·m-3,平均為7.08±3.69 μW·m-3.佛岡和新興巖體形成的垂向熱流分別為45.4±15.0 mW·m-2和53.7±26.8 mW·m-2.佛岡和新興巖體地表平均熱流約為68 mW·m-2和82 mW·m-2,其產生的熱流分別約占其地表熱流的67±22%和65±33%.因此,花崗巖持續放射性衰變釋放大量熱量是珠江三角洲地區重要的地熱機制之一.巖體中交叉分布的斷裂和充填其中的流體使其具備形成高溫地熱資源的地質條件.

4.3 放射性生熱率隨時間的變化

珠江三角洲與周邊地區中生代花崗巖主要侵入時期為中-晚三疊世(241～224 Ma; Qing et al., 2020; 周岱等, 2021)和早侏羅世至早白堊世(175～122 Ma; 陳小明等, 2002; Xu et al., 2007; Zhang et al., 2015; 田峰等, 2020; Liu et al., 2020; Zheng et al., 2021)(圖 12).三水盆地玄武巖、粗面巖、流紋巖的噴發時期主要集中在古近紀(66～28 Ma; Chung et al., 1997; 袁曉博, 2019; 張煜和方念喬, 2021),河源盆地玄武巖噴發時期為始新世末期(34～35 Ma; 杜商嵐等, 2022).數據詳見附表2.中-晚三疊世花崗巖放射性生熱率數據集中在新興巖體(圖 11),平均生熱率為7.04±3.63 μW·m-3;早侏羅世至早白堊世花崗巖分布廣泛,數據集中在佛岡巖體,平均生熱率為6.03±2.22 μW·m-3;古近紀粗面巖和流紋巖僅出露于三水盆地,平均生熱率為4.52±1.83 μW·m-3,盆地中玄武巖平均生熱率為0.75±0.33 μW·m-3.河源盆地玄武巖平均生熱率為0.34±0.07 μW·m-3.三疊紀至古近紀,酸性巖漿巖平均放射性生熱率逐漸降低(圖12).

圖11 珠江三角洲與周邊地區地表熱流、巖漿巖和放射性生熱率分布圖熱流參考胡圣標等(2001)和汪嘯(2018).

圖12 珠江三角洲與周邊地區三疊紀至古近紀地表巖漿巖年齡與放射性生熱率關系圖生熱率數據含未測年樣品值,數據詳見附表2.

Zhou等(2020)認為華南花崗巖中的地幔基性組分隨時間逐漸增加,導致花崗巖放射性生熱率逐漸降低.巖石地球化學證據表明新興巖體可分成南北兩個部分(Qing et al., 2020).南部花崗巖是由于地殼深部基性巖漿內侵作用誘發15～20 km深處的早古生代花崗巖發生中等程度脫水熔融形成的,而北部花崗巖是在此基礎上與大約8%～48%的內侵基性巖漿混合形成的(Qing et al., 2020).生熱率方面,新興巖體南部花崗巖(7.94 μW·m-3)高于北部(6.24 μW·m-3).佛岡巖體是由地幔來源的基性巖漿與地殼部分熔融形成的酸性巖漿混合形成的(Li et al., 2007).三水盆地中酸性巖漿與基性巖漿在同一時期噴發,混合程度進一步加深.混合作用同樣使三水盆地玄武巖具有更高的生熱率(圖12).

5 結論

本研究對珠江三角洲與周邊地區地表100塊巖石的密度、熱導率、熱擴散率、體積熱容和50塊巖漿巖的放射性生熱率進行了系統測試分析.

熱物性在不同類型巖石之間甚至同一巖性內變化很大.玄武巖具有最高的密度和體積熱容,但具有最低的熱導率、熱擴散率.砂巖的熱物性變化最大.不同類型巖石熱導率和熱擴散率均具有明顯的線性關系.地層熱物性與沉積環境呈現規律性變化.

地表花崗巖平均生熱率為5.23±3.03 μW·m-3,屬于高產熱花崗巖.巖漿巖放射性生熱率主要與巖性有關,其中黑云母花崗巖的生熱率最大.巖石中U、Th是花崗巖的主要產熱元素,其含量與生熱率線性相關.

三水盆地和佛岡、新興等花崗巖體均具備形成高溫地熱資源的地質條件.進一步的地熱研究需要鉆井測溫資料作為支撐.

三疊紀至古近紀,由于基性巖漿的混合程度逐漸增強,酸性巖漿巖的放射性生熱率逐漸降低.

附表1 珠江三角洲與周邊地區地層熱物性Appendix Table 1 Thermal properties of strata in the Pearl River Delta and surrounding areas

續附表1

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附表2 珠江三角洲與周邊地區地表巖石放射性元素含量、生熱率及年齡Appendix Table 2 Radioactive element content, RHPR and age of surface rocks in the Pearl River Delta and surrounding areas

續附表2

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