渤海灣周緣高溫地?zé)岙惓Ｌ卣骷吧畈繜峤Y(jié)構(gòu)分析

張 健, 何雨蓓, 姜程浩, 褚 偉, 方 桂

中國科學(xué)院大學(xué)地球與行星科學(xué)學(xué)院, 北京 100049

以大地?zé)崃鳛榛A(chǔ)的地?zé)釋W(xué)研究表明(姜光政等, 2016; Jiang et al., 2019), 渤海灣周緣地?zé)豳Y源十分豐富, 且高溫地?zé)豳Y源潛力隨深度的增大而增大。在渤海灣周緣開展高溫地?zé)岙惓Ｌ卣髋c深部熱結(jié)構(gòu)形成機(jī)制研究, 對(duì)解決我國東部高溫地?zé)峥辈殚_發(fā)瓶頸、優(yōu)化能源結(jié)構(gòu)體系具有重要的現(xiàn)實(shí)意義。地?zé)崮苜Y源是我國“十四五”規(guī)劃的未來戰(zhàn)略性接替能源, 高溫地?zé)豳Y源蘊(yùn)含豐富的地?zé)崮? 是國家尋求非碳基能源的主要目標(biāo), 在國家加快構(gòu)建現(xiàn)代能源體系、努力實(shí)現(xiàn)“雙碳”目標(biāo)任務(wù)進(jìn)程中, 清潔高效、低碳排放的高溫地?zé)豳Y源日益重要, 備受關(guān)注。高溫地?zé)岙惓Ｌ卣髋c深部熱結(jié)構(gòu)的地?zé)釋W(xué)研究, 除了需要大地?zé)崃髻Y料外, 還需要震、磁、重、電等地球物理資料, 分析與地?zé)崮苜x存密切相關(guān)的居里點(diǎn)深度、Vp相關(guān)的淺層生熱率、Vs相關(guān)的殼幔低速層、泊松比等地球物理學(xué)指標(biāo)。最近, 中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)地震與地球內(nèi)部物理實(shí)驗(yàn)室張海江教授課題組利用中國大陸地震臺(tái)網(wǎng)體波走時(shí)數(shù)據(jù)、全國面波頻散曲線數(shù)據(jù)集, 應(yīng)用體波-面波聯(lián)合成像算法, 獲得了新的中國大陸巖石圈速度模型(Unified Seismic Tomography models for continental China lithosphere)USTClitho2.0(Han et al., 2022), 為地?zé)釋W(xué)研究提供了區(qū)域動(dòng)力學(xué)和深部結(jié)構(gòu)參考模型。本文基于USTClitho2.0地震學(xué)模型(圖1b), 以及航磁、區(qū)域重力資料, 利用地?zé)釋W(xué)方法對(duì)渤海灣周緣高溫地?zé)岙惓Ｌ卣骷吧畈繜峤Y(jié)構(gòu)開展分析。

圖1 渤海灣周緣熱流點(diǎn)分布及地震Vs波速模型Fig. 1 Heat flow points and Vs velocity model of Bohai Bay

1 構(gòu)造背景與地?zé)岬刭|(zhì)條件

渤海灣位于華北克拉通東部, 新生代以來經(jīng)歷了古近紀(jì)裂谷期(66—23 Ma)、新近紀(jì)—第四紀(jì)后裂谷期(23 Ma到現(xiàn)在)兩個(gè)構(gòu)造演化階段(Ye et al.,1985; Li et al., 2012)。裂谷期, 由于構(gòu)造沉降(Qi and Yang, 2010; Li et al., 2012), 發(fā)育一系列地塹和半地塹, 沉積層序包括孔店組、沙河街組和東營組(Yang and Xu, 2004; Hao et al., 2011; Zhu et al., 2014); 后裂谷期, 由于熱沉降(Qi and Yang, 2010; Huang et al., 2014), 形成以渤中坳陷為沉降沉積中心、眾多沉積坳陷和凸起相間的大型盆地, 沉積層序包括新近系館陶組、明化鎮(zhèn)組和第四系平原組。郯廬斷裂帶渤海段在新生代的斷層活動(dòng)控制了兩側(cè)坳陷的構(gòu)造-熱演化, 遠(yuǎn)離郯廬斷裂的坳陷, 如, 黃驊坳陷(李明剛等, 2009), 所受影響較小, 昌濰坳陷、渤中坳陷處于斷裂帶上, 所受影響較大。鏡質(zhì)組反射率和磷灰石裂變徑跡計(jì)算的熱演化史表明(邱楠生等,2007), 昌濰坳陷地溫梯度在孔店組沉積時(shí)期為58～57 ℃/km, 沙河街末期為 47 ℃/km, 東營組至館陶組沉積末期為43 ℃/km, 現(xiàn)今為42 ℃/km。渤中坳陷地溫梯度在孔店組沉積時(shí)期為56～50 ℃/km,沙河街組沉積時(shí)期為50～40 ℃/km, 東營組沉積末期為37.5 ℃/km, 館陶組沉積末期為 34 ℃/km, 現(xiàn)今為33 ℃/km。總體上, 在從古近紀(jì)到新近紀(jì)的斷陷向坳陷構(gòu)造演化過程中, 地溫梯度逐漸降低。

渤海灣發(fā)育有沉積盆地型、斷裂裂隙型、巖漿活動(dòng)型等多種地?zé)豳Y源類型, 是華北重要的地?zé)豳Y源區(qū)。2014年, 在渤海灣南岸的陳莊凸起, 利津干熱巖SDGRY1井在2492 m測(cè)溫104.2 ℃(譚現(xiàn)鋒和王浩, 2015), 終孔孔深2 500.58 m, 測(cè)溫曲線上段(0—1200 m)地溫梯度 47.7 ℃/km, 下段(1200—2500 m)地溫梯度29.0 ℃/km, 上、下兩段均為線性傳導(dǎo)型地溫曲線。推測(cè)在5120 m深度以下, 陳莊凸起溫度將大于 180 ℃(譚現(xiàn)鋒和王浩, 2015)。2019年, 在渤海灣北岸的馬頭營凸起, 馬頭營干熱巖M1井在3965 m鉆遇151.25 ℃高溫巖體(齊曉飛等, 2020), 鉆孔地層: 0—250 m為第四系松散沉積物, 250—1150 m 為明化鎮(zhèn)組砂巖、泥巖, 1150—1350 m為館陶組砂巖、泥巖, 1350—4000 m為太古宙變質(zhì)花崗巖類或變質(zhì)巖系。測(cè)溫曲線表明: 新生界地溫梯度為50～70 ℃/km; 新生界底至2500 m太古宙地層, 地溫梯度為 12 ℃/km; 太古宙地層內(nèi)2500—3500 m 深度, 地溫梯度為 17 ℃/km; 深度＞3500 m, 地溫梯度為27 ℃/km。預(yù)測(cè)在5074 m深度以下, 馬頭營凸起溫度將大于 180 ℃(藺文靜等,2021)。

大地?zé)崃鼽c(diǎn)計(jì)算得到的熱巖石圈厚度和莫霍面溫度是研究深部高溫?zé)峤Y(jié)構(gòu)的重要依據(jù)。本研究區(qū)內(nèi)目前共有實(shí)測(cè)大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)91個(gè)(圖1a), 熱流值在 40.9～113.9 mW/m2之間, 平均值為 66.88 mW/m2。高熱異常主要出現(xiàn)在冀中、渤中等坳陷區(qū), 其中,冀中坳陷巖石生熱率在1.05～1.61 μW/m3之間, 熱導(dǎo)率在 1.88～3.5 W/(m·K)之間(姜光政等, 2016; Jiang et al., 2019; Wang et al., 2019)。前人(何麗娟等, 2001;臧紹先等, 2002; 彭波和鄒華耀, 2013; Qiu et al.,2015)依據(jù)一維穩(wěn)態(tài)熱傳導(dǎo)方程, 利用鉆井或插值點(diǎn)的地表熱流, 向下外推各深度的溫度, 計(jì)算熱巖石圈厚度、莫霍面溫度, 認(rèn)為渤海灣熱巖石圈厚度在61～102 km之間, 莫霍面溫度在450～850 ℃之間。由于鉆井?dāng)?shù)據(jù)向深部外推會(huì)帶來一定誤差, 比如,地殼厚度3 km的誤差就將會(huì)導(dǎo)致11%～14%的熱巖石圈厚度誤差、15%～20%的 Moho面溫度誤差(Wang and Cheng, 2012), 且一維計(jì)算中, 地殼結(jié)構(gòu)橫向起伏較大時(shí), 小距離橫向熱傳導(dǎo)也會(huì)對(duì)計(jì)算結(jié)果造成較大誤差。因此, 人們更傾向于由航磁異常反演居里點(diǎn)深度約束地殼溫度(張健等, 2018)、由地震波速模型計(jì)算上地幔溫度并以 1300 ℃等溫線確定熱巖石圈厚度(安美建和石耀霖, 2007)。在居里溫度統(tǒng)一取475 ℃條件下, 由航磁異常反演得到的渤海灣周緣地?zé)岙惓^(qū)居里面深度在18.4～26.5 km之間, 平均22.1 km, Moho面溫度在600～800 ℃之間(張健等, 2022)。依據(jù)華北地區(qū)S波速結(jié)構(gòu)模型, 計(jì)算的渤海灣盆地平均巖石圈厚度為 100～110 km(楊嵩等, 2013)。

上述計(jì)算中, 存在2個(gè)問題: 1)居里面反演是針對(duì)整個(gè)中國東部地區(qū), 居里溫度的設(shè)置缺乏約束;2)巖石圈厚度計(jì)算采用的波速模型分辨率僅為3°～6°, 難以分辨小構(gòu)造單元間的熱結(jié)構(gòu)差異。本文研究將針對(duì)這 2個(gè)問題做出改進(jìn): 1)將依據(jù)居里等溫面深度變化范圍, 利用大地?zé)崃髦蹬c地溫梯度之間的關(guān)系, 約束居里溫度; 2)將依據(jù)最新的0.5°×0.5°分辨率地震學(xué)模型 USTClitho2.0(Han et al.,2022)(圖1b), 計(jì)算巖石圈上地幔溫度和巖石圈底界面1300 ℃等溫面深度。

2 計(jì)算方法

2.1 淺層(≤5 km)地溫計(jì)算方法

式(1)中, 如果已知地殼結(jié)構(gòu)和第i深度層熱導(dǎo)率Ki、生熱率Ai, 則由地表溫度Ts、熱流Qs可以計(jì)算不同深度Zi處的地溫Tz、熱流Qz。

2.2 居里點(diǎn)深度計(jì)算方法

居里點(diǎn)深度 CPD(Curie Point Depth)是表征鐵磁性礦物消磁溫度(居里溫度)所對(duì)應(yīng)的深度。實(shí)驗(yàn)室中, 各類鐵磁礦物的消磁溫度大致為: 磁黃鐵礦300～350 ℃, 磁鐵礦 575～585 ℃, 鎳鐵礦 760～800 ℃。當(dāng)含有這些磁性礦物地層的溫度接近消磁溫度時(shí), 磁性特征逐漸消失。由居里點(diǎn)深度勾繪的居里等溫面(Curie Point Isotherm Surface)是控制地殼熱結(jié)構(gòu)的重要溫度界面。

計(jì)算居里面深度的常用方法是磁異常譜分析方法, 設(shè): 磁異常ΔT的功率譜徑向平均為θΔT。

式(2)中,A、B、C為可選常數(shù),kλ為波數(shù),Zt、Zb分別是磁性體頂、底界面,Z0是磁性層的中間深度。在短波譜段(波長小于兩倍磁性層厚度), 由磁異常功率譜的斜率可以估算Zt。在長波譜段,Z0可以根據(jù)擬合曲線的斜率求出。Zb為居里點(diǎn)深度 CPD(磁性體底界面深度)。

計(jì)算時(shí), 磁異常的徑向功率譜的“滑動(dòng)窗口”為 0.5°×0.5°, 為保證重疊 50%, 滑動(dòng)距離為窗口寬度的1/2。

2.3 中-深層(5 km≤Depth≤CPD)地溫計(jì)算方法

穩(wěn)態(tài)熱傳導(dǎo)條件下, 大地?zé)崃鱍在數(shù)值上等于地溫梯度dT/dZ與巖石熱導(dǎo)率K的乘積。居里等溫面的溫度TC等于磁性層厚度DC與地溫梯度 dT/dZ的乘積。因此, 利用式(3)計(jì)算的居里面深度DC和統(tǒng)計(jì)得到的居里溫度TC, 可以計(jì)算地溫梯度dT/dZ,結(jié)合式(1)計(jì)算的 5 km深度的溫度T5km, 可以插值得到5 km ～ CPD居里點(diǎn)之間任意深度的溫度。

2.4 地幔(50 km≤Depth≤250 km)地溫計(jì)算方法

在 50～250 km 深度范圍, 受溫度影響的巖石非彈性是控制地震Vs波速的主要因素(Sobolev et al., 1996; Goes et al., 2000)。高溫條件下, 利用品質(zhì)因子Q的非彈性校正, 得到非彈性校正后溫度相關(guān)的Vs波速計(jì)算公式為:

式(4)中,A、a為非彈性常數(shù),ω為非彈性影響頻率,H為活化能,V為活化體積,R為普適氣體常數(shù)。采用非彈性模型a=0.15,A=0.148,H=500 kJ/mol,V=20 cm3/mol(Goes et al., 2000), 在給定礦物組成成分和溫度壓力條件下, 根據(jù)礦物彈性常數(shù)隨溫壓變化關(guān)系、以及高溫條件下的非彈性影響, 由式(4)正演計(jì)算剪切波速Vs。如果已知上地幔各深度剪切波速結(jié)構(gòu), 則在給定初始條件下, 通過反演迭代,計(jì)算波速與觀測(cè)波速的差值ΔVs, 不斷修正初始溫度模型, 擬合ΔVs可得地幔三維溫度場(chǎng)分布(Goes et al., 2000; 安美建和石耀霖, 2007)。

3 計(jì)算結(jié)果

在反演上地幔溫度的式(4)計(jì)算中, 我們采用最新的地震學(xué)模型USTClitho2.0(Han et al., 2022)的Vs作為觀測(cè)波速, 約束和擬合地幔溫度模型。該模型給出了橫向 0.5°×0.5°、縱向 0、5、10、15、20、30、60、80、100、120、150 km 的中國大陸 72°—136°E、18°—54°N 的三維地震縱波速度(Vp)和橫波速度(Vs)結(jié)構(gòu), 考慮了地形起伏對(duì)淺部速度結(jié)構(gòu)的影響, 反演的 1300 ℃絕熱等溫深度與地震學(xué)低速帶吻合較好, 對(duì)于小構(gòu)造單元間的熱巖石圈厚度差異具有較好的分辨率。

此外, 由于馬頭營凸起 M1井為渤海灣北岸深層高溫地?zé)豳Y源勘查提供了重要線索(張保建等,2020), 陳莊凸起利津 SDGRY1井為渤海灣南岸深層高溫地?zé)豳Y源勘查提供了重要借鑒(藺文靜等,2021), 本文在開展深部高溫?zé)峤Y(jié)構(gòu)計(jì)算研究中, 均以馬頭營M-1井、利津SDGRY1井為參照。

3.1 淺層高溫特征

由式(1)計(jì)算淺層地溫、熱流過程中, 渤海灣周緣地層厚度、熱導(dǎo)率、生熱率資料均取自前人文獻(xiàn)(胡圣標(biāo)等, 1999; Hu et al., 2001; 左銀輝等, 2013;常健等, 2016; 劉瓊穎和何麗娟, 2019; 王朱亭等,2019; Wang et al., 2019; 陳超強(qiáng)等, 2022), 如表1。

表1 渤海灣周緣地層熱物性參數(shù)表Table 1 Thermophysical parameters of strata around Bohai Bay

渤海灣5 km深度地溫分布如圖5a所示。圖5a中, 渤海灣周緣5 km深度的地溫大于140 ℃, 其中,北岸的馬頭營M1井、南岸的利津SDGRY1井所在的構(gòu)造凸起部位, 地溫大于 160 ℃, 且馬頭營 M1井所在的凸起構(gòu)造部位在5 km深度達(dá)到了前人預(yù)測(cè)的180 ℃高溫(藺文靜等, 2021), 而利津SDGRY1井所在的構(gòu)造凸起部位沒有達(dá)到前人預(yù)測(cè)的180 ℃高溫(譚現(xiàn)鋒和王浩, 2015)。圖5b、5c是計(jì)算地溫曲線與實(shí)測(cè)地溫曲線的對(duì)比, 其中, 圖5b是研究區(qū)內(nèi) 14個(gè)高熱流點(diǎn)(≥80 mW/m2)的計(jì)算結(jié)果, 圖中溫度-深度曲線序號(hào)與圖5a中括號(hào)內(nèi)高熱流計(jì)算點(diǎn)序號(hào)對(duì)應(yīng); 圖5c是馬頭營 M1井、利津 SDGRY1井實(shí)測(cè)地溫曲線和地溫梯度(藺文靜等, 2021)。對(duì)比圖5b、c可以看出, 在0—1500 m、0—100 ℃區(qū)域,圖5b中10、11號(hào)高熱流點(diǎn)的計(jì)算地溫曲線與圖5c中利津SDGRY1井實(shí)測(cè)地溫曲線具有較好的對(duì)應(yīng)。由于利津SDGRY1井測(cè)溫曲線線性較好, 是未受地層水熱活動(dòng)擾動(dòng)的傳導(dǎo)型地溫曲線, 直至終孔, 其地溫曲線均與圖5b中10、11號(hào)高熱流點(diǎn)的計(jì)算地溫曲線吻合。馬頭營M1井在1500 m以深, 受到冷水降溫?cái)_動(dòng), 地溫梯度降低, 地溫曲線向低溫偏移,2 km以深, 其地溫曲線與圖5b中13號(hào)高熱流點(diǎn)的計(jì)算地溫曲線不吻合。

圖2 渤海灣周緣地?zé)岙惓^(qū)淺層地溫特征Fig. 2 Shallow geothermal temperature of Bohai Bay area

3.2 中-深層熱結(jié)構(gòu)

3.2.1 上地殼生熱率

地殼淺層熱量的主要傳輸方式是傳導(dǎo), 按傅立葉熱傳導(dǎo)理論, 在熱量傳導(dǎo)過程中, 生熱率是影響沉積蓋層、地殼上層熱結(jié)構(gòu)的重要參數(shù)。淺表層的生熱率可以通過鉆孔巖心測(cè)試獲得, 但沉積蓋層底界以下的中-深層生熱率常常需要外推。表1中, 沉積層生熱率 1.61～2.82 μW/m3是實(shí)測(cè)結(jié)果, 上地殼生熱率 1.05～1.26 μW/m3是外推參考值。一般地, 在地殼花崗巖漿垂向分異過程中, 放射性生熱元素向上遷移、在淺層富集, 因此地表生熱率較高, 深部生熱率較低(Hasterok and Webb, 2017; Hasterok et al., 2018)。通過回歸分析, 在50 MPa條件下, 生熱率 A和地震縱波Vp遵循指數(shù)規(guī)律(Rybach and Buntebarth, 1982): LnA=16.5-2.74Vp(相關(guān)系數(shù)0.9),單位:A為μW/m3,Vp為km/s。利用USTClitho2.0速度模型, 提取上地殼Vp數(shù)據(jù), 按式LnA=16.5-2.74Vp+Ln0.2 (Ln0.2代替回歸公式的系統(tǒng)誤差)計(jì)算渤海灣周緣 5～15 km深度的生熱率結(jié)構(gòu)如圖3所示。

圖3 渤海灣周緣地?zé)岙惓^(qū)中-深層生熱率分布特征Fig. 3 Heat generation of upper crust in the geothermal anomaly area around Bohai Bay

圖3a、b、c分別是5 km、10 km、15 km深度生熱率等值線平面圖。5 km深度, 生熱率在0.16～2.67 μW/m3之間, 平均值為 1.04 μW/m3, 低于表1中沉積蓋層1.85 μW/m3平均生熱率值。10 km深度, 生熱率在 0.097～1.53 μW/m3之間, 平均值為0.55 μW/m3; 15 km 深度, 生熱率在 0.077～0.44 μW/m3之間, 平均值為0.21 μW/m3。計(jì)算得到的中-深層生熱率符合放射性生熱元素向上遷移、在淺層富集的規(guī)律。據(jù)此, 圖3d給出了渤海灣周緣地?zé)岙惓^(qū)上地殼生熱率“自下而上增強(qiáng)”的生熱率模式。與表 1給出的生熱率外推參考值相比, 由USTClitho2.0得到的上地殼生熱率分布具有更豐富的地?zé)嵝畔ⅰD3是馬頭營M1井、利津SDGRY1井所在位置之下的生熱率變化, 可以看出, 二者總體變化一致, 生熱率都隨深度變小, 但馬頭營M1井上地殼生熱率小于利津SDGRY1井上地殼生熱率。

3.2.2 居里溫度

居里溫度Tc(Curie temperature)自1903年被皮埃爾·居里發(fā)現(xiàn)后, 被應(yīng)用于許多領(lǐng)域。在地?zé)釋W(xué)領(lǐng)域, 將航磁數(shù)據(jù)反演計(jì)算的地殼磁性層底面深度MLBD(Magnetic Layer Bottom Depth)作為居里點(diǎn)深度CPD(Curie Point Depth), 進(jìn)而得到居里等溫面深度DCT(Depth to Curie Temperature isotherm)。假設(shè):穩(wěn)定陸殼地溫梯度 25～30 ℃/km、地層內(nèi)磁鐵礦居里溫度 580 ℃, 二者相乘, 則可得陸殼居里點(diǎn)深度19.3～23.2 km。居里面深度DCT與地幔熱源密切相關(guān), 地幔熱源淺, 則居里面淺; 地幔熱源深, 則居里面深。居里點(diǎn)深度CPD可以依據(jù)航磁異常由式(2)計(jì)算得到, 計(jì)算結(jié)果如圖4所示。

圖4 居里深度與居里溫度分析圖Fig. 4 Curie depth and Curie temperature analysis diagram

圖4a是用于計(jì)算地殼磁性層底面深度MLBD的航磁異常圖。受滄東斷裂帶、郯廬斷裂帶影響,研究區(qū)磁異常總體走向?yàn)?NE向, 表現(xiàn)為正負(fù)相間、串珠狀變化的磁異常區(qū), ΔT異常在-225.4～373.3 nT之間, 平均值為5.7 nT。其中, 利津SDGRY1井處于高值異常區(qū), 馬頭營M1井處于低值異常區(qū)。航磁ΔT異常是研究深部熱結(jié)構(gòu)的重要資料, 通過磁異常獲取居里面深度, 提供地殼磁性特征消失的溫度范圍, 可以約束中、下地殼溫度。圖4b為居里等溫面深度Dc計(jì)算結(jié)果, 其深度范圍在16.45～23.56 km之間, 平均值為20.83 km。居里面深度隨地幔熱隆升或熱沉降而起伏, 利津SDGRY1井的居里面深度較淺, 馬頭營M1井居里面深度較深。

居里等溫面深度是認(rèn)識(shí)中-深層地殼熱結(jié)構(gòu)的重要指標(biāo), 如果已知居里等溫面深度Dc, 則由居里溫度Tc可以推出居里面之上陸殼的地溫梯度。雖然,與居里溫度相關(guān)的居里深度可以由航磁異常計(jì)算得到, 但由于地殼不同礦物的磁性消磁溫度不集中,居里溫度無法嚴(yán)格限定。實(shí)際地殼內(nèi)居里溫度隨巖石中磁性礦物成分、含量變化, 并不是確定值, 而是統(tǒng)計(jì)平均值, 我們通過地表大地?zé)崃? 利用選擇和統(tǒng)計(jì)方法約束居里溫度的不確定性。圖4c是給定熱導(dǎo)率(K=3.3 W/(m·K), 參照表1, 上地殼熱導(dǎo)率K=3.5 W/(m·K))條件下, 由式(2)計(jì)算不同居里面深度Dc、不同地表熱流Q條件下的Tc曲線, 在300～500 ℃溫度曲線中, 最終選擇Tc=420 ℃。圖4d是利用式(1)計(jì)算的研究區(qū)91個(gè)熱流點(diǎn)在圖4b上各自居里深度的溫度, 在 250～650 ℃之間統(tǒng)計(jì), 得到Tc=420 ℃。通過這兩種方法, 我們認(rèn)為渤海灣周緣居里溫度平均值為420 ℃。

3.2.3 巖石圈底界深度

巖石圈底界深度隨上地幔熱隆升或熱沉降而起伏, 是衡量深部高溫?zé)峤Y(jié)構(gòu)的重要依據(jù)。最新的地?zé)釋W(xué)研究得到渤海灣盆地的熱巖石圈厚度約80 km(陳超強(qiáng)等, 2022), 面波成像得出的渤海灣盆地的地震巖石圈厚度在 60～70 km 之間(李孟奎等,2018), 表明渤海灣周緣熱巖石圈與地震巖石圈厚度十分接近, 或者說, 該區(qū)巖石圈底界流變邊界層(何麗娟, 2014)厚度很小, 因此, 我們可以利用0.5°×0.5°高分辨率 USTClitho2.0地震學(xué)模型,由式(4)計(jì)算巖石圈上地幔溫度, 然后利用 1300 ℃等溫面確定巖石圈厚度。計(jì)算結(jié)果如圖5所示。

圖5 渤海灣周緣巖石圈底界深度與溫度分析圖Fig. 5 Lithospheric bottom boundary depth and temperature around Bohai Bay

圖5a是60 km深度的地溫等值線平面圖, 溫度范圍在1100～1250 ℃之間, 平均值為1184 ℃, 其中, 馬頭營M1井、利津SDGRY1井在同一個(gè)高溫帶, 馬頭營M1井在60 km深度的溫度約為1220 ℃,利津 SDGRY1井在 60 km深度的溫度約為1200 ℃。圖5b是80 km深度的地溫等值線平面圖,溫度范圍在 1230～1450 ℃之間, 平均值為1329 ℃, 其中, 馬頭營M1井北側(cè)是一個(gè)1400 ℃的高溫區(qū), 利津SDGRY1井處在一個(gè)NE-SW向的高溫帶的中間。馬頭營M1井在80 km深度的溫度約為1330 ℃, 利津SDGRY1井在80 km深度的溫度約為1360 ℃。圖5c是馬頭營M1井、利津SDGRY1井所在位置上地幔垂向地溫曲線, 可以看出, 75 km以淺, 馬頭營M1井上地幔溫度大于利津SDGRY1井上地幔溫度, 75 km以深, 馬頭營M1井上地幔溫度小于利津SDGRY1井上地幔溫度。利用圖5a、b溫度結(jié)果, 可以求取1300 ℃對(duì)應(yīng)的深度圖, 結(jié)果如圖5d所示。圖5d中, 1300 ℃所對(duì)應(yīng)深度變化范圍在66.3～97.5 km之間, 平均值為76.8 km, 此即為由USTClitho2.0地震學(xué)模型求得的熱巖石圈底界厚度。圖5d表明, 渤海灣周緣巖石圈西薄東厚, 巖石圈最厚處在橫穿渤海灣的郯廬斷裂帶之東北側(cè), 表明渤海灣盆地巖石圈曾在華北克拉通破壞過程中發(fā)生過的自西向東的減薄作用仍然在進(jìn)行中。馬頭營M1井和利津SDGRY1井之間, 也是一個(gè)巖石圈相對(duì)較厚的區(qū)域, 厚度大于80 km。馬頭營M1井、利津 SDGRY1井各自在不同的巖石圈減薄區(qū), 其中,馬頭營M1井位于一個(gè)大的北東走向減薄區(qū)的邊緣,利津 SDGRY1井位于一個(gè)小的北東走向減薄區(qū)中央, 利津SDGRY1井巖石圈底界深度略淺于馬頭營M1井巖石圈底界深度, 與圖5c的結(jié)果一致。

4 討論與分析

4.1 Moho面與殼幔動(dòng)力學(xué)

莫霍面深度與溫度對(duì)巖石圈結(jié)構(gòu)、殼幔構(gòu)造演化、深部動(dòng)力學(xué)具有重要意義。Moho面是殼、幔不同物質(zhì)組分和成分結(jié)構(gòu)的分界面, 對(duì)應(yīng)地震波速不連續(xù)面, 通常以波速梯度 dV/dZ或密度差Δρ來定義或標(biāo)志莫霍界面, 是認(rèn)識(shí)深部結(jié)構(gòu)與構(gòu)造特征的重要界面。前人研究表明(張成科等, 2002; Zheng et al., 2005; 郝天珧等, 2014), 渤海灣周緣莫霍面埋深介于28～37 km, 地殼厚度自西北部36～37 km至東部渤海海域 28 km, 呈現(xiàn)逐漸減薄的趨勢(shì)。渤海灣盆地冀中坳陷的Moho面深度32～37 km, 黃驊坳陷為29～33 km, 至海域中的渤中坳陷Moho面深度僅為28 km。前人(左銀輝等, 2013; 常健等, 2016; 劉瓊穎和何麗娟, 2019; 王朱亭等, 2019; Wang et al.,2019; 陳超強(qiáng)等, 2022)計(jì)算的渤海灣盆地的莫霍面溫度在482～732 ℃之間, 其中東部的渤中坳陷莫霍面溫度大于660 ℃, 中、西部的黃驊坳陷莫霍面溫度低于 580 ℃。本文利用大地?zé)崃髦导癠STClitho2.0地震學(xué)模型計(jì)算得到Moho面深度與溫度結(jié)果以及動(dòng)力學(xué)剖面(位置如圖1a所示)特征如圖6所示。

圖6 渤海灣AB剖面Moho深度及動(dòng)力學(xué)特征分析圖(剖面位置見圖1)Fig. 6 Moho depth and dynamic characteristics of section AB in Bohai Bay (see Fig. 1 for section location)

圖6a是由USTClitho2.0模型的Vs、Vp計(jì)算的泊松比的剖面特征。泊松比σ也稱為橫向變形系數(shù),σ越大, 構(gòu)造區(qū)橫向變形越大, 反之亦然。圖中, 泊松比σ在0.2～0.3之間, Moho面處于高、低泊松比σ分界的梯度區(qū), Moho面之下是一個(gè)以σ= 0.28為界的高泊松比凸起區(qū), 表明深部動(dòng)力學(xué)過程較強(qiáng)烈。淺部5～10 km深度也存在一個(gè)以σ= 0.27為界的相對(duì)高泊松比區(qū), 表明在馬頭營M1井、利津SDGRY1井淺部構(gòu)造活動(dòng)也較活躍。圖6b是AB剖面溫度結(jié)構(gòu), 圖中, 居里等溫面Curie的溫度為420 ℃, 巖石圈底界面 Lab的溫度為 1300 ℃, Moho溫度在600～800 ℃之間。Moho面不是溫度界面, 沒有明確的地?zé)釋W(xué)意義, 但可以利用 Moho面溫度判斷大陸巖石圈擠壓收縮的變形程度, 莫霍面溫度Tm≥650 ℃, 熱結(jié)構(gòu)是巖石圈流變強(qiáng)度和變形方式的主控因素; 莫霍面溫度Tm≤550 ℃, 巖性結(jié)構(gòu)是控制巖石圈流變強(qiáng)度和變形方式的主導(dǎo)因素。圖中可以看出, 利津SDGRY1井之下以及馬頭營M1井以北區(qū)域, 莫霍面溫度較高(Tm＞750 ℃), 1300 ℃巖石圈底界面上隆, 表明巖石圈拉張減薄幅度較大,是渤海灣盆地新生代發(fā)生拉張中心自西向東、自南往北、向海域方向漸進(jìn)式遷移的重要原因。由于渤海灣周緣在華北克拉通破壞過程中發(fā)生過大規(guī)模的巖石圈減薄, 尤其在新生代發(fā)生了明顯的拉張中心遷移, Moho面與420 ℃居里等溫面、1300 ℃巖石圈底界面之間的位置關(guān)系, 對(duì)于巖石圈收縮變形過程、拉張程度等具有明確的指示作用。

4.2 殼-幔熱流比

殼-幔熱流比是分析巖石圈熱結(jié)構(gòu)的重要參數(shù)。地表熱流可以通過地溫測(cè)井, 由穩(wěn)態(tài)溫度曲線和相應(yīng)深度的巖石熱導(dǎo)率計(jì)算得到, 地殼熱流和地幔熱流則可以由3種不同方法得到: 1)由地震Vp波速與生熱率關(guān)系(Rybach and Buntebarth, 1982)計(jì)算得到;2)由地表熱流和巖石生熱率模型線性插值得到(臧紹先等, 2002); 3)由地殼分層模型“回剝法”計(jì)算得到(邱楠生等, 2017)。本文采用第三種方法計(jì)算渤海灣殼幔熱流比, 計(jì)算時(shí), 參考前人資料(胡圣標(biāo)等,1999; Hu et al., 2001; 左銀輝等, 2013; 常健等,2016; 邱楠生等, 2017; 劉瓊穎和何麗娟, 2019; 王朱亭等, 2019; Wang et al., 2019; 陳超強(qiáng)等, 2022),在USTClitho2.0模型基礎(chǔ)上, 設(shè)定地殼分層結(jié)構(gòu)參數(shù)如表2所示。

表2 渤海灣地殼分層結(jié)構(gòu)參數(shù)表Table 2 Crustal structure parameters of Bohai Bay

由表2參數(shù), 利用式(1)計(jì)算的殼幔熱流變化特征如圖7(剖面位置如圖1a所示)。圖7a為地表熱流插值結(jié)果, 圖7b為地震Vs波速結(jié)構(gòu), 圖7c是巖石圈熱流結(jié)構(gòu)。

圖7 渤海灣殼幔熱流結(jié)構(gòu)分析圖(AB剖面位置見圖1)Fig. 7 Analysis diagram of lithospheric heat flow structure in Bohai Bay (see Fig. 1 for section AB)

圖7a熱流剖面上, 莫霍面熱流QMoho、5 km深度熱流Q5km、地表熱流Q0km均按相同模式起伏, 其中, 利津SDGRY1井位于兩個(gè)高熱流峰值之間的低谷點(diǎn), 馬頭營 M1井位于高熱流峰值區(qū)內(nèi), 這個(gè)特點(diǎn)在圖1a中的地表熱流分布中也可以看到。圖7b地震Vs波速結(jié)構(gòu)剖面上, 巖石圈底界面Lab對(duì)應(yīng)上地幔低速帶的頂界面, 反映了巖石圈上地幔的活動(dòng)狀態(tài)。Moho面與 Lab之間是Vs高速區(qū),高速區(qū)波速在4.4～4.5 km/s之間, 該高速區(qū)厚度變化與渤海灣周緣巖石圈減薄、地殼減薄的差異性、同步性、協(xié)調(diào)性關(guān)系密切, 是巖石圈熱-流變學(xué)研究(何麗娟, 2014)的重點(diǎn)層位。圖7c給出了渤海灣周緣目前 91個(gè)實(shí)測(cè)大地?zé)崃鲾?shù)據(jù)(圖1a)殼-幔熱流比例, 其中,Qc/Q=56.4%、Qm/Q=43.6%,Qc/Q＞Qm/Q,近似“熱殼”結(jié)構(gòu), 其較“熱”的上地殼層熱流在地表總熱流中占比 23.5%、在地殼中占比41.7%(=23.5/56.4), 為該區(qū)尋找和發(fā)現(xiàn)中-深層高溫地?zé)豳Y源提供了重要依據(jù)。

圖7c的結(jié)果與前人的結(jié)果不同。前人認(rèn)為(邱楠生等, 2017)渤海灣地表熱流中, 來自地幔的熱流占 49%～62%, 屬于“熱幔”結(jié)構(gòu), 但前人也指出(Wang and Cheng, 2012)地殼分層結(jié)構(gòu)和Moho面深度, 對(duì)巖石圈熱結(jié)構(gòu)計(jì)算結(jié)果有很大影響。在地表熱流、地殼熱導(dǎo)率和生熱率已知條件下, “熱殼”還是“熱幔”取決于地殼結(jié)構(gòu)模型精度。我們?cè)谧钚碌母叻直媛实卣鹉Ｐ蚒STClitho2.0基礎(chǔ)上得到渤海灣周緣“熱殼”結(jié)論, 與高分辨率的USTClitho2.0地殼結(jié)構(gòu)的可靠性密切相關(guān)。

4.3 中-上地殼地溫場(chǎng)特征

居里面是地殼內(nèi)重要的溫度控制界面, 中、上地殼地溫場(chǎng)界面起伏形態(tài)與 Curie界面密切相關(guān)。居里面之上的地溫場(chǎng), 受中-淺層熱導(dǎo)率、生熱率控制, 一定熱導(dǎo)率條件下, 地層生熱率高, 則地表地?zé)岙惓１尘案摺５欢ㄉ鸁崧蕳l件下, 地層熱導(dǎo)率大, 該地層的地溫反而低。圖8是基于USTClitho2.0地殼結(jié)構(gòu)模型, 由密度與Vp、生熱率與Vp統(tǒng)計(jì)關(guān)系(Rybach and Buntebarth, 1982)計(jì)算的居里面之上溫度剖面。

圖8 渤海灣中-上地殼溫度特征分析圖(AB剖面位置見圖1)Fig. 8 Analysis of temperature characteristics of the middle upper crust in Bohai Bay (see Fig. 1 for section AB)

由于渤海灣盆地在中生代時(shí)期便已發(fā)生了大規(guī)模的巖石圈減薄, 至新生代初期進(jìn)一步減薄, 中-上地殼拉張中心以及淺部沉積盆地的沉積、沉降中心一致向東部海域遷移。這種遷移過程造成居里等溫面起伏, 并影響中-上地殼地溫場(chǎng)的整體形態(tài), 地溫橫向起伏較明顯。其中, 利津SDGRY1井位之下是中、上地殼地溫起伏的低值點(diǎn), 馬頭營 M1井位之下是中、上地殼地溫起伏的高值點(diǎn)(圖8a, b)。馬頭營M1井位之下的地溫一直高于利津SDGRY1井,直到大約75 km深度或Lab之下, 利津SDGRY1井下的地溫才逐漸高于馬頭營M1井(圖2b, c, 圖5c)。圖8a是依據(jù)USTClitho2.0模型Vp速度計(jì)算的密度(Rybach and Buntebarth, 1982)和溫度剖面, 該剖面上, 密度值ρ在 2.25～2.90 g/cm3之間, 總體形態(tài)如同盆地, 中間低、兩側(cè)高。圖8b是依據(jù)Vp速度計(jì)算的生熱率和溫度剖面, 剖面上, 生熱率A在0.10～1.55 μW/m3之間, 總體形態(tài)如同“牛舌”, 中間高, 兩側(cè)及下部低。該生熱率分布形態(tài), 在中、上地殼熱傳導(dǎo)過程中, 增高了利津SDGRY1井至馬頭營 M1井位之間的上地殼淺層地?zé)岜尘? 使剖面中部淺表層地溫高于兩側(cè)地殼地溫。但由于中、上地殼熱導(dǎo)率較高(表2), 地殼淺層高生熱率的增溫效果并不十分明顯。

5 主要結(jié)論

基于新的中國大陸巖石圈速度模型USTClitho2.0, 本文對(duì)渤海灣周緣開展了地?zé)釋W(xué)計(jì)算和綜合分析, 主要結(jié)論如下:

(1)USTClitho2.0得到的上地殼生熱率分布比地?zé)釋W(xué)研究通常的生熱率外推結(jié)果, 具有更豐富的信息。Vp-A關(guān)系表明, 馬頭營M1井、利津SDGRY1井的生熱率隨深度變小, 但馬頭營 M1井上地殼生熱率小于利津SDGRY1井上地殼生熱率。

(2)航磁異常反演表明, 渤海灣周緣居里等溫面深度Dc在16.5～23.6 km之間, 平均值為20.8 km。利津SDGRY1井的居里面深度較淺, 馬頭營M1井居里面深度較深。91個(gè)熱流點(diǎn)的居里點(diǎn)溫度計(jì)算與統(tǒng)計(jì)結(jié)果表明, 渤海灣周緣居里溫度在250～650 ℃之間, 平均值Tc=420 ℃。中、上地殼地溫場(chǎng)界面起伏形態(tài)與 Curie界面密切相關(guān), 居里等溫面起伏導(dǎo)致中-上地殼地溫場(chǎng)橫向變化明顯, 其中, 利津SDGRY1井位之下是中、上地殼地溫起伏的低值點(diǎn),馬頭營M1井位之下是中、上地殼地溫起伏的高點(diǎn)。

(3)USTClitho2.0地震學(xué)模型及大地?zé)崃饔?jì)算得到 Moho面深度與溫度結(jié)果表明: 渤海灣周緣莫霍面埋深介于 28～37 km, 溫度在600～800 ℃之間。巖石圈1300 ℃等溫界面深度在66.3～97.5 km之間,平均值為76.8 km。參考USTClitho2.0模型設(shè)定的地殼分層結(jié)構(gòu), 計(jì)算的殼幔熱流比表明: 渤海灣周緣殼、幔熱流在大地?zé)崃髦抵姓急萉c/Q=56.4%、Qm/Q=43.6%,Qc/Q＞Qm/Q, 近似“熱殼”結(jié)構(gòu), 較“熱”的上地殼層熱流在地表總熱流中占比23.5%,是尋找和發(fā)現(xiàn)中深層高溫地?zé)豳Y源的重要依據(jù)。

致謝:衷心感謝審稿專家對(duì)本文提出的寶貴意見和編輯部主審及各位編輯的辛勤指導(dǎo)。

Acknowledgements:

This study was supported by National Key Research & Development Program of China (No.2021YFA0716002), National Natural Science Foundation of China (No. 42176052), and Chinese Academy of Sciences (No. XDB42020104).