湖南省熱水圩地熱田干熱巖形成的熱源機制與成因模式

杜 江，蔡寧波,3，張保建，王克營，何立宏，廖鳳初

(1.湖南省地球物理地球化學調查所，湖南 長沙 410014；2.湖南省地質新能源勘探開發工程技術研究中心，湖南 長沙 410014；3.中國地質大學(武漢) 高等研究院，湖北 武漢 430074；4.中國地質科學院，北京 100037)

干熱巖資源主要是指埋深較淺(目前一般在3 000～5 000 m)、溫度較高、能被人類所開發利用的地下高溫巖體[1]。國際上干熱巖開采的研究已有將近50 a歷史，干熱巖資源以遠超其他能源的資源規模以及綠色、低碳的資源品質而廣受關注[2]。1974年，美國洛斯·阿拉莫斯(Los Alamos)國家實驗室在新墨西哥州的Fenton Hill首先開展了干熱巖勘查開發研究。迄今為止，全球共建立了39個干熱巖開發的增強型地熱系統(Enhanced Geothermal Systems，EGS)工程，總裝機容量12.2 MW，其中法國蘇爾茨項目于2013年實現了商業性發電，發電功率1.5 MW[3]。

我國對干熱巖的勘查研究相對較晚，研究成果主要集中于近10 a內。在干熱巖的成因機制方面，王貴玲研究團隊[4-7]通過綜合分析國內外干熱巖資源特征，將我國干熱巖資源類型劃分為高放射性產熱型、沉積盆地型、近代火山型和強烈構造活動帶型，并分析了其成因機制。并對未來我國干熱巖資源重點勘查方向及靶區進行了論述，建立干熱巖選區指標體系，圈定有利靶區。張保建等[1,8]研究了河北唐山馬頭營與共和盆地干熱巖的成因機制，闡述深部熱物質的上涌過程及地球內外力地質作用對地球淺部地熱場的塑造與熱異常制約過程。在干熱巖的熱源機制方面，張超等[9]指出花崗巖放射性生熱、附加巖漿熱與深部地幔熱是干熱巖常見的熱源。在干熱巖資源的評價指標方面，劉德民等[10-11]指出干熱巖勘查評價的主要指標為巖石圈厚度和莫霍面埋深、居里等溫面埋深、地溫梯度、大地熱流、新構造運動、高溫溫泉與氣田等；論述了控熱構造對干熱巖熱能的傳輸與聚斂具有很重要的作用，將控熱構造劃分為生熱、導熱、儲熱和釋熱構造。在干熱巖的勘查方向方面，饒松等[12]通過分析對比國內外典型干熱巖系統成因機制，綜合考慮全球高溫地熱帶分布和中國陸區板塊構造背景、現今大地熱流分布格局、巖石圈熱結構、莫霍面深度及殼內熱源、新生代火山活動、溫泉分布、深大斷裂分布與活動性，以及現有干熱巖勘查結果，圈定了中國陸區最具潛力的干熱巖勘探靶區。在干熱巖的開發利用方面，李奉翠等[13]研究了中深層地熱井下同軸換熱器長期換熱性能。孫致學等[14]基于離散裂縫模型開展了CO2增強型地熱系統傳熱?滲流?應力(THM)耦合數值模擬。汪集暘等[15]系統總結了煤田區地熱資源開發利用與儲能技術。上述研究為我國干熱巖的熱源機制、勘查方向、靶區優選、開發技術等方面提供了較好的研究基礎。

湖南省處于中國中部巖石圈厚度較大的地區，迄今為止尚無已探明的干熱巖資源，被認為是大地熱流偏低的區域，但湖南省卻發現有熱水圩和灰湯兩處90℃以上的高溫天然溫泉，特別是汝城地區熱水圩溫泉曾記錄到98℃的水溫，這說明湖南省局部地區也具有良好的地熱地質條件。與汝城地區鄰近的廣東惠州黃沙洞惠熱1井深度3 009 m，測溫溫度高達127.5℃，甘浩男等[16]指出黃沙洞地區地殼熱流與地幔熱流值相近，構造活動相關熱流也占有相當比例。孫明行等[17]研究了廣西干熱型地熱資源成因機制與賦存模式，指出欽州盆地以殼、幔物質上涌所形成的傳導型熱為主要熱源，歸屬于強烈構造活動帶?沉積盆地型干熱型地熱資源區；合浦盆地以“低速高導”局部熔融層為主要熱源，以次級幔枝或熱點為熱源補給，歸屬于近代火山?沉積盆地型干熱型地熱資源區，說明包括湖南省在內的華南地區局部也具有良好的干熱巖勘查前景。湖南省特別是汝城地區高放射性花崗巖分布廣泛，放射性鈾、釷、鉀含量豐富，生熱率高。汝城地區經歷多次構造運動，構造格局復雜多樣，構造形跡縱橫交錯，深大斷裂廣泛發育，構造運動具有長期性、復雜性和明顯的階段性和繼承性。龍西亭[18]、楊漢元[19]、葉見玲[20]等根據汝城地區的地質構造、地溫場特征、高放射性花崗巖體等地熱地質條件，推測汝城地區熱水圩一帶具有良好的干熱巖賦存條件與干熱巖資源潛力。歐健等[21]采用地熱溫標、管道模型及基于生熱率的深部地溫反推法等地溫梯度估算方法，綜合確定了湖南省現今的地溫梯度，其中熱水圩及周邊地溫梯度達3.0～4.0℃/hm，據此推斷熱水圩一帶4 000 m深度溫度為176.8℃，5 000 m深度溫度為216.7℃。

綜上所述，湖南省局部地區可能具有較好的干熱巖賦存條件。筆者在前人研究基礎上，綜合分析汝城地區熱水圩一帶的深部地質與構造、地球化學和地球物理特征、地溫場特征等，探討熱水圩地熱田干熱巖形成的熱源機制與地球動力學過程，以期為下一步的湖南省干熱巖勘查提供理論基礎與勘查方向。

1 研究區地質背景

1.1 地質背景

研究區位于華夏地塊與揚子地塊結合部位的華南多期復合造山帶內，在兩地塊拼合增生以前屬于華夏古陸北西緣斜坡帶，在兩地塊碰撞后，構成了萬洋山?諸廣山走滑巖漿帶的重要組成部分。兩地塊的會聚走滑和離散走滑，奠定了區域的基本構造型式，造成了構造形跡縱橫交錯、組合較為復雜的格局，反映了區域構造運動不但具有長期性、復雜性，而且具有明顯的階段性和繼承性。特別是其鄰近的NNE向郴州?臨武深大斷裂與NW向常德?安仁深大斷裂，均是具有多期活動的深大走滑斷裂，在不同方向深大斷裂的交匯部位容易形成巖漿活動及上侵的主要空間。熱水圩地區位于NE向遂川?熱水大斷裂與NW向塘灣大斷裂交匯處北側，強烈的燕山運動使斷裂交匯處下部物質熔融，并沿斷裂多次脈(涌)動上侵而形成中棚復式巖體(圖1)。沿遂川?熱水大斷裂有大量溫泉出露，如上堡、豐州、熱水、城口等溫泉，這表明熱水斷裂是一條高熱異常帶，且現今仍在活動，為熱流體的深循環與上涌提供了條件。

圖1 熱水圩區域地質及巖體分布Fig.1 Regional geology and rock mass distribution map of the Reshuiwei Area

熱水圩地熱田位于華南地區復式巖體?諸廣山巖體的北側，該巖體規模宏大，由印支期和燕山期花崗巖與花崗閃長巖組成，呈巖基產出[22]。巖體周緣是新元古界和古生界變質巖。區域斷裂縱橫交錯發育，規模最大的斷裂呈NNE向、NW向和NEE向，其中NNE向走滑斷裂規模最大，控制著區域溫泉的分布，在整個華南地區形成數個溫泉帶[23-24]。區域上經過多期造山隆升作用，高山峻嶺發育，高程500～1 200 m。區域地形南高北低，地表水系向北排泄，地熱田產出在山間洼地中，最低高程347 m。

1.2 地熱田概況

熱水圩地熱田位于印支晚期花崗巖體與變質巖接觸帶上，地表被第四系覆蓋，平均厚度2.3 m。東部為印支晚期中粒斑狀黑云母花崗巖，西部地層由老到新依次為新元古代嶺秀組砂巖、粉砂質板巖和板巖，震旦系砂巖、硅質巖和板巖，以及寒武系炭質板巖、砂巖夾板巖。地熱田面積4 km2，有地熱勘探鉆井21口，鉆探深度200～380 m，其中高溫井(終孔溫度70～92℃)6口，中溫井(終孔溫度40～70℃)9口，低溫井(終孔溫度小于40℃)6口。鉆井基本覆蓋了整個地熱田，溫度最高的2口井溫度達到90～92℃，單井流量2 000 t/d。

1.3 水文地質條件

研究區基巖為變質砂巖、板巖和花崗巖，巖性致密且完整、不透水，主要地下水類型為構造裂隙潛水或構造裂隙承壓水。由于研究區經歷了多期構造運動和多次巖漿侵入，斷裂交叉發育，斷裂破碎帶控制了地下水分布及循環。

地下水富集程度由斷裂破碎帶規模及性質決定，研究區河谷深切多呈“V”形，峽谷多陡崖，裂隙交橫密集成網，地下水類型為HCO3-Na·Mg型和HCO3-Mg·Ca型。洼陷地區是地下水和地表水共同的排泄區，熱水圩地熱田產出在最大的山間洼地，熱水河流經地熱田表面，深大斷裂經過地熱田下方，溫泉在河谷邊緣呈線性出露。

1.4 熱儲分布及特征

熱水圩地熱田熱儲構造由斷裂破碎帶及裂隙構成，主要斷裂有2組，一組為早期共軛斷裂，走向相互垂直；另一組為后期形成的新斷裂，控制了現今河流的走向，地表溫泉在新斷裂邊出露。中高溫溫泉水在斷裂交匯帶排泄，斷裂傾角大，擠壓和張性裂隙均有發育。張性裂隙是地下水排泄的主要通道，周邊多數張性裂隙被結晶充填，遠離張性裂隙中心則裂隙封閉，現有的有效熱儲被限制在洼陷區的有限空間內[25]。

熱水圩地熱田溫泉最高溫度達98℃，周邊有多眼鉆孔(孔深200～350 m)揭露到90℃的熱儲，揭露的熱儲層位之上的地溫梯度達20.9～60.6℃/hm[26](表1)，且多數鉆孔在揭露熱水后地溫梯度急劇降低或變為負值，指示出熱水圩地熱田具有顯著的對流型地熱的特點，因此，地熱田鉆孔實測的地溫梯度不能直接用來推算深部熱儲的溫度。

表1 熱水圩地熱田主要鉆孔地溫梯度實測結果Table 1 Measured geothermal gradients of major boreholes in the Reshuiwei geothermal field

2 研究方法

本文在前人研究基礎上，通過地球化學和地球物理手段以及其反映的深部地質結構，來推測熱水圩地區深部熱物質的上侵過程及有利的聚熱、成熱條件與干熱巖成因機制。

2.1 地熱溫標

依據溫泉或熱水孔的水化學資料，利用各類地熱溫標公式估算熱儲溫度，是確定深部熱儲溫度和地溫梯度的一種簡單實用的方法。SiO2地熱溫標是應用最早也是最常用的地熱溫標，其理論依據是地熱流體中SiO2的含量主要取決于不同溫度、壓力下石英在水中的溶解度。試驗表明，水中SiO2的析出量與溫度呈函數關系[27]。

一般來說，SiO2溫標包括石英和玉髓溫標兩種，前者適用于中?高溫熱儲(大于110℃)溫度計算，玉髓溫標用于小于110℃溫度條件。由于用SiO2地熱溫標估算熱儲溫度在湖南省及周邊取得了較好的估算效果[26,28-29]，且從地熱地質條件分析，熱水圩地熱田深部熱儲溫度一般大于110℃，為全面掌握湖南省地熱資源熱儲溫度及深部地熱潛能，選取熱水圩地熱田近年來所采取的11處溫泉或地熱井的水化學數據，運用SiO2地熱溫標法估算其熱儲溫度。計算公式如下：

2.2 放射性元素放熱

由于地球仍然含有很多長半衰期的放射性元素，地殼淺表的放射性元素以238U、232Th、40K為主。研究表明[30-32]，溫泉與鈾礦在空間分布上有一致性分布規律，形成的地質構造條件上有相似性，溫泉水化學成分與鈾礦化特征及其圍巖蝕變之間有一定的相關性。

放射性元素放熱是地殼淺表形成地熱異常的重要原因之一。巖石放射性生熱率A是指單位體積巖石中所含放射性元素在單位時間內由放射性衰變所產生的能量，μW/m3。巖石生熱率可由實測的巖石中鈾、釷、鉀3種放射性元素質量分數計算獲得：

2.3 重磁異常反演

B.H.Arney 等[33]利用重力與地震資料對愛達荷州Mountain Home 地區進行了干熱巖潛力評估。W.J.Hinze等[34]在美國中部大陸利用重磁異常圈定了干熱巖有利區。A.Rimi等[35]利用摩洛哥地熱田的重磁異常數據計算出居里面的深度為10～40 km，為后續評估提供依據。上述研究成果表明，重磁異常可用來圈定干熱巖有利區段。

結合研究區以往地質構造研究成果，利用重磁異常特征，進一步揭示研究區深部地質結構及其反映的深部熱物質活動狀態。基于收集的湖南省航磁數據，通過磁異常反演，利用下延20和30 km疊加重新推斷中酸性巖體。同時，基于磁異常反演的居里面深度與巖體、深大斷裂相疊加，來判斷居里面深度對地熱異常的影響。

2.4 電法與地震勘探

S.Thiel等[36]對干熱巖進行三維大地電磁正演模擬，并在澳大利亞南部Paralana驗證，結果能夠很好地反映蓋層、熱儲層的電性信息。K.Suzuki等[37]利用地震反射波法和可控源音頻大地電磁法(Controlled Source Audio-frequency Magneto Tellurics，CSAMT)聯合反演對日本Ogachi干熱巖實驗區進行探測，很好地反映地下儲層信息。Gao Ji等[38]利用三維大地電磁成像結果首次表征了共和盆地干熱巖地熱系統的三維分布特征。

通過收集“深部探測技術與實驗研究”專項課題(SinoProbe-02-04)開展的大井?泉州超長大地電磁測深剖面數據，及其反演的華南殼、幔電性結構模型[39]，來了解橫穿湖南省南部鳳凰?熱水圩一線的電性結構及其反映的深部地質結構(圖2)。

圖2 大井?泉州大地電磁測深剖面南段江南構造帶和華夏地塊電性結構模型Fig.2 Electrical structure model of the Jiangnan orogenic belt and Cathaysia block in the southern section of the Dajing-Quanzhou magnetotelluric sounding profile

地震波是研究巖石圈內部結構構造的主要參數，可用來輔助判斷有無深部幔源熱物質上侵及其通道。根據臺灣?黑水地學斷面其中湖南省鳳凰?茶陵段的地震探測資料[40-41]，建立鳳凰?茶陵段的速度、密度模型，為研究湖南東南部深部地質結構提供地震學方面的證據。

3 結果與討論

3.1 熱儲溫度

根據式(1)計算得到熱水圩地熱田的熱儲溫度(表2)，從表2看出，熱水圩地熱田深部熱儲的溫度為79.4～143.9℃，其中位于地熱田中心部位(泉1、泉2、ZK1、ZK4)的深部熱儲溫度為135.8～143.9℃。由于采取的井泉水樣多是深部地熱水與淺層冷水的混合水，因此，用地熱溫標法估算的熱儲溫度一般偏小。推斷在熱水圩地熱田深部很可能賦存有150℃以上的高溫巖體，具有良好的干熱巖賦存潛力。

表2 熱水圩地熱田熱儲溫度SiO2溫標法計算結果Table 2 Geothermal reservoir temperatures of the Reshuiwei geothermal field calculated using SiO2 geothermometry

3.2 放射性生熱及對地熱異常的影響

熱水圩地區所在的花崗巖巖體鈾豐度一般達20×10?6，最高達50×10?6；鈾浸出率達20%以上；震旦系、寒武系巖石鈾豐度較高，一般達(8～40)×10?6，且鈾浸出率高達30%～42%[42]。根據湖南省地質隊近年來對熱水圩地區及周邊不同花崗巖巖體的U、Th、K含量測試結果[19]，計算了熱水圩地區及周邊不同花崗巖巖體的巖石生熱率[43](表3)，熱水圩地區花崗巖的巖石生熱率為3.13～14.86 μW/m3，生熱率平均值為7.11 μW/m3。其中中棚巖體巖石生熱率為5.86～14.72 μW/m3，生熱率平均值為8.44 μW/m3；魚王巖體巖石生熱率為3.72～14.86 μW/m3，生熱率平均值為7.07 μW/m3，均遠遠超過中國大陸主要地質構造單元的地殼平均生熱率1.9 μW/m3[44]，這兩個巖體均以黑云母花崗巖為主，U、Th、K含量相對較高，是區內巖石生熱率最高的兩個巖體，均位于熱水圩溫泉附近(圖1)，指示放射性熱源是本區的重要熱源之一。鉆孔取得的花崗巖樣品生熱率與地表樣品測得巖石生熱率相近，反映了該區巖體放射性生熱率較穩定。

表3 熱水圩地區花崗巖巖樣放射性元素測試及生熱率計算結果Table 3 Results of the radioactive element tests and heat production rate calculation of granite samples from the Reshuiwei area

章邦桐等[45]研究認為，深部傳導熱的熱能有限，放射性元素成礦期在巖漿巖成巖之后10 Ma至數Ga之后(巖礦時差)，巖漿余熱在鈾礦成礦期已經緩慢冷卻，區域鈾礦床成礦熱能主要由放射性元素產生的熱源長期積累形成。巖石圈伸展作用引發的深部熱物質上侵及地熱流體大規模循環，在不斷演化為富鈾熱液流體形成熱液型鈾礦的同時，也形成地殼淺表的重要熱源。因此，放射性元素熱源是本區的重要熱源，在4 000 m以淺具有較好的干熱巖資源遠景。

穿過研究區中心的遂川?熱水斷裂帶呈NE向展布，受遂川?熱水斷裂帶的遂川斷裂與熱水斷裂的疊接區控制[46]。斷裂帶北東部是著名的鹿井鈾礦田，其中豐州鈾礦與溫泉共伴生；在斷裂帶南部的城口鈾礦，與城口鎮6處溫泉共伴生，其中錦城溫泉水溫75℃，流量72 m3/h。熱水圩溫泉及其附近的溫泉均與鈾礦床(點)具有密切的空間聯系，其中鹿井鈾礦田地殼的放射性生熱量至少為72.66 mW/m2，遠高于全球平均地殼放射性生熱量40 mW/m2[47]。這是熱水圩地區高熱異常的主要影響因素之一。

3.3 重磁電震反映的深部地質結構及聚熱分析

3.3.1 低速高導體指示的幔源熱物質上侵趨勢

Huang Jinli等[48]通過 P 波層析成像結果顯示中國中東部地區 200 km 以上深度范圍內為大范圍的地震波速高速異常(圖3)，在 600 km 深度處，揚子地塊的東西兩端均為地震波速高速異常，推測東側的高速異常體為西太平洋板塊的俯沖體。揚子地塊上方局部位置被來自華夏地塊的低速異常所取代，揚子克拉通淺部的低速異常被解釋為南部華夏地塊的軟流圈熱物質沿著地層薄弱區以及斷裂帶上涌；而在地殼與上地幔頂部的區域內呈現為高速異常，表明該區域的高速體并未被取代，推測來自軟流圈的熱物質上涌至上地幔頂部后侵蝕巖石圈，從而導致板塊拆沉并產生了50～200 km 深度范圍內的高速異常，因此，該高速異常體大致為分離的巖石圈。這與“深部探測技術與實驗研究”專項課題(SinoProbe-02-04)所得的大井?泉州超長大地電磁測深剖面高導體特征是基本一致的[39](圖4)，都反映了在華夏地塊邊緣的深大斷裂等巖石圈薄弱帶，有幔源熱物質的明顯上侵趨勢。說明除了地幔熱流傳導外，局部巖石圈脆弱帶還存在幔源熱物質的上侵(圖2、圖3中低速高導體，白色箭頭反映了幔源熱物質運移方向)，這是形成局部帶狀(點狀)熱異常的主要原因之一。

圖3 沿中國南部北緯25°剖面P波速度擾動的垂直橫截面[48]Fig.3 Vertical cross section showing disturbances to the P-wave velocity along the 25°N seismic section of southern China[48]

根據湖南省三維地球結構模型地殼速度基礎數據，匯編成揚子、華南地塊及兩地塊結合帶巖石圈三維結構的密度、速度柱數據模型，如圖4所示。邵陽以東中地殼低速體最明顯，低速體P波速度為5.8～6.2 km/s，主要見于10～15 km深度，厚度4.0～5.2 km(圖5)。區域低速一般都在12～15 km的殼內韌性剪切滑動面產生，該低速異常體可能位于構造?巖漿作用、構造滑脫作用的部位，這個構造部位也被很多研究者認為是地震的多發部位和深部幔源、殼源流體的活躍部位。殼內低速體多在板塊邊緣或微地塊結合帶、深大斷裂帶及其次級斷裂附近出現，說明這些深大斷裂有可能構成深部熱物質上侵的通道，為淺部干熱巖的形成提供重要熱源。

圖5 鳳凰?茶陵地殼P波速度剖面Fig.5 Crustal P-wave velocity profile of the Fenghuang-Chaling section

3.3.2 重磁特征反映的深部熱結構特征

從圖6看出，汝城?桂東一線呈現NE向重力負異常梯度帶(圖6a)，長度超過250 km，寬約20 km，重力值為?35～?60 mGal，水平梯度為1.25 mGal/km，這主要是對斷裂構造和巖漿巖帶的綜合反映。NE向串珠狀重力負異常帶主要為低密度隱伏?半隱伏花崗巖帶和下古生界地層的綜合反映。與重力低值相間分布的重力高值主要與上古生界碳酸鹽地層分布有關。溫泉沿斷裂帶密集分布，反映了NE向斷裂對地熱資源具有明顯控制作用。汝城盆地也呈現重力負異常，這是因為該區域雖然地殼厚度相對較大，但巖石圈厚度卻相對較薄所致。巖石圈厚度的局部減薄，可能與軟流圈的上侵有關。

圖6 熱水圩地區重磁特征及其反映的深部熱結構模式Fig.6 Gravity and magnetic characteristics of the Reshuiwei area and the deep thermal structures they reflected

研究區磁異常曲線起伏較大，但幅值變化不大(圖6b)，這可能與區內大量不同時代、不同類型的淺表層中酸性巖體相關。根據磁異常反演結果，汝城干熱巖研究區一帶居里面為23～26 km(圖7)，相對周邊地區偏淺。特別是位于莫霍面、居里面的陡變帶(圖6c)，這也是深淺物質交替循環的有利地帶，利于深部熱物質的上侵。

圖7 基于磁異常反演的居里面深度、巖體、深大斷裂及溫泉點的疊加Fig.7 Map showing the superposition of the Curie depth derived from magnetic anomaly inversion,plutons,deep faults,and hot spring outcrops

重磁特征表明，熱水圩地區相對較薄的巖石圈厚度，軟流圈熱物質沿深大斷裂的上侵，特別是NE向深大斷裂與NW向大斷裂的交匯部位多呈現相對開啟的應力狀態，為深部熱物質的上侵(圖6c)提供了有利條件，使其深部保持了相對高熱的地質背景。

3.4 干熱巖形成的其他有利因素

除上述干熱巖形成的有利因素外，熱水圩地區干熱巖形成的其他有利因素還有：

1) 地塊結合帶與深大斷裂控熱

研究區位于華夏地塊與揚子地塊結合部位的華南多期復合造山帶內，在兩地塊拼合增生以前屬于華夏古陸北西緣斜坡帶，在兩地塊碰撞后，構成了萬洋山?諸廣山走滑巖漿帶的重要組成部分。兩地塊結合帶的走滑和離散走滑，奠定了區域的基本構造形式，造成了構造形跡縱橫交錯、組合較為復雜的格局，反映了區域構造運動不但具有長期性、復雜性，而且具有明顯的階段性和繼承性。特別是其鄰近的NE向茶陵?郴州深大斷裂與NW向常德?安仁深大斷裂，均是具有多期活動的深大走滑斷裂，在2條斷裂的交匯部位是巖漿活動及上侵的主要空間。根據大地電磁測深剖面(圖3)，在郴州?臨武深大斷裂及其東側較大次級斷裂的深部均有高導低速體自下而上分布的特征，是深部熱物質上侵的有利通道。

區域內溫泉群主要沿NE向遂川?熱水大斷裂展布，表明NE向大斷裂是主要的控熱斷裂。就某個單獨泉群來說，地熱井(泉)主要沿NW向構造形跡展布，表明區域內NW向斷裂是主要的開啟性控水斷裂。因此，NE向大型控熱斷裂與NW向開啟斷裂的交匯部位，也是現今深部熱物質上涌的有利通道，繼承了中生代以來的巖漿活動規律，此交匯部位也是干熱巖賦存的有利部位。

2) 地球動力學機制

湖南省東南部地處西太平洋俯沖板片的前緣。大洋板塊的俯沖會導致地殼巖石圈的破碎變形，并形成一系列NNE向深大斷裂。深部熱對流的加劇促使軟流圈的強烈隆起，俯沖進入軟流圈的大洋板塊使深部熱擾動變得更加劇烈，并且隨著大洋巖石圈和拆沉的大陸巖石圈等“冷”物質的下沉，需要一個上升流來平衡，于是上升的軟流圈高溫物質開始不斷地加熱和底侵深部巖石圈，在巖石圈破裂的區域上侵得最快，當底侵程度逐漸加劇的時候，本來已經裂解的巖石圈底部開始發生拆沉作用或者使已經變得可塑的巖石圈向四周流動，從而導致巖石圈減薄，當上侵動力不足的時候，高溫物質便存在于上侵能達到的最大高度，開始對周圍圍巖進行加熱，一部分熱量通過熱傳導的方式經薄地殼或斷裂帶傳導到近地表，軟流圈劇烈隆起的地區由于深部持續的熱源供應必然形成淺部的高溫熱田和地表的高大地熱流。

新構造運動時期 (距今(10～8) Ma)，中國大陸地殼受到西南側印度板塊向北低角度俯沖碰撞和東側西太平洋板塊向西高角度俯沖雙重動力體系的控制。受到東、西兩大動力體系的影響，湖南地區應力場以近東西向的水平擠壓為主，這就導致該區的古老構造形跡在新構造期間發生了不同程度的復活，出現了許多規模和活動性不等的活動斷裂及斷塊隆起區、裂陷區[49]。因此，自中新世以來，深大斷裂的局部活化與新構造運動形成的活動斷裂，使深部幔源熱物質繼續沿各級斷裂自深部向淺部上侵。

3) 熱儲與蓋層

研究區呈隱伏狀態的花崗巖巖體是良好的熱儲，其中在構造破碎處形成地熱水儲層，致密且裂隙不發育、埋深在4 000～6 000 m的花崗巖巖體溫度可達176.8～256.6℃[21]，形成良好的、近期可勘查開發的干熱巖體。汝城盆地內熱導率較低的震旦系至古近系地層，熱導率一般在1.86～2.14 W/(m·k)，明顯低于花崗巖巖體2.6～2.7 W/(m·k)的熱導率，構成了深部熱儲的良好保溫蓋層。

4 干熱巖成因模式

綜上所述，熱水圩一帶地熱資源(干熱巖)的成因模式可歸納為：太平洋板塊俯沖與回撤，導致板塊前緣形成強烈的熱擾動，造成軟流圈的隆起和幔源熱物質的上侵，形成相對較高的幔源熱源。同時，生熱率較高的地殼巖體與鈾礦體放射性產熱形成了溫度較高的地殼熱源(圖8)。有利的熱源條件及沿深大斷裂的深部熱物質上侵，使湖南省東南部形成以熱水圩花崗巖體為代表的干熱巖有利靶區。郴州?臨武、遂川?熱水等深大斷裂導水、導熱，淺部低溫地下水通過斷裂流向深部熱源，經加熱后對流上升與其他淺部地下水混合，至山間溝谷或山前平原低洼處出露地面，形成溫泉。

圖8 湖南省熱水圩地熱田干熱巖形成機制模式Fig.8 Formation mechanism and mode of hot dry rocks in the Reshuiwei geothermal field,Hunan Province

5 結論

a.湖南省熱水圩位于西太平洋板塊俯沖與回撤的前緣，中生代以來巖石圈伸展?減薄作用明顯；揚子、華夏地塊結合帶附近的深大斷裂一般均切穿地殼甚至巖石圈。中新世以來，深大斷裂的局部活化與新構造運動形成的活動斷裂，使NE向、NW向深大斷裂的交匯部位多呈開啟性良好的構造環境。高導低速體與深大斷裂帶的吻合指示這些深大斷裂有可能構成深部熱物質上侵的通道，有利于深部幔源熱物質的上侵和熱流側向向上傳導，為淺部干熱巖的形成提供重要熱源。

b.熱水圩周邊巖體的放射性生熱率較高，周邊鹿井、城口等鈾礦床、礦點密布，為放射性生熱率高值區，形成殼源異常熱源，在不同級次斷裂網絡的導通作用下，對干熱巖的形成具有重要意義。

c.根據綜合確定的地溫梯度推算，熱水圩地熱田呈隱伏狀態的、致密的、裂隙不發育的埋深在4 000～6 000 m的花崗巖體溫度可達176.8～256.6℃，是良好的、近期可勘查開發的干熱巖體。

符號注釋：

A為巖石生熱率，μW/m3；t為熱儲溫度，℃；W為熱水中溶解的H4SiO4形式的SiO2含量，mg/L；CU、CTh分別為巖石中的U、Th質量分數，10?6；CK為K質量分數，%；vP為P波速度，km/s；vS為橫波速度，km/s；ρ為巖石密度，1 000 kg/m3。