华南陆缘火成岩区差异性地壳热结构及地热意义
蔺文静1,2，王贵玲1,2，甘浩男1,2
2 自然资源部地热与干热岩勘查开发技术创新中心
第一作者：蔺文静，研究员，博士生导师，主要从事地热地质、地热资源评价方面的研究。
通讯作者：王贵玲，研究员，博士生导师，从事水文地质、地热地质相关研究。
导读：
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我国华南陆缘地区花岗岩体分布广泛，地热资源丰富，高产热花岗岩是重要的壳内热源之一。以往由于缺乏深孔钻探资料，对于垂向生热率分布及地壳热结构响应缺乏更多研究，制约了华南地区开发潜力巨大的浅表地热资源聚热模式的研究，不利于地热勘查靶区预测。
本文系统分析了区内主要花岗岩体的放射性生热特征，并结合区内近些年施工的地热勘探深钻，对重点地热勘查区的深部地温场分布、地热通量、地壳热结构等进行了对比分析。
研究发现华南地区地壳热结构存在一定的差异性，华南部分地区存在高产热花岗岩（HHPG）（如粤北热水岩体）。华南部分地区地壳热结构表现为“热壳冷幔”型或“温壳温幔”型，并非传统观点全部都是“冷壳热幔”型热结构。这一新认识对于深入理解华南地区地热资源赋存条件、指导区内不同地区的地热勘查工作具有重要意义。研究提出了华南陆缘浅表地热资源的聚热模式，即“幔源供热-壳内生热-断裂传热-盖层保热”的四元聚热模式。
本文研究成果对于深入理解华南陆缘地热资源的成因、控热因素，以及指导今后区内深部地质勘查工作都具有理论与指导意义。
本文为科技部重点研发计划课题(编号2021YFB1507401)和国家自然科学基金项目(编号41874100)联合资助的成果。
区域岩浆侵入体是除断裂活动带、放射性元素富集区之外的最主要的局部热源(张健等，1997)。我国花岗岩体分布广泛，出露面积约80万km2，约占国土面积的9%(洪大卫等，2007)，主要出露在东部地区，特别集中在粤、闽、桂、赣、湘等省，出露面积达20万km2，是我国最主要的花岗岩分布区(王德滋等，2003)。另外，华南地区在晚中生代时期发育有众多类型多样的沉积盆地，不同时期形成的不同类型的花岗岩以及一定厚度的保温盖层，为地壳浅表热量的生成及保存创造了良好的地质条件。花岗岩的热能潜力一直以来在国内外受到广泛的重视。Meixner et al.(2014)基于重力反演开展了澳大利亚中部库珀盆地热流研究，认为其高热流归因于巨厚沉积层下的高产热花岗岩。Harle et al.(2019)利用沉积岩的热导率估算了上莱茵河谷地的热流密度，认为其热流密度异常与沉积物中较高的辐射热和Soultz-sous-Forets地区的断层导热有关。WangGuiling et al.(2016)在系统分析我国地热地质背景的基础上，将我国干热岩资源划分为强烈构造活动带、沉积盆地、高放射性产热以及现代火山活动型等四种类型，并提出华南火成岩区是我国高放射产热型干热岩资源的重点潜力靶区。KongYanlong et al.(2021)基于热源对增强型地热系统进行了分类，将其分为壳源热源、幔源热源两个大类，提出铀、钍、钾及其子核素等放射性同位素在上地壳中富集，特别是在花岗岩中，这也是大多数干热岩资源是从花岗岩中提取的原因之一。Lin Wenjing et al.(2021)系统分析了青海共和盆地的放射性生热率分布，认为青藏高原地壳增厚造成了放射性生热层的重分布，从而弥补了其基底花岗岩放射性生热率值相对不高的不足，成为共和盆地干热岩资源热量的重要补充。前人对我国华南花岗岩分布区地壳浅表的热源机制也开展过大量的研究工作。赵平等(1995)系统地分析了中国东南地区不同时代不同岩性的生热率特征，揭示了华南花岗岩体具有异常高的生热率背景。唐晓音等（2013）基于有限元方法的二维剖面地温场模拟，分析了琼东南盆地不同规模侵入体对温度场的影响。ZhouZuomin et al.（2020）开展了华南温度场分析，认为中生代高放射性生热花岗岩体是华南壳内地温的最主要热源。XiaoZhicai et al.（2020）探讨了广东黄沙洞地热田花岗岩与地热异常之间的关系，提出燕山期花岗岩产生的高放射性热量是地壳热量的重要组成部分，对地表热流有很大贡献。LiYiman et al.（2021）基于钻孔测量和流体地温计探讨了华南岩浆岩区高温地热资源存在的可能性，提出在南雷州半岛和海南岛北部可能会发现高温地热资源。ZhengHerong et al.（2021）分析了东南沿海地区花岗岩地热储层的地质特征和分布，认为区内带有断裂的花岗岩可以作为潜在的深部地热储层使用。KuangJian et al.（2021）分析了广东地壳和上地幔结构及其对地热的影响，认为区内地表和地下分布的高放射性中生代晚期花岗岩是重要的地热机制。已有的研究多借助地球物理探测数据开展壳幔热结构分析（胡圣标等，1994；张健等，2018；滕吉文等，2019），或者针对地表出露的不同类型花岗岩体开展放射性生热率分析（赵平等，1995；王安东等，2015），或者根据温泉气体同位素等资料分析幔源贡献（MaoXumei et al.，2013；TianJiao et al.，2021），由于缺乏深孔钻探资料，对于垂向生热率分布及地壳热结构响应的报道尚不多见。
近年来中国地质调查局在东南沿海地区开展了系统的地热资源勘查工作（蔺文静等，2021），先后施工了多个深钻孔，获得了系统的垂向生热率测试等资料。本文基于近几年在福建、广东等东南沿海地区开展的地热资源勘查工作，在系统论述区内花岗岩资源分布及其生热传热特征的基础上，针对重点勘查区的垂向热流通量、深部地温场分布等进行了分析，建立了不同地区的地壳热结构，分析了不同地区地壳热结构的差异、影响因素及其地热意义，研究成果对于深入理解华南东南部地区地热资源的成因、控热因素，以及指导今后该地区地热资源的勘探开发实践具有一定的意义。
华南地处印支陆块、华北陆块和太平洋板块之间，受（古）太平洋板块俯冲等影响，区内地质构造复杂，岩浆活动强烈，尤其是中生代以来的构造运动使原有的地质地貌被强烈破坏和改造，形成了区内复杂的构造-岩浆活动模式（刘凯等，2016）。华南陆缘是我国陆区最重要的火成岩分布区，其花岗岩岩石类型丰富多样，形成时代各异，目前已发现的具有一定规模的岩浆活动至少有四期（周新民，2003）。第一期岩浆作用发生在新元古代（主要为830~750Ma），这一时期岩浆作用最主要的特点是双峰式岩浆特征明显，岩石类型广泛，火山岩和侵入岩并存。第二期岩浆活动发生在加里东期（形成时间范围为510∽380Ma，集中在460∽410Ma之间），本期花岗岩通常岩体规模较大，主要分布在武夷山地区、云开大山地区以及以复式岩体的形式分布于粤北—赣南地区。第三期花岗岩形成于印支期，形成时代上有印支早期和印支晚期两个峰期，主要在浙西、闽西、粤北和粤西等地零星分布。该期花岗岩的最大特点是，规模相对较小且比较分散，一般存在于复式岩体中。最后一期花岗岩为晚中生代燕山期花岗岩，形成时代上可分为早燕山期和晚燕山期两个时代，其分布具有鲜明的地域特征：大致以政和-大埔断裂为界，以东主要是燕山晚期火成岩，以西主要分布早燕山期花岗岩（毛建仁等，2014；图1）。特别值得注意的是，华南地区在晚中生代时期发育有众多的沉积盆地，沉积盆地类型多样（姚伯初等，2011），不同时期形成的不同类型的花岗岩以及大面积沉积盆地的存在，为深部热量的积聚创造了良好的热源及盖层条件。
图1 华南陆缘中生代花岗岩分布及年龄变化趋势示意图(据毛建仁，2014修改)
2015年以来，中国地质调查局先后在东南沿海地区施工了多个深钻孔。其中，福建漳州HDR-1孔深度为4000m，于2015年5月21日开钻，穿过36m厚的表层风化壳进入花岗岩体，岩性以花岗岩、花岗闪长岩、二长花岗岩等为主。停钻144h后进行了井温测井工作（图2a），3997m深处测得井温109.58°C。广东惠州HR1孔深度为3009.17m，2017年11月29日开钻，2018年9月30日完钻，钻遇地层从浅至深依次为第四系（0∽20m）、寒武系（21∽466m）、震旦系（467∽1565m）和侏罗系岩体（1566∽3009.17m），停钻72h后（2018年10月4日）进行了测温（图2b），2900m测得热水温度为127.7°C。本文主要以福建漳州清泉林场HDR-1孔和广东惠州黄砂洞地热田HR1孔为依托，开展区域大地热流和现今地温场研究。
图2 福建漳州HDR1孔(a)、广东惠州HR1孔(b)测温曲线与地温梯度
2.2 岩石放射性生热率
系统采集钻孔岩芯样品进行了放射性生热率及热导率等测试，其中，20个样品采自HDR-1孔，13个样品采自HR1孔，测试项目包括岩石密度、放射性生热元素（铀、钍、钾）含量测试（表1）。另外对研究区内出露条件较好的岩体剖面或钻孔岩芯进行了系统的采样，采集的样品主要来自诸广山-九峰岩体，贵东-热水岩体、佛冈岩体和漳州岩体，共采集样品432组。所有样品均在广州澳实测试中心完成，U和Th含量采用电感耦合等离子体质谱法（ICP-MS）测定，数据精度在士10%范围内，检测限为4×10-6，部分低于检测限的样品采用4×10-6计算放射性生热率。K2O含量测定采用X射线荧光光谱法（XRF），测试精度误差在士5%范围内。根据测试结果，样品的生热率由下式计算获得：
A=10-2×ρ×（9.52×Cu+2.56×CTh+3.48XCk）（1）
式中，A为岩石生热率（μW/m3）；Cu、CTh分别为岩石中的U、Th含量（X10-6）；Ck为K含量（％）；ρ为岩石密度（kg/m3）
表1福建漳州HDR-1孔、广东惠州HR1孔岩芯放射性生热率测试结果一览表
大地热流（heatflow）是指单位面积单位时间内由地球内部以热传导的方式传输至地表，而后散发到太空中的热量，在一维稳态条件下，热流是岩石热导率和垂向地温梯度的乘积。实际工作中，大陆热流数据主要基于钻井测温数据和岩石热导率测量结果而获得，已知钻井的地温梯度和相应井段的岩石热导率，就可按照Bullard法计算热流(邱楠生等，2019)。
Bullard法又叫热阻法，其基本原理是同一地层中的两个不同深度点之间的深度差Δzi和两点间的地层热导率λi的比值定义为热阻(m2k/w)(Bullard，1939)：
通常绘制出地层温度数据与总热阻rt的关系图，即Bullardplot，在导热状态下，所有数据都沿着Bullard图上的一条直线排列，其梯度等于热流Q，
利用HR1孔与HDR-1孔所获取的稳态或近似稳态测温数据以及地层热导率等相关资料，利用热阻法计算大地热流值。HDR1全孔及HR1孔盖层段测温曲线的线性关系很好(图2)，说明地下水对流的影响非常小，可以利用上述热阻法计算大地热流值。利用钻孔揭露的地层岩性，结合钻孔所采集的同段位热导率数据，计算HDR-1、HR1钻孔相关参数及结果(表2)，其中各层热导率利用Motaghyeta.(2008)所建立的热导率与温度关系方程进行了温度矫正。基于上述两口钻孔的实测温度数据和基底段岩石热导率测试值，得到了各测温钻孔的温度-热阻变化曲线(Bulardplot)(图3)，并采用最小二乘法拟合温度和热阻数据，两个钻孔的温度和热阻数据拟合度均大于0.97，表明拟合效果较优，由此获得的大地热流值可信。由图3曲线斜率可知，HDR-1、HR1钻孔所揭露的大地热流分别为62.5mW/m2、106.8mW/m2。
图3 福建漳州HDR-1(a)与广东惠州HRl(b)孔地温随热阻变化Bullard图
地壳中的热源主要来自两个部分：地壳以U、Th、K等为主的放射性元素衰变产生的热量以及地幔深部热流，这两部分热源的组成、分配与绝对值是岩石圈热结构分析的主要内容。壳幔热流的配分影响现今地壳、上地幔的活动性及深部温度状况，能够说明地热最本质的特征(邱楠生等，2019)。一个地区的热流与岩层放射性生热率之间存在线性关系(Bich et al.，1968)：
式中，q为地表热流值(mW/m2)；m为来自深部地幔的热流贡献(mW/m2)；c为壳内放射性元素衰变产热的热流贡献(mW/m2)，在数值上等于地壳放射性元素集中层的厚度D(km)与生热率A(MW/m3)的乘积。
获取地幔热流的方法是建立研究区的分层地壳模型，然后采用类似的“回剥”法逐层计算由放射性元素生热产生的热流qa，得到∑qa=qc，由qm=q-qc即可计算地幔热流(汪集旸等，1986)。
3.1 不同岩体放射性生热率
生热率是地球动力学研究中有关热源的基本参数之一。花岗岩中富含U、Th、K等放射性元素，其放射性元素的衰变热是地壳重要的热源。本文采集的样品主要来自诸广岩体、贵东岩体、下庄岩体、热水岩体、佛冈岩体以及漳州岩体。这几种岩体规模巨大，均为复式岩体，具有多期的花岗岩侵位，形成时代上，以燕山期为主。根据不同岩体U、Th、K等测试结果，利用Rybach et al.（1978）提出的公式计算了岩体的放射性生热率。所有岩体的测试结果及放射性生热率计算结果统计值列于表3，图4为不同花岗岩体单位体积生热率箱型图。由表3、图4可以看出，不同地区的花岗岩体的生热率有较为明显的差异，其中粤北—赣南岩体的生热率明显高于漳州地区的花岗岩体，热水岩体最高，平均值高达7.11μW/m3；其次为下庄岩体与佛冈岩体，平均值均高于6.5μW/m3；诸广岩体的平均生热率也接近6.0μW/m3；贵东岩体由于样品采集数量少，结果比较分散。将不同岩体放射性生热元素绘制在U-Th-K三角图中（图5），可以看出U、Th、K对生热率的贡献程度却有所差别，K的贡献率相对较低，一般不超过10%，贡献率主要来自Th和U。其中，诸广岩体和佛冈岩体放射性生热率贡献主要来自Th，而下庄岩体放射性贡献率主要来自U，漳州岩体放射性来自于Th和U的贡献率则相当。由于Th和U在地壳各类岩石中的分布很不均匀，即使是在同类岩石中，其含量变化也比较大，由表1可知，漳州岩体中U的含量显著低于其他岩体，这是较低的主要原因。
表3 华南陆缘代表性花岗岩体的单位体积生热率特征值
图6显示了不同岩体放射性元素丰度及其生热率的关系。从图6a~c可以看出，随着U、Th、K的浓度增加，岩体的放射性产热量会增加，其中，U、Th含量与生热率成明显的正比关系，但K的浓度与热产生量的相关性显示出明显的分散性，除佛冈岩体外，其余岩体K的浓度与热产生量的相关性并不明显，这也表明钾在总产热量中的热贡献比例相对较低。另外，由图6d可以看出，大部分样品的放射性产热与Th/U比率之间存在负相关，这可能与以下事实有关：较高的U元素丰度会产生较多的热，但Th/U比率也较低。统计结果表明，所有岩体的Th/U比率介于0.15~12.25之间，平均值为4.18，与上层地壳的平均Th/U比值4.2（Van Schmus，2013）—致。
图6 华南陆缘代表性花岗岩体放射性元素丰度及其生热率的关系(a∽d)
福建漳州HDR-1钻孔岩芯主要为细粒、粗粒含黑云母钾长花岗岩及花岗闪长岩，其U含量变化范围为1.44×10-6∽913×10-6，平均值为5.23×10-6；Th含量的变化范围为2920×10-6∽8.29×10-6，平均值为18.58×10-6；K2O含量变化范围为5.23%~3.21%，平均值为4.05%；放射性生热率的变化范围为3.80∽1.35μW/m3，平均值为2.97μW/m3，略高于世界花岗岩的平均生热率，但低于区内地表露头花岗岩样品。HR1钻孔岩芯包括1300m以上沉积盖层中的石英砂岩和下覆的二长花岗岩，其中，沉积盖层的平均生热率2.20μW/m3，下覆二长花岗岩的生热率范围4.39∽7.46μW/m3，平均6.05μW/m3，显著高于HDR1钻孔花岗岩的平均生热率。在放射性生热率对深度变化曲线图解上（图7），福建漳州HDR1钻孔花岗岩样品放射性生热率值随深度变化不大，相对均一，广东惠州HR1钻孔由于有巨厚的沉积盖层覆盖，其生热率呈现明显的分层。
图7 福建漳州HDR-1(a)、广东惠州HR1(b)钻孔花岗岩样品放射性生热率值随深度变化图
由图2a可知，HDR1孔温-深曲线呈线性，表现为典型传导型地温的特点，说明基本没有受到地下水流的影响；全孔平均地温梯度为2.20°C/100m，其中500∽1000m、1000∽1500m、1500∽2000m、2000∽2500m、2500∽3000m、3000∽3500m以及3500∽4000m等每隔500m的平均地温梯度分别为1.71°C/100m、1.80°C/100m、2.05°C/100m、2.15°C/100m、2.37°C/100m、2.45°C/100m2.78°C/100m，地温梯度随深度增加而呈缓慢上升趋势。
广东惠州HR1孔于1565m深处成功揭穿沉积盖层，进入下部隐伏花岗岩体，钻遇地层岩性从浅至深依次是砂岩、千枚状页岩、炭质/粉砂质板岩、构造角砾岩、硅化石英砂岩、绢英岩化花岗岩以及二长花岗岩。成孔后利用水泵短时间抽水后即发生持续自喷，井口最高稳定温度118°C，最大流量137m3/ho由图2b可知，HR1孔在2400∽2500m及2700∽2800m井段，曲线温度均有迅速升高，反映其为主要的热水出水井段，地温梯度显示0∽1500m平均地温梯度约为4.52°C/100m，1565m深处揭穿沉积盖层进入下部隐伏花岗岩体后地温梯度逐渐降低，其中1500∽2500m段平均地温梯度仅为2.03°C/100m。
忽略放射性热源的影响，在稳态条件下地温随深度的增加速率与热导率成反比。HDR1孔的沉积盖层较薄，可忽略不计，钻孔穿过了岩性较为均一的花岗岩层，其深度-温度曲线是一条相对平滑的直线，即地温梯度可视为定值；而HR1孔拥有较厚的沉积盖层，钻孔所揭露岩性差异较大，即热导率差异较大（表2），因此其温度-深度曲线分为两部分，上覆的低热导率沉积盖层具有较大的地温梯度，而高热导率的基岩段则具有较小的地温梯度。
华南地区构造发育，温泉密集，是我国主要的对流型地热系统分布区，地热异常区的大地热流多表现为对流型地热系统特征，即地表热流实际上包括了从地球深部向上传导的热通量以及地热系统内地下水流动多传递的热通量；而对于盖层较厚或基岩裸露区的非地热异常区，其深孔测温曲线则表现为典型的传导性特征。利用HR1孔与HDR-1孔所获取的稳态或近似稳态测温数据以及地层热导率等相关资料，利用热阻法计算大地热流值分别为62.5mW/m2、106.8mW/m2（图3）。热流所描述的是稳态热传导所传输的热，在非稳态或有对流参与的情况下，如存在水热活动的热异常区，地球的散热量则由热流通量来表征，它包含了传导热流和对流热流分量的总和。由图3可知，HDR1的全孔测温曲线呈典型的传导型特征，说明其受地下水流动的影响很小，与实际钻探过程中虽然揭露了多处破碎带但水量极小一致，另外，根据Bullardplot所获取的地表温度22.6°C也与当地年平均气温（21°C）基本一致，说明所获取的地表大地热流值代表了实际的由深部传导上来的热流。而HR1孔在深部揭穿了高温高压热水储层，其测温曲线整体呈上凸型，因此其获取的热流值为热流通量，即包含了地下热水流动所传递的对流热流分量。根据袁玉松等（2006）研究，研究区所在区域大地热流的背景值约为70mW/m2，根据此结果推算，黄砂洞地热田HR1孔所获取的大地热流值中的对流热流分量约为36.8mW/m2，断裂构造的对流传热是区域热源的重要组成部分。
利用“回剥”法开展分层热流值的计算，获取研究区的地壳热结构。钻孔深度范围内岩石生热率采取实际测算值(图4)，其下各圈层岩石生热率则采用Rybach et al.(1984)提出的地震波速与地壳深部生热率的相关公式进行计算：
式中，Vp为地震波速(km/s)。HDR-1井和HR1井所在区域地震波速通过查阅所在区地震波速图(熊绍柏等，1991；陈贵美等，2012)获取。根据上文分析，福建清泉林场及广东惠州黄砂洞地区大地热流背景值分别取62.5mW/m2、70mW/m2，利用“剥层法”计算所得的生热率模型如图8所示。其中，福建清泉林场放射性元素衰变产生的热能和为28.94mW/m2，即地壳热流为28.94mW/m2，地幔热流为33.6mW/m2，区内壳、幔热流比为1：1.16，属于“热幔冷壳"型岩石圈热结构；广东惠州黄砂洞地区放射性元素衰变产生的热能和约为38.99mW/m2，即地壳热流约为38.99mW/m2，地幔热流约为31.01mW/m2，区内壳、幔热流比为1：0.8，属于近似“热壳冷幔”型或“温壳温幔”型岩石圈热结构，其地表地热通量中对流分量、地壳放射性生热热量及地幔传导热量的比值为1：1.06：0.84。由计算结果可知，广东惠州黄砂洞地区3~13km深度岩石的放射性生热贡献占到地壳热流的58%，而福建漳州地区同深度范围内放射性生热贡献占比不到地壳热流一半，这可能是造成两个地区不同热结构特征的主要原因。前文叙述粤北—赣南岩体的生热率明显高于漳州地区花岗岩体的生热率，而两者地区的地壳厚度和大地热流背景值相差并不多，这也暗示出惠州地区壳源产热(Qc)的贡献率要大于漳州地区。地震层析成像研究结果也显示自东南沿海到华南内陆，岩石圈厚度越来越大。因此，在传统地热和干热岩开发过程中，必须考虑华东南内陆地区和沿海地区两者不同的岩石圈热结构特征。
图8 福建漳州清泉林场(a)和广东惠州黄砂洞地区(b)生热率模型和地壳热结构
4.1 华南差异性地壳热结构
关于华南大陆的热结构分析，前人已做了大量的相关工作。胡圣标等(1994)对东南地区两条地学断面进行了地震波速-生热率换算，获得了各构造单元内地壳生热率的垂向分布特征，从而计算了地壳的放射性热贡献和地幔热流，认为地幔热流介于23.2~41.6mW/m2之间。汪集旸等(1996)依据岩石圈热结构特征将中国大陆地区划分为5个“热-构造区”，其中东南地区为“冷壳热幔”(qc/qm=0.72)。何丽娟等(2001)根据大地热流数据对我国东部大陆地区岩石圈热结构进行了研究，认为华南“热-构造区”属典型的“冷壳热幔”热结构并主要受深部热源控制。ZhangJia et al.(2018)利用地表热流观测资料、地震剪切波资料、重力位球谐系数，计算了华南陆缘高热流区的壳幔温度结构，提出华南陆源花岗岩中放射性元素衰变放热是地壳浅层地下水热活动的重要热源，但地壳总体温度不高，为“冷壳热幔”型热结构。以往研究根据地表热流测量结果及地球物理探测数据开展壳幔热结构分析，提出了东南地区总体上属于“冷壳热幔”型热结构。也有学者注意到了华南不同地区花岗岩放射性生热率变化对区内岩石圈热结构的影响，林乐夫等(2017)对比分析了南岭地区与东南沿海地区中生代花岗岩的放射性地球化学特征，提出南岭地区和东南沿海地区地壳热流对地表热流值的贡献率分别为60%~65%和40%~45%指示两者分别为“热壳冷幔”和“冷壳热幔”型岩石圈热结构。本次工作通过对华南地区大量地表岩体和福建漳州HDR-1孔、广东惠州HR1孔岩芯样品的放射性地球化学研究，说明了华南部分地区存在高产热花岗岩（HHPG），以热水岩体为例，其放射性生热率平均值高达7.11μW/m3，远远高出了其他岩体，这必然会对其热结构产生影响。根据广东惠州HR1孔测温、热流等资料获取的地壳热结构模型也证实了深部高产热花岗岩存在使得该地区地壳热贡献高于地幔热贡献，表现为“热壳冷幔”型或“温壳温幔”型地壳热结构，即华南不同地区的地壳热结构存在区域差异性，并非全部都是“冷壳热幔”型热结构，这一认识对于深入理解华南地区地热资源赋存条件、指导未来区内不同地区的地热勘查工作具有一定的意义。
根据前文对福建漳州和广东惠州地区深部温度场、大地热流及地壳热结构的分析，可以看出影响区内地壳浅部地温场的主要因素包括不同期次花岗岩的放射性生热率、引起区域水热活动的区域构造以及地表是否有保温作用的沉积盖层，综上因素，本文提出适合华南地区的“幔源供热-壳内生热-断裂传热-盖层保热”的四元聚热模式（图9）。
图9 华南地壳浅部聚热模式
HDR—干热岩；HHPG—高产热花岗岩
（1）幔源供热。华南地区构造复杂，受印度板块和华北板块南北两个方向的俯冲挤压，尤其是与太平洋板块向欧亚板块的俯冲等作用，华南地区在中生代时期经历了强烈的区域伸展与岩石圈减薄过程（沈晓明等，2008），关于其动力学机制一直是众多地质学家争论的问题（张旗等，2009）。岩石圈的伸展减薄导致了上地幔界面的抬升，在上地幔热源的作用下下地壳底部物质出现部分熔融，热的熔体向上迁移，其中低密度物质向上侵入形成广布华南地区的花岗岩，高密度的物质则在中下地壳形成地震学观测到的低速区域（李细兵等，2019），为华南地区地壳浅部地温场提供了热源基础。华南东南部地壳厚度整体变化范围在28∽33km之间，在东南沿海一带则更薄（邓阳凡等，2011），漳州地区及惠州地区大地热流通量分析结果显示，其幔源热流贡献分别为33.6mW/m2和31.01mW/m2，两者相差不大，漳州地区由于地壳相对较薄，其来自地幔的热流贡献稍大。
（2）壳内生热。根据华南粤北、赣南、漳州等地区采集的不同期次花岗岩体测试分析，其放射性生热率平均值介于3.5∽7.11μW/m3之间，远高于世界花岗岩的平均生热率，使其成为影响华南地区浅部地温场的主要壳内热源。漳州HDR-1孔、惠州HR1孔测试成果，漳州地区壳、幔热流比为1：1.16，属于“热幔冷壳”型岩石圈热结构，而由于粤北—赣南岩体的生热率明显高于漳州地区花岗岩体的生热率，惠州地区壳、幔热流比为1：0.8，属于近“热壳冷幔”型或“温壳温幔”岩石圈热结构，进一步论证了华南东南部壳内岩体放射性衰变产热对浅部聚热的贡献。
（3）断裂传热。活动断裂是深部热流向上运移的重要通道，前人对于构造对于地热资源的控制作用已做过系统的论述(陈墨香等，1994；王贵玲等，2004)。东南沿海中生代以来受太平洋构造域板块俯冲碰撞，NE向断裂发育。胡圣标等(1990)提出大范围软流圈的隆起现象产生的相对较高地幔热流和深大断裂连通的水体热对流相互叠加作用，对区内浅层地热异常区的形成具有重要意义。区内现今水热系统多富集于NE向断裂区域的富集，地表出露的温泉表现出了高度的有序性(姚足金等1990)，也说明了经过中生代强烈构造-岩浆活动改造后的岩石圈热-流变结构形成的断裂构造系统，对现今的水热系统分布具有控热作用。当深循环的地下水在循环过程中被高温的围岩加热，并沿断裂构造向上循环，在将深部的热量带到浅部的同时引起流经围岩的局部温度升高，在浅部形成局部地热异常。根据惠州HR1孔测温、岩性热物性等资料获取的大地热流值远高于区域平均水平，说明该值为热流通量，即包含了地下热水流动所传递的对流热流分量，其整体呈上凸的测温曲线也证实了深部热水对流对温度场的影响。
（4）盖层保热。良好的盖层则是防止热量向外扩散以及阻碍浅层冷水下渗从而在地下一定深度形成高温岩体的必要条件。这种盖层通常主要是沉积岩(沉积物)或火山岩，有时候也可以是合适厚度的风化壳层，Rybach et al.(1978)形象地把这种盖层比作毛毯，将其作用称为毛毯效应(blanketefect)。华南地区在晚中生代时期发育有众多的沉积盆地，可起到保温盖层作用。惠州HR1井在1565m以浅依次揭露了第四系(0∽20m)、寒武系(21∽466m)、震旦系(467∽1565m)沉积层，其1565m以浅盖层平均地温梯度高达4.52°C/100m也证实了盖层的聚热作用。与惠州HR1井相对应，漳州HDR-1井4000m孔底仅109°C，虽然与漳州岩体相对较低的生热率有关，但与其地表缺乏必要盖层保温，无法有效的聚热有关。
（1）华南陆缘花岗岩体的放射性生热率高于世界花岗岩的平均生热率，使其成为影响区内浅部地温场的主要因素之一。其中，粤北—赣南岩体的生热率明显高于漳州地区的花岗岩体，粤北—赣南岩体的平均生热率为6.0∽7.11μW/m3，而漳州岩体的平均生热率仅为3.74μW/m3。
（2）受岩石放射性生热率等影响，华南陆缘地壳热结构存在一定的区域差异，并非全部都是“冷壳热幔”型热结构。其中，漳州地区壳、幔热流比为1：1.16，属于“热幔冷壳”型岩石圈热结构，而由于粤北—赣南岩体的生热率明显高于漳州地区花岗岩体的生热率，惠州地区壳、幔热流比为1：0.8，属于“热壳冷幔”型或“温壳温幔”型地壳热结构。自东南沿海到华南内陆，岩石圈厚度越来越大，在地热开发过程中，应考虑内陆地区和沿海地区不同的地壳热结构特征。
（3）断裂构造及盖层条件对于地下热量聚集及散失具有明显的控制作用。惠州HR1井所揭示的地表地热通量中对流分量、地壳放射性生热热量及地幔传导热量的比值为1：1.06：0.84，盖层平均地温梯度高达4.52°C/100m，具有良好的聚热保温作用；而漳州HDR-1井缺乏必要盖层保温，无法有效的聚热保温。
综合不同期次火成岩的放射性生热率、地热勘探深孔所揭示的大地热流、地壳热结构等特征，华南陆缘地区具有“幔源供热-壳内生热-断裂传热-盖层保热”的四元聚热模式，可用于指导今后区内深部地质勘查工作。
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文章版权声明：本文来源 ：蔺文静，王贵玲，甘浩男.2024.华南陆缘火成岩区差异性地壳热结构及地热意义•地质学报，98(2)544∽557，doi：10.19762/j.cnki.dizhixuebao.2023027.《覆盖区找矿》，版权归原作者所有，本文不代表阳光创译立场，并对文中观点保持中立，仅供各位阅读者交流参考之目的。本号所转载内容没有任何商业宣传目的，仅供交流，如有侵权，请联系主编删除（主编微信：suntrans2008），另外图片版权归原作者所有，如有侵权请联系我们，我们将会立刻删除！给您带来的不便，尽请谅解！
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