中国满洲里-绥芬河地学断面的热结构。
(长春理工大学，吉林130026)
Ehara Sachio(川原幸雄)
(日本福冈九州大学工学部)
徐慧萍
(长春理工大学，吉林130026)
沿满洲里-绥芬河地学断面自西向东，热流值变化如下:满洲里西南部瓮中格图山，属埃尔贡地体，为30mw/m2；海拉尔盆地18热流值平均值为59mw/m2；大兴安岭地体多宝山地区三次实测值平均值为40mW/m2；。松辽盆地9个热流值平均值为70mw/m2；佳木斯地体富锦地区47mw/m2；鸡西盆地三次实测值的平均值为54mW/m2。结果表明，盆地内热流值较高，而山区和古地体(埃尔贡地体和佳木斯地体)热流值较低。沿地学断面，热流值与地壳和上地幔中的莫霍面和高导层埋深有很好的对应关系。根据Cermak和Rybach的理论，以折射数据为基础，计算了P波速度向生热密度的转换。计算结果用于估算各地壳幔热流分量。这一结果也说明了沿该剖面不同地形的地幔热流的差异。地幔热通量从西向东变化:埃尔贡地体为23mW/m2，海拉尔盆地为33mW/m2，大兴安岭地区为33mW/m2，松辽盆地为50mW/m2，佳木斯地体为25mW/m2。这说明古埃尔贡和佳木斯地体的地幔热流值很低，松辽盆地和海拉尔盆地与大兴安岭中部的地幔热流值很高。可以断言，不同地体中地壳和上地幔的热结构在剖面域上的差异导致了热流分布的变化。计算结果表明，地幔热流和地壳内10km层的上下部对地表热流的贡献不同。
地热地幔，地热结构，地体结构
1简介
本研究所获得的热流剖面几乎平行于中国东北满洲里至绥芬河的GGT剖面。这些热流数据可以用来确定该区的热结构、热演化和深部动力学过程，也可以用来解释地壳和上地幔的结构。
热流表示单位面积、单位时间通过地壳和地表释放的热流。热流的大小与深部热过程、深部动力过程以及地壳和上地幔的结构密切相关。热流分布的研究不仅可以阐明地壳和上地幔的热结构和热过程，还可以揭示地质构造特别是盆地构造的成因。该研究还为确定与油气开发有关的盆地古地温提供了约束条件，为该地区地热能的开发利用提供了重要数据。
井2的温度测量
2.1满洲里附近的金塔格吐山地区
该地区的温度测量是在两口金属探井(编号6501和6502)中进行的，这两口井在钻井后已搁置数月，因此可以认为井内温度已接近平衡。6501井最大测温深度为120m，温度线性梯度段在70 ~ 120m之间，地温梯度为1.00℃/100 m..6502井最大测温深度为70m，线性温度梯度段在60-70m之间，地温梯度为1.00℃/100m(图1)。两口井之间的距离只有50m左右，井口高差为10m，因此两口井之间的温度线性梯度段深度几乎相等。
2.2黑龙江省嫩江地区多宝山铜矿区
在六口探井中进行了温度测量。由于完井后经过了很长时间(约10年)[5]，这些井完全达到了平衡温度，因此是热流测量的理想钻孔。井号分别为ZK757、ZK709、ZK819、ZK716、ZK856和ZK842。上述井的最大测温深度分别为90米、235米、70米、80米、370米和400米。线性坡度段的起始深度为30 ~ 40m。获得的地温梯度在1.10℃/100米和1.40℃/100米之间。ZK709、ZK856和ZK842井的温度-深度曲线见图1。
图1 6501 6502，ZK842，ZK856，ZK709，水2，90-水13，93-156井温深关系。
2.3黑龙江省鸡西盆地
该区每年钻探多口探井，其中选择90-水13、水2和93-156井进行地热测量。90-水13井已经钻了几年，水2井已经搁置了三个月。因此，可以认为这两口井的井温处于平衡状态。93-156井钻后稳定时间仅55小时。90-水13井、水2井和93-156井最大测温深度分别为410m、390m和500m，温度线性梯度剖面分别为170~370m ~ 370m、150 ~ 390m和65438。90-水13井、水2井和93-156井的温度-深度关系见图1。
3热导率测量
满洲里6501井取4个岩心样品，ZK842、ZK856、ZK525、93-15、88-水4、水2和93-156井分别取8、5、5、3、4和5个岩心。中国科学院地质研究所地热实验室采用环形热源法测量了这些岩心样品的热导率数据。结果汇总在表1中。
表1岩心热导率测量结果
继续的
3.1热流值的测定
热流值通过以下公式计算
岩石圈结构和深部作用
其中q为热流(mW/m2)，k为导热系数[w/(m℃)]，dT/dz为温度梯度(C/100m)。6501、ZK842、ZK856、ZK709、90-水13、水2和93-156井线性变化地热段的温度梯度分别为1.0℃/100米和65438。1.1℃/100m，3.7℃/100m，4.3C/100m，2.9℃/100m。利用上面测得的导热系数，通过公式(1)计算出地热流。热流值计算结果如下:6501井30 MW/m2，ZK842井40 MW/m2，ZK856井41 MW/m2，ZK709井40 MW/m2，90-水13井57mW/m2，水2井77 MW/m2。ZK709井岩心导热系数数据采用距其仅200米的ZK525井数据。
沿该GGT剖面，海拉尔盆地[5]和松辽盆地[12，13]分别有8个和10个热流值。表2列出了所有上述热通量值。热通量分布如图2所示。
3.2地壳内生热率垂直分布的计算
为了从热流数据建立大地热结构模型，作者讨论了Cermak [2 ~ 4]和Rybach[9]提出的地震波速度与生热率的统计关系理论。根据这一理论，作者计算了折射P波速度对生热率的转换。计算结果可用于估算地球内部热流的地幔和地壳成分。
在五个不同的地区，VP-A关系用于换算计算。分别是金塔的格图山地区、海拉尔盆地、多宝山地区、满洲里附近的安达和鸡西盆地(图3、4、5、6、7)。
表2横截面及其附近的热流数据汇编
注:括号中的数据是指样本数。
图2热流测点分布(△)
图3 Urn格图山地区地震波速度与生热率的转换。
图4海拉尔盆地地震波速度-生热率转换
图5多宝山地区地震波速度-生热率转换
图6安达地区地震波速度-生热率转换图
图7鸡西盆地地震波速度-生热率转换
4.地壳和上地幔的热结构
4.1平衡态一维热结构
利用一维平衡热传导方程，可以得到温度和热流分量，如表3所示。
表3地幔热流和其他参数
4.2二维平衡热结构
我们知道二维有限元模拟是研究地壳和上地幔热结构的有力工具，对GGT剖面二维温度分布的研究也不例外。区别只是计算中使用的参数不同。由于整个欧亚板块、太平洋板块以及剖面上几种地形的运动学参数的不确定性，如板块会聚速度、断层运动速度、侵蚀速率、板块缩短、增厚和拉伸等，二维有限元模拟仅限于稳态条件。
二维有限元模拟主要用于揭示地壳和上地幔的二维热结构。根据地质和地球物理方法得到的构造模型，建立了简化计算模型。简化模型中的分层是基于地震折射和反射层、沉积层、结晶基底和莫霍面。考虑了不同的地体(埃尔贡、大兴安岭、佳木斯和兴凯地体)和盆地(海拉尔和松辽盆地)。
二维有限元方程是
岩石圈结构和深部作用
其中p为密度，c为比热容，κ为热导率，a为生热率。如果考虑稳态，温度不随时间变化，方程简化为
岩石圈结构和深部作用
该公式也可以通过最小化以下泛函来表示:
岩石圈结构和深部作用
其中I为能量函数，S为研究区域，τ为区域边界，qn为跨越边界的热通量，κ为热导率，A为生热率。根据这些方程，如果已知κ，a和边界条件，就可以通过计算得到温度分布。结果如图8所示。
图8满洲里-绥芬河断面垂直温度分布
图中等值线的单位:℃
5结论和讨论
热流沿剖面自西向东变化如下:满洲里西南瓮中的格图山地区，属埃尔贡地体，为30mw/m2；海拉尔盆地18热流值平均值为59mw/m2；大兴安岭地体多宝山地区三次热流测量的平均值为40 MW/m2。松辽盆地9个热流值平均值为70mw/m2；佳木斯地形的锦绣47mw/m2；鸡西盆地三次实测值的平均值为54mW/m2。热流沿横截面的变化如图9所示。已经认识到，热流的测量受到可用于温度测量的钻孔分布的限制。该剖面附近的大兴安岭和张广才岭地区热流值稀少，因此，该剖面热流值在图9中用虚线表示。盆地热流值高，山区和古地体(埃尔贡和佳木斯地体)热流值低。
热流密度与莫霍面的埋深密切相关。一般规律是高热流值对应浅莫霍面深度[1]。该剖面的莫霍面由折射地震勘探获得[7]，在西部埃尔贡地体中约40km深，在海拉尔盆地中约37km深，在松辽盆地中约33km深，在东部佳木斯地体中约39km深。上述热通量与莫霍面埋深直接相关(图9)。这些关系在中国其他地方也很容易找到[6]。
热流密度还与地壳高导层(CHCL)和上地幔高导层(UMHCL)的埋深密切相关。这种关系如亚当的经验公式所示:h=h0q-a，其中h为高导层埋深，q为构造热流值，h0和指数a为代表某一区域构造属性的参数。图9还显示了大地电磁测深获得的地壳和地幔中高导层埋深的变化。缺少热流测点的大兴安岭和张广才岭地区热流值的波动，是由地壳和地幔中莫霍面和高导层埋深的变化构造的。
显然，松辽盆地和海拉尔盆地的热流分布存在明显差异。松辽盆地的热流值高于海拉尔盆地，并超过全球平均水平(63mW/m2)[8]。这意味着两个盆地的形成机制和构造特征有很大不同。松辽盆地高热流的成因除了与莫霍面和上地幔隆起有关外，还与以下三个因素有关[13]。首先，松辽盆地基底广泛分布加里东期、海西期和燕山期花岗岩，生热率高；其次，松辽盆地是中国东部环太平洋裂谷系的组成部分，是一个裂谷-坳陷复合盆地，其地壳的伸展导致热活动的加强。再次，松辽盆地属于封闭的滞洪盆地，没有排水区，地下水流动缓慢，平均流速只有6.1mm/a，大量热量不易散失，特别是由于湖泊快速入侵形成的大面积厚层泥岩，集热隔热性能好，所以来自深部的热能保存较好。
图9地热热流和地幔热流沿剖面的变化及地质结构。
F1—德尔干骨折；F2-嫩江断层；F3-嘉义断层；F4-牡丹江断裂；F5-Dunmi故障
计算结果还表明，在剖面域内，不同的地体构造单元中，地幔热流的大小是不同的。从西到东，其值变化如下:埃尔贡地体23mW/m2，海拉尔盆地33mW/m2，大兴安岭地区33mW/m2，松辽盆地50mW/m2，佳木斯地体25mW/m2。可以看出，埃尔贡、佳木斯等古地体的地幔热流值很低，松辽盆地的地幔热流值很高，而海拉尔盆地和大兴安岭地区的地幔热流值很低。因此，可以认为壳幔热结构的差异导致了大地热流在剖面域内不同构造单元的不同分布。从计算结果可以看出，不同地体构造单元的地幔热流和10km深度的地壳上下部对地表热流的贡献不同。
松辽盆地和海拉尔盆地这两个大盆地在剖面上属于两种类型，无论是从地幔热流的形态还是从地壳热结构来看，都有很大的不同。松辽盆地地幔热流为50mW/m2，约占地表热流的60%，而海拉尔盆地为33mW/m2，约占地表热流的52%。二者的巨大差异表明两个盆地的上地幔热结构差异很大。两个盆地热结构的差异与构造位置有关。根据最近日本学者通过地震波层析成像揭示的地幔结构与板块插入历史的对比研究[10]，当太平洋中被插入的“冷”板块从上地幔下降到下地幔时，为了补偿其下降的部分，必然会有一股“热”地幔柱从下地幔上升到上地幔。这种“热”地幔柱的上升可能是松辽盆地异常高热流的根本原因。从计算结果显示的地壳热结构来看，松辽盆地地壳10km深层上部(22.2mW/m2)的贡献远大于下部(8.8mW/m2)，而海拉尔盆地上部和下部的贡献分别为15.8mW/m2和14.3mW/m2。说明松辽盆地地壳中放射性元素的富集程度高于海拉尔盆地，即从岩性在地壳中的分布来看，松辽盆地酸性、基性和超基性岩的分异程度高于海拉尔盆地。上述情况与松辽盆地[13]以下5 ~ 13 km深度范围内分布巨厚花岗岩的事实一致。
感谢中科院地质所王继云院士、沈先杰研究员的指导和帮助，也感谢中科院研究生院史耀林教授对二维有限元计算的协助。在完成英文稿件的过程中，副教授给予了热情的帮助，在此我也要表示感谢。
参考
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