1.   地热“有源”的观点

目前地热勘探研究中对于地热田热量来源问题，比较认可放射性生热(邱楠生, 2002)、岩浆囊、断裂沟通(郭清海等，2017)等供热，这种思路源自于石油勘探或固体矿产勘探.在石油勘探中，只要发现有油藏，其下方或侧下方某个位置必然有“油源”的供给，且数量(如生烃量或排烃量)要比油藏的数量大得多；在某个地方发现了高品位的矿床，它可能是由于风化搬运、或岩浆携带、或“化学晕”，在某个位置必然存在原生矿，有更高的品位.油气富集是有物质的流动，用此思路来研究地热，则有可能产生严重的错误.事实上，物质间的热传导是分子间的状态传递，没有物质流动.图 1为地热场分布“有源”模式示意图，在浅层B处有较高地温梯度时，更深的某处A点必有更高的温度支撑，如高至500 ℃，且中间的温度是渐变的；若浅层D处地温梯度较低，则深部就存在低温度背景，如仅200 ℃，这就是一种“有源”的思路.

图  1  地热场分布“有源”模式示意图

Fig.  1.  "Source" mode of geothermal field distribution

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据这样的“有源”思路，前人认为西藏南部的地热田有两种机制：(1)岩浆囊机制，25~40 km埋深范围内存在一个较大范围的熔融层，这套熔融层充当热水系统的“热机”；(2)深大断裂沟通机制，西藏南部深层岩浆沿断裂上升侵位到上地壳浅部形成单个的岩浆房，为热水系统提供热源.He et al.(2016)否定了这么深才有岩浆囊的说法，从大地电磁角度推测了青藏高原南部深部存在低阻异常，认为深部热源应更靠近地表，由前人的25 km提升至5 km，认为5 km以下地壳中就有深部热源，为藏南上地壳熔融提供了地球物理间接证据，而鄂尔多斯北部块体、西部块体，也存在同样的低阻异常(董树文等, 2012)，但该地区的地温梯度并无任何异常，北部平均地温梯度30 ℃/km，西部仅24 ℃/km(任战利等, 2007).符必昌(1998)研究认为，腾冲地热热源直接来自于埋深约5 km以下的热液岩浆，其依据也是低阻异常.

汪集旸等(2012)根据部分井和地表温度测量结果，勾绘了我国陆区不同深度地温分布平面图，埋深分别为3.5 km、5.5 km、10.0 km等，如图 2所示，其形态基本按前述“有源”思路，即按浅层的地温梯度直接延拓至深层，浅层地温高异常，深部必然是高异常，有继承性分布，形态上基本相似，如青藏高原、济阳坳陷等地.这种模式默认了深部均有“源”，只是源大温度高，“源”小温度低.这样对实际地热资源量的评估会存在较大误差，同时，也认为岩浆囊供热效应无处不在，特别是青藏高原，似乎整个地区深部都存在岩浆囊供热.

图  2  中国陆区不同深度地温分布平面图

据汪集旸等(2012)

Fig.  2.  Temperature distribution plan in different depths in mainland China

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2.   典型地热田温度分布特点

实际热点地区温度场垂向分布特点是什么?如图 3所示，为青藏高原地温场分布的模式图(姚足金, 1986)，深部有高热传导层花岗岩发育，覆盖有一定厚度的第四系覆盖层，分两个区域：剖面中部为高地温异常区，剖面两侧为相对低地温区域.前人认为剖面中部高地温的成因是深部存在岩浆囊，不停地向浅层地热田供热，地表附近温度高达150 ℃，随着深度增加，其温度升高.

图  3  西藏羊八井盆地水热活动深部机制示意图

据姚足金(1986).1.等温线(℃)；2.地热流体环流线；3.岩浆流体流向；4.花岗岩γ6；5.片麻岩；6.第四系松散堆积；7.主要断层；8.主要钻孔位置；9.纵波波速(km/s)；10.磁大地电流(Ωm)；11.气体氦；12.低速层、低阻体

Fig.  3.  Schematic map showing deep mechanism of hydrothermal activity in Yangbajing basin

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实际上，覆盖层下的确存在高温，高温区直径约5 km.随深度增加地温增加较为缓慢，1.2~3.8 km仅增加了30 ℃，温度梯度为11.5 ℃/km，远低于地壳平均地温.在6~10 km处温度则与剖面两侧的温度差变小；剖面两侧在浅层处于相对“低温”状态，地温梯度为地壳平均温度，约为3 ℃/km.

从图 3可以看出，在浅部高温状态下，更深的部位显然没有“期望”的更高温度，其地温梯度变小，增温变慢.另一个比较著名的云南腾冲地热田也有类似的现象，在热泉主体眼镜泉-澡堂河一定深度之下，地温梯度锐减，增温变慢(符必昌，1998).

目前很多地热勘探实践均证明，浅部若存在高温异常的地热田，向其深部进行钻探时发现，其下部的地温梯度不增反降，比相邻浅层表现为低温背景的区域(盆地区)的地温梯度还要低.

图 4为该隆起带容1井实测井温随深度变化曲线，容1井处在沧县隆起带上，相对于周围盆地区而言，其底部为较老的蓟县系基底，属高热传导层，之上覆盖了1 000 m左右的第四系覆盖层，岩性及年代差异大.在200~1 200 m范围内，地温梯度较高；而1 200~1 800 m，近600 m厚度范围内，温度几乎未增加.

图  4  沧县隆起容1井井温随深度变化曲线

a.容1井平面位置图；b.容1井实测井温曲线

Fig.  4.  Well temperature curve with depth of Rong 1 in Cangxian uplift

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图 5所示为法国苏尔茨地区实测地温分布(Baria et al., 1994)，可以看出，1 500 m以内的地温梯度较高，之下的梯度则变小.

图  5  法国苏尔茨地区实测地温分布

据Baria et al.(1994)

Fig.  5.  Measured gradient curve of ground temperature from Soults, France

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青海省海南州东南部贵德盆地扎仓寺热田ZR1孔浅部存在高地温异常，而向深部3 000 m深度仅增加50 ℃，梯度只有19 ℃/km(郎旭娟等, 2016).2017年由河北省煤田地质局在献县温泉乐园附近钻的一口地热深井GRY1，在1 100 m处的确出现了近90 ℃的高温，但之后温度增加缓慢，钻至3 500 m时才达到106 ℃，低于全球平均地温(刘彦广，2017).

从上面几个事例看出一个共同特点，在浅部高温异常背景下，在一定深度上会出现一个温度梯度变化的拐点，此点向深部区域对应为低地温梯度段，此特点是什么原因造成的?按前述地热“有源”论，深部需要有更高的温度对应才合理；一些学者还将这种低温解读为大气降水的冷却作用或热储内部的热对流调整作为这种“有源论”的补充(沈显杰和王自瑞，1984).但目前所搜集到公开文献中凡有地温资料的地热田均存在这种现象，具有普遍性，所以不能简单地归结为大气降水冷却.地温场在地壳中分布的正确认识，会直接影响地热资源评价中资源量计算的准确性，同时，也涉及到对地壳热结构的看法.因此本文的研究具有重要的现实意义.

3.   模拟分析

为了更好地分析前述问题，本文进行了多个地质模型的热传导数值模拟.

3.1   理论模型的模拟

设计如下模型，用于说明盖层物性及厚度都会影响到地温场.如图 6所示，模型左侧存在500 m厚的盖层，热导率k₁为0.6 W/(m·℃)，其余k₂为3.0 W/(m·℃)，底部热流设定为陆区的热流平均值71.8 mW/m²，初始地温梯度为30 ℃/km.图 8a为设计的模拟模型剖面图、图 6b为模拟10万a后温度场分布，已基本稳定.模拟结果表明，在500 m深度处，左侧有盖层的区域相对于右侧无盖层的区域温差高达17 ℃，说明盖层是必要条件.左侧高地温，到深部会有所减缓，越向深处，温度差异越小.

图  6  盖层厚度影响模拟剖面图

a.考虑热盖层的地质模型；b.考虑热盖层的影响后的地温场模拟结果

Fig.  6.  Simulation results of the influence of caprock

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图  8  古隆起理想模型及地温场分布剖面图

a.模型；b.围岩k₂=2.0 W/(m·℃)；c.围岩k₂=1.5 W/(m·℃)；d.围岩k₂=1.0 W/(m·℃)；e.围岩k₂=0.6 W/(m·℃)

Fig.  8.  Calculation model of geothermal and its calculation results

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3.2   羊八井剖面模拟

热传导模拟证明，较好的盖层配合高热传导通道照样可以在浅部产生高地温异常.以西藏当雄羊八井地区为例，设计一个双层简化模型，以此说明在正常基底热流条件下也能产生浅层高温及垂向温度分布特点，但个别模拟参数会设置偏离正常数值(因为本次模拟为二度体模拟).设初始地温梯度为50 ℃/km，模拟在基底热流持续作用下该区域温度进入稳态的过程.根据热导率大小，要维持此梯度，基底热流给定为250 mW/m²，模拟间隔为2 000 a，总时间长度60万a，此时地表散热与热供给处于平衡状态，地表温度设为15 ℃，基底花岗岩热导率设为8 W/(m·℃)，盖层k₁设为0.2 W/(m·℃)，数据采用了肖琳等(2009)第四系土体内在结构对热导率计算模型的影响的研究成果.如图 7a所示，为模拟60万a后因物性差异产生的温度分布，模拟结果表明，因深部高导层和浅部较好盖层的配套组合，同样能引起高地温异常，1 000 m深度内可以达到150~160 ℃的高温异常.图 7b为图 7a剖面上两个不同位置的点在基底热流持续作用下温度随时间变化的曲线，在盖层底界(右侧B点)，温度在10万a时快速升温到最大，但之后便处于散热过程，温度会慢慢降低.在高导层内左侧A点处(与B点海拔相同)，温度一开始就缓慢下降，说明模拟初始地温梯度设置偏高，它只影响计算迭代时间，由于温度进入稳态分布时间较快，它未影响到最终的平衡状态.

图  7  羊八井地区地温场分布模拟剖面(a)及其剖面浅部A, B两点地温随时间变化曲线(b)

Fig.  7.  Geothermal field simulation profile (a) of Yangbajing and temperature versus time curve of point A and B of Yangbajing profile (b)

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因此，地热田浅层存在高温异常，并不意味着深层需要高温岩体来提供热源，热的动态平衡也会因为横向物性差异在这些区域产生高温，但其深部梯度下降较快，随深度增大增温变慢；而无热盖层区域，浅层温度虽低，深部增温相对快，到深层某个深度下，则形成了温度平衡.

3.3   地温分布的镜像倒影关系

基底起伏形态与地温梯度曲线呈正相关关系，这一观点很早就已得到认可(马刚等，1983；阎敦实和于英太，2000；龚育龄等，2003)，其本质还是物性的横向差异造成的.为此，本文设计了一个理想模型，能体现大多数古隆起或岩体侵入时高热导层发育于浅部的情形，且暂不考虑界面倾角对热传递的影响：底部古隆起宽度为1 km、高度2 km，隆起顶部发育200 m厚度的热盖层，热导率取第四系平均热导率k₁=0.6 W/(m·℃)，古隆起取古生界地层平均热导率k₃=3.0 W/(m·℃)，围岩k₂设不同的值进行数值模拟，其他参数同前，地幔热流q设为陆区的平均值71.8 mW/m².以此模型来研究基底起伏对地温场的影响，模型如图 8a所示.模拟时间为10万a，图 8b~8e分别为不同围岩热导率在10万a后的温度场分布，热导率分别为2.0、1.5、1.0、0.6 W/(m·℃)，从图中可以看出，围岩与古隆起热导率差异越大，浅层高温异常越显著，图 8b中围岩k₂=2.0 W/(m·℃)，经10万a后，剖面上的温度场在隆起顶部-2 000 m处异常较小，约高于背景场5 ℃；图 8d中围岩k₂=1.0 W/(m·℃)，与围岩差距较大，在隆起顶部异常较大，约高于背景场10 ℃；图 8e中围岩k₂设计为0.6 W/(m·℃)，在隆起顶部异常更大，高于背景场约22 ℃，这个区域就是地热田点区域，埋藏浅且温度高.

剖面中间古隆起高热导相对于两侧的围岩具有快速传热功能，因此，其顶部A点(图 8e)地温也就相对较高，埋藏浅，经济性好，形成地热田点；而其根部C点，基底热量则快速传导至浅部，使这些区域相对于围岩来说冷却了，剖面上温度等值线垂向上呈镜像倒影关系：地面至A点为高梯度段、A点至古隆起中部B点为低梯度段、B至C点为低温段.这个模拟结果与前述典型地热田温度分布特点是一致的，温度变化拐点即古隆起的顶部，取决于其顶部埋深和覆盖层厚度.目前所发现的地热田主要发育于地层时间跨度大、岩性差异大的区域.如新生界覆盖于古生界、元古界、太古界的古隆起和新生界覆盖于花岗岩体之上的组合，这两种模式下的物性差异就比较大，易发育地热田.

这些结论和生活常识是一致的，当火钳放入炉灶中，火钳属铁质，导热快，手把处相对于环境温度高，相当于古隆起顶部——浅层高温处；而靠近火源处，由于它快速沟通外部产生了冷却作用，又比周围的燃烧区域温度低，相当于古隆起根部相对低温的区域.这也能解释目前地热勘探中所观察到的现象.

3.4   岩浆囊供热数值模拟

为了分析岩体侵入至浅层对地温场产生的影响，设计了以下模型，不考虑正常基底热流的影响，初始模型4 000~5 000 m深处有一个高温岩体侵入到浅层，初始温度设为1 000 ℃，“岩浆囊”的长宽高分别为3 000 m×1 000 m×10 000 m，且无后续新鲜岩浆的供给，即侵入活动停止，研究其冷却时间.设定地表平均温度为15 ℃，地温梯度取30 ℃/km；地热盖层厚度为1 km，热导率值取0.6 W/(m·℃)；之下为中生代地层，厚度为3 km，热导率取值1.6 W/(m·℃)；余下地层热导率取值为花岗岩热导率3.49 W/(m·℃)，热容C取1 000 J/(kg·℃)，密度ρ取2 500 kg/m³.

图 9a为初始条件(t=0 Ma)有岩体侵入时的初始温度分布剖面，通过模拟计算，得到0.001 Ma后岩体温度由1 000 ℃降至826 ℃，高于围岩背景温度场676 ℃，见图 9b；0.05 Ma后降至332 ℃，高于背景场182 ℃，如图 9c；0.2 Ma降至200 ℃，高于背景场50 ℃，如图 9d；0.4~0.6 Ma时，异常地温几乎消失，如图 9f，且低于平均地温梯度30 ℃/km，原因是模拟设置基底热流为0 mW/m²，散热大于供热，原岩浆的高温作用影响消失.

图  9  岩体侵入停止后不同时间的温度分布剖面图

a.0 Ma；b.0.001 Ma；c.0.05 Ma；d.0.2 Ma；e.0.4 Ma；f.0.6 Ma

Fig.  9.  Temperature distribution in different times after the intrusion of rock mass

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由此结论可以看出，发育于浅层“岩浆囊”的异常高温度的衰减及冷却过程是很快的，0.3~0.4 Ma就达到了热平衡温度.但需要指出的是，这个冷却时间与岩体埋藏深度有关，深度越大，冷却越慢，一般在0.5~1.0 Ma之间.

吴珍汉等(2001)对念青唐古拉花岗岩的热演化历史进行了热年代学分析，认为于65.0~55.0 Ma发生早期岩浆侵位事件；在18.3~11.1 Ma期间在约11 km深度处发生大规模岩浆侵位和结晶成岩事件.其中，11.1 Ma(即1 110万a)岩浆侵入结束，即使侵入到浅层形成岩浆囊，至今仍有足够的时间冷却.同样, 多数学者认为，云南腾冲热海热田来自于“异常热源”岩浆囊，其火山活动自2 Ma以来约分为4期：3.5~5.0 Ma、2.3~2.9 Ma、1.0~1.5 Ma及0.5~0.7 Ma(王书兵等，2015)，最新一期岩浆活动为50万a前，其未喷出部分岩浆侵入浅层时也应冷却至和围岩基本一样，即岩浆本身所携带的热量已散失掉，它只能作为沟通基底热流的高速通道.因此，岩浆囊的直接供热作用存疑.

前人关于岩浆囊供热做了大量工作，试图证明地热田和它有直接联系.目前岩浆囊最可靠的间接依据(非直接证据)来自于大地电磁探测成果，寻找其低阻(高导)异常，代表着岩层处于熔融状态，在实际很多沉积盆地的大地电磁测深中，浅至100 m内都会有这种高导异常(张濡亮等，2015)，很显然，这种异常不能说明地层处于熔融或难熔融状态.腾冲科学钻探依据了更为先进的“音频大地电磁探测”，认为在马站乡500~800 m深处有一条东西向的低阻带，解释深部4~6 km可能存在岩浆囊，但实际钻到1 222 m即停钻了(高金亮等，2014)，钻遇花岗岩带，获得的地层温度仅75 ℃，没有像腾冲南部的热海热田，在近地表 300 m深度内就达到200 ℃的高温，这次科学钻探并未达到预期目的.

4.   实际资料情况

4.1   好的盖层是高地温的必要条件

前述理论模型中，在正常基底热流供热条件下，盖层热导率低到一定程度，便在浅层可以产生较高的温度.图 10为青藏铁路沿线高温地热显示区分布平面图(胡先才，2010).从图中可以看到，由南向北从尼木-羊八井-当雄-桑雄-那曲一带，只要有第四系沉积-热盖层，就存在异常高温，而断裂和高地温相关性不大；远离覆盖区，即基岩露区，则基本属于正常温度.从前述图 3羊八井剖面图上看，有类似的规律，剖面两侧为高热导基岩、岩体出露区，则显示出相对低温.

图  10  青藏铁路沿线高温地热显示区分布

据胡先才(2010).1.发电为主的开发热田；2.已勘查评价热田；3.综合利用开发热田；4.有待进一步工作高温热田；5.第四纪沉积盆地；6.活动构造线；7.断裂

Fig.  10.  Distribution of high temperature geothermal area along Qinghai-Tibet railway

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同样，He et al.(2016)所研究的西藏普兰县曲普水热爆炸点所显示的高温异常也位于第四系或新近纪覆盖层之下.著名的云南腾冲热海热田(位于腾冲南西南梁河东北)地表覆盖了巨厚(＞500 m)的第四系和古近系高热阻地层(王书兵等，2015)；在腾冲北部20 km的马站乡所钻的火山-地热-构造带科学钻孔(高金亮等，2014)，实际地温梯度不高，地表覆盖层厚523 m是基性火山岩出露，本不应有此中高地温梯度(＞30 ℃/km)，但其破碎程度高，其作用与第四系盖层风化层类似，但热阻效果要差得多.

因此，可以认为，在平面上有温泉显示，其地温异常和断裂活动关系不大，而温泉出现的地方，其必然存在新生代覆盖层，而无覆盖层的地方，则必然没有异常高地温.

4.2   青藏高原实际的地温分布

支持岩浆囊直接供热的重要依据是青藏高原的地热分布，包括我国首套全国地热分布平面图，对这一地区的评价也较好(汪集旸等，2012).事实上，据实际地热勘察结果说明，这一地区在平面上高温分布区是局部的，仅限于第四系覆盖区，范围很小，中低温情况则是大面积分布的，在垂向上，温度场具有镜像倒影关系(图 3).如伦坡拉盆地(图 11)，以250 m开始起算，其温度为30 ℃；2 500 m处为120 ℃，实际地温梯度只有40 ℃/km(袁彩萍和徐思煌，2000)，略高于地壳平均地温.

图  11  伦坡拉盆地部分钻井测温-井深关系

据袁彩萍和徐思煌(2000)

Fig.  11.  Relationship between temperature and depth in several wells in Lunpola basin

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面积达220 000 km²的羌塘盆地现今地温场属低热流型，地温梯度局部地区最低只有15~18 ℃/km(程顶胜等，2000)，远低于全球平均地温梯度.

除此之外，陈红汉等(2013)全面搜集了前人关于青藏高原各大区域地温梯度研究资料，整理成表，如表 1所示，羌塘盆地、措勤盆地、比如盆地等的地温梯度均在27~45 ℃/km之间，和我国东部高地温区华北平原几乎相近，这些盆地的面积占青藏高原的一半以上(图 12)，而青藏高原基岩、岩体出露区范围也不小，其地温梯度是较低的.因此，没有足够的证据说明青藏高原深部有一个额外的异常热源存在，或整个青藏高原均是高地温.

表  1  青藏高原地温梯度结果统计

Table  Supplementary Table   Results of geothermal gradient in Qinghai-Tibet plateau

序号	地区	地温梯度(℃/100 m)
1	羌塘盆地	2.73
2	羌塘盆地赤布张错多全区平均值	3
3	羌塘盆地拉雄错、董怀桑、隆鄂尼、野牛沟及安多及雀莫错等地区	1.5
4	北羌塘坳陷东部雀莫错剖面	2.7
5	措勤盆地	3.4~4.0
6	比如盆地	3.5~4.5
7	伦坡拉盆地	4.5~6.0
8	岗巴地区	6.5
9	藏南普莫雍湖	13~32
10	藏南羊卓雍湖	13~32
11	拉萨河谷	3.8
12	羊八井热田	1.9~5.9
13	拉多岗地热区	6.5~12.5
14	羊应乡热田	16~53
15	昌都盆地	5.0~6.0
16	松潘-阿坝地区	2.7
17	柴达木盆地	2.0~3.3
注：据陈红汉等(2013).

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图  12  青藏高原构造分区和沉积盆地分布

据陈红汉等(2013)

Fig.  12.  Distribution of Tectonic division and sedimentary basin in Qinghai-Tibet plateau

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5.   结论

通过热传导正演模拟，在正常基底热流热传导情况下，只要有合适的盖层及高热传导层组合，地温场分布可以达到目前该地区温泉的高温分布特征.由此得出以下结论：

(1) 热传导数值模拟结合实际地热田温度垂向分布特征说明，地热田的温度场在垂向上存在镜像倒影关系，浅部是高温，深部地温梯度会急剧下降；远离地热田区域，其浅部是相对低温，地温梯度深浅层基本一致；到一定深度后，二者温度差异变小.大量地热田温度垂向分布特点和模拟结果一致，进一步说明热传导是地热田异常高温形成的主要方式.

(2) 理论模型模拟与西藏羊八井地区的地热田分布均说明高地温异常和第四系覆盖层有较大关系，第四系覆盖层发育、深部岩体发育或古隆起时高导层发育于浅层是产生高地温的必要条件.

(3) 青藏高原高温区域面积很局限，在沉积盆地和基岩出露区域，则属于正常温度，其地温梯度略高于地壳平均值，无直接证据显示整个青藏高原深部由岩浆囊来供热.

(4) 岩浆活动结束时间超过1~2 Ma时，较浅的岩浆囊无法为地热田供热，岩体仅作为沟通基底热流的快速通道，因浅层任何异常热源散热快，很快进入热动平衡态(冷却时间＜0.5~1.0 Ma)，不构成地热田的供热主力.

因此，本文并不想否定浅层岩浆囊存在的可能性，但用岩浆囊供热的思路在对青藏高原的地热资源进行评价时，会过高地估计其资源量，而对东部无岩体侵入或少岩体侵入的地区，则可能估计过低，如河北沧县隆起的地热田，无岩体参与，显然是横向物性差异所致.