張森琦 付 雷 張 楊 宋 健 王富春 黃金輝賈小豐 李勝濤 張林友 馮慶達(dá)

1. 中國地質(zhì)調(diào)查局水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)調(diào)查中心 2. 青海省地質(zhì)調(diào)查局 3. 中國冶金地質(zhì)總局地球物理勘查院

0 引言

干熱巖指埋藏于地下3～10 km、溫度150～650 ℃、不含或微含不流動流體的高溫巖體[1]。據(jù)此，筆者將150 ℃作為地?zé)釋W(xué)意義的干熱巖溫度下限。出于開發(fā)利用的經(jīng)濟(jì)價值考慮，國家能源局[2]則將干熱巖的溫度下限確定為180℃。保守估計，地殼中3～10 km深度150 ℃以上的干熱巖資源相當(dāng)于全球所有石油、天然氣和煤炭所蘊藏能量的30倍[1,3]。

干熱巖的地?zé)崮苜x存于各種變質(zhì)巖或結(jié)晶巖類的巖體內(nèi)，常見的巖石有黑云母片麻巖、花崗巖和花崗閃長巖等[4]，尤以中生代以來的中酸性花崗巖為主[5]。理論上，若斷裂構(gòu)造不發(fā)育，中生代以來的中酸性花崗巖巖石致密堅硬，滲透性極低，而缺乏天然流體，利于壓裂造儲后注入水通過注、采井在相對封閉的人工熱儲系統(tǒng)內(nèi)循環(huán)而提取出巖石中的熱量，且注入水的損失率低。同時，可供借鑒的增強型地?zé)嵯到y(tǒng)（Enhanced Geothermal Systems，EGS）開發(fā)工程實例相對較多。

目前全球正在試驗的5處干熱巖地?zé)崮馨l(fā)電項目[6]均位于沉積盆地內(nèi)。其中，美國沙漠峰（Desert Peak）EGS工程場地位于內(nèi)華達(dá)盆地內(nèi)，澳大利亞夏賓奴（Habanero）EGS工程場地地處庫珀盆地中，法國蘇爾茨（Soultz）、德國蘭道（Landau）和印希姆（Insheim）EGS工程場地均坐落于上萊茵地塹內(nèi)，干熱巖熱儲主要為隱伏花崗巖體[6-7]。因此，發(fā)育于沉積盆地內(nèi)的隱伏花崗巖體，因其上覆發(fā)育有大厚度、低導(dǎo)熱率沉積蓋層[8]，具有良好的隔熱保溫作用，從而成為干熱巖資源勘查開發(fā)的主要對象。

航空磁測系統(tǒng)以其低噪聲水平、精度與效率高、成本低、不受地形影響、符合綠色勘查理念等優(yōu)勢而被廣泛應(yīng)用[9-11]。2013年，中國冶金地質(zhì)總局地球物理勘查院采用AS350B3型直升機搭載加拿大PICO公司生產(chǎn)的高精度航空磁測系統(tǒng)，獲得覆蓋共和盆地大部分土地、測量面積近2h104km2的1∶50 000高精度航空磁法測量數(shù)據(jù)[12]。筆者對這些高精度航磁測量數(shù)據(jù)進(jìn)行了二次開發(fā)利用，采用地質(zhì)綜合分析法，在航磁測區(qū)范圍內(nèi)圈定出15處隱伏干熱巖資源勘查目標(biāo)靶區(qū)（其中共和盆地13處），進(jìn)而分析了青海省共和盆地隱伏花崗巖體的分布規(guī)律，以期為今后共和盆地干熱巖資源調(diào)查奠定基礎(chǔ)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

1.1 大地構(gòu)造位置

共和盆地位于西秦嶺造山帶北西端（圖1），總面積1.52h104km2，為青海省第三大盆地。通常將龍羊峽水庫北西部分稱西盆地，南東部分稱東盆地。該盆地北東以宗務(wù)隆山南緣—青海南山南緣斷裂為界與宗務(wù)隆—青海南山構(gòu)造帶相鄰；南西以東昆南斷裂為界與南昆侖結(jié)合帶相依；西以賽什塘—興海蛇綠混雜巖帶為界與柴達(dá)木東部構(gòu)造帶過渡，地質(zhì)構(gòu)造十分復(fù)雜[13-15]。

圖1 共和盆地大地構(gòu)造位置圖

1.2 地層系統(tǒng)

共和盆地周緣造山帶出露的地層主要有古元古界金水口巖群（Pt1J）、石炭—二疊系甘家組（CP2gj）、下—中三疊統(tǒng)隆務(wù)河組（T1-2l）、中三疊統(tǒng)古浪堤組（T2g）和上三疊統(tǒng)鄂拉山組（T3e），印支期花崗巖侵入其中，構(gòu)成共和盆地的基底。基底之上發(fā)育的沉積蓋層主要有下—中侏羅統(tǒng)羊曲組（J1-2yq）、古近—新近系西寧組（EN1x）、中新統(tǒng)咸水河組（N1x）、上新統(tǒng)臨夏組（N2l）和下—中更新統(tǒng)共和組等。

據(jù)位于共和縣縣府駐地恰卜恰鎮(zhèn)南東約5 km處的下—中更新統(tǒng)湖積臺地上、地處共和盆地三級構(gòu)造單元切吉凹陷東緣的GR1干熱巖勘探孔（圖2-a）實鉆資料，恰卜恰一帶沉積蓋層缺失羊曲組和西寧組，咸水河組和臨夏組直接不整合覆蓋于恰卜恰干熱巖體或隱伏印支期花崗巖體之上，而西部的共參1井終孔于5 026.6 m尚未鉆穿西寧組[16]。據(jù)此推測GR1井所在的三級構(gòu)造單元基底具東淺西深的斜坡帶性質(zhì)。

圖2 共和盆地周緣印支期以來主要花崗巖體分布圖

1.3 侵入巖

共和盆地地處宗務(wù)隆—澤庫花崗巖帶內(nèi)。該巖帶以發(fā)育印支期俯沖—碰撞—造山后中酸性花崗巖為特征，花崗巖體呈帶狀、斷續(xù)的長條狀或橢圓狀沿斷裂帶或其一側(cè)分布，侵位時代主要為印支期，并可劃分為北東部的青海南山—澤庫（Ⅰ）與南西部的宗務(wù)隆—鄂拉山（Ⅱ）兩個花崗巖亞帶（圖2-b）[13]。在青海南山—澤庫花崗巖亞帶內(nèi)主要出露有曲庫溫泉（82.2 ℃）、新街溫泉（64.0 ℃）、熱水泉溫泉（93.5℃）和曲乃亥溫泉（96.6 ℃），一定程度構(gòu)成了干熱巖找熱的主要地?zé)岬刭|(zhì)標(biāo)志。

早—中三疊世，共和盆地的前身地處阿尼瑪卿—勉略洋由南向北俯沖、宗務(wù)隆洋由北向南俯沖的構(gòu)造環(huán)境。由于共和盆地與阿尼瑪卿—勉略縫合帶相距較遠(yuǎn)，在其周緣地區(qū)尚未見有相關(guān)花崗巖產(chǎn)出的報道。而北—北東部青海南山—瓦里關(guān)山發(fā)育的江西溝等4個花崗巖體均為宗務(wù)隆洋由北向南俯沖—碰撞的產(chǎn)物[17]。按板塊構(gòu)造觀點，共和盆地內(nèi)隱伏印支期花崗巖體由北（東）向南（西），由中酸性向酸性演化，巖體的侵位年齡由老變新[18]，巖帶的走向與俯沖—碰撞方向垂直，總體呈近EW向或NWW向展布。

重點研究的恰卜恰隱伏干熱巖體北部青海南山發(fā)育中三疊統(tǒng)江西溝花崗巖體和溝后巖漿雜巖體；東側(cè)瓦里關(guān)山一帶發(fā)育中三疊統(tǒng)黨家寺花崗巖體（圖2-a）。恰卜恰地區(qū)10余眼鉆遇隱伏印支期花崗巖基底的地?zé)峥碧娇捉沂荆涸摰貐^(qū)不同類型烴源巖的花崗質(zhì)巖漿在印支期間隔較短地多次集中侵入、反復(fù)套疊或疊置，形成復(fù)式花崗巖巖基，并構(gòu)成盆地基底的主要組成部分。

1.4 主要隱伏斷裂構(gòu)造

共和盆地主要發(fā)育青海南山南緣隱伏斷裂（F3）、茶卡—拉乙亥隱伏斷裂（F4）、哇玉香卡—貴南隱伏斷裂（F5）、賽日欽—達(dá)連海隱伏斷裂（F7）和唐乃亥—羅漢堂隱伏斷裂（F28）等。這些隱伏斷裂構(gòu)造在航磁圖上均有明顯的反映（圖3），不僅對隱伏花崗巖體的分布有控制作用，而且對EGS工程場地選址，乃至規(guī)避干熱巖水力壓裂與流體注采活動誘發(fā)微地震事件[19]等均具重要意義。

圖3 基于航磁ΔT化極等值線等數(shù)據(jù)推斷的主要斷裂構(gòu)造分布圖

2 干熱巖勘查目標(biāo)靶區(qū)圈定

2.1 隱伏花崗巖體的主要地質(zhì)ü地球物理特征

圖4 擠壓環(huán)境下花崗巖體上覆背斜形成機制（a）[27]與推斷的恰卜恰ü達(dá)連海隱伏干熱巖體（b）示意圖

20世紀(jì)80年代以來，我國對隱伏花崗巖體的研究取得了長足的進(jìn)展[20]，認(rèn)為基底斷裂的構(gòu)造交匯地帶常常是隱伏花崗巖體的有利賦存部位。在研究方法上，強調(diào)地質(zhì)與物探等多學(xué)科方法的綜合運用[21]。隱伏花崗巖體的低密度、低重力異常與頂上帶環(huán)形磁異常等配套標(biāo)志，是圈定隱伏花崗巖體的主要依據(jù)[22]。

2.1.1 多沿隱伏斷裂帶分布

已有勘探結(jié)果表明，沉積盆地內(nèi)隱伏花崗巖體多沿區(qū)域性隱伏斷裂、構(gòu)造薄弱帶和隆起帶分布[20,23]。基底斷裂和未出露地表的斷裂都可稱為隱伏斷裂。隱伏斷裂帶指在區(qū)域或局部構(gòu)造應(yīng)力場或因基底斷裂活動，而產(chǎn)生于沉積盆地蓋層中的弱變形趨勢帶[24]。花崗質(zhì)巖漿最重要的上升運移方式為巖漿沿斷裂構(gòu)造通道的巖墻式上升[25]。不管是在區(qū)域性拉張，還是擠壓的構(gòu)造環(huán)境中，都可以在地殼巖石中產(chǎn)生規(guī)模不一的斷裂構(gòu)造，這些斷裂或裂隙密集帶都有可能成為巖漿上升的運移通道[26]。因此，定向排列的隱伏花崗巖體也成為推斷隱伏斷裂構(gòu)造的主要標(biāo)志。

2.1.2 隆升幅度與差異風(fēng)化控制著隱伏花崗巖體的平面形態(tài)

受殼內(nèi)花崗巖重熔界面（MI）的上升波動與起伏影響，造成橫向靜巖壓力差，導(dǎo)致巖漿層之上的蓋層巖石發(fā)生垂向彎曲（圖4-a），受側(cè)向構(gòu)造應(yīng)力影響，形成蓋層同生背、向斜構(gòu)造[27]。

巖漿期后，隱伏花崗巖體與圍巖一旦因構(gòu)造隆升遭受剝蝕，波狀起伏的花崗巖體頂界面上凸部分將首先被剝蝕夷平，進(jìn)而在平面上呈現(xiàn)出單個、孤立的花崗巖體。因此，隆升剝蝕程度越高的花崗巖體在平面上愈近圓形，反之則相反。而勘探揭示出的花崗巖體實質(zhì)上是起伏的花崗巖體頂界面與剝蝕夷平面相交的表象[27]。據(jù)此推測，緊鄰兩個頂部呈駝峰狀的花崗巖體之間可能殘留有圍巖巖系，而深部為相連的花崗巖巖基。這一認(rèn)識有助于對共和盆地隱伏花崗巖體的推斷與歸并（圖4-b）。

2.1.3 常具“體中體”的地質(zhì)結(jié)構(gòu)

隱伏花崗巖“體中體”的地質(zhì)結(jié)構(gòu)特指以先存花崗巖體作為直接隱伏圍巖的隱伏花崗巖體[21]，即相對較新的隱伏花崗巖體侵入相對較老的隱伏花崗巖體內(nèi)。共和盆地內(nèi)隱伏花崗巖“體中體”的地質(zhì)結(jié)構(gòu)，在大地電磁測深（MT）二維反演剖面上多有反映。

露頭域“體中體”花崗巖的預(yù)測標(biāo)志主要包括與侵入活動密切相關(guān)的巖脈、熱液蝕變與構(gòu)造變形等，可通過不同期次侵入體的不同巖脈及其穿插與切割關(guān)系，以及花崗巖體內(nèi)部與脈巖遭受熱液蝕變的期次、垂向上不同深度蝕變類型或疊加次數(shù)來確定。此外，花崗巖體內(nèi)部隱蔽接觸關(guān)系、局部非均質(zhì)組構(gòu)與熱流變形標(biāo)志等，亦有助于隱伏花崗巖體“體中體”地質(zhì)結(jié)構(gòu)的識別。

2.1.4 顯著的重力低異常、環(huán)狀航磁異常與高放射性異常

隱伏花崗巖體侵位時與圍巖發(fā)生的變質(zhì)作用以及與圍巖之間顯著的物性差異，使得隱伏花崗巖體表現(xiàn)出重力低異常、環(huán)狀航磁異常與高放射性異常等特征，從而構(gòu)成圈定隱伏花崗巖體的地球物理組合標(biāo)志[21]。

由于花崗巖體本身屬弱磁性地質(zhì)體，不足以形成明顯的磁異常。而花崗巖體頂部與周圍熱液蝕變帶的磁性往往高出自身磁性的數(shù)十倍，因而構(gòu)成識別隱伏花崗巖體的磁測標(biāo)志[22]。

2.2 干熱巖資源磁法勘查研究現(xiàn)狀

依航磁異常圈定隱伏花崗巖體，我國已有一定的實踐與研究。鄭廣如等[28]依據(jù)高精度航磁資料，對比已知巖體的環(huán)狀磁場特征，結(jié)合地質(zhì)和物化探資料，圈定出隱伏花崗巖體。孫少才等[29]認(rèn)為，強烈的構(gòu)造運動所形成的斷裂帶，常常有巖漿侵入或磁性礦物充填而引起磁異常。趙玉巖等[30]利用航磁數(shù)據(jù)建立了基于插值切割法識別淺覆蓋區(qū)地質(zhì)體的方法。張維宸等[31]提出了圈定隱伏/半隱伏花崗巖體的主要原則。張鵬等[32]基于追蹤隱伏斷裂、隱伏花崗巖體和隱伏礦體的方法，有針對性地建立理想模型進(jìn)行對比分析，并開展了相關(guān)實例研究。趙楠等[33]提出，針對低緩航磁異常區(qū)，利用滑動平均法對1∶50 000航磁數(shù)據(jù)求取剩余異常，進(jìn)行位場分離，提取出弱磁異常信息，結(jié)合地質(zhì)、重力、化探等綜合信息，推斷隱伏巖體，并進(jìn)行野外異常查證的隱伏花崗巖體識別方法。

在地?zé)釁^(qū)，一些高溫地?zé)崽镆寻l(fā)現(xiàn)蝕變地面與磁性強度減弱有著明顯的關(guān)系，減弱是因為磁性礦物的蝕變所致[34]。一般而言，熱儲中的鐵磁性礦物可能會因高溫或水熱蝕變而失去磁性，從而表現(xiàn)為負(fù)磁異常；巖漿巖侵入沉積巖地層時則多表現(xiàn)為正磁異常[35]。

張森琦等[36]基于干熱巖體的物性特征提出，工程上可鉆及的干熱巖體具有“三高”（高電導(dǎo)率、高大地?zé)崃髦岛透叻派湫援惓＃?、“一低”（低波速）和“兩異?！保ㄖ?、磁異常）等特點，認(rèn)為將重磁法、天然地震層析成像法與電磁法勘查相結(jié)合，互為佐證，適用于深部干熱巖體的綜合地球物理勘查。趙叢等[37]提出了將航空和地面綜合地球物理方法相結(jié)合開展干熱巖勘探的思路。與干熱巖資源勘查以地質(zhì)體溫度變化探測為目的可類比的可能實例是：用于煤田火燒區(qū)地質(zhì)體溫度變化的磁法勘查[38]。

目前，沉積盆地隱伏干熱巖體勘查以尋找高溫隱伏花崗巖體為切入點，采用地質(zhì)綜合分析法與綜合地球物理勘查圈定出干熱巖資源勘查目標(biāo)靶區(qū)為基礎(chǔ)，通過鉆探予以驗證來實現(xiàn)。由于1∶50 000航空磁測可快速掌握磁測區(qū)磁場面貌，進(jìn)而劃分出磁性差異大的地質(zhì)體并發(fā)現(xiàn)磁異常[39-40]，而成為干熱巖資源勘查目標(biāo)靶區(qū)圈定的首選。

2.3 磁性地質(zhì)體形成的地質(zhì)因素

2.3.1 實測磁性參數(shù)分析

共和盆地周緣造山帶505件巖石磁性參數(shù)樣品測試結(jié)果表明，不同時代、不同巖性的巖石具不同的磁性。

1）元古宙地層中的部分變質(zhì)巖具一定的磁性。其中，托賴巖群（Pt1T）中的含鐵斜長角閃片麻巖磁性最強，磁化率均值為3 960.0h10－5SI；金水口巖群（Pt1J）中的黑云母斜長片麻巖與湟源群東岔溝組（Pt1d）中的斜長片麻巖磁化率為（2.7～242.0）h10－5SI，部分具中等磁性；金水口巖群中的混合巖具中等磁性，磁化率均值為175.0h10－5SI。元古宙其余地層磁化率為（14.2～25.4）×10－5SI，磁性相對較弱。

2）寒武紀(jì)地層中的變火山巖磁化率為（6.7～443.0）×10－5SI，部分具中等磁性。賽什塘—興海蛇綠混雜巖帶內(nèi)部分變質(zhì)巖具一定磁性。其中，糜棱狀變砂巖與片理化長石雜砂巖磁性較強，磁化率最大值分別為2 450.0h10－5SI和1 750.0h10－5SI；片理化變砂巖具中等磁性，磁化率為217.0h10－5SI；千枚巖磁化率為（4.8～533.5）×10－5SI，部分具中等磁性。

3）共和盆地北東部祁連造山帶內(nèi)的新元古界花崗巖磁化率均值為825.5h10－5SI，奧陶系石英閃長巖磁化率均值為1 147.0h10－5SI，磁性較強；西部賽什塘—興海蛇綠混雜巖帶內(nèi)的輝長巖磁化率均值為1 570.0h10－5SI，磁性較強；印支期花崗巖廣泛分布，磁化率值（0.3～2 500.0）×10－5SI，磁性強弱不一；燕山期花崗巖零星見于共和盆地切吉西，磁化率均值介于（273.6～342.7）×10－5SI。

4）廣泛分布于共和盆地周邊的隆務(wù)河組（T1-2l）和古浪堤組（T2g）淺變質(zhì)沉積地層磁化率為（18.3～31.7）×10－5SI，磁性較弱；其余地層巖石為弱磁性或無磁性。

2.3.2 磁性地質(zhì)體形成的地質(zhì)因素

古元古界變質(zhì)巖與前印支期花崗巖引起的磁異常集中分布于共和盆地北東部的祁連造山帶內(nèi)；蝕變帶與礦化等引起的異常，主要分布于共和盆地北西部青海南山一帶；印支期隱伏中酸性花崗巖體引起的磁異常在共和盆地內(nèi)分布較廣。

根據(jù)共和盆地航磁異常形態(tài)，結(jié)合物性測試結(jié)果和區(qū)域地質(zhì)資料分析，可將引起磁性地質(zhì)體異常的原因歸結(jié)于下：①印支期及以后形成的中酸性花崗巖體受巖漿期后或后期熱液活化改造，致使花崗巖體磁性礦物增加，形成磁性較高的地質(zhì)體；②巖漿熱液沿深大斷裂構(gòu)造通道上侵，導(dǎo)致花崗巖體與圍巖遭受后期熱液蝕變改造，形成磁性地質(zhì)體；③區(qū)域上已知的溫泉多沿斷裂帶出露，表明隱伏印支期花崗巖體磁性來源與深大斷裂導(dǎo)熱關(guān)系密切。

依據(jù)航磁數(shù)據(jù)圈定出的恰卜恰隱伏印支期中酸性花崗巖體，經(jīng)干熱巖鉆探驗證就是隱伏干熱巖體[41]。因此，筆者將共和盆地內(nèi)隱伏印支期磁性中酸性花崗巖體視為干熱巖的勘查目標(biāo)靶區(qū)。

2.4 隱伏磁性花崗巖體的邊界確定

采用以下3種方法對共和盆地隱伏印支期磁性花崗巖體進(jìn)行圈定。

1）埋深0～300 m的淺部磁性花崗巖體。主要以化極垂向一階導(dǎo)數(shù)等值線圖的零值線為主，并參考化極等值線圖進(jìn)行圈定。由于淺部花崗巖體多分布于基巖山區(qū)或近山前地帶，上覆隔熱保溫蓋層偏薄，又地處山區(qū)大氣降水補給帶或山前冷水補給帶，在缺乏溫泉群、成規(guī)模的地?zé)崽锏鹊責(zé)犸@示的前提下，不宜將其視為干熱巖的勘查目標(biāo)靶區(qū)。

2）埋深300～800 m的有限頂埋深磁性花崗巖體。除采用上一方法外，還需結(jié)合航磁不同上延高度圖來綜合確定。個別磁性地質(zhì)體邊界尚需通過異常正演擬合結(jié)果，通過綜合分析確定。

3）埋深800～2 700 m的較深磁性花崗巖體。對共和盆地內(nèi)大面積弱磁異常對應(yīng)的埋藏較深的8處印支期隱伏磁性花崗巖體，基于二階導(dǎo)數(shù)磁源邊界與頂部深度反演方法[42]，即V2D-depth方法進(jìn)行花崗巖體的邊界與頂界面埋深計算，并在具體計算時加以改進(jìn)。具體流程如下：①將航磁異常進(jìn)行化極上延2 km處理后，計算垂向二階導(dǎo)數(shù)（Tzz）與垂向一階導(dǎo)數(shù)的水平導(dǎo)數(shù)（Tzh）；②將上述導(dǎo)數(shù)按式：進(jìn)行計算；③對得到的a值進(jìn)行等值線成圖。其中，0特征等值線大致對應(yīng)花崗巖體的邊界，f4/5特征等值線之間的空間距離減去上延高度與飛行高度后的得值大致對應(yīng)花崗巖體的頂界面埋深。

由于利用航磁數(shù)據(jù)推斷圈定出的隱伏花崗巖體是與周圍地層或花崗巖體磁性差異較大的巖石或巖石組合，未必對應(yīng)某一特定的磁性地質(zhì)體，這與區(qū)域地質(zhì)填圖有一定的差異。典型的實例就是依據(jù)航磁數(shù)據(jù)圈定出的恰卜恰隱伏印支期花崗巖體，經(jīng)鉆探驗證實際干熱巖體大于航磁數(shù)據(jù)圈定的隱伏花崗巖體分布范圍。

進(jìn)一步在1∶50 000高精度航磁測量數(shù)據(jù)反演計算圈定干熱巖體的基礎(chǔ)上，依GR2干熱巖勘探孔外推1/2的原則，確定出恰卜恰干熱巖體東西向長21.2 km、南北向?qū)?4.3 km，平面上呈近橢圓形，面積246.9 km2。天然地震背景噪聲層析成像勘查顯示，在21 km深度范圍內(nèi)，該干熱巖體與熱源發(fā)育相對穩(wěn)定[41]。

2.5 干熱巖勘查目標(biāo)靶區(qū)的圈定

2.5.1 高精度航磁異常數(shù)據(jù)綜合分析

為揭示隱伏印支期花崗巖體、隱伏斷裂構(gòu)造與地表地質(zhì)填圖單元之間的對應(yīng)關(guān)系，將航磁異常推斷的隱伏印支期花崗巖體、斷裂構(gòu)造與地質(zhì)圖套疊進(jìn)行分析（圖5）?？梢钥闯?，該區(qū)隱伏印支期花崗巖體多呈NW向帶狀分布，與區(qū)域隱伏斷裂構(gòu)造展布方向基本一致。部分不規(guī)則狀的隱伏印支期花崗巖體主要出現(xiàn)在共和縣城西，大致沿NE向賽日欽—達(dá)連海隱伏斷裂（F7）分布。其中，NW向構(gòu)造—巖漿帶內(nèi)的花崗巖體，長軸方向與區(qū)域隱伏斷裂構(gòu)造基本一致，可視為是“老物質(zhì)新構(gòu)造”[43]的產(chǎn)物；而沿NE向F7、F28斷裂分布的隱伏印支期花崗巖體形態(tài)多不規(guī)則且大小不等，呈串珠狀分布，可能有“新構(gòu)造熱物質(zhì)”加入。據(jù)此初步認(rèn)為，相當(dāng)于NE向日喀則—狼山斷裂帶[44]或其北東段共和—狼山斷裂帶[45]北枝賽日欽—達(dá)連海隱伏斷裂（F7）與南枝唐乃亥—羅漢堂隱伏斷裂（F28），分別構(gòu)成了共和盆地東、西盆地深部熱流上涌的主通道，與干熱巖資源的成因關(guān)系較為密切。

圖5 推斷的隱伏磁性花崗巖體、斷裂與地質(zhì)填圖單元套疊分析圖

2.5.2 干熱巖勘查目標(biāo)靶區(qū)圈定

筆者基于高精度航磁異常推斷隱伏印支期花崗巖體，結(jié)合隱伏斷裂構(gòu)造空間關(guān)系分析，重點考慮地形地貌、水文地質(zhì)條件、沉積蓋層厚度、隱伏花崗巖體的群聚性與分布面積等因素，綜合確定干熱巖資源勘查目標(biāo)靶區(qū)。

1）地形地貌與水文地質(zhì)條件。因基巖山區(qū)和近山前地帶地處大氣降水補給區(qū)或山前冷水補給帶，在缺乏溫泉群、成規(guī)模的地?zé)崽锏鹊責(zé)犸@示的前提下，發(fā)育于山區(qū)和近山前地帶的淺埋藏隱伏印支期花崗巖體，不宜作為干熱巖資源的勘查目標(biāo)靶區(qū)。然而，受共和盆地南西、北、東三側(cè)造山帶向盆地的逆沖逆掩—逆沖推覆作用影響，可能掩蓋了其下盤掩伏帶[46]部分隱伏干熱巖體，需在今后勘查中予以重視。

2）隱伏花崗巖體的分布面積。推斷出的隱伏印支期花崗巖體應(yīng)具有一定的面積。恰卜恰干熱巖體鉆探結(jié)果表明，按磁性體圈定的隱伏花崗巖體小于經(jīng)鉆探驗證的干熱巖體分布面積。據(jù)此初步確定航磁推斷的隱伏花崗巖體面積應(yīng)大于30 km2，以滿足裝機容量20h104kW時，其所需的干熱巖體面積介于150～200 km2[4]的指標(biāo)要求。

3）隱伏花崗巖體的群聚性。大地電磁測深勘查結(jié)果表明，兩個緊臨的隱伏花崗巖體頂部多呈駝峰狀且深部相連，故可將緊鄰近的兩個或多個隱伏花崗巖體視為一個干熱巖資源勘查目標(biāo)靶區(qū)，如倒淌河南10號和11號、共和地區(qū)的16號和17號（圖5）等巖體深部可能為同一花崗巖巖基。

4）適當(dāng)厚度的沉積蓋層。航磁異常推斷的隱伏花崗巖體應(yīng)上覆一定厚度的隔熱保溫蓋層，初步認(rèn)為小于500 m的泥質(zhì)巖類沉積蓋層厚度偏薄，隔熱保溫性能相對較差；而大于3 000 m的泥質(zhì)巖類沉積蓋層偏厚，干熱巖體埋深過大，鉆探成本過高。因此，適當(dāng)厚度的沉積蓋層是推斷干熱巖資源勘查目標(biāo)靶區(qū)須考慮的主要地質(zhì)條件之一。

基于上述原則，在航磁測區(qū)范圍內(nèi)共圈定出15處隱伏干熱巖資源勘查目標(biāo)靶區(qū)。其中，共和盆地13處，青海湖盆地和同德盆地各1處（圖6）。

圖6 基于航磁數(shù)據(jù)推斷的共和盆地干熱巖勘查目標(biāo)靶區(qū)分布圖

2.5.3 可靠性分析

北西—南東向貫穿共和盆地的寬頻帶流動地震臺陣遠(yuǎn)震記錄剖面地殼淺層速度結(jié)構(gòu)表明，共和盆地淺部沉積蓋層S波速度低，向下延伸至2～3 km深度后，下伏出現(xiàn)明顯的高速地震波速地質(zhì)體，地殼淺層速度結(jié)構(gòu)表現(xiàn)出“淺低—深高”的速度結(jié)構(gòu)特征，說明剖面沿線結(jié)晶基底埋深小于3 km，而高地震波速地質(zhì)體則被解釋為古生代—中生代酸性巖體，且反映出“干熱巖”花崗巖體的埋藏深度[47]。

由圖7可以看出，共和盆地下伏高地震波速地質(zhì)體分布穩(wěn)定，相對連續(xù)，且隱伏中酸性花崗巖體分布具一定的面積性，表明基于航磁測量數(shù)據(jù)推斷的隱伏花崗巖體或干熱巖資源勘查目標(biāo)靶區(qū)可靠程度較高。

圖7 共和盆地ü四川盆地地殼淺層S波速度結(jié)構(gòu)圖（據(jù)本文參考文獻(xiàn)[47]修改）

3 隱伏花崗巖體分布規(guī)律

3.1 典型隱伏花崗巖體解釋

以達(dá)連海隱伏印支期花崗巖體（青C-2013-79異常，圖5中的16號花崗巖體）為例，采用向上延拓的處理方法進(jìn)行解釋與推算。已知溝后花崗巖體（青C-2013-66異常，圖5中的9號花崗巖體）ΔT最大值為164 nT，且部分花崗巖體出露地表；青C-2013-79異常ΔT最大值為40 nT（圖8-a），采用V2D-depth方法反演出16號花崗巖體多個位置的埋深在1 500～1 850 m（圖8-d），取1 700 m。現(xiàn)將航磁ΔT數(shù)據(jù)向上延拓1 700 m，延拓后9號花崗巖體相當(dāng)于下降了1 700 m，與原來的16號花崗巖體頂界面埋深基本相同。經(jīng)向上延拓1 700 m后，青C-2013-66異常值衰減為41 nT，與青C-2013-79異常值處在同一數(shù)量級上（圖8-c），說明推測合理。同時，也從航磁角度驗證了青海南山南緣隱伏斷裂（F3）和賽日欽—達(dá)連海隱伏斷裂（F7）的存在。

沿賽日欽—達(dá)連海隱伏斷裂（F7）分布的青C-2013-66和79異常，推斷其地質(zhì)成因均由印支期花崗巖體所引起，且沿NE向賽日欽—達(dá)連海隱伏斷裂大規(guī)模侵入，形成NE向帶狀異常，此時引起青C-2013-66異常的9號花崗巖體與引起青C-2013-79異常的16號花崗巖體頂界面埋深大致相同，青C-2013-66、青C-2013-79的異常值也基本處于同一數(shù)量級上。之后因印支末期—燕山期構(gòu)造運動，特別是新生代以來青海南山的構(gòu)造隆升以及沿青海南山南緣斷裂由北向南逆沖推覆，近青海南山附近的共和盆地基底不斷撓曲壓陷，南側(cè)16號花崗巖體亦隨著盆地基底相應(yīng)下降，進(jìn)而導(dǎo)致現(xiàn)青C-2013-79異常強度明顯弱于其北側(cè)的青C-2013-66。

3.2 典型隱伏花崗巖體頂界面埋深推算

共和縣恰卜恰干熱巖體已得到干熱巖鉆探與深井測溫驗證，依據(jù)V2D-depth方法[40]，求得GR1井南隱伏印支期花崗巖體頂界面埋深為1 350 m，與實鉆花崗巖體頂界面埋深基本一致，說明V2D-depth方法適用于共和盆地花崗巖體頂界面埋深計算。反演得到的典型隱伏印支期花崗巖體頂界面埋深見圖9和表1。由圖9可以看出，共和盆地內(nèi)的隱伏花崗巖體頂界面埋深介于800～4 000 m。推測貴德盆地與同德盆地隱伏花崗巖體頂界面埋深300～2 000 m。

共和盆地內(nèi)，由共和縣恰卜恰地區(qū)向西，隱伏花崗巖體埋深逐步增大。由恰卜恰地區(qū)的800～1 350 m增加到塘格木地區(qū)的2 100～4 000 m，再向北西的共參1井，基底埋深大于5 000 m，即在東西方向上，由東向西，隱伏花崗巖體埋深不斷增大；在南北方向上，由盆地北東緣恰卜恰地區(qū)的800～1 350 m向南增深到馬場八隊一帶的1 400～2 300 m。由盆地南東緣的750 m向北增深到馬場八隊一帶的1 400～2 300 m，即由盆地南、北緣向盆地中心，隱伏花崗巖體埋深有不斷增深的趨勢（圖9）。

圖8 基于航磁數(shù)據(jù)推斷的恰卜恰和達(dá)連海隱伏干熱巖體分布范圍圖

若以圖9中的AüB線為界可分為東、西兩個干熱巖資源勘查區(qū)。東部除恰卜恰干熱巖體外，達(dá)連?！＠?處隱伏印支期花崗巖體埋深750～2 300 m，可作為先期干熱巖資源勘查目標(biāo)靶區(qū)；塘格木與新哲四隊2處隱伏印支期花崗巖體埋深2 750～4 000 m，可作為遠(yuǎn)景勘查目標(biāo)靶區(qū)。

圖9 基于高精度航磁測量數(shù)據(jù)的隱伏花崗巖體頂、底界埋深推算圖

3.3 典型隱伏花崗巖體底界埋深推算

共和盆地隱伏印支期花崗巖體底界埋深主要依據(jù)航磁化極數(shù)據(jù)，采用對數(shù)功率譜方法，對重點關(guān)注的3處隱伏印支期花崗巖體進(jìn)行計算（圖9中的紅色三角形位置及黑色數(shù)字注記）。結(jié)果表明，3處隱伏印支期花崗巖體底界埋深由北至南依次為11.8 km、11.2 km和16.8 km。受計算方法與航磁數(shù)據(jù)處理精度影響，該底界埋深數(shù)據(jù)僅供參考。

4 結(jié)論

1）基于 1∶50 000高精度航磁測量數(shù)據(jù)反演計算，圈定出的恰卜恰隱伏印支期中酸性花崗巖體，經(jīng)綜合地球物理勘查和鉆探驗證，即為干熱巖體，表明高精度航磁測量適用于區(qū)域性干熱巖資源的初步勘查與干熱巖資源勘查目標(biāo)靶區(qū)圈定。

2）在高精度航磁異常推斷的隱伏印支期磁性花崗巖體基礎(chǔ)上，綜合考慮地形地貌、水文地質(zhì)條件、分布面積與群聚性，以及沉積蓋層厚度等因素，在航磁測區(qū)范圍內(nèi)共圈定出15處隱伏干熱巖資源勘查目標(biāo)靶區(qū)。其中，共和盆地有13處，青海湖盆地和同德盆地各1處。

3）航磁測區(qū)內(nèi)，隱伏印支期磁性花崗巖體主體呈NW向帶狀分布，與區(qū)域隱伏斷裂構(gòu)造展布方向基本一致。部分不規(guī)則狀的隱伏印支期磁性花崗巖體，主要出現(xiàn)在共和縣城西，大致沿NE向賽日欽—達(dá)連海隱伏斷裂分布。初步分析認(rèn)為，賽日欽—達(dá)連海隱伏斷裂與唐乃亥—羅漢堂隱伏斷裂分別構(gòu)成了共和盆地東、西盆地深部熱流上涌的主通道，與干熱巖資源的成因關(guān)系較為密切。

表1 共和盆地隱伏中酸性花崗巖體頂界面埋深計算結(jié)果表

4）隱伏印支期磁性花崗巖體頂界面埋深計算結(jié)果表明，由已知的東部恰卜恰干熱巖體向西，各隱伏崗巖體埋深逐步增大；在南北方向上，由盆地南、北緣向盆地中心，埋深有不斷增深的趨勢。