小树旁的小树
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金旭
（长春科技大学，吉林130026）
Ehara Sachio（江原幸雄）
（Faculty of Engineering,Kyushu University,Fukuoka,Japan）
许惠平
（长春科技大学，吉林130026）
摘要沿着满洲里—绥芬河地学断面自西向东，热流值的变化为：属鄂尔古纳地体的满洲里西南乌奴格吐山为30mW/m2；海拉尔盆地18个热流值的平均值为59mW/m2；大兴安岭地体多宝山地区3个测量值的平均值为40mW/m2；松辽盆地9个热流值的平均值为70mW/m2；佳木斯地体富锦地区为47mW/m2；鸡西盆地3个测量值的平均值为54mW/m2。结果显示，盆地的热流值较高而山区和古老地体（鄂尔古纳和佳木斯地体）的热流值较低。沿该地学断面，热流值与莫霍面及地壳、上地幔内高导层的埋深变化有很好的对应关系。根据Cermak和Rybach的理论，基于折射数据，作者进行了P波速度转换成生热密度的计算。计算结果用来估算各地体中地壳和地幔热流分量。这一结果也显示沿该断面不同地体所具有的地幔热流的差异。地幔热流值自西向东的变化：鄂尔古纳地体为23mW/m2，海拉尔盆地为33mW/m2，大兴安岭山区为33mW/m2，松辽盆地为50mW/m2，佳木斯地体为25mW/m2。这显示地幔热流值在古老的鄂尔古纳和佳木斯地体非常低，在松辽盆地非常高，而在海拉尔盆地和大兴安岭居中。可以断言，断面域不同地体地壳、上地幔热结构的差异引起热流分布的变化。计算结果显示，各地体地幔热流和壳内10km层位上下部对地表热流具有不同贡献。
关键词热流地幔热流热结构地体构造
1引言
本次研究所获热流剖面近乎平行于中国东北满洲里至绥芬河GGT断面。这些热流数据可用于确定这一地区的热结构、热演化及深部动力学过程，也可用于解释地壳、上地幔的结构。
热流值表示通过地壳地表每单位面积、单位时间内所释放的热流量。热流值的大小与深部热过程、深部动力学过程及地壳、上地幔的结构密切相关。热流分布的研究不仅能澄清地壳、上地幔热结构和热过程，而且还能揭示地质构造特别是盆地构造的成因。这一研究也提供了与油气开发有关的确定盆地古地温的一种约束条件，并为该区地热能的开发利用提供了重要数据。
2井中温度测量
2.1满洲里附近乌奴格吐山地区
该区温度测量是在两个金属矿勘探井（井号6501和6502）进行的，两井完钻后搁置已数月，可以认为井中温度已近趋平衡。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℃/100m。6502井最大测温深度为70m，温度线性梯度段在60～70m之间，地温梯度为1.00℃/100m（图1）。两口井相距仅50m左右，井口标高差为10m，因而两者温度线性梯度段深度几乎相等。
2.2黑龙江嫩江地区多宝山铜矿区
温度测量是在六口勘探井进行。因为完井后经历了很长一段（约10年）时间[5]，这些井完全达到了平衡温度，因而是热流测量的理想钻孔。井号分别为ZK757、ZK709、ZK819、ZK716、ZK856和ZK842。上述井中测温最大深度分别为90m、235m、70m、80m、370m和400m。线性梯度段开始的深度为30～40m。所获地温梯度为1.10℃/100m至1.40℃/100m之间。ZK709、ZK856和ZK842井的温度—深度关系曲线如图1中所示。
图16501、6502、ZK842、ZK856、ZK709、水—2、90—水13和93-156井温度—深度关系
2.3黑龙江鸡西盆地
这一地区每年都钻许多勘探井，其中选了90-水13、水-2和93-156井进行了地温测量。90-水13井完钻已数年，水-2井搁置已3个月，因此，这两口井井温可以认为已趋平衡状态。93-156井完钻后稳定时间只55小时。90-水13、水-2和93-156井最大测温深度分别为410m、390m和500m，温度线性梯度段分别为170～370m、150～390m和120～480m，温度梯度为3.7℃/100m、3.9℃/100m和2.9℃/100m。90-水13、水-2和93-156井的温度-深度关系示于图1中。
3热导率测量
满洲里6501井取了4块岩心标本，ZK842、ZK856、ZK525、93-15、88-水4、水-2和93-156井分别取了8块、5块、5块、3块、4块、5块和10块岩心标本。对这些岩心标本的热导率数据的测量是在中国科学院地质研究所地热实验室以环形热源法进行的。其结果汇总于表1。
表1岩心热导率测量结果
续表
3.1热流值的确定
热流值以如下公式进行计算
岩石圈构造和深部作用
其中q为热流（单位为mW/m2），k为热导率[单位为W/（m·℃）]，而dT/dz为温度梯度（单位为C/100m）。6501、ZK842、ZK856、ZK709、90-水13、水-2及93-156井地温线性变化段的温度梯度分别为1.0℃/100m、1.3℃/100m、1.4℃/100m、1.1℃/100m、3.7℃/100m、4.3C/100m和2.9℃/100m。利用以上所测得的热导率值，以公式（1）进行大地热流计算。热流值的计算结果如下：6501井为30mW/m2,ZK842井为40mW/m2,ZK856井为41mW/m2,ZK709井为40mW/m2,90-水13井为57mW/m2，水-2井为70mW/m2，而93-156井为35mW/m2。ZK709井的岩心热导率数据采用了与其仅隔200m远的ZK525井的数据。
沿着这一GGT断面海拉尔盆地[5]和松辽盆地[12,13]分别已有8个和10个热流值。上述这些热流值全部都列于表2。热流分布示于图2。
3.2地壳内生热率垂向分布计算
为了由热流数据建立地体热结构模型，作者探讨了Cermak[2～4]和Rybach[9]所提出的地震波速和生热率之间的统计关系理论。根据这一理论，作者进行了折射P波速度向生热率转换的计算。计算结果可用来估算地体中热流的地幔和地壳分量。
在5个不同地区，Vp—A关系用来进行转换计算。它们是满洲里附近乌奴格吐山地区、海拉尔盆地、多宝山地区、安达和鸡西盆地（图3、4、5、6、7）。
表2断面域及其附近地区热流数据汇编
注：括号内数据为样品数。
图2热流测点（△）分布
图3乌奴格吐山地区地震波速—生热率转换
图4海拉尔盆地地震波速—生热率转换
图5多宝山地区地震波速—生热率转换
图6安达地区地震波速—生热率转换
图7鸡西盆地地震波速—生热率转换
4地壳、上地幔的热结构
4.1一维平衡状态热结构
利用一维平衡状态热传导方程，可得到温度和热流分量，如表3所示。
表3地幔热流和其它参数
4.2二维平衡状态热结构
我们知道，二维有限元模拟是地壳、上地幔热结构研究的有力工具，对于GGT断面二维温度分布研究也不例外。不同点只是计算时所采用的参数不同而已。由于整个欧亚板块和太平洋板块以及断面内几个地体的运动学参数，诸如板块汇聚速度、断层运动速度、侵蚀率、板块的缩短、增厚、拉伸等因素的不确定性，此次二维有限元模拟只限于稳定状态条件之下。
二维有限元模拟主要用来揭示地壳、上地幔的二维热结构。依据地质和地球物理等方法获得的构造模型来建立简化的计算模型。文中简化模型中分层是根据地震折射和反射层、沉积层、结晶基底和莫霍面而设。分块考虑了不同地体（鄂尔古纳、大兴安岭、佳木斯和兴凯地体）和盆地（海拉尔和松辽盆地）。
二维有限元方程为
岩石圈构造和深部作用
其中P为密度，c为比热容，κ为热导率，而A为生热率。若考虑稳定状态，则温度不随时间而变，方程简化为
岩石圈构造和深部作用
该式也可用下列泛函取极小值表示：
岩石圈构造和深部作用
其中I为能量函数，S为研究区域，τ为区域之边界，qn为穿过边界的热流密度，κ为热导率，而A为生热率。根据这些方程，若κ、A和边界条件已知，则通过计算可获得温度分布。其结果如图8所示。
图8满洲里至绥芬河断面垂向温度分布
图中等值线单位：℃
5结论和讨论
沿断面自西向东热流值的变化如下：属鄂尔古纳地体的满洲里西南乌奴格吐山地区为30mW/m2；海拉尔盆地18个热流值的平均值为59mW/m2；属大兴安岭地体多宝山地区3个热流测值的平均值为40mW/m2；松辽盆地9个热流值的平均值为70mW/m2；佳木斯地体富锦为47mW/m2；鸡西盆地3个测值的平均值为54mW/m2。沿着断面热流的变化示于图9。热流测量受可供温度测量的钻孔分布的限制，这已是共认事实。断面附近大兴安岭和张广才岭地区热流值匮乏，因此，图9中这一段热流以虚线表示。热流值在盆地高而在山区和古老地体（鄂尔古纳和佳木斯地体）低。
热流值和莫霍面埋深有密切关系。一般的规律为高热流值对应浅莫霍面埋深[1]。本断面莫霍面由折射地震探测所获[7]，在西部鄂尔古纳地体为约40km深，海拉尔盆地为37km深，松辽盆地为33km深，东部佳木斯地体为39km深。上述热流值的高低与莫霍面埋深直接相关（图9）。这些相关关系在中国其它地区也易发现[6]。
热流值和壳内高导层（CHCL）和上地幔高导层（UMHCL）埋深关系也很密切。这一关系表现在Adam的经验公式：h=h0q-a，其中h为高导层埋深，q为构造热流值，h0与指数a为某一地区代表构造属性的参数。图9中也画出了由大地电磁测深[7]所得出的壳内和幔内高导层埋深的变化。缺乏热流测点的大兴安岭和张广才岭地区热流值起伏变化，是由该地区莫霍面和壳、幔内高导层的埋深变化而构画。
很显然，松辽盆地和海拉尔盆地热流分布有明显差别。松辽盆地热流值比海拉尔盆地高，而且超过全球平均值（63mW/m2）[8]。这意味着两个盆地的形成机制和构造特点有很大差别。松辽盆地高热流的起因除了莫霍面和上地幔上隆的影响之外还与以下3个因素有关[13]。第一，松辽盆地基底分布大面积的加里东期、海西期及燕山期花岗岩，其生热率高；其次，松辽盆地是中国东部环太平洋裂谷系的一个组成部分，是一个裂坳复合型盆地，其地壳的拉张作用造成热活动的加强；第三，松辽盆地属于封闭型滞留盆地，没有泄水区，地下水流动缓慢，平均流速仅6.1mm/a，大量的热量不易散失，特别是由于快速湖侵形成的大面积厚层泥岩，它具有良好的聚热和隔热性能，故使来自深部的热能较好地保存下来。
图9沿断面域大地热流和地幔热流的变化及地质结构
F1—德尔不干断裂；F2—嫩江断裂；F3—佳伊断裂；F4—牡丹江断裂；F5—敦密断裂
计算结果也表明，断面域不同地体构造单元其地幔热流的大小不同。从西到东其值变化为：鄂尔古纳地体为23mW/m2，海拉尔盆地为33mW/m2，大兴安岭地区也为33mW/m2，松辽盆地为50mW/m2，而佳木斯地体为25mW/m2。可见，地幔热流值在鄂尔古纳和佳木斯等古老地体很低，在松辽盆地很高，而在海拉尔盆地和大兴安岭地区居中。由此可认为，壳、幔热结构的差异引起断面域不同构造单元大地热流分布的不同。从计算结果可知，不同地体构造单元的地幔热流和壳内以10km深层位的上部和下部对地表热流有不同的贡献。
断面域内两个大的盆地——松辽盆地和海拉尔盆地不仅从地幔热流的形态而且从壳内热结构、都属性质上差别很大的两种类型。松辽盆地的地幔热流为50mW/m2，约占地表热流的60%，而海拉尔盆地的地幔热流为33mW/m2，约占地表热流的52%。两者相差很大，说明两个盆地上地幔热结构有很大差别。两个盆地热结构的不同与所处构造部位有关。据最近日本学者通过地震波层析成像所揭示的地幔构造和板块下插历史的对比研究结果表明[10]，松辽盆地下方由于插入的太平洋滞留“冷”板块从上部地幔向下部地幔下落时，为了补偿其下落部分，必然从下部地幔向着上部地幔产生“热”地幔羽的上升运动。“热”地幔羽的这种上升，或许可以认为是造成松辽盆地具有高异常地幔热流的根本原因。从计算结果所显示壳内热结构的角度看，松辽盆地壳内10km深层位上部对地表热流的贡献（22.2mW/m2）比下部贡献（8.8mW/m2）大得多，而在海拉尔盆地上、下部的贡献（分别为15.8mW/m2和14.3mW/m2）几近相等，说明松辽盆地地壳内生热的放射性元素向地表的富集程度比海拉尔盆地高，即从壳内岩性的分布角度看，松辽盆地酸性、基性和超基性岩的分异程度比海拉尔盆地高。以上情况与松辽盆地下面5～13km深度范围内分布巨厚花岗岩的事实相吻合[13]。
致谢感谢中国科学院地质研究所汪集旸院士和沈显杰研究员的指导和帮助，也向中国科学院研究生院石耀霖教授对二维有限元计算所给与的协助表示感谢。英文稿件完成过程中，周云轩副教授给予了热情帮助，在此亦表谢意。
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2021电子商务毕业论文参考文献
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