云南腾冲火山–地热构造带科学钻探选 址预研究

科学意义

 

  地处印度板块与欧亚大陆碰撞前缘的腾冲地块是青藏高原东南缘构造最复杂、岩浆活动最活跃、矿产资源丰富、地热异常最高的地区, 也是中国西南唯一具有潜在火山灾害的地区。前人从不同角度对腾冲地块构造演化、岩浆活动和成矿作用进行了研究, 从总体上勾勒出腾冲地块在青藏高原形成演化过程中的构造角色, 以及在三江地区构造格局中的位置。但是, 由于该区经历了多期构造运动的改造, 岩浆活动和成矿作用具有多期次、多阶段的特点, 地质条件十分复杂, 加之地形变化大、交通条件较差、植被覆盖率高等因素的影响, 地质研究程度总体较低。如腾冲地块内构造变形样式及其演化, 岩浆活动特征及其与冈底斯花岗岩带的成因联系, 火山岩盆地的形成机制, 火山喷发旋回及其与新生代构造活动的关系, 导致地块内以锡为主的多金属成矿带与冈底斯岩浆岩带中以斑岩铜矿为主的多金属成矿带明显不同的内在因素、以及高热异常区的成因等方面的研究都比较薄弱, 极大地制约了揭示该区在青藏高原构造演化过程中的动力学机制和青藏高原东南缘壳–幔动态演变过程。由此可见, 腾冲地区处于印度板块与欧亚大陆挤压碰撞带的前缘地带, 经历了中特提斯洋和新特提斯洋俯冲闭合、地块旋转、逃逸等大规模构造运动及相应的岩浆活动和成矿作用改造, 形成了集大型走滑构造、岩浆活动、地热和大型有色金属成矿作用于一体的构造变形域, 是研究青藏高原物质向东南流动和逃逸动力学机制及新生代火山活动和成矿作用的最理想地区, 是实施科学钻探工程的首选地区之一。

 

  地质背景

 

  西南“三江”(金沙江, 澜沧江, 怒江)构造带位于 冈瓦纳古陆与欧亚古陆的挤压碰撞带, 特提斯与环太平洋两个巨型造山带的结合部, 是古特提斯洋(澜沧江洋、哀牢山–金沙江洋)和新特提斯洋(怒江洋)相继俯冲碰撞促使兰坪―思茅地块、保山―孟连地 块和腾冲地块于燕山晚期相互拼合(从柏林等, 1993)形成的复杂构造带, 在喜山运动期间, 印度板块向北俯冲碰撞导致青藏高原东南缘块体发生大规模旋转和逃逸(Tapponnier et al., 1982), 块体之间发生大规模走滑作用(罗照华等, 2006a), 形成由总体走向近南北, 向北收敛、向南撒开的三条大型走滑构造带和三个地块组成的构造格局。

 

  腾冲地块(包括向西南延伸至缅甸境内部分)位于三江构造带西部, 夹于怒江和缅甸东部密支那缝合带之间, 是经历怒江洋(170~100 Ma, 莫宣学等, 2006)和密支那(或雅鲁藏布)洋(150~65 Ma, 莫宣学等, 2006)消亡、印度板块向北俯冲碰撞而发生大规模旋转、逃逸、走滑形成的青藏高原东南缘构造变形域的一部分。在大地构造上, 怒江缝合带是班公 湖―怒江缝合带的南延部分, 缅甸东部密支那缝合带则向北与雅鲁藏布江缝合带相连, 因而腾冲地块与拉萨地块相对应, 腾冲地块东部侏罗–白垩纪岩浆岩带与念青唐古拉岩浆岩带连接, 腾冲地块西缘盈江岛弧性质的同碰撞花岗岩带与西藏著名的冈底斯岩浆岩带可归属为同一个构造单元(季建清, 2000)。

 

  腾冲地块内部的构造变形十分醒目。东部以近南北向怒江大型走滑构造带(又称高黎贡走滑构造带)与保山―孟连地块相连, 西部以南北向那帮大型走滑构造带为界, 在两个走滑构造带之间还出露有不同尺度、不同层次的近南北向韧性走滑剪切带, 如槟榔江韧性走滑剪切带等, 它们均以右旋走滑运动为主。同位素年代学研究表明, 槟榔江韧性走滑剪切带形成于56 Ma, 怒江大型走滑作用主要发生于22~24 Ma(季建清, 2000)和11~14 Ma(Ding Lin et al., 1993), 那帮右行走滑构造带也有19~23 Ma和13 Ma两期大规模走滑作用(季建清等, 2000)。因此, 槟榔江构造带的形成时代可与印度–欧亚大陆主碰撞期(65~45 Ma, 莫宣学等, 2003)相对应, 怒江和那帮构造带的大规模走滑作用时期与东部的哀牢山－金沙江构造带的走滑作用时代19~24 Ma(Zhong Da-lai et al., 1989; 王江海等, 2001)一致。展示出腾冲地块内的构造变形域是对青藏高原东南部两大陆碰撞作用发生块体运动的响应, 对于揭示印度–亚洲大陆 碰撞过程中的构造效应具有重要的意义。

 

  中、新生代岩浆活动频繁, 夹持于怒江和那帮 两条边界性构造带之间的腾冲地块先后经历了燕山期怒江洋闭合、腾冲地块与保山―孟连地块碰撞和 喜山期印度板块向北俯冲而发生旋转、逃逸的两次大规模构造运动, 致使宽仅100 km的腾冲地块内爆发了燕山期和喜山期两次大规模的岩浆活动, 形成约占全区面积50％的中生代和新生代花岗岩及分布于盈江―梁河―腾冲北北东–近南北向盆地中的新生代火山岩。腾冲地区的花岗岩呈走向近南北的带状分布。自西向东依次可分为东河、古永和槟榔江三个花岗岩带, 形成时代依次为晚侏罗世–早白垩世、晚白垩世和古近纪。前两个花岗岩带分别与燕山期怒江洋壳俯冲、腾冲地块与保山―孟连地块碰撞有关, 代表了怒江洋壳向腾冲地块俯冲、闭合过程中的岩浆响应(杨启军等, 2006); 槟榔江花岗岩带内的岩浆活动主要经历了65~59 Ma、54~52 Ma和43~41 Ma三个高峰期(董方浏等, 2006), 分别与印度板块与欧亚大陆对接碰撞(65 Ma)、主碰撞(65~45 Ma)和后碰撞(＜45 Ma)(Mo et al., 2002; 莫宣学等, 2005)相对应。总体来看, 腾冲地块东部的花岗岩与怒江洋壳的俯冲碰撞有关, 西部花岗岩带的形成是对密支那洋壳俯冲碰撞的反映。花岗岩类的组合特征是区域构造背景的指示器, 其侵位机制依岩浆体的规模大小不同而有别, 因而花岗岩体的构造特征及其形成时间尺度是再造区域构造演化的重要基础之一。

 

  腾冲地块中的火山岩分布于狭窄的北东–北北 东向的弧形盆地中。在东西宽50 km, 南北长90 km的范围内分布有68座火山口(图4), 火山熔岩分布面积792 km2, 主要为玄武岩类和安山岩类, 属于高钾钙碱性岩系列。火山活动始于中新世, 喷发活动延续至全新世(17.8~0.09 Ma, 穆治国等, 1987; 姜朝松等, 1998), 具有明显的多期活动性质, 从盆地中部向东、西两侧由新逐渐变老的特点: 第一期火山活动以东部陇川断裂带附近最强, 向西减弱, 以熔岩溢出为主; 第二期火山活动受大盈江―古永弧型断裂带控制, 中心腾冲一带活动较强; 第三期火山活动分布于腾冲南北一线第二期火山活动范围内, 是区内火山活动强度最弱的一期; 第四期火山活动位于腾冲以北至固东街一带, 呈南北向串珠状分布。腾冲火山被归属为有活动迹象的火山(洪汉净等, 2007), 具有潜在的喷发危险(姜朝松等, 2004), 其危险性仅次于长白山天池火山。因此, 火山灾害预测成为一个面临的挑战。

 

  中、新生代大规模成矿作用强烈, 腾冲地块中的以锡为主的有色金属成矿带是著名的东南亚锡矿带的北延部分。他们的形成与中、新生代构造–岩浆活动关系密切, 如早白垩世东河岩体群花岗斑岩与铅–锌(锡)矿化关系密切(董方浏等, 2005), 晚白垩世古永岩体群和早第三纪槟榔江岩群花岗岩与锡–钨及稀有金属矿化关系密切(毛景文, 1988)。根据裴荣富(1995)的统计, 大多数内生金属矿床都与火成岩有关, 且成矿作用往往是一种岩石圈灾变过程(邓晋福等, 1999), 具有很短的时间尺度(罗照华等, 2006b)。因此, 深刻揭示腾冲地区花岗岩类的形成机制及其与成矿作用的关系, 不仅有助于理解该区的地质历史, 对于发展西部经济也具有现实的意义。

 

  与火山活动有关的地下热泉丰富, 腾冲地区地下流体出露广泛, 热水活动强烈。特别是腾冲西南 热海一带, 高温热泉随处可见, 现已发现温泉139处, 其中大部分为高温热泉, 展示出腾冲地区蕴藏着巨大的地热能开发潜力, 将是我国环保能源、绿色能源开发的重要基地。同时也显示出腾冲地区现今构造运动活跃, 并暗示可以据此研究深部气体对现今气候环境的影响。

 

  当前, 尽管不同分支学科的学者在各自的领域取得了丰硕的成果, 但仍存在一些重大问题有待解决, 如班公湖―怒江缝合带经过东构造结后如何向南延伸, 腾冲中、新生代花岗岩带与冈底斯花岗岩带除形成时代一致外, 形成的构造背景及有关的金属矿床方面仍存在较大差异, 腾冲地块内火山岩盆地的形成与大型走滑作用的关系等。所有这些问题的出现展示出地球科学的复杂性和开展学科间的交叉、渗透与综合研究的必要性, 以及获取地壳深部信息的重要性。腾冲地区因其复杂的地质演变历程及特殊的构造位置而展露其成为研究青藏高原隆升、块体旋转、逃逸机制不可替代的综合地质科研基地选区。腾冲火山地热构造区是我国大陆地区唯一确认与近代火山活动有直接成因联系的高温地热 区, 地表水热活动规模宏大, 水热蚀变现象强烈,  钙华、硅华、硫华随处可见。构造区具有明显的高热流背景(汪缉安等, 1990; 徐青等, 1997), 钻孔实测热流值平均大于90 mWm?2, 大大高于中国大陆地区65 mWm?2左右的区域背景热流值(黄少鹏, 1989; 胡圣标等, 2001), 而且地幔热流远大于地壳岩石放射性生热的热流贡献(徐青等, 1992a, b), 热岩石圈厚度小。这一地区的高热流和深部热结构特征是与该地区自新生代以来持续经历强烈的地壳运动和火山活动的热构造演化历史以及存在上地壳岩浆囊的多方面资料一致的。

 

  地球物理和地球化学资料表明, 腾冲火山地热构造区上地壳存在岩浆囊, 但不同的方法给出的岩浆囊位置和深度有所不同。大地电磁测深(MT)资料表明(白登海等, 1994), 腾冲热海至热水塘一带地下7～27 km存在一个岩浆囊。三维地震速度地壳层析成像(王椿镛等, 2002)显示岩浆囊的深度可能在5～12 km的深度范围。根据多年流动数字地震台网观测到的震群分布和震源机制分析, 有学者判断在深度14 km内存在2个岩浆囊体(叶建庆等, 2003)。而赵慈平等根据温泉化学温标数据分析则认为区内存在3个岩浆囊(赵慈平等, 2006)。激光测距(黎炜等, 1998)和GPS监测(李成波等, 2007)也表明这一带地下有岩浆活动。王椿镛等的层析成像结果还表明, 区内除上地壳呈低速异常外, 上地幔也呈低速异常,  因此推测地壳内岩浆来源于上地幔, 岩浆囊的温度 估计不低于500(℃上官志冠, 2000)。  地球深部蕴藏着巨大的能量。目前普遍认为,  腾冲地热区的地热能主要来源于与上地壳岩浆囊相关的高温岩体, 地壳岩石中放射元素蜕变和区内新 生代强烈的构造活动引发的断层摩擦也可能有一定的热贡献。印度板块与欧亚板块两个大陆板块碰撞在这一地区地下形成了一系列深大断层, 在地表造就了高山地貌。深大断裂为地下水深循环提取深部热能提供了通道, 高山地貌则为地下水循环提供了水动力条件。腾冲位于热带和亚热带季风气候区, 雨量充沛, 年降雨量1480 mm, 为地热循环系统提供了必要的水源。地下热水在地壳浅层储存形成地热储, 在地表大面积出露则为地热田。

 

  目前腾冲火山高温地热构造区内最具开放潜力的地热区是热海热田。该热田基底岩层为元古界高黎贡山群变质岩, 下部是燕山期以来的花岗岩, 上部有第三系不整合沉积。再上为第四系火山岩覆盖(上官志冠, 2000)。根据各种地球化学温标估计, 热海热田的热储温度可能高达250以上, 并呈东高西低分布(廖志杰等, 1999)。热海地区的热泉水温都在100℃左右, 近年的水热活动似有增强趋势, 发生过多起水热爆炸事件(廖志杰等, 1999)。1976年, 在热海硫磺塘施工钻孔时, 在浅层13 m处发生3次大井喷, 水柱高25 m, 气柱高36 m, 水温达145℃。根据云南省电力部门测算, 热海热田面积8.5 km2。热田天然流量2.8379万千卡/秒, 可满足建设10万千瓦装机容量的地热电站的热能需求。腾冲火山地热区集火山遗迹、地热景观及宜人的气候条件和秀美奇异的山川风光构成重大旅游资源, 已经被国土资源部列为“火山地热国家地质公园”。

 

  科学目标和研究内容

 

  通过对腾冲地块东、西两侧的怒江和那帮韧性走滑剪切带及地块内部主要走滑剪切带的变形特征、性质、变形序次的几何学、运动学的研究, 同构造花岗岩的微构造要素、形成时限的确定, 阐明大型韧性走滑剪切带的走滑过程及其对青藏高原物质向东南的流动和逃逸的贡献, 以及对地块内新生代火山岩盆地的制约; 通过深部地质地球物理探测、高分辨率定量热红外遥感技术和先导孔实验查明盆地内火山岩区的三维地质结构和中、新生代花岗岩的空间分布、岩石地球化学特征及锡多金属成矿作用机制, 查明地热异常区的分布及其与构造运动和岩浆活动的关系; 通过构造地质学、岩石学、矿床学、同位素地质学和地球化学对比, 查明腾冲 地块与冈底斯岩浆岩带中岩浆活动的构造背景联系, 确定腾冲地块在青藏高原隆升过程中的动力学响应;  通过实施1~2口钻探实验, 查明火山喷发旋回、岩浆演化序列及其与大规模走滑作用的内在联系, 为高热异常区实施钻探工程提供各种地质地球物理参数, 论证该区进行深孔科学钻探的必要性和可行性, 为在腾冲地区及类似地热异常区开展科学深钻做可行性技术准备。