鄂尔多斯盆地中生代晚期以来大地热流的变化.pdf

研究成 果 矿 物岩石地球 化学通报 Bu l l e t i n o f Mi ne r a l o gy 。 P e t r o l o g y a n d Ge o c h e mi s t r y Vo 1 ．2 3 No ．4 ，2 0 04 Oc t ． 鄂尔多斯盆地中生代晚期以来大地热流的变化 及其对生态环境格局和演变的影响 匡耀求， 黄宁生， 胡振宇， 吴志峰， 刘 宇 中国科 学院 广州地 球化学研 究所 南海 海洋研究 所 边缘海 地质重点 实验室 ， 广州 5 1 0 6 4 0 摘 要 鄂 尔 多斯 盆地 的 西北 部 、 东 北 部 和 南部 三个 区域现 今 大 地 热流 平 均值 分 别 为 5 6 ． 3 、 6 7 ． 3和 6 5 ． 3 mW／ m ， 对应 的生态环境格局 也有 明显的差异 。研 究表 明， 大地热流每 增加 4 ～5 mW／ m。 可使年均 地表 温度 升高 约 l ℃， 使最低 月 均地 表 温度 升 高 2 。C以上 。鄂 尔 多斯 盆 地 东北 部 的 平 均 大地 热 流 比 西北 部 高 出 1 1 mW／ m ， 东北部年 均地表温度 可能 比西北部 高 出 2 ～3 ℃， 其 最低 月均地 表 温度 可 能 比西 北部 高 出 4 ～ 6 C。 西北部 的大地热流平 均值 已经低 于维持地 表生 态系统延续所 需大地热流 的临界 值 5 7 mW／ m ， 其 自然生 态 系统整体 上 已经处 于脆 弱境地 ； 东北 部和 南部 的大地 热流 均大 于 5 7 mW／ m ， 自然 生态 系统 均 尚较稳 健。 东 北部 的沙漠化可 能是 风沙侵入 的结果 ， 其 生态应该是 可以恢复 的。整个西北部 作为 一个整 体 看， 7 2万年 以前 大地热 流就 已衰减 到临界值 以下， 区域 生 态系统渐趋脆 弱， 开始整体上 向荒漠化演 变。 关 键 词 大地热流 ； 生态环 境； 地 表温度 ； 鄂 尔多斯盆地 ； 荒漠 化 中图分类 号 P 3 l 4 ． 2 文献标 识码 A 文章 编号 l 0 0 7 2 8 0 2 2 0 0 4 0 4 0 3 l 8 一 O 8 鄂尔多斯盆地 是 中生代沉积盆地 ， 新生代 以来 出现 了明显 的分异， 导致 目前 盆地 内不 同区域 的生 态环境格局 的显著差异 。近年来 ， 大地热流及其脉 动 对 生 态 环 境 格 局 和 生 态 演 变 的 影 响 受 到 关 注 ] 。本文试图探讨鄂尔多斯盆地大地热流的分 布及其新生代 以来 的变化对盆地 内生态环境格局和 生态演变的影响。 1 对地表温度和年均气温的影响 影 响生态环境 的一个重要因素是地表温度 ， 而 地表温度的高低则取决于地表接受热量 的多少 ； 这 种热量 的来源主要有两部分 地下主要是指 大地热 流 有时表现为火 山爆 发、 地震放 热、 温 泉放 热等 ， 在可以观测的时间尺度 内通常是稳定 的 ， 不 随 日夜 和季节变化 ； 地外是指太 阳辐射 ， 而太阳辐射的强度 有明显 的季节变化和强烈的昼夜反差 。地表吸收太 阳能有一定的规律 夏季吸热 ， 冬季放热 ； 白天吸热 ， 夜晚放热 。夏季 白天吸收的热量可以持续放热到次 日日出甚或还有剩余。因此， 夏季地表总体上处于 吸热状态 ； 而在太阳辐射最弱的冬季 ， 白天吸收的热 量在午夜之前就已释放殆尽 ， 此后 维持地表温度 的 热源主要 来 自地 下 的热 流 通 常是大地 热 流 。因 此 ， 冬季的午夜至凌晨时分是太 阳能对地 表温度影 响最少 、 是地球本身热特性表现得最充分的时候 这 时地表温度主要 反映了来 自地下热流 的强度 ， 它是 地下热流源源不断 向地表传 导的结果 。因此 ， 一个 地 区地表温度的上限通常是 由其接受的太 阳辐射的 强度所决定 ， 地表温度 的下 限则很可能是 由来 自地 下的热流 主要是大地热流 的强度所决定。因而一 个地 区的最高气温通常与其所处的纬度和高程密切 相关 ， 而最低气温则 与纬度 和高程没有严格 的对 应 关系。 大陆度是地理学和气候学研究中的一个重要参 数 ， 被用作衡量 大陆或海洋影响气候程度的指标 ， 可 以根据所处纬 度 和 气温 的年 较差 A 来计算 。 焦金斯基 W． Go r c z y n s k i 提 出的公式 适用于欧亚 地区， 北美除外 如下 K 一 1 ． 7 A／ s i n 一2 0 ． 4 ． 收稿 日期 2 0 0 4 0 1 - 0 4收 到， O 4 2 6改回 基金项 目 广东省社会发 展科技 攻关项 目 2 0 0 2 C 3 2 2 0 3和 2 0 0 3 C3 2 6 0 4 和 中国科学 院广 州地球化学研究 所创新项 } ] GI GC X 0 4 0 】 资助 作者 简介 匡耀求 1 9 6 3 ， 男 ， 研究员 ， 主要从 事地球化学和 区域 可持续发展研究 ． E ma i l y a o q i u k g i g ． a c ． c n ． 维普资讯 矿物岩石地球 化学通报 当 K5 0 时为大陆性气候 ， K5 0 时 为海洋性 气候 。根据这一公式计算 ， 会 发现很 多靠近海洋 的 地 区 如天津 、 大连 、 青 岛、 仁川 、 上海和杭州 被判定 为大陆性气候 ， 而一些远离海 洋的地区 如拉萨 、 昆 明与新疆 的伊犁 却被 判定为海洋性气候 。导致 大 陆度判据失灵的主要原 因可能就是地下热 流 大地 热流 的影响 因为在大地热流较高 的内陆地 区， 地 表温度 的下限大大提高 ， 使气温的年较差大为缩小 ， 因而呈现 出海洋性气候 的特征 ； 而一些 大地 热流较 低的沿海地区 ， 地表温度下 限的降低 ， 使气温的年较 差扩大， 结果呈现出明显的大陆性气候特征。 尽管一个地 区接受 的太阳辐射受 到季节和昼夜 的影响随时间变化很大 ， 但 是太 阳辐射 总量 的年际 变化不大。因此 ， 一个地区一年接受 的太阳辐射热 流总量基本上是一个 常数 ， 如果地下 热流也是稳态 的， 则地下热流 的年 总量也 是一个常数 。因此一个 地 区的地表在一年中接受 的总热量是一个 常数 ， 也 就是说 ， 只要来 自地下 的热流不发生变化 ， 一个地区 的年平均地表温度是不变 的。显然 ， 年均地表温度 与该 区大地热 流强度及地 表吸 收的太 阳辐射 量有 关， 而地表吸收的太 阳辐射量 又与纬度及地 面高程 有关 。此外 ， 地表水体对 区域地 表温度有一个调节 作用 ， 水体 由于热容 量大 ， 白天会吸 收较 多的太 阳 能 ， 在夜间缓慢 释放 ， 从而调节附近地面的温度 。这 是海洋性气候 的气 温较差小 ， 而 大陆性气候 的气 温 较差大 的原因。因此 ， 来 自地下的热流 大地热流 、 纬度地带 、 地面高程及 区域 内水体面积 占比等因素 的综合作用决定 了一个地区的年均地表温度 。对于 一 个具体地区来说 ， 由于纬度地带 、 地面高程 及水体 面积占比等因素是不变 的， 因此年均地 表温度的变 化主要与来 自地下的热流 大地热流 有关。 大地热流是指单位时间内由地球 内部通过单位 地球表面散失的热量 ， 而对大地热流 的测 量却是根 据热传导 的原理 以测量地段 钻孔 的某一深度范围 地温梯度和岩石热导率 两个实测量 的乘积得 出的， 这个测量结果实际上是地球内部热源在测量地段 以 传导方式垂直向地表方向上传的热流。 由于大地 热流是地 温梯度 和热导率 的乘积， 根 据地温曲线及地温梯度 与大地 热流的关系 ， 可 以推 导出大地热流与年均地表温度的关系。 目前测量大 地热流的钻孔深度一般为 0 ． 5 ～4 k m， 从大量 的地 温梯度曲线 中可以看到， 在 5 0 0 ～1 0 0 0 m 深度 以下 地温梯度几乎没有变化 ， 这里为地温梯度恒定带 ； 地 31 9 温梯度的变化主要 出现在地温梯度恒定带至常温层 之间的地壳表层， 常温层 的温度 实际上相当于年均 地表温度 。地温梯度恒定带实际上是一个热量调节 库 ， 当其温度升高 时， 热流往地表 上传速度加快 ， 温 度降低时 ， 往地表上传热流 的速度减缓 ， 使温度保持 恒定 。我们考察地温梯度恒定带以上 的地壳表层地 温梯度的变化与地表温度的关系 。假定大地热流为 H， 地表年平均温度 即常温层 的温 度 为 T ， 地 下 深处地温梯度恒定带顶部的地温为 ，则 H 一--p T 一 T o ／ D 1 p为地层岩石的热导率 W／ m K ， T 。为地表下面 某一深处地温梯度恒定带顶 部的温度 ， D 为地温梯 度恒定带顶部离地表常温层 的深度 k m 。当大地 热流 增 加 △ H 时 ， 年 平 均 地 表 温 度 升 高 1 K 或 1 。 C ， 即有 H△H 一D T1 1 一T 。 ／ D 2 由 1 式 一 2 式得 AH一p ／ D。 显然 ， 大地 热流 的变化 △H 对地 表年平 均 温 度 常温层温度 的影 响与岩石 的热导 率成正 比， 与 地温梯度恒定带顶 部离地表常温层 的深度成反 比。 岩石 的热导率通常为 2 ～3 w／ m K， 地温梯度恒定 带顶部离地表常温层 的深度 为 0 ． 5 ～ 1 k m。因此 ， 可以估计 ， 大地热流每增加 2 ～6 mW／ m 可使年均 地表温度升高 1 K或 1 ℃。 对 比世界各地 的大地热流与年均地表温度 的关 系 ， 发现大地热流约每增 加 4 ～5 mW／ m 可使 年均 地表温度升高 1 ℃。如加拿大魁北克市的年均温度 为 4 ℃ ， 而相近纬 度带美 国西 雅图市 的年均温 度高 达 1 1 ． 1 ℃。扣除纬 度、 高程和洋 流 因素影响外 ， 相 对于魁北克市， 大地热 流对西雅 图市年均 温度增 加 的贡献超过 1 0 ℃， 相 当于大地 热流 每增加 5 mw／ m 可使年均地表温度升高 1 。 C 表 1 。从 表 1可 以 看出 ， 最高月均气 温可能与纬度有关 ， 随纬度升高而 降低 ， 魁北克 的纬度 比西雅图稍低 ， 其最高月均气温 比西雅图高 0 ． 5 ℃， 但是最 低月均气 温和年平 均气 温却没有随纬度升高而 降低 ， 魁北克 最低月均气温 却 比西雅 图低 了 1 6 ． 9 ℃， 考 虑 到纬 度 和高 程 的 因 素 ， 可以估计 ， 大地热 流每增加 5 mW／ m 可使最低 月均气温升高 2 ℃左右。很多人以为 5 mW／ m 。 的 热流增量是微不足道 的， 其实这个热 流增 量 1年 累 积的热量增量是 1 5 8 1 0 J ／ m ， 这些热量如果集 中 释放可以使 1 k g水升温 3 7 ． 5 ℃。 维普资讯 32 0 匡耀求等／ 鄂 尔多斯盆地 中生代晚期以来大地热 流的变化及其对 生态环境格局 和演变的影响 表 1 北 美大 陆魁北 克市与 西雅图市 的大地热流 与年均气温 T a b l e 1 T e r r e s t r i a l h e a t f l o w a n d a n n u a l me a n t e mp e r a t u r e o f Qu e b e c a n d S e a t l e i n No r t h Ame r i c a Co n t i n e n t 注 气温 资料为 1 9 6 O ～1 9 9 0年统计 平均值 。引 自中 国气象科 学 数据共 享服 务网 世界城 市气候 背景 值 。大 地热 流 值据 T h eGl o b a ，He a t F l o , D a t a b a s e o f t h e I n t e r n a t i o n a l He a t F l o v c C o mmi s s i o n 见 h t t p ／ ／ W WW ． h e a t f lo w ． u n d ． e d u ／ d a t a ． h t m1 数据取附近 测点数据的平均 值 通常认为魁北克的气温低于西雅 图的气温是 由 于洋流的影响， 与拉布拉多寒流的活动有关 ， 但拉布 拉多寒流影响再大也不会使气 温降至冰点以下 洋 流不同于气流， 冰点以下水体会冻结而停 止流动 ， 而魁北克有 5个月的平均气温在冰点以下 ； 此外 ， 魁 北克的大陆度指数达 5 3 ． 1 ， 根本不具备海洋性气 候 的特征 ， 显然 ， 魁北克 的气温变化受洋流的影 响是 非常有限的。如果 洋流的影响很大 的话 ， 那么在太 平洋的东岸也有沿北美洲西岸流动的加利福尼亚寒 流， 为什么处 于这股寒流影响带 的西雅 图的气温却 没有受到明显的影响呢显然 ， 洋 流的影响无论如 何也解释不 了魁北克与西雅图的气温差异 。 显然 大地热 流的高低决 定 了地 下常 温层 的温 度， 而地下常温层的温度与年均地 表温度的一致性 表明 ， 大地热流的高低实 际上也 决定了一个地 区的 年均地表温度 。 2 鄂尔多斯盆地的生态环境概况 鄂尔多 斯 盆地 位 于 东 经 1 0 6 ． 5 。 ～ 1 1 0 。 、 北 纬 3 5 ． 5 。 ～4 O 。 ， 河套 以南 ， 渭河平原 以北 ， 吕梁 山以西 ， 贺兰山 以东 ； 西 、 北 、 东 三面 为黄河环绕 ， 地 跨 内蒙 古、 陕西 、 宁夏 、 甘肃 四省 区， 亦被称 作鄂尔 多斯地 台。大约 l万年前 ， 形成了海拔 1 4 0 0 ～l 7 0 0 m的鄂 尔多斯台地 ， 又称鄂 尔多斯高原 。该盆地 以其独特 的地理位置和地质构造属性 、 频繁的风沙活动 、 悠久 的人文历史、 丰富的地下矿藏而驰名中外 ， 进行过大 量的地质地理研究_ 5 ] 。盆地沉积盖层为 中生代广 盆式河湖相淡水沉积建造 包括三叠系、 侏罗系和 白 垩系 ， 为水平岩层 ， 特别是 白垩系地层分布广、 厚度 大 ， 水平与垂向变化均很大 ； 侏罗系则 以下侏罗统延 安组煤 系地层较 为发 育。新生界地 层分布广 ， 厚度 和岩相变化大 ， 表 明盆地 的演化发展在新生代 以来 出现了明显的空间分异 ， 导致 目前地表生 态环境 的 明显地域差异 。大致 以东经 1 0 8 。 3 0 经线和北纬 3 7 。 纬线 为界可分 为西北部 、 东北部和南部三部分。 西北部包括有 内蒙古 自治 区的杭锦旗 、 鄂托克 旗 、 鄂托克前 旗、 乌审旗 及宁 夏 回族 自治 区的盐 池 县 、 灵 武 市 和陕 西 省 的定 边 县 ， 总 面积 约 81 O k m ， 为坡状高原 区， 是 高原 的主体 ， 通 常称之 为鄂 尔多斯 台地 ， 平均海拔高度为 1 4 0 0 ～l 7 0 0 m。卓子 山像一 道天 然屏 障 巍然 矗 立 于西 部 ， 最 高 处海 拔 2 1 4 9 m。区内生 态环境 比较恶 劣 ， 气候较 为干旱 ， 降雨稀少 ， 年均降水量为 2 0 0 mm左右 ， 属典 型的半 荒漠草原 ， 库布其 沙漠 5 7 的 面积位 于杭锦 旗境 内， 是库布其沙漠的原生沙地所在 ， 在第四系表土层 之下也是沙漠 ， 而位于达拉特旗 和准格尔旗 的库布 其沙漠东段可能是风沙 东移侵入所致 和毛乌 素沙 地 原生沙地位于内蒙古鄂托克旗、 鄂托克前旗、 乌 审旗和陕西定边县 ， 东面 内蒙古依 金霍洛旗和陕西 榆林地区的沙地基 本上是 该 区风 沙 东移侵 入 的产 物 的大部分位于该 区域 。 东北部包括内蒙古 自治 区鄂尔多斯市的达拉特 旗 、 准格尔旗、 东胜区、 依金霍 洛旗和陕西榆林地 区 除定边县 以外的其 他县市 包 括俯谷县 、 神木县 、 榆 林市 、 靖 边县 、 横 山县、 佳县 、 米脂县 、 子洲县 、 绥 德 县 、 吴堡县和清涧县 ， 总面积约 6 1 0 k m 。主要 为丘陵沟壑和黄 土丘陵地貌 ， 海拔 1 0 0 0 ～1 5 0 0 m， 地表侵蚀强烈 ， 冲沟发 育， 水土 流失严重 ， 局部地 区 基岩裸露 ， 是典 型的水蚀沟壑丘 陵区。北段有库 布 其 沙漠从达拉特旗和准格尔旗 中部横贯东西 ， 是库 布其沙漠杭锦旗部分东移 的侵 入型沙漠 ， 是西 部风 沙东移的通道 ， 是风沙输往 京津地 区的主要通道 之 一 ，也是大量泥沙流人黄河 的渠道之 一。南段 的西 部靠近毛乌素沙地为风沙草滩地貌。历史上曾是 “ 沃野千里 ， 仓稼殷富 ， 水 草丰美 ， 群 羊塞道” 的农 牧 交错 区。但在近代随着人类 活动的加强 ， 区域 生态 系统 的承载力超越极 限 ， 草地“ 三化” 土地沙化 、 盐 碱化和草原退化 及水土流失加剧 ， 生态环境 日益恶 化 ， 2 O世 纪 5 O年 代前 的一百多 年里 。 流沙南 侵 5 O 多 k m， 榆林城 曾三次南迁 ， 形成 了“ 沙进人退” 的被 动局 面。 南部包括 甘 肃 省 庆 阳地 区 和 陕西 省 延 安 市， 西接六盘山， 东临黄河 ， 南接 八百里 秦川 ， 是 黄土高 原的主体 ， 平均海拔 8 0 0 1 2 0 0 m， 总面积约 6 ． 4 x 维普资讯 矿物岩 石地球 化学通报 1 0 k m 。地形 以丘陵沟壑 为主， 山、 川 、 塬相 间。黄 土高原是华夏文明的发祥地之一。该区域生态环境 良好 ， 森林茂密 ， 水草丰盛 ， 农 、 林 、 牧 、 渔皆宜 ， 西有 “ 陇东粮仓” 和周祖森林公 园， 东有 “ 陕北粮 仓” 和延 安国家森林 公 园。1 9 7 3年在甘肃 合水县 定祥 乡穆 旗村发掘出完整的黄河古象化 石， 同时 出土 的还有 鸵鸟、 三趾 马、 羚 羊 等 化石 ] ， 说 明在 距今 约 2 ． 5 0 Ma 前第四纪更新世早期该区曾是大量动物的栖身 之地 ， 当为沙漠边缘与热带稀树草原环境 ， 具有热带 草原 气 候 特 征。西 安 半 坡 遗 址 中发 现 了距 今 约 6 0 0 0 a的獐 、 竹 鼠和貉等动物遗骸 ， 表明当时气候温 暖湿润多沼泽。距今 5 0 0 0 ～3 0 0 0 a ， 黄河 流域 的年 均温较今约高 2 ℃， 冬季温度则高 3 ～5 ℃， 相 当今长 江流域 ] ， 属 亚 热 带 气 候 。 自春 秋 末 期 距 今 约 2 5 0 0 a前 以来 ， 黄河 流域的气候逐渐 变冷 ， 野象便 向人 口较少 、 气候较温 暖的南方迁移。 3 鄂尔多斯盆地的大地热流 目前 已获得鄂尔多斯盆地 3 O个 测点的大地热 流数据 表 2 。它们 有明显 的空间变化规 律 南 部 地区 北 纬 3 7 。 以南 的 9个测点全部 大于 6 0 mW／ m ， 平均 6 5 ． 3 mW／ m 。北部 北纬 3 7 。 以北 的 2 1 个测点中， 东北 部 东经 1 0 8 。 3 0 以东 的 1 0个 测点 全部大于 6 0 mW／ m。 ， 平均为 6 7 ． 3 mW／ m。 ； 而西北 部 东经 1 0 7 。 3 0 以西 的 1 1 个 测点有 1 0个小于 6 0 mW／ m ， 只有 1个 位于盆地西部边缘东 经 1 0 6 。 3 6 5 4 ” 、北纬 3 8 。 1 4 4 1 的测点大于 6 0 mW／ m ， 可能属 于河套断陷影响带， 其余 1 O个测点平均为 5 6 ． 3 mW／ m 。北部东经 1 0 7 。 3 0 ～1 0 8 。 3 0 之间目前为数 据空 白。这就是说 ， 盆地东北部和 南部 的大地热流 比西北部平均高出 9 ～1 1 mW／ m。 ， 东北部铁路沿线 一 带是盆地 内大地热流最高 的地带 。显然 ， 大地热 流在盆地 内部的这种分布格局与不 同区域生态环境 的优劣是基本对应的 西北部大地热流最低 ， 生态环 境最劣 ， 荒漠化最为严重 ； 东北部和南部大地热流较 高， 生态环境 相对较好 。 大地热流决定 了一个地区地表温度的下限 ， 是 区域生态系统发育与演变过程中一个重要 的物种限 制因子 。 ] 。由于生物物种 的多样 性决定 了生态 系 统的稳定性 ， 大地热流也是决定 区域生态系统稳健 性 的一个重要指标 。我们的初步研究表 明， 维持地 表生态系统延续所需大地热流的临界值是 5 7 mw／ m。 ，大地热流小于此值 的地 区 自然生 态系统 脆弱 ， 反之 ， 自然生态系统稳健n 。鄂 尔多斯盆地西北部 大地热流平 均值为 5 6 ． 3 mW／ m 表 2 ， 其 自然生 3 2 1 态 系统整体上处于脆 弱状况 当然不排 除局 部出现 大地热流大于 5 7 mW／ m 的绿洲 ； 东北部和南部的 大地热流均大 于 5 7 mW／ m ， 自然生态 系统 均较为 稳健。据此推测 ， 东北 部的沙漠化 可能是风沙侵入 的结果 ， 只要拦住风沙 ， 其生态应该是 可以恢复的。 表 2 鄂 尔多斯盆地 大地热流 测量数 据 Ta bl e 2 The t e r r e s t r i a l he a t f l o w d a t a of Or d o s Ba s i nE 。 ] 东北部 铁路 沿线 1 0 8 。 3 0 0 7 1 0 8 。 5 3 1 1 1 0 9 。 01 5 1 1 O 9 。 3 O 1 5 ” 1 0 9 。 3 9 49 1 0 9 。 5 3 1 1 11 0 。 0 9 2 1 1 1 0 。 1 0 5 5 1 1 0 。 2 1 3 1 ” 11 0 。 4 0 1 1 南部 黄土 高 原 1 0 7 。 3 2 4 9 1 1 0 。 3 3 0 2 1 0 7 。 5 6 0 5 1 0 9 。 2 4 2 5 1 0 8 。 01 0 4 1 0 9 。 1 2 1 3 1 09 。 0 9 3 3 1 1 0 。 O 0 O 0 1 09 。 2 3 5 0 3 6 。 03 5 0 3 6 。 0 4 5 4 ” 3 6 。 1 2 2 0 3 6 。 2 7 1 4 3 6 。 2 8 5 6 ” 3 6 。 4 8 3 1 ” 3 6 。 5 4 5 3 3 6 。 5 7 O 1 ” 3 7 0 3 2 4 ” 4 对生态环境格局和演变的影响 根据表 2的数据， 鄂尔多斯盆地东北部的平均 大地热流比西北部高 出 1 1 mW／ m。 ， 其年 均地 表温 度可能比西北部高出 2 3 ℃， 最低月均气温则可能 高出 4 ～5 ℃。目前不完整的气温监测 资料表 明 ， 西 北部的年均气温为 5 ． 7 ～7 ． 4 ℃， 而东北 部同一纬度 的地 区可达 6 ． 3 ～9 ． 6 。 C。南部 地 区的大地 热流 比 西北部高 9 m W／ m。 ， 但比东北部低 2 mW／ m。 ， 年均 8 6 4 3 1 4 O 4 9 84 2 4 1 3 5 5 3 2 ∞ ∞ ∞ ∞ ∞ ∞一 ∞ ∞ ∞ 钾 ∞ Ⅳ “ Ⅳ ” 1 7 6 2 1 1 4 8 4 6 1 4 O O 一 5 2 3 O ， ， ， ， ， ， ， ， ， ， 3 9 5 4 3 O 4 4 9 5 5 5 1 4 3 O 4 1 3 O O o o o o o o o o o 9 7 7 9 7 8 7 8 7 7 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 ” M “ 珀 ～ 如 维普资讯 3 22 匡耀求等／ 鄂尔 多斯 盆地中生代 晚期 以来大地热流 的变化及其对生 态环 境格局和演 变的影响 气温为 8 ～l 0 ℃， 当然 ， 南部地区 的气温较高除 了与 大地热流较高有关外 ， 纬度稍低也是一个原 因。 虽然地表温度与地面气温总是处于动态平衡过 程 ， 在空气对流不太强烈的地区 ， 年均地表温度与年 均地面气温相差不大 ， 但鄂尔 多斯 盆地北部是西部 冷空气东侵的通道 ， 库布其沙漠 的东 侵就是这种气 流作用的结果。这种情况 下 ， 盆地 西部的冷空气必 然影响到东部的气候， 使最低月均气温也随之下降。 但是由于东部的大地 热流明显高于西部 ， 使东部 的 最低月均气 温高于西部 2 ～5 。C。由于气 象监测 资 料有限 ， 我们 只获得鄂托克与榆林两个气象站 1 9 6 1 ～ 1 9 9 0年气温统计数据 表 3 。鄂托克旗地处盆地 西北部 生态环境 相对较好地 区， 严格说来还不 能代 表西北部； 榆林市是东北部靠近毛乌素沙地的地方 ， 暂且将 两个测站作为盆地西北部和东北部的代表来 对 比其年均气温和月最高气温与月最低气温。 表 3 1 9 6 1 ～1 9 9 0年鄂托克 与榆林气 象站气温统计 T a b l e 3 Th e a i r t e mp e r a t u r e s t a t i s t i c s f r o m t h e me t e o r o l o g i c a l o b s e r v a t o r i e s i n Et u o k e Qi a n d Yu l i n C i t y fro m 1 9 61 t 0 1 9 9 0 1 O 1 1 1 2 年均 一 9 ．7 5 ．7 2 ．1 1 0 ．3 1 6 ．9 21 ．1 2 3 ．1 21 ． 4 1 5 ． 4 8 ． 7 0 ．1 8 8 ． 0 注 气 象数据 引 自中 国气象科 学数据共享服务 网公众气象资料标 准气温值 从 表 3可看 出榆林站 1 9 6 1 ～1 9 9 0年的年均气 温为 8 ℃， 而 鄂托 克测站 只有 6 ． 6 ℃， 相 差 1 ． 4 ℃。 当然， 榆林站有纬度和高度偏低的因素， 从前面的分 析可知 ， 纬度 和高度等地带性 因素 主要影 响月最高 气温， 榆林市的月最高气温的年平均值只比鄂托克 旗高 出 0 ． 7 ℃ 即纬度 与高程地带 因素对榆林 市与 鄂托克旗年均气温的贡献相差约 0 ． 7 ℃ ， 而月最低 气温的年均值却比鄂托克旗高了 2 ． 3 ℃。由此推算 大地热流的差异对 两地年 均气 温的贡献 相差 约为 0 ． 7 ℃， 对年均月最低气 温的 贡献 相差达 1 ． 6 ℃， 据 此推算榆林市的大地热流可能 比鄂托克旗测站高约 3 mW／ m 。从表 1 可见 ， 西北部大地热 流的最高值 可达 5 9 ．4 mW／ m ， 而 东 北 部 的最 低 值 为 6 2 ． 3 mW／ m ， 两者的差距与根据气温特征推算的榆林市 与鄂托克旗大地热流的差异是吻合 的。 在研究全球大地热流的分布时 ， 通常假定来 自 地下的热流是稳态的， 只有地温曲线具有稳态传导 型特征的热流测量数据才被认为是 高质 量的 ， 而非 稳态的热流数据通常归入质量较差或局部异常类别 而被剔除。由于假定大地热流是稳态的 ， 因此 ， 在考 虑影响生态系统演变 的因素时也往往把来 自地下的 热流排除在外 。我们认为一个地区来 自地下 的热流 总体上是脉动的， 只是这种脉动 的幅度 和周期在不 同的地 区和地壳演化阶段有显著的差异 。地壳性质 比较稳定的地区， 地下热流通量较小， 且脉动幅度较 小 ， 脉动周期很长 ， 通常以 1 0 a为尺度 ， 在人类 可 以观察到的时段 内很 难看 出其变化 ， 因而可 以认 为其地下热流是稳态的； 而地壳性质 比较活跃的地 区， 地下热流通量较大 ， 脉动幅度也较大 ， 变化周期 可 以短至 ～1 0 a尺度， 这些地区的地下热 流随 时间和空间的变化均很大口 ] 。 任战利等 曾利用磷 灰石裂 变径迹 法研究 了 鄂尔多斯盆地 中生代晚期 以来 的热 演化史 ， 计算 出 西北部天深 l井 中生代 晚期古 大地热流高 达 9 5 ～ l l 8 mW／ m ， 比 现 今 大 地 热 流 5 6 mW／ m。 高 3 9 mW／ m 以上； 而东南部麒参 1井中生代晚期古 一 9 2 7 5 2 5 7 9 6 5 6 9 4 船 【蛊 ∞ ∞ 维普资讯 矿物 岩石地球化学 通报 大地 热 流 为 8 1 mW／ m ，只 比 现 今 大 地 热 流 6 8 mW／ m 高 1 3 mW／ m 。说明 中生代晚期鄂尔 多斯盆地的大地热流是相 当高的； 但此后 大地热流 呈现明显的下 降趋势 ， 这可能是鄂尔 多斯 盆地的生 态环境 出现明显退化的重要原因。西北部 的下降幅 度远远大于东南部 ， 可能是盆地内不同地区生态环境 退化程度的原因差异。榆林市到鄂尔多斯市东胜区的 铁路沿线是 目前盆地 内大地热流最高的区域 ， 可能也 是鄂尔多斯盆地东部 榆林地区和鄂尔多斯市东胜区 沙漠的治理能够取得较好效果的重要原因之一 。 假定从 中生代晚期以来 ， 鄂尔多斯盆地 大地热 3 23 流的下降是一个渐变 的过 程 ， 大地 热流随时问 的推 移线性下降 ， 那么就可 以计算 出鄂 尔多斯盆地 的大 地热流是在何时下 降到临界值 以下 ， 又从何时开 始 区域生态 系统向荒漠化方 向演化。 白垩纪的年代界限为 1 4 0 ～6 4 Ma ， 在 中生代 晚 期， 鄂尔多斯盆地保持了较高的大地热流， 中生代的 历史结束于 6 4 Ma ， 新生代 的开始标志着盆地演 化 进入一个 新的发 展 阶段 大地热 流开 始缓慢 下降 。 以 6 4 Ma 前作 为鄂尔多斯 盆地 大地热 流开始缓慢 下降的起始时间 ， 计算出其不同地区大地热流的衰减 速率和大地热流衰减到低于临界值的时间 表 4 。 表 4 鄂尔 多斯盆地的大 地热流及 其衰减演变 规律 Ta b l e 4 Th e t e r r e s t r i a l h e a t f l o w o f Or do s Ba s i n a n d i t s a t t e n u at i on pa t t e r n 注 表中距今时 I司正值 表不过去时 『司， 负值表不未来时 I司 从表 4 可看 出， 盆地的大地热流整体上在衰减 ， 这可能导致整个盆地 的生态系统 出现整体退化 ， 只 是这种衰减的速度和退化 的程度在不同的地区有明 显差异。西北部 的大地 热流衰减速度较快 ， 东北部 的衰减速度次之 ， 而南部 的衰减 速度较慢 。在西北 部 ， 自2 ． 4 2 Ma以前有些地方 的大地热流就 已衰减 到临界值 以下， 可能从 那时候 起有局部地 区的生态 系统变得 比较脆弱 ， 生态系统退化 目前在鄂尔多斯 盆地附近发现的具有热带草原气候特征的动物化石 群均是 2 ． 5 O Ma以前 的 ； 整个 西北部 作为一个 整 体看 ， 在 0 ． 7 2 Ma以前大地热流就 已衰减到临界值 以下 ， 区域生态系统脆弱 ， 开始整体 向荒漠 化演变。 但 由于生态系统本身 的 自我维持功能 ， 在 未经大规 模扰动或破坏时 ， 原来 已有草被覆盖 的地区， 通过植 被的光合作用可以储存一部分太阳能维持生态系统 的运行 ， 还能勉强维持草原生态系统。大约在 1 6 0 0 a前 ， 自立夏 国的赫连勃勃 在这“ 强弩之末 ” 的时刻 在此设立都城 统万城 ， 使 已经 十分脆弱 的生态 系 统遭到严重破 坏 ， 结果 引发水 土流 失， 风沙 不断加 剧 。大约在 1 l O 0 a前 ， 统万 城 即被 风沙 吞 灭。当 然 ， 局部也有一些大地热流相对较高的地区 ， 按现在 的衰减速度计 ， 也要到 2 ． 6 2 Ma以后 才会衰减 到临 界值以下 ， 盆地西北部 只有 到那 时才会完全演变成 为难以逆转的荒漠 。东北部和南部的大地热流还没 有低于临界值 ， 区域 生态系统还较 为稳健 。东北部 要到 9 ． 0 Ma以后才会 出现生态 系统 比较脆弱 的情 况 ， 整体上要到 1 5 ． 3 O Ma以后才会 向荒漠化演变 。 因此可以认为 ， 东北部 目前 出现 的荒漠化是 由于西 北部沙漠 的东侵所致 ， 只要拦住风沙 ， 其生态是可以 逆转恢复 的。南部要到 1 8 ． 5 8 Ma以后 才会 出现生 态系统 比较脆 弱 的情况 ， 整体 上到 4 8 ． 1 l Ma以后 才会向荒漠化演变 。当然这是在没有考虑人类活动 干扰情况下的 自然演 变过 程 ， 人类 活动 的干扰无 疑 会在一定程度上加快或减缓这种演变的进程。 维普资讯 3 24 匡耀求等／ 鄂 尔多斯盆地 中生代晚期 以来大地热 流的变化及 其对生态环境格局 和演变的影响 库布其沙漠的东段历史上 曾是一 方水草丰美 、 牛羊成群 的乐土。现在的沙漠化是 由于西部沙漠东 侵的结果， 其本身的演化还没有进入荒漠化阶段； 因 此 ， 鄂尔多斯盆地 东北 部 的荒漠 化是可 以逆 转 的。 库布其沙漠的东段达拉特旗乌兰乡恩格 贝的沙漠治 理和开发示范区已取得明显成效 。l 9 9 7年 ， 内蒙古 亿利资源集 团投资 7 5 0 0万元 ， 打通 了由鄂尔多斯市 东胜区穿越库布其 沙漠 到恩格 贝的“ 穿沙公路 ” ， 并 在飞播和人工种植牧草及药材 1 O 0 1 0 。h m ， 已形 成一条长 6 5 k m、 宽 4 k m 的绿 色长廊 ， 将库布 其沙 漠拦腰斩断， 成为人类治沙史上的奇迹 。 但是 ， 在 西 部 穿 越 库 布 其 沙 漠 的 另 一 条 公 路杭锦旗到乌拉特前旗 的“ 穿沙公路” 却没有这 么幸运 。为了保护穿沙公路 ， 从 1 9 9 7年秋 季开始 ， 杭锦旗先后开展了 4次万人植树 种草大会战 ， 营造 人工林 1 ． 8 5 1 0 。h m ， 人工种 草 1 ． 7 31 0 h m ， 造林 l 0 1 0 。 h m ， 试图把穿沙公路变成 了一条绿色 的通道 ， 但是其绿化难度 比东部那条穿沙公路大得多。 5 主要结论和建议 鄂尔 多斯盆地可 以划分为西北部 、 东北部和南 部三个区域 ， 其大地 热流平均值与生态环境 格局也