基于大地熱流的郯廬斷裂帶（安徽段）構造控熱探討

宋仁亮

（安徽省地質環境監測總站，安徽·合肥 230001）

地熱資源是指蘊藏于地殼淺部可供利用的地溫能源，一般將200m以淺的稱為淺層地溫能，200~3000m稱為深層地熱能，3000~10000m稱為干熱巖。本文主要論述郯廬斷裂帶（安徽段）深層地熱能，即傳統水熱型地熱資源。

郯廬斷裂帶早期調查始于19世紀末至20世紀初。1960年徐嘉煒指出皖蘇魯北北東向斷裂系或是廬江—郯城斷裂系，闡述了廬郯斷裂帶位置走向[1]。1992年徐嘉煒、馬國峰論述了郯廬斷裂帶具體特征[2]。2000年王小鳳等運用系統論的觀點和構造體系及復合的思路，對郯廬斷裂帶這一巨大復雜的“斷裂系”的形成演化提出了較為完整的系統認識[3]。

郯廬斷裂帶地熱研究工作始于20世紀70年代李四光考察了天津地熱資源提出“地熱會戰”之后。1992年王兆榮對郯廬斷裂溫泉水氧和氫同位素與斷裂關系進行了探討，認為溫泉水氧和氫同位素受郯廬斷裂控制[4]。1996年祖金華等認為郯廬斷裂帶傳導地幔熱流致地表熱異常[5]。1998年上官志冠等認為郯廬斷裂帶控制著地熱流體活動，地熱流體的δD和δ18O值受地下水深循環影響[6]。2000年陶士振認為構造運動、斷層發育、地下水循環、地質熱源傳導和巖層導熱率等影響郯廬斷裂帶溫泉發育[7]。2001年劉德良等認為郯廬斷裂帶安徽段溫泉的熱源可能主要來自斷裂活動[8]。2019年王一波等認為郯廬斷裂帶南段最大熱流值出現在廬樅盆地區域上的熱異常——熱源很可能來自上地殼淺部極高的生熱層[9]。近年來許多學者分別對區內各單一地熱溫泉分布、成因模式、熱儲類型、地熱水化學特征、地熱資源潛力評價和開發利用等開展了研究和探討[10-23]。

以往的地熱研究工作或以整個區域地熱資源為對象，研究地熱分布、地熱流體成因及水化學特征等，或以單一地熱田為對象，研究地熱資源分布、成因、潛力評價和開發利用等，未能系統地將區域地熱資源和各單一地熱田結合起來，分析總結郯廬斷裂帶（安徽段）地熱背景、分布特征、地熱流體成因和水化學特征及郯廬斷裂帶構造控熱影響。本文收集分析了郯廬斷裂帶（安徽段）區域地熱資源和單一地熱田研究成果，在大地熱流基礎上系統地總結論述郯廬斷裂帶（安徽段）地熱背景、分布特征、地熱流體成因和水化學特征及郯廬斷裂帶構造控熱影響，以期為郯廬斷裂帶（安徽段）及周邊區域地熱資源開發利用和生態文明建設等提供參考。

1 郯廬斷裂帶（安徽段）地質背景

郯廬斷裂帶是中國東部的一條巖石圈斷裂帶，總體呈NNE向斜貫安徽境內，安徽段長約450km，自西向東主要由四條主干斷裂所組成[24]。郯廬斷裂帶安徽段自北向南沿線斜跨淮北平原、江淮波狀平原、沿江丘陵平原、皖西山地四種地貌單元[25]。研究區內自晚太古代以來，各時代地層均有不同程度發育，地層分屬華北地層區的徐淮地層分區、秦嶺—大別地層區、揚子地層區；第四系松散沉積層主要分布于淮北平原、江淮波狀平原、沿江丘陵平原地區和皖西山地低山丘陵地區的山前及山間；變質巖主要分布在大別山地區、張八嶺地區及五河一帶，碎屑巖主要分布于大別山北麓、沿江丘陵平原、江淮波狀平原和淮北平原的大部分地區，碳酸鹽巖零星分布沿江丘陵平原、江淮波狀平原和淮北平原的局部地區。在郯廬斷裂及鄰近其他斷裂的控制下，區內巖漿活動頻繁，侵入巖、火山巖和潛火山巖均有發育，主要分布在大別山東麓太湖-岳西-桐城一線、肥東、鳳陽、張八嶺地區。研究區斜跨皖西山地中低山、沿江丘陵平原、江淮波狀平原和淮北平原等四個水文地質區[26]，孔隙水主要賦存于平原、波狀平原及沿江丘陵第四紀松散層中，裂隙—巖溶水則蘊藏于北部華北陸塊南緣和南部下揚子地臺區內的元古代至中生代淺海相灰巖巖層里，裂隙水廣布于皖西山地、淮北平原、江淮波狀平原，發育在變質巖、巖漿巖及淺海相和陸相碎屑巖內。

2 郯廬斷裂帶（安徽段）地熱地質條件

2.1 巖石熱導率與生熱率

巖石的熱導率、生熱率等熱物理性質參數對地溫場、熱流場的分布起著決定性作用，是研究區域大地熱流、深部熱狀況和巖石圈熱結構必不可少的參數。

研究區巖石地層時代、礦物成分、結構特點對熱導率起到了控制作用，表現出不同時代、不同巖性和不同結構的熱導率都會出現較大差異。華北地層巖石熱導率范圍1.5~3.5 W/(m·K)，秦嶺—大別地層巖石熱導率范圍2.5~5.5 W/(m·K) ，揚子地層區巖石熱導率范圍2.5~4.5 W/(m·K)；沉積巖的平均熱導率范圍0.376~6.729 W/(m·K)，變質巖的平均熱導率范圍2.751~4.990 W/(m·K)，巖漿巖的平均熱導率變化范圍1.703~4.561 W/(m·K)；鹽巖的熱導率最高，平均值達6.729 W/(m·K)，煤巖的熱導率最低，約為0.376 W/(m·K)[27]。

巖石生熱率即巖石所含的放射性元素衰變生熱率[28]。研究區巖石地層時代、巖性對熱導率起到了控制作用，表現出不同時代、不同巖性的生熱率都有明顯差別。華北地層巖石生熱率范圍0.50~2.00 μW/m3，秦嶺—大別地層巖石生熱率范圍2.0~3.0 μW/m3和11.0~14.0 μW/m3，揚子地層巖石生熱率范圍0.50~1.50 μW/m3；沉積巖的平均生熱率變化范圍0.028~3.787 μW/m3，變質巖的平均生熱率變化范圍0.862~4.021 μW/m3，巖漿巖的平均生熱率變化范圍0.341~13.502 μW/m3[29]。

2.2 地溫梯度

地溫梯度是指恒溫層之下，深度每增加100m地溫所增高的度數。研究區地溫梯度變化受地層巖性、基底起伏、褶皺構造、巖漿活動、地下水的運動等因素共同作用，地溫梯度分布總體呈中部高南北低趨勢（圖1），高地溫梯度區主要分布在廬樅盆地（廬江縣、樅陽、桐城東部）等區域，其地溫梯度數值≥3.00℃/100m；低地溫梯度區主要分布在淮北陷褶斷帶東部（泗縣）、蚌埠臺拱的東南部（鳳陽）、沿江拱斷褶帶（懷寧—潛山東部）等區域，其地溫梯度數值≤2.00℃/100m；地溫梯度正常區主要分布在合肥—滁州、定遠—明光—五河、舒城—岳西—太湖—宿松等地，其數值范圍2.00~3.00 ℃/100m。

圖1 地溫梯度分布圖Fig.1 Distribution map of geothermal gradient

2.3 大地熱流

大地熱流指單位面積、單位時間內由地球內部傳輸至地表，爾后散發到太空中去的熱量。研究區大地熱流值分布格局主要受區域地質背景、構造特征、巖漿活動、放射性元素生熱等因素的共同作用影響，呈中部高南北低的分布規律（圖2），中部熱流值以70~100 mW/m2為主，南、北部熱流以50~60 mW/m2為主，研究區中部呈現大地熱流異常現象（圖2）。

圖2 大地熱流基礎圖（左）與異常圖（右）Fig.2 Base map (L) and anomaly map (R) of terrestrial heat flow

2.4 地熱地質條件特征

郯廬斷裂帶（安徽段）地溫梯度分布總體呈中部高南北低趨勢，中部高地溫梯度區地溫梯度數值≥3.00℃/100m，地溫梯度的分布特征與巖石的熱導率、生熱率的不同有關。大地熱流值變化范圍是50~100 mW/m2，呈中部高南北低趨勢，中部熱流正異常區熱流值70~100 mW/m2。高地溫梯度、高大地熱流區主要分布大別山斷塊隆起帶（岳西—桐城北部）、廬樅盆地、巢湖穹斷褶帶（巢湖南部）等地。

地表熱流異常熱源除了來自地球深部的熱量——地幔熱流，還有地殼上部放射性元素的異常富集可能形成地表熱流異常。

此外，巖漿活動對區域熱流和地溫場影響關聯性也較強。大別山斷塊隆起帶的北淮陽構造巖漿巖帶、大別構造巖漿巖帶在燕山期發生了大規模巖漿侵入與噴發活動，廣泛分布著燕山期花崗巖類。大別山斷塊隆起帶中的巖漿活動區規模大，侵入體的埋深大且最后一次巖漿侵入或噴出的地質年代新，可能保留了部分巖漿體的余熱，影響的區域熱流和地溫場。從晚侏羅世至早白堊世，廬樅盆地經歷了龍門院、磚橋、雙廟、浮山四個火山噴發旋回，近三千萬年的火山噴發活動規模大，時間晚且持續時間久，所保留的余熱較多，影響了區域熱流背景。

安徽省主要巖石生熱率背景值一般小于2 μW/m3，大別山斷塊隆起帶構造—巖漿活動強烈，巖漿巖含有很高的U元素豐度值，巖體的生熱率都顯示較高值，一般在3.68~7.11 μW/m3之間，平均值高達6.16 μW/m3，遠高于背景值。廬樅盆地在燕山晚期巖漿活動強烈，形成了多達34個侵入巖巖體分布，存在著多個鈾異常的富集中心，燕山中晚期的花崗巖類放射性元素的平均生熱率達到6 μW/m3以上，具有較高生熱背景值。大別山斷塊隆起帶、廬樅盆地酸性巖漿巖的放射性生熱所產生的熱量對本區域地表熱流有較大的貢獻。

3 郯廬斷裂帶（安徽段）地熱資源分布及類型

地下熱水一般是指高于當地平均年氣溫的地下水，對地下熱水的定義國際上大多以20℃溫度為下限，中國目前普遍采用20~25℃為下限，本文研究的地下熱水溫度采用20℃作為下限。郯廬斷裂帶（安徽段）兩側地熱資源豐富，屬于低溫地熱資源（20~90℃），地熱多分布在斷陷盆地和斷塊隆起帶，出露的溫泉及鉆探地熱孔主要集中分布在大別山東部、合肥、巢湖—和縣、定遠等地（圖3）。按地熱成因可劃分為盆地封閉型地熱、隆起山地半封閉型地熱和隆起山地開放型地熱三種類型。

圖3 地熱資源分布圖Fig.3 Distribution map of geothermal resources

3.1 盆地封閉型地熱

盆地封閉型地熱多位于斷（凹）陷盆地內，熱儲層上覆厚層不透水層、底部有熱源傳導，呈平緩層狀、帶狀（圖4），熱儲層內地下水徑流滯緩，地下水補給極微弱，近封閉狀態。

圖4 盆地封閉型地熱系統成因概念圖Fig.4 Conceptual diagram of closed geothermal system in fault basin

研究區目前存在18處盆地封閉型地熱，熱儲溫度多在20~50℃之間，流量多在200~1000 m3/d之間；主要分布

于五河盆地、定遠盆地、洪澤盆地、合肥盆地、廬樅盆地、霍九盆地等斷（凹）陷盆地（表1）。

表1 盆地封閉型地熱特征說明Table 1 Description of basin closed geothermal characteristics

3.2 隆起山地半封閉型地熱

隆起山地半封閉型地熱熱儲受斷裂控制形成、呈帶狀，由區域性深斷裂構成導水通道，深達基底，溝通熱源（圖5）。大氣降水或地表水通過斷裂入滲并深達基底經熱源加熱后，在水頭壓力的驅動下從其他導水通道上升，在地面以溫泉形式呈帶狀出露。

圖5 隆起山地半封閉型地熱系統成因概念圖Fig.5 Conceptual diagram of semi closed geothermal system in uplift mountains

研究區目前存在6處隆起山地半封閉型地熱，熱儲溫度多在30~60℃之間，流量多在10~1000 m3/d之間；主要分布在大別山隆起區（表2）。

表2 隆起山地半封閉型地熱特征說明Table 2 Description of semi-closed geothermal characteristics in uplift mountainous

（續表2）

3.3 隆起山地開放型地熱

隆起山地開放型地熱熱儲受斷裂控制面成、呈帶狀，地下水受降水補給強烈，地熱流體主要賦存在斷裂破碎帶及其圍巖的裂隙或溶洞中，地熱顯示以溫泉出露為主（圖6）。

圖6 隆起山地開放型地熱系統成因概念圖Fig.6 Conceptual diagram of open geothermal system in uplift mountains

研究區及鄰近目前存在4處隆起山地開放型地熱，熱儲溫度多在40~60℃之間，流量多在100~1500 m3/d之間；主要分布在巢湖—和縣基巖隆起區（表3）。

表3 隆起山地開放型地熱特征說明Table 3 Description of open geothermal characteristics in uplift mountainous

4 地熱流體水化學特征

根據研究區153組地熱流體（地熱水、溫泉水）水質數據統計分析表明，盆地封閉型地熱流體水化學類型主要為Ca-HCO3、Ca·Mg-HCO3、Na-SO4·Cl和Na-HCO3型水；隆起山地半封閉型地熱流體化學類型主要為Na-SO4、Na-HCO3+SO4型，且溫度越高具有高Na特征越明顯；隆起山地開放型地熱流體水化學主要為Ca-SO4、Ca·Mg-HCO3型。地熱流體水化學特征與熱儲巖性、地質構造、熱傳導強度以及地熱流體補徑排條件等有顯著聯系，不同構造單元的地熱流體水化學特征呈規律性分布，且同一構造不同區塊，其化學組分有較大差異。

5 同位素分析

本次收集研究區的47組地熱流體（地熱水、含溫泉水）、18組民井冷水、10組地表水和24組雨水樣品共99組水樣的同位素數據，進行同位素（D、18O，3H、14C）統計分析。

5.1 氫氧（D、18O）同位素特征

根據雨水樣品數據擬合得出研究區大氣降水線方程δD=7.00δ18O+2.0，分析總結出研究區不同類型水樣氫氧同位素特征（圖7）：溫泉水的δD（-62.2‰~-40.7‰）和δ18O（-9.56‰~-1.6‰），均值為-51.59‰和-7.47‰；地熱井水的δD（-66.06‰~-43.7‰）和δ18O（-9.5‰~-6.5‰），均值-55.63‰和-8.28‰；民井冷水的δD（-56.59‰~-38.4‰）和δ18O（-8.62‰~-3.09‰)），均值為-45.36‰和-6.40‰；地表水的δD（-46‰~-27.9‰）和δ18O（-6.7‰~-4.31‰），均值為-39‰和-6.05‰。

圖7 不同類型水樣氫氧同位素特征圖[26]Fig.7 Hydrogen and oxygen isotopic characteristics of different water samples

5.2 氫碳（3H 14C）同位素特征

（1）3H特征及地熱流體年齡

研究區雨水中的3H測試值為5.06~26.31 TU，為現代水標準值。地表水3H測試值為1.5~20.75 TU，平均值為7.4，大部分為現代降水補給；民用井水中的3H測試值為1.48~18.31 TU，均值為4.61，大多為1950年以前補給的地下水與少量現代水的混合物；溫泉中的3H測試值為0.5~8.3 TU，均值為2.97，為1950年以前補給的地下水與少量現代水的混合物；地下熱水的3H測試結果大多小于2.0 TU，為1950年以前補給的地下水或僅有少量現代水混入。

（2）14C特征及地熱流體年齡

研究區部分地熱流體14C同位素測年數：潛山縣天柱山風景區地熱流體27840~30180 a，廬江白湖鄉泉水鎮地熱流體29480~27780 a，廬江縣湯池地震孔地熱流體25150~26710 a，巢湖半湯溫泉地熱流體21160~21720 a，和縣香泉溫泉地熱流體18280~19560 a，含山昭關地3個熱流體依次為13257a、12000a、10800a，岳西菖蒲鎮溪沸地熱流體9170~9390 a，岳西溫泉鄉榆樹村地熱流體5個熱流體依次為8430~8710 a、3880~4540 a、3430~3890 a、3120a~3600 a、1770~1930 a，定遠泉塢山水廠3個熱流體依次為7320~7844 a、6830~7050 a、5360~5710 a，鳳陽紅心鎮李武村地熱流體7340~7720 a，含山陶廠鎮卜李村地熱流體6580~6760 a，廬江冶父山鎮賈玉村地熱流體5990~6130 a，和縣石楊鎮徐村地熱流體2930~3150 a，定遠永康鎮友愛村地熱流體280~420 a。

6 郯廬斷裂對地熱流體的影響

6.1 對地熱流體成因的影響

郯廬斷裂帶的地熱流體（地下熱水、溫泉）的形成與區域構造、斷裂活動、地層巖性和地下水的深循環等密切相關[7]。

郯廬斷裂帶具有長期、復雜的多旋回演變過程，其是安徽境內NNE向斷裂系中切割最深的一條深斷裂帶。東支嘉山—廬江斷裂重力推測形成深度33~100 km，屬巖石圈斷裂；西支五河—合肥斷裂具殼斷裂特征[30]。郯廬斷裂帶的切割深度深、構造活動性強，喜馬拉雅早期強烈的拉張活動導致幔源型巖漿活動，同時斷裂活動導致巖層間的摩擦、錯動產生熱能，區內熱導率高的白云巖、鹽巖及石膏層廣泛發育的巖石有利于深部熱源的傳導，形成郯廬斷裂帶的構造—熱背景環境。研究區中部的高大地熱流值和高地溫梯度也進一步說明郯廬斷裂帶構造-熱背景環境由來自深部的較強烈的熱源所造成。

郯廬斷裂帶（安徽段）皖南期整體為強烈擠壓，燕山晚期是剪切、擠壓強烈作用期，喜馬拉雅早期先為微弱活動后為強烈的拉張活動等，致使郯廬斷裂帶及沿線形成較多的破碎帶、劈理帶發育等。斷裂帶及次生斷裂為地下水的深循環、深部熱液的上涌創造了條件，諸如巢湖半湯、含山昭關、廬江東湯和舒城西湯等溫泉出露得到了進一步驗證。

6.2 對地熱流體水化學特征的影響

郯廬斷裂帶地熱流體的氫氧同位素受構造控制[4]。根據研究區不同類型水樣氫氧同位素特征（圖7），可以看出：民井冷水、地下熱水、溫泉水和地表水氫氧同位素值分布在大氣降水LMWL附近，說明民井冷水、地下熱水、溫泉水和地表水受到大氣降水的補給。溫泉水的氫氧同位素值略高于地下熱水，表明溫泉水、地下熱水所處地質構造及徑流途徑不同；溫泉水的氫氧同位素值介于民井冷水、地下熱水之間，說明地下水深部循環過程中受到熱源的影響；溫泉水的氫氧同位素變化率比民井冷水的氫氧同位素變化率小，溫泉水經深部水循環的過程中可能受至郯廬斷裂帶的構造控制影響。

7 結論

郯廬斷裂帶（安徽段）大地熱流和地溫梯度分布頗具相關性，兩者變化趨勢、異常區域尤為相似，熱源主要來自于地球深部的熱量（地幔熱流）、地殼巖石放射性生熱（地殼熱流）、巖漿活動的殘留熱、熱流體對流熱和斷裂活動巖層間的摩擦、錯動生熱，各類熱源貢獻占比目前尚難確定。地熱資源沿主干斷裂走向，主要分布于主干斷裂兩側、次生斷裂與其它方向斷裂交匯處；按成因分為盆地封閉型地熱、隆起山地半封閉型地熱和隆起山地開放型地熱三種類型，地熱流體總體表現為高Na+、低Ca2++Mg2+的特征，不同構造單元地熱流體的化學特征不同，同一構造單元不同區塊地熱流體的化學組分亦有較大差異。系統分析前人研究成果表明，郯廬斷裂帶（安徽段）地熱流體的成因及水化學特征一定程度到上受到斷裂帶地質構造控制影響。建議今后進一步加強郯廬斷裂帶地熱資源的熱源識別及熱源貢獻占比方面研究，為深入認識地熱分布規律和形成機理提供依據。