基于大地热流的郯庐断裂带（安徽段）构造控热探讨

宋仁亮

（安徽省地质环境监测总站，安徽·合肥 230001）

地热资源是指蕴藏于地壳浅部可供利用的地温能源，一般将200m以浅的称为浅层地温能，200~3000m称为深层地热能，3000~10000m称为干热岩。本文主要论述郯庐断裂带（安徽段）深层地热能，即传统水热型地热资源。

郯庐断裂带早期调查始于19世纪末至20世纪初。1960年徐嘉炜指出皖苏鲁北北东向断裂系或是庐江—郯城断裂系，阐述了庐郯断裂带位置走向[1]。1992年徐嘉炜、马国峰论述了郯庐断裂带具体特征[2]。2000年王小凤等运用系统论的观点和构造体系及复合的思路，对郯庐断裂带这一巨大复杂的“断裂系”的形成演化提出了较为完整的系统认识[3]。

郯庐断裂带地热研究工作始于20世纪70年代李四光考察了天津地热资源提出“地热会战”之后。1992年王兆荣对郯庐断裂温泉水氧和氢同位素与断裂关系进行了探讨，认为温泉水氧和氢同位素受郯庐断裂控制[4]。1996年祖金华等认为郯庐断裂带传导地幔热流致地表热异常[5]。1998年上官志冠等认为郯庐断裂带控制着地热流体活动，地热流体的δD和δ18O值受地下水深循环影响[6]。2000年陶士振认为构造运动、断层发育、地下水循环、地质热源传导和岩层导热率等影响郯庐断裂带温泉发育[7]。2001年刘德良等认为郯庐断裂带安徽段温泉的热源可能主要来自断裂活动[8]。2019年王一波等认为郯庐断裂带南段最大热流值出现在庐枞盆地区域上的热异常——热源很可能来自上地壳浅部极高的生热层[9]。近年来许多学者分别对区内各单一地热温泉分布、成因模式、热储类型、地热水化学特征、地热资源潜力评价和开发利用等开展了研究和探讨[10-23]。

以往的地热研究工作或以整个区域地热资源为对象，研究地热分布、地热流体成因及水化学特征等，或以单一地热田为对象，研究地热资源分布、成因、潜力评价和开发利用等，未能系统地将区域地热资源和各单一地热田结合起来，分析总结郯庐断裂带（安徽段）地热背景、分布特征、地热流体成因和水化学特征及郯庐断裂带构造控热影响。本文收集分析了郯庐断裂带（安徽段）区域地热资源和单一地热田研究成果，在大地热流基础上系统地总结论述郯庐断裂带（安徽段）地热背景、分布特征、地热流体成因和水化学特征及郯庐断裂带构造控热影响，以期为郯庐断裂带（安徽段）及周边区域地热资源开发利用和生态文明建设等提供参考。

1 郯庐断裂带（安徽段）地质背景

郯庐断裂带是中国东部的一条岩石圈断裂带，总体呈NNE向斜贯安徽境内，安徽段长约450km，自西向东主要由四条主干断裂所组成[24]。郯庐断裂带安徽段自北向南沿线斜跨淮北平原、江淮波状平原、沿江丘陵平原、皖西山地四种地貌单元[25]。研究区内自晚太古代以来，各时代地层均有不同程度发育，地层分属华北地层区的徐淮地层分区、秦岭—大别地层区、扬子地层区；第四系松散沉积层主要分布于淮北平原、江淮波状平原、沿江丘陵平原地区和皖西山地低山丘陵地区的山前及山间；变质岩主要分布在大别山地区、张八岭地区及五河一带，碎屑岩主要分布于大别山北麓、沿江丘陵平原、江淮波状平原和淮北平原的大部分地区，碳酸盐岩零星分布沿江丘陵平原、江淮波状平原和淮北平原的局部地区。在郯庐断裂及邻近其他断裂的控制下，区内岩浆活动频繁，侵入岩、火山岩和潜火山岩均有发育，主要分布在大别山东麓太湖-岳西-桐城一线、肥东、凤阳、张八岭地区。研究区斜跨皖西山地中低山、沿江丘陵平原、江淮波状平原和淮北平原等四个水文地质区[26]，孔隙水主要赋存于平原、波状平原及沿江丘陵第四纪松散层中，裂隙—岩溶水则蕴藏于北部华北陆块南缘和南部下扬子地台区内的元古代至中生代浅海相灰岩岩层里，裂隙水广布于皖西山地、淮北平原、江淮波状平原，发育在变质岩、岩浆岩及浅海相和陆相碎屑岩内。

2 郯庐断裂带（安徽段）地热地质条件

2.1 岩石热导率与生热率

岩石的热导率、生热率等热物理性质参数对地温场、热流场的分布起着决定性作用，是研究区域大地热流、深部热状况和岩石圈热结构必不可少的参数。

研究区岩石地层时代、矿物成分、结构特点对热导率起到了控制作用，表现出不同时代、不同岩性和不同结构的热导率都会出现较大差异。华北地层岩石热导率范围1.5~3.5 W/(m·K)，秦岭—大别地层岩石热导率范围2.5~5.5 W/(m·K) ，扬子地层区岩石热导率范围2.5~4.5 W/(m·K)；沉积岩的平均热导率范围0.376~6.729 W/(m·K)，变质岩的平均热导率范围2.751~4.990 W/(m·K)，岩浆岩的平均热导率变化范围1.703~4.561 W/(m·K)；盐岩的热导率最高，平均值达6.729 W/(m·K)，煤岩的热导率最低，约为0.376 W/(m·K)[27]。

岩石生热率即岩石所含的放射性元素衰变生热率[28]。研究区岩石地层时代、岩性对热导率起到了控制作用，表现出不同时代、不同岩性的生热率都有明显差别。华北地层岩石生热率范围0.50~2.00 μW/m3，秦岭—大别地层岩石生热率范围2.0~3.0 μW/m3和11.0~14.0 μW/m3，扬子地层岩石生热率范围0.50~1.50 μW/m3；沉积岩的平均生热率变化范围0.028~3.787 μW/m3，变质岩的平均生热率变化范围0.862~4.021 μW/m³，岩浆岩的平均生热率变化范围0.341~13.502 μW/m³[29]。

2.2 地温梯度

地温梯度是指恒温层之下，深度每增加100m地温所增高的度数。研究区地温梯度变化受地层岩性、基底起伏、褶皱构造、岩浆活动、地下水的运动等因素共同作用，地温梯度分布总体呈中部高南北低趋势（图1），高地温梯度区主要分布在庐枞盆地（庐江县、枞阳、桐城东部）等区域，其地温梯度数值≥3.00℃/100m；低地温梯度区主要分布在淮北陷褶断带东部（泗县）、蚌埠台拱的东南部（凤阳）、沿江拱断褶带（怀宁—潜山东部）等区域，其地温梯度数值≤2.00℃/100m；地温梯度正常区主要分布在合肥—滁州、定远—明光—五河、舒城—岳西—太湖—宿松等地，其数值范围2.00~3.00 ℃/100m。

图1 地温梯度分布图Fig.1 Distribution map of geothermal gradient

2.3 大地热流

大地热流指单位面积、单位时间内由地球内部传输至地表，尔后散发到太空中去的热量。研究区大地热流值分布格局主要受区域地质背景、构造特征、岩浆活动、放射性元素生热等因素的共同作用影响，呈中部高南北低的分布规律（图2），中部热流值以70~100 mW/m2为主，南、北部热流以50~60 mW/m2为主，研究区中部呈现大地热流异常现象（图2）。

图2 大地热流基础图（左）与异常图（右）Fig.2 Base map (L) and anomaly map (R) of terrestrial heat flow

2.4 地热地质条件特征

郯庐断裂带（安徽段）地温梯度分布总体呈中部高南北低趋势，中部高地温梯度区地温梯度数值≥3.00℃/100m，地温梯度的分布特征与岩石的热导率、生热率的不同有关。大地热流值变化范围是50~100 mW/m2，呈中部高南北低趋势，中部热流正异常区热流值70~100 mW/m2。高地温梯度、高大地热流区主要分布大别山断块隆起带（岳西—桐城北部）、庐枞盆地、巢湖穹断褶带（巢湖南部）等地。

地表热流异常热源除了来自地球深部的热量——地幔热流，还有地壳上部放射性元素的异常富集可能形成地表热流异常。

此外，岩浆活动对区域热流和地温场影响关联性也较强。大别山断块隆起带的北淮阳构造岩浆岩带、大别构造岩浆岩带在燕山期发生了大规模岩浆侵入与喷发活动，广泛分布着燕山期花岗岩类。大别山断块隆起带中的岩浆活动区规模大，侵入体的埋深大且最后一次岩浆侵入或喷出的地质年代新，可能保留了部分岩浆体的余热，影响的区域热流和地温场。从晚侏罗世至早白垩世，庐枞盆地经历了龙门院、砖桥、双庙、浮山四个火山喷发旋回，近三千万年的火山喷发活动规模大，时间晚且持续时间久，所保留的余热较多，影响了区域热流背景。

安徽省主要岩石生热率背景值一般小于2 μW/m3，大别山断块隆起带构造—岩浆活动强烈，岩浆岩含有很高的U元素丰度值，岩体的生热率都显示较高值，一般在3.68~7.11 μW/m3之间，平均值高达6.16 μW/m3，远高于背景值。庐枞盆地在燕山晚期岩浆活动强烈，形成了多达34个侵入岩岩体分布，存在着多个铀异常的富集中心，燕山中晚期的花岗岩类放射性元素的平均生热率达到6 μW/m3以上，具有较高生热背景值。大别山断块隆起带、庐枞盆地酸性岩浆岩的放射性生热所产生的热量对本区域地表热流有较大的贡献。

3 郯庐断裂带（安徽段）地热资源分布及类型

地下热水一般是指高于当地平均年气温的地下水，对地下热水的定义国际上大多以20℃温度为下限，中国目前普遍采用20~25℃为下限，本文研究的地下热水温度采用20℃作为下限。郯庐断裂带（安徽段）两侧地热资源丰富，属于低温地热资源（20~90℃），地热多分布在断陷盆地和断块隆起带，出露的温泉及钻探地热孔主要集中分布在大别山东部、合肥、巢湖—和县、定远等地（图3）。按地热成因可划分为盆地封闭型地热、隆起山地半封闭型地热和隆起山地开放型地热三种类型。

图3 地热资源分布图Fig.3 Distribution map of geothermal resources

3.1 盆地封闭型地热

盆地封闭型地热多位于断（凹）陷盆地内，热储层上覆厚层不透水层、底部有热源传导，呈平缓层状、带状（图4），热储层内地下水径流滞缓，地下水补给极微弱，近封闭状态。

图4 盆地封闭型地热系统成因概念图Fig.4 Conceptual diagram of closed geothermal system in fault basin

研究区目前存在18处盆地封闭型地热，热储温度多在20~50℃之间，流量多在200~1000 m3/d之间；主要分布

于五河盆地、定远盆地、洪泽盆地、合肥盆地、庐枞盆地、霍九盆地等断（凹）陷盆地（表1）。

表1 盆地封闭型地热特征说明Table 1 Description of basin closed geothermal characteristics

3.2 隆起山地半封闭型地热

隆起山地半封闭型地热热储受断裂控制形成、呈带状，由区域性深断裂构成导水通道，深达基底，沟通热源（图5）。大气降水或地表水通过断裂入渗并深达基底经热源加热后，在水头压力的驱动下从其他导水通道上升，在地面以温泉形式呈带状出露。

图5 隆起山地半封闭型地热系统成因概念图Fig.5 Conceptual diagram of semi closed geothermal system in uplift mountains

研究区目前存在6处隆起山地半封闭型地热，热储温度多在30~60℃之间，流量多在10~1000 m3/d之间；主要分布在大别山隆起区（表2）。

表2 隆起山地半封闭型地热特征说明Table 2 Description of semi-closed geothermal characteristics in uplift mountainous

（续表2）

3.3 隆起山地开放型地热

隆起山地开放型地热热储受断裂控制面成、呈带状，地下水受降水补给强烈，地热流体主要赋存在断裂破碎带及其围岩的裂隙或溶洞中，地热显示以温泉出露为主（图6）。

图6 隆起山地开放型地热系统成因概念图Fig.6 Conceptual diagram of open geothermal system in uplift mountains

研究区及邻近目前存在4处隆起山地开放型地热，热储温度多在40~60℃之间，流量多在100~1500 m3/d之间；主要分布在巢湖—和县基岩隆起区（表3）。

表3 隆起山地开放型地热特征说明Table 3 Description of open geothermal characteristics in uplift mountainous

4 地热流体水化学特征

根据研究区153组地热流体（地热水、温泉水）水质数据统计分析表明，盆地封闭型地热流体水化学类型主要为Ca-HCO3、Ca·Mg-HCO3、Na-SO4·Cl和Na-HCO3型水；隆起山地半封闭型地热流体化学类型主要为Na-SO4、Na-HCO3+SO4型，且温度越高具有高Na特征越明显；隆起山地开放型地热流体水化学主要为Ca-SO4、Ca·Mg-HCO3型。地热流体水化学特征与热储岩性、地质构造、热传导强度以及地热流体补径排条件等有显著联系，不同构造单元的地热流体水化学特征呈规律性分布，且同一构造不同区块，其化学组分有较大差异。

5 同位素分析

本次收集研究区的47组地热流体（地热水、含温泉水）、18组民井冷水、10组地表水和24组雨水样品共99组水样的同位素数据，进行同位素（D、18O，3H、14C）统计分析。

5.1 氢氧（D、18O）同位素特征

根据雨水样品数据拟合得出研究区大气降水线方程δD=7.00δ18O+2.0，分析总结出研究区不同类型水样氢氧同位素特征（图7）：温泉水的δD（-62.2‰~-40.7‰）和δ18O（-9.56‰~-1.6‰），均值为-51.59‰和-7.47‰；地热井水的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‰)），均值为-45.36‰和-6.40‰；地表水的δD（-46‰~-27.9‰）和δ18O（-6.7‰~-4.31‰），均值为-39‰和-6.05‰。

图7 不同类型水样氢氧同位素特征图[26]Fig.7 Hydrogen and oxygen isotopic characteristics of different water samples

5.2 氢碳（3H 14C）同位素特征

（1）3H特征及地热流体年龄

研究区雨水中的3H测试值为5.06~26.31 TU，为现代水标准值。地表水3H测试值为1.5~20.75 TU，平均值为7.4，大部分为现代降水补给；民用井水中的3H测试值为1.48~18.31 TU，均值为4.61，大多为1950年以前补给的地下水与少量现代水的混合物；温泉中的3H测试值为0.5~8.3 TU，均值为2.97，为1950年以前补给的地下水与少量现代水的混合物；地下热水的3H测试结果大多小于2.0 TU，为1950年以前补给的地下水或仅有少量现代水混入。

（2）14C特征及地热流体年龄

研究区部分地热流体14C同位素测年数：潜山县天柱山风景区地热流体27840~30180 a，庐江白湖乡泉水镇地热流体29480~27780 a，庐江县汤池地震孔地热流体25150~26710 a，巢湖半汤温泉地热流体21160~21720 a，和县香泉温泉地热流体18280~19560 a，含山昭关地3个热流体依次为13257a、12000a、10800a，岳西菖蒲镇溪沸地热流体9170~9390 a，岳西温泉乡榆树村地热流体5个热流体依次为8430~8710 a、3880~4540 a、3430~3890 a、3120a~3600 a、1770~1930 a，定远泉坞山水厂3个热流体依次为7320~7844 a、6830~7050 a、5360~5710 a，凤阳红心镇李武村地热流体7340~7720 a，含山陶厂镇卜李村地热流体6580~6760 a，庐江冶父山镇贾玉村地热流体5990~6130 a，和县石杨镇徐村地热流体2930~3150 a，定远永康镇友爱村地热流体280~420 a。

6 郯庐断裂对地热流体的影响

6.1 对地热流体成因的影响

郯庐断裂带的地热流体（地下热水、温泉）的形成与区域构造、断裂活动、地层岩性和地下水的深循环等密切相关[7]。

郯庐断裂带具有长期、复杂的多旋回演变过程，其是安徽境内NNE向断裂系中切割最深的一条深断裂带。东支嘉山—庐江断裂重力推测形成深度33~100 km，属岩石圈断裂；西支五河—合肥断裂具壳断裂特征[30]。郯庐断裂带的切割深度深、构造活动性强，喜马拉雅早期强烈的拉张活动导致幔源型岩浆活动，同时断裂活动导致岩层间的摩擦、错动产生热能，区内热导率高的白云岩、盐岩及石膏层广泛发育的岩石有利于深部热源的传导，形成郯庐断裂带的构造—热背景环境。研究区中部的高大地热流值和高地温梯度也进一步说明郯庐断裂带构造-热背景环境由来自深部的较强烈的热源所造成。

郯庐断裂带（安徽段）皖南期整体为强烈挤压，燕山晚期是剪切、挤压强烈作用期，喜马拉雅早期先为微弱活动后为强烈的拉张活动等，致使郯庐断裂带及沿线形成较多的破碎带、劈理带发育等。断裂带及次生断裂为地下水的深循环、深部热液的上涌创造了条件，诸如巢湖半汤、含山昭关、庐江东汤和舒城西汤等温泉出露得到了进一步验证。

6.2 对地热流体水化学特征的影响

郯庐断裂带地热流体的氢氧同位素受构造控制[4]。根据研究区不同类型水样氢氧同位素特征（图7），可以看出：民井冷水、地下热水、温泉水和地表水氢氧同位素值分布在大气降水LMWL附近，说明民井冷水、地下热水、温泉水和地表水受到大气降水的补给。温泉水的氢氧同位素值略高于地下热水，表明温泉水、地下热水所处地质构造及径流途径不同；温泉水的氢氧同位素值介于民井冷水、地下热水之间，说明地下水深部循环过程中受到热源的影响；温泉水的氢氧同位素变化率比民井冷水的氢氧同位素变化率小，温泉水经深部水循环的过程中可能受至郯庐断裂带的构造控制影响。

7 结论

郯庐断裂带（安徽段）大地热流和地温梯度分布颇具相关性，两者变化趋势、异常区域尤为相似，热源主要来自于地球深部的热量（地幔热流）、地壳岩石放射性生热（地壳热流）、岩浆活动的残留热、热流体对流热和断裂活动岩层间的摩擦、错动生热，各类热源贡献占比目前尚难确定。地热资源沿主干断裂走向，主要分布于主干断裂两侧、次生断裂与其它方向断裂交汇处；按成因分为盆地封闭型地热、隆起山地半封闭型地热和隆起山地开放型地热三种类型，地热流体总体表现为高Na+、低Ca2++Mg2+的特征，不同构造单元地热流体的化学特征不同，同一构造单元不同区块地热流体的化学组分亦有较大差异。系统分析前人研究成果表明，郯庐断裂带（安徽段）地热流体的成因及水化学特征一定程度到上受到断裂带地质构造控制影响。建议今后进一步加强郯庐断裂带地热资源的热源识别及热源贡献占比方面研究，为深入认识地热分布规律和形成机理提供依据。