基于大地?zé)崃鞯嫩皬]斷裂帶（安徽段）構(gòu)造控?zé)崽接?/h1>
2021-12-21 12:16:40宋仁亮
上海國(guó)土資源 2021年4期 關(guān)鍵詞：特征
宋仁亮
（安徽省地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測(cè)總站，安徽·合肥 230001）
地?zé)豳Y源是指蘊(yùn)藏于地殼淺部可供利用的地溫能源，一般將200m以淺的稱(chēng)為淺層地溫能，200~3000m稱(chēng)為深層地?zé)崮埽?000~10000m稱(chēng)為干熱巖。本文主要論述郯廬斷裂帶（安徽段）深層地?zé)崮埽磦鹘y(tǒng)水熱型地?zé)豳Y源。
郯廬斷裂帶早期調(diào)查始于19世紀(jì)末至20世紀(jì)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(guó)峰論述了郯廬斷裂帶具體特征[2]。2000年王小鳳等運(yùn)用系統(tǒng)論的觀(guān)點(diǎn)和構(gòu)造體系及復(fù)合的思路，對(duì)郯廬斷裂帶這一巨大復(fù)雜的“斷裂系”的形成演化提出了較為完整的系統(tǒng)認(rèn)識(shí)[3]。
郯廬斷裂帶地?zé)嵫芯抗ぷ魇加?0世紀(jì)70年代李四光考察了天津地?zé)豳Y源提出“地?zé)釙?huì)戰(zhàn)”之后。1992年王兆榮對(duì)郯廬斷裂溫泉水氧和氫同位素與斷裂關(guān)系進(jìn)行了探討，認(rèn)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(rèn)為郯廬斷裂帶傳導(dǎo)地幔熱流致地表熱異常[5]。1998年上官志冠等認(rèn)為郯廬斷裂帶控制著地?zé)崃黧w活動(dòng)，地?zé)崃黧w的δD和δ18O值受地下水深循環(huán)影響[6]。2000年陶士振認(rèn)為構(gòu)造運(yùn)動(dòng)、斷層發(fā)育、地下水循環(huán)、地質(zhì)熱源傳導(dǎo)和巖層導(dǎo)熱率等影響郯廬斷裂帶溫泉發(fā)育[7]。2001年劉德良等認(rèn)為郯廬斷裂帶安徽段溫泉的熱源可能主要來(lái)自斷裂活動(dòng)[8]。2019年王一波等認(rèn)為郯廬斷裂帶南段最大熱流值出現(xiàn)在廬樅盆地區(qū)域上的熱異?！獰嵩春芸赡軄?lái)自上地殼淺部極高的生熱層[9]。近年來(lái)許多學(xué)者分別對(duì)區(qū)內(nèi)各單一地?zé)釡厝植?、成因模式、熱?chǔ)類(lèi)型、地?zé)崴瘜W(xué)特征、地?zé)豳Y源潛力評(píng)價(jià)和開(kāi)發(fā)利用等開(kāi)展了研究和探討[10-23]。
以往的地?zé)嵫芯抗ぷ骰蛞哉麄€(gè)區(qū)域地?zé)豳Y源為對(duì)象，研究地?zé)岱植?、地?zé)崃黧w成因及水化學(xué)特征等，或以單一地?zé)崽餅閷?duì)象，研究地?zé)豳Y源分布、成因、潛力評(píng)價(jià)和開(kāi)發(fā)利用等，未能系統(tǒng)地將區(qū)域地?zé)豳Y源和各單一地?zé)崽锝Y(jié)合起來(lái)，分析總結(jié)郯廬斷裂帶（安徽段）地?zé)岜尘?、分布特征、地?zé)崃黧w成因和水化學(xué)特征及郯廬斷裂帶構(gòu)造控?zé)嵊绊?。本文收集分析了郯廬斷裂帶（安徽段）區(qū)域地?zé)豳Y源和單一地?zé)崽镅芯砍晒诖蟮責(zé)崃骰A(chǔ)上系統(tǒng)地總結(jié)論述郯廬斷裂帶（安徽段）地?zé)岜尘?、分布特征、地?zé)崃黧w成因和水化學(xué)特征及郯廬斷裂帶構(gòu)造控?zé)嵊绊?，以期為郯廬斷裂帶（安徽段）及周邊區(qū)域地?zé)豳Y源開(kāi)發(fā)利用和生態(tài)文明建設(shè)等提供參考。
1 郯廬斷裂帶（安徽段）地質(zhì)背景
郯廬斷裂帶是中國(guó)東部的一條巖石圈斷裂帶，總體呈NNE向斜貫安徽境內(nèi)，安徽段長(zhǎng)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(xiàn)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(qū)內(nèi)自晚太古代以來(lái)，各時(shí)代地層均有不同程度發(fā)育，地層分屬華北地層區(qū)的徐淮地層分區(qū)、秦嶺—大別地層區(qū)、揚(yáng)子地層區(qū)；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(qū)和皖西山地低山丘陵地區(qū)的山前及山間；變質(zhì)巖主要分布在大別山地區(qū)、張八嶺地區(qū)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(qū)，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(qū)。在郯廬斷裂及鄰近其他斷裂的控制下，區(qū)內(nèi)巖漿活動(dòng)頻繁，侵入巖、火山巖和潛火山巖均有發(fā)育，主要分布在大別山東麓太湖-岳西-桐城一線(xiàn)、肥東、鳳陽(yáng)、張八嶺地區(qū)。研究區(qū)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(gè)水文地質(zhì)區(qū)[26]，孔隙水主要賦存于平原、波狀平原及沿江丘陵第四紀(jì)松散層中，裂隙—巖溶水則蘊(yùn)藏于北部華北陸塊南緣和南部下?lián)P子地臺(tái)區(qū)內(nèi)的元古代至中生代淺海相灰?guī)r巖層里，裂隙水廣布于皖西山地、淮北平原、江淮波狀平原，發(fā)育在變質(zhì)巖、巖漿巖及淺海相和陸相碎屑巖內(nèi)。
2 郯廬斷裂帶（安徽段）地?zé)岬刭|(zhì)條件
2.1 巖石熱導(dǎo)率與生熱率
巖石的熱導(dǎo)率、生熱率等熱物理性質(zhì)參數(shù)對(duì)地溫場(chǎng)、熱流場(chǎng)的分布起著決定性作用，是研究區(qū)域大地?zé)崃?、深部熱狀況和巖石圈熱結(jié)構(gòu)必不可少的參數(shù)。
研究區(qū)巖石地層時(shí)代、礦物成分、結(jié)構(gòu)特點(diǎn)對(duì)熱導(dǎo)率起到了控制作用，表現(xiàn)出不同時(shí)代、不同巖性和不同結(jié)構(gòu)的熱導(dǎo)率都會(huì)出現(xiàn)較大差異。華北地層巖石熱導(dǎo)率范圍1.5~3.5 W/(m·K)，秦嶺—大別地層巖石熱導(dǎo)率范圍2.5~5.5 W/(m·K) ，揚(yáng)子地層區(qū)巖石熱導(dǎo)率范圍2.5~4.5 W/(m·K)；沉積巖的平均熱導(dǎo)率范圍0.376~6.729 W/(m·K)，變質(zhì)巖的平均熱導(dǎo)率范圍2.751~4.990 W/(m·K)，巖漿巖的平均熱導(dǎo)率變化范圍1.703~4.561 W/(m·K)；鹽巖的熱導(dǎo)率最高，平均值達(dá)6.729 W/(m·K)，煤巖的熱導(dǎo)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(qū)巖石地層時(shí)代、巖性對(duì)熱導(dǎo)率起到了控制作用，表現(xiàn)出不同時(shí)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(yáng)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(zhì)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(shù)。研究區(qū)地溫梯度變化受地層巖性、基底起伏、褶皺構(gòu)造、巖漿活動(dòng)、地下水的運(yùn)動(dòng)等因素共同作用，地溫梯度分布總體呈中部高南北低趨勢(shì)（圖1），高地溫梯度區(qū)主要分布在廬樅盆地（廬江縣、樅陽(yáng)、桐城東部）等區(qū)域，其地溫梯度數(shù)值≥3.00℃/100m；低地溫梯度區(qū)主要分布在淮北陷褶斷帶東部（泗縣）、蚌埠臺(tái)拱的東南部（鳳陽(yáng)）、沿江拱斷褶帶（懷寧—潛山東部）等區(qū)域，其地溫梯度數(shù)值≤2.00℃/100m；地溫梯度正常區(qū)主要分布在合肥—滁州、定遠(yuǎn)—明光—五河、舒城—岳西—太湖—宿松等地，其數(shù)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?zé)崃?/h3>
大地?zé)崃髦竼挝幻娣e、單位時(shí)間內(nèi)由地球內(nèi)部傳輸至地表，爾后散發(fā)到太空中去的熱量。研究區(qū)大地?zé)崃髦捣植几窬种饕軈^(qū)域地質(zhì)背景、構(gòu)造特征、巖漿活動(dòng)、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(guī)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(qū)中部呈現(xiàn)大地?zé)崃鳟惓，F(xiàn)象（圖2）。
圖2 大地?zé)崃骰A(chǔ)圖（左）與異常圖（右）Fig.2 Base map (L) and anomaly map (R) of terrestrial heat flow
2.4 地?zé)岬刭|(zhì)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(shì)，中部高地溫梯度區(qū)地溫梯度數(shù)值≥3.00℃/100m，地溫梯度的分布特征與巖石的熱導(dǎo)率、生熱率的不同有關(guān)。大地?zé)崃髦底兓秶?0~100 mW/m2，呈中部高南北低趨勢(shì)，中部熱流正異常區(qū)熱流值70~100 mW/m2。高地溫梯度、高大地?zé)崃鲄^(qū)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(lái)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(dòng)對(duì)區(qū)域熱流和地溫場(chǎng)影響關(guān)聯(lián)性也較強(qiáng)。大別山斷塊隆起帶的北淮陽(yáng)構(gòu)造巖漿巖帶、大別構(gòu)造巖漿巖帶在燕山期發(fā)生了大規(guī)模巖漿侵入與噴發(fā)活動(dòng)，廣泛分布著燕山期花崗巖類(lèi)。大別山斷塊隆起帶中的巖漿活動(dòng)區(qū)規(guī)模大，侵入體的埋深大且最后一次巖漿侵入或噴出的地質(zhì)年代新，可能保留了部分巖漿體的余熱，影響的區(qū)域熱流和地溫場(chǎng)。從晚侏羅世至早白堊世，廬樅盆地經(jīng)歷了龍門(mén)院、磚橋、雙廟、浮山四個(gè)火山噴發(fā)旋回，近三千萬(wàn)年的火山噴發(fā)活動(dòng)規(guī)模大，時(shí)間晚且持續(xù)時(shí)間久，所保留的余熱較多，影響了區(qū)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(gòu)造—巖漿活動(dòng)強(qiáng)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(dá)6.16 μW/m3，遠(yuǎn)高于背景值。廬樅盆地在燕山晚期巖漿活動(dòng)強(qiáng)烈，形成了多達(dá)34個(gè)侵入巖巖體分布，存在著多個(gè)鈾異常的富集中心，燕山中晚期的花崗巖類(lèi)放射性元素的平均生熱率達(dá)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(chǎn)生的熱量對(duì)本區(qū)域地表熱流有較大的貢獻(xiàn)。
3 郯廬斷裂帶（安徽段）地?zé)豳Y源分布及類(lèi)型
地下熱水一般是指高于當(dāng)?shù)仄骄隁鉁氐牡叵滤?，?duì)地下熱水的定義國(guó)際上大多以20℃溫度為下限，中國(guó)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(cè)地?zé)豳Y源豐富，屬于低溫地?zé)豳Y源（20~90℃），地?zé)岫喾植荚跀嘞菖璧睾蛿鄩K隆起帶，出露的溫泉及鉆探地?zé)峥字饕蟹植荚诖髣e山東部、合肥、巢湖—和縣、定遠(yuǎn)等地（圖3）。按地?zé)岢梢蚩蓜澐譃榕璧胤忾]型地?zé)?、隆起山地半封閉型地?zé)岷吐∑鹕降亻_(kāi)放型地?zé)崛N類(lèi)型。
圖3 地?zé)豳Y源分布圖Fig.3 Distribution map of geothermal resources
3.1 盆地封閉型地?zé)?/h3>
盆地封閉型地?zé)岫辔挥跀啵ò迹┫菖璧貎?nèi)，熱儲(chǔ)層上覆厚層不透水層、底部有熱源傳導(dǎo)，呈平緩層狀、帶狀（圖4），熱儲(chǔ)層內(nèi)地下水徑流滯緩，地下水補(bǔ)給極微弱，近封閉狀態(tài)。
圖4 盆地封閉型地?zé)嵯到y(tǒng)成因概念圖Fig.4 Conceptual diagram of closed geothermal system in fault basin
研究區(qū)目前存在18處盆地封閉型地?zé)?，熱?chǔ)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(yuǎn)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?zé)崽卣髡f(shuō)明Table 1 Description of basin closed geothermal characteristics
3.2 隆起山地半封閉型地?zé)?/h3>
隆起山地半封閉型地?zé)釤醿?chǔ)受斷裂控制形成、呈帶狀，由區(qū)域性深斷裂構(gòu)成導(dǎo)水通道，深達(dá)基底，溝通熱源（圖5）。大氣降水或地表水通過(guò)斷裂入滲并深達(dá)基底經(jīng)熱源加熱后，在水頭壓力的驅(qū)動(dòng)下從其他導(dǎo)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?zé)嵯到y(tǒng)成因概念圖Fig.5 Conceptual diagram of semi closed geothermal system in uplift mountains
研究區(qū)目前存在6處隆起山地半封閉型地?zé)?，熱?chǔ)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(qū)（表2）。
表2 隆起山地半封閉型地?zé)崽卣髡f(shuō)明Table 2 Description of semi-closed geothermal characteristics in uplift mountainous
（續(xù)表2）
3.3 隆起山地開(kāi)放型地?zé)?/h3>
隆起山地開(kāi)放型地?zé)釤醿?chǔ)受斷裂控制面成、呈帶狀，地下水受降水補(bǔ)給強(qiáng)烈，地?zé)崃黧w主要賦存在斷裂破碎帶及其圍巖的裂隙或溶洞中，地?zé)犸@示以溫泉出露為主（圖6）。
圖6 隆起山地開(kāi)放型地?zé)嵯到y(tǒng)成因概念圖Fig.6 Conceptual diagram of open geothermal system in uplift mountains
研究區(qū)及鄰近目前存在4處隆起山地開(kāi)放型地?zé)?，熱?chǔ)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(qū)（表3）。
表3 隆起山地開(kāi)放型地?zé)崽卣髡f(shuō)明Table 3 Description of open geothermal characteristics in uplift mountainous
4 地?zé)崃黧w水化學(xué)特征
根據(jù)研究區(qū)153組地?zé)崃黧w（地?zé)崴?、溫泉水）水質(zhì)數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)分析表明，盆地封閉型地?zé)崃黧w水化學(xué)類(lèi)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?zé)崃黧w化學(xué)類(lèi)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(kāi)放型地?zé)崃黧w水化學(xué)主要為Ca-SO4、Ca·Mg-HCO3型。地?zé)崃黧w水化學(xué)特征與熱儲(chǔ)巖性、地質(zhì)構(gòu)造、熱傳導(dǎo)強(qiáng)度以及地?zé)崃黧w補(bǔ)徑排條件等有顯著聯(lián)系，不同構(gòu)造單元的地?zé)崃黧w水化學(xué)特征呈規(guī)律性分布，且同一構(gòu)造不同區(qū)塊，其化學(xué)組分有較大差異。
5 同位素分析
本次收集研究區(qū)的47組地?zé)崃黧w（地?zé)崴?、含溫泉水）?8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?cái)?shù)據(jù)，進(jìn)行同位素（D、18O，3H、14C）統(tǒng)計(jì)分析。
5.1 氫氧（D、18O）同位素特征
根據(jù)雨水樣品數(shù)據(jù)擬合得出研究區(qū)大氣降水線(xiàn)方程δD=7.00δ18O+2.0，分析總結(jié)出研究區(qū)不同類(lèi)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?zé)峋摩腄（-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(lèi)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?zé)崃黧w年齡
研究區(qū)雨水中的3H測(cè)試值為5.06~26.31 TU，為現(xiàn)代水標(biāo)準(zhǔn)值。地表水3H測(cè)試值為1.5~20.75 TU，平均值為7.4，大部分為現(xiàn)代降水補(bǔ)給；民用井水中的3H測(cè)試值為1.48~18.31 TU，均值為4.61，大多為1950年以前補(bǔ)給的地下水與少量現(xiàn)代水的混合物；溫泉中的3H測(cè)試值為0.5~8.3 TU，均值為2.97，為1950年以前補(bǔ)給的地下水與少量現(xiàn)代水的混合物；地下熱水的3H測(cè)試結(jié)果大多小于2.0 TU，為1950年以前補(bǔ)給的地下水或僅有少量現(xiàn)代水混入。
（2）14C特征及地?zé)崃黧w年齡
研究區(qū)部分地?zé)崃黧w14C同位素測(cè)年數(shù)：潛山縣天柱山風(fēng)景區(qū)地?zé)崃黧w27840~30180 a，廬江白湖鄉(xiāng)泉水鎮(zhèn)地?zé)崃黧w29480~27780 a，廬江縣湯池地震孔地?zé)崃黧w25150~26710 a，巢湖半湯溫泉地?zé)崃黧w21160~21720 a，和縣香泉溫泉地?zé)崃黧w18280~19560 a，含山昭關(guān)地3個(gè)熱流體依次為13257a、12000a、10800a，岳西菖蒲鎮(zhèn)溪沸地?zé)崃黧w9170~9390 a，岳西溫泉鄉(xiāng)榆樹(shù)村地?zé)崃黧w5個(gè)熱流體依次為8430~8710 a、3880~4540 a、3430~3890 a、3120a~3600 a、1770~1930 a，定遠(yuǎn)泉塢山水廠(chǎng)3個(gè)熱流體依次為7320~7844 a、6830~7050 a、5360~5710 a，鳳陽(yáng)紅心鎮(zhèn)李武村地?zé)崃黧w7340~7720 a，含山陶廠(chǎng)鎮(zhèn)卜李村地?zé)崃黧w6580~6760 a，廬江冶父山鎮(zhèn)賈玉村地?zé)崃黧w5990~6130 a，和縣石楊鎮(zhèn)徐村地?zé)崃黧w2930~3150 a，定遠(yuǎn)永康鎮(zhèn)友愛(ài)村地?zé)崃黧w280~420 a。
6 郯廬斷裂對(duì)地?zé)崃黧w的影響
6.1 對(duì)地?zé)崃黧w成因的影響
郯廬斷裂帶的地?zé)崃黧w（地下熱水、溫泉）的形成與區(qū)域構(gòu)造、斷裂活動(dòng)、地層巖性和地下水的深循環(huán)等密切相關(guān)[7]。
郯廬斷裂帶具有長(zhǎng)期、復(fù)雜的多旋回演變過(guò)程，其是安徽境內(nèi)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(cè)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(gòu)造活動(dòng)性強(qiáng)，喜馬拉雅早期強(qiáng)烈的拉張活動(dòng)導(dǎo)致幔源型巖漿活動(dòng)，同時(shí)斷裂活動(dòng)導(dǎo)致巖層間的摩擦、錯(cuò)動(dòng)產(chǎn)生熱能，區(qū)內(nèi)熱導(dǎo)率高的白云巖、鹽巖及石膏層廣泛發(fā)育的巖石有利于深部熱源的傳導(dǎo)，形成郯廬斷裂帶的構(gòu)造—熱背景環(huán)境。研究區(qū)中部的高大地?zé)崃髦岛透叩販靥荻纫策M(jìn)一步說(shuō)明郯廬斷裂帶構(gòu)造-熱背景環(huán)境由來(lái)自深部的較強(qiáng)烈的熱源所造成。
郯廬斷裂帶（安徽段）皖南期整體為強(qiáng)烈擠壓，燕山晚期是剪切、擠壓強(qiáng)烈作用期，喜馬拉雅早期先為微弱活動(dòng)后為強(qiáng)烈的拉張活動(dòng)等，致使郯廬斷裂帶及沿線(xiàn)形成較多的破碎帶、劈理帶發(fā)育等。斷裂帶及次生斷裂為地下水的深循環(huán)、深部熱液的上涌創(chuàng)造了條件，諸如巢湖半湯、含山昭關(guān)、廬江東湯和舒城西湯等溫泉出露得到了進(jìn)一步驗(yàn)證。
6.2 對(duì)地?zé)崃黧w水化學(xué)特征的影響
郯廬斷裂帶地?zé)崃黧w的氫氧同位素受構(gòu)造控制[4]。根據(jù)研究區(qū)不同類(lèi)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(shuō)明民井冷水、地下熱水、溫泉水和地表水受到大氣降水的補(bǔ)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(zhì)構(gòu)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(shuō)明地下水深部循環(huán)過(guò)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(jīng)深部水循環(huán)的過(guò)程中可能受至郯廬斷裂帶的構(gòu)造控制影響。
7 結(jié)論
郯廬斷裂帶（安徽段）大地?zé)崃骱偷販靥荻确植碱H具相關(guān)性，兩者變化趨勢(shì)、異常區(qū)域尤為相似，熱源主要來(lái)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(dòng)的殘留熱、熱流體對(duì)流熱和斷裂活動(dòng)巖層間的摩擦、錯(cuò)動(dòng)生熱，各類(lèi)熱源貢獻(xiàn)占比目前尚難確定。地?zé)豳Y源沿主干斷裂走向，主要分布于主干斷裂兩側(cè)、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?zé)?、隆起山地半封閉型地?zé)岷吐∑鹕降亻_(kāi)放型地?zé)崛N類(lèi)型，地?zé)崃黧w總體表現(xiàn)為高Na+、低Ca2++Mg2+的特征，不同構(gòu)造單元地?zé)崃黧w的化學(xué)特征不同，同一構(gòu)造單元不同區(qū)塊地?zé)崃黧w的化學(xué)組分亦有較大差異。系統(tǒng)分析前人研究成果表明，郯廬斷裂帶（安徽段）地?zé)崃黧w的成因及水化學(xué)特征一定程度到上受到斷裂帶地質(zhì)構(gòu)造控制影響。建議今后進(jìn)一步加強(qiáng)郯廬斷裂帶地?zé)豳Y源的熱源識(shí)別及熱源貢獻(xiàn)占比方面研究，為深入認(rèn)識(shí)地?zé)岱植家?guī)律和形成機(jī)理提供依據(jù)。
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宋仁亮
（安徽省地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測(cè)總站，安徽·合肥 230001）
地?zé)豳Y源是指蘊(yùn)藏于地殼淺部可供利用的地溫能源，一般將200m以淺的稱(chēng)為淺層地溫能，200~3000m稱(chēng)為深層地?zé)崮埽?000~10000m稱(chēng)為干熱巖。本文主要論述郯廬斷裂帶（安徽段）深層地?zé)崮埽磦鹘y(tǒng)水熱型地?zé)豳Y源。
郯廬斷裂帶早期調(diào)查始于19世紀(jì)末至20世紀(jì)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(guó)峰論述了郯廬斷裂帶具體特征[2]。2000年王小鳳等運(yùn)用系統(tǒng)論的觀(guān)點(diǎn)和構(gòu)造體系及復(fù)合的思路，對(duì)郯廬斷裂帶這一巨大復(fù)雜的“斷裂系”的形成演化提出了較為完整的系統(tǒng)認(rèn)識(shí)[3]。
郯廬斷裂帶地?zé)嵫芯抗ぷ魇加?0世紀(jì)70年代李四光考察了天津地?zé)豳Y源提出“地?zé)釙?huì)戰(zhàn)”之后。1992年王兆榮對(duì)郯廬斷裂溫泉水氧和氫同位素與斷裂關(guān)系進(jìn)行了探討，認(rèn)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(rèn)為郯廬斷裂帶傳導(dǎo)地幔熱流致地表熱異常[5]。1998年上官志冠等認(rèn)為郯廬斷裂帶控制著地?zé)崃黧w活動(dòng)，地?zé)崃黧w的δD和δ18O值受地下水深循環(huán)影響[6]。2000年陶士振認(rèn)為構(gòu)造運(yùn)動(dòng)、斷層發(fā)育、地下水循環(huán)、地質(zhì)熱源傳導(dǎo)和巖層導(dǎo)熱率等影響郯廬斷裂帶溫泉發(fā)育[7]。2001年劉德良等認(rèn)為郯廬斷裂帶安徽段溫泉的熱源可能主要來(lái)自斷裂活動(dòng)[8]。2019年王一波等認(rèn)為郯廬斷裂帶南段最大熱流值出現(xiàn)在廬樅盆地區(qū)域上的熱異?！獰嵩春芸赡軄?lái)自上地殼淺部極高的生熱層[9]。近年來(lái)許多學(xué)者分別對(duì)區(qū)內(nèi)各單一地?zé)釡厝植?、成因模式、熱?chǔ)類(lèi)型、地?zé)崴瘜W(xué)特征、地?zé)豳Y源潛力評(píng)價(jià)和開(kāi)發(fā)利用等開(kāi)展了研究和探討[10-23]。
以往的地?zé)嵫芯抗ぷ骰蛞哉麄€(gè)區(qū)域地?zé)豳Y源為對(duì)象，研究地?zé)岱植?、地?zé)崃黧w成因及水化學(xué)特征等，或以單一地?zé)崽餅閷?duì)象，研究地?zé)豳Y源分布、成因、潛力評(píng)價(jià)和開(kāi)發(fā)利用等，未能系統(tǒng)地將區(qū)域地?zé)豳Y源和各單一地?zé)崽锝Y(jié)合起來(lái)，分析總結(jié)郯廬斷裂帶（安徽段）地?zé)岜尘?、分布特征、地?zé)崃黧w成因和水化學(xué)特征及郯廬斷裂帶構(gòu)造控?zé)嵊绊?。本文收集分析了郯廬斷裂帶（安徽段）區(qū)域地?zé)豳Y源和單一地?zé)崽镅芯砍晒诖蟮責(zé)崃骰A(chǔ)上系統(tǒng)地總結(jié)論述郯廬斷裂帶（安徽段）地?zé)岜尘?、分布特征、地?zé)崃黧w成因和水化學(xué)特征及郯廬斷裂帶構(gòu)造控?zé)嵊绊?，以期為郯廬斷裂帶（安徽段）及周邊區(qū)域地?zé)豳Y源開(kāi)發(fā)利用和生態(tài)文明建設(shè)等提供參考。
1 郯廬斷裂帶（安徽段）地質(zhì)背景
郯廬斷裂帶是中國(guó)東部的一條巖石圈斷裂帶，總體呈NNE向斜貫安徽境內(nèi)，安徽段長(zhǎng)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(xiàn)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(qū)內(nèi)自晚太古代以來(lái)，各時(shí)代地層均有不同程度發(fā)育，地層分屬華北地層區(qū)的徐淮地層分區(qū)、秦嶺—大別地層區(qū)、揚(yáng)子地層區(qū)；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(qū)和皖西山地低山丘陵地區(qū)的山前及山間；變質(zhì)巖主要分布在大別山地區(qū)、張八嶺地區(qū)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(qū)，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(qū)。在郯廬斷裂及鄰近其他斷裂的控制下，區(qū)內(nèi)巖漿活動(dòng)頻繁，侵入巖、火山巖和潛火山巖均有發(fā)育，主要分布在大別山東麓太湖-岳西-桐城一線(xiàn)、肥東、鳳陽(yáng)、張八嶺地區(qū)。研究區(qū)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(gè)水文地質(zhì)區(qū)[26]，孔隙水主要賦存于平原、波狀平原及沿江丘陵第四紀(jì)松散層中，裂隙—巖溶水則蘊(yùn)藏于北部華北陸塊南緣和南部下?lián)P子地臺(tái)區(qū)內(nèi)的元古代至中生代淺海相灰?guī)r巖層里，裂隙水廣布于皖西山地、淮北平原、江淮波狀平原，發(fā)育在變質(zhì)巖、巖漿巖及淺海相和陸相碎屑巖內(nèi)。
2 郯廬斷裂帶（安徽段）地?zé)岬刭|(zhì)條件
2.1 巖石熱導(dǎo)率與生熱率
巖石的熱導(dǎo)率、生熱率等熱物理性質(zhì)參數(shù)對(duì)地溫場(chǎng)、熱流場(chǎng)的分布起著決定性作用，是研究區(qū)域大地?zé)崃?、深部熱狀況和巖石圈熱結(jié)構(gòu)必不可少的參數(shù)。
研究區(qū)巖石地層時(shí)代、礦物成分、結(jié)構(gòu)特點(diǎn)對(duì)熱導(dǎo)率起到了控制作用，表現(xiàn)出不同時(shí)代、不同巖性和不同結(jié)構(gòu)的熱導(dǎo)率都會(huì)出現(xiàn)較大差異。華北地層巖石熱導(dǎo)率范圍1.5~3.5 W/(m·K)，秦嶺—大別地層巖石熱導(dǎo)率范圍2.5~5.5 W/(m·K) ，揚(yáng)子地層區(qū)巖石熱導(dǎo)率范圍2.5~4.5 W/(m·K)；沉積巖的平均熱導(dǎo)率范圍0.376~6.729 W/(m·K)，變質(zhì)巖的平均熱導(dǎo)率范圍2.751~4.990 W/(m·K)，巖漿巖的平均熱導(dǎo)率變化范圍1.703~4.561 W/(m·K)；鹽巖的熱導(dǎo)率最高，平均值達(dá)6.729 W/(m·K)，煤巖的熱導(dǎo)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(qū)巖石地層時(shí)代、巖性對(duì)熱導(dǎo)率起到了控制作用，表現(xiàn)出不同時(shí)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(yáng)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(zhì)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(shù)。研究區(qū)地溫梯度變化受地層巖性、基底起伏、褶皺構(gòu)造、巖漿活動(dòng)、地下水的運(yùn)動(dòng)等因素共同作用，地溫梯度分布總體呈中部高南北低趨勢(shì)（圖1），高地溫梯度區(qū)主要分布在廬樅盆地（廬江縣、樅陽(yáng)、桐城東部）等區(qū)域，其地溫梯度數(shù)值≥3.00℃/100m；低地溫梯度區(qū)主要分布在淮北陷褶斷帶東部（泗縣）、蚌埠臺(tái)拱的東南部（鳳陽(yáng)）、沿江拱斷褶帶（懷寧—潛山東部）等區(qū)域，其地溫梯度數(shù)值≤2.00℃/100m；地溫梯度正常區(qū)主要分布在合肥—滁州、定遠(yuǎn)—明光—五河、舒城—岳西—太湖—宿松等地，其數(shù)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?zé)崃?/h3>
大地?zé)崃髦竼挝幻娣e、單位時(shí)間內(nèi)由地球內(nèi)部傳輸至地表，爾后散發(fā)到太空中去的熱量。研究區(qū)大地?zé)崃髦捣植几窬种饕軈^(qū)域地質(zhì)背景、構(gòu)造特征、巖漿活動(dòng)、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(guī)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(qū)中部呈現(xiàn)大地?zé)崃鳟惓，F(xiàn)象（圖2）。
圖2 大地?zé)崃骰A(chǔ)圖（左）與異常圖（右）Fig.2 Base map (L) and anomaly map (R) of terrestrial heat flow
2.4 地?zé)岬刭|(zhì)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(shì)，中部高地溫梯度區(qū)地溫梯度數(shù)值≥3.00℃/100m，地溫梯度的分布特征與巖石的熱導(dǎo)率、生熱率的不同有關(guān)。大地?zé)崃髦底兓秶?0~100 mW/m2，呈中部高南北低趨勢(shì)，中部熱流正異常區(qū)熱流值70~100 mW/m2。高地溫梯度、高大地?zé)崃鲄^(qū)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(lái)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(dòng)對(duì)區(qū)域熱流和地溫場(chǎng)影響關(guān)聯(lián)性也較強(qiáng)。大別山斷塊隆起帶的北淮陽(yáng)構(gòu)造巖漿巖帶、大別構(gòu)造巖漿巖帶在燕山期發(fā)生了大規(guī)模巖漿侵入與噴發(fā)活動(dòng)，廣泛分布著燕山期花崗巖類(lèi)。大別山斷塊隆起帶中的巖漿活動(dòng)區(qū)規(guī)模大，侵入體的埋深大且最后一次巖漿侵入或噴出的地質(zhì)年代新，可能保留了部分巖漿體的余熱，影響的區(qū)域熱流和地溫場(chǎng)。從晚侏羅世至早白堊世，廬樅盆地經(jīng)歷了龍門(mén)院、磚橋、雙廟、浮山四個(gè)火山噴發(fā)旋回，近三千萬(wàn)年的火山噴發(fā)活動(dòng)規(guī)模大，時(shí)間晚且持續(xù)時(shí)間久，所保留的余熱較多，影響了區(qū)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(gòu)造—巖漿活動(dòng)強(qiáng)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(dá)6.16 μW/m3，遠(yuǎn)高于背景值。廬樅盆地在燕山晚期巖漿活動(dòng)強(qiáng)烈，形成了多達(dá)34個(gè)侵入巖巖體分布，存在著多個(gè)鈾異常的富集中心，燕山中晚期的花崗巖類(lèi)放射性元素的平均生熱率達(dá)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(chǎn)生的熱量對(duì)本區(qū)域地表熱流有較大的貢獻(xiàn)。
3 郯廬斷裂帶（安徽段）地?zé)豳Y源分布及類(lèi)型
地下熱水一般是指高于當(dāng)?shù)仄骄隁鉁氐牡叵滤?，?duì)地下熱水的定義國(guó)際上大多以20℃溫度為下限，中國(guó)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(cè)地?zé)豳Y源豐富，屬于低溫地?zé)豳Y源（20~90℃），地?zé)岫喾植荚跀嘞菖璧睾蛿鄩K隆起帶，出露的溫泉及鉆探地?zé)峥字饕蟹植荚诖髣e山東部、合肥、巢湖—和縣、定遠(yuǎn)等地（圖3）。按地?zé)岢梢蚩蓜澐譃榕璧胤忾]型地?zé)?、隆起山地半封閉型地?zé)岷吐∑鹕降亻_(kāi)放型地?zé)崛N類(lèi)型。
圖3 地?zé)豳Y源分布圖Fig.3 Distribution map of geothermal resources
3.1 盆地封閉型地?zé)?/h3>
盆地封閉型地?zé)岫辔挥跀啵ò迹┫菖璧貎?nèi)，熱儲(chǔ)層上覆厚層不透水層、底部有熱源傳導(dǎo)，呈平緩層狀、帶狀（圖4），熱儲(chǔ)層內(nèi)地下水徑流滯緩，地下水補(bǔ)給極微弱，近封閉狀態(tài)。
圖4 盆地封閉型地?zé)嵯到y(tǒng)成因概念圖Fig.4 Conceptual diagram of closed geothermal system in fault basin
研究區(qū)目前存在18處盆地封閉型地?zé)?，熱?chǔ)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(yuǎn)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?zé)崽卣髡f(shuō)明Table 1 Description of basin closed geothermal characteristics
3.2 隆起山地半封閉型地?zé)?/h3>
隆起山地半封閉型地?zé)釤醿?chǔ)受斷裂控制形成、呈帶狀，由區(qū)域性深斷裂構(gòu)成導(dǎo)水通道，深達(dá)基底，溝通熱源（圖5）。大氣降水或地表水通過(guò)斷裂入滲并深達(dá)基底經(jīng)熱源加熱后，在水頭壓力的驅(qū)動(dòng)下從其他導(dǎo)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?zé)嵯到y(tǒng)成因概念圖Fig.5 Conceptual diagram of semi closed geothermal system in uplift mountains
研究區(qū)目前存在6處隆起山地半封閉型地?zé)?，熱?chǔ)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(qū)（表2）。
表2 隆起山地半封閉型地?zé)崽卣髡f(shuō)明Table 2 Description of semi-closed geothermal characteristics in uplift mountainous
（續(xù)表2）
3.3 隆起山地開(kāi)放型地?zé)?/h3>
隆起山地開(kāi)放型地?zé)釤醿?chǔ)受斷裂控制面成、呈帶狀，地下水受降水補(bǔ)給強(qiáng)烈，地?zé)崃黧w主要賦存在斷裂破碎帶及其圍巖的裂隙或溶洞中，地?zé)犸@示以溫泉出露為主（圖6）。
圖6 隆起山地開(kāi)放型地?zé)嵯到y(tǒng)成因概念圖Fig.6 Conceptual diagram of open geothermal system in uplift mountains
研究區(qū)及鄰近目前存在4處隆起山地開(kāi)放型地?zé)?，熱?chǔ)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(qū)（表3）。
表3 隆起山地開(kāi)放型地?zé)崽卣髡f(shuō)明Table 3 Description of open geothermal characteristics in uplift mountainous
4 地?zé)崃黧w水化學(xué)特征
根據(jù)研究區(qū)153組地?zé)崃黧w（地?zé)崴?、溫泉水）水質(zhì)數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)分析表明，盆地封閉型地?zé)崃黧w水化學(xué)類(lèi)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?zé)崃黧w化學(xué)類(lèi)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(kāi)放型地?zé)崃黧w水化學(xué)主要為Ca-SO4、Ca·Mg-HCO3型。地?zé)崃黧w水化學(xué)特征與熱儲(chǔ)巖性、地質(zhì)構(gòu)造、熱傳導(dǎo)強(qiáng)度以及地?zé)崃黧w補(bǔ)徑排條件等有顯著聯(lián)系，不同構(gòu)造單元的地?zé)崃黧w水化學(xué)特征呈規(guī)律性分布，且同一構(gòu)造不同區(qū)塊，其化學(xué)組分有較大差異。
5 同位素分析
本次收集研究區(qū)的47組地?zé)崃黧w（地?zé)崴?、含溫泉水）?8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?cái)?shù)據(jù)，進(jìn)行同位素（D、18O，3H、14C）統(tǒng)計(jì)分析。
5.1 氫氧（D、18O）同位素特征
根據(jù)雨水樣品數(shù)據(jù)擬合得出研究區(qū)大氣降水線(xiàn)方程δD=7.00δ18O+2.0，分析總結(jié)出研究區(qū)不同類(lèi)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?zé)峋摩腄（-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(lèi)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?zé)崃黧w年齡
研究區(qū)雨水中的3H測(cè)試值為5.06~26.31 TU，為現(xiàn)代水標(biāo)準(zhǔn)值。地表水3H測(cè)試值為1.5~20.75 TU，平均值為7.4，大部分為現(xiàn)代降水補(bǔ)給；民用井水中的3H測(cè)試值為1.48~18.31 TU，均值為4.61，大多為1950年以前補(bǔ)給的地下水與少量現(xiàn)代水的混合物；溫泉中的3H測(cè)試值為0.5~8.3 TU，均值為2.97，為1950年以前補(bǔ)給的地下水與少量現(xiàn)代水的混合物；地下熱水的3H測(cè)試結(jié)果大多小于2.0 TU，為1950年以前補(bǔ)給的地下水或僅有少量現(xiàn)代水混入。
（2）14C特征及地?zé)崃黧w年齡
研究區(qū)部分地?zé)崃黧w14C同位素測(cè)年數(shù)：潛山縣天柱山風(fēng)景區(qū)地?zé)崃黧w27840~30180 a，廬江白湖鄉(xiāng)泉水鎮(zhèn)地?zé)崃黧w29480~27780 a，廬江縣湯池地震孔地?zé)崃黧w25150~26710 a，巢湖半湯溫泉地?zé)崃黧w21160~21720 a，和縣香泉溫泉地?zé)崃黧w18280~19560 a，含山昭關(guān)地3個(gè)熱流體依次為13257a、12000a、10800a，岳西菖蒲鎮(zhèn)溪沸地?zé)崃黧w9170~9390 a，岳西溫泉鄉(xiāng)榆樹(shù)村地?zé)崃黧w5個(gè)熱流體依次為8430~8710 a、3880~4540 a、3430~3890 a、3120a~3600 a、1770~1930 a，定遠(yuǎn)泉塢山水廠(chǎng)3個(gè)熱流體依次為7320~7844 a、6830~7050 a、5360~5710 a，鳳陽(yáng)紅心鎮(zhèn)李武村地?zé)崃黧w7340~7720 a，含山陶廠(chǎng)鎮(zhèn)卜李村地?zé)崃黧w6580~6760 a，廬江冶父山鎮(zhèn)賈玉村地?zé)崃黧w5990~6130 a，和縣石楊鎮(zhèn)徐村地?zé)崃黧w2930~3150 a，定遠(yuǎn)永康鎮(zhèn)友愛(ài)村地?zé)崃黧w280~420 a。
6 郯廬斷裂對(duì)地?zé)崃黧w的影響
6.1 對(duì)地?zé)崃黧w成因的影響
郯廬斷裂帶的地?zé)崃黧w（地下熱水、溫泉）的形成與區(qū)域構(gòu)造、斷裂活動(dòng)、地層巖性和地下水的深循環(huán)等密切相關(guān)[7]。
郯廬斷裂帶具有長(zhǎng)期、復(fù)雜的多旋回演變過(guò)程，其是安徽境內(nèi)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(cè)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(gòu)造活動(dòng)性強(qiáng)，喜馬拉雅早期強(qiáng)烈的拉張活動(dòng)導(dǎo)致幔源型巖漿活動(dòng)，同時(shí)斷裂活動(dòng)導(dǎo)致巖層間的摩擦、錯(cuò)動(dòng)產(chǎn)生熱能，區(qū)內(nèi)熱導(dǎo)率高的白云巖、鹽巖及石膏層廣泛發(fā)育的巖石有利于深部熱源的傳導(dǎo)，形成郯廬斷裂帶的構(gòu)造—熱背景環(huán)境。研究區(qū)中部的高大地?zé)崃髦岛透叩販靥荻纫策M(jìn)一步說(shuō)明郯廬斷裂帶構(gòu)造-熱背景環(huán)境由來(lái)自深部的較強(qiáng)烈的熱源所造成。
郯廬斷裂帶（安徽段）皖南期整體為強(qiáng)烈擠壓，燕山晚期是剪切、擠壓強(qiáng)烈作用期，喜馬拉雅早期先為微弱活動(dòng)后為強(qiáng)烈的拉張活動(dòng)等，致使郯廬斷裂帶及沿線(xiàn)形成較多的破碎帶、劈理帶發(fā)育等。斷裂帶及次生斷裂為地下水的深循環(huán)、深部熱液的上涌創(chuàng)造了條件，諸如巢湖半湯、含山昭關(guān)、廬江東湯和舒城西湯等溫泉出露得到了進(jìn)一步驗(yàn)證。
6.2 對(duì)地?zé)崃黧w水化學(xué)特征的影響
郯廬斷裂帶地?zé)崃黧w的氫氧同位素受構(gòu)造控制[4]。根據(jù)研究區(qū)不同類(lèi)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(shuō)明民井冷水、地下熱水、溫泉水和地表水受到大氣降水的補(bǔ)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(zhì)構(gòu)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(shuō)明地下水深部循環(huán)過(guò)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(jīng)深部水循環(huán)的過(guò)程中可能受至郯廬斷裂帶的構(gòu)造控制影響。
7 結(jié)論
郯廬斷裂帶（安徽段）大地?zé)崃骱偷販靥荻确植碱H具相關(guān)性，兩者變化趨勢(shì)、異常區(qū)域尤為相似，熱源主要來(lái)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(dòng)的殘留熱、熱流體對(duì)流熱和斷裂活動(dòng)巖層間的摩擦、錯(cuò)動(dòng)生熱，各類(lèi)熱源貢獻(xiàn)占比目前尚難確定。地?zé)豳Y源沿主干斷裂走向，主要分布于主干斷裂兩側(cè)、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?zé)?、隆起山地半封閉型地?zé)岷吐∑鹕降亻_(kāi)放型地?zé)崛N類(lèi)型，地?zé)崃黧w總體表現(xiàn)為高Na+、低Ca2++Mg2+的特征，不同構(gòu)造單元地?zé)崃黧w的化學(xué)特征不同，同一構(gòu)造單元不同區(qū)塊地?zé)崃黧w的化學(xué)組分亦有較大差異。系統(tǒng)分析前人研究成果表明，郯廬斷裂帶（安徽段）地?zé)崃黧w的成因及水化學(xué)特征一定程度到上受到斷裂帶地質(zhì)構(gòu)造控制影響。建議今后進(jìn)一步加強(qiáng)郯廬斷裂帶地?zé)豳Y源的熱源識(shí)別及熱源貢獻(xiàn)占比方面研究，為深入認(rèn)識(shí)地?zé)岱植家?guī)律和形成機(jī)理提供依據(jù)。
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