2019, Vol. 62
2. 中国科学院大学地球与行星科学学院, 北京 100049;
3. 中国科学院地球科学研究院, 北京 100029;
4. 安徽省地勘局第一水文工程地质勘查院, 安徽蚌埠 233000
, HU ShengBiao1,2,3
, NIE DongGang4, ZHANG KeSong4, JIANG GuangZheng1,2, WANG ZhuTing1,2,3
2. University of Chinese Academy of Sciences, College of Earth and Planetary Sciences, Beijing 100049, China;
3. Chinese Academy of Sciences, Institutions of Earth Science, Beijing 100029, China;
4. Institute of Anhui Bureau of Geological Exploration, First Hydrology and Engineering Geological Exploration, Bengbu Anhui 233000, China
郯庐断裂带是中国东部最著名的断裂带, 自1957年发现并提出以来已经有60多年的研究历史.郯庐断裂带南起湖北广济, 经过庐江、郯城、渤海, 至沈阳后分为依兰—依通和敦化—密山两段, 止于俄罗斯的哈巴罗夫斯克边疆区, 在中国境内长度约2400 km, 切割深度数十公里.近些年的研究表明, 郯庐断裂带影响着亚洲东部的区域构造、成矿作用、岩浆作用和火山、地震的发生(Liu et al., 2001; Mao et al., 2008; Zhu et al., 2009; 魏光兴, 1993).
郯庐断裂带邻区的地热工作开始于20世纪70年代李四光提出的“地热会战”之后, 第一批热流值主要出自山东地区(中国科学院地质研究所地热组, 1979).自此, 越来越多的热流值被汇编和报道(Hu et al., 2000).截止2016年, 中国大陆地区已有1230个热流数据(姜光政等, 2016):华北克拉通(NCC)473个, 平均值为62.04 mW·m-2, 扬子克拉通(YC)231个, 均值为61.82 mW·m-2.然而, 绝大多数的钻井都集中在沉积盆地中, 以断裂带为对象进行的地热工作少之又少.迄今, 仅有集中于庐江附近的四个热流点被报道(邓孝和汪缉安, 1982).相对应的, 郯庐断裂带是否为热异常带这一科学问题一直有很大争议(祖金华等, 1996; He et al., 2008; 彭涛等, 2015; Jiang et al., 2016), 也从未有过系统的研究.郯庐断裂带南段是走滑运动最早发生的一段(Zhu et al., 2009), 分割了两侧深俯冲和折返的造山带(Guo et al., 2012), 其最大主应力方向有较为明显的偏转(杨云等, 2017).近些年宽角反射/折射地震数据的解译(郑晔和滕吉文, 1989; 刘福田等, 2003; 白志明和王椿镛, 2006; 徐涛等, 2014; Wang et al., 2000), 为热结构和动态过程的研究提供了条件.
本次研究, 我们根据连续稳态测温和热物性参数的测试, 报道了郯庐断裂带南段的一批热流值.区域上的热异常被认为是第四纪岩浆活动和高放射性岩体的结果, 而并非前人认为的受郯庐断裂带强烈控制.最后, 通过二维岩石圈剖面的建立阐述了区域上的构造活动和浅源地震发震带受岩石圈热结构的直接控制.
1 区域地质特征研究区位于华北、扬子克拉通板块边界附近的楔形体的东侧及邻区, 横跨了三个一级大地构造单元.近EW走向的大别造山带(DBO)位于华北板块边界的南侧, 向东延伸至被郯庐断裂带所切割(Wan, 2011; Wan，1996；Yin and Nie, 1993).分列于郯庐断裂带两侧, 主要发育了南华北盆地和苏北盆地(图 1).
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图 1 中国东部的热流点(a)和郯庐断裂带南段及邻区构造单元(b)(图b改自Zhu et al.(2009)) 1 侏罗纪-古近纪盆地; 2 高压-超高压榴辉岩相; 3 北大别构造单元; 4 高压角闪岩相; 5 高压角闪岩相; 6 北淮阳低压绿片岩相; 7 早白垩世火山岩和侵入岩; 8 NCC变质基底; 9 其他构造单元; 10 逆冲推覆构造; 11 走滑断层; 12 断层; 13 本次研究的钻孔位置; 14 前人已研究的钻孔位置; 15 深地震剖面; 16 地震剖面序号: ①符离集—奉贤剖面(白志明等, 2006); ②利辛—宜兴剖面(徐涛等, 2014); ③庄墓—张公渡剖面(Wang et al., 2000); ④随县—马鞍山剖面(郑晔等, 1989); ⑤-⑨东大别剖面(刘福田等, 2003).JNF江南断裂; CHF滁州—合肥断裂; HJF洪泽—建湖断裂; JXF嘉山—响水断裂; XGF襄樊—广济断裂; XMF晓天—磨子潭断裂; LAF六安断裂; SSF蜀山断裂; FZF肥中断裂; SDF寿县—定远断裂; SMF商城—麻城断裂; Pz古生代沉积层; Cz中生代沉积层. Fig. 1 Heat flow points in eastern China (a) and the southern Tan-Lu fault zone and the adjacent tectonic unist (b) (b is modified from Zhu et al., 2009) |
下扬子地区自晚元古代到早古生代处于被动大陆边缘的伸展环境下, 沉积了上万米的碳酸盐岩、砂岩和页岩等(冯增昭和吴胜和, 1987; 孔庆玉和龚与觐, 1987); 晚古生代的构造活动相对稳定, 以海陆交互沉积相为主(王良书和施央申, 1989); 晚三叠世期间, 由于扬子板块向华北板块的俯冲形成了苏鲁—大别造山带(Guo et al., 2012; Yin and Nie, 1993; Zhang et al., 2009; Zhao et al., 2016); 自晚白垩世后, 下扬子地区主要发育陆域伸展盆地(李海滨等, 2011).南华北盆地是侏罗纪-古近纪形成的叠合盆地群, 盆地基底主要由太古代和古元古代的变质结晶岩, 以及中元古代和古生代的沉积结晶岩组成(Shi et al., 2011; 黄泽光等, 2005; 贾承造等, 2004).在演化的过程中, 郯庐断裂带逐渐接替大别造山带成为盆地发育中后期的主导因素(Zhu et al., 2017; 陈海云等, 2004).郯庐断裂带中南段新生代的岩浆活动主要分为三个时期:古近系喷发于合肥盆地、嘉山和渤海湾盆地的拉斑玄武岩, 中新世喷发于嘉山、沂水境内的碱性橄榄玄武岩和更新世喷发于安徽嘉山、女山附近的强碱性玄武岩、碧玄岩等(牛漫兰等, 2005).自中生代以来, 郯庐断裂带主要经历了三次活动事件:晚侏罗世-早白垩世的走滑、晚白垩世-古近纪的伸展以及新近纪以来的挤压(Zhu et al., 2017).现今, 郯庐断裂带主要控制了地震的发育, 最有名的是1668年发生于郯城的8.5级地震.
2 地温资料基于地层温度、实测热导率和放射性生热率等, 区域现今地温场的研究主要包括了地温梯度、大地热流和岩石圈不同深度的温度分布状况. Beardsmore和Cull(2001)根据质量的高低将钻孔测温数据分为以下四类: (1)系统稳态测温; (2)准稳态测温; (3)静井测温数据; (4)瞬态测温.在实际工作中, 钻孔测温数据类型的不同在地热研究中会造成很大的差异, 其中系统稳态测温是最可靠的数据类型.
2.1 测温曲线系统稳态测温指的是在钻孔中的温度达到地层原位温度后进行的测温.钻探过程严重影响着钻孔温度, 主要体现在钻井液的循环和摩擦生热.因此, 从钻井结束到进行温度测量需要一段相当长的时间恢复地层温度.根据径向热流原理, 余恒昌(1991)估算了钻孔扰动温度恢复所需的时间:恢复90%和99%的地层温度分别需要钻探时间的0.5~1.5倍和10~20倍.7口井的静井时间见表 1.可以看到, 本次工作的测温属于稳态-准稳态的测温曲线.
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表 1 郯庐断裂带南段ZK01-07井位信息、岩石类型和地温梯度汇总表 Table 1 Summary of well positions, rock types and temperature gradient information in the ZK01-07 on the southern Tan-Lu fault zone |
本研究的7个钻孔位置都紧邻郯庐断裂带或在断裂带内, 沿着断裂带南段获取了7条高质量的连续测温曲线(从南向北依次编号为ZK01-ZK07, 见图 1和表 1).测温仪器使用的是由英国Robertson Geologging Ltd公司生产的42.9 mm长铂热敏电阻传感器和由美国Downhole公司制造的5000 m长电缆组成的连续测井系统, 其中深度数据以及相应的温度数据由美国Mount Sopris Instruments公司配备的Matrix Logging System处理后得到.温度测量的灵敏度和精确度分别为±0.01 ℃和±0.1 ℃.传感器系统的响应时间是2 s左右(He et al., 2008), 在野外测温工作中, 探头的下降速率设定为约6 m·min-1.仪器每隔0.1 m记录一个温度值, 抽析间隔为2 m.抽析后的温度-深度曲线如图 2所示.
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图 2 ZK01-ZK07的测温曲线(a)；地温梯度随深度的变化(b)、(c) Fig. 2 Temperature logs of ZK01-ZK07 (a) and temperature gradient varying with depth for ZK01-ZK03 and ZK04-ZK07 (b, c) |
地壳表层的温度不仅受地表温度变化的影响, 也同样受控于地球内部大地热流向外界的不断热传到(Huang et al., 2000).从数以百计的大陆测点的数据可以看到, 地壳浅层的温度受大气或地面温度周期性变化的影响随着深度的增加是逐渐减弱的(Huang et al., 2000; Pollack et al., 2003; 邱楠生等, 2004).在进行温度场计算中, 所有深度-温度剖面的最上部的变化应被舍弃.在深度超过1000 m的温度曲线, 主体上温度随着深度线性增加, 代表了传导型的测温曲线(Pasquale et al., 2014; 胡圣标和熊亮萍, 1994).LZ03是在Sino-probe计划支持下的第五期中国大陆科学钻探集成工程中的庐枞盆地科学钻探井, 3000 m深的精细的温度剖面给区域上现今热状态的研究提供了很好的基础资料.相对应的, 一些较浅的钻井往往受到上部含水层以及流体对流的影响, 表现出温度在局部区段突变的结果.ZK04的深度-温度剖面可以看出, 在220~420 m段很可能受到了区域上升流的影响, 而呈现出“上凸型”的测温曲线.同样的, 在ZK05钻孔的335~350 m的区段也呈现相似的特征, 属于对流扰动段.然而, 所有的测温曲线都穿过了受扰动区域, 因此我们可以使用上部和下部的连线来进行温度梯度和热流的计算.
2.2 地温梯度通过最小二乘法计算了7口钻井的地温梯度(Powell et al., 1988), 每间隔10 m取一个值.去除浅部明显的对流段, 地温梯度随深度的变化如图 2所示.钻孔ZK01的地温梯度介于5.73~37.78 ℃·km-1, 平均值为22.21±0.30 ℃·km-1.尽管波动范围较大, 但整体上是相对稳定的.钻孔ZK04、ZK06和ZK07都有相似的特征:全井段岩性较为均一, 地温梯度分别变化于9.66~56.55 ℃·km-1、9.43~34.88 ℃·km-1和20.32~44.52 ℃·km-1之间, 总体变化不大.相应的地温梯度平均值分别为28.5±0.35 ℃·km-1, 21.78±0.34 ℃·km-1和29.96±0.76℃·km-1.ZK02的地温梯度介于14.61~29.75 ℃·km-1之间, 平均地温梯度为22.23±0.56 ℃·km-1.290 m是最主要的岩性变化界面, 从浅部的安山岩到深部的片麻岩地温梯度增加了2.34 ℃·km-1, 而在其他岩性变化和断层穿过的界面, 地温梯度变化并不明显.与ZK02不同的是, ZK05的岩性差异更大.浅部泥岩(地温梯度37.56 ± 1.27 ℃·km-1)和深部膏盐层(平均地温梯度13.94±1.19 ℃·km-1)的地温梯度形成巨大差异(Kappelmeyer and Haenel, 1974), 暗示了膏盐层对地温场的控制作用.根据岩性及其蚀变接触的规模, 结合测温曲线, ZK03可以大概分为三段:上段(20~1200 m)砖桥组的喷出岩的地温梯度介于7.15~55.14 ℃·km-1, 平均值为27.98±0.95 ℃·km-1; 下段(1500~3000 m)正长、二长岩段的地温梯度介于23.37~41.58 ℃· km-1, 平均值为33.91±0.52 ℃·km-1; 中段为接触带, 出现硬石膏或硬石膏化岩体, 地温梯度变化于13.28~32.49 ℃·km-1, 平均值为20.51±0.93 ℃·km-1.ZK03全段的地温梯度平均值为29.45±1.95 ℃·km-1, 上下段不同岩性热导率的差异仍是造成地温梯度变化的重要原因.
总的来说, 一方面, 由于不同岩性造成的地温梯度的差异十分明显, 从30%到150%以上的差别都是存在的.另一方面, 地下水的活动对地温梯度的变化也能产生剧烈影响, 但一般只是局限在含水层出露区的附近.抛除ZK06的准稳态测温数据, 郯庐断裂带南段的地温梯度自南向北有逐渐增大的趋势, 最小值和最大值分别为22.21±0.30 ℃·km-1和30.28±4.90 ℃·km-1.垂向上, 随着深度的增加, ZK01、ZK04和ZK06变化较小, 基本保持在一个固定的值两侧波动; 对于ZK02、ZK03和ZK07, 地温梯度随深度增加有逐渐减小的趋势, 尤其是1000 m以深的井段.
3 岩石热导率 3.1 样品测试目前最常用的岩石热导率测试方法是光学扫描法(Popov et al., 2016), 该方法已成功对俄罗斯科拉半岛超深钻(Popov et al., 1999).中国大陆科考第一钻(He et al., 2008)等岩心的热导率进行过测试.本次热导率测试使用的是由德国Lippmann and Rauen GbR公司生产的TCS(Thermal Conductivity Scanning), 其测量范围在0.2~25 W·m-1·K-1之间, 精度为±3%.在测试过程中, 仪器通过一个集中的、移动的且连续的热源扫描样品, 通过热源扫描前后红外温度传感器接收的温度值的差异以及与标准样品(具有已知热导率)的比较来计算热导率.选取样品应要求表面平直, 岩心横截面和纵截面的表面起伏在1 mm以内, 长5 cm左右.
选取了6口钻井(即ZK01、ZK03、ZK04、ZK05、ZK06、ZK07)的全井段或深部段进行取样, 共计岩心114块.对于获取原位岩心困难的ZK02和ZK03(仅有深部6块岩心), 采取如下方法进行热导率的获取:从ZK02周边采取13块露头样品代表同一深部地层的片麻岩; 在距离ZK03约20 km远的一口钻井选取对应于ZK03浅部80~300 m共17块砖桥组凝灰岩、粗安岩的岩心, 深部热导率则根据已有文献和公式进行估算; ZK01钻井由于在钻探时的工程问题, 只获取了少量深部岩心(9块).利用以上142块岩心和13块露头, 对所有7口钻井的热导率进行了测试或估算, 不同岩性的测试数量在表 1中列出.
3.2 热导率估算由于ZK03样品获取的困难, 对深部井段岩心热导率的估算采用均方根法(Roy et al., 1981).该方法已经普遍应用于岩石中随机排列和分布的矿物的总体估算.岩石的热导率值可由下面的方程求出:
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(1) |
其中, ϕi代表第i种矿物的体积分数, λi和λb分别表示第i种矿物的热导率和总体平均热导率(单位W·m-1·K-1).
根据张舒等(2017)对ZK03深部部分样品的主量元素和微量元素的测试, 采用CIPW法(Pruseth, 2009; Pal Verma et al., 2003)对岩石的中矿物组分的体积分数进行计算，样品(3个正长岩, 8个二长岩)的计算结果如表 2所示.
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表 2 ZK03矿物含量的体积分数(%)和热导率、生热率的估算值 Table 2 Estimations of volume fraction(%), mineral content, thermal conductivity and heat production of ZK03 |
矿物热导率附于矿物后的括号内(单位: W·m-1·K-1), 依据前人实验数据取值(Beck et al., 1956; Birch and Clark, 1940; Horai, 1971).其中, 水和空气的热导率分别取值0.6 W·m-1·K-1和0.023 W·m-1·K-1.
3.3 热导率矫正影响热导率变化的因素是多方面的, 主要包括温度、压力、孔隙度、饱水率等, 但最主要的是岩石本身的成分和结构(Pribnow et al., 2013).依据不同岩性进行单个或多个矫正是必要的, 比如几乎所有的砂岩都要进行饱水矫正, 而对于孔隙度较小的变质岩和岩浆岩则无需进行(Rhee, 1975).
3.3.1 温度矫正热导率是温度的函数这一结论早已成为不争的事实.我们使用下面的公式对砂岩进行热导率的温度矫正(Sekiguchi, 1984):
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(2) |
其中, λ(T)表示矫正热导率(W·m-1·K-1); T表示原位地层的温度(℃); λ0和T0分别表示在实验室条件下测得的热导率值和测试温度(W·m-1·K-1和℃-1); Tm=1473 ℃, λm=1.05 W·m-1·K-1, 实验的矫正系数.
用公式(3)和(4)进行结晶岩的温度矫正(Sass et al., 1992):
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(3) |
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(4) |
其中, λ(0)和λ(25)分别为0 ℃和25 ℃的热导率值, λ(T)代表了岩心所在深度温度的热导率.
以上经验公式能较好的用于0~300 ℃岩心的矫正, 符合本研究温度范围内.需要指出的是, 温度矫正的矫正量并非和温度线性相关, 岩石本身的热导率大小也起了重要作用.相同温度下, 矫正量随着热导率的增大而变大.经过温度矫正后的热导率如图 3所示, 最大矫正量出现在ZK05和ZK07的深部段, 但矫正量均小于6%.
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图 3 ZK04 (a)、ZK05 (b)、ZK06 (c)和ZK07 (d)热导率随深度的变化 实线连接了热导率校正后的调和平均数. Fig. 3 Thermal conductivity variation versus depth of ZK04 (a), ZK05 (b), ZK06 (c) and ZK07 (d) Measured and temperature-corrected, pressure-corrected, porosity-corrected thermal conductivity values are denoted by circles, crosses, triangles and rhombuses, respectively. The bold solid line connects the harmonic means of the corrected values. |
岩石物性的高温高压实验显示, 低压条件下(P≤50 MPa)热导率对压力的变化十分敏感, 随着压力的增大热导率增加较快(Seipold and Huenges, 1998).本次样品全部处于低压条件下, 对结晶岩的压力矫正采用公式(Seipold and Huenges, 1998):
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(5) |
式中, P和λ(P)分别表示岩心所在地层的压力(MPa)和热导率.
Sun(2017)对大量砂岩样品进行了热导率的高温高压实验, 得到了不同压力下砂岩热导率的变化规律.对砂岩的压力矫正采用如下公式(Sun, 2017):
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(6) |
经过压力矫正后的热导率如图 3.可以看到, 随着深度和压力的增大, 热导率矫正量有逐渐增大的趋势.绝大多数的矫正量小于3%, 最大矫正量出现在ZK06的790 m处, 矫正量为3.8%.
3.3.3 饱水矫正除了矿物组分外, 沉积岩的热导率主要由孔隙度控制(Duchkov et al., 2014).因此, 饱水状态下的沉积岩热导率比干燥状态要大, 这主要是因为水的热导率比空气大得多.沉积岩的孔隙度变化范围很大(3%~50%), 因此对沉积岩的热导率矫正很有必要(Nabawy and Géraud, 2016).
运用排水法进行孔隙度的测试.出于对岩心的保护和合理需求, 本次研究共对ZK01的6块样品、ZK04的8块样品和ZK05的7块样品进行孔隙度测试.文献中和本次研究中的孔隙度数据一同汇总在表 3中.
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表 3 ZK01、ZK04、ZK05和ZK07的孔隙度汇总表 Table 3 Summary of porosity of ZK01, ZK04, ZK05 and ZK07 |
通过公式(1)以及空气和水的热导率值, 可以计算出不同深度沉积岩饱水状态下的热导率值, 见图 3.在同一孔隙度下, 岩心的实测热导率值越小, 热导率的矫正量越大, 如ZK05的260 m段泥岩处矫正量为13.38%;同一热导率下, 矫正量随着孔隙度的增大而增大, 如ZK01的1460 m段砂岩处其矫正量达到了12.84%.
一般情况下, 热导率的压力和饱水矫正增大了热导率值, 而温度矫正使热导率值减小, 在一定程度下三者相互抵消.以钻孔ZK07为例, 1100 m以浅, 热导率的饱水矫正量远大于压力和温度带来的影响, 而在1100 m以深温度的影响越来越占据主导地位.但总体看来, 绝大多数矫正后的热导率要大于实测值.经过温度、压力和孔隙度矫正后的热导率值如图 3所示.
4 大地热流大地热流是表征单位时间、单位面积从地球内部传输到地表而后散发的热量的物理量, 其数值上等于地温梯度与热导率的乘积.使用公式(7)计算本次研究区的7个热流值.
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(7) |
在热流值的计算(包括热流的垂向变化)过程中, 主要遵循以下3个原则: (1)舍弃水位以浅的测温曲线段; (2)对于没有采样的区段, 用临近同组的岩心热导率代替; (3)ZK03深部的热流使用估算热导率值确定, 浅部则使用临近孔的岩心热导率.热流值随深度的变化如图 4所示, 各井位大地热流值的汇总见表 4.
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图 4 热流值随深度的变化 Fig. 4 Heat flow (q) value variation versus depth (Z) |
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表 4 郯庐断裂带南段ZK01-07大地热流汇总表 Table 4 Summary of ZK01-ZK07 heat flow in the southern Tan-Lu fault zone |
图 4展示了各井段热流值随深度的变化.钻孔ZK01的热流值变化介于39.40~73.99 mW·m-2, 波动较大的原因很可能与含砾砂岩的热导率变化较大有关.但总体上热流值变化不大, 平均值为54.35±3.46 mW·m-2.ZK04和ZK07也有相似的情况, 热流值变化于38.33~76.38 mW·m-2和42.41~77.96 mW·m-2, 平均值分别是55.59±1.30 mW·m-2和55.31±2.13 mW·m-2.相比之下, 随深度的增加, ZK05和ZK06的热流值有一定的增大趋势, 热流值的垂向变化分别介于27.44~85.92 mW·m-2和24.58~89.14 mW·m-2之间, 平均值为61.71±6.72 mW·m-2和64.57±1.19 mW·m-2.其中, 由于ZK05具有明显的岩性变化, 其总体平均热流采用“热阻法”计算(Bullard, 1939), 下段膏盐层热流值由小而大的骤变很可能与膏盐层中泥岩夹层的采样测试有关.ZK03深部段的热流值随深度的增加而逐渐减小, 其波动范围为52.89~100.27 mW·m-2, 平均值81.72±1.57 mW·m-2.同时, 对浅部砖桥组采用临近钻孔的热流估计结果为81.40±4.65 mW·m-2, 与深部段计算的热流值相差无几.ZK03孔热流的垂向变化将在讨论部分详细阐述.
5 地壳热结构和震源深度自首次使用弹性回跳模型来解释美国旧金山1906年大地震后(Reid, 1910), 黏滑模式被越来越多的学者用来解释浅源地震的触发机制(Brace and Byerlee, 1966; Wyss and Byerlee, 1978; Kaproth and Marone, 2013; Scholz, 1998).在垂直于断层发育的高有效应力和较低温度(< 350 ℃)条件下, 地震最容易发生.
自20世纪70年代起, 不少学者在郯庐断裂带南段及邻区开展了广泛的深地震测深工作, 一系列广角反射/折射记录的波组特征和地壳结构被揭示(Wang et al., 2000; 白志明等, 2016; 董树文等, 2009; 李英康等, 2002; 刘福田等, 2003; 郑晔和滕吉文, 1989).基于此, 我们获得了郯庐断裂带南段地壳结构分层的二维剖面, 如图 5所示.大多数地震集中在构造起伏强烈的中上地壳, 比如安庆、庐江附近为地震多发地带且震源较深.由图 5b可以看出, ZK04南西段90%以上的地震发生在19 km左右, 在北东段这一深度约14 km.根据常见矿物的稳定界限(Hyndman et al., 1993), 王奎仁等(1995)得出郯庐断裂带南段岩石变形变质的温度和压力分别为350~500 ℃和4 kbar.为了验证地震发生的底界和地壳热结构的关系, 我们计算了各测点不同深度的温度高低.
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图 5 (a) 郯庐断裂带南段热流值(×)变化(AQ01, AQ02, LJ01和LJ02的数据来自邓孝和汪缉安(1982); (b)沿郯庐断裂带南段分布的1965—2017年以来M>1的地震(十字线), 由热流计算的350 ℃对应深度(蓝实点)及推测的等深线(蓝虚线).横坐标为郯庐断裂带南段相对于ZK04的距离 Fig. 5 (a) Heat flow values (crosses) in the southern Tan-lu fault zone. AQ01, AQ02, LJ01 and LJ02 data from (Deng et al., 1982); (b) The M>1 earthquakes (crosses) along southern Tan-Lu fault zone in 1965—2017, the 350 ℃ corresponding depth (blue solid point) calculated by the heat flow and the speculated isotherm (blue dashed line) |
地壳深部温度T可由以下公式求出：
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其中, λ和A分别表示热导率和生热率, T0表示恒温带温度, Z代表深度.
地壳分为上中下三层结构.VP表示P波速度(km·s-1).NCC和YC的热导率臧绍先等(2002), DBO热导率引自He等(2009).DBO的地壳分层结构和地壳组分张泽明等(2004), 生热率迟清华和鄢明才(1998).NCC的其他参数迟清华和鄢明才(1998), YC引自Gao等(1999)和王良书和施央申(1989).
热导率是温度的函数, 在进行深部温度计算的时候我们考虑了深部温度增加对热导率的影响.使用如下公式对深部热导率进行校正, 以减小辐射热传热带来的影响:
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λref表示室温下的热导率值, b和c是实验常数.对于上地壳、中下地壳分别取b1 0.0015 K-1(Roy and Rao, 1999)和b2 0.0001 K-1(Correia and Šafanda, 2002), 当温度大于800 ℃时, c取1×10-10 W·m-1·K-4(Schatz and Simmons, 1972).计算结果如图 5和表 5所示, 350 ℃对应深度从南向北有一个明显的分带现象, ZK04及其以南对应的平均深度为18.6 km, 北段对应深度为13.4 km.
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表 5 华北克拉通、扬子克拉通和大别造山带的地壳结构、组分、P波速度、热导率和生热率, 以及各井位350 ℃对应深度 Table 5 Crustal structure, composition, P wave velocity, thermal conductivity and heat production of the North China Craton, Yangtze Craton and Dabie orogenic belt, and the corresponding depths of 350 ℃ for each well |
郯庐断层带南段孕震带的分段性与深部温度界面有很好的对应, 而与地表热流没有明显的联系.也就是说, 由南向北的分段点是ZK04, 而不是剖面热流的变化点为ZK03.围绕孕震带底部包络线的“脆性”向“塑性”的转变主要受环境热条件的控制，沿着ZK03东北部STLFZ较高的热流可能并不是简单的对应于深部较高的温度场.地震发生的区域受到深层流变结构的制约，由地幔活动的非均质性引起的深层热流异常可能是一个重要原因.
6 讨论地震断层是否处于高应力状态, 是困扰地震学家的科学难题(陈运泰, 2014):低强度的地震断层一般不可能聚集高能量, 也就不可能发生大地震; 高强度的断层在重复地震周期中发生的滑动, 会由于摩擦而产生明显的“热流异常”.然而, 对圣安德列斯断层的地热学研究却没有“热流升高”的发现, 因此Lachenbruch和Sass(1988)提出了“应力热流佯谬”这一概念, 并引发了一系列关于断层强/弱性质的争论(Lockner et al., 2011; Scholz, 2000; Zoback, 2000).迄今, 没有研究给出令人信服的证据.另一方面, 不少学者认为活动断裂或地震断层能够控制邻区地温场, 具有异常高热流的特征(Liu et al., 2017; Yamano et al., 2014).郯庐断裂带作为活动至今的地震带, 其热流和深部地温场特征值得更大的关注.
通过对淮南—淮北的热流测量, 彭涛等(2015)认为距离板块边界的远近是淮南煤田和淮北煤田热流值差异的一个重要原因; 通过对华北克拉通东南缘及山东半岛的地热研究, Jiang等(2016)认为郯庐断裂带是高热流测点的主要原因.从本次新增及已有的STLFZ及邻区热流数据来看, 庐江及以北的热流值(62.42 mW·m-2)明显高于庐江以南(55.33 mW·m-2).这种地表热流的分带性似乎可以解释为郯庐断裂在控制岩浆活动、地震、成矿活动等的不均一性, 但He等(2008)认为高热流是深部动力机制的产物, 碰撞后的拆沉和岩浆活动是CCSD高热流的主要原因.对于STLFZ邻近区的南华北盆地和苏北盆地, 大地热流平均值分别为54 mW·m-2和72 mW·m-2.较大的差异是最后一次构造热事件和西太平洋俯冲脱水引起从东向西地幔黏度的增大导致的东部较强的地幔对流共同作用的结果(He, 2014; Pollack et al., 1993).
结合本次计算得到的7个热流值与前人工作(邓孝和汪缉安, 1982), STLFZ的平均热流值为61.39 mW·m-2, 与中国大陆平均热流值61.50 mW·m-2很接近(姜光政等, 2016), 略低于华北克拉通(62.04 mW·m-2)和扬子克拉通(61.82 mW·m-2)的热流(图 1).总的来看, 热流值异常点主要集中在两处: ZK03(81.72 mW·m-2)和ZK06(64.57 mW·m-2).
ZK03位于庐枞庐枞盆地中部, 周缘的庐枞矿集区属于长江中下游成矿带, 是我国重要的金属成矿带.获得生热率的垂向变化规律是揭示热结构的主要手段, 为了探究ZK03高热流的成因, 我们进行了庐枞盆地生热率的调研, 并从中国实物地质资料管处获得了ZK03孔1700~2900 m段共6个样品, 进行生热率测试.在距离ZK03约8 km处的砖桥科学钻探(ZQSD)岩石化学成分和稀土微量元素的测试(贾丽琼等, 2014), 为ZK03浅部生热率的变化提供了参考, 我们应用上述表 2的方法进行矿物组分的估算, 结果如表 6所示.
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表 6 ZQSD矿物含量的体积分数(%)和生热率的估算值 Table 6 Estimated value the volume fraction (%), mineral content and heat production of ZQSD |
使用公式(10)进行生热率计算(Rybach, 1976)：
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ρ表示岩石密度, CU和CTh 表示U和Th的含量(10-6); CK表示K的百分含量.
综上, 我们汇总了ZK03和ZQSD不同深度生热率值如表 7所示.
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表 7 ZK03和ZQSD不同深度生热率值 Table 7 Different depth heat production of ZK03 and ZQSD |
对ZK03进行地温梯度稳定段(已有样品区)的分段热流计算, 不同段的深度和计算值标在图 6a中.从图中可以看到, 各稳定段的热流值变化明显, 从1700 m附近到2800 m, 热流值从87.97 mW·m-2逐渐降低为73.43 mW·m-2.为了验证热流值变化和生热率之间的关系, 我们使用“回剥法”计算了1600~300 m段不同深度的热流值.地温梯度每隔20 m取值一次, 由于样品所限, 没有取岩心的地层采用临近层位相同岩性的热导率, 计算得到的垂向热流值(步阶图)如图 6b所示.结合表 7中的生热率, 我们由公式(11)逐层计算了热流值的变化(线性图), 如图 6b所示.
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(11) |
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图 6 ZK03岩性、温度、地温梯度和热流随深度变化图 Fig. 6 Lithology, temperature, temperature gradient, and heat flow variation versus depth in ZK03 |
其中, n和m表示深度(n>m), D(m)表示生热层的厚度.
ZK03深部段的生热率平均值高达20μW·m-3(表 7), 图 6b中由生热率计算得到不同深度热流值的变化趋势和由地温梯度与热导率实测得到的热流值拟合度很好, 从另一方面证实了ZK03的高热流值是1500~3000 m段岩石高生热率的结果.
ZK06钻孔较大的热流很可能是受到最后一次构造热事件的影响.ZK06位于嘉山盆地内, 该盆地伸展期的火山岩年龄主要分布在38~65 Ma, 以拉斑玄武岩为主(陈道公和彭子成, 1988).根据区域地质资料, 嘉山—来安地区在中新世-上新世期间也有大量玄武岩喷出(安徽省地质矿产局, 1987).牛漫兰(2001)基于盆地火山岩稀土元素配分和轻稀土富集右倾斜型的特点, 得出区域的岩浆来自同一地幔源区.根据已有的大地热流汇编数据(图 1)(姜光政等, 2016), 临近来安-嘉山岩体北侧的三个测点的热流平均值为72 mW·m-2, 远高于华北和华南的大地热流平均值.因此, ZK06的较高热流值很可能是玄武岩喷发的结果, 属于最后一次构造热事件影响的钻孔.热流值并不是受到郯庐断裂构造活动的影响, 很可能类似于北美的圣安德列斯断层(Lockner et al., 2011; Lachenbruch and Sass, 1988):表面上受郯庐断裂带控制的热流分布特征, 很可能是被掩盖了的“热流佯谬”, 而郯庐断裂带只是作为古板块边界而存在.
7 结论郯庐断裂带南段现今地温梯度介于21.78~30.28 ℃·km-1, 平均值为26.35 ± 4.04 ℃·km-1.自南向北有略微增大的趋势, 地温梯度的分布特征很可能与岩石热物性参数的不同有关.大地热流值变化范围是44.0~81.7 mW·m-2, 平均值为61.4 mW·m-2, 庐枞盆地的ZK03具有最大热流值.结合热流值和地震剖面, 使用分层模型进行深部温度计算.350 ℃等温面对应深度从南向北有一个明显的分带, ZK04及其以南对应的平均深度为18.6 km, 北段对应深度为13.4 km, 与地震的最大震源深度较为一致, 围绕孕震带底部包络线的“脆性”向“塑性”的转变很可能受温度条件的控制.郯庐断裂带南段的部分高热流与深部热结构并不一致, 庐枞盆地的高生热率岩体和嘉山新生代的构造热事件或许排除了郯庐断裂带作为控热构造的可能性.
Anhui Bureau of Geology and Mineral Resources. 1987. Anhui Province Regional Geology (in Chinese). Beijing: Geological Publishing House: 184-190.
|
Bai Z M, Wang C Y. 2006. Crustal P-wave velocity structure in Lower Yangtze region:Reinterpretation of Fuliji-Fengxian deep seismic sounding profile. Chinese Science Bulletin, 51(19): 2391-2400. DOI:10.1007/s11434-006-2115-z |
Beardsmore G R, Cull J P. 2001. Crustal Heat Flow:A Guide to Measurement and Modelling. Cambridge: Cambridge University Press.
|
Beck A, Jaeger J C, Newstead G. 1956. The measurement of the thermal conductivities of rocks by observations in boreholes. Australian Journal of Physics, 9(2): 286-295. DOI:10.1071/PH560286 |
Birch A F, Clark H. 1940. The thermal conductivity of rocks and its dependence upon temperature and composition. American Journal of Science, 238(8): 529-558. DOI:10.2475/ajs.238.8.529 |
Brace W F, Byerlee J D. 1966. Stick-slip as a mechanism for earthquakes. Science, 153(3739): 990-992. DOI:10.1126/science.153.3739.990 |
Bullard E C. 1939. Heat flow in South Africa. Proceedings of the Royal Society of London. Series A. Mathematical and Physical Sciences, 173(955): 474-502. DOI:10.1098/rspa.1939.0159 |
Chen D G, Peng Z C. 1988. K-Ar ages and Pb, Sr isotopic characteristics of some Cenozoic volcanic rocks from Anhui and Jiangsu Provinces, China. Acta Petrologica Sinica (in Chinese), 5(2): 3-12. |
Chen H Y, Shu L S, Zhang Y Y, et al. 2004. Mesozoic-Cenozoic tectonic evolution of the Hefei basin. Geological Journal of China Universities (in Chinese), 10(2): 250-256. |
Chen J P, 2004. Formation and evolution of Hefei basin and geologic characteristic of oil and gas[Ph. D. thesis] (in Chinese). Beijing: University of Chinese Academy of Sciences (in Chinese).
|
Chen Y T. 2014. Earthquake prediction:retrospect and prospect. Science in China Series D:Earth Sciences (in Chinese), 39(12): 1633-1658. |
Chi Q H, Yan M C. 1998. Radioactive elements of rocks in North China Platform and the thermal structure and temperature distribution of the modern continental lithosphere. Acta Geophysica Sinica (in Chinese), 41(1): 38-48. |
Correia A, Šafanda J. 2002. Geothermal modeling along a two-dimensional crustal profile in Southern Portugal. Journal of Geodynamics, 34(1): 47-61. DOI:10.1016/S0264-3707(01)00080-1 |
Deng X, Wang J A. 1982. Heat Flow in Anhui Province (in Chinese). Beijing: Cultural Relics Press: 82-87.
|
Dong S W, Gao R, Lv Q T, et al. 2009. Deep structure and ore-forming in Lujiang-Zongyang ore concentrated area. Acta Geoscientica Sinica (in Chinese), 30(3): 279-284. |
Duchkov A D, Sokolova L S, Rodyakin S V, et al. 2014. Thermal conductivity of the sedimentary-cover rocks of the West Siberian Plate in relation to their humidity and porosity. Russian Geology and Geophysics, 55(5-6): 784-792. DOI:10.1016/j.rgg.2014.05.021 |
Feng Z Z, Wu S H. 1987. Studing and mapping lithofacies paleogeography of Qinglong group of lower middle Triassic in the lower Yangtze valley. Acta Sedimentologica Sinica (in Chinese), 5(3): 40-58. |
Gao S, Luo T C, Zhang B R, et al. 1999. Structure and composition of the continental crust in East China. Science in China Series D:Earth Sciences, 42(2): 129-140. DOI:10.1007/BF02878511 |
Group Investigating Geothermic, Institute of Geology, Academia Sinica. 1979. The first portion of data of terrestrial heat flow measurements in China. Acta Seismologica Sinica (in Chinese), 1(1): 91-107. |
Guo X Y, Encarnacion J, Xu X, et al. 2012. Collision and rotation of the South China block and their role in the formation and exhumation of ultrahigh pressure rocks in the Dabie Shan orogen. Terra Nova, 24(5): 339-350. DOI:10.1111/j.1365-3121.2012.01072.x |
He L J, Hu S B, Huang S P, et al. 2008. Heat flow study at the Chinese Continental Scientific Drilling site:Borehole temperature, thermal conductivity, and radiogenic heat production. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 113(B2): B02404. DOI:10.1029/2007JB004958 |
He L J, Hu S B, Yang W C, et al. 2009. Radiogenic heat production in the lithosphere of Sulu ultrahigh-pressure metamorphic belt. Earth and Planetary Science Letters, 277(3-4): 525-538. DOI:10.1016/j.epsl.2008.11.022 |
He L J. 2014. Numerical modeling of convective erosion and peridotite-melt interaction in big mantle wedge:Implications for the destruction of the North China Craton. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 119(4): 3662-3677. DOI:10.1002/2013JB010657 |
Horai K I. 1971. Thermal conductivity of rock-forming minerals. Journal of Geophysical Research, 76(5): 1278-1308. DOI:10.1029/JB076i005p01278 |
Hu S B, Xiong L P. 1994. Correction for disturbance of vertical groundwater movement to heat flow measurement. Scientia Geologica Sinica (in Chinese), 29(1): 85-92. |
Hu S B, He L J, Wang J Y. 2000. Heat flow in the continental area of China:a new data set. Earth and Planetary Science Letters, 179(2): 407-419. DOI:10.1016/S0012-821X(00)00126-6 |
Huang S P, Pollack H N, Shen P Y. 2000. Temperature trends over the past five centuries reconstructed from borehole temperatures. Nature, 403(6771): 756-758. DOI:10.1038/35001556 |
Huang Z G, Gao C L, Ji R S. 2005. Analysis of evolution of Meso-Cenozoic basins in southern North China. Oil & Gas Geology (in Chinese), 26(2): 252-256. |
Hyndman R D, Wang K. 1993. Thermal constraints on the zone of major thrust earthquake failure:The Cascadia Subduction Zone. Journal of Geophysical Research Solid Earth, 98(B2): 2039-2060. DOI:10.1029/92JB02279 |
Jia C Z, He D F, Lu J M. 2004. Episodes and geodynamic setting of Himalayan movement in China. Oil & Gas Geology (in Chinese), 25(2): 121-125. |
Jia L Q, Xu W Y, Lv Q T, et al. 2014. LA-MC-ICP MS zircon U-Pb geochronology and petrological geochemistry of scientific deep drilling in Zhuanqiao, Lujiang-Zongyang volcanic basin. Acta Petrologica Sinica (in Chinese), 30(4): 995-1016. |
Jiang G Z, Gao P, Rao S, et al. 2016. Compilation of heat flow data in the continental area of China (4th edition). Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 59(8): 2892-2910. DOI:10.6038/cjg20160815 |
Jiang G Z, Tang X Y, Rao S, et al. 2016. High-quality heat flow determination from the crystalline basement of the south-east margin of North China Craton. Journal of Asian Earth Sciences, 118: 1-10. DOI:10.1016/j.jseaes.2016.01.009 |
Kappelmeyer O, Haenel R. 1974. Geothermics with Special Reference to Application. Berlin: Gebrüder Borntraeger, 1-238.
|
Kaproth B M, Marone C. 2013. Slow earthquakes, preseismic velocity changes, and the origin of slow frictional stick-slip. Science, 341(6151): 1229-1232. DOI:10.1126/science.1239577 |
Kong Q Y, Gong Y J. 1987. The formation environment of radiolarian siliciliths in the lower Permian in Jiangsu-Anhui region. Oil & Gas Geology (in Chinese), 8(1): 86-89. |
Lachenbruch A H, Sass J H. 1988. The stress heat-flow paradox and thermal results from Cajon Pass. Geophysical Research Letters, 15(9): 981-984. DOI:10.1029/GL015i009p00981 |
Li H B, Jia D, Wu L, et al. 2011. The Mesozoic-Cenozoic compressional deformation, extensional modification and their significance for hydrocarbon exploration in Lower Yangtze region. Acta Petrologica Sinica (in Chinese), 27(3): 770-778. |
Li Y K, Dong S W, Zhang Z J, et al. 2002. Poisson's ratio structure of the crust and UHP metamorphic zone in the Dabie Orogenic Belt——A suggestion from wide-angle and subvertical seismic reflection sounding. Geological Review (in Chinese), 48(1): 15-23. |
Liu F T, Xu P F, Liu J S, et al. 2003. The crustal velocity structure of the continental deep subduction belt:study on the eastern Dabie orogen by seismic wide-angle reflection/refraction. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 46(3): 366-372. |
Liu J, Han J, Fyfe W S. 2001. Cenozoic episodic volcanism and continental rifting in northeast China and possible link to Japan Sea development as revealed from K-Ar geochronology. Tectonophysics, 339(3): 385-401. |
Liu Q Q, Shi Y A, Wei D P, et al. 2017. Near-surface geothermal gradient observation and geothermal analyses in the Xianshuihe Fault Zone, Eastern Tibetan Plateau. Acta Geologica Sinica, 91(2): 414-428. DOI:10.1111/1755-6724.13108 |
Lockner D A, Morrow C, Moore D, et al. 2011. Low strength of deep San Andreas Fault gouge from SAFOD core. Nature, 472(7341): 82-85. DOI:10.1038/nature09927 |
Mao J, Kerrich R, Li H, Li Y. 2008. High 3He 4He ratios in the Wangu gold deposit, Hunan province, China:Implications for mantle fluids along the Tanlu deep fault zone. Geochemical Journal, 36(3): 197-208. |
Nabawy B S, Géraud Y. 2016. Impacts of pore-and petro-fabrics, mineral composition and diagenetic history on the bulk thermal conductivity of sandstones. Journal of African Earth Sciences, 115: 48-62. DOI:10.1016/j.jafrearsci.2015.11.025 |
Niu M L. 2001. Magmatic activity and deep process in the middle-south section of the Tan-Lu fault zone[Ph. D. thesis] (in Chinese). Hefei: Hefei University of Technology, 67-80.
|
Niu M L, Zhu G, Liu G S, et al. 2005. Cenozoic volcanic activities and deep processes in the middle-south sector of the Tan-Lu Fault Zone. Chinese Journal of Geology (in Chinese), 40(3): 390-403. |
Pal Verma S, Torres-Alvarado I S, Velasco-Tapia F. 2003. A revised CIPW norm. Swiss Journal of Geosciences Supplement, 83(2): 197-216. |
Pasquale V, Verdoya M, Chiozzi P. 2014. Geothermics: Heat Flow in the Lithosphere. Cham: Springer.
|
Peng T, Wu J W, Ren Z Q, et al. 2015. Distribution of terrestrial heat flow and structural control in Huainan-Huaibei Coalfield. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 58(7): 2391-2401. DOI:10.6038/cjg20150716 |
Pollack H N, Hurter S J, Johnson J R. 1993. Heat flow from the Earth's interior:Analysis of the global data set. Reviews of Geophysics, 31(3): 267-280. DOI:10.1029/93RG01249 |
Pollack H N, Demezhko D Y, Duchkov A D, et al. 2003. Surface temperature trends in Russia over the past five centuries reconstructed from borehole temperatures. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 108(B4): 2180. DOI:10.1029/2002JB002154 |
Popov Y, Beardsmore G, Clauser C, et al. 2016. ISRM suggested methods for determining thermal properties of rocks from laboratory tests at atmospheric pressure. Rock Mechanics and Rock Engineering, 49(10): 4179-4207. DOI:10.1007/s00603-016-1070-5 |
Popov Y A, Pevzner S L, Pimenov V P, et al. 1999. New geothermal data from the Kola superdeep well SG-3. Tectonophysics, 306(3-4): 345-366. DOI:10.1016/S0040-1951(99)00065-7 |
Powell W G, Chapman D S, Balling N, et al. 1988. Continental heat-flow density.//Haenel R, Rybach L, Stegena L eds. Handbook of Terrestrial Heat-Flow Density Determination. Netherlands: Springer.
|
Pribnow D, Williams C F, Sass J H, et al. 2013. Thermal conductivity of water-saturated rocks from the KTB Pilot Hole at temperatures of 25 to 300℃. Geophysical Research Letters, 23(4): 391-394. |
Pruseth K L. 2009. Calculation of the CIPW norm:New formulas. Journal of Earth System Science, 118(1): 101-113. DOI:10.1007/s12040-009-0010-0 |
Qiu N S, Hu S B, He L J. 2004. Principles and Applications on Thermal Regime of Sedimentary Basins (in Chinese). Beijing: Petroleum Industry Press: 6-9.
|
Reid H F. 1910. The mechanics of the earthquake, the California earthquake of April 18, 1906. Report of the State Investigation Commission. Washington D C: Carnegie Institution of Washington, 1910.
|
Rhee S K. 1975. Porosity-Thermal conductivity correlations for ceramic materials. Materials Science and Engineering, 20: 89-93. DOI:10.1016/0025-5416(75)90134-2 |
Roy R F, Beck A E, Touloukian. 1981. Thermophysical properties of rocks.//Touloukian Y S, Judd W R, Roy R F eds. Physical Properties of Rocks and Minerals. New York: McGraw-Hill, 409-502.
|
Roy S, Rao R U M. 1999. Geothermal investigations in the 1993 Latur earthquake area, Deccan Volcanic province, India. Tectonophysics, 306(2): 237-252. DOI:10.1016/S0040-1951(99)00051-7 |
Rybach L. 1976. Radioactive heat production in rocks and its relation to other petrophysical parameters. Pure and Applied Geophysics, 114(2): 309-317. DOI:10.1007/BF00878955 |
Sass J H, Lachenbruch A H, Moses T H Jr, et al. 1992. Heat flow from a scientific research well at Cajon Pass, California. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 97(B4): 5017-5030. DOI:10.1029/91JB01504 |
Schatz J F, Simmons G. 1972. Thermal conductivity of Earth materials at high temperatures. Journal of Geophysical Research, 77(35): 6966-6983. DOI:10.1029/JB077i035p06966 |
Scholz C H. 1998. Earthquakes and friction laws. Nature, 391(6662): 37-42. DOI:10.1038/34097 |
Scholz C H. 2000. Evidence for a strong San Andreas fault. Geology, 28(2): 163-166. DOI:10.1130/0091-7613(2000)28<163:EFASSA>2.0.CO;2 |
Seipold U, Huenges E. 1998. Thermal properties of gneisses and amphibolites-high pressure and high temperature investigations of KTB-rock samples. Tectonophysics, 291(1-4): 173-178. DOI:10.1016/S0040-1951(98)00038-9 |
Sekiguchi K. 1984. A method for determining terrestrial heat flow in oil basinal areas. Tectonophysics, 103(1-4): 67-79. DOI:10.1016/0040-1951(84)90075-1 |
Shi W Z, Wang H, Chen H H, et al. 2011. Tectonic control for evaporite formation in Wuyang Sag, Southern North China Basin. Journal of Asian Earth Sciences, 40(1): 240-251. DOI:10.1016/j.jseaes.2010.07.010 |
Sun Q. 2017. Analyses of the factors influencing sandstone thermal conductivity. Acta Geodynamica et Geomaterialia, 14(2): 173-180. |
Wan T F, Zhu H, Zhao L, et al. 1996. Formation and Evolution of the Tancheng-Lujiang Fault Zone. Wuhan: China University of Geosciences Press.
|
Wan T F. 2011. The Tectonics of China-Data, Maps and Evolution. Beijing: Higher Education Press.
|
Wang C Y, Zeng R S, Mooney W D, et al. 2000. A crustal model of the ultrahigh-pressure Dabie Shan orogenic belt, China, derived from deep seismic refraction profiling. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 105(B5): 10857-10869. DOI:10.1029/1999JB900415 |
Wang K R, Liu D L, Yang X Y. 1995. Study on Tectonogeochemistry in the South Part of Tancheng-Lujiang Fracture Zone (in Chinese). Hefei: University of Science and Technology of China Press: 8-27.
|
Wang L S, Shi Y S. 1989. Geothermal Study on the Oil and Gas Basin (in Chinese). Nanjing: Nanjing University Press: 21-42.
|
Wei G X. 1993. Study of Seismicity Along the Tancheng-Lujiang Seismic Zone (in Chinese). Beijing: Seismological Press.
|
Wyss M, Byerlee J D. 1978. Rock Friction and Earthquake Prediction. Basel und Stuttgart: Birkhäuser Basel.
|
Xu T, Zhang Z J, Tian X B, et al. 2014. Crustal structure beneath the Middle-Lower Yangtze metallogenic belt and its surrounding areas:Constraints from active source seismic experiment along the Lixin to Yixing profile in East China. Acta Petrologica Sinica (in Chinese), 30(4): 918-930. |
Yamano M, Kawada Y, Hamamoto H. 2014. Heat flow survey in the vicinity of the branches of the megasplay fault in the Nankai accretionary prism. Earth, Planets and Space, 66: 126. DOI:10.1186/1880-5981-66-126 |
Yang Y, Wang W, Wang J F. 2017. Characteristics of regional stress field and latest crustal deformation in middle-southern segment of Tan-Lu Fault Zone. China Earthquake Engineering Journal (in Chinese), 39(S1): 14-19. |
Yin A, Nie S Y. 1993. An indentation model for the North and South China collision and the development of the Tan-Lu and Honam Fault Systems, eastern Asia. Tectonics, 12(4): 801-813. |
Yu H C. 1991. Mine Geothermal and Heat Harm Control (in Chinese). Beijing: Coal Industry Press: 9-93.
|
Zang S X, Liu Y G, Ning J Y. 2002. Thermal Structure of the Lithosphere in North China. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 45(1): 56-66. |
Zhang R Y, Liou J G, Ernst W G. 2009. The Dabie-Sulu continental collision zone:A comprehensive review. Gondwana Research, 16(1): 1-26. DOI:10.1016/j.gr.2009.03.008 |
Zhang S, Zhou T F, Wu M A, et al. 2017. Geochronolgy and petrological geochemistry of Intrusions in the Lujiang-Zongyang Basin in the mineralization belt of the middle and lower reaches of Yangtze River revealed by scientific drilling. Acta Geologica Sinica (in Chinese), 91(7): 1483-1505. |
Zhang Z M, Xu Z Q, Liu F L, et al. 2004. Geochemistry of eclogites from the main hole (100~2050 m) of the Chinese continental scientific drilling project. Acta Petrologica Sinica (in Chinese), 20(1): 27-42. |
Zhao T, Zhu G, Lin S Z, et al. 2016. Indentation-induced tearing of a subducting continent:Evidence from the Tan-Lu Fault Zone, East China. Earth-Science Reviews, 152: 14-36. DOI:10.1016/j.earscirev.2015.11.003 |
Zheng Y, Teng J W. 1989. The structure of the crust and upper mantle in the Shuixian-Maanshan zone and some characteristics of the south part of the Tan-Lu tectonic belt. Acta Geophysica Sinica (in Chinese), 32(6): 648-659. |
Zhu G, Wang D X, Liu G S, et al. 2004. Evolution of the Tan-Lu fault zone and its responses to plate movements in west Pacific Basin. Chinese Journal of Geology (in Chinese), 40(1): 36-49. |
Zhu G, Liu G S, Niu M L, et al. 2009. Syn-collisional transform faulting of the Tan-Lu fault zone, East China. International Journal of Earth Sciences, 98(1): 135-155. DOI:10.1007/s00531-007-0225-8 |
Zhu G, Wang Y S, Wang W, et al. 2017. An accreted micro-continent in the north of the Dabie Orogen, East China:Evidence from detrital zircon dating. Tectonophysics, 698: 47-64. DOI:10.1016/j.tecto.2017.01.004 |
Zoback M D. 2000. Strength of the San Andreas. Nature, 405(6782): 31-32. DOI:10.1038/35011181 |
Zu J H, Wu Q F, Lian Y F. 1996. The geothermal study of the mid-segment of the Tancheng-Lujiang Fault zone and its neighboring region. Earthquake Research in China (in Chinese), 12(1): 43-48. |
安徽省地质矿产局. 1987. 安徽省区域地质志. 北京: 地质出版社: 184-190.
|
白志明, 王椿镛. 2006. 下扬子地壳P波速度结构:符离集-奉贤地震测深剖面再解释. 科学通报, 51(21): 2534-2541. DOI:10.3321/j.issn:0023-074X.2006.21.013 |
陈道公, 彭子成. 1988. 皖苏若干新生代火山岩的钾氩年龄和铅锶同位素特征. 岩石学报, 5(2): 3-12. DOI:10.3321/j.issn:1000-0569.1988.02.002 |
陈海云, 舒良树, 张云银, 等. 2004. 合肥盆地中新生代构造演化. 高校地质学报, 10(2): 250-256. DOI:10.3969/j.issn.1006-7493.2004.02.011 |
陈建平, 2004.合肥盆地中新生代构造演化与油气地质特征[博士论文].北京: 中国科学院大学.
|
陈运泰. 2014. 地震预测:回顾与展望. 中国科学D辑:地球科学, 39(12): 1633-1658. |
迟清华, 鄢明才. 1998. 华北地台岩石放射性元素与现代大陆岩石圈热结构和温度分布. 地球物理学报, 41(1): 38-48. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.1998.01.005 |
邓孝, 汪缉安. 1982. 安徽境内的大地热流. 北京: 文物出版社: 82-87.
|
董树文, 高锐, 吕庆田, 等. 2009. 庐江-枞阳矿集区深部结构与成矿. 地球学报, 30(3): 279-284. DOI:10.3321/j.issn:1006-3021.2009.03.001 |
冯增昭, 吴胜和. 1987. 下扬子地区中、下三叠统青龙群岩相古地理研究及编图. 沉积学报, 5(3): 40-58. |
胡圣标, 熊亮萍. 1994. 热流测量中垂向地下水运动干扰的校正方法. 地质科学, 29(1): 85-92. |
黄泽光, 高长林, 吉让寿. 2005. 南华北地区中新生代盆地演化. 石油与天然气地质, 26(2): 252-256. DOI:10.3321/j.issn:0253-9985.2005.02.022 |
贾承造, 何登发, 陆洁民. 2004. 中国喜马拉雅运动的期次及其动力学背景. 石油与天然气地质, 25(2): 121-125. DOI:10.3321/j.issn:0253-9985.2004.02.001 |
贾丽琼, 徐文艺, 吕庆田, 等. 2014. 庐枞盆地砖桥地区科学深钻岩浆岩LA-MC-ICP MS锆石U-Pb年代学和岩石地球化学特征. 岩石学报, 30(4): 995-1016. |
姜光政, 高堋, 饶松, 等. 2016. 中国大陆地区大地热流数据汇编(第四版). 地球物理学报, 59(8): 2892-2910. DOI:10.6038/cjg20160815 |
孔庆玉, 龚与觐. 1987. 苏皖地区下二叠统放射虫硅质岩形成环境探讨. 石油与天然气地质, 8(1): 86-89. |
李海滨, 贾东, 武龙, 等. 2011. 下扬子地区中-新生代的挤压变形与伸展改造及其油气勘探意义. 岩石学报, 27(3): 770-778. |
李英康, 董树文, 张中杰, 等. 2002. 大别造山带地壳泊松比结构与超高压变质带-来自宽角反射与近垂直反射剖面的启示. 地质论评, 48(1): 15-23. DOI:10.3321/j.issn:0371-5736.2002.01.003 |
刘福田, 徐佩芬, 刘劲松, 等. 2003. 大陆深俯冲带的地壳速度结构-东大别造山带深地震宽角反射/折射研究. 地球物理学报, 46(3): 366-372. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.2003.03.014 |
牛漫兰. 2001.郯庐断裂带中南段岩浆活动与深部过程[博士学位论文].合肥: 合肥工业大学. http://cdmd.cnki.com.cn/Article/CDMD-10359-2001012707.htm
|
牛漫兰, 朱光, 刘国生, 等. 2005. 郯庐断裂带中-南段新生代火山活动与深部过程. 地质科学, 40(3): 390-403. DOI:10.3321/j.issn:0563-5020.2005.03.008 |
彭涛, 吴基文, 任自强, 等. 2015. 两淮煤田大地热流分布及其构造控制. 地球物理学报, 58(7): 2391-2401. DOI:10.6038/cjg20150716 |
邱楠生, 胡圣标, 何丽娟. 2004. 沉积盆地热体制研究的理论与应用. 北京: 石油工业出版社: 6-9.
|
王奎仁, 刘德良, 杨晓勇. 1995. 郯庐断裂带南段构造地球化学研究. 合肥: 中国科学技术大学出版社: 6-9.
|
王良书, 施央申. 1989. 油气盆地地热研究. 南京: 南京大学出版社: 21-42.
|
魏光兴. 1993. 郯庐带地震活动性研究. 北京: 地震出版社.
|
徐涛, 张忠杰, 田小波, 等. 2014. 长江中下游成矿带及邻区地壳速度结构:来自利辛-宜兴宽角地震资料的约束. 岩石学报, 30(4): 918-930. |
杨云, 王维, 王俊菲. 2017. 郯庐断裂带中南段应力场及变形特征. 地震工程学报, 39(S1): 14-19. |
余恒昌. 1991. 矿山地热与热害治理. 北京: 煤炭工业出版社: 9-93.
|
臧绍先, 刘永刚, 宁杰远. 2002. 华北地区岩石圈热结构的研究. 地球物理学报, 45(1): 56-66. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.2002.01.008 |
张舒, 周涛发, 吴明安, 等. 2017. 长江中下游成矿带庐枞盆地科学深钻中侵入岩年代学及地球化学研究. 地质学报, 91(7): 1483-1505. DOI:10.3969/j.issn.0001-5717.2017.07.006 |
张泽明, 许志琴, 刘福来, 等. 2004. 中国大陆科学钻探工程主孔(100~2050m)榴辉岩岩石化学研究. 岩石学报, 20(1): 27-42. |
郑晔, 滕吉文. 1989. 随县-马鞍山地带地壳与上地幔结构及郯庐构造带南段的某些特征. 地球物理学报, 32(6): 648-659. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.1989.06.005 |
中国科学院地质研究所地热组. 1979. 中国第一批大地热流数据. 地震学报, 1(1): 91-107. |
朱光, 王道轩, 刘国生, 等. 2004. 郯庐断裂带的演化及其对西太平洋板块运动的响应. 地质科学, 40(1): 36-49. DOI:10.3321/j.issn:0563-5020.2004.01.005 |
祖金华, 吴乾蕃, 廉雨方. 1996. 郯庐断裂带中段及邻区的地热研究. 中国地震, 12(1): 43-48. |