泗洪县柳山湖旅游风景区作为泗洪县田园柳山稻米小镇规划重要的组成部分，开发利用地热资源可以带动和提升旅游休闲业、现代农业和服务业的发展。目前地热资源直接利用是最经济最方便的绿色能源途径（严小丽等，2019）。柳山湖地区邻近郯庐断裂带的东部，断裂构造发育，活动频繁。郯庐断裂带中段大地热流值高，有较多的地热异常带显示（祖金华等，1996），具有较大的地热资源开发利用潜力和空间。

目前，地球物理勘探是勘查地热资源的重要手段（韩姚飞等，2021；袁星芳等，2023），主要用来寻找深部控水、控热断裂构造，并结合地质条件圈定有利的成井位置（严小丽，2018）。20世纪80年代原地矿部航测大队进行了1∶20万航磁测量（李占奎，1987），江苏省地矿局物化探大队进行了1∶20万重力测量（袁淑芝，1988），基本查明了研究区基岩面起伏、岩体分布和构造格架等特征；2013年江苏省地矿局第六地质大队采用磁法在柳山湖地区开展了1∶1万铜矿成矿规律普查，并进行了钻探验证（王陆超，2019）；2011～2013年，江苏省水文地质工程地质勘察院、江苏省地质调查研究院等单位在郯庐断裂带东部的泗洪县梅花山、临淮镇以及泗阳县、沭阳县、宿迁市等地运用可控源音频大地电磁测深法开展了地热勘查工作，并取得了一定的成果，但是采用音频大地电磁测深方法在本地区深部地热构造勘查的应用成果较少。

音频大地电磁测深（简称AMT）方法是通过对天然电磁场在地下的分布特征进行观测，研究地下岩矿石电阻率分布规律的一种地球物理勘探方法（刘垒，2014）。由于音频大地电磁测深方法为天然场源，无近场效应影响（裴发根等，2017），不受高阻屏蔽，对低阻分辨率高（王家映，1981），仪器轻便，工作效率高，能实时获取成像结果，广泛应用在找水、油气、矿产以及工程勘察等领域。王家映（1981）较早阐述美国、新西兰等地应用大地电磁测深法很好的圈定了地热田的成功案例。近些年来，音频大地电磁测深方法在国内地热勘查中探测深部构造（断层、裂隙带、破碎带）、含水带厚度、热储盖层和厚度等应用广泛（王家映，1981）。余年等（2010）在西南某地、刘垒（2014）在四川康定、李学云等（2017）在汝城暖水、何帅等（2018）在贵州石阡、严小丽等（2019）在青岛鳌山卫应用音频大地电磁测深寻找深部隐伏储热构造均取得良好的应用效果。

结合研究区地质、地球物理资料以及已有勘探钻孔资料，采用音频大地电磁测深方法进行勘探，得到地下2 000 m以浅的地质体电阻率空间分布情况，寻找到有利的控水、控热深部断裂构造，为地热钻孔布设提供依据。

1.   研究区地质特征

1.1   地层特征

研究区基底地层为中元古界海州群变质岩系；中生界白垩纪青山群、王氏群不整合覆盖于老地层之上，发育于郯庐断裂带断陷盆地中，分别构成新生界新近系与第四系松散层（Q+N）的基底（王陆超，2019）。第四纪地层分布广泛，沉积环境比较复杂，新构造上升强烈，前第四系顶界遭受侵蚀破坏，形成构造台地和侵蚀低谷地相间的复杂古地形（薛怀友等，2011）。

1.2   岩浆活动

研究区区域岩浆活动以燕山期最为强烈，早元古代、古生代及新生代则较弱，有较清晰的相带和沉积韵律层序，受断裂构造控制明显，呈断续的点式分布，岩性复杂多样，为安山质凝灰角砾岩、安山岩、流纹岩等（邹鹏飞等，2020），具裂隙式喷发特点，局部表现为中心喷发，喷发口沿近SN向断层呈断续的点式分布。

1.3   地质构造

研究区区域上属华北断块和扬子断块的交接地带，属郯庐断裂带中段的新沂-泗洪段中部，为断块和断陷沉积而成，主要存在NNE、NE、NW向3组断裂（图1），彼此纵横交错，构造活动频繁（薛怀友等，2011）。研究区位于郯庐断裂带的东部，基岩出露较少，覆盖层厚度较大，郯庐断裂带的次级断裂较发育，与研究区相关的断裂主要有：山左口–泗洪断裂（郯庐断裂带东界断裂）（F₁）、马陵山–重岗山断裂（F₂）、草庙–雪枫断裂（F₃）。

图  1  区域地质构造图（江苏省地质矿产局，1984）

1. 太古界—下元古界； 2. 新元古界； 3. 下统白垩系； 4. 上统白垩系； 5. 古近系； 6. 燕山期晚期侵入岩； 7. 卫片推测断层； 8. 物探推测断层； 9. 推测性质不明断层； 10. 推测正断层；11. 压扭性断层；12. 推测不整合地质界线； 13. 第四系+新近系等值线（m）；14. 研究区

Figure  1.  Sketch map of regional geological structure

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1.4   水文地质

研究区松散岩类孔隙水含水岩组赋存于上更新统豆冲组、中更新统泊岗组冲积、冲洪积相的中细砂、中粗砂、砾砂以及新近系半胶结粉砂岩、砂岩（王连芳等，2013）。碎屑岩裂隙-孔隙含水岩组由王氏群紫红色砾岩、砂岩、砂页岩及青山群流纹岩、安山岩及凝灰岩组成，富水性不均一，仅在张性断层中富水；岩浆岩类裂隙含水岩组由花岗闪长岩、凝灰质角砾岩等组成，构造裂隙不发育，富水性主要受地貌和地质构造的控制（洪连明，2017）；变质岩类裂隙含水岩组主要为片麻岩及混合岩，富水性变化大，构造裂隙富水性较好，但分布不均匀。

1.5   地球物理特征

1.5.1   区域电性特征

元古界变质岩系是研究区的结晶基底，因变质作用使其岩石更加致密导致电阻率增高，在各测线的电性断面中，深部表现为高阻，通常其视电阻率值可达n×10³ Ω·m。

白垩系青山组（K₁q）以含角砾安山岩、黑云母安山岩及安山质凝灰角砾岩为主。由于该层以陆相火山岩为主，故其电性表现出中等电阻，其电阻率值一般可达n×10² Ω·m，根据邻近钻孔测井数据显示实测值为80～200 Ω·m。白垩系王氏组（K₂w） 中、下段地层因以细砂岩为主夹泥质砂岩，故其电阻率值偏低，通常在50 Ω·m以下，上段以砂砾岩为主，故其电阻率值略高，通常为 5～70 Ω·m。新近纪和第四纪地层为低阻层，视电阻率实测值为5～30 Ω·m，平均一般小于20 Ω·m。同时，随着含水率的增高，岩石电阻率明显降低（孙彬等，2020）。因此，研究区断裂破碎带多表现为低阻特征。

1.5.2   区域重力异常特征

区域Δg平面图（图2）显示，区域上重力异常明显受深大断裂控制（袁淑芝，1988）。西侧NNE向郯庐断裂带中是相对重力低值区，Δg值在−1.00×10⁻⁵～7.00×10⁻⁵ m/s²左右是中生代断陷盆地；断裂带东侧为相对重力高值区，Δg值在7.00×10⁻⁵～17×10⁻⁵ m/s²是元古代变质岩相对隆起区。研究区位于断裂带东侧，Δg值在14.00×10⁻⁵～16×10⁻⁵ m/s²相对隆起区地段。

图  2  区域Δg平面图

Figure  2.  Regional geological plan of bouguer gravity anomaly

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1.5.3   区域磁异常特征

从地层、岩性特征分析，元古代磁性结晶基底表现为相对磁高，有一定规模的基性岩分布区可形成相对磁高异常，中新生代沉积岩分布区一般为相对磁低区（李占奎，1987；黄太岭等，2002）。区域ΔT平面图（图3）显示：郯庐断裂内是相对低磁区，ΔT值多在2 nT以下，是中生代断陷盆地；断裂带东侧为高磁区，ΔT值最高达10 nT，为元古代变质岩相对隆起区（洪连明，2017），随着基岩埋深不同ΔT值发生变化，相对埋深深ΔT值小，埋深浅ΔT值大。调查区位于断裂带东侧，ΔT值在0.5～1 nT之间，异常表现为平坦地段，处于航磁平静场区，区内无大的火山岩岩体，航磁负异常区以波动变动磁场为特征，在低缓的背景场上局部叠加块状磁力高，总体以负异常为主，区内磁场值整体变化较小，仅在NNE向存在一定强度较小的正异常。推断海州群变质岩系主要是斜长片麻岩构成区内正常场，负磁异常由火山岩角砾岩引起。

图  3  区域ΔT平面图

Figure  3.  Regional geological plan of aeromagnetic anomaly

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2.   数据采集与处理

根据研究区所处的区域构造体系，F₃断裂紧邻研究区北边，走向约为NW60°，南西倾斜，倾角陡立，切割郯庐断裂带NNE向主干断裂。布设AMT测线方向尽量垂直于区域F₃断裂走向，优先部署两条长测线C1、C2，分别为NE30°和NW60°，再对两条测线测量结果异常段布设平行短测线进行加密测量。在泗洪县柳山湖风景区共布置了14 条AMT测线（图4），其中EW向测线5条，南北向测线9条，测深剖面20.19 km，点距50 m，AMT测点406个，AMT测线技术参数见表1。

图  4  研究区AMT测点分布

Figure  4.  AMT points of the research area

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表  1  AMT测线技术参数

Table  1.  Main technique parame of AMT line

测线	有效点	测线长度（m）	备注
C1	73	3900	N30°E
C1JM1	22	1100	C1加密线距200 m
C1JM2	61	3100	C1加密线距200 m
C1JM3	25	1200	C1加密线距400 m
C1JM4	25	1200	C1加密线距600 m
C2	61	3200	N60°W
C2JM1	20	950	C2加密线距600 m
FQC1-1	25	1200	房屋拆迁区
FQC1-2	25	1150
FQC2	25	1145
SYC1	4	120	砂岩出露区
SYC2	20	1035
ZKC1	10	440	钻孔验证区
ZKC2	10	450
总计	406	20190

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本次AMT剖面测量采用加拿大凤凰公司的V8多功能电法仪，野外观测装置采用以测点为中心对称布设的“十”字型装置（何帅等，2018），观测频率范围为1HZ～10K HZ，每个测点野外数据采集时间为 1.5～2 h，区内有建筑面积较大的居民区、高压线等人文干扰，需要对原始数据的质量进行判断（何帅等，2018）。野外采集过程中对原始数据曲线分析，截取质量较好的数据进行处理。部分测点由于干扰严重，采取该措施仍不能有效改善，则进行重复测量或者夜间测量，降低随机干扰对数据的影响。因此，在数据采集过程中识别出有用信号是获得理想地质信息的关键，避免反演过程中带来虚假异常（严小丽，2018）。

在数据处理之前首先对原始数据进行整理、归类（杨学明等，2020），对地面人文工程情况进行的调查，以便确认干扰源进行后期资料二次编辑，剔除原始数据中明显的跳点、飞点，并进行适当的空间滤波，以消除静态效应的影响，使反演数据受到的影响降到最低（刘垒，2014）。采用凤凰公司SSMT2000软件对时间数据进行预处理，其次对经过上述处理得到的数据采用MTsoft2D 2.4进行反演（何帅等，2018），反演深度为2 km，得到了各测线电阻率深度剖面图和定深切片图。

3.   资料分析与解释

根据已有地质资料、钻孔资料和现场基岩出露情况，研究区地层结构大致可分为3层，分别为浅层第四系和新近系（Q+N）地层、中生代白垩纪紫红色砂岩以及中元古代海州群片麻岩。

穿过砂岩出露区的相互垂直的两条AMT探测剖面，SYC1的测线和SYC2的测线（图4），这两条AMT剖面显示浅层是电阻率较低的覆盖层（图5）。从砂岩地层的地质结构特征分析，砂岩具有较好的孔隙度，并且砂岩地层表现出了较强的裂隙发育。判断砂岩地层应该表现为较低的电阻率特征，但从这两条过砂岩地层的电阻率剖面电阻率特征分析，浅表的低阻层厚度并没有发生明显变化，说明砂岩出露区发育厚度不大，砂岩层以下是元古代变质岩。从另外角度分析，柳山湖岸坡出露的砂岩地层，说明在某个地质时期，柳山湖局部地区是相对周围低洼的区域，柳山湖地区砂岩底面埋深较大。砂岩出露区毗邻房屋拆迁区，3条测线正好布置在砂岩出露区的边界上，是砂岩出露区的控制构造位置。

图  5  砂岩出露区测线AMT电阻率反演剖面图

Figure  5.  AMT resistivity inversion profile of line in sandstone exposed area

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图6是过ZK02孔的两条相互垂直的AMT电阻率测深剖面，用来验证研究区内已施工钻孔（王陆超，2019）的岩性和电阻率关系。从图6的两条剖面的交叉位置，NW向显示出低阻，NE向显示了高电阻，表明低阻与钻孔岩心裂隙发育的现象相吻合，且剖面两个方向的差异，说明断裂和裂隙具有各向异性。ZK01孔经过C2测线的3.4 km处，反演剖面显示浅层300 m表现为低阻区，与王陆超（2019）描述的ZK01钻孔岩心的裂隙发育变质岩相吻合。

图  6  钻孔验证区（ZK02）测线AMT电阻率反演剖面图

Figure  6.  AMT resistivity inversion profile of line in borehole verification area (ZK02)

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图7是研究区C1线AMT电阻率反演剖面图。从图中可以看出，显示低阻的第四系和新近系（Q+N）地层，厚度发育较为稳定，基本上在100 m左右；100～2 000 m深度，整体表现为高阻，推测为元古代变质岩地层。在C1剖面的2.3 km和4.1 km两处，分布有陡倾角的低阻带，解释为元古代地层中的构造破碎带，剖面4 km到4.9 km段的深部，从1 000 m深度到2 000 m深部，分布有局部的低阻区域，解释为元古代变质岩中的构造破碎带。

图  7  C1测线AMT电阻率反演剖面图

Figure  7.  AMT resistivity inversion profile of line C1

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图8是研究区C2线AMT电阻率反演剖面图。一条NW向倾斜侧伏的低阻断裂带，从地表贯穿到2 000 m深度；而低阻带的水平跨度从剖面0.6 km开始，往NW向延伸到3.3 km。C2剖面的最明显特征就是800～1 200 m段，地表浅部表现为低电阻带且一直连续到深部，解释为元古代片麻岩地层内发育的断裂带f₁。该断裂带往C2剖面大号点方向约45°向下侧伏，发育到地下2 000 m深度，往测线大号点方向的1 800～3 000 m段，显示为低阻，解释为连续的构造破碎带。表明C2剖面所处的区域，其深部元古代Pt变质岩的构造破碎延伸性较好，对深部地下水的储存和补给都具有较为有利的水文地质条件。

图  8  C2测线AMT电阻率反演剖面图

Figure  8.  AMT resistivity inversion profile of line C2

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图9是研究区居民房屋拆迁区，也就是靠近柳山湖景区附近AMT电阻率反演剖面图。两条测线电阻率特征相似，FQC1-2测线2.2 km位置处，分布一条陡立的高阻带，高阻带两侧则为连续性较好的低阻带。FQC1-1测线在300 m到600 m深度，分布一条水平发育的低阻带，低阻带被直立的高阻带分割。剖面大号点位置的低阻带从地表深度，一直延伸到2 000 m的深度，剖面小号点一侧的低阻带其规模较小，也从地表到2 000 m深度，一直有相对低阻显示，并且低阻连通性好。表明房屋拆迁区AMT测线的位置处于一个断裂强度较大，断裂规模较大，断裂深度也较大的区域，EW两条剖面具有很好的相似性，也是很好的深部地下水的储存区和补给通道。

图  9  居民房屋拆迁区测线AMT电阻率反演剖面图

Figure  9.  AMT resistivity inversion profile of line in residential housing demolition area

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陡立的高阻带从研究区地质条件分析为坚硬完整的元古代变质岩。但从高阻异常的空间形态分布分析，也可解释为后期的岩浆岩侵入。实际上，岩浆岩的侵入也不会对研究区深部地下水产生热动力影响，只能从地质构造，从地下水运移补给等方面影响深部地下水的分布。

为了更加直观的观察各个深度上电阻率的变化情况，将不同深度切片图进行了立体展示，选取−600 m、−1 000 m、−1 500 m深度的电阻率水平分布进行说明（图10）。从图10a可以看出，−600 m深度分布有4个低阻异常区，其中3个区域位于C2测线以南的区域，一个区域位于研究区的南部。沿着C2测线分布的3个低阻区域，其分布距离超过2.0 km，对深部地下水的补给作用较为明显。−1000 m深度的C2测线低阻区，其东部部分往南移动，而南部的低阻区则逐渐变小。−1500 m深度分布有两个低阻区，其中北部的低阻区面积在几百米的深度上保持稳定，到了1500 m深度，低阻区面积变小，南部的低阻区面积保持稳定。

图  10  AMT电阻率反演深度切片图

Figure  10.  Depth slice of AMT resistivity inversion

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综合反演结果可得：研究区内推断出两条明显的断裂f₁和f₂（图11）。f₁断裂位于研究区东部，推测走向NE向45°左右，倾向北偏西，倾角约为80°的正断层，从地表延伸到地表以下2 000 m的深度，表现为非常低的电阻率分布，并且低阻带是连续的。f₂断裂位于研究区中部，推测为一条走向NW向60°左右，倾向为南偏西，倾角约75°的正断层，基本垂直于f₁断裂，贯穿整个研究区。f₂断裂深度延深较大，从地表以下700 m延深到1500 m深度，且断裂破碎带的宽度比较大，通常在300 m到500 m。该断裂破碎带的电阻率很低，连续性好；推断出f₂断裂的规模很大，推测对应比较大的构造运动事件。f₂断裂破碎带上部为完整—较完整的高阻层覆盖，破碎带中含水，上部覆盖层提供了很好的盖层。也就可以推测出深部的断裂破碎带f₂具有储水的完备条件，形成良好的含水和储水通道，可作为下一步工作重点研究对象。

图  11  AMT勘查综合成果

1. AMT测点及测线编号；2.已有钻孔位置及编号；3.推测断裂及编号；4.推测破碎带界线（1000 m深度）；5.推测破碎带界线（1500 m深度）；6.推测破碎带界线（2000 m深度）；7.村庄、房屋；8.农田

Figure  11.  Comprehensive results of AMT exploration in the study area

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从研究区已知钻孔ZK01和ZK02的岩心信息来看，岩性主要以片麻岩为主，裂隙节理发育，局部发育破碎带。从岩芯编录中截取的两个代表性地层：白云斜长片麻岩，灰白色带有灰绿色，鳞片变晶结构，片麻状构造，主要矿物：斜长石、白云母、石英其次有黑云母、钾长石、绿泥石、绿片岩等。局部节理、裂隙发育，有铁锰质充填。构造破碎带，灰黄色夹灰黑色，岩石破碎成角砾状，角砾大小一般为2～3 cm，主要成分为石英、长石、云母，含有铁锰质等，岩心破碎。因此，从研究区AMT电阻率深度反演剖面上分析，NW向AMT剖面能较好地反应区内深部构造。

建议在低阻破碎带中心位置布设深部钻孔，这些破碎带之间通过深部发育的构造破碎、裂隙节理等有利的水文地质条件相互连通，具有储水的完备条件，形成良好的含水和储水通道。根据地质资料推测，钻孔深度上主要是元古代变质岩，在700～1000 m和1700～2 000 m段有比较好的破碎带，推测为含水的最佳位置。

4.   结论

（1）AMT方法较为直观的反映了研究区地下深部地电信息，从而推断地下地质体的空间分布以及储热层含水情况，确定了构造低阻异常中心位置，为地热钻孔布设提供可靠的地球物理依据，具有良好的应用效果。

（2）结合研究区地质条件、地球物理特征以及已有勘探钻孔资料，通过AMT测线的电阻率深度反演剖面综合对比分析，发现研究区存在较好的低阻分布带，且连续性好；推测深部低阻带为断裂构造带，发育走向为NE向断裂f₁和NW向断裂f₂。

（3）NW向断裂f₂规模较大，走向大致为N60°W，深度约为1500 m，宽度300～500 m，该断裂破碎带上部为完整—较完整的高阻层覆盖，推测为良好的盖层，深部的断裂破碎带推测具有良好的含水和储水通道。