贵州革东变质岩区大致包括雷山、台江、剑河和三穗地区，现今该区域内分布有1处天然温泉和5处地热井(图1)。自20世纪80年代以来，贵州工学院地质系及贵州环保科学研究所分别对区域内的剑河温泉进行了相关调查及研究。2009年贵州省国土资源厅提交了《剑河县地下热水资源勘查开发利用规划研究说明书》，对剑河县的地热资源进行了规划。尽管前人对区域内剑河、雷山的地热资源进行了一定的勘察和研究(欧朝新，2008；赵岩等，2014；段启杉等，2015；孟凡涛等，2015)，并对贵州地热井施工工艺进行了讨论(苏宁等，2016；赵华宣等，2016)，但都未对整个革东断裂控制的地热资源的赋存规律做系统研究。

本文在前人研究的基础上，结合革东地区地热地质条件，通过分析地热水的水化学、同位素特征及地热井的地温场垂向变化特征，阐述地热资源的形成及其赋存条件等规律，旨在为该地区地热资源的有效勘察和开发提供科学依据。

1　区域地质概况

革东地区地处贵州高原东斜坡，南西与华南褶皱带相邻，北西与扬子准台地相接(张世从等，1998)。地形东南部高、北西部低，地貌为侵蚀地貌，该地貌为河流侵蚀和地壳抬升共同作用形成，主要成型于区内碎屑岩与变质岩中，山岭延伸方向与构造基本一致，大都呈NNE向。

3.1.3 结扎冠状动脉回旋支和后降支构建羊缺血性二尖瓣反流模型 模型优点是由于羊有相对固定的冠状动脉解剖结构，易于操作，具有可复制性和梗死面积的可控制性[16-17]。

区内地层主要为青白口系清水江组、乌叶组、番召组和甲路组变质岩，局部见寒武系、南华系。区内构造主要为近NNE向的褶皱与断层，分别为三穗向斜、雷山向斜、东陇向斜、崇梭溪背斜、革东断层(图1)。革东断层为挽近期活动断层，革东断层下盘为青白口系乌叶组至清水江组第三段；上盘为清水江组第一段至下寒武统杷榔组，断距多在1000m以上；西南端台江附近乌叶组与震旦系接触，断距最大达6000m，同时其控制了震旦系及中下寒武系的相变，破坏了加里东期的褶皱及下第三系，说明其形成于雪峰期，而在加里东期、燕山期和喜马拉雅期其曾有复活。

2　地热水水文地球化学特征

2.1　取样与测试

于2014年5月对区域内开展水化学及同位素样品的取样工作。水质分析样品用2.5L塑料瓶采集，氢氧同位素样品用500mL塑料瓶采集。在采集前，用蒸馏水清洗采样瓶3次，水样装满整个取样瓶，并用蜡密封瓶口，贴好标签。样品取样后立即送贵州地质矿产中心实验室进行测试，送样时间均未超过48h。氢氧同位素的分析精度分别为±1.0‰和±0.2‰，测试结果见表1。

表1　水样水化学和同位素测试结果

Table 1　Chemical and isotopic compositions of water samples

钻孔K+Na+Ca2+Mg2+Cl-SO2-4HCO-3SiO2F-井口水温T/℃pHδDδ18OZK11．8885．12．90．751．6718．19223．9146．521．68388-59．7-8．83ZK22．21239．45．322．737．1412．89708．5419．991．28408．07-63．2-9．26ZK30．8446．391．830．372．4512．18119．6538．570．35478．46-69．2-10．03

注：氢、氧同位素均以V-SMOW标准给出，单位‰；pH为无量纲；其他为mg/L。

图1　区域地质图 Fig.1　Regional geological map 1-褶皱；2-断层；3-温泉；4-地热井；5-地名 1-fold; 2-fault; 3-thermal spring; 4-geothermal well; 5-place

2.2　水化学特征

研究区各水样的水化学特征如图2所示。地热水水化学类型均为HCO3-Na型，TDS均小于1g/L,属淡水。

对区域氢氧同位素进行δD-δ18O投点(图6)，投点位于全国降水线上(郑淑慧等，1983)，说明地热水来自大气降水水补给。同时向右偏离贵阳雨水线(朱磊等，2014)，这可能是由于区域与贵阳纬度、高程、气温及降雨量等差异造成的。

至于对停在路边未上锁的车上私锁的行为，笔者认为同样构成侵占罪。理由在于停在路边未上锁的车属于遗忘物，遗忘物与遗失物的区别在于遗忘物是由于财物的所有人、持有人的疏忽，或者遗忘而暂时失去占有、控制的财物。其特点是遗忘的时间短，遗忘物依然处于失主可能控制的范围之内，失主如果及时采取措施，将会很快恢复对该物的控制。在共享单车停在路边未上锁的情况下，共享单车公司还能够通过电子锁对其进行定位，但是由于其未上锁，因此其处于一种不确定的状态之下，可以认为其处于一种被遗忘的状态，但当再关上锁时，就可回复到一种完全的占有状态。

图2　水样点水化学Piper图 Fig.2　Piper diagram for water samples 1-ZK1井；2-ZK2井；3-ZK3井 1-ZK1 well；2-ZK2 well；3-ZK3 well

结合区域水文地质条件，基于主成分分析法对地热水水化学特征进行分析。主成分分析不同于相关分析(刘丽红等，2009)，相关分析只考虑两个变量之间的相关关系，而主成分分析法在考虑所有原始变量之间关系的同时，经变换后的可提取相互独立的主成分因子，根据主成分因子可分析事物的主要影响因素。

所有试验数据采用SPSS17.0软件进行单因素方差分析（One-way ANOVA）和Duncan's法多重比较，P＜0.05表示各组间差异显著。

通过主成分分析可知，主成分F1、F2的贡献率分别为66.11%、32.85%，累计贡献率为98.97%，说明第一、第二主成分代表了原始提供的信息量的98.97%(表2)。区域3个站点的11个变量的主成分分析结果见表2，由F1、F2构成的主成分分析判别平面图如图3。

由各变量在主成分轴上的荷载图(图3)，可得K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、HCO3-在F1轴上有较高的荷载，均为大于0.84的正向荷载。第一主成分F1反映了本区地热水水化学组分与区域变质岩类(如变余砂岩)的密切关系。F1占贡献率66.11%，赋存地热水的变质岩类围岩，对构成地热水的水化学组分起重要作用。而地热水中Na+含量高，推测为地热水溶滤热储围岩中富含钠长石类的矿物，这类矿物溶解度低，因而地热水的Na+含量高，矿化度却不高。

图3　主成分分析判别平面图 Fig.3　Planar view of principal composition analysis discrimination

图4　Na-K-Mg三角图解图 Fig.4　Na-K-Mg triangular diagram

表2　主成分总方差解释及主成分分析结果

Table 2　Total variance interpretation and analysis results of principal compositions

主成分总方差解释主成分特征值方差百分比累积%变量在各主成分轴上的荷载F1F2F17．27366．11466．114K+0．93-0．369F23．72732．85698．97Na+0．970．244F39．32E-168．47E-15100Ca2+0．9910．132F45．89E-165．35E-15100Mg2+0．9590．282F53．16E-162．87E-15100Cl-0．8420．539F61．72E-161．56E-15100SO42-0．021-0．997F74．96E-174．51E-16100HCO3-0．9640．267F8-5．84E-17-5．31E-16100F-0．615-0．788F9-2．42E-16-2．20E-15100SiO2-0．743-0．669F10-4．26E-16-3．87E-15100pH-0．730．683F11-4．60E-16-4．19E-15100T-0．680．734

在图3中，F-、SiO2、pH、水温T在F1、F2上均有中等荷载，绝对值范围为0.6～0.8。第二主成分F2反映了区域上层地下水对地热水水化学组成的影响。而ZK2井中偏低的SiO2值，推测主要因地热水受到上层地下水混合作用而形成。

由Na-K-Mg三角图解可知(图4)，水样处于部分平衡和未成熟水区，可能的解释为：(1)区域地热水未达到化学平衡状态；(2)区域地热水受到浅表层地下水的混合影响，故不能应用阳离子温标，而应使用SiO2温标(王莹等，2007)。利用Phreeqc软件计算热储矿物在不同温度下的饱和指数，并运用多矿物平衡法估算热储温度(李修成等，2016)，区域主要为变余砂岩和粉砂质板岩，主要含有长石与石英，在热液蚀变作用下，可发生玉髓化，因此本次计算主要选取了石英、玉髓、长石、萤石及硬石膏作为参考矿物，模拟结果见图5(只列出了ZK1，其余可做相同处理)。经计算，区域地热水的石英、玉髓饱和指数最接近0(表3)，水样的SiO2含量主要受控于石英和玉髓，因此用石英和玉髓温标估算热储温度范围(表3)。

利用温度随埋藏变化的测量数据，采用最小二乘法进行拟合，可确定最接近理论值的参量β和δ，从而确定地下水垂直渗流流速及方向。

表3　SI及温标计算结果

Table 3　Calculation results of temperature scale and SI

钻孔饱和指数SI石英玉髓石英温标1/℃石英温标2/℃玉髓温标/℃多矿物平衡法/℃井口流体温度/℃实测井底井温/℃ZK10．00410．007398．4899．6768．3086．0038-ZK20．0810．007463．4268．9331．3589．004062．4ZK30．00590．005790．0892．3959．3593．004776．5

注：“-”表示该井未测井温。

图5　ZK1井水样SI-T关系图 Fig.5　Relation between SI and T of geothermal water from well ZK1

视平衡温度为热储温度，按照下式估算地热水循环深度。

H=(t1-t2)/G+h

式中： -哈密顿算子；T-温度(℃)；c0-流体的比热(J/(kg·℃))；c-围岩的比热J/(kg·℃)；ρ0-流体的密度(kg/m3)；ρ-围岩的密度(kg/m3)；λ-围岩的热导率(W/(m·k)地下水的速度矢量(cm/s)；t-热交换时间(s)。

由地温测井资料可知区域平均地温梯度2.83℃/100m，常温点深度h取30m，ZK1、ZK2、ZK3的常温点温度分别为17.5℃、16.8℃、16.7℃，估算出ZK1、ZK2、ZK3地热水循环深度达2450m、2581m、2726m。

采用ZHL碱性无氰镀银在适宜的工艺条件下所得的镀银层为较光亮的银白色，显微硬度适中，结晶细腻、均匀，可替代传统的氰化镀银工艺。

2.3　同位素地球化学特征

利用自然河道，通过工程措施筑坝，有效拦截地面径流形成蓄水区，坝体形式主要有土坝、砌石坝、混凝土坝、橡胶坝等。

图6　水样点δD-δ18O关系图 Fig.6　Relation between δD and δ18O of water sampling sites

由于大部分造岩矿物中，H的含量比较低，在地下热水中的D几乎是不与围岩中的D发生交换，由此，在定义作为δ18O同位素交换程度的衡量指标时，往往选择d-excess=δD-8δ18O (肖琼，2012)，计算结果为ZK1、ZK2及ZK3分别为10.94‰、10.88‰、11.04‰，由1961年Craig给出的全球降水线δ18O-δD可知，大气降水的d-excess值为10‰，区域地热水d-excess值在其附近，故区域地热水与围岩的同位素交换程度低，水-岩作用环境不封闭，这是由于断裂带是多孔隙、裂隙造成的，且这与高温热储明显区别(其δ18O发生正向漂移)(马致远等，2008；顾慰祖等，2011)，故地热水起源于大气降水，并处于中低温热储中。

由于ZK1、ZK2及ZK3井之间经纬度、气温、降雨量差异不大，因而造成地热井间氢氧同位素差异的主要因素应为高程效应。根据同位素高程效应及于津生(Yu et al.,1984)提出的川黔藏的高程效应估算公式(δD=-0.026H-30.2)对研究区进行补给高程估算，ZK1、ZK2、ZK3分别为1134m、1269m、1500m。

3　基于地温特征的地热水垂直渗流分析

3.1　渗流参量与地温参数的关系

（1）立足于国家层面，站在航空行业战略发展的高度，明确航空用金属材料标准化工作的重要性，树立并贯彻新发展理念，指明标准化工作发展方向，建立科学的工作推进机制。

原发性高血压是临床常见心血管疾病中的一种，多发于老年阶段群体。患者临床上均是以动脉血压增高作主要表现，且发病机制复杂，包括日常生活水平及饮食习惯，都是致使其病发的主要影响因素之一[1] 。若不能及时予以患者有效措施来控制其高血压问题，会导致患者并发其他代谢性和心脑血管疾病，对其身心健康均会构成严重威胁。此外，原发性高血压早期症状并不显著，不仅间接性增加患者病症诊断难度，也会影响其治疗流程的有序展开。为此，本次研究现将于本院收治的老年原发性高血压患者中抽出64例行临床分析，所得结果报告如下。

试验于2015年8月至2016年12月在湖北省恩施土家族苗族自治州红庙农业科学研究院稻油研究所试验田内进行。该试验田地势平坦，田块内土壤肥力均匀，且近3年内没有种植过油菜。地膜选用1 m宽黑白双色膜。油菜品种选用甘蓝型油菜圣光87，该品种全生育期218 d。

·

(1)

式中，H-地热水循环深度(m)；t1-热储温度(℃)；t2-常温点温度(℃)；G-地温梯度(℃/100m)；h-常温点深度(m)。

根据裂隙岩体区地热水热传递方程(张健等，2000；杨立中等，2008；孔详言，2010；漆继红等，2015)：

党的十八大以来，江西始终把生态文明建设作为重要民生工程，健全教育宣传机制，培育生态环保意识，倡导绿色消费、低碳生活，初步形成生态文明理念广泛认同、生态文明建设广泛参与、生态文明成果广泛共享的良好局面。

为简化问题,只考虑地下水在研究范围内为稳定二维流，即只具有垂直和水平x向的速度分量VZ、VX，并设定温度分布达到稳定状态，水平x向的温度梯度GX恒定，则上式可改写为:

(2)

式中： Z-埋深坐标。

当Vz≠0时，利用边界条件Z=L,GZ=GL(L为孔深，GZ为垂向的温度梯度)可得：

δ

(3)

式中： δ=θGxL/β(TL-T0)，L-孔深(m)；β=c0ρ0VZL/λ，β-表征渗流特征的参量；θ=c0ρ0VxLGx/λ，θ-表征渗流特征的参量。

两处地热井的地下水垂向流速数量级接近，都为10-7cm/s～10-8cm/s，地热井内上段垂向渗流方向均向上，下段垂直渗流方向均向下。由于δ值均为正，水平方向渗流与水平地温梯度增加的方向一致。

地热温标计算的温度与多矿物平衡温度的差异，主要是因为地热水与上层地下水发生了混合作用而造成的。而实际测井温度低于多矿物平衡温度，其原因是实际的地质条件非常复杂，受到构造控制的热储的分布更加复杂，在选择钻井位置时往往偏离热储层一定距离，导致实际测井温度往往低于实际热储温度(郎旭娟等，2016)。

图7　ZK2和ZK3地温场的垂向变化特征 Fig.7　Vertical variation characteristics of ZK2 and ZK3 geothermal fields 1-含水层；2-断层；3-地热井及孔深；4-钻孔井温曲线；5-凝灰质板岩；6-板岩；7-变余砂岩；8-断层角砾岩；Qbq1-青白口系清水江组一 段；Qbq2-青白口系清水江组二段；Qbw1-青白口系乌叶组一段；Qbw2-青白口系乌叶组二段 1-aquifer; 2-fault; 3-geothermal well and hole depth; 4-well temperature curve of drill hole; 5-tuffaceous slate; 6-slate; 7-blastopsammite; 8-fault breccia; Qbq1- first member of Qingshuijiang Formation of Qingbaikouxi System; Qbq2-second member of Qingshuijiang Formation of Qingbaik- ouxi System; Qbw1-first member of Wuye Formation of Qingbaikouxi System; Qbw2-second member of Wuye Formation of Qingbaikouxi System

3.2典型例子

井温测井资料均为完井2天后测得，井液与岩温已基本达到平衡，成果如图7。从台江市南地热井ZK2及雷山地热井ZK3的地温场垂直变化特征可以看出(图7)。井温曲线在革东断层附近发生变化，以革东断层为分界，井温曲线为两种不同类型曲线，因而以革东断层为界，分井温曲线为上下两段。再考虑参量β与δ的理论量板(图8，为简化只列出了-5β5、-1δ1的取值范围)，分段对相关数据进行最小二乘法拟合(图9)，计算结果列入表4。

式(3)即为裂隙岩体渗流速度同地温及地温梯度关系的函数表达。当VZ向下时，β为正；向上时，β为负。δ由地下水垂向流速、水平流速及水平向地温梯度决定，当VX方向与GX增加方向一致时候，δ为正值，反之为负。

据图7可知，两处地热井都贯穿革东断层，断层为它们井温曲线上、下两段的分界位置，且断层为含水层，结合区域水文地质条件及上述分析计算结果，推测地下水在断层上盘垂直渗流方向向上，水平渗流方向向右；断层下方也有含水层(Qbw1)，推测地下水在断层下盘垂直渗流方向下，水平渗流方向向左，而区域地热水循环深度为2000m以上，推测为革东断层沟通下覆含水层并构成径流通道，经循环的地热水沿断层上盘构造裂隙向上运移，于 1000m～1400m处革东断层上盘相对破碎带赋存，如图10所示。

4　地热地质条件

4.1　热源分析

区域自雪峰运动以后，处于稳定的陆块构造环境，新生代以来无岩浆侵入活动和火山作用，热储温度均低于100℃，属中低温热储，区域地热水缺少与火山、岩浆作用有关的大量CO2、H2S等成分，氧同位素也未出现明显的漂移现象，区域地层无花岗岩侵入分布，缺乏放射性热源的物质基础。故区域地热水不具岩浆和放射性热源条件。

图8　参量β和δ值的理论量板 Fig.8　Theoretical plate of parametric β and δ values

图9　ZK2(a)和ZK3(b)井对参量β和δ值理论量板拟合 Fig.9　ZK2(a) and ZK3(b) wells fitting theoretical plate with parametric β and δ values

表4　ZK2、ZK3井温、参量β、δ值及地下流体计算值

Table 4　ZK2, ZK3 well temperature, parameter beta, delta value and calculated value of underground fluid

钻井分段L/mZ0/mTL/℃T0/℃βδ岩性λ(林睦曾，1991)VZZK2上段1000045．128．3-0．23340．1894板岩7．47-4．15E-08下段1600100062．445．15．79370．791变余砂岩5．915．10E-07ZK3上段140070053．439．7-3．2330．0447板岩7．47-4．11E-07下段2300140076．553．44．17730．1175变余砂岩5．912．56E-07

注：β和δ为无量纲；λ的单位为W·(mK)-1；VZ的单位为cm·s-1 。

图10　推测地热水流向示意图 Fig. 10　Schematic diagram of inferred geothermal flow 1-断层；2-地热井；3-地质界限；4-推测流体流向；5-第四系；6-青白口系乌叶组一段；7-青白口系乌叶组二段； 8-青白口系甲路组二段；9-青白口系番召组；10-青白口系清水江组； 11-青白口系清水江组一段；12-青白口系清水江组二段；13-南华系上统　　南沱组;14-产状 1-fault; 2-geothermal well; 3-geological boundary; 4-speculated direction of flow; 5-Quaternary; 6-first member of Wuye Formation of Qingbaikou System; 7-second member of Wuye Formation of Qingbaikou System; 8-second member of Jialu Formation of Qingbaikou System; 9-Fanzhao Formation of Qingbaikou System; 10-Qingshuijiang Formation of Qingbaikou System; 11-first member of Qingshuijiang Formation of Qingbaikou Sysetm; 12-second member of Qingshuijiang Formation of Qingbaikou Sysetm; 13-Nantuo Formation in 　　　the upper series of the Nanhua System; 14-occurrence

革东地区位于武陵山-桂东北SN向重力异常梯度带(王亮等，2007)，为贵州东部的一级断裂(深大断裂)。而大地热流值异常高值分布主要位于板块边界缝合界、深大断裂活动带(袁玉松等，2006)，同时区域位于莫霍面埋深相对较浅的位置(吴开彬等，2016)。地热水是在深循环的过程中，在较大的大地热流背景值之下，被围岩加热形成，挽近期的革东断层控制着地热资源的分布。

4.2　热储层、盖层及其他相关特征

区域地热井和温泉位于NNE向的革东断裂、其次生断层及褶皱之间，被革东断层所控制，热储层带状分布。区内地热井和温泉皆位于革东断层上盘，距革东断层约200m～2.5km，钻孔深度 1600m～2300m，钻孔都揭穿革东断层，揭穿位置深度1000m～1400m，且揭穿处为断层破碎带，其垂直宽度约40m～80m，为区域地热水赋存带，且具承压性(表5)。相对完整岩层及岩层间热导率的差异，形成相对隔热层，盖层厚度约1000m～1400m，革东断裂及其次生断层是地热水主要径流通道。

根据《地热资源地质勘查规范》(GB/T 11615-2010)有关规定，地热井单井最大压力降低值0.5MPa，即水位降深值50m。利用已有钻井降压试验资料(表6)，拟合Q-S曲线(图11)并计算Q50的值，拟合幂函数曲线时R2最大，结果见表6。区域地热水具承压性，故沿断裂带方向采用迭代公式近似计算渗透系数K值，并估算单井开发保护半径r，结果见表6，综合考虑区域保护半径应为500m。

原矿经对辊破碎机破碎至1.7 mm以下，混匀后称取若干份100 g装入试样袋置于广口瓶中低温保存，防止氧化。

表5　地热井位置资料

Table 5　Data of geothermal wells

钻井构造位置断层上(下)盘距革东断层距离/m孔深/m揭穿断裂带深度/mZK1革东断层与崇梭溪背斜、三穗向斜交汇处断层上盘20017501060ZK2革东断层与三穗向斜交汇处断层上盘250016181150ZK3革东断层与雷山、三穗向斜交汇处断层上盘200023001360

表6　Q50、K值及r值计算结果

Table 6　Calculation results of Q50, K and r values

钻井降压第次降深/m流量/L·s-1单位涌水量q/L·(s·m)-1渗透系数K/m·d-1迭代次数/次K值迭代偏差K值迭代相对偏差保护半径r/mZK11．006．072．630．432．0018．307．730．423．00---0．309858．42E-062．72E-05278．30

续表1

Continued Table 1

钻井降压第次降深/m流量/L·s-1单位涌水量q/L·(s·m)-1渗透系数K/m·d-1迭代次数/次K值迭代偏差K值迭代相对偏差保护半径r/mZK21．0018．305．300．292．0032．507．500．233．0053．4011．750．220．511659．14E-061．79E-05357．63ZK31．0023．007．840．342．0045．8011．370．253．0069．4014．230．210．572459．16E-061．60E-05378．29换算后Q5050．0011．520．23

注：Q50指降深50m时流量。

图11　Q-S拟合结果 Fig.11　Q-S fitting result

式中:K-渗透系数(m/d)；Q-Q50(m3/d);R-保护半径r(m)；rw-取水段半径(0.1095m)；S-降深(50m)；M-断层破碎带含水层厚度(m)。

5　结论

(1)革东地区位于贵州东部变质岩区，深大断裂革东断裂贯穿全区。现今地热井与温泉集中分布于革东断层上盘，由革东断裂及次生断裂构成的裂隙破碎带是地热水径流的主要通道，经循环的地热水沿断层上盘构造裂隙向上运移，于断层破碎带赋存，地热资源主要受到革东断裂所控制，具有带状热储特征。

(2)区域地热水水化学类型为HCO3-Na型，水化学组分主要受到围岩性质及上层地下水的影响，地热水循环深度深，补给源为大气补给，水岩作用弱。区域内地热不具岩浆及放射性热源，主要是靠区域大地热流量来供热。

(3)对于剑河地区、台江地区、雷山地区，应进一步加强革东断层上盘且距革东断层约100m～5km内的地热资源勘察，钻孔深度以揭穿革东断层为目标，预测勘探深度为1000m～1600m，预测单井允许开采量约994.46m3/d左右，布井间距约500m。革东地区远景勘察开发区域为台烈、三穗地区，其都处于革东断裂与其次生构造的交汇地带。两大区域的重点勘探位置应为革东断层上盘且距断层100m～5km，预测勘探深度为1000m～1500m，钻井以揭穿革东断层为目标。

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