盧麗莉， 陳順云， 劉瓊穎*， 閆瑋， 劉培洵， 宋春燕， 馮嘉輝， 陳立春3,

1 中國地震局地質(zhì)研究所， 地震動力學(xué)國家重點實驗室， 新疆帕米爾陸內(nèi)俯沖國家野外科學(xué)觀測研究站， 北京 100029 2 新疆維吾爾自治區(qū)地震局， 烏魯木齊 830011 3 桂林理工大學(xué)， 桂林 541006

0 引言

近年的研究證實基巖溫度中包含有地殼應(yīng)力動態(tài)變化的信息，據(jù)此，基巖溫度正在發(fā)展為一個新的地球物理觀測量(陳順云等，2020).最近的研究還顯示：基巖溫度中不僅含有應(yīng)力變化信息，還蘊含淺層地殼流體運移信息(Liu et al., 2019, 2020).事實上，流體運移造成的溫度變化比應(yīng)力變化直接引起的溫度響應(yīng)量級大，更易識別(陳順云等，2020).

地下流體運移時必然攜帶熱量，從而產(chǎn)生溫度變化.反之，溫度可用來對地下流體進(jìn)行示蹤(Anderson, 2005；Goto et al., 2005；Constantz, 2008；Rau et al., 2010；Saar, 2011；Kurylyk and Irvine, 2019).一般地，近地表測溫數(shù)據(jù)具有周期性(日、年)波動特征，其波動幅度隨深度的增加呈現(xiàn)指數(shù)型衰減，相位隨深度的增加具有線性延遲(吳志偉和宋漢周，2013；Irvine et al., 2015；Jimsheladze et al., 2019).這種溫度振幅衰減、相位延遲特性與地下流體活動密切相關(guān)(吳志偉和宋漢周，2010；馬瑞等，2013；Irvine et al., 2017；Kuryly and Irvine, 2019；Liu et al., 2019).據(jù)此，利用溫度在地質(zhì)體中的傳遞規(guī)律，能有效確定地下流體運移信息.

早在20世紀(jì)60年代，Stallman(1965)提出垂向流體作用下熱傳遞方程的封閉解，利用溫度周期性波動特征建立地下水流速的解析模型，在此解析模型中，熱擴(kuò)散系數(shù)是計算地下水流速的重要輸入?yún)?shù).此后，研究者提出了許多分析技術(shù)對Stallman(1965)解析模型進(jìn)行應(yīng)用探索，比如從記錄在淺層河床中的多深度日周期溫度信號推斷垂直地下水通量(Hatch et al., 2006；Gordon et al., 2012；葛孟琰等，2018)，但這些分析方法通常需要事先確定熱擴(kuò)散系數(shù)(McCallum et al., 2012；Gordon et al.,2012).

實際上，基于淺層地殼不同深度的溫度振幅、相位可分別獲得熱擴(kuò)散系數(shù)(Horton et al.,1983；van Manen and Wallin, 2012).為與真實的熱擴(kuò)散系數(shù)區(qū)分，將這種由振幅、相位得到的熱擴(kuò)散系數(shù)稱為視熱擴(kuò)散系數(shù).流體運移對振幅和相位的影響存在明顯差異，導(dǎo)致由振幅和相位變化獲得的兩個視熱擴(kuò)散系數(shù)存在差異，反之，利用這種差異可以獲得地下流體運移速度和流向等信息.Liu等(2019, 2020)基于青藏高原東南緣的基巖溫度數(shù)據(jù)，嘗試將這一方法用于獲取區(qū)域視熱擴(kuò)散系數(shù)以及地下流體運移信息，為基巖溫度這一新的地球物理觀測量提供了一個新的應(yīng)用方向.但仍有兩方面問題需要繼續(xù)深入：(1)視熱擴(kuò)散系數(shù)的差異源于流體的影響，也就意味著有流體存在時，視熱擴(kuò)散系數(shù)與真實熱擴(kuò)散系數(shù)并不相等.視熱擴(kuò)散系數(shù)與真實熱擴(kuò)散系數(shù)之間的關(guān)系有必要深入探討；(2)作為一個新的方法，例子較少，還需新數(shù)據(jù)進(jìn)一步完善，尤其是該項研究是以年周期溫度信號為基礎(chǔ)，意味著需要較長時間的野外觀測數(shù)據(jù)積累.

作者所在研究組于2016年在新疆喀什地區(qū)組建了包含5個測點的基巖溫度觀測臺網(wǎng)，目前已有約4年的數(shù)據(jù)積累，為深入研究流體運移信息提供了一個新的機(jī)會.在Liu 等(2019)思路基礎(chǔ)上，本文進(jìn)一步探討和完善了視熱擴(kuò)散系數(shù)與真實熱擴(kuò)散系數(shù)的關(guān)系，并基于喀什地區(qū)積累的多年地溫連續(xù)觀測數(shù)據(jù)，獲得了測點淺層真實熱擴(kuò)散系數(shù)及地下流體流速和流向信息.

1 基本理論

在一維均勻介質(zhì)條件下，熱傳導(dǎo)和熱對流耦合的平衡方程為(Suzuki, 1960)

(1)

其中T為溫度，t為時間，α為熱擴(kuò)散系數(shù)，z為距離地表的深度，u為地下流體的流速(u>0時，流向向下)，Cw為水的容積熱容，是水的密度與水的熱容的乘積，因基巖溫度的觀測深度僅幾十米，未考慮溫度變化引起的水的容積熱容變化，Cr為固體介質(zhì)-流體系統(tǒng)的容積熱容，可以定義為(Rau et al., 2014)

Cr=mCw+(1-m)Cs,

(2)

其中m為固體介質(zhì)的有效孔隙度，Cs為固體骨架的容積熱容.

在不考慮流體效應(yīng)時，則(1)式退化為熱傳導(dǎo)方程

(3)

一般情況下，地表溫度波可表示為(Liu et al., 2017)

(4)

式中T0為地表平均溫度，ωn=2π/Tn，為n階變化的角頻率，Tn為n階變化的周期.An，Φn分別為n階變化的振幅和相位.

對于半無限空間，求解(1)、(4)式，可得一維均勻介質(zhì)條件下不同深度上溫度變化解(Gao et al., 2003,2008)：

×cos(ωn-Φn-Ndz),

(5)

(5)式中，exp(Mdz)代表不同深度溫度波的振幅衰減情況，Ndz代表相位變化情況.M和N中只有熱擴(kuò)散系數(shù)α和流體流速u兩個變量.也就是說，給定某一個頻率的溫度波，如年周期溫度波，根據(jù)兩個不同深度溫度波的振幅、相位變化信息，可以獲得兩個深度層之間地層的熱擴(kuò)散系數(shù)α和流體流速u(Gao et al., 2003,2008)：

(6)

(7)

其中，Φ1和Φ2分別為z1和z2深度的相位，A1和A2和分別為z1和z2深度的振幅.

①當(dāng)不考慮流體效應(yīng)(u=0)，即熱量傳輸過程中只存在熱傳導(dǎo)過程時，根據(jù)(7)式，有

Φ1-Φ2=ln(A1/A2),

(8)

上式給出了僅存在熱傳導(dǎo)時，兩個不同深度溫度相位與振幅之間的關(guān)系.此時，利用溫度波的振幅或相位均能獲得熱擴(kuò)散系數(shù)：

(9)

②當(dāng)存在流體帶來的熱對流效應(yīng)(u≠0)時，熱擴(kuò)散系數(shù)由式(9)給出.但地下流體對溫度波振幅和相位的影響存在差異：向下的流體流動(u>0)，減緩振幅衰減速率；向上的流體流動(u<0)，加快振幅的衰減速率；相位通常受到地下流體影響而減小，與流向關(guān)系不大(Liu et al., 2020).此時，僅單獨通過溫度波的振幅或相位變化獲得的熱擴(kuò)散系數(shù)并不相等.為了方便，定義：

(10)

(11)

其中，αA和αΦ分別代表通過溫度波的振幅和相位變化獲得的熱擴(kuò)散系數(shù)，可稱為視熱擴(kuò)散系數(shù)(Horton et al., 1983；van Manen and Wallin, 2012).

進(jìn)一步，根據(jù)(6)、(10)、(11)三式，可推導(dǎo)出由αA和αΦ計算真實熱擴(kuò)散系數(shù)的公式：

(12)

根據(jù)(7)、(10)、(11)三式，可獲得地下流體流速(Liu et al., 2019)：

(13)

歸納起來，有

(1)u=0時，即僅存在熱傳導(dǎo)，ln(A1/A2)=Φ1-Φ2，α=αA=αΦ；

(2)u<0時，流體向上運移，ln(A1/A2)>Φ1-Φ2，αA<αΦ；

(3)u>0時，流體向下運移，ln(A1/A2)<Φ1-Φ2，αA>αΦ.

總之，通過對比分別由不同深度溫度波的振幅、相位計算的視熱擴(kuò)散系數(shù)之間的差異，可以獲得流體流動速度和方向.這意味著，通過多深度長期地溫觀測，能夠有效確定地下流體運移信息.

2 數(shù)據(jù)及計算結(jié)果

2.1 測點情況

2016年，作者所在研究組在喀什及周邊地區(qū)組建了包含有5個鉆孔的基巖溫度觀測臺網(wǎng)(圖1)，測點主要位于喜馬拉雅西構(gòu)造結(jié)與西南天山逆沖推覆構(gòu)造系交匯部位，測點具體信息見表1.

圖1 基巖溫度測點分布Fig.1 Distribution of the bedrock temperature measurement stations

表1 基巖溫度測點信息Table 1 Information about the bedrock temperature measurement stations

每個基巖溫度觀測點的鉆孔直徑為89 cm，安裝溫度傳感器之后用水泥漿灌注封井，使溫度傳感器與基巖耦合為一體.溫度傳感器采樣周期設(shè)為5 min，測量精度可達(dá)到0.2 mK(張智河等，2018)，每個鉆孔中，安裝2～3組溫度采集器，每組包含4個溫度傳感器，溫度傳感器最大觀測深度為32 m，在鉆孔中開展多深度溫度觀測.

2.2 原始數(shù)據(jù)與預(yù)處理

喀什地區(qū)基巖地溫自2016年3月開始連續(xù)觀測，迄今為止，已有約4年的數(shù)據(jù)積累.考慮到水泥凝固散熱的影響，本文選取觀測開始2～3個月之后的數(shù)據(jù)進(jìn)行分析.圖2給出了5個基巖地溫點不同深度溫度隨時間變化過程，從圖中可以看出，溫度波隨深度增加具有振幅衰減、相位延遲的特征，與理論預(yù)期一致.其中，年周期溫度變化最為顯著，適合開展流體運移分析.

圖2 測點原始溫度變化Fig.2 The variations of the recorded temperatures at each measurement station

圖3 預(yù)處理后溫度變化Fig.3 The variations of the temperatures after processing

同時，觀測數(shù)據(jù)存在如下問題：(1)部分測點存在數(shù)據(jù)缺失，主要為上阿圖什鄉(xiāng)測點(SA)；(2)馬場測點(MC)部分深度溫度出現(xiàn)明顯不規(guī)則波動，年周期成分不顯著，不能獲取年周期溫度信息.采用溫度觀測數(shù)據(jù)提取流體運移信息之前，需要對數(shù)據(jù)進(jìn)行預(yù)處理.

關(guān)于溫度資料的預(yù)處理，主要包括以下三個部分：

(1)篩選數(shù)據(jù)，選取年周期溫度信號較為明顯的整年數(shù)據(jù)段；

(2)剔除數(shù)據(jù)異常點，并用線性插值法進(jìn)行補(bǔ)充；

(3)擬合，數(shù)據(jù)量缺失較大時，采用傅里葉級數(shù)擬合以合理表示溫度趨勢性變化.

2.3 數(shù)據(jù)處理步驟

測點原始溫度進(jìn)行預(yù)處理后隨時間的變化情況如圖3所示.從圖中可以看出，年周期特征明顯，振幅和相位隨深度的變化也比較清楚.基于預(yù)處理后的基巖溫度數(shù)據(jù)，利用不同深度的年周期溫度波振幅和相位，可進(jìn)一步獲取流體運移信息.具體處理過程包括：

(1)將各測點各深度的溫度數(shù)據(jù)，進(jìn)行傅里葉變換，獲取年周期溫度波振幅(以下簡稱年振幅)和相位(以下簡稱年相位)；

(2)將年振幅、年相位分別代入(10)式、(11)式，計算出兩個(視)熱擴(kuò)散系數(shù)αA和αΦ，然后將αA和αΦ代入(12)式計算熱擴(kuò)散系數(shù)α；

(3)根據(jù)αA和αΦ，由(13)式獲取地下流體流速、流向信息，式中固體骨架的容積熱容Cs、孔隙度m通過實測測點處鉆孔巖芯樣品獲得，取值分別為2.078×106J·(m3·K)-1、1.1%.

2.4 結(jié)果分析

由傅里葉變換得到各測點各深度年振幅和年相位如圖4所示.從圖4中可以看出，年振幅隨深度的增加呈現(xiàn)指數(shù)型衰減，年相位隨深度的增加具有線性延遲.其中，烏帕爾鄉(xiāng)測點(WP)年相位與深度關(guān)系表現(xiàn)異常，可能因為測點周圍區(qū)域介質(zhì)、裂縫的不均勻性或存在橫向地下流體，有待進(jìn)一步分析.

圖4 年振幅和年相位隨深度的變化Fig.4 The variations of amplitude and phase of annual periodic temperature wave with depth

此時，通過對比測點不同深度年振幅比的對數(shù)與年相位差值大小，可以對測點區(qū)域熱量傳輸方式以及流體運移信息進(jìn)行粗略推斷.圖5給出了測點各深度對年振幅比的對數(shù)和年相位差數(shù)值大小，直線代表(8)式的理論關(guān)系，即熱傳導(dǎo)理論模型.從圖中可以看出，膘爾依闊托鄉(xiāng)測點(PX)和康蘇鎮(zhèn)測點(KS)年振幅比的對數(shù)和年相位差大致相等，代表測點區(qū)域熱量傳輸方式主要為熱傳導(dǎo)機(jī)制；上阿圖什鄉(xiāng)測點(SA)、烏帕爾鄉(xiāng)測點(WP)、馬場測點(MC)年振幅比的對數(shù)明顯大于年相位差，說明測點區(qū)域存在向上運動的流體，流體流速較大.

圖5 不同深度年振幅比的對數(shù)和相位差比較Fig.5 Comparisons of amplitude ratio and phase shift of annual periodic segment of temperatures for various depth pairs

在獲得測點不同深度的年振幅和年相位后，可進(jìn)一步獲得三方面的結(jié)果：熱擴(kuò)散系數(shù)，地下流體流速和流向.表2給出了各測點由年振幅及年相位確定的熱擴(kuò)散系數(shù)和地下流體流速、流向信息.

表2 測點熱擴(kuò)散系數(shù)和流體流速、流向Table 2 The thermal diffusivity and fluid velocity and flow direction of each temperature measurement station

由振幅計算得到的(視)熱擴(kuò)散系數(shù)αA為(0.79～1.71)×10-6m2·s-1，平均值為1.37×10-6m2·s-1；由相位計算得到的(視)熱擴(kuò)散系數(shù)αΦ為(1.53～33.1)×10-6m2·s-1，平均值為12.0×10-6m2·s-1；真實熱擴(kuò)散系數(shù)α為(1.52～8.91)×10-6m2·s-1，平均值為4.10×10-6m2·s-1.在數(shù)值上，αA整體小于αΦ，說明測點區(qū)域的熱量傳輸過程中存在流體運移產(chǎn)生的熱效應(yīng).

由各測點(視)熱擴(kuò)散系數(shù)αA和αΦ計算的區(qū)域多年平均地下流體流速為(0.10～9.71)×10-7m·s-1，流體流向均向上.其中，膘爾依闊托鄉(xiāng)測點(PX)、康蘇鎮(zhèn)測點(KS)處流體流速較小，烏帕爾鄉(xiāng)測點(WP)、馬場測點(MC)處流體流速較大，上阿圖什鄉(xiāng)測點(SA)處流體流速位于兩者之間.不同測點流體流速存在差異，預(yù)示著該區(qū)域地下流體活動具有區(qū)域性.

3 討論

3.1 熱擴(kuò)散系數(shù)分析

流體的存在導(dǎo)致由振幅計算獲得的(視)熱擴(kuò)散系數(shù)αA和由相位計算獲得的(視)熱擴(kuò)散系數(shù)αΦ之間有所差異,其理論模型見圖6.從圖6可以看出，當(dāng)流體存在時，(視)熱擴(kuò)散系數(shù)αA、αΦ與真實熱擴(kuò)散系數(shù)α之間并不相等，相對而言，αΦ更接近真實熱擴(kuò)散系數(shù)α.

圖6 熱擴(kuò)散系數(shù)隨流體流速變化(改于Liu等(2019))αA表示由振幅計算獲得的(視)熱擴(kuò)散系數(shù)，αΦ表示由相位計算獲得的(視)熱擴(kuò)散系數(shù)，α為真實的熱擴(kuò)散系數(shù).Fig.6 The variations of thermal diffusivity with fluid velocity(modified from Liu et al(2019)).The αA represents the apparent thermal diffusivity calculated by the amplitude, the αΦ represents the apparent thermal diffusivity calculated by the phase, and the α is the real thermal diffusivity.

為了深入探討(視)熱擴(kuò)散系數(shù)αA、αΦ與真實熱擴(kuò)散系數(shù)α之間的關(guān)系，表3給出了測點區(qū)域熱擴(kuò)散系數(shù)的對比.其中，烏帕爾鄉(xiāng)(WP)、馬場(MC)測點由溫度數(shù)據(jù)計算獲得的真實熱擴(kuò)散系數(shù)(6.24、8.91×106m2·s-1)與實測飽水狀態(tài)下鉆孔巖芯樣品獲得的熱擴(kuò)散系數(shù)均值(2.12×106m2·s-1)相差較大，可能說明烏帕爾鄉(xiāng)測點(WP)、馬場測點(MC)區(qū)域除了垂向流外，還存在橫向流.考慮到喀什地區(qū)地溫測點數(shù)量較少，現(xiàn)將Liu等(2019)在青藏高原東南緣測點區(qū)域獲得的(視)熱擴(kuò)散系數(shù)αA和αΦ代入(12)式，計算真實熱擴(kuò)散系數(shù)α，結(jié)果見表3.

表3 熱擴(kuò)散系數(shù)對比Table 3 Comparisons of thermal diffusivity

從表3可以看出，除了烏帕爾鄉(xiāng)測點(WP)和馬場測點(MC)外，其余測點區(qū)域的(視)熱擴(kuò)散系數(shù)αΦ在數(shù)值上更加接近真實熱擴(kuò)散系數(shù)α.這也就意味著，在計算熱擴(kuò)散系數(shù)時，采用相位差計算得到的(視)熱擴(kuò)散系數(shù)，更加接近真實的熱擴(kuò)散系數(shù).

3.2 流速誤差分析

地下流體流速與固體介質(zhì)-流體流系的容積熱容表現(xiàn)出正向線性關(guān)系,孔隙度和固體骨架容積熱容是控制固體介質(zhì)-流體流系容積熱容的主要參數(shù)(Rau et al., 2010).喀什地區(qū)5個測點中有3個測點，膘爾依闊托鄉(xiāng)(PX)、康蘇鎮(zhèn)(KS)、馬場(MC)測點巖芯樣品保持較好.實測飽水狀態(tài)下巖芯樣品獲得的孔隙度分別為1.46%、0.4%、1.56%，平均值為1.1%，實測干燥狀態(tài)下巖芯樣品獲得的固體骨架容積熱容分別為2.097、1.883、2.254×106J·(m3·K)-1，平均值為2.078×106J·(m3·K)-1.樣品數(shù)量有限，可能造成孔隙度、固體骨架容積熱容的取值存在不確定性，導(dǎo)致流體流速的計算結(jié)果存在誤差.古生代沉積巖的孔隙度一般不超過10%.據(jù)分析，當(dāng)孔隙度取1.1～10%時，引起的固體介質(zhì)-流體流系的容積熱容變化僅為5%.當(dāng)巖石固體骨架容積熱容的不確定性取10%，孔隙度由1.1%增至10%時，各測點的流體流速誤差分別為±2.85×10-9m·s-1、±1.90×10-9m·s-1、±4.46×10-8m·s-1、±2.23×10-7m·s-1、±1.97×10-7m·s-1，如圖7所示.

圖7 流速誤差分布Fig.7 Distribution of flow velocity errors

3.3 流速隨深度的變化

各測點地下流體流速隨深度的變化見圖8.從圖中可以看出，膘爾依闊托鄉(xiāng)測點(PX)、康蘇鎮(zhèn)測點(KS)流體流速在最后一個深度層中發(fā)生了變化，在數(shù)值上從負(fù)值變成正值，意味著地下流體流向發(fā)生轉(zhuǎn)變.流向發(fā)生轉(zhuǎn)變，可能代表這兩個測點在此層中出現(xiàn)局部流速變化，且流體在此層上下的流向并不相同，但因缺少后續(xù)深度溫度數(shù)據(jù)，不能確定具體原因；上阿圖什鄉(xiāng)測點(SA)和烏帕爾鄉(xiāng)測點(WP)流體流向均未發(fā)生轉(zhuǎn)變；馬場測點(MC)流體流速變化存在極大值點，可能因為在此深度層中存在裂隙，使流體流速突然增加，具體分析有待進(jìn)一步研究.

圖8 流速隨深度變化Fig.8 The variations of flow velocity with depth

3.4 水文地質(zhì)環(huán)境分析

從流速結(jié)果上看，不同測點流體流速差異較大.靠近天山地區(qū)的測點膘爾依闊托鄉(xiāng)(PX)、康蘇鎮(zhèn)(KS)和上阿圖什鄉(xiāng)(SA)地下流體流速均小于5×10-7m·s-1；靠近昆侖山地區(qū)的測點烏帕爾鄉(xiāng)(WP)、馬場(MC)地下流體流速均大于5×10-7m·s-1.

上述不同地區(qū)測點流體流速差異，可能與當(dāng)?shù)氐乃牡刭|(zhì)環(huán)境有關(guān).新疆烏恰-喀什地區(qū)位于帕米爾弧北段，處于南天山地震帶、西昆侖山帶和塔里木地臺的喀什新生代拗陷代銜接地帶(尚新璐等，2004；王瓊等，2007；高國英等，2009).北部西南天山區(qū)域?qū)儆诳俗卫蘸拥叵滤鲃觼喯到y(tǒng)，南部昆侖山山脈屬于蓋孜河地下水流動亞系統(tǒng)，南部水系比北部水系更為發(fā)育，補(bǔ)給量也更為豐富(王藝星和乃尉華，2018).根據(jù)曲鵬飛(2015)統(tǒng)計結(jié)果得知，克孜勒河-恰克馬河地質(zhì)單元在地下水滲透量和排泄量的結(jié)果上均小于蓋孜河-庫山河地質(zhì)單元.除此之外，新疆烏恰-喀什地區(qū)的溫泉水溫在分布上也具有明顯的地區(qū)規(guī)律，昆侖山地區(qū)溫泉水溫溫度普遍較高，天山地區(qū)溫泉水溫略微低一些(王道等，1999).

總之，昆侖山地區(qū)和天山地區(qū)，在水文地質(zhì)條件和溫泉分布上存在明顯的差異，這與本文計算獲得的地下流體流速存在類似的特征保持一致.

3.5 存在的問題

(1)本文研究表明，通過多深度的連續(xù)基巖溫度觀測，能夠獲得淺層地殼的熱擴(kuò)散系數(shù)與流體運移信息.然而，在方法上，僅考慮了垂向流，當(dāng)存在明顯的橫向流時，本文方法可能不再適用.另外，在計算過程中，僅將地下介質(zhì)假定為均勻介質(zhì)，客觀上，野外地質(zhì)環(huán)境存在非均勻性.也就是說，更深入的工作可能需要考慮流體的橫向流以及介質(zhì)的非均勻性問題.

(2)基于基巖溫度觀測的年周期信息獲取淺層地殼流體的運移信息，屬于一種新方法，其結(jié)果理應(yīng)與區(qū)域水文地質(zhì)資料等其他觀測手段進(jìn)行對比驗證.鑒于基巖溫度觀測最初設(shè)計是為了觀測地殼應(yīng)力狀態(tài)的變化情況，水文地質(zhì)方面的工作考慮較少，測點附近高精度的水文地質(zhì)資料的獲取比較困難.然而，考慮到本文的研究方法具有相對獨立性，獲得的流體信息并不依賴于其他手段，屬于一項相對完整的研究工作.因此，與水文資料的對比分析工作，可在將來獨立補(bǔ)充.

(3)本文是基于年周期信息獲得的流體流速，相當(dāng)于多年的平均流體流速，代表多年穩(wěn)定變化，并不能真實地反映短期的流體變化.流體隨時間的變化，對于地震前兆探索更有實際意義.實際上，依照固定區(qū)間平滑算法，可以得到流體流速隨時間的動態(tài)變化過程(Liu et al., 2020).鑒于新疆喀什地區(qū)屬于地震多發(fā)區(qū)，深入研究下去，有可能為地震分析提供一個潛在的地震前兆手段.

4 結(jié)論

本文基于新疆喀什地區(qū)5個測點約4年的基巖溫度數(shù)據(jù)，開展溫度-時間序列分析，利用溫度振幅、相位估算了不同測點的熱擴(kuò)散系數(shù)，并進(jìn)一步獲得了該區(qū)域淺層熱量傳輸方式以及垂向地下流體流速等方面的結(jié)果.主要結(jié)論如下：

(1)5個測點由振幅計算得到的(視)熱擴(kuò)散系數(shù)αA為(0.79～1.71)×10-6m2·s-1，由相位計算得到的(視)熱擴(kuò)散系數(shù)αΦ為(1.53～33.1)×10-6m2·s-1，真實熱擴(kuò)散系數(shù)α為(1.52～8.91)×10-6m2·s-1.流體的存在導(dǎo)致振幅、相位獲得的(視)熱擴(kuò)散系數(shù)之間存在差異，與真實熱擴(kuò)散系數(shù)不相等.測點區(qū)域獲得的(視)熱擴(kuò)散系數(shù)αA和αΦ在數(shù)值上存在明顯差異，說明測點區(qū)域的熱量傳輸過程中存在流體運移產(chǎn)生的熱效應(yīng).另外發(fā)現(xiàn)，當(dāng)流體熱效應(yīng)不明顯時，通過相位獲得的(視)熱擴(kuò)散系數(shù)更加接近真實熱擴(kuò)散系數(shù).

(2)膘爾依闊托鄉(xiāng)(PX)、康蘇鎮(zhèn)(KS)、上阿圖什鄉(xiāng)(SA)、烏帕爾鄉(xiāng)(WP)和馬場(MC)測點處的地下流體流速分別為1.1×10-8、1.0×10-8、1.94×10-7、9.71×10-7、8.56×10-7m·s-1，流體流向均向上.不同測點流體流速存在明顯的差異.靠近天山地區(qū)的測點膘爾依闊托鄉(xiāng)(PX)、康蘇鎮(zhèn)(KS)和阿圖什鄉(xiāng)(SA)流體流速較小，靠近昆侖山地區(qū)的測點烏帕爾鄉(xiāng)(WP)、馬場(MC)流體流速比較大.這意味著昆侖山地區(qū)和天山地區(qū)水熱活動的水文地質(zhì)條件可能不同，更深入情況有待進(jìn)一步研究.

致謝王海濤研究員對基巖溫度臺站建設(shè)提供了全面的工作支持,張文來、吳傳勇、黃瑜、桂榮、余新和木拉提江等參加了踏勘與建設(shè)及維護(hù)野外工作,陳杰研究員為野外測點布設(shè)提供了建議，劉力強(qiáng)研究員提供了技術(shù)支持.孔隙度、熱擴(kuò)散系數(shù)、容積熱容分別在中國地震局地質(zhì)研究所高溫高壓巖石物理實驗室和油氣資源與探測國家重點實驗室測得，朱傳慶副教授和段慶寶副研究員對實驗測試提供了幫助.三位審稿人提供了具有建設(shè)性的意見.一并致謝.