地震地下流体观测在地震监测预报中发挥着重要作用，特别是在短临预报中往往起决定性作用^[1-2]。水温作为地震地下流体重要观测手段之一，自20世纪80年代开始经过多年的发展，观测精度逐渐提高，并观测到越来越多的震前异常、同震响应及潮汐效应^[3-4]。前人对水温的微动态特征和形成机制进行了研究，希望能对井水温变化做出系统解释。鉴于水温动态变化的复杂性，不同学者提出了多种观点。鱼金子等提出了水动力学机制^[5]；车用太等提出热对流与热传导机制^[6]；鱼金子等提出了水－热动力学机制的概念^[7]；车用太等提出了水-热动力学机制和地热动力学机制。水热动力学机制即水温变化是由不同温度水流运动引起的机制，地热动力学机制即水温的变化是井水和固体岩石之间的热传导及井区大地热流作用强度的变化引起的。还有诸如冷水下渗说、气体逸出说和热弥散说也同样揭示了水温、水位同步变化的机理^[3]。

通过了解水文地质概况、井孔概况，井内水位、水温观测等资料，对引起水温变化的影响因素进行热动力学机制的解释，有助于正确识别水温的微动态变化和水温干扰因素，以提高地震监测预报 水平。

针对克什克腾井，本文结合区域地下水开采、降雨补给、地表水补给、温度梯度试验和多年水位水温观测等资料，分析水温动态的影响因素，并对水温动态变化的形成机制进行阐释。

克什克腾地震台位于内蒙古赤峰市西北部，南距赤峰市240 km，北距锡林浩特市140 km。观测井孔位于内蒙古自治区赤峰市克什克腾旗热水镇旺泉宾馆北面，南山北坡自然泉点附近，高程为1 098 m。克什克腾旗地形、地貌复杂多样，地势西高东低、中沙北草，地处浑善达克和科尔沁两大沙地的结合部，融西部草原、南部熔岩台地和北部丘陵山区于一体,平均海拔1 100 m，属中温带大陆性季风气候，年平均气温2～4 ℃，无霜期60～150天，年降雨量250～500 mm，多集中在6—8月内。

该井所处的热水塘地热源属于山区开放型基岩隆起带低温地热资源热水、温热水。来自西北部黄岗梁山脉山区地下水沿断裂裂隙向下入渗，形成深部循环水，受地温加热后，沿断裂破碎带上升进入地热田热储，形成地热流体。地热田的形成和分布受NE向燕山中期运动主构造和NW向晚期岩浆活动和新构造运动产生的次级断裂构造控制和影响。在主、次两组断裂构造的交汇部位形成基岩构造破碎区域，构成地热流体的有力存储地段。热水中心区为晚近期垂直上升运动产生断裂构造的活动区域（图1）。

图  1  热水镇附近地质构造图

据物探成果及钻探揭露地层显示，F4、F5断层为通过热水中心区的主要控热导水构造，断层近直立，向深部延伸大于400 m。晚近期构造运动产生的NW向次级断裂在本区较为发育，为热水的主要导水通道。沿断裂延伸方向推测，其补给源大部分来自黄岗山脉。因NE向F2断层西南端的西部山区均出露全风化花岗岩（Y₅^2-2），局部穿插板岩岩脉，岩脉节理裂隙发育，倾角近直立，具有良好的深层补给垂直入渗条件，推测补给源来自沿F2正断层附近出露的全风化花岗岩（Y₅^2-2）山区^[8]。

温泉的形成是远古时代内蒙古高原隆起和大兴安岭火山喷发造成地面断裂，形成花岗岩破碎带，大气降水、孔隙水、裂隙水沿断裂破碎带渗透、循环，在地壳深处受热后，又在导水花岗岩破碎带中汇集，沿裂隙上升涌至地表形成温泉。地下热水赋存于花岗岩体的构造裂隙中，出水温度最高达87 ℃。热水主要分布在嘎拉达斯汰河北岸山前洪积扇裙上，分布范围1 km²，动储量3 017 t/d，热水稳定自流量2 592 t/d，水温在83 ℃左右。

克什克腾井2011年完成钻井，2014年正式投入观测使用，成井深度160 m。井内有水温和水位观测两套仪器，观测初期采用SZW-1AV2004型数字式温度计、SWY-II型数字式水位仪进行观测，2020年1月SZW-1AV2004型水温仪器探头故障，更换为SZW-II型温度计。水温观测探头安装在井下155 m处，水位探头安装在井下14 m处。

如图2井孔柱状图所示，观测井钢套管下至井下50 m，50 m以下为裸孔出水。套管以下有多段破碎带发育，破碎带主要有碎、块石组成，岩性为花岗岩，粒径为一般10～30 cm。井下破碎带位置分别为66.90～81.05 m、84.20～91.15 m、94.40～104.41 m、115.50～119.70 m、144.20～146.90 m，岩芯一般呈碎块状或短柱，裂隙发育，观测含水层为井下100 m以下破碎带的温泉水。

图  2  克什克腾井井孔柱状图

由于该井水位在井下5 m左右，水温探头放置于井下155 m处，所以选择从井下155 m至15 m，每10 m一个点。从图3水温曲线上来看，克什克腾井呈现水温随深度增加的现象，浅层水温曲线无明显因漏水而产生的陡变，105 m以下水温随深度稍有降低，而后基本稳定在52 ℃左右，结合井孔柱状图分析认为105 m以下为含水层所在的破碎带，并且以105 m处层位为主要出水点。从水温梯度来看，前105 m井深梯度变化剧烈，水温随井深度上升迅速下降。其中井下50 m处梯度存在明显转折，结合资料分析认为是由于观测井钢套管下至井下50 m，而钢材的热传导系数与井壁围岩的热传导系数相差较大，使得温度衰减速率不同。井下105～135 m处梯度呈现负值，推测是由于105 m附近有大量热水流不断补给，而其他位置与周边水利交互作用相对较弱，热量以扩散为主，因此温度低于105 m处，进而呈现出热量从105 m处同时向上和向下扩散的曲线形态。总的来说，克什克腾井井下105 m处为主要出水点，未发现浅层存在明显的漏水点。

图  3  克什克腾井温度分布及温度梯度

从图4中可知，克旗井2016年1月至2021年3月水温观测数据在52.559 4～52.863 9 ℃范围内变化，水温呈逐年下降的趋势。在年变形态上，1—6月表现为下降，6月出现趋势性转折，7—12月表现为上升，年变化幅度约为0.1 ℃，水温观测数据总体表现为夏季水温低、冬季水温高的特点。

图  4  克什克腾井水位、水温及降雨量对比曲线

在观测时段内，该井水温自观测以来，一直呈现下降趋势。对于水温漂移型的成因一般认为：①大地热流的微弱变化引起；②岩土应力场缓慢线性变化，导致孔隙水变化，引起温度变化；③仪器“零漂”变化。克什克腾井水温年变幅度大概下降0.08 ℃/a，意味着如果这是真实年变，600年前水温为100 ℃，700年后水温降到0 ℃，显然这是不可能的。目前根据全国水温抽查资料，在调查的40多口井中，水温有趋势性变化的有26口，其中趋势上升的占61.5 %，趋势下降的占39.5 %^[9]。通过对该井水位和水温的变化曲线对比，该井水温趋势下降，可能是观测仪器存在“零飘”导致。

克什克腾井水位数据年动态特征表现为夏季下降，冬季上升。每年3月左右开始下降，8月中旬达到水位年最低值，然后逐渐回升至翌年3月。年变化幅度约为3 m。克什克腾井水位变化主要受到温泉疗养区内同层水位超采所致，夏季进入旅游旺季，抽水量增多，水位下降；冬季用水量减少，水位上升。

通过观察多年观测资料发现，水温、水位的动态变化对应关系并不明显。选取2016—2021年水位、水温数据进行相关性分析，计算得到相关系数为0.419 149，说明二者在年动态变化规律相关性不显著。

克什克腾井位于克什克腾旗热水塘镇，该地地热资源丰富，属于温泉旅游区，旅游区内每日7时、11时、17时定时抽取地下水，用于温泉疗养。观察水温水位短期对比图5，可观察到水位日变波形呈锯齿形，水位的日变幅度达到0.5 m，而水温日变幅只有0.015 ℃左右，水温的动态情况并没有出现明显的日变化，水温水位也在日变化内没有明显的对应关系。选取3月1—15日水位、水温数据做相关性分析，计算的得到相关系数仅为0.089 186，从上述分析可以说明，水位的变化对水温动态的影响不大。

结合当地气象数据（图4c），该地区降雨主要集中在5—8月，6、7月降雨量最多，降雨量大约在300～400 mm。水位在降雨期间依然表现为下降，并未出现因降雨而出现明显水位上升情况，可能是降雨因素引起的水位变化湮没在抽水干扰动态中；而水温的动态表现为1—6月下降、7—12月上升，水温的动态特征与降雨也不存在明显的同步对应关系。经过上述几个因素的分析，克什克腾井的水温并无对应规律可循，无法说明水温微动态的原因。

在井-含水层热系统体系下，存在2个温度梯度。第一个梯度是指在地温梯度的存在和热传导作用的影响下，在垂直方向存在水温随着深度增加而变化的梯度，一般情况下水温随着深度增加而上升；第二个梯度是指在井筒到含水层水平方向上存在水温梯度。其中，垂直方向的温度梯度对水温梯度起到决定性作用^[10]。

对于克什克腾井在同层水位超采情况下，井筒内水流向含水层，水位下降，上部温度低的井水流入含水层；抽水停止，含水层内热水流入井筒，水位上升。井筒内井水的垂直向运动引起井筒内的热对流，但是由于探头位置较深，处于含水层以下较深的位置，含水层以下水的交互作用较小，温度只能通过热传导的方式向探头方向传递热量。在频繁的抽水停止活动中，向下方向热量的传导受阻。首先，通过温度梯度实验证实在探头附近温度梯度较小，温度比较稳定；其次，水位、水温对比图（图5）也能证实，水位的变化对水温影响较小。故井筒内水的垂直向运动对水温的干扰极其微小，所以该井水温的动态与水热运动机制关系不明显。

图  5  2021年3月1 —15日克什克腾井水位、水温短期对比曲线

影响水温动态机制有水热动力学和地热动力学。一般情况，大地热流值和区域热场是长期稳定的^[3,6]，那么影响水温动态的因素普遍认为是降雨补给和水热动力学机制^[10]。

上述分析已经证实，克旗井水温的动态与水热运动机制关系不显著，那么降雨补给极有可能是影响水温微动态的影响因素，但不同于典型的降雨补给因素影响动态变化，例如通辽井、九江井、大兴黄村井、金沙江水网观测井、首都圈地区观测井等^[11-15]。一般情况下，水温下降出现在3—9月，9月至次年3月水温上升，对应温度下降时段内，降雨开始增多。但是克旗井出现了较为特殊的年动态特征，出现了水温动态变化与降雨时间不同步，其水温动态特征表现为1—6月下降、7—12月上升，按照降雨入渗补给的影响解释不通。通过研究典型大气降雨入渗补给案例发现，在观测含水层埋深较浅观测井中的水温动态普遍受大气降水入渗补给的影响，这些观测井一般位于垂直裂隙比较发育、地下水补给区与观测井间的距离较近的区域。

根据克什克腾地区物探成果及钻探揭露地层显示，由补给区、排泄点地下水及雨水同位素计算得到补给区海拔高度为：H=1 164 m。据此推测，热水补给源来自基岩山区或海拔较高地带的大气降水入渗。由补给区及排泄点同位素计算的地下热水在含水层停留时间为：北侧补给区59.49年，西侧补给区为32.07年。当采用经验估算法时，根据国际原子能委员会同位素水文组建议，本区地下热水在含水层停留时间为20年。

根据图1显示的区域水文地质资料和勘探结果发现2点不同之处。一是降水补给区距离观测井较远，补给源来自沿F2正断层附近出露的全风化花岗岩（Y₅^2-2）山区；二是地下热水在含水层停留时间较长。在大气降雨干扰情况下，不同水文地质条件下干扰源作用时段与干扰出现时间一般存在滞后性，随着观测井距降雨渗入补给区距离的增大，滞后时间越来越长^[16]。由于该地区年平均气温较低，夏季降雨温度相对地热温泉较低，低温降水由较远的补给区进入含水层，低温水会导致含水层的水温降低，或者较冷的降雨渗入有可能引起含水层附近区域岩土温度下降，并向含水层附近区域扩散，引起井筒含水层附近温度的下降。由于上述原因，所以较冷降雨渗入影响水温动态的时间有可能滞后，并解释了水温动态与降雨补给因素的滞后性和时间不统一的问题。

根据上述研究，克什克腾井水温特殊的动态特征可以采用降雨补给的滞后影响和地热动力学解释较为合理，即降雨补给引起含水层和含水层附近固体岩石的温度下降，较远的降水补给区和较长的热水在含水层的停留时间引起了水温动态与降雨补给因素不同步。

通过对克什克腾井水温动态特征进行分析，得出以下结论。

1）用降雨补给的滞后影响和地热动力学 可以解释克旗水温形成的动态特征，即降雨补给引起含水层和含水层附近固体岩石的温度下降，较远的降水补给区和较长的热水在含水层的停留时间引起了水温动态与降雨补给因素的不同步。

2）对于克什克腾井在同层水位超采情况下，通过温度梯度实验证实在探头附近水温温度梯度较小，温度比较稳定；通过水位、水温变化对比，并计算相关系数，发现水位的变化对水温变化影响较小。故井筒内水的垂直向运动对水温的干扰很小，所以该井水温的动态与水热运动机制关系不明显。

3）通过对该井水位和水温的变化曲线对比，该井水温趋势下降，可能是观测仪器存在“零飘”导致。