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摘要：南昌市厚田—生米地热受控于中—新生代沉降盆地。盖层为白垩纪南雄组红色碎屑岩，热储层为三叠纪—石炭纪地层，赋存碳酸盐岩夹碎屑岩裂隙溶洞地热水。地热水补给条件差，水化学类型以氯化钠型咸水为主，具备古沉积水特征。区内地温梯度低，热源来自深部大地热流。地热类型属沉降断拗盆地传导型。
关键词：古沉积水；热储层；地温梯度；地热类型
Abstract: Nanchang Houtin - Shengmi, geothermal controlled by middle - cenozoic sedimentation basin. Caprock was red clastic rock in the Cretaceous nanxiong group, geothermal reservoir was Triassic - Carboniferous strata, the occurrence of carbonate rocks interbedded clastic fissure cave geothermal water. Geothermal water supply conditions were not well, the water chemistry type NaCl salt water with the characteristics of ancient sedimentary water. Due with the low geothermal gradient in the region, so the heat source was from deep terrestrial heat flow.
Key words: ancient sedimentary water; geothermal reservoir; geothermal gradient; geothermal Type
中图分类号：F407.1 文献标识码：A文章编号：2095-2104（2012）
南昌市厚田—生米位于江西省南昌市所辖的新建县厚田——东岗桥——生米镇一带。是南昌盆地地热勘查第一个优选靶区，经5个深部钻孔验证，成功地寻找到地下热水。填补了南昌市无地热资源的空白，也成为江西省首个在中—新生代盆地内寻找到传导型热储的案例。通过对本区地热地质特征的分析，将有助于江西省盆地地热的勘查与开发。
1 区域地质概况
本区构造单元位于萍乡──乐平坳陷带南鄱阳断陷区（南昌断陷）［1］的象湖西断块内。
区域地质按构造旋迥，分属三个的构造层。
晋宁构造层：为中元古代双桥山群陆源碎屑夹火山碎屑沉积的变质建造，褶皱变形强烈，断裂发育。为区域结晶基底层。
印支构造层：包括晚古生代至早三叠世海相地层，覆于晋宁构造层之上。处在区域性萍乡──乐平拗陷带中段。地层总体褶皱强烈，以紧密线型褶皱为主，背、向斜交替出现，轴向呈北东东──近东西──北东东变化。褶皱往往受到一系列断层的切割破坏，纵向断裂发育。
燕山——喜山构造层：为白垩系和老第三系红色碎屑岩，属于最年轻的的构造层，构造运动不发育，主要分布于断陷盆地，并作为盆地盖层。下伏分属印支构造层和基底晋宁构造层。
2 本区地质构造
区域印支构造层形成之后，本区在白垩纪早期——晚白垩纪南雄期，首先经历了强烈的差异性断块掀斜活动，形成了高低不平，相间排列的断块（凸起和凹陷）［2］。之后随着盆缘断裂围限内的大幅度下陷运动，沉积了一套稳定的、巨厚的中—新生代陆相红色碎屑岩“红层”，造就了现今的南昌盆地。
本区恰好处于象湖凸起和厚田凹陷的过渡地带（详见图1），东侧受限于象湖断裂（F10），西侧被西山断隆阻断。
2.1.地层
区内地层分为：底部“前震旦系双桥山群”变质岩基底；中部“中－古生代”海陆过渡相沉积建造；顶部中—新生代陆相“红色碎屑” 建造（详见图2）。
前震旦系双桥山群浅变质岩（Pt2sh）
是本区结晶基底。为一套陆源碎屑夹火山碎屑沉积的浅变质岩系，岩石类型为绢云母千枚岩、粉砂质千枚岩。基底层面由西向东呈阶梯状下沉，地下埋深1337—1630 m，高差达293 m。
三叠纪—石炭纪地层（C—T）
是区域性海陆过渡相地层，在盆缘及区外均有出露。基本连续沉积，岩性组合以碳酸盐岩与碎屑岩交互沉积为特征，夹有含煤碎屑岩系。其中碳酸盐岩厚度比占总厚的57％［2］。正常层序大致可分为：
底部：肉红色硅质岩夹灰白色白云质灰岩；
中部：灰黑色炭质粉砂岩夹薄层灰岩；
上部：青灰色灰岩，灰白色灰岩。
地层由西向东，随基底呈台阶式下沉，层面落差233m，层底落差达293m。大致以北西向断（Fb）为界，西侧地层层序正常，厚度450 m；东侧受构造运动影响，层序出现混乱，插入有变质岩楔体，厚度达516 m。
白恶纪上统南雄组（K2n）
地表少量出露，大都分布埋藏于第四系之下，地下埋深0～20m。岩性为以粉砂岩为主，次为细砂岩，一般无底砾岩。胶结物为泥质和钙质。呈厚──中厚层状，发育水平层理、斜层理、交错层理、波状层理，岩层倾角一般＜5～10°，为河湖陆相沉降连续沉积。地层沉积厚度受古地理环境（凸起和凹陷）控制，厚度881～1114m，由西向东增厚。角度不整合于下伏印支构造层和变质岩基底层，为盆地稳定盖层。
2.2 构造
区内构造运动主要表现在印支层构造层和燕山——喜山构造层。印支层构造活动表现于北东向的褶皱和断裂。燕山——喜山构造层表现为控盆断裂和沉积厚度的差异。控盆断裂造就了中—新生代陆相红色碎屑岩盆地，其中有的是继承印支层断裂，有的是盆地同生断裂。
白垩纪南雄组（盖层）：受同生控盆断裂作用，沉积基底由西向东呈阶梯状下沉，厚度增厚。沉积方式是随盆地下陷，逐渐沉积并超覆整个盆地。层内地层完整，无大的构造形迹。
盖层之下的中生代—古生代地层和双桥山变质岩，构造作用强烈，地质构造复杂，发育褶皱和断裂，地层总体破碎。主要分布埋藏北东—北东东向、北西向隐伏断裂。
北东—北东东向断裂
与区域性萍乡──乐平拗陷带轴向一致，一般属印支层褶皱纵向断裂。有的后期活动转化为北东向盆地断裂。
F20断层［2］：即为厚田凹陷的北部边界，也为本区的南部边界。走向北东东，倾向北北西，为正断层。系控盆断裂。
Fa断层：位于东岗桥的邓家——九位村一线，倾向北西，倾角较陡，规模较小，推测为逆断层，可能被后期北西向Fb錯断。断层造成了R3#钻孔中灰岩与炭质粉砂岩岩性层在层序上出现混乱（重复），部分地段还插入有变质岩楔体。
F8断层［2］：高角度倾向北西，规模较大。推测为印支层褶皱轴部纵向张性破碎带，归属区域性流湖-新洲断裂带。R4#钻孔在1511 m深处遇该破碎带。
北西向断裂
北西向断裂一般为燕山——喜山断裂构造，系控盆同生断裂，是本区内重要的断裂构造。
Feg1断层［2］：为本区盆地西界，也为区域性西部盆缘断裂，走向北北西，倾向北东东。
Fb断层：位于Feg1断层东侧，大致平行并且靠近于（Feg1）。从R 1#和R 3#钻孔之间穿过（两孔相距500 m），断层造成两盘红层沉积厚度相差233 m。断层高角度倾斜倾向北东。推测断层规模较大，性质为正断层，南段与北东向断层F8相汇。
Feg1、Fb两条断层，是造成本区盆地基底形态由西向东呈阶梯状下沉的重要原因。
F10断裂［2］：为象湖断裂，属黎川——南昌大断裂的北西段，断裂造成了东西两盘巨大的高差。控制着整个南昌盆地的形成和演化，也是本区和象湖凸起、厚田凹陷的东部边界。
隐伏断裂切割了三叠纪—石炭纪和前震旦系双桥山群地层。断裂常形成破碎带，其破碎程度随断层规模而不同。相比而言，R4#孔揭露F8断层破碎带，并处于F8、Fb断层复合部位，地层破碎严重；R1#和R3#孔虽遇Fa断层，但破碎程度远不及R4#钻孔； R 2#孔未发现明显的破碎带,地层层序正常。
5 地热地质条件
本区盆地浅部无地热异常显示，也无岩浆岩分布。
区域地质条件和本区地质构造决定了本区地热形成的基础条件。
5.1 盖层
白垩纪南雄组红色碎屑岩，分布广泛，地层稳定，厚度大，为相对隔水层，无热储条件，适合热储盖层条件。
5.2 热储层
埋藏于盖层之下的三叠纪—石炭纪地层普遍含可溶性碳酸盐岩，是区域性含水层岩组，在南部区外丰城市圳头──泸田的石炭纪地层中还出露有温泉（水温24～31.9℃）［2］。在本区所实施的钻孔均揭露到该层，并见地下热水。
钻探施工过程中，R4#孔遇F8断层破碎带，在孔深1584 m遇古岩溶发生1.5m掉钻，钻进循环液大量漏失，被迫终孔。R 1#和R 3#孔虽遇Fa断层破碎带，但循环液漏失量相对较低；R 2#孔基本无循环液漏失。抽水试验显示，单井涌水量以R 4#孔（1403m3/日为）最大，R2#孔最小（251m3/日）。表明本区地下深处普遍赋存碳酸盐岩夹碎屑岩裂隙溶洞水，含水层富水性随断层破碎带及岩溶的发育程度不同而不均。
含水层富水性一般较弱，在断裂裂隙较为集中的破碎带和岩溶，富水性较好。各孔抽水试验成果详见图1和表1。
含水层分布广，埋藏深（孔深881～1630 m之间），水位埋深浅（17.9～22.07m），为承压水。各钻孔抽水试验（Q、S、T）历時曲线形态基本相同，伊始水位急剧下降，曲线坡度陡，降深大。随后呈定流量，水位呈台阶状持续缓慢下降（曲线下降斜率总体保持一致）。抽水降深稳定时间一般不超过24小时。抽水试验结束后水位恢复时间均很长，并极为缓慢。除R 4#孔外，各孔单位涌水量较小，且基本相同(q=0.04 l/m.s)。这是由于含水层特性相近，地下水补给不足所导致。
除R1#与R2#孔发生水力联系外，各孔之间基本不发生水力联系，系控盆断层围限造成。
抽水试验出水温度54～56.2℃，为低温地热水。
受盖层条件限制，含水层无法直接接受大气降水补给。只能接受侧向径流补给。推测补
表1钻孔抽水试验成果表
＞：表示抽水试验结束时的最大降深，稳定时间不超过24小时。
给源在较远的盆缘边界。
含水层层最高温度56.7℃, 与抽水水温相近。
综上，本区地热水只能接受侧向迳流补给，补给边界远，补给不足。是同生盆地造成补给通道不畅（或封闭）所致，具备沉降盆地古沉积水特征［3］。
5.3 热储基底
位于变质岩基底层中，含构造裂隙水，沟通上层热储层。但因其岩性普遍含泥质，易阻塞过水通道，一般不形成有意义的单一含水层。
5.4 地热类型
根据钻孔测温计算的地热梯度成果详见表3。
表2 钻孔地热梯度一览表
表3显示，盖层和热储层平均地温梯度分别为1.73℃/100 m 、1.75℃/100 m ,两者基本相当，低于正常地热梯度［4］。
热储基底温度普遍高于上覆地层，基底平均地温梯度2.9℃/100 m，高于上覆地层和正常的地温梯度。
全区最高地温位于最深孔底(1980 m)67.2℃。钻孔垂向测温曲线形态，由上至下基本为一渐增型的直线［5］。地温和地热梯度自下往上，逐渐降低，代表了热传梯方向。说明热源来自下伏大地热流［5］，并以传导方式导热。
全区平均地温梯度为1.82℃/100 m，低于正常地温梯度。按此计算含水层温度与实际抽水温度大体接近。表明实测含水层温度可作为热储温度。
根据热传导方式和热储条件，本区热储类型符合沉降断拗盆地正常传导地热类型［3］。
6 地热水水化学特征
碳酸盐岩夹碎屑岩裂隙溶洞地热水，无色——淡绿色，随矿化度的增高颜色变绿。除R4#孔地热水无味外，一般口感微咸。地热水透明，均释放出H2S刺激性气味，仅是浓度不同。地热水主要化学指标详见表2。
表3 水质分析主要化学指标成果表
地热水NaCl浓度一般较高，水化学类型以Cl-- Na+（氯化钠）型咸水水为主。其中Na+离子含量1777.28～2448.12mg/l，Cl-离子含量1542.89～1798.50 mg/l，矿化度4989.16～8994.95 mg/l（中等矿化水）。地热水均呈中性、极硬水。该类型地热水系地下水循环交替条件差而造成，也反映出地下水的补给条件差。
南部R4#孔处在破碎带中，发育有溶洞。地热水的储水空间和循环通道远比其它地段好，故富水性亦较好，NaCl浓度和矿化度也较低，水化学类型为重碳酸—硫酸钠钙型淡水。
区内地热水含有多种对人体有益的微量元素，各孔地热水均可成为有医疗价值矿水。其中氟、偏硅酸、锂和锶含量较高，一般可达到（GB/T13727-92）标准中规定的有医疗价值矿水浓度，有的可命名为氟水、锂水和锶型水。
水化学类型和特征表明，地热水深循环条件总体较差，补给受限。近似于古沉积水［3］，系同生沉降盆地形成。
7 结论
（1）南昌市厚田—生米地热受控于南昌断陷盆地。区域地质条件和本区盆地地质构造是地热形成的基础条件。前震旦系双桥山群浅变质岩成为本区热储基底，区域性三叠纪—石炭纪地层，赋存碳酸盐岩夹碎屑岩裂隙溶洞水，构成本区热储层。稳定的，厚度巨大的、广泛分布的白垩纪南雄组红色碎屑岩，是良好的热储盖层。
（2）热储层的透水性和富水性随断裂裂隙和岩溶发育程度而不均。水力性质为承压水，地热水的补给通道不畅，水交替速度缓慢，只能接受侧向迳流补给，补给边界远。地热水一般NaCl浓度高，中等矿化度，水化学类型以Cl-- Na+（氯化钠）型咸水水为主。具备有古沉积水特征。
地热水含多种微量元素，特别富含氟、偏硅酸、锶、锂等化学元素，具备医疗矿水价值。
（3）本区平均地温增温率1.82℃/100 m，低于正常地温梯度。盖层和热储层平均地温梯度基本相当（1.73 ～1.75℃/100 m ）；基底层平均地温梯度2.9℃/100 m。
地温垂向温度曲线为渐增型直线。热源来自下伏大地热流，以传导方式由基底向上导热。
地热水为低温地热水（54～56.2℃）。 热储层温度与抽水试验出水温度基本相当，实测热储层温度可作为热储温度。
（4）本区地热为同生沉降断拗盆地，传导型地热类型。
参考文献
［1］江西省地质矿产局 江西省区域地质志［M］.北京:地质出版社,1984.687—691，707—717.
［2］王兆英 林强 黄海等, 南昌地区地热调补充调查及地热勘查靶区论证报告［R］. 江西省地质矿产勘查开发局水文地质工程地质大队.1999:32—40.
［3］黄尚瑶 胡素敏 马兰编著.火山温泉地热能［M］.北京:地质出版社,1986:90,102—103.
［4］曾马荪 南昌地热地质条件分析及东岗桥地热项目勘查方法简介［A］.吕细保.江西地学新进展［C］.南昌.江西科学技术出版社,2010:140.
［5］中国科学院地质研究所地热室编著.矿山地热概论［M］. 北京:煤炭工业出版社,1981:141.
第一作者简介：连志宁（1963～），男，江西省南昌，工程师，从事水文地质工作。
第二作者简介：张沁瑞（1980～），男， 北京市， 工程师，从事水文地质工作。
关键词：古沉积水；热储层；地温梯度；地热类型
Abstract: Nanchang Houtin - Shengmi, geothermal controlled by middle - cenozoic sedimentation basin. Caprock was red clastic rock in the Cretaceous nanxiong group, geothermal reservoir was Triassic - Carboniferous strata, the occurrence of carbonate rocks interbedded clastic fissure cave geothermal water. Geothermal water supply conditions were not well, the water chemistry type NaCl salt water with the characteristics of ancient sedimentary water. Due with the low geothermal gradient in the region, so the heat source was from deep terrestrial heat flow.
Key words: ancient sedimentary water; geothermal reservoir; geothermal gradient; geothermal Type
中图分类号：F407.1 文献标识码：A文章编号：2095-2104（2012）
南昌市厚田—生米位于江西省南昌市所辖的新建县厚田——东岗桥——生米镇一带。是南昌盆地地热勘查第一个优选靶区，经5个深部钻孔验证，成功地寻找到地下热水。填补了南昌市无地热资源的空白，也成为江西省首个在中—新生代盆地内寻找到传导型热储的案例。通过对本区地热地质特征的分析，将有助于江西省盆地地热的勘查与开发。
1 区域地质概况
本区构造单元位于萍乡──乐平坳陷带南鄱阳断陷区（南昌断陷）［1］的象湖西断块内。
区域地质按构造旋迥，分属三个的构造层。
晋宁构造层：为中元古代双桥山群陆源碎屑夹火山碎屑沉积的变质建造，褶皱变形强烈，断裂发育。为区域结晶基底层。
印支构造层：包括晚古生代至早三叠世海相地层，覆于晋宁构造层之上。处在区域性萍乡──乐平拗陷带中段。地层总体褶皱强烈，以紧密线型褶皱为主，背、向斜交替出现，轴向呈北东东──近东西──北东东变化。褶皱往往受到一系列断层的切割破坏，纵向断裂发育。
燕山——喜山构造层：为白垩系和老第三系红色碎屑岩，属于最年轻的的构造层，构造运动不发育，主要分布于断陷盆地，并作为盆地盖层。下伏分属印支构造层和基底晋宁构造层。
2 本区地质构造
区域印支构造层形成之后，本区在白垩纪早期——晚白垩纪南雄期，首先经历了强烈的差异性断块掀斜活动，形成了高低不平，相间排列的断块（凸起和凹陷）［2］。之后随着盆缘断裂围限内的大幅度下陷运动，沉积了一套稳定的、巨厚的中—新生代陆相红色碎屑岩“红层”，造就了现今的南昌盆地。
本区恰好处于象湖凸起和厚田凹陷的过渡地带（详见图1），东侧受限于象湖断裂（F10），西侧被西山断隆阻断。
2.1.地层
区内地层分为：底部“前震旦系双桥山群”变质岩基底；中部“中－古生代”海陆过渡相沉积建造；顶部中—新生代陆相“红色碎屑” 建造（详见图2）。
前震旦系双桥山群浅变质岩（Pt2sh）
是本区结晶基底。为一套陆源碎屑夹火山碎屑沉积的浅变质岩系，岩石类型为绢云母千枚岩、粉砂质千枚岩。基底层面由西向东呈阶梯状下沉，地下埋深1337—1630 m，高差达293 m。
三叠纪—石炭纪地层（C—T）
是区域性海陆过渡相地层，在盆缘及区外均有出露。基本连续沉积，岩性组合以碳酸盐岩与碎屑岩交互沉积为特征，夹有含煤碎屑岩系。其中碳酸盐岩厚度比占总厚的57％［2］。正常层序大致可分为：
底部：肉红色硅质岩夹灰白色白云质灰岩；
中部：灰黑色炭质粉砂岩夹薄层灰岩；
上部：青灰色灰岩，灰白色灰岩。
地层由西向东，随基底呈台阶式下沉，层面落差233m，层底落差达293m。大致以北西向断（Fb）为界，西侧地层层序正常，厚度450 m；东侧受构造运动影响，层序出现混乱，插入有变质岩楔体，厚度达516 m。
白恶纪上统南雄组（K2n）
地表少量出露，大都分布埋藏于第四系之下，地下埋深0～20m。岩性为以粉砂岩为主，次为细砂岩，一般无底砾岩。胶结物为泥质和钙质。呈厚──中厚层状，发育水平层理、斜层理、交错层理、波状层理，岩层倾角一般＜5～10°，为河湖陆相沉降连续沉积。地层沉积厚度受古地理环境（凸起和凹陷）控制，厚度881～1114m，由西向东增厚。角度不整合于下伏印支构造层和变质岩基底层，为盆地稳定盖层。
2.2 构造
区内构造运动主要表现在印支层构造层和燕山——喜山构造层。印支层构造活动表现于北东向的褶皱和断裂。燕山——喜山构造层表现为控盆断裂和沉积厚度的差异。控盆断裂造就了中—新生代陆相红色碎屑岩盆地，其中有的是继承印支层断裂，有的是盆地同生断裂。
白垩纪南雄组（盖层）：受同生控盆断裂作用，沉积基底由西向东呈阶梯状下沉，厚度增厚。沉积方式是随盆地下陷，逐渐沉积并超覆整个盆地。层内地层完整，无大的构造形迹。
盖层之下的中生代—古生代地层和双桥山变质岩，构造作用强烈，地质构造复杂，发育褶皱和断裂，地层总体破碎。主要分布埋藏北东—北东东向、北西向隐伏断裂。
北东—北东东向断裂
与区域性萍乡──乐平拗陷带轴向一致，一般属印支层褶皱纵向断裂。有的后期活动转化为北东向盆地断裂。
F20断层［2］：即为厚田凹陷的北部边界，也为本区的南部边界。走向北东东，倾向北北西，为正断层。系控盆断裂。
Fa断层：位于东岗桥的邓家——九位村一线，倾向北西，倾角较陡，规模较小，推测为逆断层，可能被后期北西向Fb錯断。断层造成了R3#钻孔中灰岩与炭质粉砂岩岩性层在层序上出现混乱（重复），部分地段还插入有变质岩楔体。
F8断层［2］：高角度倾向北西，规模较大。推测为印支层褶皱轴部纵向张性破碎带，归属区域性流湖-新洲断裂带。R4#钻孔在1511 m深处遇该破碎带。
北西向断裂
北西向断裂一般为燕山——喜山断裂构造，系控盆同生断裂，是本区内重要的断裂构造。
Feg1断层［2］：为本区盆地西界，也为区域性西部盆缘断裂，走向北北西，倾向北东东。
Fb断层：位于Feg1断层东侧，大致平行并且靠近于（Feg1）。从R 1#和R 3#钻孔之间穿过（两孔相距500 m），断层造成两盘红层沉积厚度相差233 m。断层高角度倾斜倾向北东。推测断层规模较大，性质为正断层，南段与北东向断层F8相汇。
Feg1、Fb两条断层，是造成本区盆地基底形态由西向东呈阶梯状下沉的重要原因。
F10断裂［2］：为象湖断裂，属黎川——南昌大断裂的北西段，断裂造成了东西两盘巨大的高差。控制着整个南昌盆地的形成和演化，也是本区和象湖凸起、厚田凹陷的东部边界。
隐伏断裂切割了三叠纪—石炭纪和前震旦系双桥山群地层。断裂常形成破碎带，其破碎程度随断层规模而不同。相比而言，R4#孔揭露F8断层破碎带，并处于F8、Fb断层复合部位，地层破碎严重；R1#和R3#孔虽遇Fa断层，但破碎程度远不及R4#钻孔； R 2#孔未发现明显的破碎带,地层层序正常。
5 地热地质条件
本区盆地浅部无地热异常显示，也无岩浆岩分布。
区域地质条件和本区地质构造决定了本区地热形成的基础条件。
5.1 盖层
白垩纪南雄组红色碎屑岩，分布广泛，地层稳定，厚度大，为相对隔水层，无热储条件，适合热储盖层条件。
5.2 热储层
埋藏于盖层之下的三叠纪—石炭纪地层普遍含可溶性碳酸盐岩，是区域性含水层岩组，在南部区外丰城市圳头──泸田的石炭纪地层中还出露有温泉（水温24～31.9℃）［2］。在本区所实施的钻孔均揭露到该层，并见地下热水。
钻探施工过程中，R4#孔遇F8断层破碎带，在孔深1584 m遇古岩溶发生1.5m掉钻，钻进循环液大量漏失，被迫终孔。R 1#和R 3#孔虽遇Fa断层破碎带，但循环液漏失量相对较低；R 2#孔基本无循环液漏失。抽水试验显示，单井涌水量以R 4#孔（1403m3/日为）最大，R2#孔最小（251m3/日）。表明本区地下深处普遍赋存碳酸盐岩夹碎屑岩裂隙溶洞水，含水层富水性随断层破碎带及岩溶的发育程度不同而不均。
含水层富水性一般较弱，在断裂裂隙较为集中的破碎带和岩溶，富水性较好。各孔抽水试验成果详见图1和表1。
含水层分布广，埋藏深（孔深881～1630 m之间），水位埋深浅（17.9～22.07m），为承压水。各钻孔抽水试验（Q、S、T）历時曲线形态基本相同，伊始水位急剧下降，曲线坡度陡，降深大。随后呈定流量，水位呈台阶状持续缓慢下降（曲线下降斜率总体保持一致）。抽水降深稳定时间一般不超过24小时。抽水试验结束后水位恢复时间均很长，并极为缓慢。除R 4#孔外，各孔单位涌水量较小，且基本相同(q=0.04 l/m.s)。这是由于含水层特性相近，地下水补给不足所导致。
除R1#与R2#孔发生水力联系外，各孔之间基本不发生水力联系，系控盆断层围限造成。
抽水试验出水温度54～56.2℃，为低温地热水。
受盖层条件限制，含水层无法直接接受大气降水补给。只能接受侧向径流补给。推测补
表1钻孔抽水试验成果表
＞：表示抽水试验结束时的最大降深，稳定时间不超过24小时。
给源在较远的盆缘边界。
含水层层最高温度56.7℃, 与抽水水温相近。
综上，本区地热水只能接受侧向迳流补给，补给边界远，补给不足。是同生盆地造成补给通道不畅（或封闭）所致，具备沉降盆地古沉积水特征［3］。
5.3 热储基底
位于变质岩基底层中，含构造裂隙水，沟通上层热储层。但因其岩性普遍含泥质，易阻塞过水通道，一般不形成有意义的单一含水层。
5.4 地热类型
根据钻孔测温计算的地热梯度成果详见表3。
表2 钻孔地热梯度一览表
表3显示，盖层和热储层平均地温梯度分别为1.73℃/100 m 、1.75℃/100 m ,两者基本相当，低于正常地热梯度［4］。
热储基底温度普遍高于上覆地层，基底平均地温梯度2.9℃/100 m，高于上覆地层和正常的地温梯度。
全区最高地温位于最深孔底(1980 m)67.2℃。钻孔垂向测温曲线形态，由上至下基本为一渐增型的直线［5］。地温和地热梯度自下往上，逐渐降低，代表了热传梯方向。说明热源来自下伏大地热流［5］，并以传导方式导热。
全区平均地温梯度为1.82℃/100 m，低于正常地温梯度。按此计算含水层温度与实际抽水温度大体接近。表明实测含水层温度可作为热储温度。
根据热传导方式和热储条件，本区热储类型符合沉降断拗盆地正常传导地热类型［3］。
6 地热水水化学特征
碳酸盐岩夹碎屑岩裂隙溶洞地热水，无色——淡绿色，随矿化度的增高颜色变绿。除R4#孔地热水无味外，一般口感微咸。地热水透明，均释放出H2S刺激性气味，仅是浓度不同。地热水主要化学指标详见表2。
表3 水质分析主要化学指标成果表
地热水NaCl浓度一般较高，水化学类型以Cl-- Na+（氯化钠）型咸水水为主。其中Na+离子含量1777.28～2448.12mg/l，Cl-离子含量1542.89～1798.50 mg/l，矿化度4989.16～8994.95 mg/l（中等矿化水）。地热水均呈中性、极硬水。该类型地热水系地下水循环交替条件差而造成，也反映出地下水的补给条件差。
南部R4#孔处在破碎带中，发育有溶洞。地热水的储水空间和循环通道远比其它地段好，故富水性亦较好，NaCl浓度和矿化度也较低，水化学类型为重碳酸—硫酸钠钙型淡水。
区内地热水含有多种对人体有益的微量元素，各孔地热水均可成为有医疗价值矿水。其中氟、偏硅酸、锂和锶含量较高，一般可达到（GB/T13727-92）标准中规定的有医疗价值矿水浓度，有的可命名为氟水、锂水和锶型水。
水化学类型和特征表明，地热水深循环条件总体较差，补给受限。近似于古沉积水［3］，系同生沉降盆地形成。
7 结论
（1）南昌市厚田—生米地热受控于南昌断陷盆地。区域地质条件和本区盆地地质构造是地热形成的基础条件。前震旦系双桥山群浅变质岩成为本区热储基底，区域性三叠纪—石炭纪地层，赋存碳酸盐岩夹碎屑岩裂隙溶洞水，构成本区热储层。稳定的，厚度巨大的、广泛分布的白垩纪南雄组红色碎屑岩，是良好的热储盖层。
（2）热储层的透水性和富水性随断裂裂隙和岩溶发育程度而不均。水力性质为承压水，地热水的补给通道不畅，水交替速度缓慢，只能接受侧向迳流补给，补给边界远。地热水一般NaCl浓度高，中等矿化度，水化学类型以Cl-- Na+（氯化钠）型咸水水为主。具备有古沉积水特征。
地热水含多种微量元素，特别富含氟、偏硅酸、锶、锂等化学元素，具备医疗矿水价值。
（3）本区平均地温增温率1.82℃/100 m，低于正常地温梯度。盖层和热储层平均地温梯度基本相当（1.73 ～1.75℃/100 m ）；基底层平均地温梯度2.9℃/100 m。
地温垂向温度曲线为渐增型直线。热源来自下伏大地热流，以传导方式由基底向上导热。
地热水为低温地热水（54～56.2℃）。 热储层温度与抽水试验出水温度基本相当，实测热储层温度可作为热储温度。
（4）本区地热为同生沉降断拗盆地，传导型地热类型。
参考文献
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［5］中国科学院地质研究所地热室编著.矿山地热概论［M］. 北京:煤炭工业出版社,1981:141.
第一作者简介：连志宁（1963～），男，江西省南昌，工程师，从事水文地质工作。
第二作者简介：张沁瑞（1980～），男， 北京市， 工程师，从事水文地质工作。