㈠ 開采地下水對山前平原地下水動態的影響
據塔里木盆地水資源分布規律、埋藏特點和開發現狀，地下水應成為未來水資源開發重點。但大力開發地下水對水環境帶來的影響，是人們極為關心的問題。
為了研究這一問題，現利用數值模型技術，對盆地邊緣典型區開發水資源的歷史進行模擬分析，總結水環境近數十年來的變化原因，並進一步利用模擬技術對未來開發地下水所產生的環境變化進行預測分析，以指導未來地下水開發規劃設計工作。
結合盆地南緣典型山前平原地下水運動，特設計一南北向地下水運動剖面模型。模型範圍：自河流出山口至細土平原30km，其中靠近山區20km為礫質傾斜平原，向下游10km為細土平原。含水層的結構與岩性：礫質傾斜平原具大厚度單層潛水；細土平原為多層結構，上部為富水性相對較差的粉細砂，下部為沖積相中粗砂夾礫石，潛水的給水度設定為10%。模型地下水的補給與徑流條件：近山部位的礫質平原接受來自地表河水滲漏補給，總單寬滲漏補給強度為2.0×104m3/（km·d），在下游地下水的淺埋帶，蒸發是地下水的主要排泄方式，陸面蒸發強度設定為2190mm/a，極限蒸發深度為5m，有少部分排泄以地下徑流的方式流向沙漠腹地。
圖9-2河水截流後山前平原地下水水位變化曲線
圖9-3河水截流後山前傾斜平原地下水疏干速率與細土平原蒸發量變化曲線
在沒有人為干擾的原天然狀態下，地下水處於平衡狀態，即總滲漏補給量＝總蒸發量＋泉水排泄量＋向下游地下徑流量，地下水水位是自山前至細土平原為逐漸降低的一條擬穩定曲線。人類對河流進行截流引水後，使地表河水的總單寬滲漏補給強度由原來的2.0×104m3/（km·d）設定降低至0.8×104m3/（km·d）（減少了60%），地下水原均衡狀態被打破，隨之地下水將向新的均衡狀態逐漸轉化。
（一）河流截流後地下水變化規律
使用美國地下水數值模擬軟體包ModFlow，用數值模型技術研究截流後地下水的變化。據計算結果（圖9-2，圖9-3；表9-2，表9-3）可以看出以下規律。
（1）河流截流後，原地下水均衡被打破，地下水向新的均衡狀態轉化，直至50年後，這種轉化過程仍沒有徹底結束。這一方面說明地下水有極強的緩沖調節能力，同時也間接地表明，修建水利工程對環境的影響，有時需要數十年才能顯現出來。
（2）河流引水灌溉使山前傾斜平原地下水水位下降，近山地帶降幅最大，所設定模型截流後50年累計降幅達57.9m，至礫質平原與細土平原的接觸帶，累計降幅為2.63m，而靠近細土平原下游部位，水位幾乎不降，細土平原淺埋帶（如沼澤和濕地）向下游退縮。地下水位降落速度，截流初期快，以後逐漸變緩。
表9-2河流截流後典型山前戈壁－細土平原淺埋帶地下水補排要素變化表（單位：104m3/（km·d）
表9-3河流截流後典型山前戈壁－細土平原地下水水位分布計算結果（單位：m）
（3）地下水要素變化最大的是淺埋帶的蒸發量，在截流後的50年中，總蒸發量由原1.7373×104m3/（km·d）逐步衰減到0.6120×104m3/（km·d），其衰減值為1.1253×104m3/（km·d），已達到山前截流減少滲漏補給量的93.8%。當時間足夠長時，蒸發量的衰減量幾乎和截流滲漏補給減少量相等。
（4）由於地下水蒸發量對埋深的敏感性，在淺埋帶，地下水水位的少許變化，都會使蒸發量有大幅度的減少，因而淺埋帶地下水水位變化不大。
（5）由於細土平原地下水水位變化較小，向沙漠腹地的地下徑流變化則極小，甚或幾乎不變。
（二）開采淺埋蒸發帶地下水引起水環境的變化
為研究河流截流數十年後再繼續開發淺埋帶地下水的可行性及所引起的環境變化，仍利用上述模型，研究截流50年後，在地下水淺埋蒸發帶進一步開采地下水，以奪取蒸發量使其成為有效可利用資源量。50年後地下水剩餘蒸發量為0.6120×104m3/（km·d），淺埋帶設計開采地下水0.4×104m3/（km·d），約為剩餘蒸發量的65%。分析計算結果（表9-4）後可得出以下地下水要素變化的規律。
（1）增加開采地下水後，蒸發量迅速減小，初期下降快，至後期逐漸減慢。開采5年後，蒸發量減少值0.3089×104m3/（km·d），為增加開采量的77%；開采20年後，減少值0.3601×104m3/（km·d），為增加開采量的90%；至到開采30年後，蒸發量減少值0.3767×104m3/（km·d），占增加開采量的94.2%，減少向下游的地下徑流量0.0209×104m3/（km·d），占開采量的5.2%；疏干含水層速率增加0.0024×104m3/（km·d），占開采量的0.6%。計算數據表明，在開采初期，水量一部分來自奪取的蒸發量，其餘部分來自含水層的疏干，後期開采量幾乎全部來自奪取蒸發量。
（2）開采地下水雖使向下游沙漠地區的地下徑流量減小，但減少不明顯，不超過原徑流量的10%。
表9-4數值模擬開采地下水淺埋帶地下水30年後水量來源分析表（單位：104m3/（km·d）
（3）在開采量不超過蒸發量的情況下，細土平原潛水水位不會產生大的降深，靠近上游降深大，下游降深小。以上述模擬數據為例，開采30年後，開采中心區域水位降深為5.088m，離開中心下游的5km處，下降僅0.586m，中心上游5km處，下降4.768m。事實上，這些降深值不完全是增加開采地下水引起的，其中還包括河流截流後的水位衰減的延續因素，也就是說，即使不開采地下水，因截流仍會繼續產生少量的水位衰減。
（三）開采山前平原淺埋帶地下水研究的幾點結論
通過上述模擬分析可以總結出以下幾點規律。
（1）山前平原地下水水位緩慢下降，不能一概武斷地判定為由開采地下水而引起，地表水截流同樣也會使地下水水位下降；在塔里木盆地，地表水截流就是地下水水位下降的主要因素（因為地下水幾乎還沒有開采）。地下水水位下降是由截流前的原平衡狀態向新平衡狀態過渡轉化的必然過程。簡言之，地下水水位下降不一定是由於開采地下水引起的。
（2）截流對地下水環境的影響周期，不像人們想像的只有數年或十數年，而是數十年，對於山前地帶較廣闊地區，甚至需要近百年。
（3）在上遊河水引水截流的情況下，雖下游綠洲地下水淺埋帶蒸發量和泉水溢出量比原天然狀態減少了很多，但就新疆塔里木盆地山前平原而言，截流數十年後剩餘的地下水蒸發量仍很可觀。在這種情況下，開采淺埋帶地下水若不超過60%是十分可行和有效的，它能將無效與低效蒸發量轉化為有效可利用水資源，同時使淺埋帶鹽漬化土地得到改良，擴大耕地面積。
（4）在淺埋帶開采地下水不過量的情況下，所開採的水量幾乎全部由奪取蒸發量組成，對河流上游、下游的影響很小，不存在環境惡化問題。相反，利用地下水的同時，節約了地表水資源，能使下游得到更多的水資源，從根本上解決塔里木河下游的生態缺水問題。
㈡ 倒台階矸石充填採煤法的優缺點及適用條件
（1）傾斜長壁採煤法適於緩斜薄及中厚煤層，以及被斷層或岩漿岩破壞的不能布置走向長壁工作面的采區。傾斜長壁工作面按推進方向分仰斜開采和俯斜開采兩種。如煤質較硬或頂板淋水較大，一般宜用仰斜開采；如煤層厚度大，煤質松軟容易片幫，宜用俯斜開采。回採工作面一般應朝大巷方向推進，即水平大巷上方的煤層用俯斜方式開采，水平大巷下方的煤層用仰斜方式開采，以利於工作面通風和巷道維護。在地質條件適宜的礦井中，本法與走向長壁採煤法相比。
優點是：①巷道布置簡單，巷道掘進和維護費用低，投產快。據蘇聯礦井對比資料，在相同的礦山地質條件下，傾斜長壁開采比走向長壁開採的巷道長度減少10～20%，大型礦井的建設工期可縮短1～2年。②運輸系統和通風系統均較簡單，回採工作面技術經濟效果好。③易於實現等長工作面，減少了由於工作面長度變化而增加拆裝自移式液壓支架和接長或縮短輸送機的工序。本法的缺點是傾斜巷道距離長，使輔助運輸和行人比較困難。中國自70年代開始推廣使用。適用於傾角12°以下的煤層,機采和炮采可擴大應用於開采15°～18°的煤層。國外採用俯斜綜采工作面開采傾角為33°的煤層已獲成功。
（2）走向長壁採煤法指的是工作面沿煤層傾斜方向布置，在回採工作面的上方和下方沿走向分別布置回風平巷和運輸平巷，構成回採工作面和采區巷道之間的通風、運輸和行人的通道，並沿煤層走向方向從采區邊界向采區上山（或下山）方向回採。
回採工作面的推進方向有兩種：①後退式，由采區邊界向采區上山（或石門）推進；②前進式，由采區上山（或石門）向采區邊界推進。中國各礦區大都採用後退式回採。在綜采采區，為減少綜采設備的長距離搬移，有的採用混合式，即上區段回採工作面用前進式回採至采區邊界後，將綜采設備搬移至下區段邊界的開切眼中，用後退式回採。
㈢ 北京市地面沉降區含水岩組和壓縮層劃分
劉予葉超
（北京市地質環境監測總站，北京，100037）
【摘要】通過北京地面沉降區綜合基礎地質及地面沉降專項調查，查明了沉降區水文地質、工程地質條件及地面沉降分布現狀，並在典型地面沉降區開展了鑽探和各種水文地質、土工試驗工作。根據上述成果資料，首次對北京市地面沉降區的含水岩組和壓縮層組進行了劃分，初步建立北京市地面沉降地質模型，為首都地面沉降網站建設及地面沉降預警預報系統建立奠定了基礎。本文對此作一概括介紹。
【關鍵詞】北京市地面沉降含水岩組壓縮層組
1引言
1.1研究工作的目的和意義
地面沉降是指在自然和人為因素作用下，由於地殼表層土體壓縮而導致區域性地面標高降低的一種環境地質現象。地面沉降給城市建築物、道路交通、管道系統及給排水、防洪等帶來了諸多困難。特別是一些建在第四紀鬆散堆積平原區的城市，受地面沉降災害的影響尤為嚴重。
地面沉降是北京平原主要的地質災害之一，其沉降的范圍和幅度逐年擴大，目前發生地面沉降的面積已達到2815km2，累計最大沉降量約722mm。除東郊地區地面沉降仍在繼續發展外，遠郊昌平區海洛、順義城南、大興區榆垡又形成了3個新的地面沉降區。地面沉降已造成廠房、居民區樓房牆壁開裂、地基下沉、地下管道工程損壞50餘處，同時導致一些建築物的抗震能力降低和大量測量水準點失准，對首都城市建設和人民財產安全構成威脅。
本項工作的目的是初步建立北京市地面沉降地質模型，為下一步研究地面沉降機理、建設地面沉降監測網站、預測地面沉降發展趨勢、建立地面沉降預警預報系統，提出地面沉降危害防治措施，為首都規劃和城市建設提供基礎資料。
1.2研究工作概況及存在問題
北京市地面沉降主要發生在北京北部、東部、南部平原地區，該區地質研究程度較高，完成了大量的區域地質工作，水文地質、工程地質工作，環境地質、災害地質工作。
北京市地面沉降研究工作起步較晚，1984年北京市水文地質工程地質公司、北京市測繪院、北京市勘測處共同編制了《北京市地面沉降調研報告》；1985年北京市水文地質工程地質公司提交了《北京市地面沉降工程地質勘察設計》；1990年建成北京市第一個地面沉降監測站（八王墳地面沉降監測站），為研究北京市東郊地區地面沉降形成機理、發展趨勢奠定了基礎；同年提交了《北京市東郊地面沉降工程地質調查與八王墳監測站建站階段報告》；1992年提交了《北京市東郊地面沉降與地下水開采量關系研究報告》。
綜上所述，北京平原基礎地質、水文地質、工程地質研究程度較高，但以往工作主要是為工農業供水及城市開發建設服務的，對地面沉降的研究程度較低，特別是尚未劃分出北京市地面沉降區含水層組和壓縮層組，地面沉降機理、發育規律等方面的研究相對薄弱。
1.3研究工作的技術路線和方法
本次研究採用的技術方法是選擇地面沉降災害發育較重、環境地質條件具有代表性的地區，通過地面調查與測量、遙感解譯、物探等方法，查明北京平原區地面沉降歷史、現狀和發展趨勢。在典型沉降區開展了專門水文地質、工程地質鑽探，進行了大量的抽水試驗、土工試驗，查明地面沉降區的地層結構、以及含水層組和可壓縮層組的埋藏分布特徵，含水層組水文地質參數、可壓縮層組物理力學性質、土力學參數及孔隙水壓力等，為劃分沉降區含水層組和壓縮層組提供可靠依據。
2北京平原區地質環境背景
2.1氣象水文
本市氣候屬於溫帶大陸性季風氣候，年平均氣溫11.7℃，北京市多年平均降水量588.28mm，年降水量最大值1406mm(1959年），最小值256.2mm(1921年）。
北京地區水系屬海河流域，河網發育，大小河流100餘條，長2700km。這些河流分屬五大水系，由西向東依次為大清河水系、永定河水系、北運河水系、潮白河水系、薊運河水系，河流總體流向為自西北流向東南，最後匯入渤海。
2.2地形地貌
本市地形西北高，東南低，西部和北部是太行山脈和燕山山脈連綿不斷的群山，一般海拔高度1000～1500m，山前沖洪積扇坡降1‰～5‰，平原大部分地區坡度小於0.5‰。地貌分為西部山區、北部山區和東南平原三大單元。
2.3 平原區地質概況
2.3.1 地層
北京平原區地層，除缺失奧陶繫上統（O3）、志留系（S）、泥盆系（D）、石炭系下、中統（C1-2）、白堊繫上統（K3）外，從元古界至第四系地層均有分布。地層由老到新分述如下：
（1）元古界（Pt）主要地層岩性為長城系、薊縣系、青白口系硅質白雲岩、砂岩、頁岩，局部有輕微變質。
（2）古生界（Pz）主要地層岩性為寒武系、奧陶系、石炭系和二迭系碳酸鹽岩、碎屑岩及煤系地層。
（3）中生界（Mz）主要地層岩性為侏羅系、白堊系火山熔岩、火山碎屑岩及煤系地層。
（4）新生界第三系（Tr）的始新統（E2）主要岩性為暗紫色或豬肝色砂礫岩夾泥岩或砂質泥岩，呈半膠結狀；漸新統（E3）主要岩性為灰色、灰褐色、灰綠色砂質泥岩，粉砂岩與含角礫凝灰岩夾黑色頁岩，灰綠色硬砂岩；中—上新統（N1-2）主要岩性為棕黃色、棕紅色泥質砂岩、砂質泥岩，棕褐色、灰色含礫硬砂岩、硬砂岩夾細礫岩。
（5）新生界第四系（Q）在北京平原區第四系厚度變化大，由山前到平原厚度由數十米到五六百米，與下伏第三系多呈平行不整合接觸。
a.下更新統（Q1）為河湖相沉積物，岩性為粘性土夾礫石，或粘性土與砂層互層，厚度100～300m。
b.中更新統（Q2）一般埋藏於地表50～70m之下，西部地區較淺。其下部為黃棕、棕紅色含砂性土，含礫粗砂及礫石層，局部地區為灰黑色粘性土含砂，底部為粘性土含礫、砂礫石和鈣質結核混雜的堆積物，厚度70～110m。
c.上更新統（Q3）在山前台地及平原區廣泛分布，山前台地岩性為黃土狀粉質粘土及黃土狀粉土，褐黃色、棕黃色。含鈣質結核，蟲孔、針孔、垂直節理發育，下部含砂礫石層，局部鈣質膠結，緻密堅硬；平原區地層以多層結構為主，岩性為砂礫石層或砂層與褐黃色、黃灰色粘性土互層。礫石粒徑由西向東逐漸變小，厚度20～90m。
d.全新統（Q4）主要岩性一般為粘性土、細砂和砂礫石層，夾沼澤相泥炭層或有機質淤泥層，厚度一般5～10m，厚的可達20～25m。
2.3.2地質構造
北京平原區屬於中朝准地台之華北斷陷拗的西北隅，系中朝准台地新生代以來的下降區，周邊常以斷裂與鄰區為界，近一步劃分為北京迭斷陷、大興迭隆起、大廠新斷陷3個Ⅲ級構造單元（見圖1）。
圖1北京市平原區基底構造與第四系厚度圖
北京平原區主要構造形成於中生代（燕山運動），新生代以來受喜馬拉雅造山運動的影響，得到進一步的改造。在中生代末期形成了許多雁行式排列的隆起帶和凹陷帶，發育一系列的北北東和北東向斷裂，並有北西西向或北西向的張性及張扭性斷裂與其垂直或斜交。平原區主要有六條活動斷裂，分別為八寶山斷裂、黃庄—高麗營斷裂、良鄉—前門斷裂、南苑—通縣斷裂、馬坊—夏店斷裂、南口—孫河斷裂。
2.4平原區第四系水文地質條件
2.4.1地下水系統及其特徵
根據水系流域、地貌部位、地下水的含水介質結構、賦存條件和地下水水力特徵和水力聯系等，將北京平原區劃分5個系統，各系統水文地質特徵見表1。
2.4.2地下水補給、徑流、排泄特徵
第四系地下水的流動特徵，是第四系地下水補給、徑流、排泄條件的綜合體現。第四系潛水、淺層承壓水的補給來源主要為大氣降水入滲，其次為山區側向徑流補給，地表水、渠道水的滲漏補給以及農田灌溉回歸水的入滲補給。
表1第四系地下水系統特徵一覽表
潛水、淺層承壓水的排泄，主要是人工開采，其次是地下水蒸發和側向徑流排泄。平原區地下水蒸發排泄，主要集中在潛水水位埋深小於4m的地區，上部潛水對下部淺層及中深層承壓水的越流補給也是上部潛水排泄的一個途徑。
平原區潛水、淺層承壓水在天然條件下的徑流方向與地形地貌變化相一致，即由山前向平原方向運動，受集中開採的影響潛水、淺層承壓水也由降落漏斗四周向漏斗中心運動。
中深層和深層承壓水，因目前還未開采，徑流場變化不大，以水平徑流為主。
2.4.3地下水動態
（1）地下水年動態特徵
研究區潛水動態變化以氣象—開采型為主，潛水年內動態變化主要受降水和人工開採的影響。在一個水文年內，潛水位季節變化較明顯。在4～6月水位達到最低值。7～9月水位出現峰值，水位變幅可達5～10m。
承壓水是平原區主要開采目的層之一，人工開采是影響承壓水位動態變化的最主要因素。淺層承壓地下水動態類型為徑流—開采型，承壓水季節性動態變化與潛水動態變化規律基本一致，在一個水文年內，也有一次上升期和一次下降期，只是承壓水頭隨降水而出現峰值的時間有所滯後，承壓水年最低水位一般出現在5～7月，年最高水位一般出現在10至翌年2月，年水位變幅為1～3m。
（2）地下水多年動態特徵
圖2表明：20世紀70年代以前，北京市地下水開采量小，采補基本平衡，地下水基本呈天然狀態；70年代以後，由於城近郊地下水開采量大幅增加，城近郊地下水位下降很快；80年代，由於從1980年至1984年北京地區出現了連續5年的乾旱少雨氣候（5年平均降水量459.4mm），地下水補給量減少，開采量增加，地下水位快速下降，在城近郊集中開采區承壓水水位下降較快；90年代，地下水開采量基本得到控制，1994～1998年連續出現4個偏豐年份，城區地下水位有所上升；從1998年底至2003年，由於5年連續乾旱，地下水補給量減少，地下水水位與1998年年底水位相比，潛水和承壓水水位最大下降幅度均在15～20m左右，年均下降為3～4m/a。
圖2北京大學（承壓水）和首都師范大學（潛水）觀測孔地下水位動態曲線
2.5北京平原工程地質條件
北京平原位於華北平原的山前傾斜平原部位，北北東向活動斷裂構造控制了新生代以來平原區的基本格局。平原區大部分為第四系鬆散的陸相沉積物，從下更新統（Q1）到全新統（Q4）地層均有分布；按其成因類型可分成沖積相、沖洪積相、河湖相和山麓坡洪積相地層；地層岩性有卵礫石、砂類土及粉土、粘性土等。
在山前沿山區邊緣分布著大大小小的坡積群、洪積錐、黃土台地以及殘山、殘丘等，寬度1km至數千米不等。岩性以碎石、卵礫石和砂層透鏡體的黃土類土為主，土體結構復雜。
平原區主要由五大河流沖洪積作用形成的扇前平原，相鄰兩扇交接部位地勢略低，形成扇間窪地。該區是粘性土為主體的多層土體結構類型。
3北京地面沉降區含水岩組及壓縮層劃分
至1999年，北京市地面沉降量大於50mm的面積2815km2，大於100mm的面積為1826km2，分布在南北兩區。北區主要分布於城區及北、東、南郊區，面積約1851km2，包括東八里庄—大郊亭沉降區（沉降中心累計沉降量為722mm）、來廣營沉降區（沉降中心累計沉降量為565mm）、昌平沙河—八仙庄沉降區（沉降中心累計沉降量為688mm）及順義平各庄沉降區（沉降中心累計沉降量為250mm）；南區主要分布於大興區南部的榆垡、禮賢一帶，面積約964km2，為大興榆垡—禮賢沉降區（沉降中心累計沉降量為661mm）。
北京地面沉降與第四系地層的成因類型、岩性、厚度、結構特點、物理力學性質等內在因素密切相關，地下水開采是形成地面沉降的主要外部原因，因此劃分沉降區含水層組及壓縮層組、分析地下水含水層和壓縮層組的分布與埋藏條件、確定主要開采層和壓縮層對地面沉降貢獻的大小具有重要意義。
3.1沉降區含水岩組及壓縮層劃分的原則與依據
本次劃分含水岩組及壓縮層組的原則與依據如下：
（1）依據《北京地質志》、《北京市（1:5萬）區域地質調查報告》、水文地質勘查資料，結合本次望京站、王四營站、天竺站第四系孢粉、古地磁資料；
（2）根據第四系成因類型、時代、岩性、埋藏條件；
（3）根據平原區第四系地下水補逕排條件、地下水流動特徵及開采條件；
（4）根據可壓縮層物理力學性質指標、固結程度、原位測試指標。
3.2含水岩組劃分
根據上述原則將北京地面沉降區第四系含水層劃分為3個含水岩組（見表2）：
表2北京地面沉降區含水岩組劃分簡表
第一含水岩組（潛水、淺層承壓含水層）為全新統（Q4）和上更新統（Q3）地層；
第二含水岩組（中深層承壓含水層）為中更新統（Q2）地層；
第三含水岩組（深層承壓含水層）為下更新統（Q1）地層。
各含水組埋藏條件及水文地質特徵如下：
3.2.1第一含水岩組
廣泛分布於北京平原區，在各河流沖洪積扇頂部地區為單一砂礫石結構的潛水含水層，底板埋深20m左右；淺層微承壓水埋深20～40m，淺層承壓水埋深40～80m，含水層組底板埋深小於100m，主要為全新統和上更新統沖洪積物。根據水文地質條件、地下水類型和開采狀況等劃分潛水含水層和淺層承壓水含水層兩個亞組：
（1）潛水含水層亞組
根據水文地質結構的差異可將該組分為沖洪積扇頂部潛水區和沖洪積扇中下部潛水區。
a.沖洪積扇頂部潛水區：含水層為上更新統（Q3）和全新統（Q4）沖洪積相為主的砂卵礫石，構成單一潛水含水層。含水層砂卵石厚度15～120m，礫卵石呈圓狀，次圓狀，礫徑一般2～8cm，大者可達30cm。滲透系數為300～500m/d，含水層富水性好，單井出水量為5000m3/d。目前，大部分地區已成為嚴重超采區或超采區。
b.沖洪積扇中下部潛水區：含水層為上更新統（Q3）和全新統（Q4）沉積物，西部、北部含水層岩性以中粗砂、礫石為主，富水性較好。向東、南粒徑逐漸變細，含水層主要為粉細砂層，局部河道地區有少量砂卵礫石層，富水性由西北向東南逐漸變差。
（2）淺層承壓水亞組
含水層底界深度80～100m，主要為上更新統（Q3）沉積物，廣泛分布於北京平原中下部地區。
永定河沖洪積扇中下部地區，含水層以多層中細砂、粉細砂層為主，局部見有1～3層砂礫石層，含水層累計厚度20～35m。根據分層抽水實驗資料，該區淺層承壓水含水層滲透系數一般在5～20m/d。單井出水量1500～3000m3/d，向下遊方向減小至500～1500m3/d。
潮白河沖洪積扇中下部地區，含水層顆粒由北向南逐漸變細，層次增多。一般由兩到三個較穩定的砂礫石層構成，含水層累計厚度20～30m。根據分層抽水試驗資料，淺層微承壓水滲透系數一般為3～5m/d，淺層承壓水滲透系數一般在10～20m/d，單井出水量3000～5000m3/d。
溫榆河沖洪積扇中下部含水層為2～3層砂礫石或砂層，含水層單層厚度5～10m。含水層累計厚度20～30m，單井出水量500～3000m3/d。
3.2.2第二含水岩組
廣泛分布於北京平原沖洪積扇中下部地區。地下水類型為中深層承壓水，含水岩組頂板埋深80～100m，底板埋深300m左右。本含水岩組為第四系中更新統（Q2）沖洪積物、沖湖積物，岩性以中粗砂為主，部分含礫。含水層為多層結構。按開采現狀及其動態特徵分為中深層承壓水上段和下段，上段埋深100～200m，下段埋深200～300m:
（1）第二含水岩組上段
a.永定河沖洪積扇。該含水岩組底板埋深小於150m，含水層由多層砂礫石構成，累計厚度5～20m。根據分層抽水試驗資料，含水層滲透系數一般在5～30m/d，單井出水量500～1500m3/d。
b.潮白河沖洪積扇。該含水組底界深度200m左右，含水層由多層砂礫石、砂層構成，累計厚度30～50m。根據分層抽水實驗資料，上部含水層滲透系數20～25m/d，中部為10～15m/d，下部為1～5m/d，單井出水量500～3000m3/d。
（2）第二含水岩組下段
a.永定河沖洪積扇。目前永定河沖洪積扇第二含水岩組下段鑽孔揭露資料較少。
b.潮白河沖洪積扇。該含水層底界深度小於300m。主要分布於北京平原東北、東南部的凹陷區內。含水層岩性以中粗砂、礫石為主，累計厚度30～50m。單井出水量500～1500m3/d。
3.2.3第三含水岩組
該岩組主要分布在北京平原東北、東南部的凹陷中心地區。地下水類型為深層孔隙承壓水，含水組頂板埋深300m左右。含水層岩性為第四系下更新統（Q1）沖積物、沖湖積物，岩性以中粗砂、礫石為主，含水組為多層結構，頂部有厚度大於30m的粘性土隔水層，與上部中深層承壓水含水層水力聯系差。
3.3壓縮層劃分
依據劃分原則可將北京地面沉降區可壓縮層劃分為3個壓縮層：第一壓縮層底板埋深小於100m，第二壓縮層底板埋深小於300m，第三壓縮層頂板埋深大於300m。
各壓縮層的物理力學指標見表3。
表3北京地面沉降區壓縮層物理力學指標綜合表
3.3.1第一壓縮層
第一壓縮層廣泛分布於北京平原區，底板埋深小於100m。地層岩性為第四繫上更新統沖積相、沖湖積相粉土、粘性土層，厚度小於50m到大於80m不等（見圖3）。根據其地層岩性結構和壓縮性可分為上下兩段：
（1）第一壓縮層上段：
地表以下0～10m，城區為人工回填土層，大部分地區為褐黃色粉土、粉質粘土層，可塑—硬塑，濕—飽和，中等壓縮性，Es值在8～15MPa之間。
地表以下10～15m，北京東部、東北部、北部地區為河湖淤積的粉質粘土、粘土，灰褐—灰色，含有機質，軟塑—可塑、密實度較差，壓縮性較高，Es值在4～8MPa之間，是該段主要的壓縮層；南部地區為沖洪積粉質粘土、粉土層，褐黃色、濕—飽和，可塑—硬塑、中—中上密實，Es值在10～20MPa之間。
地表以下25～40m，北京東部、東北部、東南部地區為靜水環境洪淤積的粘土、粉質粘土，灰色—灰褐色、可塑、壓縮性中等，Es值在5～10MPa之間，含有機質、螺殼，工程地質性質較差，為相對軟弱土層；南部地區為沖洪積的粉土、粉質粘土層，褐黃色，飽和，硬塑，低壓縮性，Es值在15～25MPa之間。
（2）第一壓縮層下段：
地表以下40～50m為穩定的粘土、粉土層，北京北部、東部、東北部、東南部等地區廣泛分布。岩性為灰色，褐灰色粘土、重粉質粘土層，一般呈可塑—硬塑狀態，中等密實，含水量較大，壓縮性中等，Es值在12～22MPa之間；在北京南部地區岩性為粉土、粉質粘土層，褐黃色，飽和，硬塑，壓縮性低，Es值在18～28MPa之間。
圖3地下0～l00m壓縮層等厚度分區圖
地表以下50～100m為3～4層砂層夾2～3層粉質粘土、粘土層，在沉降區廣泛分布。粉質粘土、粘土層多呈透鏡體狀，厚度20～40m不等。粉質粘土、粘土層為灰褐色一黃褐色，飽和，局部含有機質，可塑～硬塑，中低壓縮性，Es值在20～26MPa之間。
3.3.2第二壓縮層
廣泛分布於北京沖洪積扇中下部地區，岩性為中更新統（Q2）沖洪積、沖湖積的粉土、粉質粘土、粘土層。在北京西南部，該組底板埋深一般小於150m；在北京東部、北部該組底板埋深可達280m左右（見圖4）。壓縮層占總厚度的比例一般為0.6～0.8。以埋深200m為界，可分為上下兩段。
（1）第二壓縮層上段
該段上部為10～30m左右的粉土、粉質粘土、粘土層，夾粉細砂薄層。在北京東部、東北部地區為沖洪積粉質粘土、粘土層，灰褐色—褐黃色，飽和，硬塑，結構緻密，局部夾灰黑色粉土、粉砂層，含水量為25～34%，壓縮模量Es值在21～33MPa之間；在北京南部地區為沖洪積褐黃色粉土、粉質粘土層，結構緻密，硬塑—堅硬狀態，壓縮性低，含水量20～30%，壓縮模量Es值在30～35MPa之間。
圖4地下100～200m壓縮層等厚度分區圖
該段中下部為粉質粘土層。灰褐色、灰黃，飽和、硬塑、壓縮性低，壓縮模量Es值在35～50MPa之間。局部地區分布有大量淤泥及淤泥質粘土層，壓縮性相對較高，壓縮模量Es值在20～25MPa之間。
（2）第二壓縮層下段
該段上部為厚15～25m左右的粉質粘土層，岩性為灰黑—灰褐色—灰黃色粉質粘土、粘土層，飽和、硬塑、結構緻密、壓縮性低，壓縮模量Es值在50～70MPa之間。
該段中下部為灰褐—灰黑色粉質粘土層，夾灰褐色粉土、粉細砂薄層，一般呈硬塑—堅硬狀態，結構密實，壓縮性低，壓縮模量Es值在50～70MPa之間。局部區域含淤泥質粘土及淤泥層，壓縮性相對較高，壓縮模量僅為27.7MPa。
3.3.3第三壓縮層
主要分布在北京凹陷中心區范圍內，為第四系下更新統（Q1）河湖相沉積的灰褐色、灰色粉質粘土、粘土層。結構緻密，大部分呈堅硬狀態，密實度高，壓縮模量大部分大於70MPa。400m以下土層多呈固結狀態，有膠結現象，壓縮模量大部分大於100MPa，壓縮性極低。壓縮層中夾沖洪積、冰水沉積的黃色中粗砂、圓礫石層，密實度高。
4結論
（1）北京平原區地下水劃分為永定河沖洪積扇系統，潮白河沖洪積扇系統，拒馬河、大石河沖洪積扇系統，溫榆河沖洪積扇地下水系統，薊運河沖洪積扇系統等五個地下水系統。按含水介質成因類型、地層時代、岩性及埋藏條件等，將北京地面沉降區的含水層劃分為3個含水岩組：
第一含水岩組含水組底板埋深小於100m，在沖洪積扇頂部或中上部以單一結構的砂卵礫石層為主，地下水類型主要為潛水。沖洪積扇中下部及沖湖積平原區為多層結構，地下水類型主要為潛水、淺層微承壓水、淺層承壓水；
第二含水岩組主要分布於沖洪積扇中下部及沖湖積平原區，為多層結構。地下水類型為中深層承壓水。永定河沖洪積扇底板埋深大部分地區小於150m，潮白河沖洪積扇底板埋深達270～280m；
第三含水岩組主要分布在北京平原東北、東南部的凹陷中心區。地下水類型為深層承壓水，頂板埋深270～280m。
（2）根據土體成因類型、地層時代、岩性、埋藏條件，物理力學性質、固結程度、原位測試指標，將北京地面沉降區劃分為3個壓縮層：
第一壓縮層廣泛分布於北京平原區，底板埋深一般小於100m。整體上由西向東、由北向南，壓縮層由沖洪積相的粉土逐漸過渡為沖洪積、湖積相粉質粘土、粘土層，一般呈可塑—硬塑狀態，為正常固結土。
第二壓縮層廣泛分布於北京沖洪積扇中下部地區。岩性為中更新統沖洪積、沖湖積的粉土、粉質粘土、粘土層。北京平原西南部該組底板埋深一般小於150m；平原東部、北部該組底板埋深可達280m左右。壓縮層占總厚度的比例一般為0.6～0.8，粘性土呈可塑—硬塑狀態，為超固結土。
第三壓縮層主要分布在北京平原凹陷中心區范圍內，頂板埋深大於270m。壓縮層以粘土為主，呈堅硬狀態，為超固結土。
本次對沉降區含水層組及壓縮層組的劃分，以及獲取的各含水層組及壓縮層組基本地質參數，為下一步地面沉降監測網站建設、地面沉降預警預報系統建立奠定了堅實基礎。
參考文獻
[1]天津市環境地質研究所，地礦部水文所.天津市地面沉降機理研究及預測預報綜合治理科研報告.1995
[2]胡瑞林等.粘性土微結構定量模型及其工程地質特徵研究.1995
[3]曹文炳.應用結合水滲流機制說明粘性土釋水機制的初步探討.全國第二屆地面沉降學術討論會論文，1980
[4]曹文炳，李克文.水位升降引起的粘性土層釋水、吸水與越流發生過程的室內研究方法，勘察科學技術.1986,（4）
[5]馮曉臘，沈孝宇.飽和粘性土的固結特性及其微觀機制的研究.水文地質工程地質.1991,（1）
[6]謝振華等.首都地區地下水資源和環境調查評價.北京市地質調查研究院，2003
[7]蔡啟新等.北京統計年鑒（2003年）.2003
[8]賈三滿等.北京市地面沉降網站預警預報系統（一期）工程地面沉降調查報告.2004
[9]北京市地質勘察院.北京市東郊地面沉降與地下水開采量關系研究報告.1992
[10]北京市用水調研課題組.北京市用水調研與需水預測研究報告.2002
[11]王子國等.北京市區域地質志.1991
㈣ 地下水開采動態
一、山區地下水開采動態
調查圖幅內山區地下水1990～1999年開采量增長較緩慢，只有豐潤縣的開采量有較大的增長，而灤縣、遷安縣則有較大的減少（表6-6）。調查圖幅內山區開采量多年平均為0.6625億m3/a。
表6-6 1990～1999年山區地下水開采量表
二、平原地下水開采動態
調查圖幅內平原多年平均總開采量為9.2674億m3/a，其中全淡水區地下水多年平均總開采量為8.1001億m3/a，有鹹水區深層淡水多年平均總開采量為1.1673億m3/a。平原區年總開采量以1994年最小，為8.5041億m3；以1997年最大，為10.5651億m3。全淡水區地下水年總開采量以1994年最小，為7.3398億m3；以1997年最大，為9.3895億m3。有鹹水區深層淡水年總開采量以1996年最小，為0.9959億m3；以2000年最大，為1.4859億m3。各縣、市、農場的開采量及總開采量動態如表6-7、圖6-1、圖6-2和圖6-3所示。
表6-7 1991～2000年平原地下水開采量表
圖6-1 1991～2000年平原區地下水開采量圖
圖6-2 1991～2000年平原全淡水區分縣地下水開采量圖
圖6-3 1991～2000年平原有鹹水區深層淡水分縣開采量圖
三、唐山市自來水廠及礦山的地下水開采動態
唐山市自來水廠與各煤礦1991～2000年年總開采量平均為2.1156億m3/a。其中，自來水廠年平均開采量為0.8261億m3/a，各煤礦年平均開采總量為1.2896億m3/a。年總開采量以2000年最小，為1.8298億m3；以1995年最大，為2.4061億m3。自來水廠年開采量以1999年最小，為0.695億m3；以1995年最大，為0.9624億m3。各煤礦年總開采量以2000年最小，為1.0272億m3；以1995年最大，為1.4437億m3。自來水廠與各煤礦的動態見表6-8、圖6-4。
表6-8 1991～2000年唐山市自來水廠與各礦山地下水開采量表（單位：億m3）
圖6-4 1991～2000年唐山市自來水廠與各煤礦地下水開采量圖
㈤ 岩層與地表移動的移動規律
岩層與地表移動是一個復雜的時空發展過程。發展過程中的規律稱動態規律，移動終止後的規律稱靜態規律，後者研究較多。用垮落法管理頂板開采緩傾斜礦層時，按頂板岩層移動、變形和破壞特徵劃分為：冒落帶、斷裂帶和彎曲下沉帶(見長壁工作面地壓)。
岩層移動穩定後，在采空區上方地表沉陷；形成下沉盆地，其范圍大於開采面積。若開采面積為矩形，則地表下沉盆地近似橢圓形。在下沉盆地內各點的移動量不相等，移動方向指向盆地中央。在通過下沉盆地中心沿礦層走向和傾向的垂直斷面（主斷面）內，若以水平線表示采前地表狀態，則采後的地表狀態見圖1b。圖中箭頭（4～4┡，5～5┡）表示地表點位移向量。其豎向分量w稱下沉，水平分量u稱水平移動。相鄰點下沉量不等,形成地表的傾斜和曲率變形;相鄰點水平移動量不等,形成地表水平變形，如拉伸或壓縮。圖1a中曲線分別表示主斷面內的傾斜i、曲率k、水平變形 (ε和w及u的分布規律。
下沉盆地的移動分布特點與采空區寬度有關。當采空區寬度為開采深度的1.2～1.4倍時，稱臨界開采，地表達到充分采動，下沉盆地中央出現應有的最大下沉值。當采空區寬度小於開采深度1.2～1.4倍時，稱次臨界開采，地表為非充分采動，下沉盆地中央的最大值小於應有的最大值。當采空區寬度遠大於開采深度的1.2～1.4倍時，稱超臨界開采，地表為超充分采動，下沉盆地中央出現平坦的無變形區（圖2）。一般以下降10mm的點作為地表下沉盆地的邊緣點。在主斷面內地表下沉盆地邊緣點至相應采空區邊界點的連線與水平線的夾角稱邊緣角。用δ0表示走向、 用β0和α0分別表示下山和上山方向的邊緣角。邊緣角大小與岩性有關。由軟岩到硬岩，邊緣角逐漸變大。在變形值達到對建築物有損害處，劃定為危險邊界。在主斷面內,危險邊界至相應采空區邊界連線與水平線夾角稱移動角。分別用δ、α、β表示走向、上山和下山方向的移動角。移動角也隨岩性而變化。邊緣角與移動角用以表示地表下沉和危險變形邊界。
在開采深度小、厚度大的礦體或煤層時，有時地表移動呈塌坑、台階狀斷裂等不連續移動特徵。地表移動的劇烈程度一般以地表下沉速度，即晝夜下沉量表示。一個地表點隨回採工作面推進，由開始移動、逐漸活躍、然後衰落。對緩傾斜和急傾斜煤層,分別以每月下沉50mm和30mm作為劃分活躍階段的標准。當 6個月內下沉量小於30mm時，規定為移動過程已經停止。地表移動持續時間與開采深度有關。采深為100～200m時,地表移動持續時間約為1～2年。深度大，地表下沉速度減小，持續時間更長。
㈥ 桂林市區岩溶地下水動態特徵及利用條件
3.3.1 岩溶地下水位動態特徵
3.3.1.1 岩溶地下水位動態類型的劃分
地下水動態分類主要考慮地形地貌、含水層結構特徵、水位埋深、土壤類型、土地利用、降雨量、地表水以及人工開采等影響地下水動態的主要因素[4、5]。根據1982～1990年影響地下水動態的各主要因素實際情況，將桂林市區岩溶地下水動態類型大致分為氣象型、氣象-人類活動補給型、氣象-人為開采動態類型等。
（1）氣象型
指地下水主要接受大氣降水補給，水位升降與降雨量變化比較一致，屬於此類的岩溶地下水主要分布在峰叢窪地、峰叢谷地、洪積扇、峰林谷地等環境地質亞區。GⅢ46觀測點屬於此類型（圖3.1）。
圖3.1 GⅢ46號觀測孔1988年降雨量與水位曲線圖
（2）氣象-人類活動補給型
該類型地下水主要分布在青獅潭水庫灌溉主幹渠兩側附近的孔隙水或岩溶地下水。青獅潭水庫放水時，受渠道滲水補給的孔隙水或岩溶地下水水位上升後，在整個放水期間，水位變化甚微。如分布在主幹渠旁邊的GⅢ1、GⅢ57、GⅢ38等屬於此類型。
（3）氣象-人為開采動態類型
地下水受降雨影響，也受地下水開採的影響。根據地下水開采影響程度不同，這種類型還可細分為3個亞類。
1）弱開采亞型：受地下水開采影響較小，即開采量遠小於補給量。在水位曲線上表現為水位上下波動頻繁，呈鋸齒狀但在平水和豐水期間水位下降還遠未達到枯水位基線。此類的岩溶地下水主要分布在桂林市區的周邊區域，如GⅢ19、GⅢ21、GⅢ44、GⅢ57等觀測點屬於此類型。
2）強開采亞型：地下水開采降深大，開采量接近補給量，在地下水位曲線上表現為犬牙交錯，平水期和豐水期大多接近或低於枯水基線。此類岩溶地下水主要分布在桂林市區西部中心地帶，如GⅢ10、GⅢ16、GⅢ14、GⅢ23、電表廠開采井等觀測點屬於此類型（圖3.2）。
圖3.2 電表廠開采井1988年水位曲線圖
3）超采亞型：地下水開采量相當或超過補給量，平水和豐水期水位基本上處於枯水位基線以下，曲線呈凹槽犬牙交錯，這種類型的點多分布在降落漏斗區內。冰廠處的開采井最為典型（圖3.3）。
圖3.3 冰廠開采井1988年水位曲線圖
3.3.1.2 岩溶地下水動態研究
根據研究區岩溶地下水位觀測網觀測資料，分別在東區、西區、南區選擇具有代表性的觀測孔對岩溶地下水動態進行研究。
（1）東區岩溶地下水動態研究
東區地下水水位標高在142.00～147.00m之間，年內水頭呈季節性變化較為明顯，低水頭出現在11～12月，最高水位出現在月6～7月，7月以後水位逐漸下降。水位變幅在1～2m之間（圖3.4）。
圖3.4 1990年桂林市區東區岩溶地下水動態曲線
（2）西區岩溶地下水動態研究
西區岩溶地下水位標高一般在149.00～153.00m之間，地下水水位呈季節性變化，低水頭出現在11～12月，最高出現在6～7月。年內水位變幅一般較小（圖3.5），僅有觀測孔GⅢ1水位變幅稍大。
圖3.5 1990年桂林市區西區岩溶地下水動態曲線
（3）南區岩溶地下水動態研究
南區岩溶地下水位標高在147.00～151.00m之間，岩溶地下水水位變化比較穩定，年內水位變幅小（圖3.6）。
圖3.6 1990年桂林市區南區岩溶地下水動態曲線
通過對東區、西區、南區岩溶地下水動態曲線分析比較，各觀測孔水位變化情況大致相同，這也在一定程度上說明了研究區岩溶地下水普遍具有水力聯系，並間接地證明研究區岩溶發育相對均勻而較完整。
3.3.1.3 岩溶地下水三維趨勢面研究
根據1990年枯、豐期各觀測孔觀測資料，利用MapGIS繪圖技術進行分析處理，分別得到枯、豐期地下水位三維趨勢模擬圖如圖3.7和圖3.8所示。
圖3.7 桂林市區1990年枯水期岩溶地下水位三維趨勢面圖
結果顯示：
1）研究區儲水構造盆地地下水位面的總趨勢是：由東西兩側向灕江逐漸降低，表明地下水由東、西兩側向灕江徑流。
2）岩溶地下水面稍受開採的影響，出現起伏不平，灕江一、二級階地尤為明顯，在開采強度較大的東區和西區齒輪廠及其附近，出現降落漏斗，漏斗面積較小，主要分布於東區電容器廠—灕江機械廠、石油六公司，西區電表廠—輕工機械廠、齒輪廠及西北部的五礦車隊，最大漏斗面積達1.8km2，總面積在8.87km2左右，僅佔全市面積的4%。漏斗中心水位最大埋深在1.17～4.57m之間，漏斗區水位基本穩定，僅在部分地區漏斗中心水位出現逐年下降的趨勢。
圖3.8 桂林市區1990年豐水期岩溶地下水位三維趨勢面圖
3）由於豐水期降雨的補給，一些開采強度較大的區段地下水得到補償，故豐水期水位面的起伏比枯水期要小。
3.3.1.4 降雨、灕江水位與岩溶地下水位動態關系
如前所述，研究區岩溶地下水動態主要受大氣降雨所控制，而沿灕江沿岸，除受大氣降雨影響外，還在很大程度上受灕江水位變幅所制約。採用多元「中心化」線性回歸模型來研究降雨量、河水位對岩溶地下水位影響動態影響程度。
（1）多元「中心化」線性回歸模型
採用如下的多元「中心化」線性回歸模型：
岩溶地區地下水與環境的特殊性研究
式中：Hj為某天水位均值；μ為前n-1天水位均值；Pj-（n-1）代表該天的前第n-1天的降雨量值。
利用地下水點水位觀測數據H1，H2，…，Hj及降雨觀測數據，按最小二乘法確定上式中的待定系數a0，a1，a2，…，an，模型中幾個參數的求法：
H的離差平方和：
岩溶地區地下水與環境的特殊性研究
H的回歸平方和：
岩溶地區地下水與環境的特殊性研究
H的剩餘平方和：
岩溶地區地下水與環境的特殊性研究
檢驗值：
岩溶地區地下水與環境的特殊性研究
式中：
計算出F值後，利用F表可以進行檢驗，給定顯著水平a（0.05或0.01）在F分布表中查出第一個及第二個自由度分別為M、N-M-1的臨界值Fa。如果F值等於或大於Fa值，則說明降雨量與地下水位的線性關系密切；如小於Fa值，則關系不密切。反映兩者關系密切程度的另一指標是復相關系數。其定義為R=
（2）降雨、灕江水位與岩溶地下水位關系研究
根據1990年資料，選擇5個具有代表性的觀測點建立了線性回歸模型，其研究過程具體如下：
GⅢ6觀測孔（綜合電機廠附近）主要受降雨影響。優選階數為5；1990年5月5日、10日、15日、20日、25日、30日觀測水位及相應的降雨量數據可用矩陣形式表示為
岩溶地區地下水與環境的特殊性研究
則回歸模型為：H=A×P，A=[a0 a1 a2 a3 a4 a5]，運用最小二乘演算法，計算得A=[0.029 0.026 0.017 0.013 0.010]；μ=15.12，GⅢ6觀測孔地下水水位與降雨的關系為
Hj=148.89+0.029pj-1+0.026pj-2+0.017pj-3+0.013pj-4+0.010pj-5（3.37）
其相關系數為0.73，剩餘標准差為0.45，檢驗值為81.76，相關顯著性值為2.25，由此可見，該觀測孔的地下水位與降雨量的多元線性良好。其他4個觀測孔計算結果如表3.2所示。
表3.2 桂林市區岩溶地下水位與降雨、灕江水位變化關系模式結果表
續表
結果顯示：
1）5個觀測點的地下水位與降雨量的多元線性關系良好，均達到顯著程度。
2）埋藏較淺，儲水系統以溶洞為主，徑流途徑短的綜合電機廠，受降雨影響的持續最短，僅5d。埋藏較深，儲水系統以溶洞管道為主，地下徑流途徑較長的一中機井，受降雨影響的持續時間較長，約10d左右。三眼井屬於補給范圍較廣，儲水系統以溶隙為主，徑流不甚通暢，水位受降雨影響最長，達20d之久。對於灕江邊的GⅢ52觀測孔，水位變化即與降雨有關，又受灕江水位控制，其中降雨對水位影響持續時間為4d，灕江水位影響持續時間為5d。
3）從模式中降雨對地下水貢獻率看，對於埋藏較淺的裂隙溶洞水，降雨對水位影響最大，一般是降雨的當天，如電機廠監測點，降雨量當天對水位貢獻率為30.50%，第二天為27.10%。一中和三眼井均是第二天貢獻率最大。和平酒廠是第11d左右。GⅢ52監測孔水位是受降雨和灕江水位兩因素的影響，從貢獻率來看，灕江水位貢獻率達到98.43%，而降雨僅1.5%左右。
3.3.1.5 地面岩溶塌陷與岩溶地下水位關系研究
研究區發生地面岩溶塌陷現象較為頻繁，就其成因類型劃分，有自然塌陷和人類活動誘發塌陷兩種，前者多發生在雨後或久旱下雨之後，後者主要是抽水、震動、載入後發生。它們的分布除了受地質構造、地層覆蓋層岩性、結構、厚度和基岩面溶蝕裂隙發育程度、地下岩溶人類工程活動等影響外，還與岩溶地下水位埋深有較大的聯系[6～8]。
由圖3.9可知，地面塌陷絕大多數分布在地下水位埋深小於5m的區域。這說明在基岩面附近岩溶發育大致相同的情況下，地下水位埋深越淺，越易產生塌陷。
圖3.9 桂林市區岩溶塌陷與岩溶地下水位關系示意圖
（引用廣西地質環境監測總站資料）
3.3.2 桂林市區岩溶地下水的開采利用及引起的環境地質問題
3.3.2.1 岩溶地下水開采利用條件
桂林市區岩溶地下水具有資源豐富、水質優良、溫差變化較小、易開采、便於管理等特點，已越來越受到人們的青睞，岩溶地下水開采量逐年增加。至1990年，市區已有規模不等的開采井516眼，岩溶地下水開采量達到226695m3/d，市區東區開采強度最大，北區次之，南區最小[9、10]。從目前比較穩定的降落漏斗看，電容器廠降落漏斗開采密度和開采強度最大，電表廠次之，三里店較小，但其開采強度也大於東區平均強度3倍多。1990年桂林市區岩溶地下水開采利用狀況如圖3.10所示。
圖3.10 桂林市區1990年岩溶地下水開采利用狀況示意圖
（引用廣西地質環境監測總站資料）
3.3.2.2 開采岩溶地下水引起的環境地質問題
岩溶地下水開采利用，給桂林市區帶來了極大的經濟效益和社會效益。但如果人工大量開采，會激發岩溶地下水迅速交換，改變岩溶地下水天然平衡，使岩溶地下水天然流場發生了變化，並引起一系列環境地質問題。盡管桂林市區岩溶地下水資源開發利用已有了很大的發展，但是在開發利用過程中由於城建部門沒有進行合理規劃，管理不夠科學完善及管理機制不夠健全，加上廠礦企業用水重復率底，造成開發岩溶地下水過度集中，出現過量開采，由此在局部地區已造成了一定的環境地質問題[11]。
（1）降落漏斗
局部地段由於集中、大量開采岩溶地下水，致使地下水交換平衡被破壞的結果。
（2）岩溶地面塌陷
研究區地面塌陷大多是大量開采岩溶地下水，及其他綜合因素作用而產生的。岩溶塌陷點多數分布在土層比較薄，且原先已有抽水井的抽水影響范圍內。
（3）抽水引起灕江水倒灌補給
在灕江一、二級階地上，有些水源地由於大降深開采岩溶地下水，當降落漏斗范圍波及灕江時，必然引起灕江倒灌補給，造成地下水水質的變化。
㈦ 先進技術帶來巨大收獲
中國海洋石油快速發展主要得益於國家實行的改革開放政策，以及為了促進海洋石油發展而實行的一套對外合作優惠政策。通過對外招標合作勘探開發海上油氣，引進了充足的外資和先進技術，培養了一大批熟練掌握國外先進技術和科學管理的工程技術和管理人員，極大地推進並提高了海洋石油工業的科技進步。這些工作使海上勘探開發工作量大增，同時也奠定了海上天然氣區的基礎，收到了發現大型油田和大量油田投入開發的巨大效果。
一、擴大勘探領域，石油儲量不斷增長
中國海洋石油高新技術發展的第一階段耗時22年。第二階段僅僅耗時11年，為前一階段時間的一半，並且由於對外開放和引進各種高新技術，海上的勘探能力大大增強、勘探開發工作量大增、勘探范圍向遠海擴展，與此同時，石油儲量快速增加、油田開發建設速度加快、原油產量節節攀升，出現海上油氣快速發展的大好局面（圖2-1）。
到1990年底，簽訂石油合同59個，正在執行的29個，已終止的30個；本階段已作地震工作超過55×104km，是前階段22年的2.1倍；鑽探井、評價井321口，是前階段的2.6倍；發現油氣流、油氣層和顯示井238口，是前階段的2.9倍；發現含油氣構造70個，是前階段的4.4倍；獲得石油各類儲量7.6×108t，是前階段的7.6倍；階段累計原油產量505×104t，是前階段的10.5倍；更為重要的是1990年原油年產量突破了100×104t大關，達到了126×104t。各海區勘探工作及主要成果見表2-1。
圖2-1中國海域第二階段油氣勘探工作綜合曲線圖
表2-1第二階段勘探工作及主要成果表
㈧ 開采試驗法
在水文地質條件復雜，一時難以查清地下水補給、徑流、排泄規律而又急需做出水量評價的地區，一般通過打探采結合孔，按未來開采量和降深要求進行實地抽水試驗，然後根據抽水試驗結果確定單井或水源地供水能力和補給保證程度。
開采試驗法常用於水源地的允許開采量評價。具體方法有：開采抽水法和補償疏干法。
（一）開采抽水法
1.穩定流抽水試驗
按設計需水量長時間抽水，主井的動水位在允許降深范圍內，並能保持穩定。觀測井內動水位也能保持穩定。停抽後，水位又能較快恢復到原始水位。這表明在開采過程中含水層內建立了新的動態平衡，開采量小於或等於補給量，有補給保證。
穩定流抽水一般要求進行三次不同水位降深（落程）的抽水，三次抽水的降深一般根據抽水層的透水性和抽水設備能力確定。對於潛水含水層通常要求最大降深值在含水層厚度的1/3～1/2之間；對於承壓含水層，最大降深不得低於承壓含水層頂板高度。其餘兩次降深分別取最大降深的2/3和1/3。當抽水設備達不到這些要求時，相鄰兩次的降深差不能小於1m。
理論上講，抽水延續的時間愈長愈好，在實際工作中，首先確定抽水流量和水位達到穩定狀態的時間，然後根據勘探目的和含水層滲透性能，確定穩定抽水延續時間。對於城鎮及工礦供水，一般抽水延續的時間要長些；而對於農田灌溉供水勘探，穩定抽水延續的時間可以短些；對滲透性較差的含水層，穩定延續的時間應長些；而對於滲透性較好的含水層，可短些。具體時間的確定可參考《城市供水水文地質勘察規范》（CJJ 16-88）。
2.非穩定流抽水試驗
如果按設計需水量長時間抽水，水位不穩定，觀測孔中地下水水位持續下降，停止抽水後，地下水水位不能恢復到原始水位。說明抽水量大於補給量，這樣的開采量是沒有補給保證的，這時需要進行下列工作。
在水位持續下降過程中，只要地下水水位降落漏斗開始等幅下降，則任一時段內（Δt）的水量均衡應滿足下式：
（Q抽-Q補）·Δt=μ·F·ΔS（3-37）
式中：Q抽為抽水量（m3/d）；Q補為補給量（m3/d）；μ·F為水位下降1m時儲存資源的減少量，簡稱單位儲存量（m3/m）；ΔS為Δt時段內的水位降深（m）。
由上式，可得
Q抽=Q補+μ·FΔS/Δt（3-38）
由式（3-38）可見，抽水量由兩部分組成：一是開采條件下的補給量；二是地下水儲存資源消耗量。評價任務之一是將補給量從中分離出來。分離的方法可以採用抽水比較穩定、水位下降比較均勻的兩個時段資料，分別代入式（3-38），然後聯立兩個方程求解，就可以得到補給量。
為了使求出的補給量更准確，可以採用多個時段的資料每兩組聯立求解，得到一系列的補給量，然後求其平均值，這樣得到的補給量就可以作為允許開采量。
3.適用范圍及優缺點
開采抽水法對於潛水和承壓水、新水源地建立和舊水源地擴建，都能適用。但是主要適用於中小型水源地評價，不適用區域性地下水數量評價。
該方法確定的允許開采量准確可靠，但是需要進行長期的抽水實驗，成本較高。
4.要注意的問題
利用旱季抽水實驗資料所求的補給量，評價結果比較保守。在不同開采條件下所求的補給量，可靠性各不相同。因此，為了更准確地評價水源地地下水允許開采量，應在開采過程中繼續進行地下水水位動態監測，多以平均補給量作為水源地允許開采量。
（二）補償疏干法
1.評價步驟
（1）旱季開采量計算
在旱季進行抽水實驗，由於無任何補給來源，完全靠疏干儲存資源來維持抽水，所以抽水形成的地下水水位降落漏斗容易擴展到邊界，其水均衡方程為
區域地下水功能可持續性評價理論與方法研究
則有
區域地下水功能可持續性評價理論與方法研究
式中各符號的意義，同式（3-38）。
根據抽水實驗資料，利用式（3-39）求出μF值。然後，再根據含水層厚度和取水設備能力，給出最大允許降深Sm，查明旱季持續時間t，則計算出最大允許降深下的允許開采量：
區域地下水功能可持續性評價理論與方法研究
則旱季疏乾地下水體積為
V干=μ·F（Sm-S0）（3-41）
式中：S0為抽水開始等幅下降時刻井中的地下水水位降深（m）。
（2）雨季補給量計算
根據雨季抽水實驗資料，求出地下水水位回升速率（ΔS/Δt），並假設地下水水位回升的單位補償量近似等於地下水水位下降時的單位儲變數，則雨季補給量的體積為
區域地下水功能可持續性評價理論與方法研究
則全年的平均補給量為
區域地下水功能可持續性評價理論與方法研究
雨季補給的補償體積為
V補償=V補-V雨開（3-44）
（3）允許開采量評價
根據以上計算結果，若Q補≥Q開，V補償≥V開，則以計算的Q開作為允許開采量；若Q補＜Q開，V補償＜V開，則以Q補作為允許開采量。
2.適用條件
補償疏干法適用於含水層分布范圍有限，但有較豐富的儲存資源可供調節，地下水補給在時間上分配不均的地區。例如季節性河流的河谷地區、構造斷塊岩溶發育地區等。
採用補償疏干法，需要滿足以下條件：
1）可動用的儲存資源必須滿足旱季連續開采。
2）雨季補給時，除保證當時開采需求外，其剩餘補給量能全部補償旱季消耗的儲存資源。
3）不能影響相鄰地區的地下水數量。例如我國西北地區，往往在山前形成構造盆地（圖3-10），盆地內有巨厚的第四紀沉積物，具有良好的儲存空間，但是其下游串聯的盆地依賴上游盆地地下水轉化為地表水下泄補給。因此，若在旱季大量動用上游盆地地下水儲存資源，就會削減下游盆地地下水補給資源。這種情況下，不宜採用疏干補償法評價。
圖3-10 西北內陸地區地下水系統示意圖
㈨ 水文地質勘查
這里的水文地質勘查包括基礎地質和構造地質調查、水文地質條件調查、地下水開發利用調查、與地下水開發有關的環境地質問題調查、水文地質物探調查等。
一、基礎地質和構造地質調查
基礎地質和構造地質調查主要利用已有的地質資料，邊調查邊熟悉，要求很快熟悉並掌握區域地層和岩層岩性、岩相及其分布規律，群、組、段的劃分，區域構造的特徵，主要斷裂的展布等。在此基礎上重點對勘查地區或勘查點進行詳細的調查，以快速識別出勘查地區或勘查點地層的岩性、岩相及次級、次次級斷裂構造的類型、規模、力學性質、活動性、膠結和充填程度、展布特徵、斷裂帶的產狀、性質、延伸情況、斷裂帶寬度及其變化與地下水儲存、運移關系、儲水構造的分布等。
鑒於本次工作的性質，根據區域地層的分布特點，我們先後在黃土、灰岩和碎屑岩地層分布區集中開展了野外調查，並測制了兩條地質剖面，快速統一了有關第四系鬆散堆積層厚度、地層層序、時代、岩性、岩相以及基岩地層群、組、段、層序、時代、厚度、岩性、顏色、粒度成分、礦物組成、結構構造、地層接觸關系、裂隙發育特徵、含水層與隔水層分布組合特徵、與地下水及其水質形成關系等認識，為水文地質調查、水文地質物探調查和井位的確定打下了堅實的基礎。
兩條地質剖面分別位於夾津口鎮韻溝村和北山口鎮山川村。
（一）夾津口鎮韻溝村中元古界五佛山群和下寒武統實測地層剖面（圖5-1至圖5-5）
上覆中寒武統毛庄組
砂質頁岩夾灰岩
整合接觸
下寒武統饅頭組 總厚＞130m
9.下部為紫紅色頁岩、灰白、灰黃色灰泥灰岩，夾竹葉狀礫屑灰岩。礫屑成分主要為灰色灰泥灰岩，呈板片狀、竹葉狀，含量85%以上，填隙物主要為灰泥，礫屑灰岩層厚10～20cm。上部以紫紅色頁岩為主，自下往上存在多個紫紅－灰黃－青灰沉積旋迴。頂部見兩條斷裂斜交，走向分別為300°和235°
整合接觸
下寒武統硃砂洞組 總厚＞27.22m
8.灰黃色鈣質頁岩，水平層理發育，向上顏色漸變為紫紅色 1.61m
7.灰白色灰泥灰岩，水平紋理發育，清晰可見。風化面上因成分差異可見明顯的突出條帶3.25m
6.深灰色灰泥灰岩，具水平紋理，下部紋理發育，上部漸稀。發育溶蝕現象 14.65m
5.深灰色豹皮狀白雲質灰岩，中－厚層狀，生物擾動痕跡明顯，水平紋理不清晰。風化面見風化刀砍狀構造，為白雲質含量差異所致。發育大量溶洞和溶縫 7.71m
整合接觸
下寒武統辛集組 總厚＞15.13m
4.深灰色泥粒灰岩，風化面上呈淺灰－灰白色，含生物碎屑，水平紋理較差 3.26m
3.深灰－灰色紋層狀灰岩，紋層清晰，具水平、包卷、擾動等多種形態，為斜坡沉積環境所致。向上漸變為灰色中－厚層狀灰岩，紋理不清晰 5.34m
2.深灰色薄層狀含生物碎屑砂屑粒泥灰岩，單層厚度2～8cm，具水平紋理，夾中－薄層狀細砂岩和
粉砂質白雲岩。灰岩中生物碎屑小且少，指示深水低能沉積環境 6.53m
不整合接觸
中元古界五佛山群馬鞍山組
1.淺肉紅－紫紅色石英砂岩，緻密塊狀，淺變質略呈石英岩狀
該實測地層剖面的岩性與本次實施的鑽孔岩心基本可以一一對應（圖5-6）
圖5-1 河南鞏義市夾津口鎮韻溝村中元古界五佛山群和下寒武統實測地層剖面圖
圖5-2 馬鞍山組緻密塊狀淺肉紅色石英岩化砂岩，鏡下見次生加大邊，孔隙不發育
圖5-3 辛集組灰色砂屑粒泥灰岩，灰岩中見孔隙，部分被方解石充填
圖5-4 硃砂洞組豹皮狀白雲質灰岩大量發育的溶洞和溶縫
圖5-5 饅頭組中礫屑灰岩夾層，礫屑間發育孔隙，部分被方解石充填
圖5-6 夾津口鎮韻溝村鑽孔岩心柱狀圖
（二）北山口鎮山川村上二疊統石千峰組實測地層剖面（圖5-7，圖5-8和圖5-9）
上覆第四系卵礫石層。
不整合接觸關系
上二疊統石千峰組 總厚＞12 67.7m
6.紫紅色中－薄層狀石英砂岩，中－細粒砂質結構，具平行層理 ＞10m
5.紫紅色薄層粉砂質頁岩，含鈣質結核，沿層理面及垂向裂隙發育，局部見揉皺構造 10.4m
4.灰色薄－中層狀石英砂岩，細粒砂質結構。裂隙發育，鈣質充填 10.4m
3.紫紅色薄－中層狀粉砂－細砂岩，粉－細粒砂質結構，具平行層理。因受斷層錯動牽引影響，岩層面
略呈上翹。上覆卵礫石層，不整合面呈波浪狀，卵礫石粒徑多為10～50cm，含量在80%以上，
成份主要為砂岩 20.9m
斷層接觸
2.紫灰色薄－中層狀石英砂岩。砂岩較破碎，地貌形態為負地形，推測為斷裂破碎帶 25m
斷層接觸
1.紫紅色中—厚層狀石英砂岩，細－中粒砂質結構，局部夾粉砂質頁岩。岩層裂隙發育，未見底＞50m
圖5-7 河南鞏義市北山口鎮山川村上二疊統石千峰組實測地層剖面圖
圖5-8 紫紅色薄-中層狀粉砂－細砂岩
圖5-9 灰色薄-中層狀石英砂岩
二、水文地質調查
水文地質調查作用主要包括含水層空間結構調查、地下水補徑排條件調查、水文地質條件變化調查、地下水開發利用調查和地下水開發有關的環境地質問題調查等。
（一）含水層空間結構調查
1）含水層的埋藏條件和分布規律，包括含水層岩性、厚度、產狀、層次、分布范圍、埋藏深度、水位、涌水量、水化學成分以及水文地質參數，各含水層之間的水力聯系等。
2）隔水層埋深、厚度、岩性和分布范圍。
3）包氣帶的厚度、岩性、孔隙特徵、含水率及地表植被狀況。
4）機井、民井的深度、結構、地層剖面、開采層位，水位、水量、水溫、水質及其動態變化。
（二）地下水補給、徑流和排泄條件調查
1）調查地下水的補給來源、補給方式或途徑、補給區分布范圍；調查地表水與地下水之間的補、排關系和補給、排泄量；調查地下水人工補給區的分布，補給方式和補給層位，補給水源類型、水質、水量，補給歷史。
2）調查地下水的徑流條件、徑流分帶規律和流向；調查不同含水層之間、地下水和地表水之間的水力聯系。
3）調查地下水的排泄形式、排泄途徑和排泄區（帶）分布，重點調查機民井的開采量、礦坑排水量。
（三）水文地質條件變化調查
調查研究近些年來地下水的補給、徑流、排泄條件、水化學條件的動態變化特徵及其變化原因。
（四）地下水開發利用調查
1）調查開采井的位置、深度、成井結構、數量、密度、出水量。
2）調查統計地下水年開采總量和各含水層（組）的開采量。
3）調查統計地下水利用狀況（工業用水、農業用水、生態用水和生活用水量）。
4）調查地下水開采歷史，地下水開采量、水位、水質、水溫的動態變化。
5）調查與地下水有關的地表水開發利用歷史和現狀。
（五）與地下水開發有關的環境地質問題調查
1.區域地下水位下降調查
2.地下水污染調查
調查地下水污染源類型與分布，有害組分與數量，地下水污染程度、范圍、深度、方式與途徑、危害程度等，預測發展趨勢。耕作區要注意調查化肥、農葯對地下水污染的影響及其防護措施；城市附近要注意調查工業廢水與生活污水對地下水污染的影響及其防護措施；礦區附近要注意礦坑水對地下水的污染。
本次水文地質調查點共34處（表5-1），主要分布在虎山坡村、南侯村、李家窯村、新山村、水道口村、魏寨村、匯龍村、源村、神南村、後林村、五嶺村、窯嶺村、常封村、葉嶺村、張嶺村、裴峪村、韻溝村、後村等。調查點分布詳見圖5-10。
表5-1 水文地質點調查位置和地質條件
圖5-10 水文地質調查點分布圖
水文地質調查主要在十分缺水的北部黃土高坡和南部基岩山區進行（圖5-11至圖5-20）。由於時間非常緊張，為提高效率，我們在工作中對當時剛完工的一些深井進行了訪問，詳細了解並分析了有關鑽孔岩性、含水層的特徵、成井結構和出水量等，對下一步的勘查定井工作奠定了基礎。如先後實地察看了魯庄鎮虎山坡村、西村堤東鋼鐵廠等剛完成的大涌水量深水井，也察看了西村堤東（山前）、張嶺、米河魏寨、大峪溝新山村干深孔岩心和露頭地層，分析研究了干孔的原因。
三、水文地質物探調查
根據以往找水經驗，利用物探開展地下水勘查，指導尋找地下含水層位和具體井位的確定十分重要[5～12]。但由於各地地質條件不一、地下水位埋深不一、岩層干濕程度不一等，再加之物探解譯多解性，所以，正確解釋並利用物探信息非常關鍵。我們認為物探信息必須與當地地質實際相結合才能取得好的效果。
圖5-11 在北部張嶺村黃土高坡地區勘查
圖5-12 在西南部西村五嶺地區勘查
圖5-13 在南部夾津口韻溝地區勘查
圖5-14 在西南部西村李家窯地區勘查
圖5-15 觀察西村堤東鋼鐵廠鑽孔岩心
圖5-16 觀察虎山坡村鑽孔岩心
圖5-17 討論西村堤東（山前）干孔原因
圖5-18 分析張嶺干孔的原因
圖5-19 觀察米河魏寨村干孔與岩心
圖5-20 觀察大峪溝新山村干孔與岩心
本次水文地質物探主要應用了高密度電法技術（圖5-21至圖5-24），此外，也應用了激電測深技術和測井技術。通過利用水文地質物探並結合水文地質條件、構造展布特徵等來確定井位。
（一）高密度電法
本次高密度電法測量採用溫納裝置。由於每個工區的實際地質情況和施工條件不同，為了保證採集的視電阻率數據真實可靠，電極距，電極道數，布極方向及隔離系數的選取也有所不同。室內的數據處理主要利用Surfer繪圖軟體繪制高密度電阻率剖面圖，進行數據處理時對於極個別不合格的點予以剔除，再利用RES2DINV軟體對野外實測電阻率數據進行反演，得到高密度電阻率反演剖面圖，結合工區地質條件並利用高密度電阻率剖面圖和高密度電阻率反演剖面圖進行聯合解釋。
圖5-21 在韻溝村布物探測線
圖5-22 耐心連接找水儀器線路
圖5-23 物探結合地質條件，精確確定井孔位置
圖5-24 在鐵匠爐村進行鑽孔測井
在反演時首先要判斷原始數據的可靠性。對接地條件好，數據質量高的剖面進行解釋時，採用視電阻率剖面和反演剖面相結合的辦法進行定量解釋；對接地條件差，原始數據質量較差的數據則進行以視電阻率剖面為主，反演剖面為輔的定性解釋或局部定量解釋。
在資料解釋時，以視電阻率剖面為主進行宏觀解釋，如分層、定性等；對於局部異常則以反演剖面進行范圍圈定。
本次工作採用重慶地質儀器廠生產的DUK-2型電阻率高密度電法儀。道間距採用5m，120道。
（二）激電測深法
裝置類型：對稱四極；測量參數：保持電流、電壓處於正常有效范圍，對畸變點重測，以查明畸變原因，對異常點加密觀測，以保證異常形態完整。
本次測量除採用常規直流電阻率參數來推測垂向地層情況外，還採用含水相關參數，可以降低僅採用電阻率值和極化率值帶來的多解性。
Th：半衰時，即斷電後二次場第一個取樣值衰減到一半時，所對應的時間。半衰時大，代表極化介質二次場放電慢，在含水岩體上，其半衰時Th常以高值異常形式出現。
Md：衰減度，即斷電後衰減的二次場在某一段時間內的積分值除二次場第一個采樣值，該參數在含水岩體上也呈高值反應。
偏離度Rr：用來衡量實測衰減曲線與理想數學模型的偏差，Rr越小，岩石含水量增加。
供電電源採用干電池組，最大供電電壓700V。供電導線為被復線，測量導線為膠質屏蔽線，測量電極為銅電極及硫酸銅不極化電極，通訊工具為無線電對講機。大極距一次場電壓偏低，多次重復讀數壓制干擾。在野外工作時，應盡量減小接地電阻，具體辦法有：加深電極、增加電極根數、挖坑填土、澆鹽水等。一個野外工作日或一個測深點觀測完畢，操作員和記錄員應逐頁審查觀測記錄和草圖或將儀器內存數據列印、轉存。測量結束後及時提交物探成果。
激電測深法：直接測取視電阻率、視極化率、綜合參數、半衰時及衰減度，依據各參數曲線了解深部地層結構及富水性。儀器採用D ZD-6A 多功能直流電法儀。為精確計算，測量裝置適度加密，採用六分十進制對比排列。測量裝置見表5-2。
表5-2 激電測深法測量裝置表
（三）技術要求
正式開展工作前，須了解擬工作區域岩土的特徵，對與工作區具有相似條件場地的已有物探資料進行認真分析，以指導勘探工作的正確開展，然後實測並確定區內勘測對象的有關物性參數。資料顯示，（工作區及鄰域的物探和測井資料獲得的各岩性電性參數如下：粉土30～50Ω·m，粘土8～12Ω·m，細砂15～25Ω·m，中砂25～35Ω·m，砂礫石35～80Ω·m，泥岩40～100Ω·m，砂岩＞100Ω·m）。
電法勘探執行的技術標准為《水利水電工程物探規程》（DL5010—32），具體要求為：
1）用於電法勘探儀器供電電源的干電池，開路電壓與額定值之差需小於定額值的5%，短路電流要大於額定值的2/3；供電需使用鐵電極，測量需使用銅電極；導線的絕緣電阻要求大於2MΩ/L。
2）電測深點、電測深剖面及各種剖面的端點、轉折點以及較大坡度的轉折點、充電法充電點須測定坐標，測定結果在地形圖上的平面誤差不得超過2mm，高程誤差不得超過0.5m。
3）測線布置應盡量垂直於地下水流向，並盡量消除地形、地物等因素的干擾影響；對於異常地段，至少應有2～3條剖面通過，且每條剖面上至少應有3～5測點表現出異常。
4）在電測深法極距的選擇中，供電極距應使各電極距在雙對數坐標紙上沿電極距坐標軸較均勻地分布，相鄰電極距間的比值控制在1.2～1.8之間，最小供電電極距以獲得第一電性層電阻率為原則，4B/2應等於1.5m，最大供電電極距的選擇需滿足規范要求；測量電極距與供電電極距的比值應保持在1/3～1/30之間。
5）使用激電測深法探測時，應採用MN/AB=1/3的溫奈爾裝置以盡可能獲得大的二次場電位差，相鄰電極距比值一般取得較小，以1.2為宜。
6）工作開展過程中，當儀器不穩定或V小於3mV 或I小於3mA時，須進行重復觀測，重復觀測不應少於3次；電測深、電剖面曲線的突變點或畸變線段，電剖面每隔10個觀測點均要求進行檢查觀測，重復觀測時，個別相差太大的讀數應刪去，不參加平均值計算，捨去的觀測點個數須少於總觀測點數的1/3；充電法測量時的電位極大點、極小點或梯度零點、曲線上的突變點、可疑點、轉折點都須進行重復觀測；採用激發極化測量時，當出現二次電位差 V2小於1mV，以及觀測讀數前後有明顯干擾現象、視激發比大於或接近視極化率、視衰減度大於或接近100%和視極化率、視激發比或半衰時測深曲線上有重要意義的異常或出現線段鋸齒狀等現象，應進行重復觀測。
7）電極接地位置在預定跑極方向上的前後偏差不得大於該極距的1%，垂直預定方向的左右偏差不得大於該極距的5%。
8）在單個電測深點最大供電電極距、單條電剖面在工作開始、每隔10～20個測點、轉移測站或工作結束、電測深電剖面曲線的畸變電、無窮遠供電電極在每天開始工作或工作結束等情況中須開展漏電檢查。
9）物探解譯工作應在勘探現場進行，以便隨時檢查和區分各種干擾因素對觀測結果的影響，同時解譯工作須與地質相結合，嚴禁提交單一的物性解譯成果。
10）勘探線及測點應標明在較大比例尺圖上，對勘探點應採用專門手簿認真記錄，並及時繪制測量草圖。
11）物探工作結束後，應及時編寫物探成果報告並提交物探工作布置圖、勘探成果平剖面圖、電測深曲線圖、原始記錄手簿等。
（四）測井
本次測井方法為電阻率測井法，主要是為了解第四系或岩層的岩性和厚度。基本要求是：①配合鑽探取樣劃分地層，評價水文地質條件，為取得有關參數提供依據。②測井需在裸孔中進行。圖5.25展示了鐵匠爐物探測井梯度曲線。
水文地質物探完成的工作量主要有激電測深點5個，高密度電法10m電極距945個點，約9.34km，高密度電法5m電極距150個點，約740m（表5-3）。
事實表明，本次採用的高密度電阻率法和激電測深法技術幫助尋找地下水取得了十分好的效果，並為在該地區今後開展尋找地下水的工作積累了經驗。
表5-3 鞏義縣抗旱主要物探工作量
圖5-25 鐵匠爐物探測井梯度曲線圖
㈩ 基本原理與技術
一、基本原理
1.理論依據
在許多油田開發中，為了節約成本、優化生產，生產井多為幾個油層混合開采。因而，采出的油是來自不同油層的合採油。弄清每個單油層對合採油的產量貢獻，並監測產量隨時間的變化、監測油井生產動態、進行油藏分層管理、識別是否有油井槽竄或邊水突進等現象，對於油田制定和調整開發生產方案、優化油田管理具有重要意義。長期以來，氣相色譜法多被用來分析、解決油氣勘探中的問題。20世紀80年代，雪弗龍石油公司成功地開創了其在油田開發、生產的應用領域利用色譜指紋相關技術測定產液剖面、確定單油層產能貢獻的局面，並取得了明顯效果。
圖6-3 原油合採指紋變化圖示
1）分別採集合採的各個單層油樣，通常從完井後用封隔器隔離的單油層中採集，或從RFT（重復地層測試）和DST（鑽柱測試）以及分層試油時採集；
2）用氣相色譜法分析單層油樣的飽和烴餾分（或全烴組成），選擇並計算出反映不同原油差別的特徵指紋參數，這些特徵指紋化合物應當在色譜圖上分布穩定、特徵明顯、同層油樣中重現性強、不同層油樣中差別顯著；
3）利用不同比例的單層油配製混合油樣，並進行色譜指紋分析，建立混合油中各單層油產能分配的標准圖版，實測合採油色譜指紋參數，從圖版上即可確定各單層油的產能貢獻情況；
4）建立與圖版相應的數學模型和原油混合比例分析程序，分析來自油藏的混合油，測定各油層的相對貢獻；
5）如果能得到生產數據，依據這些數據對原油混合分析程序進行評價，並對所建圖版進行檢驗和校正。
二、實驗條件與技術
1.實驗條件
所用儀器為日本島津GC-17A型色譜儀，色譜柱為BP-5（SGE公司）毛細管柱（25m×0.25mm），載氣為N2，分流比值為1：9，柱內流速1mL/min。程序升溫，初始溫度為45℃，恆溫1min後以4℃/min的速率升至300℃，然後恆溫30min。檢測器/進樣器溫度均為300℃。
2.色譜重復性檢驗
色譜儀運行的穩定性對於分析實驗結果的可靠性至關重要，進而影響到單層產能配比研究的准確性；而利用同一油樣的重復性分析是檢驗色譜儀運行穩定性的有效手段。我們對所取油樣進行了重復性檢驗。圖6-4展示了夏32-704井原油兩次色譜分析對比的結果，樣品重現率大於98%，證實了方法的可行性與色譜分析結果的可靠性。
圖6-4 夏32-704井原油重復性色譜檢驗