㈠ 开采地下水对山前平原地下水动态的影响
据塔里木盆地水资源分布规律、埋藏特点和开发现状，地下水应成为未来水资源开发重点。但大力开发地下水对水环境带来的影响，是人们极为关心的问题。
为了研究这一问题，现利用数值模型技术，对盆地边缘典型区开发水资源的历史进行模拟分析，总结水环境近数十年来的变化原因，并进一步利用模拟技术对未来开发地下水所产生的环境变化进行预测分析，以指导未来地下水开发规划设计工作。
结合盆地南缘典型山前平原地下水运动，特设计一南北向地下水运动剖面模型。模型范围：自河流出山口至细土平原30km，其中靠近山区20km为砾质倾斜平原，向下游10km为细土平原。含水层的结构与岩性：砾质倾斜平原具大厚度单层潜水；细土平原为多层结构，上部为富水性相对较差的粉细砂，下部为冲积相中粗砂夹砾石，潜水的给水度设定为10%。模型地下水的补给与径流条件：近山部位的砾质平原接受来自地表河水渗漏补给，总单宽渗漏补给强度为2.0×104m3/（km·d），在下游地下水的浅埋带，蒸发是地下水的主要排泄方式，陆面蒸发强度设定为2190mm/a，极限蒸发深度为5m，有少部分排泄以地下径流的方式流向沙漠腹地。
图9-2河水截流后山前平原地下水水位变化曲线
图9-3河水截流后山前倾斜平原地下水疏干速率与细土平原蒸发量变化曲线
在没有人为干扰的原天然状态下，地下水处于平衡状态，即总渗漏补给量＝总蒸发量＋泉水排泄量＋向下游地下径流量，地下水水位是自山前至细土平原为逐渐降低的一条拟稳定曲线。人类对河流进行截流引水后，使地表河水的总单宽渗漏补给强度由原来的2.0×104m3/（km·d）设定降低至0.8×104m3/（km·d）（减少了60%），地下水原均衡状态被打破，随之地下水将向新的均衡状态逐渐转化。
（一）河流截流后地下水变化规律
使用美国地下水数值模拟软件包ModFlow，用数值模型技术研究截流后地下水的变化。据计算结果（图9-2，图9-3；表9-2，表9-3）可以看出以下规律。
（1）河流截流后，原地下水均衡被打破，地下水向新的均衡状态转化，直至50年后，这种转化过程仍没有彻底结束。这一方面说明地下水有极强的缓冲调节能力，同时也间接地表明，修建水利工程对环境的影响，有时需要数十年才能显现出来。
（2）河流引水灌溉使山前倾斜平原地下水水位下降，近山地带降幅最大，所设定模型截流后50年累计降幅达57.9m，至砾质平原与细土平原的接触带，累计降幅为2.63m，而靠近细土平原下游部位，水位几乎不降，细土平原浅埋带（如沼泽和湿地）向下游退缩。地下水位降落速度，截流初期快，以后逐渐变缓。
表9-2河流截流后典型山前戈壁－细土平原浅埋带地下水补排要素变化表（单位：104m3/（km·d）
表9-3河流截流后典型山前戈壁－细土平原地下水水位分布计算结果（单位：m）
（3）地下水要素变化最大的是浅埋带的蒸发量，在截流后的50年中，总蒸发量由原1.7373×104m3/（km·d）逐步衰减到0.6120×104m3/（km·d），其衰减值为1.1253×104m3/（km·d），已达到山前截流减少渗漏补给量的93.8%。当时间足够长时，蒸发量的衰减量几乎和截流渗漏补给减少量相等。
（4）由于地下水蒸发量对埋深的敏感性，在浅埋带，地下水水位的少许变化，都会使蒸发量有大幅度的减少，因而浅埋带地下水水位变化不大。
（5）由于细土平原地下水水位变化较小，向沙漠腹地的地下径流变化则极小，甚或几乎不变。
（二）开采浅埋蒸发带地下水引起水环境的变化
为研究河流截流数十年后再继续开发浅埋带地下水的可行性及所引起的环境变化，仍利用上述模型，研究截流50年后，在地下水浅埋蒸发带进一步开采地下水，以夺取蒸发量使其成为有效可利用资源量。50年后地下水剩余蒸发量为0.6120×104m3/（km·d），浅埋带设计开采地下水0.4×104m3/（km·d），约为剩余蒸发量的65%。分析计算结果（表9-4）后可得出以下地下水要素变化的规律。
（1）增加开采地下水后，蒸发量迅速减小，初期下降快，至后期逐渐减慢。开采5年后，蒸发量减少值0.3089×104m3/（km·d），为增加开采量的77%；开采20年后，减少值0.3601×104m3/（km·d），为增加开采量的90%；至到开采30年后，蒸发量减少值0.3767×104m3/（km·d），占增加开采量的94.2%，减少向下游的地下径流量0.0209×104m3/（km·d），占开采量的5.2%；疏干含水层速率增加0.0024×104m3/（km·d），占开采量的0.6%。计算数据表明，在开采初期，水量一部分来自夺取的蒸发量，其余部分来自含水层的疏干，后期开采量几乎全部来自夺取蒸发量。
（2）开采地下水虽使向下游沙漠地区的地下径流量减小，但减少不明显，不超过原径流量的10%。
表9-4数值模拟开采地下水浅埋带地下水30年后水量来源分析表（单位：104m3/（km·d）
（3）在开采量不超过蒸发量的情况下，细土平原潜水水位不会产生大的降深，靠近上游降深大，下游降深小。以上述模拟数据为例，开采30年后，开采中心区域水位降深为5.088m，离开中心下游的5km处，下降仅0.586m，中心上游5km处，下降4.768m。事实上，这些降深值不完全是增加开采地下水引起的，其中还包括河流截流后的水位衰减的延续因素，也就是说，即使不开采地下水，因截流仍会继续产生少量的水位衰减。
（三）开采山前平原浅埋带地下水研究的几点结论
通过上述模拟分析可以总结出以下几点规律。
（1）山前平原地下水水位缓慢下降，不能一概武断地判定为由开采地下水而引起，地表水截流同样也会使地下水水位下降；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（因为地下水几乎还没有开采）。地下水水位下降是由截流前的原平衡状态向新平衡状态过渡转化的必然过程。简言之，地下水水位下降不一定是由于开采地下水引起的。
（2）截流对地下水环境的影响周期，不像人们想象的只有数年或十数年，而是数十年，对于山前地带较广阔地区，甚至需要近百年。
（3）在上游河水引水截流的情况下，虽下游绿洲地下水浅埋带蒸发量和泉水溢出量比原天然状态减少了很多，但就新疆塔里木盆地山前平原而言，截流数十年后剩余的地下水蒸发量仍很可观。在这种情况下，开采浅埋带地下水若不超过60%是十分可行和有效的，它能将无效与低效蒸发量转化为有效可利用水资源，同时使浅埋带盐渍化土地得到改良，扩大耕地面积。
（4）在浅埋带开采地下水不过量的情况下，所开采的水量几乎全部由夺取蒸发量组成，对河流上游、下游的影响很小，不存在环境恶化问题。相反，利用地下水的同时，节约了地表水资源，能使下游得到更多的水资源，从根本上解决塔里木河下游的生态缺水问题。
㈡ 倒台阶矸石充填采煤法的优缺点及适用条件
（1）倾斜长壁采煤法适于缓斜薄及中厚煤层，以及被断层或岩浆岩破坏的不能布置走向长壁工作面的采区。倾斜长壁工作面按推进方向分仰斜开采和俯斜开采两种。如煤质较硬或顶板淋水较大，一般宜用仰斜开采；如煤层厚度大，煤质松软容易片帮，宜用俯斜开采。回采工作面一般应朝大巷方向推进，即水平大巷上方的煤层用俯斜方式开采，水平大巷下方的煤层用仰斜方式开采，以利于工作面通风和巷道维护。在地质条件适宜的矿井中，本法与走向长壁采煤法相比。
优点是：①巷道布置简单，巷道掘进和维护费用低，投产快。据苏联矿井对比资料，在相同的矿山地质条件下，倾斜长壁开采比走向长壁开采的巷道长度减少10～20%，大型矿井的建设工期可缩短1～2年。②运输系统和通风系统均较简单，回采工作面技术经济效果好。③易于实现等长工作面，减少了由于工作面长度变化而增加拆装自移式液压支架和接长或缩短输送机的工序。本法的缺点是倾斜巷道距离长，使辅助运输和行人比较困难。中国自70年代开始推广使用。适用于倾角12°以下的煤层,机采和炮采可扩大应用于开采15°～18°的煤层。国外采用俯斜综采工作面开采倾角为33°的煤层已获成功。
（2）走向长壁采煤法指的是工作面沿煤层倾斜方向布置，在回采工作面的上方和下方沿走向分别布置回风平巷和运输平巷，构成回采工作面和采区巷道之间的通风、运输和行人的通道，并沿煤层走向方向从采区边界向采区上山（或下山）方向回采。
回采工作面的推进方向有两种：①后退式，由采区边界向采区上山（或石门）推进；②前进式，由采区上山（或石门）向采区边界推进。中国各矿区大都采用后退式回采。在综采采区，为减少综采设备的长距离搬移，有的采用混合式，即上区段回采工作面用前进式回采至采区边界后，将综采设备搬移至下区段边界的开切眼中，用后退式回采。
㈢ 北京市地面沉降区含水岩组和压缩层划分
刘予叶超
（北京市地质环境监测总站，北京，100037）
【摘要】通过北京地面沉降区综合基础地质及地面沉降专项调查，查明了沉降区水文地质、工程地质条件及地面沉降分布现状，并在典型地面沉降区开展了钻探和各种水文地质、土工试验工作。根据上述成果资料，首次对北京市地面沉降区的含水岩组和压缩层组进行了划分，初步建立北京市地面沉降地质模型，为首都地面沉降网站建设及地面沉降预警预报系统建立奠定了基础。本文对此作一概括介绍。
【关键词】北京市地面沉降含水岩组压缩层组
1引言
1.1研究工作的目的和意义
地面沉降是指在自然和人为因素作用下，由于地壳表层土体压缩而导致区域性地面标高降低的一种环境地质现象。地面沉降给城市建筑物、道路交通、管道系统及给排水、防洪等带来了诸多困难。特别是一些建在第四纪松散堆积平原区的城市，受地面沉降灾害的影响尤为严重。
地面沉降是北京平原主要的地质灾害之一，其沉降的范围和幅度逐年扩大，目前发生地面沉降的面积已达到2815km2，累计最大沉降量约722mm。除东郊地区地面沉降仍在继续发展外，远郊昌平区海洛、顺义城南、大兴区榆垡又形成了3个新的地面沉降区。地面沉降已造成厂房、居民区楼房墙壁开裂、地基下沉、地下管道工程损坏50余处，同时导致一些建筑物的抗震能力降低和大量测量水准点失准，对首都城市建设和人民财产安全构成威胁。
本项工作的目的是初步建立北京市地面沉降地质模型，为下一步研究地面沉降机理、建设地面沉降监测网站、预测地面沉降发展趋势、建立地面沉降预警预报系统，提出地面沉降危害防治措施，为首都规划和城市建设提供基础资料。
1.2研究工作概况及存在问题
北京市地面沉降主要发生在北京北部、东部、南部平原地区，该区地质研究程度较高，完成了大量的区域地质工作，水文地质、工程地质工作，环境地质、灾害地质工作。
北京市地面沉降研究工作起步较晚，1984年北京市水文地质工程地质公司、北京市测绘院、北京市勘测处共同编制了《北京市地面沉降调研报告》；1985年北京市水文地质工程地质公司提交了《北京市地面沉降工程地质勘察设计》；1990年建成北京市第一个地面沉降监测站（八王坟地面沉降监测站），为研究北京市东郊地区地面沉降形成机理、发展趋势奠定了基础；同年提交了《北京市东郊地面沉降工程地质调查与八王坟监测站建站阶段报告》；1992年提交了《北京市东郊地面沉降与地下水开采量关系研究报告》。
综上所述，北京平原基础地质、水文地质、工程地质研究程度较高，但以往工作主要是为工农业供水及城市开发建设服务的，对地面沉降的研究程度较低，特别是尚未划分出北京市地面沉降区含水层组和压缩层组，地面沉降机理、发育规律等方面的研究相对薄弱。
1.3研究工作的技术路线和方法
本次研究采用的技术方法是选择地面沉降灾害发育较重、环境地质条件具有代表性的地区，通过地面调查与测量、遥感解译、物探等方法，查明北京平原区地面沉降历史、现状和发展趋势。在典型沉降区开展了专门水文地质、工程地质钻探，进行了大量的抽水试验、土工试验，查明地面沉降区的地层结构、以及含水层组和可压缩层组的埋藏分布特征，含水层组水文地质参数、可压缩层组物理力学性质、土力学参数及孔隙水压力等，为划分沉降区含水层组和压缩层组提供可靠依据。
2北京平原区地质环境背景
2.1气象水文
本市气候属于温带大陆性季风气候，年平均气温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）。
北京地区水系属海河流域，河网发育，大小河流100余条，长2700km。这些河流分属五大水系，由西向东依次为大清河水系、永定河水系、北运河水系、潮白河水系、蓟运河水系，河流总体流向为自西北流向东南，最后汇入渤海。
2.2地形地貌
本市地形西北高，东南低，西部和北部是太行山脉和燕山山脉连绵不断的群山，一般海拔高度1000～1500m，山前冲洪积扇坡降1‰～5‰，平原大部分地区坡度小于0.5‰。地貌分为西部山区、北部山区和东南平原三大单元。
2.3 平原区地质概况
2.3.1 地层
北京平原区地层，除缺失奥陶系上统（O3）、志留系（S）、泥盆系（D）、石炭系下、中统（C1-2）、白垩系上统（K3）外，从元古界至第四系地层均有分布。地层由老到新分述如下：
（1）元古界（Pt）主要地层岩性为长城系、蓟县系、青白口系硅质白云岩、砂岩、页岩，局部有轻微变质。
（2）古生界（Pz）主要地层岩性为寒武系、奥陶系、石炭系和二迭系碳酸盐岩、碎屑岩及煤系地层。
（3）中生界（Mz）主要地层岩性为侏罗系、白垩系火山熔岩、火山碎屑岩及煤系地层。
（4）新生界第三系（Tr）的始新统（E2）主要岩性为暗紫色或猪肝色砂砾岩夹泥岩或砂质泥岩，呈半胶结状；渐新统（E3）主要岩性为灰色、灰褐色、灰绿色砂质泥岩，粉砂岩与含角砾凝灰岩夹黑色页岩，灰绿色硬砂岩；中—上新统（N1-2）主要岩性为棕黄色、棕红色泥质砂岩、砂质泥岩，棕褐色、灰色含砾硬砂岩、硬砂岩夹细砾岩。
（5）新生界第四系（Q）在北京平原区第四系厚度变化大，由山前到平原厚度由数十米到五六百米，与下伏第三系多呈平行不整合接触。
a.下更新统（Q1）为河湖相沉积物，岩性为粘性土夹砾石，或粘性土与砂层互层，厚度100～300m。
b.中更新统（Q2）一般埋藏于地表50～70m之下，西部地区较浅。其下部为黄棕、棕红色含砂性土，含砾粗砂及砾石层，局部地区为灰黑色粘性土含砂，底部为粘性土含砾、砂砾石和钙质结核混杂的堆积物，厚度70～110m。
c.上更新统（Q3）在山前台地及平原区广泛分布，山前台地岩性为黄土状粉质粘土及黄土状粉土，褐黄色、棕黄色。含钙质结核，虫孔、针孔、垂直节理发育，下部含砂砾石层，局部钙质胶结，致密坚硬；平原区地层以多层结构为主，岩性为砂砾石层或砂层与褐黄色、黄灰色粘性土互层。砾石粒径由西向东逐渐变小，厚度20～90m。
d.全新统（Q4）主要岩性一般为粘性土、细砂和砂砾石层，夹沼泽相泥炭层或有机质淤泥层，厚度一般5～10m，厚的可达20～25m。
2.3.2地质构造
北京平原区属于中朝准地台之华北断陷拗的西北隅，系中朝准台地新生代以来的下降区，周边常以断裂与邻区为界，近一步划分为北京迭断陷、大兴迭隆起、大厂新断陷3个Ⅲ级构造单元（见图1）。
图1北京市平原区基底构造与第四系厚度图
北京平原区主要构造形成于中生代（燕山运动），新生代以来受喜马拉雅造山运动的影响，得到进一步的改造。在中生代末期形成了许多雁行式排列的隆起带和凹陷带，发育一系列的北北东和北东向断裂，并有北西西向或北西向的张性及张扭性断裂与其垂直或斜交。平原区主要有六条活动断裂，分别为八宝山断裂、黄庄—高丽营断裂、良乡—前门断裂、南苑—通县断裂、马坊—夏店断裂、南口—孙河断裂。
2.4平原区第四系水文地质条件
2.4.1地下水系统及其特征
根据水系流域、地貌部位、地下水的含水介质结构、赋存条件和地下水水力特征和水力联系等，将北京平原区划分5个系统，各系统水文地质特征见表1。
2.4.2地下水补给、径流、排泄特征
第四系地下水的流动特征，是第四系地下水补给、径流、排泄条件的综合体现。第四系潜水、浅层承压水的补给来源主要为大气降水入渗，其次为山区侧向径流补给，地表水、渠道水的渗漏补给以及农田灌溉回归水的入渗补给。
表1第四系地下水系统特征一览表
潜水、浅层承压水的排泄，主要是人工开采，其次是地下水蒸发和侧向径流排泄。平原区地下水蒸发排泄，主要集中在潜水水位埋深小于4m的地区，上部潜水对下部浅层及中深层承压水的越流补给也是上部潜水排泄的一个途径。
平原区潜水、浅层承压水在天然条件下的径流方向与地形地貌变化相一致，即由山前向平原方向运动，受集中开采的影响潜水、浅层承压水也由降落漏斗四周向漏斗中心运动。
中深层和深层承压水，因目前还未开采，径流场变化不大，以水平径流为主。
2.4.3地下水动态
（1）地下水年动态特征
研究区潜水动态变化以气象—开采型为主，潜水年内动态变化主要受降水和人工开采的影响。在一个水文年内，潜水位季节变化较明显。在4～6月水位达到最低值。7～9月水位出现峰值，水位变幅可达5～10m。
承压水是平原区主要开采目的层之一，人工开采是影响承压水位动态变化的最主要因素。浅层承压地下水动态类型为径流—开采型，承压水季节性动态变化与潜水动态变化规律基本一致，在一个水文年内，也有一次上升期和一次下降期，只是承压水头随降水而出现峰值的时间有所滞后，承压水年最低水位一般出现在5～7月，年最高水位一般出现在10至翌年2月，年水位变幅为1～3m。
（2）地下水多年动态特征
图2表明：20世纪70年代以前，北京市地下水开采量小，采补基本平衡，地下水基本呈天然状态；70年代以后，由于城近郊地下水开采量大幅增加，城近郊地下水位下降很快；80年代，由于从1980年至1984年北京地区出现了连续5年的干旱少雨气候（5年平均降水量459.4mm），地下水补给量减少，开采量增加，地下水位快速下降，在城近郊集中开采区承压水水位下降较快；90年代，地下水开采量基本得到控制，1994～1998年连续出现4个偏丰年份，城区地下水位有所上升；从1998年底至2003年，由于5年连续干旱，地下水补给量减少，地下水水位与1998年年底水位相比，潜水和承压水水位最大下降幅度均在15～20m左右，年均下降为3～4m/a。
图2北京大学（承压水）和首都师范大学（潜水）观测孔地下水位动态曲线
2.5北京平原工程地质条件
北京平原位于华北平原的山前倾斜平原部位，北北东向活动断裂构造控制了新生代以来平原区的基本格局。平原区大部分为第四系松散的陆相沉积物，从下更新统（Q1）到全新统（Q4）地层均有分布；按其成因类型可分成冲积相、冲洪积相、河湖相和山麓坡洪积相地层；地层岩性有卵砾石、砂类土及粉土、粘性土等。
在山前沿山区边缘分布着大大小小的坡积群、洪积锥、黄土台地以及残山、残丘等，宽度1km至数千米不等。岩性以碎石、卵砾石和砂层透镜体的黄土类土为主，土体结构复杂。
平原区主要由五大河流冲洪积作用形成的扇前平原，相邻两扇交接部位地势略低，形成扇间洼地。该区是粘性土为主体的多层土体结构类型。
3北京地面沉降区含水岩组及压缩层划分
至1999年，北京市地面沉降量大于50mm的面积2815km2，大于100mm的面积为1826km2，分布在南北两区。北区主要分布于城区及北、东、南郊区，面积约1851km2，包括东八里庄—大郊亭沉降区（沉降中心累计沉降量为722mm）、来广营沉降区（沉降中心累计沉降量为565mm）、昌平沙河—八仙庄沉降区（沉降中心累计沉降量为688mm）及顺义平各庄沉降区（沉降中心累计沉降量为250mm）；南区主要分布于大兴区南部的榆垡、礼贤一带，面积约964km2，为大兴榆垡—礼贤沉降区（沉降中心累计沉降量为661mm）。
北京地面沉降与第四系地层的成因类型、岩性、厚度、结构特点、物理力学性质等内在因素密切相关，地下水开采是形成地面沉降的主要外部原因，因此划分沉降区含水层组及压缩层组、分析地下水含水层和压缩层组的分布与埋藏条件、确定主要开采层和压缩层对地面沉降贡献的大小具有重要意义。
3.1沉降区含水岩组及压缩层划分的原则与依据
本次划分含水岩组及压缩层组的原则与依据如下：
（1）依据《北京地质志》、《北京市（1:5万）区域地质调查报告》、水文地质勘查资料，结合本次望京站、王四营站、天竺站第四系孢粉、古地磁资料；
（2）根据第四系成因类型、时代、岩性、埋藏条件；
（3）根据平原区第四系地下水补迳排条件、地下水流动特征及开采条件；
（4）根据可压缩层物理力学性质指标、固结程度、原位测试指标。
3.2含水岩组划分
根据上述原则将北京地面沉降区第四系含水层划分为3个含水岩组（见表2）：
表2北京地面沉降区含水岩组划分简表
第一含水岩组（潜水、浅层承压含水层）为全新统（Q4）和上更新统（Q3）地层；
第二含水岩组（中深层承压含水层）为中更新统（Q2）地层；
第三含水岩组（深层承压含水层）为下更新统（Q1）地层。
各含水组埋藏条件及水文地质特征如下：
3.2.1第一含水岩组
广泛分布于北京平原区，在各河流冲洪积扇顶部地区为单一砂砾石结构的潜水含水层，底板埋深20m左右；浅层微承压水埋深20～40m，浅层承压水埋深40～80m，含水层组底板埋深小于100m，主要为全新统和上更新统冲洪积物。根据水文地质条件、地下水类型和开采状况等划分潜水含水层和浅层承压水含水层两个亚组：
（1）潜水含水层亚组
根据水文地质结构的差异可将该组分为冲洪积扇顶部潜水区和冲洪积扇中下部潜水区。
a.冲洪积扇顶部潜水区：含水层为上更新统（Q3）和全新统（Q4）冲洪积相为主的砂卵砾石，构成单一潜水含水层。含水层砂卵石厚度15～120m，砾卵石呈圆状，次圆状，砾径一般2～8cm，大者可达30cm。渗透系数为300～500m/d，含水层富水性好，单井出水量为5000m3/d。目前，大部分地区已成为严重超采区或超采区。
b.冲洪积扇中下部潜水区：含水层为上更新统（Q3）和全新统（Q4）沉积物，西部、北部含水层岩性以中粗砂、砾石为主，富水性较好。向东、南粒径逐渐变细，含水层主要为粉细砂层，局部河道地区有少量砂卵砾石层，富水性由西北向东南逐渐变差。
（2）浅层承压水亚组
含水层底界深度80～100m，主要为上更新统（Q3）沉积物，广泛分布于北京平原中下部地区。
永定河冲洪积扇中下部地区，含水层以多层中细砂、粉细砂层为主，局部见有1～3层砂砾石层，含水层累计厚度20～35m。根据分层抽水实验资料，该区浅层承压水含水层渗透系数一般在5～20m/d。单井出水量1500～3000m3/d，向下游方向减小至500～1500m3/d。
潮白河冲洪积扇中下部地区，含水层颗粒由北向南逐渐变细，层次增多。一般由两到三个较稳定的砂砾石层构成，含水层累计厚度20～30m。根据分层抽水试验资料，浅层微承压水渗透系数一般为3～5m/d，浅层承压水渗透系数一般在10～20m/d，单井出水量3000～5000m3/d。
温榆河冲洪积扇中下部含水层为2～3层砂砾石或砂层，含水层单层厚度5～10m。含水层累计厚度20～30m，单井出水量500～3000m3/d。
3.2.2第二含水岩组
广泛分布于北京平原冲洪积扇中下部地区。地下水类型为中深层承压水，含水岩组顶板埋深80～100m，底板埋深300m左右。本含水岩组为第四系中更新统（Q2）冲洪积物、冲湖积物，岩性以中粗砂为主，部分含砾。含水层为多层结构。按开采现状及其动态特征分为中深层承压水上段和下段，上段埋深100～200m，下段埋深200～300m:
（1）第二含水岩组上段
a.永定河冲洪积扇。该含水岩组底板埋深小于150m，含水层由多层砂砾石构成，累计厚度5～20m。根据分层抽水试验资料，含水层渗透系数一般在5～30m/d，单井出水量500～1500m3/d。
b.潮白河冲洪积扇。该含水组底界深度200m左右，含水层由多层砂砾石、砂层构成，累计厚度30～50m。根据分层抽水实验资料，上部含水层渗透系数20～25m/d，中部为10～15m/d，下部为1～5m/d，单井出水量500～3000m3/d。
（2）第二含水岩组下段
a.永定河冲洪积扇。目前永定河冲洪积扇第二含水岩组下段钻孔揭露资料较少。
b.潮白河冲洪积扇。该含水层底界深度小于300m。主要分布于北京平原东北、东南部的凹陷区内。含水层岩性以中粗砂、砾石为主，累计厚度30～50m。单井出水量500～1500m3/d。
3.2.3第三含水岩组
该岩组主要分布在北京平原东北、东南部的凹陷中心地区。地下水类型为深层孔隙承压水，含水组顶板埋深300m左右。含水层岩性为第四系下更新统（Q1）冲积物、冲湖积物，岩性以中粗砂、砾石为主，含水组为多层结构，顶部有厚度大于30m的粘性土隔水层，与上部中深层承压水含水层水力联系差。
3.3压缩层划分
依据划分原则可将北京地面沉降区可压缩层划分为3个压缩层：第一压缩层底板埋深小于100m，第二压缩层底板埋深小于300m，第三压缩层顶板埋深大于300m。
各压缩层的物理力学指标见表3。
表3北京地面沉降区压缩层物理力学指标综合表
3.3.1第一压缩层
第一压缩层广泛分布于北京平原区，底板埋深小于100m。地层岩性为第四系上更新统冲积相、冲湖积相粉土、粘性土层，厚度小于50m到大于80m不等（见图3）。根据其地层岩性结构和压缩性可分为上下两段：
（1）第一压缩层上段：
地表以下0～10m，城区为人工回填土层，大部分地区为褐黄色粉土、粉质粘土层，可塑—硬塑，湿—饱和，中等压缩性，Es值在8～15MPa之间。
地表以下10～15m，北京东部、东北部、北部地区为河湖淤积的粉质粘土、粘土，灰褐—灰色，含有机质，软塑—可塑、密实度较差，压缩性较高，Es值在4～8MPa之间，是该段主要的压缩层；南部地区为冲洪积粉质粘土、粉土层，褐黄色、湿—饱和，可塑—硬塑、中—中上密实，Es值在10～20MPa之间。
地表以下25～40m，北京东部、东北部、东南部地区为静水环境洪淤积的粘土、粉质粘土，灰色—灰褐色、可塑、压缩性中等，Es值在5～10MPa之间，含有机质、螺壳，工程地质性质较差，为相对软弱土层；南部地区为冲洪积的粉土、粉质粘土层，褐黄色，饱和，硬塑，低压缩性，Es值在15～25MPa之间。
（2）第一压缩层下段：
地表以下40～50m为稳定的粘土、粉土层，北京北部、东部、东北部、东南部等地区广泛分布。岩性为灰色，褐灰色粘土、重粉质粘土层，一般呈可塑—硬塑状态，中等密实，含水量较大，压缩性中等，Es值在12～22MPa之间；在北京南部地区岩性为粉土、粉质粘土层，褐黄色，饱和，硬塑，压缩性低，Es值在18～28MPa之间。
图3地下0～l00m压缩层等厚度分区图
地表以下50～100m为3～4层砂层夹2～3层粉质粘土、粘土层，在沉降区广泛分布。粉质粘土、粘土层多呈透镜体状，厚度20～40m不等。粉质粘土、粘土层为灰褐色一黄褐色，饱和，局部含有机质，可塑～硬塑，中低压缩性，Es值在20～26MPa之间。
3.3.2第二压缩层
广泛分布于北京冲洪积扇中下部地区，岩性为中更新统（Q2）冲洪积、冲湖积的粉土、粉质粘土、粘土层。在北京西南部，该组底板埋深一般小于150m；在北京东部、北部该组底板埋深可达280m左右（见图4）。压缩层占总厚度的比例一般为0.6～0.8。以埋深200m为界，可分为上下两段。
（1）第二压缩层上段
该段上部为10～30m左右的粉土、粉质粘土、粘土层，夹粉细砂薄层。在北京东部、东北部地区为冲洪积粉质粘土、粘土层，灰褐色—褐黄色，饱和，硬塑，结构致密，局部夹灰黑色粉土、粉砂层，含水量为25～34%，压缩模量Es值在21～33MPa之间；在北京南部地区为冲洪积褐黄色粉土、粉质粘土层，结构致密，硬塑—坚硬状态，压缩性低，含水量20～30%，压缩模量Es值在30～35MPa之间。
图4地下100～200m压缩层等厚度分区图
该段中下部为粉质粘土层。灰褐色、灰黄，饱和、硬塑、压缩性低，压缩模量Es值在35～50MPa之间。局部地区分布有大量淤泥及淤泥质粘土层，压缩性相对较高，压缩模量Es值在20～25MPa之间。
（2）第二压缩层下段
该段上部为厚15～25m左右的粉质粘土层，岩性为灰黑—灰褐色—灰黄色粉质粘土、粘土层，饱和、硬塑、结构致密、压缩性低，压缩模量Es值在50～70MPa之间。
该段中下部为灰褐—灰黑色粉质粘土层，夹灰褐色粉土、粉细砂薄层，一般呈硬塑—坚硬状态，结构密实，压缩性低，压缩模量Es值在50～70MPa之间。局部区域含淤泥质粘土及淤泥层，压缩性相对较高，压缩模量仅为27.7MPa。
3.3.3第三压缩层
主要分布在北京凹陷中心区范围内，为第四系下更新统（Q1）河湖相沉积的灰褐色、灰色粉质粘土、粘土层。结构致密，大部分呈坚硬状态，密实度高，压缩模量大部分大于70MPa。400m以下土层多呈固结状态，有胶结现象，压缩模量大部分大于100MPa，压缩性极低。压缩层中夹冲洪积、冰水沉积的黄色中粗砂、圆砾石层，密实度高。
4结论
（1）北京平原区地下水划分为永定河冲洪积扇系统，潮白河冲洪积扇系统，拒马河、大石河冲洪积扇系统，温榆河冲洪积扇地下水系统，蓟运河冲洪积扇系统等五个地下水系统。按含水介质成因类型、地层时代、岩性及埋藏条件等，将北京地面沉降区的含水层划分为3个含水岩组：
第一含水岩组含水组底板埋深小于100m，在冲洪积扇顶部或中上部以单一结构的砂卵砾石层为主，地下水类型主要为潜水。冲洪积扇中下部及冲湖积平原区为多层结构，地下水类型主要为潜水、浅层微承压水、浅层承压水；
第二含水岩组主要分布于冲洪积扇中下部及冲湖积平原区，为多层结构。地下水类型为中深层承压水。永定河冲洪积扇底板埋深大部分地区小于150m，潮白河冲洪积扇底板埋深达270～280m；
第三含水岩组主要分布在北京平原东北、东南部的凹陷中心区。地下水类型为深层承压水，顶板埋深270～280m。
（2）根据土体成因类型、地层时代、岩性、埋藏条件，物理力学性质、固结程度、原位测试指标，将北京地面沉降区划分为3个压缩层：
第一压缩层广泛分布于北京平原区，底板埋深一般小于100m。整体上由西向东、由北向南，压缩层由冲洪积相的粉土逐渐过渡为冲洪积、湖积相粉质粘土、粘土层，一般呈可塑—硬塑状态，为正常固结土。
第二压缩层广泛分布于北京冲洪积扇中下部地区。岩性为中更新统冲洪积、冲湖积的粉土、粉质粘土、粘土层。北京平原西南部该组底板埋深一般小于150m；平原东部、北部该组底板埋深可达280m左右。压缩层占总厚度的比例一般为0.6～0.8，粘性土呈可塑—硬塑状态，为超固结土。
第三压缩层主要分布在北京平原凹陷中心区范围内，顶板埋深大于270m。压缩层以粘土为主，呈坚硬状态，为超固结土。
本次对沉降区含水层组及压缩层组的划分，以及获取的各含水层组及压缩层组基本地质参数，为下一步地面沉降监测网站建设、地面沉降预警预报系统建立奠定了坚实基础。
参考文献
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[11]王子国等.北京市区域地质志.1991
㈣ 地下水开采动态
一、山区地下水开采动态
调查图幅内山区地下水1990～1999年开采量增长较缓慢，只有丰润县的开采量有较大的增长，而滦县、迁安县则有较大的减少（表6-6）。调查图幅内山区开采量多年平均为0.6625亿m3/a。
表6-6 1990～1999年山区地下水开采量表
二、平原地下水开采动态
调查图幅内平原多年平均总开采量为9.2674亿m3/a，其中全淡水区地下水多年平均总开采量为8.1001亿m3/a，有咸水区深层淡水多年平均总开采量为1.1673亿m3/a。平原区年总开采量以1994年最小，为8.5041亿m3；以1997年最大，为10.5651亿m3。全淡水区地下水年总开采量以1994年最小，为7.3398亿m3；以1997年最大，为9.3895亿m3。有咸水区深层淡水年总开采量以1996年最小，为0.9959亿m3；以2000年最大，为1.4859亿m3。各县、市、农场的开采量及总开采量动态如表6-7、图6-1、图6-2和图6-3所示。
表6-7 1991～2000年平原地下水开采量表
图6-1 1991～2000年平原区地下水开采量图
图6-2 1991～2000年平原全淡水区分县地下水开采量图
图6-3 1991～2000年平原有咸水区深层淡水分县开采量图
三、唐山市自来水厂及矿山的地下水开采动态
唐山市自来水厂与各煤矿1991～2000年年总开采量平均为2.1156亿m3/a。其中，自来水厂年平均开采量为0.8261亿m3/a，各煤矿年平均开采总量为1.2896亿m3/a。年总开采量以2000年最小，为1.8298亿m3；以1995年最大，为2.4061亿m3。自来水厂年开采量以1999年最小，为0.695亿m3；以1995年最大，为0.9624亿m3。各煤矿年总开采量以2000年最小，为1.0272亿m3；以1995年最大，为1.4437亿m3。自来水厂与各煤矿的动态见表6-8、图6-4。
表6-8 1991～2000年唐山市自来水厂与各矿山地下水开采量表（单位：亿m3）
图6-4 1991～2000年唐山市自来水厂与各煤矿地下水开采量图
㈤ 岩层与地表移动的移动规律
岩层与地表移动是一个复杂的时空发展过程。发展过程中的规律称动态规律，移动终止后的规律称静态规律，后者研究较多。用垮落法管理顶板开采缓倾斜矿层时，按顶板岩层移动、变形和破坏特征划分为：冒落带、断裂带和弯曲下沉带(见长壁工作面地压)。
岩层移动稳定后，在采空区上方地表沉陷；形成下沉盆地，其范围大于开采面积。若开采面积为矩形，则地表下沉盆地近似椭圆形。在下沉盆地内各点的移动量不相等，移动方向指向盆地中央。在通过下沉盆地中心沿矿层走向和倾向的垂直断面（主断面）内，若以水平线表示采前地表状态，则采后的地表状态见图1b。图中箭头（4～4┡，5～5┡）表示地表点位移向量。其竖向分量w称下沉，水平分量u称水平移动。相邻点下沉量不等,形成地表的倾斜和曲率变形;相邻点水平移动量不等,形成地表水平变形，如拉伸或压缩。图1a中曲线分别表示主断面内的倾斜i、曲率k、水平变形 (ε和w及u的分布规律。
下沉盆地的移动分布特点与采空区宽度有关。当采空区宽度为开采深度的1.2～1.4倍时，称临界开采，地表达到充分采动，下沉盆地中央出现应有的最大下沉值。当采空区宽度小于开采深度1.2～1.4倍时，称次临界开采，地表为非充分采动，下沉盆地中央的最大值小于应有的最大值。当采空区宽度远大于开采深度的1.2～1.4倍时，称超临界开采，地表为超充分采动，下沉盆地中央出现平坦的无变形区（图2）。一般以下降10mm的点作为地表下沉盆地的边缘点。在主断面内地表下沉盆地边缘点至相应采空区边界点的连线与水平线的夹角称边缘角。用δ0表示走向、 用β0和α0分别表示下山和上山方向的边缘角。边缘角大小与岩性有关。由软岩到硬岩，边缘角逐渐变大。在变形值达到对建筑物有损害处，划定为危险边界。在主断面内,危险边界至相应采空区边界连线与水平线夹角称移动角。分别用δ、α、β表示走向、上山和下山方向的移动角。移动角也随岩性而变化。边缘角与移动角用以表示地表下沉和危险变形边界。
在开采深度小、厚度大的矿体或煤层时，有时地表移动呈塌坑、台阶状断裂等不连续移动特征。地表移动的剧烈程度一般以地表下沉速度，即昼夜下沉量表示。一个地表点随回采工作面推进，由开始移动、逐渐活跃、然后衰落。对缓倾斜和急倾斜煤层,分别以每月下沉50mm和30mm作为划分活跃阶段的标准。当 6个月内下沉量小于30mm时，规定为移动过程已经停止。地表移动持续时间与开采深度有关。采深为100～200m时,地表移动持续时间约为1～2年。深度大，地表下沉速度减小，持续时间更长。
㈥ 桂林市区岩溶地下水动态特征及利用条件
3.3.1 岩溶地下水位动态特征
3.3.1.1 岩溶地下水位动态类型的划分
地下水动态分类主要考虑地形地貌、含水层结构特征、水位埋深、土壤类型、土地利用、降雨量、地表水以及人工开采等影响地下水动态的主要因素[4、5]。根据1982～1990年影响地下水动态的各主要因素实际情况，将桂林市区岩溶地下水动态类型大致分为气象型、气象-人类活动补给型、气象-人为开采动态类型等。
（1）气象型
指地下水主要接受大气降水补给，水位升降与降雨量变化比较一致，属于此类的岩溶地下水主要分布在峰丛洼地、峰丛谷地、洪积扇、峰林谷地等环境地质亚区。GⅢ46观测点属于此类型（图3.1）。
图3.1 GⅢ46号观测孔1988年降雨量与水位曲线图
（2）气象-人类活动补给型
该类型地下水主要分布在青狮潭水库灌溉主干渠两侧附近的孔隙水或岩溶地下水。青狮潭水库放水时，受渠道渗水补给的孔隙水或岩溶地下水水位上升后，在整个放水期间，水位变化甚微。如分布在主干渠旁边的GⅢ1、GⅢ57、GⅢ38等属于此类型。
（3）气象-人为开采动态类型
地下水受降雨影响，也受地下水开采的影响。根据地下水开采影响程度不同，这种类型还可细分为3个亚类。
1）弱开采亚型：受地下水开采影响较小，即开采量远小于补给量。在水位曲线上表现为水位上下波动频繁，呈锯齿状但在平水和丰水期间水位下降还远未达到枯水位基线。此类的岩溶地下水主要分布在桂林市区的周边区域，如GⅢ19、GⅢ21、GⅢ44、GⅢ57等观测点属于此类型。
2）强开采亚型：地下水开采降深大，开采量接近补给量，在地下水位曲线上表现为犬牙交错，平水期和丰水期大多接近或低于枯水基线。此类岩溶地下水主要分布在桂林市区西部中心地带，如GⅢ10、GⅢ16、GⅢ14、GⅢ23、电表厂开采井等观测点属于此类型（图3.2）。
图3.2 电表厂开采井1988年水位曲线图
3）超采亚型：地下水开采量相当或超过补给量，平水和丰水期水位基本上处于枯水位基线以下，曲线呈凹槽犬牙交错，这种类型的点多分布在降落漏斗区内。冰厂处的开采井最为典型（图3.3）。
图3.3 冰厂开采井1988年水位曲线图
3.3.1.2 岩溶地下水动态研究
根据研究区岩溶地下水位观测网观测资料，分别在东区、西区、南区选择具有代表性的观测孔对岩溶地下水动态进行研究。
（1）东区岩溶地下水动态研究
东区地下水水位标高在142.00～147.00m之间，年内水头呈季节性变化较为明显，低水头出现在11～12月，最高水位出现在月6～7月，7月以后水位逐渐下降。水位变幅在1～2m之间（图3.4）。
图3.4 1990年桂林市区东区岩溶地下水动态曲线
（2）西区岩溶地下水动态研究
西区岩溶地下水位标高一般在149.00～153.00m之间，地下水水位呈季节性变化，低水头出现在11～12月，最高出现在6～7月。年内水位变幅一般较小（图3.5），仅有观测孔GⅢ1水位变幅稍大。
图3.5 1990年桂林市区西区岩溶地下水动态曲线
（3）南区岩溶地下水动态研究
南区岩溶地下水位标高在147.00～151.00m之间，岩溶地下水水位变化比较稳定，年内水位变幅小（图3.6）。
图3.6 1990年桂林市区南区岩溶地下水动态曲线
通过对东区、西区、南区岩溶地下水动态曲线分析比较，各观测孔水位变化情况大致相同，这也在一定程度上说明了研究区岩溶地下水普遍具有水力联系，并间接地证明研究区岩溶发育相对均匀而较完整。
3.3.1.3 岩溶地下水三维趋势面研究
根据1990年枯、丰期各观测孔观测资料，利用MapGIS绘图技术进行分析处理，分别得到枯、丰期地下水位三维趋势模拟图如图3.7和图3.8所示。
图3.7 桂林市区1990年枯水期岩溶地下水位三维趋势面图
结果显示：
1）研究区储水构造盆地地下水位面的总趋势是：由东西两侧向漓江逐渐降低，表明地下水由东、西两侧向漓江径流。
2）岩溶地下水面稍受开采的影响，出现起伏不平，漓江一、二级阶地尤为明显，在开采强度较大的东区和西区齿轮厂及其附近，出现降落漏斗，漏斗面积较小，主要分布于东区电容器厂—漓江机械厂、石油六公司，西区电表厂—轻工机械厂、齿轮厂及西北部的五矿车队，最大漏斗面积达1.8km2，总面积在8.87km2左右，仅占全市面积的4%。漏斗中心水位最大埋深在1.17～4.57m之间，漏斗区水位基本稳定，仅在部分地区漏斗中心水位出现逐年下降的趋势。
图3.8 桂林市区1990年丰水期岩溶地下水位三维趋势面图
3）由于丰水期降雨的补给，一些开采强度较大的区段地下水得到补偿，故丰水期水位面的起伏比枯水期要小。
3.3.1.4 降雨、漓江水位与岩溶地下水位动态关系
如前所述，研究区岩溶地下水动态主要受大气降雨所控制，而沿漓江沿岸，除受大气降雨影响外，还在很大程度上受漓江水位变幅所制约。采用多元“中心化”线性回归模型来研究降雨量、河水位对岩溶地下水位影响动态影响程度。
（1）多元“中心化”线性回归模型
采用如下的多元“中心化”线性回归模型：
岩溶地区地下水与环境的特殊性研究
式中：Hj为某天水位均值；μ为前n-1天水位均值；Pj-（n-1）代表该天的前第n-1天的降雨量值。
利用地下水点水位观测数据H1，H2，…，Hj及降雨观测数据，按最小二乘法确定上式中的待定系数a0，a1，a2，…，an，模型中几个参数的求法：
H的离差平方和：
岩溶地区地下水与环境的特殊性研究
H的回归平方和：
岩溶地区地下水与环境的特殊性研究
H的剩余平方和：
岩溶地区地下水与环境的特殊性研究
检验值：
岩溶地区地下水与环境的特殊性研究
式中：
计算出F值后，利用F表可以进行检验，给定显着水平a（0.05或0.01）在F分布表中查出第一个及第二个自由度分别为M、N-M-1的临界值Fa。如果F值等于或大于Fa值，则说明降雨量与地下水位的线性关系密切；如小于Fa值，则关系不密切。反映两者关系密切程度的另一指标是复相关系数。其定义为R=
（2）降雨、漓江水位与岩溶地下水位关系研究
根据1990年资料，选择5个具有代表性的观测点建立了线性回归模型，其研究过程具体如下：
GⅢ6观测孔（综合电机厂附近）主要受降雨影响。优选阶数为5；1990年5月5日、10日、15日、20日、25日、30日观测水位及相应的降雨量数据可用矩阵形式表示为
岩溶地区地下水与环境的特殊性研究
则回归模型为：H=A×P，A=[a0 a1 a2 a3 a4 a5]，运用最小二乘算法，计算得A=[0.029 0.026 0.017 0.013 0.010]；μ=15.12，GⅢ6观测孔地下水水位与降雨的关系为
Hj=148.89+0.029pj-1+0.026pj-2+0.017pj-3+0.013pj-4+0.010pj-5（3.37）
其相关系数为0.73，剩余标准差为0.45，检验值为81.76，相关显着性值为2.25，由此可见，该观测孔的地下水位与降雨量的多元线性良好。其他4个观测孔计算结果如表3.2所示。
表3.2 桂林市区岩溶地下水位与降雨、漓江水位变化关系模式结果表
续表
结果显示：
1）5个观测点的地下水位与降雨量的多元线性关系良好，均达到显着程度。
2）埋藏较浅，储水系统以溶洞为主，径流途径短的综合电机厂，受降雨影响的持续最短，仅5d。埋藏较深，储水系统以溶洞管道为主，地下径流途径较长的一中机井，受降雨影响的持续时间较长，约10d左右。三眼井属于补给范围较广，储水系统以溶隙为主，径流不甚通畅，水位受降雨影响最长，达20d之久。对于漓江边的GⅢ52观测孔，水位变化即与降雨有关，又受漓江水位控制，其中降雨对水位影响持续时间为4d，漓江水位影响持续时间为5d。
3）从模式中降雨对地下水贡献率看，对于埋藏较浅的裂隙溶洞水，降雨对水位影响最大，一般是降雨的当天，如电机厂监测点，降雨量当天对水位贡献率为30.50%，第二天为27.10%。一中和三眼井均是第二天贡献率最大。和平酒厂是第11d左右。GⅢ52监测孔水位是受降雨和漓江水位两因素的影响，从贡献率来看，漓江水位贡献率达到98.43%，而降雨仅1.5%左右。
3.3.1.5 地面岩溶塌陷与岩溶地下水位关系研究
研究区发生地面岩溶塌陷现象较为频繁，就其成因类型划分，有自然塌陷和人类活动诱发塌陷两种，前者多发生在雨后或久旱下雨之后，后者主要是抽水、震动、加载后发生。它们的分布除了受地质构造、地层覆盖层岩性、结构、厚度和基岩面溶蚀裂隙发育程度、地下岩溶人类工程活动等影响外，还与岩溶地下水位埋深有较大的联系[6～8]。
由图3.9可知，地面塌陷绝大多数分布在地下水位埋深小于5m的区域。这说明在基岩面附近岩溶发育大致相同的情况下，地下水位埋深越浅，越易产生塌陷。
图3.9 桂林市区岩溶塌陷与岩溶地下水位关系示意图
（引用广西地质环境监测总站资料）
3.3.2 桂林市区岩溶地下水的开采利用及引起的环境地质问题
3.3.2.1 岩溶地下水开采利用条件
桂林市区岩溶地下水具有资源丰富、水质优良、温差变化较小、易开采、便于管理等特点，已越来越受到人们的青睐，岩溶地下水开采量逐年增加。至1990年，市区已有规模不等的开采井516眼，岩溶地下水开采量达到226695m3/d，市区东区开采强度最大，北区次之，南区最小[9、10]。从目前比较稳定的降落漏斗看，电容器厂降落漏斗开采密度和开采强度最大，电表厂次之，三里店较小，但其开采强度也大于东区平均强度3倍多。1990年桂林市区岩溶地下水开采利用状况如图3.10所示。
图3.10 桂林市区1990年岩溶地下水开采利用状况示意图
（引用广西地质环境监测总站资料）
3.3.2.2 开采岩溶地下水引起的环境地质问题
岩溶地下水开采利用，给桂林市区带来了极大的经济效益和社会效益。但如果人工大量开采，会激发岩溶地下水迅速交换，改变岩溶地下水天然平衡，使岩溶地下水天然流场发生了变化，并引起一系列环境地质问题。尽管桂林市区岩溶地下水资源开发利用已有了很大的发展，但是在开发利用过程中由于城建部门没有进行合理规划，管理不够科学完善及管理机制不够健全，加上厂矿企业用水重复率底，造成开发岩溶地下水过度集中，出现过量开采，由此在局部地区已造成了一定的环境地质问题[11]。
（1）降落漏斗
局部地段由于集中、大量开采岩溶地下水，致使地下水交换平衡被破坏的结果。
（2）岩溶地面塌陷
研究区地面塌陷大多是大量开采岩溶地下水，及其他综合因素作用而产生的。岩溶塌陷点多数分布在土层比较薄，且原先已有抽水井的抽水影响范围内。
（3）抽水引起漓江水倒灌补给
在漓江一、二级阶地上，有些水源地由于大降深开采岩溶地下水，当降落漏斗范围波及漓江时，必然引起漓江倒灌补给，造成地下水水质的变化。
㈦ 先进技术带来巨大收获
中国海洋石油快速发展主要得益于国家实行的改革开放政策，以及为了促进海洋石油发展而实行的一套对外合作优惠政策。通过对外招标合作勘探开发海上油气，引进了充足的外资和先进技术，培养了一大批熟练掌握国外先进技术和科学管理的工程技术和管理人员，极大地推进并提高了海洋石油工业的科技进步。这些工作使海上勘探开发工作量大增，同时也奠定了海上天然气区的基础，收到了发现大型油田和大量油田投入开发的巨大效果。
一、扩大勘探领域，石油储量不断增长
中国海洋石油高新技术发展的第一阶段耗时22年。第二阶段仅仅耗时11年，为前一阶段时间的一半，并且由于对外开放和引进各种高新技术，海上的勘探能力大大增强、勘探开发工作量大增、勘探范围向远海扩展，与此同时，石油储量快速增加、油田开发建设速度加快、原油产量节节攀升，出现海上油气快速发展的大好局面（图2-1）。
到1990年底，签订石油合同59个，正在执行的29个，已终止的30个；本阶段已作地震工作超过55×104km，是前阶段22年的2.1倍；钻探井、评价井321口，是前阶段的2.6倍；发现油气流、油气层和显示井238口，是前阶段的2.9倍；发现含油气构造70个，是前阶段的4.4倍；获得石油各类储量7.6×108t，是前阶段的7.6倍；阶段累计原油产量505×104t，是前阶段的10.5倍；更为重要的是1990年原油年产量突破了100×104t大关，达到了126×104t。各海区勘探工作及主要成果见表2-1。
图2-1中国海域第二阶段油气勘探工作综合曲线图
表2-1第二阶段勘探工作及主要成果表
㈧ 开采试验法
在水文地质条件复杂，一时难以查清地下水补给、径流、排泄规律而又急需做出水量评价的地区，一般通过打探采结合孔，按未来开采量和降深要求进行实地抽水试验，然后根据抽水试验结果确定单井或水源地供水能力和补给保证程度。
开采试验法常用于水源地的允许开采量评价。具体方法有：开采抽水法和补偿疏干法。
（一）开采抽水法
1.稳定流抽水试验
按设计需水量长时间抽水，主井的动水位在允许降深范围内，并能保持稳定。观测井内动水位也能保持稳定。停抽后，水位又能较快恢复到原始水位。这表明在开采过程中含水层内建立了新的动态平衡，开采量小于或等于补给量，有补给保证。
稳定流抽水一般要求进行三次不同水位降深（落程）的抽水，三次抽水的降深一般根据抽水层的透水性和抽水设备能力确定。对于潜水含水层通常要求最大降深值在含水层厚度的1/3～1/2之间；对于承压含水层，最大降深不得低于承压含水层顶板高度。其余两次降深分别取最大降深的2/3和1/3。当抽水设备达不到这些要求时，相邻两次的降深差不能小于1m。
理论上讲，抽水延续的时间愈长愈好，在实际工作中，首先确定抽水流量和水位达到稳定状态的时间，然后根据勘探目的和含水层渗透性能，确定稳定抽水延续时间。对于城镇及工矿供水，一般抽水延续的时间要长些；而对于农田灌溉供水勘探，稳定抽水延续的时间可以短些；对渗透性较差的含水层，稳定延续的时间应长些；而对于渗透性较好的含水层，可短些。具体时间的确定可参考《城市供水水文地质勘察规范》（CJJ 16-88）。
2.非稳定流抽水试验
如果按设计需水量长时间抽水，水位不稳定，观测孔中地下水水位持续下降，停止抽水后，地下水水位不能恢复到原始水位。说明抽水量大于补给量，这样的开采量是没有补给保证的，这时需要进行下列工作。
在水位持续下降过程中，只要地下水水位降落漏斗开始等幅下降，则任一时段内（Δt）的水量均衡应满足下式：
（Q抽-Q补）·Δt=μ·F·ΔS（3-37）
式中：Q抽为抽水量（m3/d）；Q补为补给量（m3/d）；μ·F为水位下降1m时储存资源的减少量，简称单位储存量（m3/m）；ΔS为Δt时段内的水位降深（m）。
由上式，可得
Q抽=Q补+μ·FΔS/Δt（3-38）
由式（3-38）可见，抽水量由两部分组成：一是开采条件下的补给量；二是地下水储存资源消耗量。评价任务之一是将补给量从中分离出来。分离的方法可以采用抽水比较稳定、水位下降比较均匀的两个时段资料，分别代入式（3-38），然后联立两个方程求解，就可以得到补给量。
为了使求出的补给量更准确，可以采用多个时段的资料每两组联立求解，得到一系列的补给量，然后求其平均值，这样得到的补给量就可以作为允许开采量。
3.适用范围及优缺点
开采抽水法对于潜水和承压水、新水源地建立和旧水源地扩建，都能适用。但是主要适用于中小型水源地评价，不适用区域性地下水数量评价。
该方法确定的允许开采量准确可靠，但是需要进行长期的抽水实验，成本较高。
4.要注意的问题
利用旱季抽水实验资料所求的补给量，评价结果比较保守。在不同开采条件下所求的补给量，可靠性各不相同。因此，为了更准确地评价水源地地下水允许开采量，应在开采过程中继续进行地下水水位动态监测，多以平均补给量作为水源地允许开采量。
（二）补偿疏干法
1.评价步骤
（1）旱季开采量计算
在旱季进行抽水实验，由于无任何补给来源，完全靠疏干储存资源来维持抽水，所以抽水形成的地下水水位降落漏斗容易扩展到边界，其水均衡方程为
区域地下水功能可持续性评价理论与方法研究
则有
区域地下水功能可持续性评价理论与方法研究
式中各符号的意义，同式（3-38）。
根据抽水实验资料，利用式（3-39）求出μF值。然后，再根据含水层厚度和取水设备能力，给出最大允许降深Sm，查明旱季持续时间t，则计算出最大允许降深下的允许开采量：
区域地下水功能可持续性评价理论与方法研究
则旱季疏干地下水体积为
V干=μ·F（Sm-S0）（3-41）
式中：S0为抽水开始等幅下降时刻井中的地下水水位降深（m）。
（2）雨季补给量计算
根据雨季抽水实验资料，求出地下水水位回升速率（ΔS/Δt），并假设地下水水位回升的单位补偿量近似等于地下水水位下降时的单位储变量，则雨季补给量的体积为
区域地下水功能可持续性评价理论与方法研究
则全年的平均补给量为
区域地下水功能可持续性评价理论与方法研究
雨季补给的补偿体积为
V补偿=V补-V雨开（3-44）
（3）允许开采量评价
根据以上计算结果，若Q补≥Q开，V补偿≥V开，则以计算的Q开作为允许开采量；若Q补＜Q开，V补偿＜V开，则以Q补作为允许开采量。
2.适用条件
补偿疏干法适用于含水层分布范围有限，但有较丰富的储存资源可供调节，地下水补给在时间上分配不均的地区。例如季节性河流的河谷地区、构造断块岩溶发育地区等。
采用补偿疏干法，需要满足以下条件：
1）可动用的储存资源必须满足旱季连续开采。
2）雨季补给时，除保证当时开采需求外，其剩余补给量能全部补偿旱季消耗的储存资源。
3）不能影响相邻地区的地下水数量。例如我国西北地区，往往在山前形成构造盆地（图3-10），盆地内有巨厚的第四纪沉积物，具有良好的储存空间，但是其下游串联的盆地依赖上游盆地地下水转化为地表水下泄补给。因此，若在旱季大量动用上游盆地地下水储存资源，就会削减下游盆地地下水补给资源。这种情况下，不宜采用疏干补偿法评价。
图3-10 西北内陆地区地下水系统示意图
㈨ 水文地质勘查
这里的水文地质勘查包括基础地质和构造地质调查、水文地质条件调查、地下水开发利用调查、与地下水开发有关的环境地质问题调查、水文地质物探调查等。
一、基础地质和构造地质调查
基础地质和构造地质调查主要利用已有的地质资料，边调查边熟悉，要求很快熟悉并掌握区域地层和岩层岩性、岩相及其分布规律，群、组、段的划分，区域构造的特征，主要断裂的展布等。在此基础上重点对勘查地区或勘查点进行详细的调查，以快速识别出勘查地区或勘查点地层的岩性、岩相及次级、次次级断裂构造的类型、规模、力学性质、活动性、胶结和充填程度、展布特征、断裂带的产状、性质、延伸情况、断裂带宽度及其变化与地下水储存、运移关系、储水构造的分布等。
鉴于本次工作的性质，根据区域地层的分布特点，我们先后在黄土、灰岩和碎屑岩地层分布区集中开展了野外调查，并测制了两条地质剖面，快速统一了有关第四系松散堆积层厚度、地层层序、时代、岩性、岩相以及基岩地层群、组、段、层序、时代、厚度、岩性、颜色、粒度成分、矿物组成、结构构造、地层接触关系、裂隙发育特征、含水层与隔水层分布组合特征、与地下水及其水质形成关系等认识，为水文地质调查、水文地质物探调查和井位的确定打下了坚实的基础。
两条地质剖面分别位于夹津口镇韵沟村和北山口镇山川村。
（一）夹津口镇韵沟村中元古界五佛山群和下寒武统实测地层剖面（图5-1至图5-5）
上覆中寒武统毛庄组
砂质页岩夹灰岩
整合接触
下寒武统馒头组 总厚＞130m
9.下部为紫红色页岩、灰白、灰黄色灰泥灰岩，夹竹叶状砾屑灰岩。砾屑成分主要为灰色灰泥灰岩，呈板片状、竹叶状，含量85%以上，填隙物主要为灰泥，砾屑灰岩层厚10～20cm。上部以紫红色页岩为主，自下往上存在多个紫红－灰黄－青灰沉积旋回。顶部见两条断裂斜交，走向分别为300°和235°
整合接触
下寒武统朱砂洞组 总厚＞27.22m
8.灰黄色钙质页岩，水平层理发育，向上颜色渐变为紫红色 1.61m
7.灰白色灰泥灰岩，水平纹理发育，清晰可见。风化面上因成分差异可见明显的突出条带3.25m
6.深灰色灰泥灰岩，具水平纹理，下部纹理发育，上部渐稀。发育溶蚀现象 14.65m
5.深灰色豹皮状白云质灰岩，中－厚层状，生物扰动痕迹明显，水平纹理不清晰。风化面见风化刀砍状构造，为白云质含量差异所致。发育大量溶洞和溶缝 7.71m
整合接触
下寒武统辛集组 总厚＞15.13m
4.深灰色泥粒灰岩，风化面上呈浅灰－灰白色，含生物碎屑，水平纹理较差 3.26m
3.深灰－灰色纹层状灰岩，纹层清晰，具水平、包卷、扰动等多种形态，为斜坡沉积环境所致。向上渐变为灰色中－厚层状灰岩，纹理不清晰 5.34m
2.深灰色薄层状含生物碎屑砂屑粒泥灰岩，单层厚度2～8cm，具水平纹理，夹中－薄层状细砂岩和
粉砂质白云岩。灰岩中生物碎屑小且少，指示深水低能沉积环境 6.53m
不整合接触
中元古界五佛山群马鞍山组
1.浅肉红－紫红色石英砂岩，致密块状，浅变质略呈石英岩状
该实测地层剖面的岩性与本次实施的钻孔岩心基本可以一一对应（图5-6）
图5-1 河南巩义市夹津口镇韵沟村中元古界五佛山群和下寒武统实测地层剖面图
图5-2 马鞍山组致密块状浅肉红色石英岩化砂岩，镜下见次生加大边，孔隙不发育
图5-3 辛集组灰色砂屑粒泥灰岩，灰岩中见孔隙，部分被方解石充填
图5-4 朱砂洞组豹皮状白云质灰岩大量发育的溶洞和溶缝
图5-5 馒头组中砾屑灰岩夹层，砾屑间发育孔隙，部分被方解石充填
图5-6 夹津口镇韵沟村钻孔岩心柱状图
（二）北山口镇山川村上二叠统石千峰组实测地层剖面（图5-7，图5-8和图5-9）
上覆第四系卵砾石层。
不整合接触关系
上二叠统石千峰组 总厚＞12 67.7m
6.紫红色中－薄层状石英砂岩，中－细粒砂质结构，具平行层理 ＞10m
5.紫红色薄层粉砂质页岩，含钙质结核，沿层理面及垂向裂隙发育，局部见揉皱构造 10.4m
4.灰色薄－中层状石英砂岩，细粒砂质结构。裂隙发育，钙质充填 10.4m
3.紫红色薄－中层状粉砂－细砂岩，粉－细粒砂质结构，具平行层理。因受断层错动牵引影响，岩层面
略呈上翘。上覆卵砾石层，不整合面呈波浪状，卵砾石粒径多为10～50cm，含量在80%以上，
成份主要为砂岩 20.9m
断层接触
2.紫灰色薄－中层状石英砂岩。砂岩较破碎，地貌形态为负地形，推测为断裂破碎带 25m
断层接触
1.紫红色中—厚层状石英砂岩，细－中粒砂质结构，局部夹粉砂质页岩。岩层裂隙发育，未见底＞50m
图5-7 河南巩义市北山口镇山川村上二叠统石千峰组实测地层剖面图
图5-8 紫红色薄-中层状粉砂－细砂岩
图5-9 灰色薄-中层状石英砂岩
二、水文地质调查
水文地质调查作用主要包括含水层空间结构调查、地下水补径排条件调查、水文地质条件变化调查、地下水开发利用调查和地下水开发有关的环境地质问题调查等。
（一）含水层空间结构调查
1）含水层的埋藏条件和分布规律，包括含水层岩性、厚度、产状、层次、分布范围、埋藏深度、水位、涌水量、水化学成分以及水文地质参数，各含水层之间的水力联系等。
2）隔水层埋深、厚度、岩性和分布范围。
3）包气带的厚度、岩性、孔隙特征、含水率及地表植被状况。
4）机井、民井的深度、结构、地层剖面、开采层位，水位、水量、水温、水质及其动态变化。
（二）地下水补给、径流和排泄条件调查
1）调查地下水的补给来源、补给方式或途径、补给区分布范围；调查地表水与地下水之间的补、排关系和补给、排泄量；调查地下水人工补给区的分布，补给方式和补给层位，补给水源类型、水质、水量，补给历史。
2）调查地下水的径流条件、径流分带规律和流向；调查不同含水层之间、地下水和地表水之间的水力联系。
3）调查地下水的排泄形式、排泄途径和排泄区（带）分布，重点调查机民井的开采量、矿坑排水量。
（三）水文地质条件变化调查
调查研究近些年来地下水的补给、径流、排泄条件、水化学条件的动态变化特征及其变化原因。
（四）地下水开发利用调查
1）调查开采井的位置、深度、成井结构、数量、密度、出水量。
2）调查统计地下水年开采总量和各含水层（组）的开采量。
3）调查统计地下水利用状况（工业用水、农业用水、生态用水和生活用水量）。
4）调查地下水开采历史，地下水开采量、水位、水质、水温的动态变化。
5）调查与地下水有关的地表水开发利用历史和现状。
（五）与地下水开发有关的环境地质问题调查
1.区域地下水位下降调查
2.地下水污染调查
调查地下水污染源类型与分布，有害组分与数量，地下水污染程度、范围、深度、方式与途径、危害程度等，预测发展趋势。耕作区要注意调查化肥、农药对地下水污染的影响及其防护措施；城市附近要注意调查工业废水与生活污水对地下水污染的影响及其防护措施；矿区附近要注意矿坑水对地下水的污染。
本次水文地质调查点共34处（表5-1），主要分布在虎山坡村、南侯村、李家窑村、新山村、水道口村、魏寨村、汇龙村、源村、神南村、后林村、五岭村、窑岭村、常封村、叶岭村、张岭村、裴峪村、韵沟村、后村等。调查点分布详见图5-10。
表5-1 水文地质点调查位置和地质条件
图5-10 水文地质调查点分布图
水文地质调查主要在十分缺水的北部黄土高坡和南部基岩山区进行（图5-11至图5-20）。由于时间非常紧张，为提高效率，我们在工作中对当时刚完工的一些深井进行了访问，详细了解并分析了有关钻孔岩性、含水层的特征、成井结构和出水量等，对下一步的勘查定井工作奠定了基础。如先后实地察看了鲁庄镇虎山坡村、西村堤东钢铁厂等刚完成的大涌水量深水井，也察看了西村堤东（山前）、张岭、米河魏寨、大峪沟新山村干深孔岩心和露头地层，分析研究了干孔的原因。
三、水文地质物探调查
根据以往找水经验，利用物探开展地下水勘查，指导寻找地下含水层位和具体井位的确定十分重要[5～12]。但由于各地地质条件不一、地下水位埋深不一、岩层干湿程度不一等，再加之物探解译多解性，所以，正确解释并利用物探信息非常关键。我们认为物探信息必须与当地地质实际相结合才能取得好的效果。
图5-11 在北部张岭村黄土高坡地区勘查
图5-12 在西南部西村五岭地区勘查
图5-13 在南部夹津口韵沟地区勘查
图5-14 在西南部西村李家窑地区勘查
图5-15 观察西村堤东钢铁厂钻孔岩心
图5-16 观察虎山坡村钻孔岩心
图5-17 讨论西村堤东（山前）干孔原因
图5-18 分析张岭干孔的原因
图5-19 观察米河魏寨村干孔与岩心
图5-20 观察大峪沟新山村干孔与岩心
本次水文地质物探主要应用了高密度电法技术（图5-21至图5-24），此外，也应用了激电测深技术和测井技术。通过利用水文地质物探并结合水文地质条件、构造展布特征等来确定井位。
（一）高密度电法
本次高密度电法测量采用温纳装置。由于每个工区的实际地质情况和施工条件不同，为了保证采集的视电阻率数据真实可靠，电极距，电极道数，布极方向及隔离系数的选取也有所不同。室内的数据处理主要利用Surfer绘图软件绘制高密度电阻率剖面图，进行数据处理时对于极个别不合格的点予以剔除，再利用RES2DINV软件对野外实测电阻率数据进行反演，得到高密度电阻率反演剖面图，结合工区地质条件并利用高密度电阻率剖面图和高密度电阻率反演剖面图进行联合解释。
图5-21 在韵沟村布物探测线
图5-22 耐心连接找水仪器线路
图5-23 物探结合地质条件，精确确定井孔位置
图5-24 在铁匠炉村进行钻孔测井
在反演时首先要判断原始数据的可靠性。对接地条件好，数据质量高的剖面进行解释时，采用视电阻率剖面和反演剖面相结合的办法进行定量解释；对接地条件差，原始数据质量较差的数据则进行以视电阻率剖面为主，反演剖面为辅的定性解释或局部定量解释。
在资料解释时，以视电阻率剖面为主进行宏观解释，如分层、定性等；对于局部异常则以反演剖面进行范围圈定。
本次工作采用重庆地质仪器厂生产的DUK-2型电阻率高密度电法仪。道间距采用5m，120道。
（二）激电测深法
装置类型：对称四极；测量参数：保持电流、电压处于正常有效范围，对畸变点重测，以查明畸变原因，对异常点加密观测，以保证异常形态完整。
本次测量除采用常规直流电阻率参数来推测垂向地层情况外，还采用含水相关参数，可以降低仅采用电阻率值和极化率值带来的多解性。
Th：半衰时，即断电后二次场第一个取样值衰减到一半时，所对应的时间。半衰时大，代表极化介质二次场放电慢，在含水岩体上，其半衰时Th常以高值异常形式出现。
Md：衰减度，即断电后衰减的二次场在某一段时间内的积分值除二次场第一个采样值，该参数在含水岩体上也呈高值反应。
偏离度Rr：用来衡量实测衰减曲线与理想数学模型的偏差，Rr越小，岩石含水量增加。
供电电源采用干电池组，最大供电电压700V。供电导线为被复线，测量导线为胶质屏蔽线，测量电极为铜电极及硫酸铜不极化电极，通讯工具为无线电对讲机。大极距一次场电压偏低，多次重复读数压制干扰。在野外工作时，应尽量减小接地电阻，具体办法有：加深电极、增加电极根数、挖坑填土、浇盐水等。一个野外工作日或一个测深点观测完毕，操作员和记录员应逐页审查观测记录和草图或将仪器内存数据打印、转存。测量结束后及时提交物探成果。
激电测深法：直接测取视电阻率、视极化率、综合参数、半衰时及衰减度，依据各参数曲线了解深部地层结构及富水性。仪器采用D ZD-6A 多功能直流电法仪。为精确计算，测量装置适度加密，采用六分十进制对比排列。测量装置见表5-2。
表5-2 激电测深法测量装置表
（三）技术要求
正式开展工作前，须了解拟工作区域岩土的特征，对与工作区具有相似条件场地的已有物探资料进行认真分析，以指导勘探工作的正确开展，然后实测并确定区内勘测对象的有关物性参数。资料显示，（工作区及邻域的物探和测井资料获得的各岩性电性参数如下：粉土30～50Ω·m，粘土8～12Ω·m，细砂15～25Ω·m，中砂25～35Ω·m，砂砾石35～80Ω·m，泥岩40～100Ω·m，砂岩＞100Ω·m）。
电法勘探执行的技术标准为《水利水电工程物探规程》（DL5010—32），具体要求为：
1）用于电法勘探仪器供电电源的干电池，开路电压与额定值之差需小于定额值的5%，短路电流要大于额定值的2/3；供电需使用铁电极，测量需使用铜电极；导线的绝缘电阻要求大于2MΩ/L。
2）电测深点、电测深剖面及各种剖面的端点、转折点以及较大坡度的转折点、充电法充电点须测定坐标，测定结果在地形图上的平面误差不得超过2mm，高程误差不得超过0.5m。
3）测线布置应尽量垂直于地下水流向，并尽量消除地形、地物等因素的干扰影响；对于异常地段，至少应有2～3条剖面通过，且每条剖面上至少应有3～5测点表现出异常。
4）在电测深法极距的选择中，供电极距应使各电极距在双对数坐标纸上沿电极距坐标轴较均匀地分布，相邻电极距间的比值控制在1.2～1.8之间，最小供电电极距以获得第一电性层电阻率为原则，4B/2应等于1.5m，最大供电电极距的选择需满足规范要求；测量电极距与供电电极距的比值应保持在1/3～1/30之间。
5）使用激电测深法探测时，应采用MN/AB=1/3的温奈尔装置以尽可能获得大的二次场电位差，相邻电极距比值一般取得较小，以1.2为宜。
6）工作开展过程中，当仪器不稳定或V小于3mV 或I小于3mA时，须进行重复观测，重复观测不应少于3次；电测深、电剖面曲线的突变点或畸变线段，电剖面每隔10个观测点均要求进行检查观测，重复观测时，个别相差太大的读数应删去，不参加平均值计算，舍去的观测点个数须少于总观测点数的1/3；充电法测量时的电位极大点、极小点或梯度零点、曲线上的突变点、可疑点、转折点都须进行重复观测；采用激发极化测量时，当出现二次电位差 V2小于1mV，以及观测读数前后有明显干扰现象、视激发比大于或接近视极化率、视衰减度大于或接近100%和视极化率、视激发比或半衰时测深曲线上有重要意义的异常或出现线段锯齿状等现象，应进行重复观测。
7）电极接地位置在预定跑极方向上的前后偏差不得大于该极距的1%，垂直预定方向的左右偏差不得大于该极距的5%。
8）在单个电测深点最大供电电极距、单条电剖面在工作开始、每隔10～20个测点、转移测站或工作结束、电测深电剖面曲线的畸变电、无穷远供电电极在每天开始工作或工作结束等情况中须开展漏电检查。
9）物探解译工作应在勘探现场进行，以便随时检查和区分各种干扰因素对观测结果的影响，同时解译工作须与地质相结合，严禁提交单一的物性解译成果。
10）勘探线及测点应标明在较大比例尺图上，对勘探点应采用专门手簿认真记录，并及时绘制测量草图。
11）物探工作结束后，应及时编写物探成果报告并提交物探工作布置图、勘探成果平剖面图、电测深曲线图、原始记录手簿等。
（四）测井
本次测井方法为电阻率测井法，主要是为了解第四系或岩层的岩性和厚度。基本要求是：①配合钻探取样划分地层，评价水文地质条件，为取得有关参数提供依据。②测井需在裸孔中进行。图5.25展示了铁匠炉物探测井梯度曲线。
水文地质物探完成的工作量主要有激电测深点5个，高密度电法10m电极距945个点，约9.34km，高密度电法5m电极距150个点，约740m（表5-3）。
事实表明，本次采用的高密度电阻率法和激电测深法技术帮助寻找地下水取得了十分好的效果，并为在该地区今后开展寻找地下水的工作积累了经验。
表5-3 巩义县抗旱主要物探工作量
图5-25 铁匠炉物探测井梯度曲线图
㈩ 基本原理与技术
一、基本原理
1.理论依据
在许多油田开发中，为了节约成本、优化生产，生产井多为几个油层混合开采。因而，采出的油是来自不同油层的合采油。弄清每个单油层对合采油的产量贡献，并监测产量随时间的变化、监测油井生产动态、进行油藏分层管理、识别是否有油井槽窜或边水突进等现象，对于油田制定和调整开发生产方案、优化油田管理具有重要意义。长期以来，气相色谱法多被用来分析、解决油气勘探中的问题。20世纪80年代，雪弗龙石油公司成功地开创了其在油田开发、生产的应用领域利用色谱指纹相关技术测定产液剖面、确定单油层产能贡献的局面，并取得了明显效果。
图6-3 原油合采指纹变化图示
1）分别采集合采的各个单层油样，通常从完井后用封隔器隔离的单油层中采集，或从RFT（重复地层测试）和DST（钻柱测试）以及分层试油时采集；
2）用气相色谱法分析单层油样的饱和烃馏分（或全烃组成），选择并计算出反映不同原油差别的特征指纹参数，这些特征指纹化合物应当在色谱图上分布稳定、特征明显、同层油样中重现性强、不同层油样中差别显着；
3）利用不同比例的单层油配制混合油样，并进行色谱指纹分析，建立混合油中各单层油产能分配的标准图版，实测合采油色谱指纹参数，从图版上即可确定各单层油的产能贡献情况；
4）建立与图版相应的数学模型和原油混合比例分析程序，分析来自油藏的混合油，测定各油层的相对贡献；
5）如果能得到生产数据，依据这些数据对原油混合分析程序进行评价，并对所建图版进行检验和校正。
二、实验条件与技术
1.实验条件
所用仪器为日本岛津GC-17A型色谱仪，色谱柱为BP-5（SGE公司）毛细管柱（25m×0.25mm），载气为N2，分流比值为1：9，柱内流速1mL/min。程序升温，初始温度为45℃，恒温1min后以4℃/min的速率升至300℃，然后恒温30min。检测器/进样器温度均为300℃。
2.色谱重复性检验
色谱仪运行的稳定性对于分析实验结果的可靠性至关重要，进而影响到单层产能配比研究的准确性；而利用同一油样的重复性分析是检验色谱仪运行稳定性的有效手段。我们对所取油样进行了重复性检验。图6-4展示了夏32-704井原油两次色谱分析对比的结果，样品重现率大于98%，证实了方法的可行性与色谱分析结果的可靠性。
图6-4 夏32-704井原油重复性色谱检验