A. 北京太師屯地質地層
你好，你是問北京太師屯地質地層怎麼樣嗎？北京太師屯地質地層發育比較齊全。北京太師屯位於北京市密雲區下轄鎮，北京的地層發育比較齊全,除缺少震旦系、上奧陶統、志留系、泥盆...大漕組(Ard)分布於沙廠以北,龍潭溝至嶺子以南。包括東庄禾、太師屯、放馬峪以西、上甸子、不老屯、石城以東一帶。
B. 北京及周邊區域地質概況
北京位於華北盆地（平原）北部，西鄰太行山系東北端，北鄰近東西向燕山山系（圖1—1）。從構造上看，華北盆地、太行山系及燕山山系均位於華北地塊（克拉通）內部，均屬於板內構造單元。
圖1-1 北京及周邊遙感地質影像圖
華北地塊南以秦嶺—大別造山帶為界，北以中亞造山帶（蒙古—鄂霍次克海造山帶）為界（圖1-2）。中亞造山帶經歷了多期變形，以晚古生代期間沿索倫—林西縫合帶發生的北北西向的俯沖產生的蛇綠岩為標志（Zhang等，1984;Wang和Liu,1986;Zhao等，1990;Nie等，1990;Enkin等，1992;Yin&Nie,1996;Xiao等，2003）。索倫—林西縫合帶是由一系列逆沖斷層和古生代蛇綠岩組成，並向南逆沖於奧陶系—下二疊統之上（Wang等，1990），沿縫合帶發育中生代花崗岩侵入並為零星出露的中生界不整合覆蓋（圖1-2）。
在華北地塊更北端，蒙古－鄂霍次克海有大量三疊系出露，並且在晚三疊世（220～208Ma）分別向北和南俯沖（Yin和Nie,1996）。華北地塊與西伯利亞克拉通於晚侏羅世的最終碰撞導致大洋消逝，並形成了蒙古—鄂霍次克海造山帶（任紀舜等，1990; Yin和Nie,1996）（圖1-2）。
圖1-2 華北地塊燕山及相鄰地區地質簡圖
（據Yan等，2006編譯自：北京市地質礦產局，1991；河北省地質局，1989,1990；遼寧省地質礦產局，1989,Yin和Nie,1996;Chen,1998;Davis等，1998;Darby等，2001)
QDOB—秦嶺—大別山造山帶；SGOB—松潘—甘孜造山帶；SLOB—蘇魯造山帶；XQF—喜峰口－秦龍斷裂；XCF—宣化—赤城斷裂；D CF—多倫—赤峰斷裂；XSF—邢台—石家莊斷裂；TLF—郯廬斷裂
在華北地塊南端，約230Ma時華南地塊俯沖到華北地塊之下產生了秦嶺—大別山造山帶（如Hacker等，1998;Chavagnac等，2001;Ayers等，2002），並形成右行東西向走滑斷裂系統和左旋北北東向走滑的郯廬斷裂系（Yin和Nie,1996）。在華北板塊的東部，這次收縮擠壓導致北—南地殼廣泛縮短及大陸內部的變形（Yin和Nie,1996），並可能在華北內部造成地殼加厚，形成了所謂的華北高原。在這個高原中僅有很少量的三疊系沉積，並發生埃達克質岩石的侵位（Fan和Hooper,1991;Yin和Nie,1996;Zhang,Q.等，2001;Fan等，2003; Meng,2003; Davis等，2003）。侏羅紀時期，華南地塊相對華北地塊沿著郯廬斷裂繼續向西滑移，導致華北地塊的南部向北西西移動和燕山板內造山帶的向南東東方向擠出（Zhang,1997）。
位於華北地塊的北部邊緣的燕山板內構造帶屬於北東東向燕山—陰山構造帶北部（河北省地質局，1989；北京市地質礦產局，1991;Davis等，1998）（圖1-2）。呈隱藏的固安—昌黎高角度正斷層由密集的地電等深線和重力傾斜線標示，並分割了燕山山系與平原地區（河北省地質局，1989）。在燕山構造帶中，眾多的北東東向右行走滑斷裂，如多倫-赤峰斷裂、宣化-赤城斷裂、喜峰口-青龍斷裂等，均與從古元古代到中生代的多期次變形有關（河北省地質局，1989；北京市地質礦產局，1991）。在華北地塊的中心部位，北北東向的太行山山脈主要在新生代時期隆升（河北省地質局，1989；北京市地質礦產局，1991）。邢台-石家莊高角度東傾正斷層是由地質關系推斷並為鑽孔所證實的隱伏斷層（河北省地質局，1989），這條斷層分割了華北平原與太行山系。太行山系向西逐漸融入山西高原中（圖1-1，圖1-2）。
圖1-3 北京及鄰區綜合地層柱狀圖
（修改自Yan等，2006；據北京市地質礦產局，1991 ；河北省地質局，1989；編制）
華北地塊的基底主要由中到新太古代的片麻岩、麻粒岩和混合岩組成，其蓋層主要由中元古代到三疊紀無變形或弱變形的岩石構成（河北省地質局，1989；北京市地質礦產局，1991;Kusky,2004）。蓋層層序包括從中、新元古代（1850～800Ma）淺海沉積，寒武紀—中奧陶世的淺海碳酸鹽岩，上石炭世—二疊紀海相碳酸鹽岩和陸相含煤碎屑岩沉積。上述地層被下三疊統不整合覆蓋，向上並依次發育下侏羅統—白堊系大陸火山岩和碎屑沉積岩（北京市地質礦產局，1991）（圖1-3）。
北京及鄰區地層與華北地區地層及岩性基本可以對比，其構造演化的階段也基本相似，在此不再詳述。
C. 北京的地形是什麼樣的
北京中心位於北緯39度54分，東經116度23分。位於華北平原西北邊緣。北京與天津相鄰，並與天津一起被河北省環繞。北京的西、北和東北，群山環繞，東南是緩緩向渤海傾斜的北京平原。北京平原的海拔高度在20-60米，山地一般海拔1000-1500米，與河北交界的東靈山海拔2309米，為北京市最高峰。境內貫穿五大河，主要是東部的潮白河、北運河，西部的永定河和拒馬河。北京的地勢是西北高、東南低。西部是太行山山脈余脈的西山，北部是燕山山脈的軍都山，兩山在南口關溝相交，形成一個向東南展開的半圓形大山彎，人們稱之為「北京彎」，它所圍繞的小平原即為北京小平原。綜觀北京地形，依山襟海，形勢雄偉。誠如古人所言：「幽州之地，左環滄海，右擁太行，北枕居庸，南襟河濟，誠天府之國」。
城市面積
北京全市土地面積16411平方公里。其中平原面積6339平方公里，佔38.6％。山區面積10072平方公里，佔61.4％。城區面積87.1平方公里。
地質構造
北京市在地質構造上正處於華北地區中部——燕山沉降帶的西部。在漫長的地質歷史中，既經過大幅度的下降，接受巨厚的沉積；又產生過劇烈的造山運動。特別是中生代，以燕山運動為主的造山運動，構成了北京地區地質構造骨架和地貌的雛形。伴隨著地殼運動的發展，褶皺變形和斷裂發育廣泛，岩漿活動也很頻繁。北京地區的斷裂構造在北部山區主要有：懷柔縣長哨營至密雲縣的古北口斷裂帶，在市界內東西長33公里，寬8公里；密雲縣沙廠至牆子路精被斷裂帶，市界內長約30公里，寬約20公里，破碎帶最寬達200~300米；官廳山峽地區有門頭溝區燕家台至沿河城斷裂帶和東靈山斷層，長數十公里。平原地區凹陷隆起的邊緣，都為大斷裂所控制，如黃庄——高麗營斷裂，永樂店——馬房斷裂。這些大斷層之間往往分布著許多較小的斷裂破碎帶。活動大斷裂帶的拐彎、分叉、兩端和交匯部位，以及有斷陷盆地的地方容易產生地震。北京地區的主要活動斷裂帶有：平谷至三河斷裂帶；石景山區八寶山至順義區高麗營斷裂帶；河北省懷來縣至延慶斷裂帶；昌平區南口至朝陽區孫河斷裂帶。在這些地帶，歷史上都曾發生過較大的地震，是活動較強烈的地帶。
北京地區的岩性條件比較復雜，各類岩石（土）均有出露，大體上可劃分為鬆散堆積物和堅硬岩石（基岩）兩大類。鬆散堆積物主要分布在山前平原區，其厚度從山前數米向東南逐漸加厚至數百米，主要為各類壤上、砂壤土、砂、卵礫石。堅硬岩石多出露在山區，主要有岩漿岩類（又稱火成岩）、變質岩類、沉積岩類。
中生代燕山運動形成了北京地區的基本地形骨架：西部山地、北部山地和東南平原三大地貌單元。山地約佔全市面積的62％，平原約佔38％。地貌類型主要有中山、低山、丘陵、平原、山間盆地等。已探明儲量礦產的有40餘種，以煤、鐵、石灰石等最為豐富，其次為大理石、硅石、花崗石及銅、鋅、鉛、金、銀等有色金屬。北京有大小河流200餘條，主要有永定河、潮白河、北運河、拒馬河、泃錯河五大河流，多屬海河水系，大多發源於西北山地或蒙古高原，向東南蜿蜒於平原之上，匯入海河後注入渤海。水資源較貧乏，主要來源於地表徑流和地下水，總量約有42億立方米。有官廳水庫、密雲水庫、懷柔水庫、海子水庫等水利設施。土壤一般呈垂直地帶性分布，自高而下為山地草甸土——山地棕壤——山地褐土；平原土壤呈水平性分布，由山麓至平原依次為褐土——碳酸鹽褐土、潮土和沼澤化土；局部低窪地區有鹽土，近郊分布有水稻土和菜園土。植物種類異常繁多，以菌、禾本、豆、薔薇等科為優勢種。原始森林植被為北溫帶落葉闊葉林，已破壞無存。林地主要為天然次生林和人工林，以松櫟林、楊樺林、雜木林及灌叢等群落和果林、經濟林為主。野生動物有獸類40種，鳥類200種，爬行動物16種，兩棲動物7種，魚類65種。
D. 北京的地形是什麼樣的
北京的城區主要以平原為主，西部有山丘，北京市域內西北為高大的燕山山脈，東部、南部為平坦的華北平原。
E. 北京的地形以什麼為主 北京的地形是什麼
1、北京地形以山地為主，北京地勢西北高、東南低。西部、北部和東北部三面環山，東南部是一片緩緩向渤海傾斜的平原。流經境內的主要河流有：永定河、潮白河、北運河、拒馬河等，多由西北部山地發源，穿過崇山峻嶺，向東南蜿蜒流經平原地區，最後分別匯入渤海。
2、北京是中華人民共和國的首都，是全國的政治中心、文化中心，是世界著名古都和現代化國際城市。地處華北大平原的北部，東面與天津市毗連，其餘均與河北省相鄰。屬暖溫帶半濕潤半乾旱季風氣候。
F. 北京十三陵前寒武紀碳酸鹽岩地層中的一套可能的地震－海嘯序列
A Probable Earthquake Tsunami Sequence in Precambrian Carbonate Strata of the Ming Tombs District,Beijing
宋天銳
原文發表在《科學通報》中文版1988年第8期；英文版Kexue Tongbao,Vo L 33,No.13。在本書中做了如下修改補充：①將原文黑白照片改為彩色照片及說明；②補充了內蒙古白雲鄂博群中風暴沉積構造中的丘狀—窪狀層加以與地震—海嘯的系列構造對比，說明一般風暴沉積構造規模小而且不具備地震—海嘯構造的序列性；③進一步解釋了臼齒狀泄水脈的地震成因機制；④依據近十幾年的研究成果，文字方面做了個別補充。本文系國內第一次報導中元古代地層中地震事件，並對地震記錄現象有系統描述與成因解釋。1986年美國科學院院士羅傑斯（John Rodgers）應邀考察了本文研究地區，同意與支持地震—海嘯序列的觀點與對地質記錄的災變解釋。
在北京十三陵前寒武紀碳酸鹽岩地層內，存在許多異常的沉積構造（Song Tianrui et al.1985），作者認為其中存在一套可能的地震－海嘯序列。
異常沉積構造中包括了一系列的軟沉積變形，不僅具有地質突變事件的意義，而且在某些地區在一定程度上可具有預示現代地震災難的意義（宋天銳，1986）。
1地質位置
北京十三陵未變質的中－新元古代地層中具有十二個組（Song Tianrui et al.1985），由下向上為：常州溝組（Chc）、串嶺溝組（Chch）、團山子組（Cht）、大紅峪組（Chd）、高於庄組（Chg）、楊庄組（Jxy）、霧迷山組（Jxw）、洪水庄組（Jxh）、鐵嶺組（Jxt）、下馬嶺組（Qbx）、長龍山組（Qbc）和景兒峪組（Qbj）（圖1，左）；其中霧迷山組是最厚的一個地層組，主要由疊層石白雲質岩石組成。地震－海嘯序列位於霧迷山組的下部，代表前寒武紀時期的一次災變事件（圖1，右）。
2地震－海嘯構造的類型
（1）鋸齒狀褶曲
這種構造出現在平行的疊層石狀白雲質岩石基底之上，側面觀察褶曲波像鋸齒狀，在地層中並包含有地震垮塌的角礫。
（2）板刺狀角礫
曾經被擾動過的紋層狀藻席（疊層石），成為許多碎片，表現為放射狀角礫，從側面看，每一個角礫具有刺狀外形。
圖1 北京十三陵前寒武系沉積地層
左：岩性柱；右：霧迷山組的地震－海嘯序列
1—片麻岩；2—砂岩；3—頁岩；4—泥質白雲質岩；5—硅化白雲質岩；6—砂質白雲質岩；7—白雲岩；8—泥灰岩；9—石灰岩；10—整合；11—假整合；12—不整合
（3）內層褶皺
在上下平行的碳酸鹽岩岩層之間，出現了由燧石或白雲岩組成的對稱或不對稱的褶皺岩層。
（4）交叉－疊置褶曲
兩個褶曲體系交叉－疊置壓合在一起，表現為兩組褶曲軸的方向互相垂直。在大褶曲的上層面上，又疊加了一組小褶曲，形成了「龍皮狀」突起。
（5）築丘構造，具遞變層理和丘狀交錯層理
築丘構造具遞變層理是由碎屑流和濁流造成的；典型的丘狀層理在築丘的鄰近范圍內發現。築丘構造即本書第5章所稱的津浪丘狀層。
圖2 地震－海嘯形成的「板刺角礫」
a.白雲岩中的「板刺角礫」產生於上下兩平行層之間，「板刺角礫」與層理之交角可達40°～60°；PL：平行層理，PL(Dol）：白雲岩層；SB：板刺角礫；b.包含在硅化岩中的「板刺角礫」，有可能是白雲岩的「板刺角礫」形成以後產生硅化現象，因為上下平行岩層均已硅化，而且在「板刺角礫」邊緣出現不均勻硅化色帶，PL(Si）：平行的硅化層理；SB：硅化的「板刺角礫」周邊有漸變的暗色陰影；c.局部硅化的白雲岩中包含有錐狀上窄下寬的陡立狀「板刺角礫」，PL(Dol）：白雲岩平行層理，SB：「板刺角礫」；d.包含在白雲岩中的線狀「板刺角礫」，PL(Dol）：白雲岩平行層理，SB：「板刺角礫」
圖3 地震－海嘯形成的層內褶皺和築丘構造
a.由於地震引發的滑動出現在兩個平行白雲岩層之間出現層內褶皺，保持了原始軟沉積變形的滑動走向，PL(Dol）：平行的白雲岩層；Flt：層內滑動形成的褶皺；b.地震－海嘯形成的築丘構造，伴之以底部出現內碎屑顆粒組成的粒序遞變層，為向上變細粒序，兩側出現典型的風暴層理：丘狀層理（hummocky cross bedding）和窪狀層理（swell cross bedding），築丘形成之後，丘的頂部由於泄水作用出現液化泄水脈（國外稱之為molar tooth），這是由於內碎屑比白雲岩紋層含水多受地震影響而形成的；MD：築丘構造，Gdb：遞變粒序層；HK：風暴丘狀層理；MT：液化微亮晶脈構造；c.地震引發的層理內部彎曲，岩層表面出現交叉褶皺產生的「龍皮構造」，DL(Dol）：平行白雲岩層，Flt：層內褶皺；d.內蒙古白雲鄂博群白雲岩層內由風暴產生的丘狀-窪狀層理，較地震-海嘯者規模較小，風暴丘狀層頂部及內部無液化泄水脈；PL(Dol）：白雲岩平行層理，GW：好天氣層；BW：壞天氣層
3地震－海嘯序列
地震－海嘯序列是由五個單元或五種地震－海嘯構造類型組成，出現在霧迷山組中（參見圖1，右）。第一單元「a」（鋸齒狀褶曲）和第二單元「b」（板刺狀角礫）通常出現在序列的下部；第三單元「c」（內層褶皺）常常是存在於序列的中間；第四單元「d」（交叉－疊置褶曲）和第五單元「e」（具丘狀的交錯層理的築丘構造）是在序列的上部發現的。
本文這里描述的是一個完全的地震－海嘯序列，因此，這五個單元並不是任何地方在一條剖面中都能出現；但是沿地層走向其中一個或幾個單元是可以對比的（Song et al.,1985）。
4關於地震－海嘯序列的解釋
某些軟沉積變形沉積構造和海底介殼倒置可以暫時地歸咎於地震事件（Seilacher,1984），但是，地震－海嘯序列中每一個單元的產生，可能是在相對較短的時期內，受基底震動和海水動盪相結合的作用。本文設想，地震的縱波（P波）對於已成岩的沉積物可產生岩石角礫（如在「a」單元和「b」單元內）；但是內層褶皺主要是受橫波（S波）影響下，在半石化的可塑狀沉積物中產生（如「c」單元）；至於「d」單元（交叉－疊合褶曲）其生因可能比較復雜，除了P波和S波以外，可能還有拉夫波（Love wave）和瑞雷波（Rayleigh wave）的影響。值得指出的是，碎屑流、濁流和丘狀交錯層理等，據報道系存在於深海沉積環境（Walker,1984;Kasters,1984）。按照「e」單元的性狀，築丘中有遞變層理並與丘狀交錯層理在一起，伴隨著藻類碎屑和疊層石，可認為是一種淺海海相環境，因此，在霧迷山組階段，受地震－海嘯風暴的影響，可能在淺海環境中出現過濁流；而在海洋底部受地震波及時可出現貝殼翻轉（Seilacher,1984）。
北京十三陵中元古代霧迷山組中下段出現地震海嘯序列延伸很遠，東至薊縣西至西山都有表現，尤其是「板刺角礫」不是一般風暴作用可以解釋的，因為在高於庄組和霧迷山組中也出現風暴角礫層，其特點是角礫扁平傾角較小，與正常層面只有10°～25°夾角， 3～5cm的角礫片呈疊瓦狀分布，但是地震－海嘯形成的「板刺角礫」與平行層理夾角多為40°～90°之間（圖2a），也可能出現在硅化岩中（圖2b），還可以上窄下寬的錐堆狀局部出現（圖2c），甚至呈細線狀「板刺角礫」分布在平行的白雲岩層之間（圖2d），這些強動力作用非一般風暴沖刷力所能形成；「板刺角礫」也伴隨層內褶皺（圖3 a）出現，有時巨大規模的；也有雙向褶皺軸交叉而形成「龍皮構造」，縱切面看為小型層內彎曲（圖3c）；地震－海嘯可激起10m以上的驚浪，築丘構造（圖3b）以及伴生的內碎屑粒序遞變層和丘狀－窪狀層理相伴產生；特別值得指出的是在築丘構造的頂部出現了典型的臼齒狀液化泄水脈（molar tooth），這是由於下部的內碎屑顆粒含水多，受地震砂體液化影響，泄出的水分由下向上運移產生，其形態和大連震旦系興民村組震積岩中的臼齒泄水脈形態一模一樣，至於丘狀－窪狀層理也比正常風暴中形成的規模大得多，為此我們特以內蒙古白雲鄂博群白雲岩中發現的典型的一般風暴形成的丘狀－窪狀層理作比較（圖3d），可以看出好天氣形成了正常的平行層理（GW），壞天氣形成了規模較小的丘狀－窪狀層理（BW），而且不伴隨「板刺角礫」、「層內褶皺」、「築丘構造」和「粒序遞變層」等劇烈地震引發的一系列構造。也不伴生液化泄水脈等。
必須指出的是地震—海嘯造成的「築丘構造」和風暴形成的「丘狀層理」雖然外表相似但實質不同，其一，「築丘」的「丘」體內外物質組成分不同，丘內為具遞變層狀粗內碎屑砂，丘外為細紋泥層；而丘狀層理的「丘」體內外是基本粒度相同細－粉內碎屑砂；其二， 「築丘」的「丘」體頂部出現液化泄水現象形成的「molar tooth」而風暴「丘」沒有；其三，「築丘」的「丘」體可出現上下垂直兩個疊置，而風暴的「丘」只出現橫向延連；這些都反映「築丘」的水動力極強，而風暴則相對弱一些（參見圖3b,d）。
參考文獻
宋天銳.關於沉積岩地層中的古地震信息.見：天文地質學進展（張勤文，徐道一編）.1986,95～104
Seilacher,A.1984.Sedimentary Structure Tentaticely Attributed to Seismic Event,M arine Geology,55(1/2）:1～12
Song Tianrui and Gao Jian.1985.Tidal sedimentary Structures from Upper Precambrian rocks of the Ming Tombs District,Beijing(Peking),China,Precambrian Research,29(1985):93～107
G. 北京的地形是什麼
西北高，東南低。
北京位於華北平原的西北端，東經115°20′至117°30′，北緯39°28′至41°05′之間，地處海河流域中部，東距渤海約150公里。
全市總面積16400平方公里，山區面積10200平方公里，約占總面積的62%，平原區面積為6200平方公里，約占總面積的38%。北京的地形西北高，東南低。西部為西山屬太行山脈；北部和東北部為軍都山屬燕山山脈。最高的山峰為京西門頭溝區的東靈山。最低的地面為通州區東南邊界。
北京地區降雨特點
(1)降水變率大。
北京市降水年內分配不均和年際變化很大。據統計，北京市多年平均降雨585毫米，汛期(6月～9月)雨量約佔全年降水量的85%,汛期降水又常集中在7月下旬和8月上旬的幾場大暴雨,極易形成洪澇災害。而春、冬等季降水量少，常常出現乾旱。旱澇交替發生。在年際之間，年降水量（或汛期降水量）變化幅度較大，如1869年降水量為242mm，1959年降水量1406mm,相差4.8倍。
(2)暴雨強度大，次數頻繁
根據1949年以來的暴雨資料統計，24小時雨量大於或等於50毫米的暴雨平均每年出現5次，最少年份出現2次，最多的年份達15次。
暴雨不僅頻繁，而且強度很大，最大1小時雨量可達150毫米，1小時雨量超過100毫米的暴雨非常平常。近年城市極端暴雨天氣多發。據統計，2004年以來小時雨量大於70毫米的降雨共發生88次。
(3)降水分布不均。
北京地區暴雨中心多發區沿燕山、西山的山前迎風帶分布，年降水量在650mm～700mm以上，其中棗樹林、漫水河等地是特大暴雨發生地。由此向山前和山後逐漸遞減到500mm左右。北京地區歷史上的著名大暴雨，其中心位置、強度、雨區籠罩范圍等都不一樣，暴雨中心地區常形成嚴重洪澇災害，而雨區邊緣地帶因降水量較少，災害較輕，甚至因長期無雨發生乾旱。這充分表明降水的地區差異導致水旱災害地區分布的不同。
以上內容來源網路-北京
H. 北京是什麼地形
北京的地形西北高，東南低。北京市平均海拔43.5米。北京平原的海拔高度在20～60米，山地一般海拔1000～1500米。北京市山區面積10200平方千米，約占總面積的62%，平原區面積為6200平方千米，約占總面積的38%。北京的地形西北高，東南低。
北京西部為西山屬太行山脈；北部和東北部為軍都山屬燕山山脈。最高的山峰為京西門頭溝區的東靈山，海拔2303米。最低的地面為通州區東南邊界。
(8)北京是什麼地層呢擴展閱讀：
北京的地理環境：
1、位置境域
北京位於東經115.7°—117.4°，北緯39.4°—41.6°，中心位於北緯39°54′20″，東經116°25′29″，總面積16410.54平方千米。位於華北平原北部，毗鄰渤海灣，上靠遼東半島，下臨山東半島。北京與天津相鄰，並與天津一起被河北省環繞。
2、氣候環境
北京的氣候為典型的北溫帶半濕潤大陸性季風氣候，夏季高溫多雨，冬季寒冷乾燥，春、秋短促。全年無霜期180～200天，西部山區較短。2007年平均降雨量483.9毫米，為華北地區降雨最多的地區之一。
參考資料來源：網路-北京
I. 北京市的煤層主要分布在什麼地層中
主要是晚古生界的石炭系本溪組、太原組、山西組（在北京叫楊家屯煤系）、侏羅系的窯坡組-南大嶺組（在北京叫門頭溝煤系）、古近系（主要分布在東南部平原）
J. 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。
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