A. 北京太师屯地质地层
你好，你是问北京太师屯地质地层怎么样吗？北京太师屯地质地层发育比较齐全。北京太师屯位于北京市密云区下辖镇，北京的地层发育比较齐全,除缺少震旦系、上奥陶统、志留系、泥盆...大漕组(Ard)分布于沙厂以北,龙潭沟至岭子以南。包括东庄禾、太师屯、放马峪以西、上甸子、不老屯、石城以东一带。
B. 北京及周边区域地质概况
北京位于华北盆地（平原）北部，西邻太行山系东北端，北邻近东西向燕山山系（图1—1）。从构造上看，华北盆地、太行山系及燕山山系均位于华北地块（克拉通）内部，均属于板内构造单元。
图1-1 北京及周边遥感地质影像图
华北地块南以秦岭—大别造山带为界，北以中亚造山带（蒙古—鄂霍次克海造山带）为界（图1-2）。中亚造山带经历了多期变形，以晚古生代期间沿索伦—林西缝合带发生的北北西向的俯冲产生的蛇绿岩为标志（Zhang等，1984;Wang和Liu,1986;Zhao等，1990;Nie等，1990;Enkin等，1992;Yin&Nie,1996;Xiao等，2003）。索伦—林西缝合带是由一系列逆冲断层和古生代蛇绿岩组成，并向南逆冲于奥陶系—下二叠统之上（Wang等，1990），沿缝合带发育中生代花岗岩侵入并为零星出露的中生界不整合覆盖（图1-2）。
在华北地块更北端，蒙古－鄂霍次克海有大量三叠系出露，并且在晚三叠世（220～208Ma）分别向北和南俯冲（Yin和Nie,1996）。华北地块与西伯利亚克拉通于晚侏罗世的最终碰撞导致大洋消逝，并形成了蒙古—鄂霍次克海造山带（任纪舜等，1990; Yin和Nie,1996）（图1-2）。
图1-2 华北地块燕山及相邻地区地质简图
（据Yan等，2006编译自：北京市地质矿产局，1991；河北省地质局，1989,1990；辽宁省地质矿产局，1989,Yin和Nie,1996;Chen,1998;Davis等，1998;Darby等，2001)
QDOB—秦岭—大别山造山带；SGOB—松潘—甘孜造山带；SLOB—苏鲁造山带；XQF—喜峰口－秦龙断裂；XCF—宣化—赤城断裂；D CF—多伦—赤峰断裂；XSF—邢台—石家庄断裂；TLF—郯庐断裂
在华北地块南端，约230Ma时华南地块俯冲到华北地块之下产生了秦岭—大别山造山带（如Hacker等，1998;Chavagnac等，2001;Ayers等，2002），并形成右行东西向走滑断裂系统和左旋北北东向走滑的郯庐断裂系（Yin和Nie,1996）。在华北板块的东部，这次收缩挤压导致北—南地壳广泛缩短及大陆内部的变形（Yin和Nie,1996），并可能在华北内部造成地壳加厚，形成了所谓的华北高原。在这个高原中仅有很少量的三叠系沉积，并发生埃达克质岩石的侵位（Fan和Hooper,1991;Yin和Nie,1996;Zhang,Q.等，2001;Fan等，2003; Meng,2003; Davis等，2003）。侏罗纪时期，华南地块相对华北地块沿着郯庐断裂继续向西滑移，导致华北地块的南部向北西西移动和燕山板内造山带的向南东东方向挤出（Zhang,1997）。
位于华北地块的北部边缘的燕山板内构造带属于北东东向燕山—阴山构造带北部（河北省地质局，1989；北京市地质矿产局，1991;Davis等，1998）（图1-2）。呈隐藏的固安—昌黎高角度正断层由密集的地电等深线和重力倾斜线标示，并分割了燕山山系与平原地区（河北省地质局，1989）。在燕山构造带中，众多的北东东向右行走滑断裂，如多伦-赤峰断裂、宣化-赤城断裂、喜峰口-青龙断裂等，均与从古元古代到中生代的多期次变形有关（河北省地质局，1989；北京市地质矿产局，1991）。在华北地块的中心部位，北北东向的太行山山脉主要在新生代时期隆升（河北省地质局，1989；北京市地质矿产局，1991）。邢台-石家庄高角度东倾正断层是由地质关系推断并为钻孔所证实的隐伏断层（河北省地质局，1989），这条断层分割了华北平原与太行山系。太行山系向西逐渐融入山西高原中（图1-1，图1-2）。
图1-3 北京及邻区综合地层柱状图
（修改自Yan等，2006；据北京市地质矿产局，1991 ；河北省地质局，1989；编制）
华北地块的基底主要由中到新太古代的片麻岩、麻粒岩和混合岩组成，其盖层主要由中元古代到三叠纪无变形或弱变形的岩石构成（河北省地质局，1989；北京市地质矿产局，1991;Kusky,2004）。盖层层序包括从中、新元古代（1850～800Ma）浅海沉积，寒武纪—中奥陶世的浅海碳酸盐岩，上石炭世—二叠纪海相碳酸盐岩和陆相含煤碎屑岩沉积。上述地层被下三叠统不整合覆盖，向上并依次发育下侏罗统—白垩系大陆火山岩和碎屑沉积岩（北京市地质矿产局，1991）（图1-3）。
北京及邻区地层与华北地区地层及岩性基本可以对比，其构造演化的阶段也基本相似，在此不再详述。
C. 北京的地形是什么样的
北京中心位于北纬39度54分，东经116度23分。位于华北平原西北边缘。北京与天津相邻，并与天津一起被河北省环绕。北京的西、北和东北，群山环绕，东南是缓缓向渤海倾斜的北京平原。北京平原的海拔高度在20-60米，山地一般海拔1000-1500米，与河北交界的东灵山海拔2309米，为北京市最高峰。境内贯穿五大河，主要是东部的潮白河、北运河，西部的永定河和拒马河。北京的地势是西北高、东南低。西部是太行山山脉余脉的西山，北部是燕山山脉的军都山，两山在南口关沟相交，形成一个向东南展开的半圆形大山弯，人们称之为“北京弯”，它所围绕的小平原即为北京小平原。综观北京地形，依山襟海，形势雄伟。诚如古人所言：“幽州之地，左环沧海，右拥太行，北枕居庸，南襟河济，诚天府之国”。
城市面积
北京全市土地面积16411平方公里。其中平原面积6339平方公里，占38.6％。山区面积10072平方公里，占61.4％。城区面积87.1平方公里。
地质构造
北京市在地质构造上正处于华北地区中部——燕山沉降带的西部。在漫长的地质历史中，既经过大幅度的下降，接受巨厚的沉积；又产生过剧烈的造山运动。特别是中生代，以燕山运动为主的造山运动，构成了北京地区地质构造骨架和地貌的雏形。伴随着地壳运动的发展，褶皱变形和断裂发育广泛，岩浆活动也很频繁。北京地区的断裂构造在北部山区主要有：怀柔县长哨营至密云县的古北口断裂带，在市界内东西长33公里，宽8公里；密云县沙厂至墙子路精被断裂带，市界内长约30公里，宽约20公里，破碎带最宽达200~300米；官厅山峡地区有门头沟区燕家台至沿河城断裂带和东灵山断层，长数十公里。平原地区凹陷隆起的边缘，都为大断裂所控制，如黄庄——高丽营断裂，永乐店——马房断裂。这些大断层之间往往分布着许多较小的断裂破碎带。活动大断裂带的拐弯、分叉、两端和交汇部位，以及有断陷盆地的地方容易产生地震。北京地区的主要活动断裂带有：平谷至三河断裂带；石景山区八宝山至顺义区高丽营断裂带；河北省怀来县至延庆断裂带；昌平区南口至朝阳区孙河断裂带。在这些地带，历史上都曾发生过较大的地震，是活动较强烈的地带。
北京地区的岩性条件比较复杂，各类岩石（土）均有出露，大体上可划分为松散堆积物和坚硬岩石（基岩）两大类。松散堆积物主要分布在山前平原区，其厚度从山前数米向东南逐渐加厚至数百米，主要为各类壤上、砂壤土、砂、卵砾石。坚硬岩石多出露在山区，主要有岩浆岩类（又称火成岩）、变质岩类、沉积岩类。
中生代燕山运动形成了北京地区的基本地形骨架：西部山地、北部山地和东南平原三大地貌单元。山地约占全市面积的62％，平原约占38％。地貌类型主要有中山、低山、丘陵、平原、山间盆地等。已探明储量矿产的有40余种，以煤、铁、石灰石等最为丰富，其次为大理石、硅石、花岗石及铜、锌、铅、金、银等有色金属。北京有大小河流200余条，主要有永定河、潮白河、北运河、拒马河、泃错河五大河流，多属海河水系，大多发源于西北山地或蒙古高原，向东南蜿蜒于平原之上，汇入海河后注入渤海。水资源较贫乏，主要来源于地表径流和地下水，总量约有42亿立方米。有官厅水库、密云水库、怀柔水库、海子水库等水利设施。土壤一般呈垂直地带性分布，自高而下为山地草甸土——山地棕壤——山地褐土；平原土壤呈水平性分布，由山麓至平原依次为褐土——碳酸盐褐土、潮土和沼泽化土；局部低洼地区有盐土，近郊分布有水稻土和菜园土。植物种类异常繁多，以菌、禾本、豆、蔷薇等科为优势种。原始森林植被为北温带落叶阔叶林，已破坏无存。林地主要为天然次生林和人工林，以松栎林、杨桦林、杂木林及灌丛等群落和果林、经济林为主。野生动物有兽类40种，鸟类200种，爬行动物16种，两栖动物7种，鱼类65种。
D. 北京的地形是什么样的
北京的城区主要以平原为主，西部有山丘，北京市域内西北为高大的燕山山脉，东部、南部为平坦的华北平原。
E. 北京的地形以什么为主 北京的地形是什么
1、北京地形以山地为主，北京地势西北高、东南低。西部、北部和东北部三面环山，东南部是一片缓缓向渤海倾斜的平原。流经境内的主要河流有：永定河、潮白河、北运河、拒马河等，多由西北部山地发源，穿过崇山峻岭，向东南蜿蜒流经平原地区，最后分别汇入渤海。
2、北京是中华人民共和国的首都，是全国的政治中心、文化中心，是世界着名古都和现代化国际城市。地处华北大平原的北部，东面与天津市毗连，其余均与河北省相邻。属暖温带半湿润半干旱季风气候。
F. 北京十三陵前寒武纪碳酸盐岩地层中的一套可能的地震－海啸序列
A Probable Earthquake Tsunami Sequence in Precambrian Carbonate Strata of the Ming Tombs District,Beijing
宋天锐
原文发表在《科学通报》中文版1988年第8期；英文版Kexue Tongbao,Vo L 33,No.13。在本书中做了如下修改补充：①将原文黑白照片改为彩色照片及说明；②补充了内蒙古白云鄂博群中风暴沉积构造中的丘状—洼状层加以与地震—海啸的系列构造对比，说明一般风暴沉积构造规模小而且不具备地震—海啸构造的序列性；③进一步解释了臼齿状泄水脉的地震成因机制；④依据近十几年的研究成果，文字方面做了个别补充。本文系国内第一次报导中元古代地层中地震事件，并对地震记录现象有系统描述与成因解释。1986年美国科学院院士罗杰斯（John Rodgers）应邀考察了本文研究地区，同意与支持地震—海啸序列的观点与对地质记录的灾变解释。
在北京十三陵前寒武纪碳酸盐岩地层内，存在许多异常的沉积构造（Song Tianrui et al.1985），作者认为其中存在一套可能的地震－海啸序列。
异常沉积构造中包括了一系列的软沉积变形，不仅具有地质突变事件的意义，而且在某些地区在一定程度上可具有预示现代地震灾难的意义（宋天锐，1986）。
1地质位置
北京十三陵未变质的中－新元古代地层中具有十二个组（Song Tianrui et al.1985），由下向上为：常州沟组（Chc）、串岭沟组（Chch）、团山子组（Cht）、大红峪组（Chd）、高于庄组（Chg）、杨庄组（Jxy）、雾迷山组（Jxw）、洪水庄组（Jxh）、铁岭组（Jxt）、下马岭组（Qbx）、长龙山组（Qbc）和景儿峪组（Qbj）（图1，左）；其中雾迷山组是最厚的一个地层组，主要由叠层石白云质岩石组成。地震－海啸序列位于雾迷山组的下部，代表前寒武纪时期的一次灾变事件（图1，右）。
2地震－海啸构造的类型
（1）锯齿状褶曲
这种构造出现在平行的叠层石状白云质岩石基底之上，侧面观察褶曲波像锯齿状，在地层中并包含有地震垮塌的角砾。
（2）板刺状角砾
曾经被扰动过的纹层状藻席（叠层石），成为许多碎片，表现为放射状角砾，从侧面看，每一个角砾具有刺状外形。
图1 北京十三陵前寒武系沉积地层
左：岩性柱；右：雾迷山组的地震－海啸序列
1—片麻岩；2—砂岩；3—页岩；4—泥质白云质岩；5—硅化白云质岩；6—砂质白云质岩；7—白云岩；8—泥灰岩；9—石灰岩；10—整合；11—假整合；12—不整合
（3）内层褶皱
在上下平行的碳酸盐岩岩层之间，出现了由燧石或白云岩组成的对称或不对称的褶皱岩层。
（4）交叉－叠置褶曲
两个褶曲体系交叉－叠置压合在一起，表现为两组褶曲轴的方向互相垂直。在大褶曲的上层面上，又叠加了一组小褶曲，形成了“龙皮状”突起。
（5）筑丘构造，具递变层理和丘状交错层理
筑丘构造具递变层理是由碎屑流和浊流造成的；典型的丘状层理在筑丘的邻近范围内发现。筑丘构造即本书第5章所称的津浪丘状层。
图2 地震－海啸形成的“板刺角砾”
a.白云岩中的“板刺角砾”产生于上下两平行层之间，“板刺角砾”与层理之交角可达40°～60°；PL：平行层理，PL(Dol）：白云岩层；SB：板刺角砾；b.包含在硅化岩中的“板刺角砾”，有可能是白云岩的“板刺角砾”形成以后产生硅化现象，因为上下平行岩层均已硅化，而且在“板刺角砾”边缘出现不均匀硅化色带，PL(Si）：平行的硅化层理；SB：硅化的“板刺角砾”周边有渐变的暗色阴影；c.局部硅化的白云岩中包含有锥状上窄下宽的陡立状“板刺角砾”，PL(Dol）：白云岩平行层理，SB：“板刺角砾”；d.包含在白云岩中的线状“板刺角砾”，PL(Dol）：白云岩平行层理，SB：“板刺角砾”
图3 地震－海啸形成的层内褶皱和筑丘构造
a.由于地震引发的滑动出现在两个平行白云岩层之间出现层内褶皱，保持了原始软沉积变形的滑动走向，PL(Dol）：平行的白云岩层；Flt：层内滑动形成的褶皱；b.地震－海啸形成的筑丘构造，伴之以底部出现内碎屑颗粒组成的粒序递变层，为向上变细粒序，两侧出现典型的风暴层理：丘状层理（hummocky cross bedding）和洼状层理（swell cross bedding），筑丘形成之后，丘的顶部由于泄水作用出现液化泄水脉（国外称之为molar tooth），这是由于内碎屑比白云岩纹层含水多受地震影响而形成的；MD：筑丘构造，Gdb：递变粒序层；HK：风暴丘状层理；MT：液化微亮晶脉构造；c.地震引发的层理内部弯曲，岩层表面出现交叉褶皱产生的“龙皮构造”，DL(Dol）：平行白云岩层，Flt：层内褶皱；d.内蒙古白云鄂博群白云岩层内由风暴产生的丘状-洼状层理，较地震-海啸者规模较小，风暴丘状层顶部及内部无液化泄水脉；PL(Dol）：白云岩平行层理，GW：好天气层；BW：坏天气层
3地震－海啸序列
地震－海啸序列是由五个单元或五种地震－海啸构造类型组成，出现在雾迷山组中（参见图1，右）。第一单元“a”（锯齿状褶曲）和第二单元“b”（板刺状角砾）通常出现在序列的下部；第三单元“c”（内层褶皱）常常是存在于序列的中间；第四单元“d”（交叉－叠置褶曲）和第五单元“e”（具丘状的交错层理的筑丘构造）是在序列的上部发现的。
本文这里描述的是一个完全的地震－海啸序列，因此，这五个单元并不是任何地方在一条剖面中都能出现；但是沿地层走向其中一个或几个单元是可以对比的（Song et al.,1985）。
4关于地震－海啸序列的解释
某些软沉积变形沉积构造和海底介壳倒置可以暂时地归咎于地震事件（Seilacher,1984），但是，地震－海啸序列中每一个单元的产生，可能是在相对较短的时期内，受基底震动和海水动荡相结合的作用。本文设想，地震的纵波（P波）对于已成岩的沉积物可产生岩石角砾（如在“a”单元和“b”单元内）；但是内层褶皱主要是受横波（S波）影响下，在半石化的可塑状沉积物中产生（如“c”单元）；至于“d”单元（交叉－叠合褶曲）其生因可能比较复杂，除了P波和S波以外，可能还有拉夫波（Love wave）和瑞雷波（Rayleigh wave）的影响。值得指出的是，碎屑流、浊流和丘状交错层理等，据报道系存在于深海沉积环境（Walker,1984;Kasters,1984）。按照“e”单元的性状，筑丘中有递变层理并与丘状交错层理在一起，伴随着藻类碎屑和叠层石，可认为是一种浅海海相环境，因此，在雾迷山组阶段，受地震－海啸风暴的影响，可能在浅海环境中出现过浊流；而在海洋底部受地震波及时可出现贝壳翻转（Seilacher,1984）。
北京十三陵中元古代雾迷山组中下段出现地震海啸序列延伸很远，东至蓟县西至西山都有表现，尤其是“板刺角砾”不是一般风暴作用可以解释的，因为在高于庄组和雾迷山组中也出现风暴角砾层，其特点是角砾扁平倾角较小，与正常层面只有10°～25°夹角， 3～5cm的角砾片呈叠瓦状分布，但是地震－海啸形成的“板刺角砾”与平行层理夹角多为40°～90°之间（图2a），也可能出现在硅化岩中（图2b），还可以上窄下宽的锥堆状局部出现（图2c），甚至呈细线状“板刺角砾”分布在平行的白云岩层之间（图2d），这些强动力作用非一般风暴冲刷力所能形成；“板刺角砾”也伴随层内褶皱（图3 a）出现，有时巨大规模的；也有双向褶皱轴交叉而形成“龙皮构造”，纵切面看为小型层内弯曲（图3c）；地震－海啸可激起10m以上的惊浪，筑丘构造（图3b）以及伴生的内碎屑粒序递变层和丘状－洼状层理相伴产生；特别值得指出的是在筑丘构造的顶部出现了典型的臼齿状液化泄水脉（molar tooth），这是由于下部的内碎屑颗粒含水多，受地震砂体液化影响，泄出的水分由下向上运移产生，其形态和大连震旦系兴民村组震积岩中的臼齿泄水脉形态一模一样，至于丘状－洼状层理也比正常风暴中形成的规模大得多，为此我们特以内蒙古白云鄂博群白云岩中发现的典型的一般风暴形成的丘状－洼状层理作比较（图3d），可以看出好天气形成了正常的平行层理（GW），坏天气形成了规模较小的丘状－洼状层理（BW），而且不伴随“板刺角砾”、“层内褶皱”、“筑丘构造”和“粒序递变层”等剧烈地震引发的一系列构造。也不伴生液化泄水脉等。
必须指出的是地震—海啸造成的“筑丘构造”和风暴形成的“丘状层理”虽然外表相似但实质不同，其一，“筑丘”的“丘”体内外物质组成分不同，丘内为具递变层状粗内碎屑砂，丘外为细纹泥层；而丘状层理的“丘”体内外是基本粒度相同细－粉内碎屑砂；其二， “筑丘”的“丘”体顶部出现液化泄水现象形成的“molar tooth”而风暴“丘”没有；其三，“筑丘”的“丘”体可出现上下垂直两个叠置，而风暴的“丘”只出现横向延连；这些都反映“筑丘”的水动力极强，而风暴则相对弱一些（参见图3b,d）。
参考文献
宋天锐.关于沉积岩地层中的古地震信息.见：天文地质学进展（张勤文，徐道一编）.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. 北京的地形是什么
西北高，东南低。
北京位于华北平原的西北端，东经115°20′至117°30′，北纬39°28′至41°05′之间，地处海河流域中部，东距渤海约150公里。
全市总面积16400平方公里，山区面积10200平方公里，约占总面积的62%，平原区面积为6200平方公里，约占总面积的38%。北京的地形西北高，东南低。西部为西山属太行山脉；北部和东北部为军都山属燕山山脉。最高的山峰为京西门头沟区的东灵山。最低的地面为通州区东南边界。
北京地区降雨特点
(1)降水变率大。
北京市降水年内分配不均和年际变化很大。据统计，北京市多年平均降雨585毫米，汛期(6月～9月)雨量约占全年降水量的85%,汛期降水又常集中在7月下旬和8月上旬的几场大暴雨,极易形成洪涝灾害。而春、冬等季降水量少，常常出现干旱。旱涝交替发生。在年际之间，年降水量（或汛期降水量）变化幅度较大，如1869年降水量为242mm，1959年降水量1406mm,相差4.8倍。
(2)暴雨强度大，次数频繁
根据1949年以来的暴雨资料统计，24小时雨量大于或等于50毫米的暴雨平均每年出现5次，最少年份出现2次，最多的年份达15次。
暴雨不仅频繁，而且强度很大，最大1小时雨量可达150毫米，1小时雨量超过100毫米的暴雨非常平常。近年城市极端暴雨天气多发。据统计，2004年以来小时雨量大于70毫米的降雨共发生88次。
(3)降水分布不均。
北京地区暴雨中心多发区沿燕山、西山的山前迎风带分布，年降水量在650mm～700mm以上，其中枣树林、漫水河等地是特大暴雨发生地。由此向山前和山后逐渐递减到500mm左右。北京地区历史上的着名大暴雨，其中心位置、强度、雨区笼罩范围等都不一样，暴雨中心地区常形成严重洪涝灾害，而雨区边缘地带因降水量较少，灾害较轻，甚至因长期无雨发生干旱。这充分表明降水的地区差异导致水旱灾害地区分布的不同。
以上内容来源网络-北京
H. 北京是什么地形
北京的地形西北高，东南低。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。北京市山区面积10200平方千米，约占总面积的62%，平原区面积为6200平方千米，约占总面积的38%。北京的地形西北高，东南低。
北京西部为西山属太行山脉；北部和东北部为军都山属燕山山脉。最高的山峰为京西门头沟区的东灵山，海拔2303米。最低的地面为通州区东南边界。
(8)北京是什么地层呢扩展阅读：
北京的地理环境：
1、位置境域
北京位于东经115.7°—117.4°，北纬39.4°—41.6°，中心位于北纬39°54′20″，东经116°25′29″，总面积16410.54平方千米。位于华北平原北部，毗邻渤海湾，上靠辽东半岛，下临山东半岛。北京与天津相邻，并与天津一起被河北省环绕。
2、气候环境
北京的气候为典型的北温带半湿润大陆性季风气候，夏季高温多雨，冬季寒冷干燥，春、秋短促。全年无霜期180～200天，西部山区较短。2007年平均降雨量483.9毫米，为华北地区降雨最多的地区之一。
参考资料来源：网络-北京
I. 北京市的煤层主要分布在什么地层中
主要是晚古生界的石炭系本溪组、太原组、山西组（在北京叫杨家屯煤系）、侏罗系的窑坡组-南大岭组（在北京叫门头沟煤系）、古近系（主要分布在东南部平原）
J. 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
[1]天津市环境地质研究所，地矿部水文所.天津市地面沉降机理研究及预测预报综合治理科研报告.1995
[2]胡瑞林等.粘性土微结构定量模型及其工程地质特征研究.1995
[3]曹文炳.应用结合水渗流机制说明粘性土释水机制的初步探讨.全国第二届地面沉降学术讨论会论文，1980
[4]曹文炳，李克文.水位升降引起的粘性土层释水、吸水与越流发生过程的室内研究方法，勘察科学技术.1986,（4）
[5]冯晓腊，沈孝宇.饱和粘性土的固结特性及其微观机制的研究.水文地质工程地质.1991,（1）
[6]谢振华等.首都地区地下水资源和环境调查评价.北京市地质调查研究院，2003
[7]蔡启新等.北京统计年鉴（2003年）.2003
[8]贾三满等.北京市地面沉降网站预警预报系统（一期）工程地面沉降调查报告.2004
[9]北京市地质勘察院.北京市东郊地面沉降与地下水开采量关系研究报告.1992
[10]北京市用水调研课题组.北京市用水调研与需水预测研究报告.2002
[11]王子国等.北京市区域地质志.1991