第四系

我国的主要城市大都分布在平原或地形相对平坦开阔的地区，地表为第四纪沉积物所覆盖，沉积物一般由粘土、亚粘土、砂土、亚砂土、砂砾石等互层组成，其中砂层和砂砾石层的透水性为好，赋存着丰富的地表水和大气降水，是第四纪沉积层中的主要含水层。第四系含水层与其围岩之间存在着明显的电性差异，为开展电测探法工作提供了很好的地球物理前提。在这里，以成都平原为例，介绍电测深法在平原区水资源调查中的应用黄正耀等，1986。电测深在成都平原水资源调查中的应用效果，四川地质，物化探专辑。。成都平原位于四川盆地西部，面积为8000km2。为解决将来岷江水东调后出现的工、农业和民用水缺乏问题，开展了平原区地下水资源远景调查工作，以期开发利用丰富的地下水。电测深法的任务是：①确定平原区第四纪覆盖层的厚度和基岩的起伏；②划分第四系含水层，确定含水层厚度及其分布；③探测基底的断裂构造。电测深工作比例尺为1:10万。最大电极距不等，其选择以能探测到基底即可。成都盆地位于川西龙门山断褶带与龙泉山褶皱带之间，是一新生代沉降盆地。在地貌上成都盆地四周环山，中间平坦，属山间盆地，但具有山前冲洪积扇平原的特点。沉积物主要来自西部龙门山区，巨厚的第四纪松散层广泛分布，地下水丰富。平原四周和基底主要为中生代侏罗纪地层和白垩纪泥岩（ρ＝25～50Ω·m）、砂岩（P=30～70Ω·m）及砾岩（ρ＝150～300Ω·m）。岩石结构紧密，岩层产状平缓，倾角10。左右。岩层含水性差。第四纪岩层由老到新如下。中、下更新统（Q1+2）其岩性为砂砾泥层（ρ＝70～110Ω·m），厚度为n×10～n×102m。因砾石间多充填粉砂、粘土，且固结程度较高，孔隙度小，故富水性差。仅在局部地段有富水性好的透镜状含水层。中、下更新统含水层称下部含水层。上更新统 其岩性为粘土（ρ＝12～20Ω·m），厚度为0.5～21m。粘土层为一隔水层。上更新统 其岩性为含泥砂砾层夹泥质粉砂层和粉砂质粘土，其电阻率为117～370Ω·m。岩层厚度为几米至30～40m。全新统砂砾卵石层（Q4）其厚度为几米至20余米。表层为粘质砂土（ρ＝41～110 Ω·m），其下为砂砾卵石层（ρ＝220～770Ω·m）。上更新统 和全新统（Q4）称为上部含水层，其结构松散，孔隙多，中间无明显的隔水层，是区内最佳含水层组，是电测深法探测的主要对象。表3-2-1给出了测区内各岩性层电阻率值。由表可看出，上更新统 砂砾卵石层和砂砾层的电阻率最高，是找含水层的标志，它与表土、上更新统 及中、下更新统（Q1+2）之间有明显的电性差异，在电测深曲线上很容易被划分出来。中、下更新统（Q1+2）的电阻率较白垩纪泥岩、砂岩的高一倍左右，利用这一电性差异可划分盖层与基底。当基底为砾岩时，由于其电性与中、下更新统（Q1+2）的相近，使基底与盖层难于区分，但此种情形较少。表3-2-1 岩性层电阻率值统计表区内电测深曲线类型主要有K、KQ、KQQ 及G、H等类型。通过电测深曲线的定量解释和曲线类型划分，可很好地完成对物探提出的任务。图3-2-1是北西—南东向横切成都平原的物探、地质综合剖面图。由图可知，平原区内电测深曲线类型基本上为K Q 型。在PS断面图上部，pS为20～80Ω·m，反映了粘质砂土、砂质粘土及粘土 的分布；在中部，ρS值为150～300Ω·m，ρS等值线自行闭合，异常为高阻的砂砾层 所引起，为本区主要含水层的反映；在底部，ρS值在100Ω·m以下，主要反映了基底的电性。ρS断面图中ρS等值线分布突然变密或有明显的扭曲，可能反映了隐伏断裂的存在。成都以东电测深曲线类型由K、K Q 型变成H 型，ρS断面图上没有出现高阻层，说明成都以东无砂砾石含水层存在。图3-2-1 Ⅱ 剖面物探、地质综合剖面（据黄正耀等，1986）1—钻探见到的上更新统 底界面埋深；2—钻孔见到的第四系底界面埋深；3—物探推断断层；ρ—电性层电阻率；Q4—全新统砂砾卵石层； —上更新统广汉砾石层； —上更新统粘土层；Q1+2—中、下更新统含砂砾泥层通过面积性电测深工作，得到以下地质效果。1）确定了第四纪盖层厚度，圈定了平原区内深陷、凹陷、隆起的位置，全面揭示了基底形态的概貌（图3-2-2）。共圈出三个大的深陷，九个较小的局部凹陷和凹槽，四个局部隆起，大大完善和丰富了前人对成都断陷盆地的认识。经9个控制性钻孔验证，实际的第四系厚度与用物探推断的厚度基本一致（表3-2-2）。图3-2-2 第四系厚度及基底构造图（据黄正耀等，1986）1—灌县凹槽；2—高宁深陷；3—崇庆集贤深陷；4—五福凹槽；5—广济场凹槽；6—隆丰凹槽；7—竹瓦深陷表3-2-2 第四系实际厚度与物探推测厚度对比表2）划分第四系含水层厚度，圈定其分布范围，推算地下水远景储量。第四系含水层厚度是通过电测深曲线定量解释而获得的。电测深曲线的定量解释主要采用量板法，对重点地段及孔旁电测深的曲线，则用108型计算机或PC-1500袖珍计算机进行数字解释。经37个孔旁电测深曲线定量解释结果与钻孔资料对比，解释精度一般在10%左右（表3-2-3）。用电测深资料解释结果，可划分出上部含水层 和下部含水层（Q1+2），并编制两者的深度图，从而在空间上圈定了上、下部含水层的厚度及分布范围。在此基础上，用下式推算地下水的远景储量。表3-2-3 孔旁电测深与钻探的对比表Q=FHμ式中，μ为给水度。由于上部含水层的给水度变化较大，一般在0.0624～0.222之间，而用电测深法推算的含水层厚度是一个宏观的总厚度，即含水层厚度与不含水的夹层厚度的总和，这时μ的取值（0.085）由大面积（群井）抽水试验的结果给出，H为含水层厚度，即去掉地下水位后的上部含水层 层厚度，F为含水层分布面积。经计算，上部含水层的地下水远景储量Q为97×108t，与水文地质上分段计算的储量总和基本一致。3）进一步查明了基底断裂构造。通过剖面上相邻电测深曲线对比和ρS断面图上等值线特征分析，并结合定量解释所提供的参数，可获得断裂的信息。如图3-2-1中，在竹瓦和崇义铺之间，ρS断面图上AB/2=150～1500m处，ρS曲线出现密集梯度带，两地的基底计算深度相差480m，推断此处有一断层（F1）存在，与用重力、地震推断的一致，后被钻探所证实。在全区，推断的大小断裂共23条，起控制作用的断裂有F1、F2、F6等。在F1、F2与F6之间由于下陷形成了中央凹陷，中央凹陷内的北北东向和北北西向两组断裂（如F7、F8、F9断裂）控制着基底起伏的基本形态。对进一步研究成都平原基底构造，物探推断的成果无疑是一份很有价值的基础资料黄正耀等，1986。电测深在成都平原水资源调查中的应用效果，四川地质，物化探专辑。。

张宗祜1闵隆瑞2朱关祥3张静1(1.中国地质科学院水文地质环境地质研究所，河北石家庄050061;2.中国地质科学院地质研究所，北京100037;3.中国地质科学院，北京100037)1 周口店阶阶名及其名称由来1963年全国地层委员会裴文中、周明镇、郑家坚编写的《中国的新生界》中，将更新世中期含中国猿人、石器和梅氏犀、中国鬣狗、肿骨鹿等哺乳动物的周口店洞穴堆积名之为“周口店阶”。1999年12月第二届全国地层委员会第四系工作组在十三陵断代工作会议期间再次提出建立周口店阶。2002年被正式列入中国区域年代地层表中。2 周口店阶层型和副层型剖面位置周口店阶命名地点是北京西南59km处的房山县周口店，地理坐标:北纬39°42"东经116°。层型剖面位于周口店龙骨山奥陶纪石灰岩洞穴，其编号为周口店第一地点，即中国猿人化石产地，乘坐公交车即可到达(图1)。图 1 北京房山周口店阶层型剖面交通位置图为了能更广泛地进行区域性对比，2006 ～2007 年间，张宗祜、闵隆瑞等在距北京 200 多千米的河北阳原泥河湾盆地郝家台台儿沟泥河湾阶之上建立了一个河湖相周口店阶副层型剖面。宣大高速公路和秦大铁路可到达化稍营镇(图 2)。图 2 河北阳原化稍营郝家台台儿沟副层型剖面交通位置图3 周口店阶的层型剖面描述3.1 北京房山周口店第 1 地点层型剖面。第 1 地点的洞穴东西长 140 余米，南北最宽处约 20 m，向西渐渐变窄。堆积层基本上是由冻裂物理风化形成的角砾层与非角砾层相间互层组成，洞内剖面厚度有一定的差异，但自上而下统一分为 13层，总厚 35.00 m。中国主要断代地层建阶研究报告:2006～20093.2 河北阳原化稍营郝家台台儿沟周口店阶副层型剖面。剖面描述见图 3。图 3 河北阳原化稍营郝家台台儿沟周口店阶副层型剖面柱状图4 周口店阶的底界界线定义4.1 岩性特征(1)北京房山周口店第一地点层型剖面底部第13 层的岩性是: 红色粉砂质粘土角砾层，角砾风化较强，厚 2.0 m。(2)河北阳原化稍营郝家台台儿沟周口店阶副层型剖面底部的岩性是: 浅红色粘土层夹 1 层浅黄绿色砂质粘土层，厚 1.6 m。从(1)、(2)岩性可见，周口店期开始是处于氧化较强的环境，故岩性均呈红色。4.2 磁性地层和同位素年龄(1)北京房山周口店第一地点层型剖面属古地磁布容正向极性时，第 13 层底约距今 0.78 Ma(B/M 界线); 第 12 层年龄:(0.641 ± 0.032)Ma(ESR)。(2)河北阳原化稍营郝家台台儿沟副层型剖面底是在古地磁极性柱 B/M 界线之下 1.6 m 处，约0.80 Ma。从(1)、(2)磁性地层分析，周口店阶底部年龄为 0.78Ma(B/M)左右。4.3 古生物标志(1)北京房山周口店第一地点层型剖面孢粉分析结果表明，第 13 层(即剖面底)为孢粉贫乏带，仅个别样品见少量 Artemisia(蒿)和 Selaginella sinensis(中华卷柏)。(2)河北阳原化稍营郝家台台儿沟副层型剖面周口店阶底部孢粉分析结果表明，孢粉含量少，以Artemisia(蒿)、Gramineae(禾本科)为主。介形类分析结果表明，主要分子有: Limnocythere dubiosa(疑湖花介)、Limnocythere sancti-patricii(单瘤湖花介)、Ilyocypris gibba(隆起土星介)、Limnocytherebinoda(双瘤湖花介)、Leucocythere plethora(丰满白花介)等，而其中以 Limnocythere dubiosa 占绝对优势，可作为古生物标志。5 周口店阶的单位层型内年代地层和生物地层特征描述5.1 北京房山周口店第一地点周口店阶年代地层和主要古生物特征5.1.1 同位素年龄及磁性地层1)氧同位素测定结果: 非角砾层可与太平洋 V28 － 238 氧同位素奇数段对比，代表间冰期; 角砾层则可与偶数段对比，代表冰期。2)铀系测年结果中国主要断代地层建阶研究报告:2006～2009第 7 层年龄值为: 0.37 ～0.40 Ma中国主要断代地层建阶研究报告:2006～2009第 10 层年龄值为:(0.462 ±0.054)Ma3)热释光测年结果第 4 层年龄值为:(0.292 ±0.026)Ma 和(0.312 ±0.028)Ma第 10 层年龄值为: 0.417 ～0.592Ma4)裂变径迹测年结果第 4 层年龄值为:(0.306 ±0.056)Ma第 10 层年龄值为:(0.46 ±0.045)Ma5)ESR 测年结果第 4 层年龄值为:(0.306 ±0.056)Ma第 10 层年龄值为:(0.462 ±0.045)Ma6)氨基酸外消旋法测年结果第 8、9 层年龄值为: 0.390Ma7)古地磁测定整个剖面属布容(Brunhes)正向极性时，第 13 层底约距今 0.73Ma5.1.2 哺乳动物化石以北京猿人、肿骨鹿为代表，主要组成分子是:北京猿人 Homo erectus pekingensis(1929 ～1933 年发掘时称中国猿人 Sinanbhropus pekinensis Black)肿骨鹿 Megaloceros pachyosteus Young中国鬣狗 Hyaena sinensis Zdansky杨氏虎 Felis youngi Pei三门马 Eqnus sanmeniensis Teilhard et Pivetean剑齿虎 Megantareon inexpectatus Teilhard披毛犀 Coelodonta antiquitatis Blumenbach居氏大河狸 Trogontherium cf.cuvieri Fischer梅氏犀 Rhinoceros merki Jue562ger巨骆驼 Paracamelus gigas Schlosser洞熊 Ursus speaeus Blumenbach德氏水牛 Bubalus teihardi Young纳玛象 Palaeoloxodon cf.namadicus Falconer et Cautley猎豹 Cynailurus sp.豪猪 Hystrix subcristata Swinhoe北京麝 Moschus moschiferus ver.Pekinensis Young裴氏转角羚羊 Spirocerus peii Yoang硕猕猴 Macacus robustus Young竹鼠 Rhizomys sp.鼹鼠 Scaptochirus primitivus Zdansky狼 Canis lupus L.狐 Vulpes cf.corsac L.豹 Felis pardus L.5.1.3 孢粉组合带特征第 13 层: 孢粉贫乏，仅个别样品见少量蒿(Artemisia)及中华卷柏(Selaginella sinensis)。第 12 ～ 10 层: 温带落叶阔叶林 － 草原的胡桃楸(Juglans mandshurica)－ 榆(Ulmus)－ 栎(Quercus)－ 蒿(Artemisia)组合。第 8、9 层: 中华卷柏(Selaginella sinensis)－ 薄叶卷柏(Selaginella delicatula)－ 桦(Betula)－榆(Ulmus)组合。第 7 层: 蔷薇科(Rosaceae)－ 葎草(Humulus)－ 禾本科(Gramineae)组合。第 6 层: 中华卷柏(Selaginella sinensis)－ 翠云草(Selaginella unicinata)－ 钱苔(Riccia)组合。第 5 层: 未采样。第 4 ～1 层: 藜科(Chenopodiaceae)－ 蒿(Artemisia)－ 蓼(Polygonum)－ 中华卷柏(Selaginel-la sinensis)－ 松(Pinus)组合。5.2 河北阳原化稍营郝家台台儿沟周口店阶年代地层和主要古生物特征5.2.1 周口店阶底界之上 1.6 m 处为古地磁 B /M 界线，故其底界接近 B /M 界线，约 0.80 Ma周口店阶顶界在图 3 中，143 层(118.0 ±25.7)ka 年龄采样点下 1 m 处，约 120 ka，接近更新统上部 128 ka 的界线。5.2.2 介形类组合特征周口店阶介形类化石较丰富，为 Limnocythere(湖花介)－ Ilyocypris(土星介)－ Eucypris(真星介)组合，主要分子有: Limnocythere dubiosa，Limnocythere sancti － patricii，Ilyocypris cornea，Ilyocypris dunschanensis，Eucypris inflata 等化石。沉积环境为湖相，气候较暖干，水体较咸。5.2.3 孢粉组合段特征以图 3 中 138 层底(深 19.45m)为界，划分为 2 个组合段。下组合段: 孢粉含量少，孢粉浓度为 0.9 ～22.3 粒/克，木本植物花粉以 Pinus(松属)为主，还有 Picea(云杉属)，Abies(冷杉属); 草本植物花粉以 Artemisia(蒿属)，Chenopodiaceae(藜科)为主，不能确切反映本段植被面貌。上组合段: 孢粉浓度为 3.2 ～ 24.8 粒/克，木本植物花粉占 0 ～ 66.7%，有 Pinus(松属)，Picea(云杉属)，Cupressaceae(柏科); 草本植物花粉占 33.3% ～ 100%，以 Artemisia(蒿属)，Gramineae(禾本科)为主，偶见蕨类植物孢子 Polypodiaceae(水龙骨科)，此孢粉组合特征反映出由针叶阔叶树种组成的疏林草原植被面貌，气候较温干。6 对 比 关 系6.1 北京房山周口店阶在周口店地区对比性较好第 1 地点 10 ～13 层，可与周口店第 9、13 地点对比。第 1 地点第 4 ～9 层可与周口店 8、6、5 和 2 地点对比。第 1 地点第 1 ～3 层可与周口店 15、4、21、23、24 和 20 地点对比。第 1 地点北东的太平山北坡西地点堆积层之(4)与(5)层也可与本阶对比。6.2 河北阳原化稍营郝家台周口店阶在泥河湾盆地东部对比性较好经古地磁测定，阳原县郝家台小渡口剖面、小长梁剖面、官亭村西鹿角梁剖面、洞沟剖面和蔚县东窑子头剖面与红崖剖面等，均测到 B/M 界线，即周口店阶底部界线。其界线在壶流河东一般埋深22 ～ 34 m，壶流河西则埋深 10 余米。可见，周口店阶在阳原盆地东部，包括壶流河下游两侧普遍存在。在官厅村附近，周口店阶顶面之上我们发现10 多枚古人类牙齿及古人类头盖骨碎片，其年龄约11万年。在红崖村周口店阶中与郝家台台儿沟一样含有介形类 Limnocythere dubiosa(疑湖花介)－L.sanctipatricii(单瘤湖花介)－ L.binoda(双瘤湖花介)组合。6.3 与国内其他地区对比(1)中国北方渭河流域陈家窝组相当于周口店期早期堆积; 大荔组相当于周口店期晚期堆积。(2)中国南方四川盐井沟洞穴堆积、桂北笔架山洞穴堆积和雷州半岛北海组等均与周口店期同期。主要参考文献曹伯勋，田明中，袁铃声等.1994.北京周口店新发现的洞穴堆积物研究.武汉: 中国地质大学出版社陈茅南.1988.泥河湾层的研究.北京: 海洋出版社杜恒俭，陈华慧，曹伯勋主编.1981.地貌学及第四纪地质学.北京: 地质出版社，308 ～309黄培华.1991.北京猿人洞堆积层的 ESR 年代、堆积旋回与深海气候旋回的对比研究.刊于“中国海陆第四纪对比研究”.北京: 科学出版社黄万坡.1960.中国猿人洞穴堆积，古脊椎动物与古人类，2.(1): 83 ～95计宏祥.1991.中国中更新世哺乳动物化石群.中国科学院古脊椎动物与古人类研究所参加第十三届国际第四纪地质大会论文集.北京:北京科学技术出版社贾兰坡，黄慰文.1984.周口店发掘记 .天津: 天津科学技术出版社贾兰坡，卫奇.1982.建议用古人类学和考古学的成果建立我国第四系的标准剖面.地质学报，56(3)贾兰坡.1950.中国猿人(北京人).龙门联合书局贾兰坡.1956.对中国猿人石器的新看法.考古通讯(6): 1 ～8贾兰坡.1959.关于中国猿人的骨器问题.考古学报，(3): 1 ～3贾兰坡.1959.中国猿人化石产地 1958 年发掘报告.脊椎动物与古人类，1(1)，21 ～26贾兰坡.1964.中国猿人及其他文化.北京: 中华书局李任伟，林大兴.1979.我国“北京人”、“蓝田人”和“元谋人”产地骨化石中氨基酸的地球化学.地质科学，(1): 56 ～62刘东生，刘敏厚，吴子荣，陈承惠.1964.关于中国第四纪地层划分问题.刊于“第四纪地质问题”.北京: 科学出版社，P.49 ～50刘泽纯.1983.北京猿人洞穴堆积反映的古气候变化及气候地层学上的对比.人类学学报，2.(2)闵隆瑞，迟振卿，朱关祥.2000.从井儿洼孔岩芯看阳原盆地第四纪湖相层的划分.地质学报，74(2): 108 ～115闵隆瑞，迟振卿.2003.河北阳原盆地西部第四纪地质.北京: 地质出版社闵隆瑞，张宗祜，王喜生，郑绍华，朱关祥.2006.河北阳原台儿沟剖面泥河湾组底界的确定.地层学杂志，30(2): 103 ～108南京大学地理系地貌教研组编著.1961.第四纪地质学 .北京: 人民教育出版社 P.326 ～329裴文中，张森水.1985.中国猿人石器研究.北京: 科学出版社裴文中，周明镇，郑家坚.1963.中国新生界.北京: 科学出版社，P.18 ～31裴文中.1930.中国猿人化石之发现.科学 14(8): 1127 ～1133裴文中.1931.周口店洞穴层之时代及其与近古期地层之比较.中国地质学会志，第 10 卷裴文中.1957.中国第四纪哺乳动物群的地理分布.古脊椎动物学报，1(2)裴文中.1934.周口店洞穴采掘记.地质专报乙种 7，(1)钱方等.1980.周口店猿人洞堆积物磁性地层的研究.科学通报，25(4)邱中郎等.1976.周口店新发现的北京猿人化石及文化遗物.古脊椎动物与古人类，11(2): 109 ～131孙孟蓉.1965.周口店中国猿人化石层孢粉组合.中国第四纪研究，4(1): 84 ～104吴汝康，贾兰坡.1954.周口店新发现的中国猿人化石.古生物学报，2(3): 267 ～288吴汝康，吴新智，张森水.1989.中国远古人类.北京: 科学出版社吴汝康.1980.中国古人类学三十年(1949 ～1979)，古脊椎动物与古人类.18(1): 1 ～8吴汝康等.1985.北京猿人遗址综合研究.北京: 科学出版社夏明.1982.周口店北京猿人洞骨化石铀系年龄数据 － 混合模式.人类学学报，1(2): 191 ～196徐仁.1965.中国猿人时代的北京气候环境.中国第四纪研究，4(1): 77 ～83杨怀仁主编.1987.第四纪地质.北京: 高等教育出版社，P.378 ～381杨钟健.1930.周口店之化石堆积.科学 14(8): 1099 ～1126杨钟健.1933.中国猿人化石及新生代地质概论.地质专报乙种，5(1)杨子庚，牟昀智.1981.对周口店地区晚新生代地层的新认识.科学通报(13)杨子赓等.1983.北京猿人时期的地层与环境.海洋地质与第四纪地质，3(4)袁复礼，杜恒俭.1984.中国新生代生物地层学.北京: 地质出版社张宗祜，闵隆瑞，王喜生，朱关祥，郑绍华，张静，赵华.2008.中国陆相第四系泥河湾阶综合研究报告.见: 第三届全国地层委员会编，中国主要断代地层建阶研究报告(2001 ～2005).北京: 地质出版社.张宗祜，闵隆瑞，朱关祥.2003.河北省阳原台儿沟剖面泥河湾河湖相层岩石地层的划分.地质通报，22(6)379 ～383周慕林，闵隆瑞，王淑芳.2000.中国地层典·第四系.北京: 地质出版社.P.96 ～97Andersson，J.1919.Preliminary description of a bone deposit at Chou Kou Tien in Fang Shan Hsien Chihli Province.Geografiska Annaler，1Andersson，J.1923.Essays on the Cenozoic of northern China.Geol.Mem.Ser.A，(3): 1 ～ 152Barbour，G.1930.The geological background of Peking Man.(Sinanthropus).Science，72，635 ～ 636Black，D.1927，On a lower molar hominid tooth rfom the Chou Kou Tien deposit.Pal.Sin.Ser.D.，7(1): 1 ～ 28Black，D.1927.Further hominid remains of Lower Quaternary age form the Chou Kou Tien deposit.Nature.120，954Black，D.1927.Tertiaryman in Asia: The Chou Kou Tien discovery.Bull.Geol.Soc.China，5，207 ～ 208Black，D.1929.Sinanthropus pekinensis，－ A futher note on new material discovered at Chou Kou Tien in 1928，and its zoogeographical signifi-cance.Proc.Fourth Pacific Science Congress in Java，3，105 ～ 112Black，D.1930.Preliminary report on the discovery of skull of adult Sinanthropus pekinensis at Chou Kou Tien，The Chira journal，12，163 ～ 164Black，D.1932.Skeletal remains of Sinanthropus other than skull parts.Bull.Geol.Soc.China，11，365 ～ 374Black，D.1934.On the discovery，morphology and environment of Sinanthropus pekinensis.Philosophical Transactions of the Royal Society of Lon-don Ser.D，(223)，57 ～ 120Bohlin，B.1927.Excavation of the Chou Kou Tien deposit.Bull Geol.Soc.China，6，345 ～ 346Breuil，H.1932.Le Gisement á Sinanthropus de Chou Kou Tien(China)et ses vestiges de feu et l"industrie.Anthropos，27，1 ～ 10Breuil，H.1939.Bone and antler industry of the Choukoutien Sinanthropus site.Pal.Sin.New ser.6，1 ～ 41Pei，W.C.1930.An account of the discovery of an adult Sinanthropus skull in the Chou Kou Tien deposit.Bull.Geol.Soc.China，8，203 ～ 205Pei，W.C.1931.The age of the Choukoutien deposits.Bull.Geol.Soc.China，10，165 ～ 178Pei，W.C.1934.Carnivora from locality l of Choukoutien.Pal.Sin.Ser.C，7，(2)Teilhard de Chardin，P.And Pei W.C.1932.The lithic industry of the Sinanthropus deposits in Choukoutien.Bull.Geol.Soc.China，11，317～ 358Teilhard de Chardin，P.And Young，C.C.1929，Preliminary report on the Chou Kou Tien fossiliferous deposit.Bull.Geol.Soc.China，8，175～ 202Teilhard de Chardin，P.1941.Early man in China.Inst.Geo-Biol.，7，1 ～ 99Weidenreich，F.1935.The Sinanthropus Population of Choukoutien(locality l)with apreliminary report on new disocverles.Ball.Geol.Soc.Chi-na，14，427 ～ 468Weidenreich，F.1936.Sinanthropus pekinensis: A comparative study.Pal.Sin.Ser.D，7，(3): 1 － 162Weidenreich，F.1937.The forerunner of Sinanthropus pekinensis，Bull.Geol.Soc.China，17，137 ～ 144Weidenreich，F.1943.The skull of Sinanthropus pekinensis: A comparative study on a primitive hominid skull.Pal.Sin.New Ser.，D，10，1 ～184Young，C.C.1930.On the mammalian remains from Chikushan，near Choukoutien，Pal.Sin.Ser.C，7，(1): 1 ～ 24Young，C.C.1932.On the Artiodactyla from Locality 1 of Choukoutien.Pal.Sin.Ser.C.8，(2): 1 ～ 158Young，C.C.1934.On the Insectivora，Chiroptera，Rodentia and Premates other than Sinanthropus from locality l in Choukoutien.Pal.Sin.Ser.D，8，(3): 1 ～ 139Zdansky，O.1923.Ueber ein Sue562ugerlnochenlager in Chou Kou Tien，Provinz.Chihli.Bull.Geol.Surv.China，(5): 83 ～ 89Zdansky，O.1928.Die Sue562ugetiere der Quue562rtarfauna von Choukoutien.Pal.Sim.Ser.C，5，(4): 1 ～ 146

在本节中，运用Processing Modflow软件，对研究区内第四系地下水系统地下水流场变化情况进行数值模拟计算，研究第四系地下水系统流场的演变情况，本次模拟总面积与研究区面积一致，为25km2。通过数值模拟，更加细致地刻画了研究区第四系地下水系统中六价铬污染晕的变化情况，进而为研究抽水处理技术的可行性奠定基础。11.3.2.1 水文地质概念模型(1)含水层和弱透水层概化水文地质概念模型是研究区水文地质条件的综合和概化，是建立数学模型的基础，根据研究区水文地质条件及钻孔资料分析，研究区内第四系地下水系统主要由多层交互的砂、粉砂、粉土与黏土层构成，含水层组岩相变化与分布规律明显。从地下水流动系统的观点看，本区第四系地下水系统的补给、径流与排泄条件清楚;地下水除了在水平方向上发生交换外，垂向上的交换是必然的。根据水文地质特征，结合含水层组的划分，通过一定的钻孔资料分析，将第四系地下水系统概化为自上向下的含水层(第Ⅱ含水组)→弱透水(隔水层)→含水层(第Ⅲ含水组)结构系统(图11.24)。含水层岩性以砂性土为主，含有若干相对较薄的不连续的黏性土夹层或透镜体，但每个含水层仍然具有较强的统一的水力联系。弱透水层主要是由厚度较大的连续的黏性土组成，构成承压含水层的顶板和底板。相邻含水层在水头差作用下，通过其发生越流，含水层与弱透水层构成多层结构的含水系统。图11.24 研究区第四系地下水系统水文地质概念模型(2)初始条件及边界条件的概化据研究区内第四系地下水系统地下水流特征及地层结构分析，将侧向边界确定为流量边界;其量根据第四系地下水系统地下水流场、地层结构和周边地下水动态观测井的情况来确定。第四系地下水系统水文地质概念模型的第一层顶部为模型的上边界，通过该边界，与外界发生垂向水量交换，如大气降水入渗补给、河流与灌溉入渗补给、潜水的蒸发及植物的蒸腾作用等。底部以第Ⅲ含水组底部为边界，由于第Ⅲ含水层组底部为第Ⅳ含水层组，第Ⅳ含水层组赋存于新生界系;该组岩性在上部有较厚的泥岩和泥砾岩层，成为隔断第Ⅲ含水组与第Ⅳ含水层组水力联系的隔水层。第四系地下水系统水文地质概念模型第三层和第一层之间通过第二层越流进行水量交换。11.3.2.2 数学模型的建立与求解(1)数学模型的建立分析研究区第四系地下水系统水文地质结构模型，在确立了地下水侧向、垂向边界后，根据已掌握地下水动态特征，确定研究区为非均质各向同性非稳定流地下水系统，其数学模型[62]如下:潜水含水层数学模型为变环境条件下的水资源保护与可持续利用研究变环境条件下的水资源保护与可持续利用研究变环境条件下的水资源保护与可持续利用研究变环境条件下的水资源保护与可持续利用研究承压含水层数学模型为变环境条件下的水资源保护与可持续利用研究变环境条件下的水资源保护与可持续利用研究变环境条件下的水资源保护与可持续利用研究变环境条件下的水资源保护与可持续利用研究式中:H1、H2为潜水和承压的水头;K1为潜水含水层渗透系数;T1为承压含水层导水系数;K"、M"为潜水含水层于承压含水层之间弱透水层或岩性“天窗”处介质的垂向渗透系数及厚度;B为潜水含水层底板标高;W为源汇项;ε为承压水含水层的开采强度;μe、μd为潜水含水层的重力给水度和承压水含水层的弹性给水度;t为时间;qn为单位流量在垂直Г上的分量;h0为初始水位;Ω1、Ω2为潜水含水层和承压水含水层计算区范围;Г1为已知水位边界(一类边界);Г2为已知流量边界(二类边界)。(2)数学模型的求解本次研究采用地下水数值模拟软件Processing Modflow，利用美国地质调查局所开发的三维有限差分地下水流模型Modflow和IBS软件包进行模拟求解。Processing Modflow是由 Wen-Hsing Chiang和 Wolfgang Kinzelbach等在以 Modflow为基础研制开发的模拟地下水运动和溶质运移的计算软件，能够模拟由于抽水处理技术抽取地下水引起的含水层的压缩量，由Interbed-Storage Package(IBS)来实现。其求解方法是在计算区域内采用矩形剖分和线性插值，应用有限差分法将上述数学模型离散为有限单元方程组，然后求解。(3)空间离散整个模拟研究区面积为25km2，据水文地质概念模型范围、第四系地下水系统含水层结构特征及第四系地下水系统地下水流动特征，将研究区剖分为69行104列，共剖分7176个单元格(图11.25)。图11.25 研究区第四系地下水系统网格剖分立体示意图(4)时间离散地下水渗流过程是个缓慢过程，往往需要较长时间序列的观测资料，进行综合分析。研究区第四系地下水系统地下水流场计算利用资料最为齐全的2005～2009年水位观测资料进行模拟，模拟期为2005年1月到2009年12月末，将整个模拟期划分为59个应力期，计算时间步长为1个月(30d)，预测期为2010年12月～2020年12月。11.3.2.3 汇源项的确定(1)降水入渗补给量研究区第四系地下水系统最主要的补给来自大气降水。降雨量主要通过气象站的观测数据获得，与相应的降雨入渗系数(图11.26)进行属性叠加计算，得到降雨入渗量。除此之外，该地区的补给还包括河流入渗量，农业灌溉入渗量和由第四系地下水系统流场及达西定律计算得到侧向流量等(表11.8)。计算公式如下:Q降=αkPF (11.13)式中:Q降为降水入渗补给总量，m3/a;α为降水入渗系数，根据计算区表层土性质和多年水位埋深综合选取;k为有效入渗面积调整系数;P为计算区多年平均降雨量，m/a;F为计算区面积，m2。(2)越流补给量研究区内第四系地下水系统第Ⅱ含水组和第Ⅲ含水组之间存在一定的水位差，两个含水组之间隔水层相对较薄，累积厚度为6～8m;再加上由于研究区内大量施工供水井，人为沟通了两个含水组，存在第四系地下水系统第Ⅱ含水组对第四系地下水系统第Ⅲ含水组的越流补给，越流补给量计算公式如下:变环境条件下的水资源保护与可持续利用研究式中:Qy为相邻含水层的越流补给量，m3/d;Kμ、Ke为开采层上、下部弱透水层垂直渗透系数，m3/d;Mμ、Me为开采层上、下部弱透水层厚度，m;Fμ、Fe为开采层上、下部越流面积，m;Hμ、He为开采层的越流层水位，m;h为开采层的水位或开采漏斗的平均水位，m。图11.26 研究区第四系地下水系统降水入渗系数分区图表11.8 研究区第四系地下水系统补给量和排泄量计算表(3)排泄量研究区内第四系地下水系统地下水排泄方式主要是人工开采。人工开采主要包括B钢厂水源地，A钢厂水源地和城区第一水源地的开采;另外，研究区内其他自备井分布比较均匀，故将其地下水开采量总量进行平均，然后均匀分布于全区进行计算。通常认为水位埋深大于4m的地区潜水蒸发量较小，而研究区内第四系地下水系统潜水分布于地表5m以下，可认为研究区蒸发量较小(表11.8)。Q蒸=ckεF (11.15)式中:Q蒸为蒸发排泄总量，m3/a;c为蒸发系数，根据计算区表层土性质和多年水位埋深综合选取;k为有效蒸发面积调整系数;ε为计算区多年平均蒸发量，m/a;F为计算区面积，m2。11.3.2.4 模型的识别与验证(1)初始流场的确定研究区内第四系地下水系统第Ⅱ含水组长观孔共5个，第Ⅲ含水组长观孔共6个(图11.27)。研究区第四系地下水系统地下水流场模拟选择2005年1月研究区第四系地下水系统地下水等水位线图作为初始流场(图11.28和图11.29)。图11.27 研究区内第四系地下水系统长观孔分布图图11.28 研究区2005年1月第四系地下水系统第Ⅱ含水组地下水等水位线图图11.29 研究区2005年1月第四系地下水系统第Ⅲ含水组地下水等水位线图(2)水文地质参数的确定研究区第四系地下水系统地下水流模拟模型水文地质参数包括第四系地下水系统第Ⅱ和第Ⅲ含水层组及弱透水层的渗透系数、重力给水度及释水系数。据收集的所在区“地下水资源开发区划报告”导水系数分区图和多组抽水试验所取得的各井孔第四系地下水系统第Ⅱ和第Ⅲ含水层组的水文地质参数作为数值模型计算的初步参考，将研究区第四系地下水系统第Ⅱ和第Ⅲ含水层组的水文地质参数分为以下几个量值区(表11.9和表11.10，图11.30和图11.31)。表11.9 研究区第四系地下水系统第Ⅱ含水层组渗透系数分区取值表表11.10 研究区第四系地下水系统第Ⅲ含水层组渗透系数分区取值表图11.30 研究区第四系地下水系统第Ⅱ含水层组水文地质参数分区示意图图11.31 研究区第四系地下水系统第Ⅲ含水层组水文地质参数分区示意图(3)模型验证结果从2009年11月第四系地下水系统第Ⅱ含水组(5个长观孔)和第Ⅲ含水组(6个长观孔)等水位线拟合曲线图(图11.32和图11.33)可以看出，研究区第四系地下水系统地下水等水位线与实际较为吻合，计算的第四系地下水系统地下水流场变化与实际地下水流场的变化在数量上基本一致。图11.32 研究区2009年11月第四系地下水系统第Ⅱ含水组等水位线拟合曲线图图11.33 研究区2009年11月第四系地下水系统第Ⅲ含水组等水位线拟合曲线图图11.34 研究区第四系第Ⅱ含水组观05地下水水位观测值与计算值拟合曲线图选取研究区第四系地下水系统第Ⅱ含水组具有典型代表性的观05、观08和第Ⅲ含水组具有典型代表性的TC004、TC005观测孔进行拟合，研究区第四系地下水系统第Ⅱ含水组水位动态观测值与计算值拟合曲线图(图11.34和图11.35)曲线变化相对较为平缓，实测值曲线各年波动相对较大;第Ⅲ含水组水位动态观测值与计算值拟合曲线图(图11.36和图11.37)曲线变化相对较为平稳，实测值曲线各年波动相对较大。动态结果表明第四系地下水系统第Ⅱ含水组和第Ⅲ含水组地下水位动态观测值与计算值变化趋势一致;经过不断调参，所建立的第四系地下水系统地下水流数学模型对水文地质条件的概化、边界条件的选择以及参数的确定等都与研究区的实际情况符合较好。最终确定研究区第四系地下水系统水文地质参数(表11.11、表11.12)，可以作为该模型地下水水位及流场预报的参数。图11.35 研究区第四系第Ⅱ含水组观08地下水水位观测值与计算值拟合曲线图图11.36 研究区第四系第Ⅲ含水组TC004地下水水位观测值与计算值拟合曲线图图11.37 研究区第四系第Ⅲ含水组TC005地下水水位观测值与计算值拟合曲线图表11.11 研究区第四系地下水系统第Ⅱ含水层组渗透系数分区取值表表11.12 研究区第四系地下水系统第Ⅲ含水层组渗透系数分区取值表11.3.2.5 第四系地下水系统地下水流场预测预测时间为2010年11月至2020年12月;其中2011年6月以后，A钢厂和B钢厂水源地全部关闭。根据第四系地下水系统地下水流模型进行预测，并分别给出两大水源地关停后2011年年底、2012年年底、2015年年底和2020年年底第四系地下水系统第Ⅱ含水组和第Ⅲ含水组地下水流场预测图(图11.38～图11.45)。图11.38 研究区2011年12月第四系地下水系统第Ⅱ含水组地下水流场预测图图11.39 研究区2012年12月第四系地下水系统第Ⅱ含水组地下水流场预测图图11.40 研究区2015年12月第四系地下水系统第Ⅱ含水组地下水流场预测图图11.41 研究区2020年12月第四系地下水系统第Ⅱ含水组地下水流场预测图图11.42 研究区2011年12月第四系地下水系统第Ⅲ含水组地下水流场预测图图11.43 研究区2012年12月第四系地下水系统第Ⅲ含水组地下水流场预测图图11.44 研究区2015年12月第四系地下水系统第Ⅲ含水组地下水流场预测图图11.45 研究区2020年12月第四系地下水系统第Ⅲ含水组地下水流场预测图另外，分别将现状年(2010年)第四系地下水系统第Ⅱ含水组和第Ⅲ含水组的六价铬污染晕与预测的地下水流场形态进行叠加，以便分析六价铬污染晕的发展趋势。(1)第四系地下水系统Ⅱ含水组地下水流场预测对比研究分析以上第四系地下水系统第Ⅱ含水组地下水流场预测图可得:1)水位整体上升。关闭两个钢厂水源地后，研究区第四系地下水系统Ⅱ含水组地下水位逐年上升。2011年年底，地下水水位为-19.1～-7.8m;2012年年底，地下水水位为-13.8～-6.9m;2015年年底，地下水水位为-7.9～-3.7m，到了2020年年底，地下水水位达到1.4～3.5m。研究区内第四系地下水系统两大水源地抽水井关闭，极大地减少了第Ⅱ含水组的人工排泄量，引起第Ⅱ含水组地下水位逐年上升。2)地下水位降落漏斗中心转移，地下水流动速度变缓。第四系地下水系统Ⅱ含水组地下水位降落漏斗中心向西转移至城区第一水源地。2011年年底的地下水位降落漏斗中心水力梯度为46‰，2012年年底的地下水位降落漏斗中心水力梯度为1.5‰，2015年年底的地下水位降落漏斗中心水力梯度为0.5‰，到2020年年的地下水位降落漏斗中心水力梯度底仅为0.08‰。以上说明漏斗中心水力坡度(地下水流动交换速度)逐年减小，至2020年，地下水位降落漏斗将基本消失。3)污染晕呈扩展趋势。两钢厂水源地关闭以后，研究区第四系地下水系统Ⅱ含水组地下水流场的变化主要表现在地下水水位上升和水流速度减缓。另外，研究区区域地下水水流方向也会发生一定的变化，但污染晕范围内地下水流向变化不大。结合现状污染晕形态和地下水流方向的变化可知，2015年以后，第四系地下水系统Ⅱ含水组污染晕会继续向西扩展，即向丰南第一水源地方向扩展。(2)第四系地下水系统Ⅲ含水组地下水流场预测对比研究分析由以上第四系地下水系统第Ⅲ含水组地下水流场预测图可得:1)水位整体上升。关闭两钢厂水源地抽水井，导致研究区内第四系地下系统第Ⅲ含水组排泄量大幅下降，以致地下水水位逐年上升;2012年年底，地下水水位为-55.6～-27.3m;2013年年底，地下水水位为-50.1～-24.5m;2015年年底，地下水水位为-45.1～-21.7m;到2020年年底，地下水水位达到-43.2～20.3m，表明研究区第Ⅲ含水组地下水水位整体呈现较大幅度的上升。2)地下水水位漏斗中心转移，地下水流动速度变缓。第四系地下系统第Ⅲ含水组地下水水位降落漏斗中心从A钢厂北厂院内逐渐转移至城区第一水源地，说明在关停水源地后，第Ⅲ含水组地下水向城区第一水源地流向汇集。2011年年底，地下水水位降落漏斗中心水力梯度为62.5‰;2012年底，地下水水位降落漏斗水力梯度为32.7‰;2015年底，地下水水位降落漏斗水力梯度为12.7‰;到2020年年底，地下水水位降落漏斗水力梯度仅为6.0‰。说明漏斗中心水力坡度(地下水流动交换速度)逐年减小，漏斗中心范围逐渐缩小;但至2020年，地下水位降落漏斗不会消失。3)污染晕呈扩展趋势。钢厂水源地关闭后，研究区第四系地下水系统第Ⅲ含水组地下水流场的变化主要表现在水位上升和区域水流方向发生一定的变化，水流速度也会减缓。结合现状年(2010年)污染晕形态和地下水流方向的变化可知，2011年以后，第Ⅲ含水组污染晕会继续向西扩展，即向城区第一水源地方向扩展，其扩展速度比第Ⅱ含水组污染晕要快。