怎麼樣寫區域地質背景

① 地質背景

一、區域地質背景

西加拿大盆地是一個NW－SE走向的古生代克拉通邊緣盆地，東邊以加拿大地盾為界，西邊以加拿大西部造山帶為界，北部延伸到西北特區進入北極圈，南面直達美國蒙大拿州與威利斯頓盆地匯合(圖6－2)。

西加拿大盆地的地層分布反映了其構造發育的兩個重要階段:①中泥盆世－中侏羅世的裂谷－漂移階段;②晚侏羅世－始新世的前陸盆地發育時期。盆地的基底為元古宙火成岩和變質岩以及下古生界殘余沉積物。下古生界地層在艾伯塔不是重要的油氣勘探目的層，但在威利斯頓盆地由於地層發育較全而含有豐富的油氣資源。

早－中泥盆世的拉張事件形成了西加拿大盆地的雛形，即NE—SW向的板內裂谷體系(Elk Point Rift)，具有特徵的裂陷期、以陸相紅層和蒸發岩為主、分布范圍有限的地層層系。盆地基底隆起如西艾伯塔洋脊(West Alberta Ridge)、塔斯里納隆起(TathlinaHigh)、和平河穹隆(Peace River Arch)以及規模巨大的碳酸鹽岩生物障壁礁復合體(Presquile Barrier)，形成相對封閉的沉積體系，僅在西北部有點礁發育(圖6－2)。在經歷了區域性不整合之後，盆地中的地層發育經歷了四個完整的碳酸鹽岩/泥岩沉積旋迴，即形成了Beaverhill Lake、Woodbend、Winterburn和Wabamun群(圖6－3)。在這個裂谷充填階段，盆地基底隆起逐漸被超覆，進而演化為被動大陸邊緣的開闊海相環境。在經歷泥盆紀末期沉積間斷之後，密西西比亞紀早期發生了大規模的海侵，以碳酸鹽岩沉積為主，形成一系列向西推進的碳酸鹽岩堤壩。在晚密西西比世—二疊紀時期，和平河穹隆古隆起瓦解，在碳酸鹽岩為主的大陸邊緣形成了一系列碎屑岩沉積。三疊系—侏羅系地層以碎屑岩沉積為主，並且存在剝蝕性不整合接觸。上侏羅統及其上覆地層主要為前陸盆地沉積。由於西加拿大造山帶的形成，沉積物主要分布在一個NW—SE向的海槽之中，西北部與海相通。伴隨著哥倫比亞和拉拉米運動，盆地中形成了五套粗碎屑岩沉積。盆地在始新世達到最大埋藏後抬升回返，海退方向為西北部北極圈的麥肯齊三角洲—碧福海。

圖6－10 落基山前Juri溪泥盆系最頂部至密西西比亞系Exshaw組烴源岩標准剖面

② 　地質背景綜述

對研究區地質背景的了解，尤其是大地構造屬性與地層區劃及地層系統、岩相古地理輪廓的總體分析與把握，是開展層序地層學研究的必要前提。

一、地層區劃特徵

研究區位於湖南、湖北交界地帶，屬於上揚子地台東南緣，具有較典型的被動大陸邊緣特徵（王鴻禎，1978,1981,1982；賴才根等，1980,1982；王鴻禎主編，1985；王鴻禎等，1986,1990；周明魁等，1992；劉寶瑁等，1993）（見圖1）。根據沉積類型、生物面貌、沉積厚度及層序結構以及頂底界特徵等原則（王鴻禎，1978），自北向南，研究區可分屬以下三個地層區類型（湖南區調隊，1986；曾慶鑾等，1987）。其總體特徵如下：

（1）大致沿桃源熱市—慈利龍潭河—吉首一線以北（北西），岩性及岩相與峽東宜昌一帶類似。其奧陶系下部為較純的碳酸鹽岩，夾少量泥頁岩；其上部則為泥質較多的碳酸鹽岩，並有碳硅質筆石頁岩等，最頂部為觀音橋層。靠近慈利一帶，奧陶系頂部—志留系底部則多有不同程度的缺失。生物群以三葉蟲、頭足、腕足等為主，間有筆石等。總體厚度300～400m。屬於一種基底較穩定的台地相區沉積環境，即揚子區。

（2）以桃源九溪—黃石和慈利陳家河一帶為代表，基本上沿武陵山南坡呈北東—南西向延伸。該區奧陶系沉積厚度較大（700～1000m）。其下部地層，自兩河口期至牯牛潭期，以含泥的碳酸鹽岩為主，夾多層碳酸鹽角礫岩等碎屑流沉積，向上逐漸過渡為泥質—粉砂質沉積。奧陶繫上部，自廟坡期至五峰期，該區則與揚子區相似，為含泥的碳酸鹽岩與碳硅質筆石頁岩，頂部出現觀音橋層。生物群以揚子型為主，夾有江南型，反映了一種沉積基底較活動、沉降較大的台地邊緣斜坡沉積環境，屬於通常所說的揚子區和江南區之間的過渡區（武陵山小區）。

（3）以桃江響濤園—安化毛鋪子一帶為代表，奧陶系為一套厚度不大（300m±）的硅泥質、碳泥質、粉砂質板狀頁岩，中上部夾含錳碳酸鹽岩及近源型濁積砂礫岩。其頂底分別與寒武系、志留系呈連續沉積，生物群以筆石為主體。與前兩區相比，總體上顯示出遠離碳酸鹽台地、相對飢餓的深斜坡－盆地沉積背景。該區即屬於揚子區與華南區之間的過渡區，習稱江南區（雪峰分區）。

二、地層劃分與對比

上揚子地台東南緣的峽東—湘西北地區，是我國華南地區奧陶系經典研究區之一。地層研究工作最早可以追溯到20世紀初20、30年代。李四光（1924）、田奇鐫等（1933）、王鈺（1938）以及孫雲鑄（1941）等地學前輩，曾在該區內做過許多開創性研究。新中國成立以來，更有許多學者在此進行了多方面、多層次的工作，如楊敬之、穆恩之（1954）、張文堂（1957,1962,1982）、金玉琴等（1959,1964）、劉義仁、傅漢英（1984,1989）、安太庠等（1980,1987）、汪嘯風等（1980,1983,1987），等等。另外，湖北省和湖南省地礦局所屬單位等，則對該區進行了地質填圖及專題研究，如湖北省地礦局三峽地層研究組、原地質礦產部宜昌地質礦產所、湖北及湖南區調隊等。數十年的積累，已使該區的生物地層學及相關研究達到較高的水平。宜昌黃花場剖面等已成為我國奧陶系指定層型剖面（賴才根等，1982；汪嘯風等，1987）。

本文基本沿用該區現有的地層系統（表1-1）。奧陶系的年代地層特別是階根據賴才根等（1982）以及汪嘯風和陳旭等（1996）的劃分綜合而成。筆石帶、牙形石帶則分別參照安太庠（1987）、倪世釗等（1987）、陳旭等（1993）、汪嘯風和陳旭等（1996）、張建華（1996）等人的資料綜合。寒武—奧陶系暫以Cordylos lindstromi帶的底界為界，奧陶—志留系暫以Glyptograptus persculptus帶底界為界（汪嘯風等，1987,1992）。系、階界線年齡分別採用Harland等（1989）以及王鴻禎、李光岑（1990）和王鴻禎（1996）的數據。岩石地層劃分基本根據曾慶鑾等（1987）、湖南區調隊（1986）及汪嘯風和陳旭等（1996），但此次在湘西北劃分出了大田壩組、舍人灣組等，並對桃花石組等岩石地層單位的界線，從層序地層學的角度進行了重新釐定（參見第八章）。

表1-2研究區奧陶紀古斜坡坡度及碎屑流靜力學強度表

註：HJ即九溪剖面，HH為桃源黃石鎮剖面，HC為慈利陳家河剖面。O₁p即盤家嘴組，O₁m即馬刀育組這三條剖面均屬於武陵山小區。HX則為桃江響濤園（南石沖）剖面，O₂n即南石沖組，屬於湘中區。

從上表中可以看出：

（1）研究區奧陶紀古斜坡坡度為0.12°～1.40°。它們包含在現代所觀測的可發生碎屑流的斜坡角范圍中（0.1°～6.5°）（Embley,1976;Jacobi,1976），與李傑測算的川陝及湘黔交境晚寒武世發生碎屑流沉積的古斜坡坡角（0.28°～2.49°；1.07°～2.35°）相比較，總體上也是一致的。

（2）研究區內碎屑流靜力學強度值的范圍在10²～10⁴Pa之間。這與A.M.Johnson（1970）關於現代地表泥石流的強度（10²～10⁴Pa）及劉寶珺（1990）關於湘黔地區寒武紀碎屑流靜力學強度（10²～10⁴Pa）李傑關於川陝、湘黔交境地區晚寒武世碎屑流靜力學強度（10³～10⁴Pa）是基本吻合的。

（3）如果測量值沒有大的偏差的話（不排除因露頭面積所限、所能見到的最大等軸粒礫石的直徑有可能會偏小等），那麼，奧陶紀早期湘北九溪一帶的古斜坡坡度角，看起來總體上要比晚期湘中響濤園一帶的大一些。同時，根據當前的坡度測算值，並參考台地邊緣湘北熱市—茅草鋪一帶當時的古水深（潮間帶附近）等，可以估算出湘北九溪一帶和湘中響濤園一帶古斜坡在理想狀態下的「古水深」。其中，前者大多為100～200m，後者則為350～700m左右。這也從另一個角度說明了問題：前者屬於碳酸鹽台地前緣斜坡，後者則可能已屬外陸棚緩坡地帶或盆地相區（王鴻禎，1985；湖南區調隊，1986；周名魁等，1993；劉寶珺等，1993）。前者大體上或可與現代熱帶－亞熱帶海洋的大堡礁及巴哈馬台地邊緣等相比照，後者則大致可與我國東海及黃海陸架外部等相對應。同時，這也表明，此前有關九溪一帶「下奧陶統存在著等深流沉積」的認識（高振中等，1995）是令人懷疑的，至少是值得商榷的。

由此可見，上揚子地台東南緣湘西北—湘中一帶的沉積基底，自北西向南東，大致上從坡度稍陡的碳酸鹽台地前緣斜坡，逐漸轉換為坡度較緩的外陸棚緩坡或盆地相區，基本上繼承了震旦、寒武紀以來的面貌（劉寶珺，1991；劉寶珺等，1993）。而由於紅花園期之後碳酸鹽岩台地的被淹沒（劉寶珺等，1993）和沉積充填，坡度稍陡的碳酸鹽台地前緣斜坡，已隨之轉化為坡度較緩的陸棚緩坡的一部分。即自大灣期開始，研究區的沉積基底環境又有了一些改觀。

Von Bubnoff（1954）最早運用了時間－沉積厚度曲線，即平均沉降速率來表達沉積盆地沉降史。盡管它比現在的「反剝法」所達到的精度稍低，數值稍小，但最終所獲得的趨勢與後者是基本一致的（劉寶珺等，1993）。因此，在缺乏孔隙度及壓實比等參數的情形下，人們仍可以直接用現在的實測地層厚度，參照一些界線年齡來求得這一數值。下圖即為作者根據研究區的4條奧陶系基幹剖面的實測數據，參照現有的奧陶系各階年齡（表11），做成的研究區奧陶紀基底沉降曲線（圖1-1）。

圖1-1研究區奧陶紀基底沉降曲線對比圖

Ⅰ—桃江響濤園；Ⅱ—宜昌黃花場；Ⅱ—桃源熱市－茅草鋪；Ⅳ—桃源九溪

從圖中可以看到以下特點：

1.各區基底沉降速率的差異

總體上沉降最大、最快的地區是九溪剖面所代表的武陵山小區，即台緣斜坡區。其次是熱市—茅草鋪剖面所在的八面山小區，它屬於台地相區，但非常接近台地前緣斜坡，大致相當於樞紐帶（hinge）附近。再次則是黃花場剖面所在的峽東區，屬台地內部相區。沉降最小、最慢的地區是響濤園剖面所在的湘中區，屬外陸棚斜坡－盆地相區。這說明相區的形成及地層區的劃分，實際上首先是由沉積基底的穩定程度所決定的。

2.各地區普遍存在這樣幾個基底沉降演化階段

（1）兩河口—紅花園期：屬於強沉降階段。沉降速率范圍為4～25m/Ma，順序為九溪＞熱市＞黃花場＞響濤園。反映研究區所在的上揚子地台及其邊緣，總體可能處於一種熱沉降拉伸或裂谷狀態（Miall,1990;Einsele,1992；劉寶珺等，1993），並有可能最終導致了整個地台區和碳酸岩台地的被淹沒（劉寶珺等，1993）。這一時期不僅在斜坡（湘西北九溪一帶）及盆地相區（如湘中新化等地）均出現了較典型的類復理石式濁積岩（湖南區調隊，1986），而且在台地內部相區的峽東一帶，也出現了碳酸鹽角礫岩等重力流堆積（雷卞軍等，1996），可能就是這種應力背景狀態的一個突出表現。

（2）大灣—牯牛潭期：屬於弱沉降階段，沉降速率范圍降低為1.9～7.3m/Ma，總體上遠遠小於前一階段的幅度，但順序有所變化，為九溪＞響濤園＞黃花場＞熱市。其中前兩者的速率十分接近，不過，響濤園的沉降幅度卻超過了前期。而後兩者的幅度比前期減少了許多。反映出上揚子地台及其邊緣的熱沉降拉伸或裂谷狀態，比前期減弱了許多，並可能有某種調整。因而在其末期導致了上揚子地台及其邊緣整體露出海平面，並遭受到不同程度的剝蝕（汪嘯風等，1996）。

（3）廟坡—臨湘期：屬於極弱沉降階段。沉降速率均變得非常低，為0.7～1.2m/Ma，四個地區很相似，僅九溪剖面稍稍小些。反映出研究區總體上可能處於構造沉降甚小、整體較為穩定的均衡狀態，並很可能在早期出現了較快、較大幅度的海平面上升，造成了缺氧事件，從而使其代表性產物－黑色筆石頁岩，幾乎遍布原來各個相區（湖南區調隊，1986；曾慶鑾等，1987）。後期雖有改觀，但總體仍遠離物源區——不管是碎屑岩濱岸，還是碳酸鹽台地，屬於一種相對穩定、還原的沉積環境，因而有利於較為均一、厚度不大的瘤狀泥灰岩、具收縮紋泥灰岩的形成（陳旭等，1986）。並在末期有可能逐漸暴露或接近暴露，因而一些地點出現了白雲岩等（劉永耀等，1984）。

（4）五峰期：總體屬於弱沉降階段，但各地差異較大。沉降速率范圍可從2m/Ma增至12m/Ma。其中，熱市一帶因後期剝蝕缺失而難以估算，余者的順序為九溪＞響濤園＞黃花場。反映該區可能又出現了新的熱沉降拉伸，如湘中桃江—安化一帶發育了近源濁積岩（徐熊飛，1980）。末期則因出現了擠壓狀態（劉寶珺等，1993），造成了以熱市一帶為代表的湘鄂黔交界地區局部隆升成陸，並遭受剝蝕（穆恩之，1954；湖南區調隊，1986）。

③ 研究區地質背景

一、遼河坳陷冷東油田冷91和冷43－54－556井

我們重點解剖的3口井油藏剖面中的兩口來自遼河坳陷西部凹陷東側(圖7－1)。西部凹陷位於西部隆起和中央隆起之間，呈北東－南西走向，其東界是一個鏟狀的張性斷層，斷面上陡下緩;其西側為寬緩斜坡;半地塹構造形態在漸新世形成。冷東油田東鄰中央隆起，西接陳家凹陷。根據前人研究(Lu等，1990;Koopmans等，1999，2002;Huang等，2002，2003，2004)，冷東油田的地層主要包括沙河街組和東營組，形成下細上粗、西細東粗的岩性組合，主力生油岩分布在陳家凹陷的沙三段和沙四段湖相泥頁岩地層，儲層主要是沙三段和沙一段砂岩地層。冷東油田西側局部地區沙三段也有湖底濁積砂岩形成儲層。

圖7－1 冷東油田構造位置圖(上)和構造橫剖面圖(下)

我們分別選取了沙三段和沙一段油層剖面開展系統研究。沙三段油層剖面取自冷91井濁積砂岩儲層，現今埋深為1693～1821.5m，地溫60～70℃，原油降解級別相當於Peters和Moldowan(1993)的1～4/5級。而沙一段剖面取自冷43－54－556井礫岩和粗砂岩系統岩心樣品，現今埋深為1373.32～1427.53m，地溫50～55℃，原油降解級別相當於Peters和Moldowan(1993)的5～9級。由於接近物源，分選差，儲層物性具有明顯的非均質性，孔隙度一般在5%～40%，滲透率一般在1～5000mD。兩儲層均為正常壓力系統。

二、西加盆地Athabasca油砂礦13－26－084－11W4井油藏剖面

圖7－2 西加拿大盆地Athabasca油砂礦13－26－084－11W4井地質剖面圖右側為地化分析樣品位置及編號;標*的樣品為酸性組分分析重點樣品

我們重點解剖的西加盆地阿爾伯塔油砂礦油藏剖面取自Athabasca南部13－26－084－11W4井，位於淺層原地熱采方法試驗區。如第六章所述，艾伯塔油砂的儲層是下白堊統McMurray組，沉積環境下部為陸相，中部為港灣，上部為海相，儲層物性顯示出很強的非均質性(圖7－2)。由於儲層沒有經歷過深埋，最大埋藏溫度不超過30℃，成岩程度極差，儲層物性主要反映沉積物的沉積歷史;而儲層瀝青則遭受了嚴重的微生物降解，原油物性明顯受儲層溫度、注入時間、混合、油水界面存在與否及規模、地層水礦化度及養分供給程度等控制(Wilhelms等，2001;Larter等，2003;Head等，2003)。區域地質研究結果(Ranger和Rottenfusser，2005)表明，本區油砂儲層存在區域性底水，從而造成大面積原油生物降解，原油酸值增加，並在蓋層條件較好的地方形成甲烷氣頂。儲層瀝青黏度為200000～6000000cP，原油降解級別相當於Peters和Moldowan(1993)的5～9級。這次分析的樣品位置詳見圖7－2。

④ 區域地質背景

小秦嶺金礦帶分布在陝西省東端的潼關、華陰、洛南市和河南省西端的靈寶市，所處大地構造部位屬華北地台西南緣華熊地塊小秦嶺隆起，南鄰秦嶺造山帶，北側為渭黃凹陷，東西延展140km，是我國重要的太古宙花崗–綠岩帶出露地區之一。秦嶺金礦處於在太古宙花崗–綠岩帶中。認為太華群為礦源層。區域褶皺以開闊的背、向斜為特徵。韌性剪切斷裂和多組斷裂構造發育。該區多期構造岩漿活動和變質作用強烈，具有良好的金成礦地質條件，金、鉬、多金屬等礦產資源豐富^〔6，20〕（圖2–1）。

（一）地層、構造、岩漿岩

1.地層

區域上廣泛分布的太古宙太華群，為一套高度混合岩化的區域變質岩系。可分為三段：下段為含大理岩夾層的條帶混合岩，夾少量透輝石及少量斜長角閃片麻岩；中段為混合岩化程度較高的均質混合岩，條痕、條帶狀混合岩夾斜長角閃片麻岩類；上段為混合片麻岩、條帶狀混合岩及斜長角閃片麻岩，底部為厚層石英岩。

2.構造

太華群在塑性變動期受南北向擠壓應力作用，在古老的結晶基底形成了近東西向緊閉的復雜式褶皺帶，以後受區域上不同時期、不同方向應力影響，形成復雜的斷裂構造體系，控制金礦脈的分布。

（1）褶皺：小秦嶺總體褶皺形態為一近東西向展布的復背斜，西起陝西提峪，東至河南娘娘山，長約100km，寬約10～20km，自北向南由五里村背斜、七樹坪向形、老鴉岔（主）背斜等次級褶皺組成。

老鴉岔主背斜：背斜軸線出露於板石山、老鴉岔腦及娘娘山一線。西段褶皺軸線呈東西向，向東為北西西向，娘娘山以東為北東東向，平面展布總體呈反「S」型，兩翼不對稱，軸面北傾。北翼地層傾角30°～50°，南翼地層傾角60°～80°，在文峪一帶地層直立或倒轉。褶皺形變的主要時期應為太古宙末。

（2）斷裂：小秦嶺金礦田分布於南界為小河、北邊界為太要兩條韌性剪切帶中間的變質雜岩核體內——太華群隆起帶。南、北韌性剪切帶控制了小秦嶺花崗岩—綠岩帶的展布。

圖2-1 河南小秦嶺金礦集中區地質略圖

太要斷裂：西起陝西太要，向東經大湖、靈湖至武家山一帶，長度大於75km，寬數十至數百米，總體呈近東西向展布，走向70°～120°，主斷面北傾，傾角35°～80°。

小河斷裂：西起唐家峪，經小河至周家山，長度大於75km，寬數十米至數百米，西段走向近東西，傾向南，傾角65°～85°，東段呈北東向，傾向南東，傾角45°～60°。

小秦嶺地區的次級斷裂以近東西向為主，北西向、北東向和南北向次之。

近東西向斷裂：控制了成礦帶的分布，也是本區的主要控礦構造。按其傾向不同可進一步劃分為北傾和南傾兩個亞組。在老鴉岔背斜及其南部，以南傾斷裂最為發育，如控制S505～S60礦脈產出的斷裂，北傾者次之；在五里村背斜及其北部，以北傾斷裂最為發育，如F₅斷裂，南傾者次之。在區域上，南傾斷裂具中等傾斜，北傾斷裂具緩傾斜。南部的南傾斷裂和北部的北傾斷裂，規模較大，長達數千米，是大中型金礦的主要儲礦構造。前者如文峪金礦、楊砦峪金礦；後者如竹峪金礦、大湖金礦等。北部的南傾斷裂和南部的北傾斷裂以及中部的同組斷裂規模較小，但沿走向和傾斜延伸較大，已發現許多中小型金礦，如馬家凹金礦、金渠金礦、出岔溝金礦和桐溝金礦等。該組斷裂以含金石英脈—蝕變構造岩為特徵，沿走向和傾向均呈波狀起伏變化，是以壓性為主的破裂結構面。

其他各組斷裂產狀一般較陡，北西向和北東向斷裂具扭性特徵，近南北向斷裂具張扭性特徵，沿斷裂多被輝綠岩等各類岩脈充填，是區域上的控岩構造。斷裂中有含金石英脈分布，在特定構造部位可形成工業礦體。

3.岩漿岩

區內岩漿活動頻繁，自太古宙、元古宙到中生代皆有表現，具多旋迴、多期次特點。本區侵入岩以花崗岩類為主，分布有桂家峪岩體小河岩體、文峪–王家峪黑雲母花崗岩床以及不同時代的偉晶岩和相當於燕山早期的基性岩脈等。其中，燕山期花崗岩漿活動與本區金礦具有密切的成生關系。

文峪–王家峪黑雲母花崗岩床：位於太要斷裂帶南側文峪—泉家峪—向陽溝一帶，總體形態為橢圓形，長軸方向近東西，與區域構造線一致。

⑤ 區域地質構造背景

南嶺東段區域上處於華夏古陸閩、贛、粵後早古生代隆起與湘、桂、粵北晚古生代— 早中生代凹陷的交匯部位（圖7-13）。該區地殼演化經歷了早古生代、晚古生代—早中 生代、晚中生代、新生代四個構造旋迴。區內地層出露較全，從新元古界—第四系均有出 露，其中震旦系、寒武系、泥盆系、石炭系、侏羅系分布較廣泛。

圖7-13 諸廣—貴東地區大地構造位置圖（據張祖還等，1991，略修改）

該區岩漿活動廣泛而強烈，九嶷山—諸廣山—仙游岩帶和花山—大東山—貴東—泉州 兩條花崗岩帶呈EW向橫貫全區，與西太平洋大陸邊緣的NNE向構造-岩漿體系展布不 同。岩漿侵入主要受區域斷裂構造控制，空間上呈帶狀分布，產狀以岩基和岩株為主。侵 入岩岩石類型有基性、中性、中酸性、酸性、偏鹼性、鹼性及酸性花崗岩類占絕對優勢。 其次為中酸性的二長花崗岩、花崗閃長岩、石英閃長岩等。始興縣司前、仁化縣扶溪、金 竹圓等地還有早古生代和晚古生代斜輝橄欖岩、蛇紋石化橄欖輝長岩、雲輝二長岩和二輝 輝長岩等超基性岩出露（地礦部南嶺項目花崗岩專題組，1989）。晚中生代岩漿作用是中 國東部一次十分重要的地質事件（陶奎元等，1999），區內晚中生代花崗岩佔全區侵入岩 面積60.3％（圖7-14），岩漿活動具多期、多階段特點，並以殼幔岩漿活動為主（杜揚 松等，1988；杜揚松，1999）。

本區經多次地殼運動，形成一系列斷裂構造。J₃-K₁多為控岩斷裂構造，而K₂-N 形成的斷裂多為控盆斷裂構造。斷裂展布的方向有SN、EW、NW、NE等，這些斷裂構造 多為深大斷裂，具有多次活動的特徵。總體趨勢是SN向斷裂較早，EW向、NW向斷裂 次之，最晚為NE向斷裂。深大斷裂控制了本區中-新生代以來的岩漿活動和盆地形成與 發展，同時也控制了鈾礦和多金屬礦產的形成。

⑥ 什麼叫區域地質背景

比研究的區域范圍更大一級的區域范圍裡面的地質情況，包括地層，褶皺，斷層，地球化學，地球物理等，類似於縣的背景是市，市的背景是省。這些情況會影響研究的區域范圍內的情況，所以很重要。

⑦ 區域地質和水文地質背景

一、氣象水文

1.氣象

九里山泉域岩溶水系統地處中緯度地帶，屬大陸季風型溫暖帶半乾旱性氣候，四季分明。據焦作氣象站1952～2008年降水觀測資料（圖10-2），57年平均降水量為598.31mm，最大年降水量為1101.7mm（1955年），最小年降水量為243.3mm（1981年）。降水年內分配不均（表10-1，圖10-3），多集中在6月、7月、8月，占年降水量的75%左右，而12月、1月、2月降水總量僅佔全年降水量的5%。多年平均蒸發量為1774.2mm，是年降水量的三倍，其中以5月、6月、7月蒸發量最大，三個月蒸發量佔全年蒸發量的40%。多年平均氣溫為13.4℃，相對濕度為70%。最低氣溫出現在元月份，平均氣溫為-2.1℃，最高氣溫出現在6月份，月平均氣溫為27.0℃。

圖10-2 焦作市1952～2008年年降水量柱狀圖

表10-1 焦作市1952～2008年月均降水量統計表

圖10-3 焦作市多年月均降水量柱狀圖

2.水文

系統內河流有丹河、西石河、山門河、紙坊溝、峪河、新河、大沙河等（圖10-1），丹河屬黃河水系，其餘河流屬海河水系。丹河和峪河為常年性河流，其他河流均為季節性河流。

丹河發源於山西省高平縣境內，幹流長為162km，流域面積為3150km²。在系統內流經寒武-奧陶系灰岩岩溶發育區（圖10-1），漏失嚴重，河水成為九里山泉域岩溶水系統的重要補給源之一。其中後寨至後陳庄段是河水強烈滲漏河段，滲漏量1.284～1.734m³/s。丹河山路平水文站46年（1955～2000年）年均徑流量為7.34m³/s，最大徑流量為22.00m³/s（1956年），多年趨勢變化總體上呈階段性下降（圖10-4）。西石河、山門河、紙坊溝流經灰岩分布區，河流漏失嚴重，除豐水年有洪水流出山口外，其餘時間均無水流，常表現為干谷，河水在距出山口5～10km地段全部漏失補給地下水。

二、地形地貌

焦作市區北部為太行山區，南部為黃河、沁河沖洪積平原。全區地形整體上為西北高、東南低。北部山區地面高程200～1790m，地形陡峭，地面起伏大，河谷深切，岩石裸露，發育地表岩溶景觀。市區及市區南部為山前傾斜平原區，地面標高80～200m，地形略向南、南東傾斜，總體由北向南逐漸降低（圖10-5）。

在長期內外地質營力的作用下，形成了山地和沖洪積平原兩個一級地貌單元。根據地貌成因和形態特徵，山地和沖洪積平原可劃分為七個二級地貌單元。分述如下：

圖10-4 丹河山路平水文站年均流量動態變化曲線圖

圖10-5 焦作附近地形地貌衛星影像圖

1.山地

（1）構造侵蝕中山

分布於市區北部山西境內的晉廟鋪、柳樹口、奪火一帶，山體呈北東向展布，標高為1000～1790m，地形陡峭，溝谷深切，似峰林地貌。山體出露地層主要是元古宇變質岩。

（2）構造溶蝕低山

分布於寨豁、趙庄、西村、黑龍王廟一線以北，地面標高為500～1000m。地形起伏較大，溝谷深切。山體岩層多為寒武-奧陶系灰岩和白雲岩，地表岩溶發育，有溶隙、溶溝、溶槽和大型溶洞。

（3）構造剝蝕丘陵

分布於近山前地帶，標高為200～500m，山頂呈渾圓狀，山坡平緩。地表多出露中奧陶統灰岩和石炭-二疊系砂岩、泥岩。

2.山前傾斜平原

分布於山前一帶，由河流沖洪物堆積而成。分坡洪積斜地、沖洪積扇、扇前和扇間窪地、交接窪地等二級地貌單元。

（1）坡洪積斜地

不連續地分布於市區東北部的方庄、薄壁等近山前地帶，由重力和坡面水流作用堆積而成，黏土、碎石、卵石等組成的坡積物呈倒石錐狀或圍繞坡麓堆積構成坡積裙，坡積裙相連組成坡積斜地。

（2）沖洪積扇

在丹河、西石河、山門河、子房溝、翁澗河等河流的出山口處，間歇性暫時洪流堆積作用形成了一系列沖洪積扇。不同時期、不同河流的洪積扇相互重疊或相連，呈帶狀沿太行山前連成一片。組成物質為粉質黏土、黏土、卵礫石等。

（3）扇前窪地

分布於焦枝鐵路線以南至新河間的朱村—於村—牆南—待王一帶，為西石河、翁澗河、山門河洪積扇的前緣地帶，地形低窪，地面標高95～85m，微向東南傾斜。組成物質以粉質黏土、粉土為主，局部夾有砂層。

（4）交接窪地

分布於新河—大沙河一帶，為黃河、沁河的沖積平原與太行山山前沖洪積平原之間的交接窪地，由粉質黏土、粉細砂土組成。地勢低窪，地面標高100～90m，微向東南傾斜。

在山前沖洪積平原中上部，分布有十幾座煤礦。採煤引起地表下沉變形，地表形成塌陷坑。據調查，焦作礦區有較大的塌陷坑17個，塌陷面積近70km²。

三、地層與構造

1.地層

區域出露的地層有太古宇變質岩、震旦系石英砂岩、寒武系和奧陶系碳酸鹽岩，石炭系和二疊系煤系地層、三疊系砂頁岩、新近系砂泥岩、第四系鬆散沖洪積物。由老至新分述如下：

太古宇（Ar）：出露於山區峪河口、薄壁一帶，主要岩性為變質程度中等的片麻岩和混合岩，厚度大於1000m。

震旦系（Z）：分布於山區馬鞍石水庫一帶，與下伏太古寧呈角度不整合接觸。主要岩性為淺紅、紫紅色石英砂岩，厚度為100～500m。

寒武系（）：出露於丹河、峪河等深切河谷中，與下伏震旦系地層平行不整合接觸。總厚度為300～500m，分下統、中統、上統。下統主要為泥灰岩、泥質灰岩、磚紅色頁岩和砂岩，中統下部為紫紅色頁岩、砂岩，中上部為深灰色亮晶灰岩、白雲岩，上統是中厚層狀白雲岩。

奧陶系（O）：山區廣泛出露於地表；山前傾斜平原區則隱伏於石炭-二疊系之下，與下伏寒武系呈整合接觸。總厚度約500m，分中統、下統。下統出露於深切河谷兩岸，岩性為青灰色細晶白雲岩和硅質條帶或硅質團塊白雲岩。中統廣泛分布於山區，山前傾斜平原區除局部埋藏於新生代地層之下外，大部分埋藏在石炭紀地層之下。是一套碳酸鹽岩地層，厚度約400m。岩性主要是黑色、灰色厚層狀灰岩、白雲質灰岩和泥灰岩。

石炭系（C）：山區零星出露，山前平原區則隱伏於新生代地層之下，是一套由灰岩、泥岩、頁岩組成的海陸交互相沉積，含煤數層。厚70～90m。

二疊系（P）：隱伏於山前平原之下。岩性為砂岩、頁岩互層，夾可採煤層。厚度為70～120m。

新近系及第四系（R+Q）：據鑽孔資料，新近系下部為礫岩、泥岩、砂岩、灰岩互層，上部是黏土、砂礫石互層。第四系（Q）分布於山前沖洪積平原區，由礫石、砂、粉土和粉質黏土組成，沉積物厚度從北向南由薄到厚，顆粒由粗變細。前沖洪積平原上部（近山前）沉積物一般為粉質黏土、礫石層或粗砂層，中部一般為粉質黏土夾粉土或中細砂層，沖洪積平原前緣多為粉質黏土夾粉土或砂透鏡體。第四系地層厚度在近山前地帶小於50m；老城區為75～150m，局部大於200m；焦枝鐵路線南至新河一帶，厚為175～200m；新河至大砂河一帶，厚度大於500m。

區內分布的地層由於岩性不同，構成不同的含水介質。廣泛分布的寒武系和奧陶系灰岩和白雲岩岩溶裂隙普遍發育，富水性和導水性強，並具有很好的補給條件，富含岩溶水。石炭系薄層灰岩，岩溶裂隙較為發育，也富含有岩溶水。分布於山前沖洪積平原第四系沖洪積物，厚度大，砂卵石及砂層孔隙中，富含孔隙水。

2.構造

本區基岩斷裂構造發育（圖10-6），多為高角度正斷層。受斷裂構造控制，區內地層形成自北向南呈階梯狀下降的單斜式構造形式，地層傾角為10°20°。現將對岩溶水賦存和運動有控制意義的斷層簡要描述如下：

圖10-6 焦作礦區基岩斷裂構造綱要圖

（1）鳳凰嶺斷層

西起石河附近，與盤古寺斷裂相交，向東經丹河、瓦窯溝，在焦作北部沿太行山山前展布，地貌上構成山區與平原的分界線。過焦作後隱伏於新生界地層之下，向東經過王母泉、葛庄，至獅子營一帶尖滅，全長約70km。斷層呈東西向走向，傾向南，傾角70°～80°，為一正斷層，落差200～300m。該斷層帶岩石破碎，溶蝕裂隙、溶孔、溶洞發育，多個鑽孔揭露過直徑大於1m的溶洞，導水性和富水性強，是岩溶地下水的強徑流帶和富集帶，大型集中水源地（崗庄、閻河等）和大型岩溶水充水礦井（演馬礦）均處在該斷層帶上，各水源地取水量很大，但水位降深和影響范圍有限。

（2）朱村斷層

朱村斷層是盤古寺-新鄉斷裂的一部分，盤古寺-新鄉斷裂西起濟源克井盆地以西山區，向東經盤古寺、河口、柏山、焦作，直至新鄉市南部的郎公廟，全長約160km。呈東西走向，傾向南，傾角為60°～70°，北盤上升，南盤下降，落差700～1000m。斷層北盤的奧陶系灰岩岩溶含水層與南盤的石炭-二疊煤系地層及新生界相對阻水的地層對接，使岩溶水不能越過斷層向南運動，從而構成岩溶水的南部邊界。斷層帶岩石破碎，岩溶發育，斷層北側構造發育，斷層北側的岩溶水沿王封斷層、39號井斷層等北東向導水斷層滲流。

（3）九里山斷層

斷層走向北東，傾向北西，傾角70°。南東盤上升，北西盤下降，落差300～1000m。南東盤局部地段中奧陶統灰岩出露地表，形成北東向展布的殘丘，殘丘附近中奧陶統灰岩與第四系接觸，形成「天窗」。天然狀態下，殘丘附近曾是區域岩溶地下水的排泄中心，岩溶水以泉群形式集中排泄，20世紀50年代泉流量達12m³/s。該斷層也是岩溶水強徑流帶，演馬庄礦特大型突水後，岩溶水降落漏斗也沿斷層擴展。九里山斷層西南端與朱村斷層交會，中間被鳳凰嶺斷層截斷，東北端與方庄斷層交會，起到溝通各大斷層的作用。

（4）趙庄斷層

西南端與鳳凰嶺斷層斜接，向北東方向延伸，全長35km，傾向南東，傾角65°～85°。趙庄斷層和朱嶺斷層組成地壘構造，對焦作地區岩溶水滲流和分布有一定控製作用。斷層兩側岩溶水水位及動態明顯不同，北側為高水位區，斷層南側為低水位區，斷層兩側水位相差70～240m。

（5）方庄斷層

呈北西走向，落差200m，傾向南西，西盤上升，東盤下降。導水性強，該斷層西側的馮營礦多次突水，最大突水量85m³/min。該斷層與NE向展布的九里山斷層相交，來自北部山區的岩溶水沿方庄斷層帶和九里山斷層帶運動、富集。

此外，規模比較大的斷層還有39號井斷層、3號井斷層、天官區斷層、王封斷層、馮封斷層、黑龍王廟斷層、馬坊泉斷層等。

四、岩溶水系統邊界

九里山泉域岩溶水系統周邊均為隔水邊界，岩溶水有獨立的補給、徑流和排泄條件。

1.西北邊界

系統西北為丹河小山字形東南弧壓性斷層組成的隔水邊界，總體上北盤上升、南盤下降。在晉城孔庄白水河河谷地面可見主斷層帶內發育約80cm厚斷層糜棱岩，區域水文地質條件分析認為，水掌泉、三姑泉的出流與該斷層帶的相對阻水有關。

2.北部邊界

大致在丹河一帶，山字形構造前弧斷層壓性特徵減弱，在青天河水庫壩址北約2km可見斷層面，斷層帶內發育角礫岩（未見糜棱岩），南北兩側地層斷距約70m。經岩溶所水均衡計算，認為該段為潛流邊界，三姑泉域岩溶水系統內約有0.944m³/s潛流量補給九里山泉域岩溶水系統（崔光中，1993）。

3.東北邊界

東北邊界分別與三姑泉域岩溶水系統和太行山散流區岩溶水系統為地下分水嶺邊界。

4.東部、南部邊界

南部為朱村斷層，該斷層使中奧陶統含水層與南盤的石炭-二疊煤系地層及新生界相對阻水的地層對接，構成隔水邊界；東南部為碳酸鹽岩含水層埋深大致在1000m的滯流性隔水邊界。

5.西部邊界

西部邊界從山西晉城冶底—追山並沿逍遙河西側分水嶺構成與延河泉域岩溶水系統的地下水分水嶺或隔水邊界。

五、區域水文地質概況

1.含水岩組及富水性

依據含水介質特徵、儲水條件、地層時代和含水層富水性，區內含水層可以劃分為寒武-奧陶系灰岩岩溶含水層組、石炭系薄層灰岩岩溶含水層和第四系鬆散沉積物孔隙含水層組。

（1）寒武系—奧陶系灰岩岩溶含水層組

由寒武系中上統和奧陶系中統灰岩組成，總厚約900m，岩溶裂隙發育，富含裂隙岩溶水，是本區最富水的含水層。在北部山區呈裸露型，山前傾斜平原區掩埋於石炭-二疊系和新生界地層之下，呈埋藏型。岩溶發育程度和含水層富水性與岩性、構造、地形、地貌等條件有關。主幹斷層帶包括鳳凰嶺斷層帶、朱村斷層帶、九里山斷層帶和方庄斷層帶，是岩溶水地下強徑流帶和富集帶，岩石破碎，岩溶發育，裂隙密集，岩溶水沿這些主幹斷層富集、運動。鳳凰嶺斷層帶上分布著數個大型水源地，其中崗庄水源地，在0.05km²的面積上布有50個水源井，取水量超過2.5m³/s。鳳凰嶺斷層與朱村斷層之間的焦西礦區、鳳凰嶺斷層與九里山斷層相交構成的三角形區域即演馬、韓王、九里山、古漢山一帶，在東西向主幹構造控制下，北東向斷裂構造發育，造成岩石破碎，岩溶發育，並發育有溶洞，富水性強，是岩溶水極強富水區，單井出水量大於3000m³/d，最大可達16000m³/d。處於該區的演馬礦、九里山礦、王封礦等均是大型岩溶水充水煤礦，常發生大型岩溶水突水事故。方庄斷層和九里山斷層相會處附近即馮營、方庄一帶，奧陶系灰岩埋深小於500m，岩溶也比較發育，單井出水量1000～3000m³/d，是岩溶水強富水區。朱村斷層以南和焦東礦區的鳳凰嶺斷層以南，奧陶系灰岩岩溶含水層深埋於新生界和石炭-二疊系之下，岩溶發育微弱，富水性較差，是弱富水區。北部山區奧陶系灰岩出露於地表，岩溶水水位埋深大，岩溶發育程度和富水性具有不均勻性。

（2）石炭系薄層灰岩岩溶含水層

石炭系有5～11層薄層灰岩，其中第八層灰岩和第二層灰岩分布比較穩定，八灰厚為6～10m，二灰厚為4～21m，含裂隙岩溶水。八灰和二灰位於二煤（大煤）之下，距煤層分別是20m和70m，是煤層底板充水含水層。石炭系薄層灰岩地表露頭面積有限，直接接受大氣降水入滲補給量非常有限，僅在近山前及九里山、演馬礦一帶覆蓋在第四系鬆散沉積物地層之下，接受上部第四系孔隙水的越流補給。石炭系薄層灰岩雖然是煤層底板直接充水層，岩溶承壓水影響採掘生產，但沒有供水意義。

（3）第四系鬆散沉積物孔隙水含水層組

孔隙水主要分布於山前沖洪積平原區，含水層主要為砂礫石層或中細砂層，頂板埋深為20～40m。受地質、地貌和水文地質條件的影響，含水層富水性空間分布不均。丹河、西石河、山門河等河流的沖洪積扇上，含水層為砂礫石層，厚度20～50m，導水性和滲透性強，補給、徑流條件好，富水性最強。單井出水量扇體上部大於5000m³/d，扇體中下部為3000～5000m³/d。沖洪積平原的扇間區，含水層為砂、砂礫石，連續性差，常呈透鏡體狀，厚度為10～15m，導水性和滲透性較差，單井出水量為1000～3000m³/d。山前傾斜平原的前緣區，含水層為上更新統中細砂，單層厚度為5～10m，富水性差，單井出水量為500～1000m³/d。坡洪積裙區，含水層是坡洪積的碎石和礫石，連續性差，多呈透鏡狀，局部半膠結，富水性最差，單井出水量小於500m³/d。

2.岩溶水的補給、徑流和排泄

太行山區是岩溶水系統補給區，地表分布有大面積的寒武-奧陶系碳酸鹽岩，地表及地下岩溶發育，且山區大氣降水豐富，大氣降水入滲是焦作岩溶水重要補給來源之一。丹河常年有水，流經碳酸鹽岩分布區，河床滲漏嚴重，多年平均滲漏量為1.60m³/s。西石河、山門河和子房溝河流屬季節性河流，流經碳酸鹽岩分布區，河水在距出山口5～10km地段全部漏失補給地下水。地表水沿河滲漏也是焦作岩溶水的重要補給來源之一。

岩溶水在焦作北部、西部接受補給後，由北向南、東南以水平徑流方式向山前排泄區徑流匯集。趙庄斷層是一條弱導水斷層（圖10-6），岩溶水以趙庄斷層為界形成水位差達70～200m的地下水力陡坎。斷層北為高水位區，岩溶水水位與大氣降水同步變化，豐水期（9～10月）水位200～240m，枯水期（3～5月）水位130～160m，水位升降幅度與降水量大小成正比。斷層南是低水位區，岩溶水水位低，水位受大氣降水和人工開採的雙重影響，年水位變幅小，豐水期水位為80～85m，枯水期水位為70～80m，年水位變幅為10～12m。近山前地帶斷裂構造和岩溶發育，岩溶水循環徑流交替條件好，是岩溶水排泄-徑流區，也是岩溶水富集區。來自北部山區的岩溶水，沿鳳凰嶺斷層、九里山斷層、朱村斷層等強導水斷裂運動、富集，並形成岩溶水強徑流帶。區內分支斷裂及小構造也十分發育，相互連通，從而使山前地區的岩溶水具有統一流場和相似的水位動態。

天然條件下，岩溶水在九里山殘丘南側的奧灰「天窗」處以泉群形式集中排泄，在目前開采條件下，人工開采和礦井排水是岩溶水的主要排泄方式。

3.孔隙水的補給、徑流與排泄

孔隙水補給來源有大氣降水入滲、農田灌溉水回滲和地下水側向徑流補給等。山前沖洪積平原區地勢比較平坦，地表植被發育，包氣帶岩性多為礫石、砂及粉質黏土等，滲透性好，大氣降水容易下滲補給孔隙地下水。因此，大氣降水入滲是孔隙水的重要補給來源之一。市區西部和市區東部農業區多用礦井排水灌溉農田，焦作南部農業區多採用城市污水灌溉農田，礦井水和污水沿渠道滲漏、農田灌溉水回滲也是孔隙水的重要補給方式。人工開采、礦井排水和地下蒸發是孔隙水的主要排泄方式。此外，在靈泉碑和小張庄，孔隙水還以泉和自流井形式向外排泄。

天然條件下，孔隙水自沖洪積扇上部向扇前緣徑流，徑流方向與地形坡降方向基本一致。在目前開采條件下，受煤礦排水和人工開采影響，孔隙水徑流狀態發生了變化，孔隙水分布區出現了水位深埋、含水層疏干區，水位降落漏斗區和水位穩定區。近山前地帶，因煤礦長期排水和人工開采，水位大幅度下降，水位埋深為30～60m，含水層處於疏干—半疏干狀態。老城區南部因集中開采已形成孔隙水水位下降漏斗，漏斗附近孔隙水由漏斗邊緣向中心運動。豐收路以南孔隙水，補給與排泄處於平衡狀態，水位穩定，地下水自西北向東南運動。

4.孔隙水與岩溶水水力聯系

孔隙水與岩溶水屬於兩個不相同的含水層系統，各自有相對獨立的補給、徑流和排泄條件。孔隙水主要分布於山前沖洪積平原的第四系沖洪積物中，含水空間是孔隙；岩溶水主要分布於奧陶系灰岩中，含水空間是裂隙岩溶。岩溶水補給區在北部山區，屬於遠源補給，大氣降水入滲和山區河流滲漏是岩溶水的補給來源。山前傾斜平原區是岩溶水集中排泄區，人工開采和礦井排水是岩溶水的主要排泄方式。孔隙水的補給來源包括大氣降水入滲、農田灌溉水回滲、河流和溝渠地表水沿河滲漏等，補給區范圍與其分布范圍一致，屬於近源補給。排泄方式為人工開采、蒸發、泉排泄及地下徑流等。在山前沖洪積平原上，第四系沖洪積物孔隙水含水層分布在淺部，奧灰岩溶水含水層埋藏於石炭-二疊煤系地層之下，奧灰含水層之上有350～400m厚的石炭-二疊系砂岩、泥岩隔水層，奧灰岩溶水與淺層孔隙水一般無直接水力聯系。

在九里山—演馬礦一帶，由於九里山斷層北西盤下降，南東盤上升，使石炭系、奧陶系灰岩覆蓋在第四系鬆散地層之下，局部區域中奧陶灰岩出露地表，形成「天窗」（圖10-7），使奧灰水、孔隙水和薄層灰岩岩溶水相互間發生水力聯系。20世紀60年代之前岩溶水水位高於孔隙水水位，岩溶水在此直接出露成泉。目前，孔隙水水位高於奧灰岩溶水水位，孔隙水補給岩溶水。石炭系薄層灰岩在鬆散沉積物分布區有條帶狀露頭，孔隙水水位高於薄層灰岩岩溶水水位，孔隙水越流太灰岩溶水，順地層傾向流入九里山礦和演馬礦井田，以礦井排水形式排出地表。礦井水主要來源於太灰和奧灰岩溶水，礦井長期排水不僅造成岩溶水水位下降，也使九里山、演馬礦附近的孔隙水水位下降，並形成水位降落漏斗。因此，在九里山—演馬礦一帶，岩溶水和孔隙水有一定水力聯系。

圖10-7 焦作九里山奧灰與第四系沖洪積層「天窗」式接觸剖面示意圖

六、岩溶水水位及動態

岩溶水水位動態主要受山區大氣降水和人工開采（包括礦井排水）雙重因素的影響，隨開采量增加和降水減少呈階梯狀下降，自1952年至1993年上半年，水位呈台階狀下降，大致可劃分5個階梯；1994～2008年的水位動態主要表現為動態性的波動（圖10-8）。

圖10-8 焦作礦區歷年岩溶水水位動態曲線

第一階梯：1952～1964年，年均降水量734.3mm，岩溶水開采量小於1.50m³/s，水位標高在100～110m間波動，最高達到119m，高出九里山泉群排泄極限標高（95m），岩溶水在九里山奧灰露頭周圍以泉群形式排泄。泉水最大流量達到12m³/s。

第二階梯：1965～1970年，年均降水量512.4mm，降水量減少，礦井排水和自備井開采量增大到4.42m³/s，岩溶水水位在100～102m之間波動，略高於九里山泉口標高，泉水流量減小。

第三階梯：1971～1976年，年均降水量602.4mm，岩溶水開采量和礦井排水量增加到6.58m³/s，水位標高在90～100m之間波動。此間，九里山泉群開始出現斷流，並開始形成水位下降漏斗。

第四階梯：1977～1985年，年均降水量546.9mm，岩溶水開采量增至10.1m³/s，其中礦井排水量為8.7m³/s，水位降至80～90m，低於九里山泉口標高，泉水完全斷流。1980年9月焦作電廠崗庄水源地建成使用，開采量達到0.7m³/s。焦作第四水廠於1982年投入使用，開采量0.3m³/s。因集中開采岩溶水，出現了以崗庄水源地為中心的水位降落漏斗。

第五階梯：1986～1993年，年均降水量561.0mm，開采量達到達到峰值10.3m³/s，水位在70～90m之間波動。

1994年以來，王封礦、焦西礦和焦東礦相繼被關閉，礦井排水量出現了逐年遞減的變化。近年來，工作面煤層底板含水層注漿改造技術在焦作煤礦得到普遍應用，礦井排水量減小，但城市供水開采岩溶水量逐步增加，由此抵消了消減的礦井排水量，岩溶水開采總量仍然保持在較高的水平，在8.5～9.5m³/s之間，岩溶水水位在70～90m之間波動。此間，1996年和2003年降水量較大，分別達到746.8mm和859.0mm，當年岩溶水水位最高回升至95m，接近岩溶泉水排泄標高。

七、岩溶水水化學特徵

本區岩溶水屬於大氣降水、地表水溶濾-入滲型，其化學成分是水-岩相互作用的結果。太行山山區分布有大面積的碳酸鹽岩地層，岩石化學成分主要是CaO和MgO，在水和水中CO₂共同作用下，碳酸鹽岩中的碳酸鈣、碳酸鎂等被溶於水中，從而使岩溶水以、Ca²⁺、Mg²⁺等離子為主，水化學類型以-Ca²⁺·Mg²⁺型為主。

東部山區岩溶水水化學形成環境和西部山區略有不同。在西部山區，奧陶系碳酸鹽岩地層之上覆蓋有富含硫化物的石炭-二疊煤系地層，大氣降水的淋濾作用將煤系地層中的硫化物溶於水中，隨入滲水流進入到岩溶水中，致使岩溶水含量較高，水化學類型演變為·-Ca²⁺·Mg²⁺型。這種類型岩溶水分布於寨豁—西張庄—李封以南、焦作電廠以西，水中化學成分以、、Ca²⁺、Mg²⁺為主，固化物、總硬度和各種離子含量，特別是含量均明顯高於東部。東部山區，奧陶系—寒武系碳酸鹽岩地層上基本沒有煤系地層覆蓋，大氣降水、地表水通過岩溶裂隙補給岩溶水，水中含量不及西部地區，水化學成分主要是、Ca²⁺、Mg²⁺，水化學類型一般為-Ca²⁺·Mg²⁺型。

八、地下水資源概況及開采利用現狀

1.地下水資源概況

焦作的地下水資源由岩溶水和孔隙水組成，以岩溶水資源為主。據河南省第一水文地質工程地質大隊「河南省焦作市東小庄水源地水文地質勘查報告」（1989年），焦作地區地下水天然資源總量為10.758m³/s，其中岩溶水為8.09m³/s，相當於25512.6萬m³/a；孔隙水為2.668m³/s，相當於8413.80萬m³/a。

2.地下水資源開采利用現狀

焦作市開發利用地下水的形式有：供水總公司大型水源地集中開采、廠礦自備水源地（水源井）集中或分散開采、礦井排水和郊區農業分散開采四種（表10-2）。

表10-2 焦作市規劃區2008年地下水開采現狀統計表 單位：萬m³/a

焦作市供水公司現有水廠六座（第三水廠於2001年4月停產），以開采岩溶水為主，並利用少量群英水庫地表水，其中以第七水廠（東小庄水源地）和第二水廠（周庄水源地）開采規模較大。2008年供水公司開采岩溶水4348萬m³。

焦作城區共有廠礦自備水源井224眼，其中岩溶水開采井96眼，孔隙水開采井128眼。岩溶水的開采主要集中在焦作電廠（崗庄水源地46眼井）、愛依斯萬方電廠（待王水源地14眼井）、化工三廠（6眼井）、熱電廠（4眼井）、中州鋁廠（14眼井）和化工總廠等企業，孔隙水的開采主要集中在造紙廠、平光廠、中州機械廠、化工一廠、輪胎廠和化工二廠等企業。2008年自備井開采地下水4403萬m³，其中開采岩溶水3533萬m³，開采孔隙水870萬m³。

焦作礦區現有大型煤礦9座，主要分布在焦東礦區，2008年礦井排水總量為5.97m³/s，相當於18827萬m³/a，扣除20%的重復排水量，實際抽排地下水15062萬m³/a，其中岩溶水為12050萬m³/a，孔隙水3012萬m³/a。

近郊農村農民生活用水、農田灌溉用水和鄉鎮企業生產用水開采孔隙水約為4600萬m³/a。

岩溶水開采量為19931萬m³/a，低於岩溶水天然資源量；孔隙水開采量為8482萬m³/a，略高於孔隙水天然資源量。岩溶水尚有一定開發潛力，而孔隙水則處於超采狀態。

⑧ 區域地質構造體系背景

汶川特大地震位於中國南北向地震構造帶的中段,這里是劃分我國東、西兩版大地震大區域權的分界,也是我國各種構造體系分為東、西兩大區域的分界,而且是多種構造體系交接復合的特殊部位。該南北向地震構造帶中段,與其南、北兩段走向近南北向不同,中段為北東向,位於華夏系展布地段,並為北北東向新華夏系斷裂切割,它們都是中國東部普遍分布的巨型華夏多字型構造體系系列的組成成分,這里受到西南部超巨型青藏反「S」型旋構造的影響特別強烈,隨著青藏系不斷右旋隆起,形成青藏高原,位於其東側的南北向地震構造帶,受到高原物質向東緩慢流動壓縮的影響,在高原東緣的華夏系構造帶向東擠壓,遇到四川盆地之下剛性地塊的頑強阻擋,並且青藏系右旋,華夏系龍門帶原來應為左旋,二者扭動方向相反,更加劇了構造應力和能量的長期積累集中,特別是龍門山斷裂帶與汶川附近被天全-茂汶新華夏系斷裂錯開,可能限制和「鎖住」龍門山斷裂帶的自由移動,致使構造應力和能量在這里高度集中和積累,最終在汶川縣映秀鎮附近龍門山斷裂帶突然錯動,致使斷裂活動不斷往北東方向擴張,餘震也不斷往北東方向遷移。

⑨ 　區域環境地質背景

4.1.1氣象特徵

黃河三角洲地區屬暖溫帶季風氣候區，具大陸性氣候特點，四季分明。春季回暖快，降水少；夏季氣溫高，天氣濕熱，降水集中；秋季氣溫急降，雨量驟減，旱多於澇；冬季乾冷，雨雪少。

區內1956～1998年平均降水量537.3mm（見表4-1），降水量在時空分布上極不均勻。在地域上，從南向北遞減。在時間上，年內主要集中在汛期，特別是7、8月；年際變化大，豐、枯水期交替出現，最大年降水量為最小年降水量的2.88倍；年均水面蒸發強度1194.2mm，夏、春季較大，佔全年的70%；蒸降比2.2:1。

表4-1東營市各區縣不同保證率降水量表單位：mm

4.1.2地層與岩性

油氣聚集區位於華北地台區濟陽坳陷的東北部，是中、新生代的一個沉降區，沉降幅度達1.2萬m，中生代以前的地層及構造為數千米的新生界所覆蓋。

華北坳陷的結晶基底為太古界變質岩類，下古生界寒武、奧陶系為一套以碳酸鹽為主的海相沉積；中生界侏羅、白堊系為一套巨厚的碎屑岩、火山岩系；新生界為濱海湖相—河流相沉積，沉積厚度達7000m。第三系是一套巨厚的含油、鹽泥沙岩建造，劃分為下第三系和上第三系。下第三系由老到新分為孔店組、沙河街組和東營組，其中沙河街組是勝利油田的高產油層；上第三系自下而上分為館陶組和明化鎮組，厚達千米。第四系平原組，厚200～400m，覆蓋於明化鎮組之上。

下更新統（Q₁）：厚85～175m，埋深250～400m。以粉質粘土為主，夾粉土及粉細砂、細砂，顏色多為棕黃、棕紅、灰綠等色，結構緻密，壓裂面發育，富含鈣質結核。

中更新統（Q₂）：厚65～102m，埋深90～200m，全區有兩次海侵。以粉質粘土為主，夾粉土、粉砂及粉細砂，顏色多為灰黃、棕黃色，含鈣質結核，少見壓裂面。

上更新統（Q₃）：厚40～50m，層底埋深80～100m，區內有兩次海侵。岩性以粉質粘土為主，夾粉土、粉細砂，顏色多為灰黃、土黃色，夾淤泥質薄層。

全新統（Q₄）：厚10～32m，區內有一次海侵。上部為土黃、灰黃色粉土，粉質粘土；中部多為灰黑色淤泥質土或淤泥；下部以粉細砂為主。結構鬆散，含鈣質結核，具鐵質浸染。

4.1.3構造與地震

地質構造的基本形式為中新生代以來周邊被深斷裂圍限的負向地質構造單元。在平原內部受若干基底斷裂、深斷裂的分割，這些大型基底斷裂嚴格控制著次級（Ⅲ）構造單元的分布和排列形式，呈現北東方向張開，南西方向收斂，具旋鈕構造的特點。中生代末至早第三紀初次級構造單元的隆起、坳陷內部又被次級斷裂分成凸起、凹陷更小的Ⅳ級構造單元。晚期北西向斷裂活動，使它們普遍遭受改造。區內基底構造及地震烈度見圖4-1，區內構造單元見表4-2。

區內斷裂以北東、北東東向為主，次為北北西及北西向。各斷裂徑跡測量均具活動顯示，其主要斷裂自北而南有：

（1）埕子口斷裂：走向由北東轉為近東西向，基底斷差達500m，傾向南至南東。嚴格控制下第三系沉積於斷裂傾側。

表4-2黃河三角洲構造單元劃分

（2）義南斷裂：走向北東，傾向東南，下部切入基底，為車鎮凹陷與沾化凹陷的分界斷裂。

（3）孤北斷裂：走向北東，至近東西向，傾向北至北西，斷距從東到西，由小變大（45～200m），控制下第三系沉積於斷裂傾側。

（4）陳南斷裂和勝北斷裂：為陳家莊凸起與東營凹陷的分界斷裂，近東西向分布。二者在淺部表現為分開的兩條斷裂，在深部則合二為一，兩斷裂一致南傾，傾角60°～70°，

圖4-1基底構造及地震烈度示意圖落差大於300m，控制下第三系沉積於傾側。

（5）東營斷裂：呈近東西向分布於東營凹陷內，為新生代以來形成的淺層斷裂。

（6）昌樂—廣饒斷裂：為益都—無棣斷裂的分支，走向北西，傾向北東，切割了廣饒—齊河斷裂，控制著第三系的沉積。

該區位於華北地震區內，周圍都是強震區。據歷史記載：自公元692年以來，區內共感受地震54次，其中在區內發生的地震14次，遭受烈度Ⅶ度影響已達3次：1668年7月25日郯城莒縣8.5級地震時，「利津房屋多傾倒」，烈度達Ⅶ度；1888年6月13日渤海7.5級地震時利津「房屋倒塌甚多」；1969年7月18日渤海7.4級地震時，墾利、利津、沾化三縣遭受較重震害，「孤島出現長約1km，寬0.3～0.4m的地裂縫，北端下沉30cm」，墾利縣的左家莊、建林、新安、黃河農場地裂多處，冒水涌砂，房屋倒塌。1976年7月28日，唐山7.8級地震時，沾化、利津出現裂度異常區：利津縣黃河大壩裂縫兩處，冒水涌砂100餘處，沾化縣倒塌房屋560間，出現多處地裂縫及噴水冒砂點。綜上所述，該區地震實際破壞已達Ⅶ度強。

根據地震活動時間分布特徵及100年內破壞性地震的缺震統計和歷史上地震烈度影響的分析，區內未來100年內主要面臨Ⅶ度強震一次，鑒於區內歷史上很少有地震發生，地震破壞的主要危險來自區外的強震。預測渤海區未來百年內將有高達6.5級的晚期強餘震的發生；安丘—益都區未來100年內發生中強震（6～6.5級），震中烈度Ⅶ度的可能性最大：濱縣—博興區未來百年內將有5.56級（震中烈度為Ⅶ～Ⅷ度）的地震發生。區內的陳南斷裂、勝北斷裂新的活動相對突出，在該區范圍內具有發生5級左右（度）地震的背景。

根據1977年出版的「山東省烈度區劃圖」編制的區內地震綜合烈度圖，將區內地震烈度定為：五號樁—樁西地區為Ⅷ度；河口、墾利、東營、利津均為Ⅶ度；博興—濱縣定為Ⅷ度；沾化為Ⅵ度。

⑩ 地質構造背景

按照傳統地質觀點，烏克蘭的大部分地區屬東歐地台西南部，僅西南部東喀爾巴阡山地一隅和南端克里木半島一帶為阿爾卑斯地槽褶皺帶（圖13－1）。

圖13－1 烏克蘭大地構造示意圖（引自劉燕平，1997）

地台區可劃分出烏克蘭地盾和一系列台坪、台向斜構造。烏克蘭結晶地盾位於烏克蘭中部，作北西、南東向展布，在構造上屬於東歐地台渦狀地質構造系的一段。烏克蘭地盾的主要構造是北西向中央變質帶，由高壓外部弧狀帶和低壓內部帶組成。該地盾由太古宙和古元古代強烈錯斷的變質侵入建造和交代建造組成。主要產出鐵、鈦、鎳礦床。

烏克蘭地盾西面是沃倫－波多爾台坪，系克拉通邊緣坳陷區，前寒武紀結晶基底沉降深度達3千米。區內發育火山作用，與基性火山作用有關的次火山構造中產有金剛石、銅、鎳、鉛、鋅、金、銀、汞等礦產，而與古生代、中生代和新生代沉積岩有關的礦產主要是褐煤、硫、石膏、磷塊岩等。

第聶伯－頓涅茨次向斜位於烏克蘭地盾的東北面，亦呈北西向展布。該次向斜軸部的前寒武紀基底沉降深度達6～15千米，被古生代和中生代巨厚沉積岩系所充填。該盆地的東南部為頓涅茨褶皺構造（頓涅茨硬煤盆地），基底產出深度竟達18～20千米。在該構造發育演變過程中，長期多次形成煤聚集。第聶伯－頓涅茨次向斜產出油氣、岩鹽、石膏等礦床，而硬煤、汞、螢石等礦產與頓涅茨褶皺構造有關。

烏克蘭地盾的南面是濱黑海台坪，再往南是亞速海－黑海最新地向斜。後者與阿爾卑斯地槽褶皺帶相接，是地台沉陷的南部邊緣，中生代沉積層厚達4～5千米，其中產有錳、褐煤、鋁土礦和多金屬礦化。

克里木褶皺區位於烏克蘭最南部，為大型地塹隆起，其南部沉降已低於黑海海平面。褶皺區由強烈錯斷的三疊－侏羅紀復理石沉積層和較平緩產出的晚侏羅世碳酸鹽岩層、砂泥質白堊紀地層、古近紀和新近紀地層組成。區內有鐵礦、各種鹽類和熔劑灰岩產出。

位於烏克蘭西南邊區的喀爾巴阡坳陷，屬阿爾卑斯褶皺區，可細分為前喀爾巴阡邊緣坳陷（具有含硫、含油氣的沉積岩）、喀爾巴阡褶皺區和具有火山沉積建造的外喀爾巴阡坳陷（產有岩鹽、沸石、重晶石、明礬石、汞和多金屬礦化）。