《秦皇岛实习报告》word版.doc

东北石油大学普通地质实习总结报告东北石油大学实习总结报告实习类型 综合地质实习 实习单位 石门寨地区 实习起止时间2012年07月7日至2012年07月21日指导教师 姜耀俭 所在院（系） 地球科学学院 班 级 勘资102班 学生姓名 孙天一 学 号 100101140224 2012年 8 月 8 日第一章 实习区基本概况一、实习的任务、内容、起止时间 为了更好的巩固课堂所学的理论知识，得到第一手野外资料，将理论知识与实际相结合，使学生对野外地质地貌现象有亲身体验，达到身临其境的感觉，为今后学习和工作打下坚实的基础，同时，培养不怕苦、不怕累、艰苦奋斗的精神。2012年7月7日至2012年7月21日共计15天，我们实习是以班为单位，一个班又分为五个组，每组配有：地质锤、罗盘、放大镜，由姜耀检教授带队。我们以老师沿途讲解为主，同时积极思考、作好记录及画出相关路段的地层剖面图。通过此次实习掌握了常见矿物、岩石、地形、地貌等的野外观察、鉴定和测量方法，对地层层序及各层的主要岩性特征有了进一步掌握。对褶皱、断裂等构造有了进一步认识。在老师的耐心教导下，基本的技能，基本的地质知识更加深刻的理解了。在此我向各位老师深表谢意。 实习的地点：河北省秦皇岛市抚宁县石门寨镇上庄坨村北山实习基地系统地了解秦皇岛柳江盆地地质地貌概况，学会野外实习所必需掌握的基本要领和考察方法，掌握一定的野外地质工作技能。二、实习区的地理位置、交通 柳江盆地中国北方实习基地位于秦皇岛市北部，其中心距秦皇岛市区28km，地理纬度1193445E1193650E， 40745N40950N，位于燕山山脉东段。属河北省秦皇岛市抚宁县管辖。实习基地柳江煤矿在柳江医院附近。秦皇岛实习基地位于秦皇岛市北28公里，属于河北省抚宁县石门寨乡管辖，区内有柏油公路及铁路与秦皇岛市相通，交通极为方便。工作区坐落在柳江盆地为南北延伸的低山丘陵区。北、东、西三面为陡峻高山所包围。贯通盆地的大石河，是本区最主要的水系，出盆地为东南方向，在山海关南侧入渤海。秦皇岛地区位于河北省东北部，地理坐标为11930E11950E， 3950N4010N，包括三区四县，三区为海港区、北戴河区和山海关区，四县为昌黎县、抚宁县、芦龙县和青龙县，总面积约7812.4km2。市区长50 km，宽6 km，全市海岸线总长126km，是一个狭长带状滨海城市。北倚燕山，南临渤海，西隔缸山与碣石山遥望，东越长城与辽宁省绥中县毗邻，地势北高南低，北部为燕山山脉东段，南部为华北平原北端的滨海冲积平原。秦皇岛是联结华北与东北的纽带，山海关在古代就占有非常重要的战略地位，海、陆、空都极为方便。铁路方面，秦皇岛的铁路隶属关系可以说全国唯一，独一无二，由北京铁路局、太原铁路局、沈阳铁路局共同管理，大秦线部分由太原铁路局管辖，山海关部分由沈阳铁路局管辖，其余部分由北京铁路局管辖，境内有京山、京秦、大秦、秦沈四大铁路干线，津秦客运专线也已经开始施工。三、自然地理概况（1）实习区地形； 柳江盆地地处燕山山脉东段，该盆地为南北延伸的低山丘陵区，北、东、西三面群山怀抱，山脉接近南北走向延伸，地势由北向南渐低。盆地内最高的山老君顶，海拔493.7米。南部大石河河谷内的南刁部落海拔70米左右，盆地的中西部的火山岩分布区，是本区山高坡陡的部分，一般都在海拔200-300米。（2）实习区气候； 实习区属温带大陆季风性气候，年平均气温为10.1，一月份平均气温为-5，七月份平均气温为24.5，本区年降水量为400-1000毫米，多集中于七、八月份，约占年降水量的70%，山洪也主要集中在这个时期内。（3）实习区水文情况； 实习区内的主要河流有大石河、汤河、戴河等，均系入海河流，为临海小型水系，都是明显的季节性河流。我们重点实习的是大石河。 大石河发源于青龙县黄前山附近，是本区最主要的水系，由西北向东南流经柳江盆地后在山海关西侧老龙头注入渤海。全长约70km，其中近60km河段流经山区，并有9条小河汇入，仅下游12km河段流经向海倾斜的平原。该河流域面积约为600多平方公里，其中560km2以上为山区，故为山区性河流。河床组成主要为砾石，少有粗砂和中砂。砾石的主要岩性为火山岩，其次为花岗闪长岩及花岗岩。流域内植被覆盖达5060%，故水土流失不严重，河床相对较稳定。 大石河水量丰富，年平均径流量多为1.68亿m3，补给来源以降水为主，所以平时流量很小,暴雨后洪水立即上涨，且暴涨暴落。燕塞湖库容6750万m3，不仅是秦皇岛市区主要供水水库，而且是一个美丽的旅游景点，并有很多神奇的传说。洪水期具有洪峰高、流量大、来势猛、历时短、泥沙多等特点。输沙量常随流量而增减，集中于每年的7、8、9三个月内，尤其以7月份最大。月平均输沙率为26.7kg/s，；而15月和1012月几乎无泥沙入海。大石河的泥沙入海后，主要堆积在河口外，形成向海凸出达23km长的水下三角洲。（4）实习区的经济情况。 实习区工业，以采煤及开采耐火粘土为主。煤矿开采的历史悠久，煤质一般为无烟煤，局部为贫煤。群众多以奥陶纪亮甲山组石灰石为原料烧石灰。 首钢部分搬迁到实习区，另外水泥制造也在当地也有很重要的地位。 实习区农业，主要是北方干旱的农作物，以水稻、玉米、小麦、高粱、谷子、红薯等为主。山区盛产水果和药材。 实习区沿海产鱼、虾、蟹等，是我国北方主要水产基地之一。 （四）实习区气候概况 本区地处于中纬度地带，为暖温带半湿润季风区，属于暖温带半湿润大陆性季风气候。主要特征是四季分明，光照充足，水热资源丰富。春季多日照，气温回升快，降水少，相对湿度低，空气干燥，蒸发快，风速较大；夏季多阴雨，空气潮湿，气温高但少闷热；秋季时间短，降温快，秋高气爽；冬季长，寒冷干燥多晴天。年气温差较大，年降水量多寡变化显著。四季气候特征为，夏季平均气温高于20，冬季平均气温低于5。 年降水量为4001000mm，年平均降雨量为695.5mm，多集中于78月份，可达年降水量的70%，山洪也多集中在这个季节。主要风向受季风影响，夏季多西南风，冬春季多东北风。主导风向为西南，平均频率为12.9%，其次为南南西，再次为正东，平均风速在5m/s以下。据多年统计，本区风速13级占74.3%，34级风占35.6%，大于6级者仅占0.5%。除季风外，尚有台风影响，每年8月15日前后，均有或大或小、或多或少的台风。由于本区风向常是西南，强风向是东北，故海岸侵蚀、堆积和滨岸沙丘堆积方向均与风向一致。 第二章 地层发育一、地层概况柳江盆地是由晚太古代绥中花岗岩和燕山期花岗岩侵入体构成高耸的盆地周边，以上元古界、古生界和中生界构成低洼的丘陵和平原状的盆形地貌，从地质构造角度看，是一个西翼陡东翼缓的比较宽缓的向斜构造，故又有人称其为“柳江向斜”。 柳江盆地南北长约20km，东西宽约12km，北、东、西三面为陡峻的丛山所包围，仅南面向渤海开口。贯通盆地的大石河是本区最主要的水系。盆地内以低山、丘陵地形为主，最高山峰为西北部的老君顶，海拔493.7m，最低处为东南部大石河河谷内的南刁部落，海拔为70m左右。盆地中西部的火山岩分布区为山高坡陡的地形，海拔多在200300m之间，山峰多在400m以上；东部山区山峰海拔高度一般为160300m。在低山和丘陵之间，多发育有小盆地和河流，河流短小，河床全是砾石堆积，河床、河漫滩和阶地等河流地貌发育。总的地貌特征与全区相同，亦表现为西北高，东南低。暂时性地面流水作用强烈，坡积物、洪积物随处可见。具经常性水流的大石河和汤河形成许多流水地貌。 滨海地带，波浪在岬角处发生侵蚀作用形成各类海蚀地貌，在海湾、平直海岸地带形成各类海积地貌；潮汐的作用使波浪作用范围加大，形成海蚀平台等地貌；沿岸流携带泥沙在海岸形成沙嘴、陆连岛等地貌类型；风沙流也在海滨形成与海岸线大致平行的沙垄，或使沿岸堤加长，形成较大的沙丘，如黄金海岸的沿岸沙堤。 这里最古老的是太古宙的地层，然后是远古宙，缺失中上奥陶纪至下石炭纪、下中三叠纪、白垩纪和第三纪。全区范围内所出露的地层有元古界的青白口群，下古生界的寒武系，下奥陶纪，上古生界的上石炭纪至二迭纪，中生界的上三叠纪至侏罗纪，新生界的第四纪。柳江盆地于晚古代发育，到中生代沉积了厚度较大的地层，这段时间内，由于缺失泥盆纪、志留纪的地层，所以在这里有很大的不整合面，而且有过明显的海陆变迁。中生代构造变动是在古生代的褶皱基础上，二叠纪末期的时候，发生强烈的构造变动，形成柳江盆地的雏形，侏罗纪的时候，以角度不整合覆盖在古生界之上，产生地形上的差异北高南低，下侏罗纪的时候，又发生一次构造变动，地层发生变形，改变了盆地的沉积中心，西翼出现沉积，西翼角度不整合于下伏之上。新生代第四系以来，有明显的上升运动，全区遭剥蚀，所以山区河谷有明显的阶地发育，全新世以来，亦有海积和海蚀地貌。由此发育成了现在西部陡东部缓的向斜地貌柳江盆地。柳江盆地为一向斜构造。地层分区属于华北东北南部区的燕山分区的山海关小区。区域地层特征属典型的华北地台型。前青白口纪的变质岩广泛分布于盆地的外围。晚元古界、古生界则分布于斜的两翼。中生界地层与燕辽一带极为相似，但本区仅见有侏罗系出露与向斜的核部。 二、地层层序 新生界 第四系河床、河漫滩、阶地等松散沉积物。 孙家梁组。中生界 侏罗系、中侏罗系兰旗组 下侏罗统北票组 古生界 二叠系 上叠统 石千峰组 上石盒子组 下二叠统 下石盒子组 山西组石炭系上石炭统太原组 中石炭统本溪组 奥陶系下奥陶统亮甲山组 治里组寒武系上寒武统凤山组 长山组 崮山组 中寒武统张夏组徐庄组 下寒武统毛庄组 馒头组 府君山上元古界 青白口系 景儿峪组龙山组太古界 绥中花岗片麻岩 三、各界简介太古界：太古界厚度不大，组分与上地幔更为接近。由于多次的岩浆活动、构造运动，使岩石普遍发生热变质、深、变质和强烈的混合岩化，岩石变质很深，主要是混合花岗岩，属变质岩，以鸡冠山为例，成分相当于花岗岩，有石英、长石、黑云母、角闪石，岩石呈肉红色，略具黑色斑点。岩石中残留原岩的片理、片麻理等，有片理构造、斑状变晶结构，无解理。 元古界：古元古界往往和新太古界具有共性，所属活动类型沉积和浊流沉积变质形成的绿岩系，同时和新太古界一样，常含有规模巨大的铁矿床，性质和鞍山式铁矿近似，以低价铁为主。古元古界和新太古界共同构成地台的基底。到了中、新元古界，原地台出现，红层、高价铁、碳酸盐等沉积出现，形成地台盖层，因此，中元古界特别是新元古界震旦系已经属于盖层沉积的范畴。上元古界青白口系：1、景儿峪组55219m，灰白色、紫色板状泥质白云岩，泥灰岩岩石致密，呈微粒或泥状结构，多呈薄层状或透镜体状产出。底部为黄绿色、黄褐色中细粒含海绿石石英砂岩。中部为紫红色、黄绿色薄层状泥岩夹钙质泥岩，水平层理发育。上部为蛋青色中薄层泥灰岩夹薄层紫红色泥岩，泥灰岩细腻性脆，易于辨认，是本组与上覆府君山组分界的标志。其底部中细粒长石石英砂岩具大型浪成波痕，海相特征明显，因此本组属滨海相至浅海相沉积。2、龙山组11225m，主要是石英砂岩，砂粒纯净，二氧化硅含量高，磨圆度高，分选性好。岩石常为白、黄白、灰白、粉红等色。该组是本区内最老的沉积地层，沉积不整合覆于上太古界绥中花岗岩之上，主要分布在盆地的东部张岩子东部落和南部鸡冠山等地，以张岩子村西剖面最好，厚度91m。下部为灰白色厚层状粗粒长石石英砂岩，底部含砾石，海成波痕和交错层理发育，含海绿石。下古生界寒武系（）1、凤山组（3f）泥质条带灰岩、砾屑灰岩、泥灰岩、钙质页岩互层。2、长山组（3c）粉砂岩夹砾屑灰岩、生物碎屑灰岩，化石丰富。3、崮山组（3g）紫色砾屑灰岩、粉砂岩夹灰色藻灰岩、鲕粒灰岩和泥质条带灰岩。4、徐庄组（2x）黄绿色页岩、粉砂岩、暗紫色粉砂岩夹少量鲕粒灰岩透镜体。5、毛庄组（1mz）紫红色页岩、粉砂岩为主，夹少量灰岩透镜体。6、馒头组（1m）鲜红色页岩。与下伏地层平行不整合接触。下古生界奥陶系（O）1、亮甲山组（O1l）以中、厚状灰岩和白云质灰岩为主，灰岩是以方解石为主要组分的岩石，主要有竹叶状灰岩（由灰岩扁砾被钙质胶结而成的典型砾屑灰岩，其砾屑为扁圆或长椭圆形，垂直层面切开形似竹叶，故名）、豹皮状灰岩等，颜色为灰色带绿色，灰色致密棕褐层状、灰色薄层泥色条状、深灰色中到褐层状致密块状的。白云岩是指以白云石为主要组分（50%以上）的碳酸盐岩，一般为灰色细金状。亮甲山组形成于浅海环境，厚度118米，与下伏冶里组、上覆马家沟组均为整合接触，化石丰富，有头足类、腹足类、腕足类、三叶虫、古杯类、介形虫类。其中，头足类、房角石、古杯海绵是本组的标准化石。2、冶里组（O1y）灰色后层灰岩。泥灰岩，夹竹叶状灰岩及黄绿色页岩。3、张夏组（2z）灰色鲕粒灰岩、藻灰岩夹泥质条带灰岩、生物碎屑灰岩。由于缺失志留系（S）和泥盆系（D），所以在奥陶系（O）和石炭系（C）之间有一个大的不整合面上古生界石炭系（C）1、太原组（C3t）中细粒长石岩屑砂杂岩、粉砂岩、炭质页岩夹泥质灰岩透镜体。2、本溪组（C2b）主要岩性为砂页岩和灰岩夹煤层，灰岩厚度很小，富含海生动物化石，总厚度不超过一、二百米。上古生界二叠系（P）1、石千峰组（P2sq）紫色粉砂岩、细砂岩、中粗砂岩和含砾粗砂岩。2、上石盒子组（P2s）灰白色含砾粗粒长石砂岩夹少量紫色细砂岩和粉砂岩。3、下石盒子组（P1x）黄褐色含砾粗粒杂砂岩、长石岩屑杂砂岩、泥质粉砂岩、粘土质粉砂岩构成三个韵律。4、山西组（P1s）砂页岩夹煤层，属于沼泽盆地成煤相地层。上古生界侏罗系（J）1、兰旗组（J2l）流纹质、安山质、粗安质、玄武质火山熔岩、凝灰岩、火山角砾岩和集块岩。与下伏地层角度不整合接触。2、北票组（J1b）砾岩、含砾粗砂岩夹粉砂岩、黑色炭质页岩，夹煤线，含植物化石及少量双壳类化石。与下伏地层角度不整合接触。第三章 岩石特征一、沉积岩1、长石砂岩 石英含量大于百分之九十以上，以硅质胶结为主，有少量铁质胶结，泥质杂基极少。石英砂在不同层位上颜色不同、沉积环境不同、颗粒成熟度不同。岩石颜色与胶结物和杂质颜色有关。其中常发育有平行层理，大型板状、楔状和槽状交错层理。2、长石石英砂岩 含长石在百分之五到百分之二十五之间，石英在百分之七十五到百分之九十之间，也可以根据机制成分为长石石英砂岩和长石石英杂砂岩。 长石石英砂岩仅分布在北漂组地层内，风化后为暗褐色，新鲜面为灰黑色，属于大陆相沉积，水动力簸选作用弱，磨圆度差。3、长石砂岩石英含量小于百分之七十五、长石大于百分之二十五。风化作用不彻底、成熟度低。按其基质也可分为长石砂岩和长石杂砂岩。两者在颜色上、碎屑含量上、磨圆度积分选等方面没有明显差异，只是支撑类型不同。长石杂砂岩基质含量大于百分之十五，明显呈基质支撑。长石砂岩主要分布在长龙山组、二叠系、北票组地层中；长石杂砂岩主要分布在北票组和上石盒子组地层中。4、岩屑质长石砂岩石英含量小于百分之六十五、岩屑含量在百分之二十五到百分之七十五之间、长石含量在百分之十道百分之五十，且岩屑含量小于长石含量。按其基质也可分为岩屑长石砂岩和岩屑长石杂砂岩两种。岩屑长石砂岩呈土黄色、黄褐色，新鲜面呈黄白色、灰白色带黄色色调，磨圆度差。分选也差、肉眼可见岩屑。质长石杂砂岩色深，为发绿的灰黑色。岩屑质长石砂岩主要分布在石千峰组地层中，分选度差、磨圆度差；岩屑长石砂岩还分布在太原组、石千峰组、黑山窑组及北票组地层中。5、长石质岩屑砂岩石英含量小于百分之六十五、岩屑含量百分之二十五到百分之七十五、长石含量百分之十到百分之五十，且岩屑含量大于长石含量。按基质也可以分为长石岩屑砂岩和长石质岩屑砂岩两种。颜色因岩屑 含量增加而普遍较深，成灰绿色，风化后带铁锈色。长石质岩屑砂岩主要分布在本溪组地层中；长石质岩屑杂砂岩主要分布在本溪组地层中；长石质岩屑杂砂岩主要分布在太原组中、山西组、下石盒子组地层中，少量分布在北漂组上部。6、砾屑灰岩砾屑含量大于百分之五十，平面上砾屑呈薄饼状，剖面上 呈狭长状，形似竹叶，故又称竹叶状灰岩。砾屑主要是在沉积盆地中沉积不久的、半固结或固结的各种碳酸盐沉积物，受波浪、潮汐水流、风暴流、重力流等作用，破碎、搬运、磨蚀再沉积而成的。7、生物碎屑灰岩生物遗体碎屑含量大于百分之五十，是由生物遗体硬体部分被冲刷“解体”或破碎在堆积形成的，胶结物往往为亮晶方解石，有时含有海绿自生矿物，代表水动力强度较大的环境，属于浅海强冲刷带的沉积。生物碎屑岩数量不多，但张夏组。崮山组、长山组、和凤山组地层中均存在。8、微晶灰岩新鲜面呈青灰色、风化后浅灰色，结晶颗粒肉眼难以分辨。显微镜下成不规则的他形镶嵌结构，岩石内部构造均匀，长呈薄层、中层或厚层块状构造，是浅海相较深水环境下沉积的岩石。此种岩石常见燧石结核或条带，在寒武系或奥陶系均有分布。9、泥灰岩 泥晶结构，泥质含量在百分之二十五到百分之五十之间，风化后有泥状物出现，呈土黄色，新鲜面为浅灰色，滴稀冷盐酸激烈起泡及泥状物浮起。本区泥灰岩呈薄层或条带状产出，位于海侵层的上部，是浅海相较深水域深水环境下沉积的岩石，常见于寒武系级奥陶系的下部。10、豹皮灰岩主要分布于亮甲山组地层内。花斑由白云岩组成，呈浅黄色或褐黄色，与周围灰色或深灰色灰质组分界线明显，特别是那些花斑状似虫孔的，两者界限平直。岩石风化面上，常有虫孔和花斑共生，是豹皮灰岩的标志。 是一种具黄色、褐红色不规则斑纹的石灰岩，貌似豹皮，故名豹皮灰岩。通常基质部分为隐晶质方解石或微晶方解石，斑纹部分含有较多的白云石。它是石灰岩在成岩过程中发生白云石化而成的，白云石化作用常选择石灰岩中渗透性较好含颗粒的条带或斑块进行。此种灰岩在中国寒武纪、奥陶纪地层中常见。周口店地区广泛分布的寒武纪地层府君山组底部灰岩因其具典型的豹斑状构造而被称为豹皮灰岩。 关于其成因一直有不同的说法，既有沉积成因的，也有构造成因的。现在比较得到大家认可的是后者，即认为豹皮灰岩是经韧性剪切作用的灰岩形成的钙质糜棱岩，因此具有重要的构造指示意义。在周口店地区的府君山组和马家沟组中都有发育，尤以府君山组下部发育的豹皮灰岩为典型。从周口店黄院东山梁地区的地层接触关系来看，府君山组与下伏景儿峪呈韧性滑脱接触关系，即府君山组曾经遭受过韧性剪切作用。在太平山一带局部区域，马家沟组与上覆本溪组呈剥离断层接触，及马家沟组也曾接受过一定的剪切作用。整体而言，豹皮灰岩的发育与韧性剪切作用表现出很大的相关性，因此，其构造成因的说法是比较可靠的。11、藻灰岩是一种由钙藻堆积而成的石灰岩，或者由于藻类生命活动产生的石灰岩。如红藻类的珊瑚藻科及绿藻类的伞藻科、毛藻科。可以分泌钙质或促使水介质沉淀出钙质构成坚硬钙质鞘或钙质骨骼，直接形成岩石。也可以通过藻类的特殊生长方式，例如蓝绿藻的生命活动过程，形成一种具有叠层构造的灰岩。藻灰岩在中国震旦纪地层中较常见。12、火山碎屑岩火山碎屑岩引是介于岩浆熔岩和沉积岩之间的过渡类型的岩石，其中50%以上的成分是由火山碎屑流喷出的物质组成，这些火山碎屑主要是火山上早期凝固的熔岩、通道周围在火山喷发时被炸裂的岩石形成的。火山碎屑包括岩屑、晶屑、玻璃质屑、浆屑、火山块（直径大于100毫米）、火山砾（直径大于2毫米）和火山灰（直径小于2毫米）。这些碎屑降落到地面或海底，经过固结形成岩石，由于火山也可以在海底爆发，所以火山碎屑岩有陆相沉积的也有海相沉积的。13、含微层理的白云质灰岩 分布于下寒武统府君山组地层内，张崖子一带发育较好。花斑仅限于一定层位层岩内，与岩层层面无切割关系，说明交代作用是在成岩阶段完成的。层内构造均匀，形成于浅海深水环境。 14、含海绿石的石英砂岩 位于张崖子的青白口群龙山组含有表面被风化成黄褐色内部为灰白色的中粗粒石英净砂岩，浅海相沉积，含海绿石和少量云母。15、含微层理的白云质灰岩 分布于下寒武统府君山组地层内，张崖子一带发育较好。花斑仅限于一定层位层岩内，与岩层层面无切割关系，说明交代作用是在成岩阶段完成的。层内构造均匀，形成于浅海深水环境。 16、火山沉积碎屑岩火山碎屑岩是介于岩浆熔岩和沉积岩之间的过渡类型的岩石，其中50%以上的成分是由火山碎屑流喷出的物质组成，这些火山碎屑主要是火山上早期凝固的熔岩、通道周围在火山喷发时被炸裂的岩石形成的，碎屑包括岩屑、晶屑、玻璃质屑、浆屑、火山块（直径大于100毫米）、火山砾（直径大于2毫米）和火山灰（直径小于2毫米）。这些碎屑降落到地面或海底，经过固结形成岩石，由于火山也可以在海底爆发，所以火山碎屑岩有陆相沉积的也有海相沉积的岩浆岩或称火成岩，是由岩浆凝结形成的岩石，约占地壳总体积的65%。岩浆是在地壳深处或上地幔产生的高温炽热、粘稠、含有挥发分的硅酸盐熔融体。是形成各种岩浆岩和岩浆矿床的母体。岩浆的发生、运移、聚集、变化及冷凝成岩的全部过程，称为岩浆作用。二、岩浆岩1、辉绿岩亮甲山采石场比较集中，岩石呈暗绿色，细均粒结构，镜下具典型辉长结构，部分辉石已绿泥石化和硅酸盐化。辉绿岩(又名福建青、大湖青、青石），成分相当于辉长岩的基性浅成岩。显晶质,细-中粒，暗灰-灰黑色,常具辉绿结构或次辉绿结构。深灰、灰黑色。主要由辉石和基性长石（与辉长岩成分相当的浅成岩类）组成，含少量橄榄石、黑云母、石英、磷灰石、磁铁矿、钛铁矿等。基性斜长石常蚀变为钠长石、黝帘石、绿帘石和高岭石；辉石常蚀变为绿泥石、角闪石和碳酸盐类矿物。因绿泥石的颜色而整体常呈灰绿色。 辉绿岩跟辉长岩的成分差不多，但它形成得比较浅，不像辉长岩那样深。根据含有的不同成分，有多种。如含石英多的叫作石英辉绿岩；含沸石、正长石等的，称碱性辉绿岩等。辉绿岩是上等建筑材料。 辉绿岩为深源玄武质岩浆向地壳浅部侵入结晶形成，常呈岩脉、岩墙、岩床或充填于玄武岩火山口中的岩株状产出。2、闪长玢岩分布于潮水峪村西北，砂锅店东等地，呈岩墙状产出，具隐基斑状结构，斑晶主要是斜长石，有时含角闪石较多，有的基质中含少量石英，有的可见球粒结构和流线结构等。闪长玢岩是中性浅成岩，其矿物成分与深成岩闪长岩相同。主要矿物为中性斜长石和普通角闪石。 具明显斑状结构，其斑晶多为斜长石和普通角闪石，偶见黑云母。岩石整体颜色多为灰及灰绿色。常呈岩床、岩墙产状，或为闪长岩的边缘相。闪长斑岩是按基质成分来描述的 斑岩=斑岩-以钾长石、副长石或石英为斑晶的喷出岩、浅成岩和超浅成岩侵入岩的统称。斑岩一词原指具有斑晶或具有斑状结构的火成岩；一般指以碱性长石或石英为斑晶的喷出岩和浅成岩，基质为细粒或隐晶玻璃质。按基质成分可描述为花岗斑岩、闪长斑岩等。 3、花岗斑岩花岗斑岩的矿物成分与相应的深成岩-花岗岩相同，不同的是它具有斑状结构，表明它是浅成岩。花岗斑岩的斑晶含量一般为15-20%，主要为石英和长石，有时也有黑云母和角闪石。石英斑晶往往呈六方双锥状。钾长石为正长石或透长石。黑云母和角闪石有时可见暗化边。斑晶通常被基质熔蚀，基质呈微花岗结构。 花岗斑岩与斑状花岗岩不同，后者具有似斑状结构，属花岗岩的一种；而花岗斑岩则具斑状结构，不是花岗岩，只是与它成分相当。花岗斑岩通常以小岩株、岩瘤、岩盘、岩墙产出，或作为同期晚阶段的侵入体穿插于大花岗岩岩体中。出露于石岭东南等地，呈细粒基质的斑状结构，岩墙状产出，侵入在晚寒武世至中奥陶世的地层中，常见被基质熔蚀的钾长石和石英斑晶，潮水峪村西有一宽达5m以上的花岗斑岩墙。 花斑岩是花岗斑岩的变种，出露在伍庄南和王庄南等地，从标本上难与花岗斑岩区别。 石英斑岩出露于砂锅店东等地，是花岗斑岩的又一种变种，具隐基斑状结构，石英斑晶特多，普遍具有熔蚀现象。 4、霏细岩 酸性喷出岩的一类。酸性喷出岩中，通常存在斑状结构，斑晶为正长石（流纹岩）、石英（石英斑岩）或斜长石（英安岩）。但也有的无斑状结构，全部由隐晶质构成，即称为霏细岩。霏细岩的定义应该为：无斑或少斑的隐晶质流纹岩，具霏细结构。霏细岩如具有长石斑晶,则称为霏细斑岩。 常见的如无斑的流纹岩，即为一种霏细岩。5、花岗岩 出露于东部张崖子村附近，或西南部鸡冠山下，沉积不整合在马岭组石英砂岩之下。岩石为肉红或灰白色，但岩体分布很不均匀，结构构造变化很大。其中有很多混合岩化的迹象和老变质岩的残留体或捕虏体。西部花厂峪至温泉堡一带的花岗岩，根据接触关系和同位素年龄，属于中生代晚期侵入的花岗岩。岩体很大，呈肉红色，由正长石、斜长石、石英和少量黑云母组成，具中细粒显基斑状结构，所以称中细粒斑状花岗岩三、变质岩1、角岩角岩是一种变质岩。又称角页岩。由中高温热接触变质作用形成。具细粒状变晶结构和块状构造。原岩主要为粘土岩、粉砂岩、火成岩和各种火山碎屑岩。变质后全部重结晶，一般不具有变余结构。主要由长石、云母、角闪石、石英、辉石 等组成，还含水量有矽线石、堇青石、红柱石、石榴子石等。主要类型有云母角岩、长英质角岩、钙硅角岩、基性角岩 、镁质角岩等。角岩一词的应用范围沿不完全一致。通常将全部重结晶并具变晶结构、块状构造的热接触变质岩石称为角岩，也有人把所有具块状构造的热接触变质岩均称作角岩。2、角闪石岩 角闪石岩又称“普通角闪石岩”。普通角闪石是闪石矿物中的一类，它并不是指一种矿物。如镁钙闪石、浅闪石、韭闪石等都属于普通角闪石。普通角闪石一般多出现于变质岩和火成岩中，是分布很广的造岩矿物之一，含有大量普通角闪石的变质岩就叫做角闪岩。角闪石岩是一种超铁镁岩。真正的角闪石岩中除普通角闪石外，几乎不含其他矿物，它们可能是辉石和橄榄石的蚀变产物。变质的角闪岩是通过变质作用形成而分布相当广泛和变化很大的一组岩石。典型的角闪岩是中粒到粗粒，由普通角闪石和斜长石组成。角闪岩是角闪岩相的特征岩石，它们可能由变质前的各种类型的岩石形成的。镁铁质火成岩(例如玄武岩和辉长岩)和沉积白云岩可能是角闪岩的原岩。3、斜长角闪岩主要由角闪石和斜长石组成的中、高级区域变质岩。又称角闪岩。角闪石和斜长石的含量相近。可含少量石英、铁铝榴石、黑云母、单斜辉石和斜方辉石。常为中、细粒纤状变晶结构，可具有块状、条带状或芝麻点状构造。关于斜长角闪岩的原岩类型和成因，岩石学家看法不一。斜长角闪岩的原岩可以是辉长岩和辉绿岩等侵入岩、玄武质熔岩或凝灰岩、泥质灰岩或钙质页岩等，但是要准确鉴定由不同原岩形成的斜长角闪岩，需要对斜长角闪岩的产状、接触关系、结构构造、矿物成分、地球化学和副矿物特征等作综合研究。4、角闪斜长片麻岩角闪斜长片麻岩主要由斜长石、角闪石、石英及黑云母、透辉石、紫苏辉石等矿物组成。明显的片麻状构造是由暗色矿物、浅色矿物相同排列的条带表现出来。角闪斜长片麻岩，由中基性岩浆岩及富铁白云质泥灰岩经高级区域变质作用形成。5、混合片麻岩混合片麻岩是主要由渗透交代作用形成的具有明显片麻状构造的一种混合岩。因交代作用比较普遍和强烈，在岩石中一般已不能区分原来变质岩的基体与新生成的脉体，但能见到暗色矿物分布不均匀和局部比较集中的现象，常见有明显的变质岩残留体，在显微镜下可见到交代现象。有人称渗透混合岩，大致与混合片麻岩相当。6、混合花岗岩混合花岗岩是由强烈混合岩化作用形成的外表类似花岗岩的一种混合岩，是混合岩化作用和花岗岩化作用的最终产物，这时基体与脉体己无法分辨，岩性与岩浆成因的花岗岩类极为相似，但混合花岗岩与正常岩浆成因的花岗岩相比有以下不同：混合花岗岩往往向四周渐变为其他类型的混合岩，与围岩没有明显的侵入接触关系；混合花岗岩的岩性不均匀，结构变化较大，有时可见非岩浆成因的矿物如堇青石、石榴石等：混合花岗岩中交代结构普遍发育，没有明显的相带等。混合花岗岩局部仍可见残留阴影构造和不明显的片麻状构造（或线状构造），有时可见有变质岩的残留体，其片理产状与混合花岗岩的片麻理及围岩的产状基本一致。在显微镜下可见有各种交代结构。它是混合岩化作用最强烈时的产物，可以是由渗透交代作用所形成，也可以是由重熔作用所形成。7、混合岩化变质岩混合岩化变质岩是遭受轻微混合岩化作用的变质岩。变质岩的岩性特征基本保留，但在变质岩中分布有长英质、伟晶质、花岗质等新生成的脉体，它们的总含量小于15%，通常呈不规则的细脉，有时呈钾长石交代斑晶出现，脉体与基体之间的界线比较明显。它们的命名方法是在变质岩名称之前加“混合质”和混合岩化特点，例如,含长英质脉混合质斜长角闪岩、含钾长石斑晶混合质黑云母片麻岩等。8、注入混合岩注入混合岩是主要由注入作用形成的各种混合岩的统称。岩石中以变质岩的基体为主，长石质或长英质脉体的含量占次要地位。脉体与基体之间的界线一般比较明显，除接触线附近外，基体中矿物所受的交代作用不显著。这类混合岩一般代表混合岩化作用的开始。根据构造特征可分为不同岩石类型，如分枝状混合岩、角砾状混合岩、眼球状混合岩等。第四章 构造 柳江盆地于晚古代发育，到中生代沉积了厚度较大的地层，这段时间内，由于缺失泥盆纪、志留纪的地层，在这里有很大的不整合面，而且有过明显的海陆变迁。中生代构造变动是在古生代的褶皱基础上，二叠纪末期的时候，发生抢了的构造变动，形成柳江盆地的雏形，侏罗纪的时候，以角度不整合覆盖在古生界之上，产生地形上的差异北高南低，下侏罗纪的时候，又发生一次构造变动，地层发生变形，改变了盆地的沉积中心，西翼出现沉积，西翼角度不整合于下伏之上。新生代第四系以来，有明显的上升运动，全区遭剥蚀，所以山区河谷有明显的阶地发育，全新世以来，亦有海积和海蚀地貌，由此发育成了现在西部陡东部缓的向斜地貌柳江盆地。东翼占据面积很大，约为整个向斜面积的2/3，构造特征是岩层产状平缓稳定，小岩株、岩床和岩墙很多，多处侵入相对柔软的煤层；断层多为北西和北东向，以正断层为主，多是小断层；西部由于花岗岩侵入造成挤压，地层出露较窄，次生厚度变化大，构造特征为岩层近南北走向，岩层产状变化急剧，倾向东，倾角可达70，甚至直立，倒转；有几条南北走向高度角的逆断层，自西向东上推，延伸很远；由于受到强烈的挤压，岩层厚度变薄，甚至缺失；向斜核部为燕山期，为喷发的中性安山岩所占据，往往构成山地。第一节 褶皱构造：一、柳江向斜面 柳江向斜为一不对称向斜构造。该向斜北起城子峪 ，南至石龙山，南林子一线，长达40km。东起娃娃峪西沟，张崖子，西到王庄，山羊寨一线，宽约8km 。向斜核部被中生代地层角度不整合覆盖，核部地层主要为二叠系和中、上石炭统地层。地层走向主要为北北东向，倾角一般在4050之间，由于受近南北向逆断层和西侧岩体侵入影响等，使个虽地段，地层产状近直立或倒转，并使有的地层组，段缺失。东翼由上元古界青白口系下马岭组，长龙山组，景儿峪组，寒武系，下奥陶统，中上炭统，二叠系地层所组成。地层走向近南北，倾角一般在1025之间，局部达30左右。瓦家山即位于向斜核部。向斜的基底是与青白口系长龙山组不整合的早元古代变质岩系中性花岗岩，主要分布在向斜的北、东及南部边缘。柳江向斜的西部及东南外缘发育有中生代燕山晚期的花岗岩侵入岩基，如响山花岗岩体和后石湖山碱性花岗岩体，它们在地势上构成高峻险要的山地。根据构造形态特征，该向斜可分为东翼区，西翼区，北部义院口区及西南部上平山区。以向斜南部的韩家岭至北端的板厂峪一线向斜分为东，西两部分，东部为东翼区，其他三个区位于西部。二、吴庄花场峪背斜分布于张赵庄以北、吴庄、花场峪一带，该背斜轴近南北向，出露长度约3.5km ，宽约1.5km。核部为徐庄组，两翼由张夏组鲕状灰岩，崮山组，长山组和凤山组泥质条带灰岩组成。背斜北端被花场峪王庄断裂切割，南段被吴庄车厂断裂切割，在花场峪以北，背斜西翼被花岗岩吞没。从延伸趋势看，该背斜在花场峪以北和张赵庄以南仍有断续出露，即吴庄花场峪一带仅以该背斜出露较完整的一段。由于该地区受到强烈挤压作用，部分地区产生系列断层伴生小褶皱，如“九龙壁”褶皱断裂带，还可见断裂面上的断展、虚脱现象。 吴庄花场峪背斜在杨树林向上30米采石坑内见一典型倒转褶皱，被断层错断，可见虚脱现象 吴庄断层褶皱伴生三、柳观峪秋子峪背斜柳观峪秋子峪背斜分布于柳观峪以东，秋子峪以南，呈北北东向延伸，出露长度约1.8km,宽约0.3km。背斜核部在柳观峪以东由府君山组构成，沿裂隙发育有重晶石脉。背斜核部向北北东方向延伸到汤河以北，出露毛庄组紫红色页岩和粉砂岩，再往北褶皱轴逐渐倾没。在柳观峪以东，北斜两翼由馒毛组和徐庄组、张夏组组成，西翼被一条走向45的断层切断。在汤河以北，两翼由徐庄组和张夏组构成。 义院口背斜示意图第二节、断裂构造西部地区（1）南北向逆断层 发育在外观峪秋子峪背斜和吴庄花场峪背斜东翼，断层面向西倾斜倾角一般大于56。断层附近地层直立或倒转、挤压构造透镜体发育。（2）北东向断层 一般为平移断层，即北西盘向北东错移。如柳观峪以东，北东向平移断层切割了柳观峪秋子峪背斜断层走向北东45左右，向北西倾斜，倾角较大。（3）北西向断层 一般为平移断层，北东盘向北方向错移。如花厂峪王庄断层和柳观峪山羊寨断层。 一、张岩子混合花岗岩小断层东西向小型逆断层，上盘断层面发育阶步，陡坎指示下盘运动方向，断层附近伴生发育共轭剪节理，指示断层受力方向和性质，成因推断为海西印支运动柳江向斜形成时期褶皱东翼逆冲断裂。（2）南北向断层柳江向斜中，南北向断层的走向与所在岩层的走向大体一致，故南北向断层主要为走向断层。其中延伸较远，较大的有两大条，一条是黄土营安子岭正断层，另外一条是北林子潮水峪逆断层。前者断层面西倾斜，倾角70-80，上盘由府群山组，馒头组，毛庄组组成，下盘由下马岭组石英砂岩组成，属正断层。 绥中花岗岩断层伴生共轭剪节理 二、鸡冠山汤河地堑：西北翼向东南倾，东南翼向西北倾，位于鸡冠山上平山之间的汤河河谷中，由几条近南北向的正断层组合而成。断层面倾角大，断距几百米，汤河河谷就是沿地堑构造中心部位发育的。 汤河地堑示意图三、鸡冠山太古元古分界上部断层，25853，正断层，拖曳现象，椭球体，几组大小不一共轭剪节理伴生，都能指示断层性质。 鸡冠山太古元古分界处断层四、吴庄垭口断层逆冲断层：表现为地层缺失，断层角砾岩，五、北林子潮水峪断：12080层属逆断层，从潮水峪向南延伸到浅水营北村，北林子西侧，长达8km。在潮水峪 ，断层面向东倾，倾角近直立。下盘为冶里组微晶纯灰岩，上盘为凤山组26025p，见棱状阶步，竖状阶步，方解石结晶，走向30，同潮水峪区其他。但在石门寨以南，下盘则为张夏组，上盘为亮甲山组，表现为正断层性质。 4.2.4潮水峪逆断层六、石门寨小型正断层GPS定点方位为N400532.95，E1193538.74，海拔85米。岩性表现为灰岩泥岩互层，薄层泥岩可作为标志层，连续两组断裂，均定性为正断层，且中间盘分别为两断层的上升盘和下降盘，即此正断层组合为一断阶。 潮水峪沟底断裂经分析，本区曾经发生过至少三次的构造活动，首先是NS方向的断裂，其次是辉绿岩脉充填，并发生了左行平移距离多，最后是闪长玢岩脉侵入，并也发生了右行平移距离小，其间可见右行雁列式张节理，指示一次错断方向。整体受力方向同柳江向斜二次构造相同，属近东西向挤压力形成错断裂带。 沟底断裂示意图 雁列式张节理指示受力示意图八、吴庄断层经分析，此处为正断层，原岩是沉积岩，现一部分已变质为断层角砾岩，砾石的磨圆不好，棱角明显，推断形成原因可能为，岩浆侵入时收缩拉张形成了正断层。可见断层角砾岩，条带状结构。九、山羊寨采石场断层此处为正断层，近南北走向，由辉绿岩岩体侵入马家沟组灰岩后形成，岩体顺层侵入，与周围岩体接触好，整体地层近直立，推断形成原因可能为燕山运动时期对柳江向斜西翼进行改造时，岩浆侵入后形成p。 山羊寨采石场断层第三节、节理该地区节理发育，特别是在断层面两侧以及褶皱地区，张节理和剪节理都很发育。张岩子混合花岗岩区域见断裂形成的共轭剪节理，鸡冠山上正断层带多见断层伴生共轭剪节理，指示断层性质；另外板厂峪、潮水峪、山羊寨采石场等处见柱状节理，其中板厂峪柱状节里十分壮观，横切面达2.5*2.5，长十数米，垂直岩层分布。第四节、沉积构造岩溶现象砂锅店东山梁北岩溶作用，亮甲山组灰岩白云岩，顺节理发生溶蚀作用，节理方位330，与潮水峪砂锅店东山梁地区观测点所观测地质体界线方位相同，属同期构造产物。鸡冠山波痕位于鸡冠山中部，GPS定点方位为N400244.22，E1193101.22，海拔229米。此处波痕波长约为45厘米，有明显的陡缓坡之分，推断古水流方向应用水从缓坡流向陡坡。 鸡冠山波痕指示水流方向示意图第五章 外动力地质作用 外动力作用指以太阳能为主、重力参与所驱动的地球过程。在形式上分别表现为风的作用、海洋与湖泊作用、河流与地下水作用、冰川与重力作用；在过程上则依次表现为风化作用，剥蚀作用，搬运作用和沉积作用。 第一节 风化作用 风化作用（又称侵蚀，风化）是指地表或接近地表的坚 风化作用硬岩石、矿物与大气、水及生物接触过程中产生物理、化学变化而在原地形成松散堆积物的全过程。根据风化作用的因素和性质可将其分为三种类型：物理风化作用、化学风化作用、生物风化作用。岩石是热的不良导体，在温度的变化下，表层与内部受热不均，产生膨胀与收缩，长期作用结果使岩石发生崩解破碎。在气温的日变化和年变化都较突出的地区，岩石中的水分不断冻融交替，冰冻时体积膨胀，好像一把把楔子插入岩石体内直到把岩石劈开、崩碎。以上两种作用属物理风化作用。岩石中的矿物成分在氧、二氧化碳以及水的作用下，常常发生化学分解作用，产生新的物质。这些物质有的被水溶解，随水流失，有的属不溶解物质残留在原地。这种改变原有化学成分的作用称化学风化作用。此外植物根系的生长，洞穴动物的活动、植物体死亡后分解 风化作用形成的腐植酸对岩石的分解都可以改变岩石的状态与成分。岩石风化作用与水分和温度密切相关，温度越高，湿度越大，风化作用越强；但在干燥的环境中，主要以物理风化为主，且随着温度的升高物理风化作用逐渐加强；但在湿润的环境中，主要以化学风化作用为主，且随着温度的升高化学风化作用逐渐加强。物理风化主要受温度变化影响，化学风化受温度和水分变化影响都较大。从地表风化壳厚度来看，温度高，水分多的地区风化壳厚度最大。土壤是在风化壳的基础上演变而来的。 生物风化作用指生物对岩层的破坏作用，这种作用是普遍存在的。他包括生 物的机械风化作用和生物化学风化作用。生物的机械风化作用是由于生物生命活 动使岩石发生机械破碎。例如生长在岩石裂隙中的植物随根系长大使岩石裂隙不 断扩大而崩解.随着风化作用的深入，岩块像卷心菜一样的呈圈层状脱落，这种现 象称为球形风化。我们在石门寨西门发现了球形风化，其主要存在于太原组底部。第二节 河流地质作用 河流侵蚀作用的方式有冲蚀、溶蚀和磨蚀。类型有下蚀作用和侧蚀作用。下 蚀作用的特点，河流侵蚀河床，使河床不断加深；侧蚀作用的特点是河流侵蚀谷 坡，使河谷不断扩宽。河，搬运作用的方式有悬浮、推移和跃移。三种作用共同将颗粒磨细、磨圆，且使其稳定成分，加。河流沉积作用分为谷底沉积、山口沉 积和河口沉积。 流水的侵蚀、搬运和堆积作用是经常变化和更替的。对一条河流来说，在正常情况下，上游以侵蚀作用为主，下游以堆积作用为主。如果河流水量减少，泥沙物质增多，在河流上游妒也可以堆积作用为主。如果海面下降，下游段也可转化为侵蚀作用为主。在同一时间，同一地段内，侵蚀和堆积作用也能同时进行，搬运作用则是联结二者的纽带。河流依靠自身的动能对其边界产生的冲刷、破坏作用，包括冲蚀、磨蚀和溶蚀作用。按作用的方向分为：下蚀、旁蚀和溯源侵蚀。 河水具有动能，流动的河水对地表岩石进行机械冲刷并使其逐渐剥离，河水中挟带的砂、砾石也不断对之摩擦和撞击，当河流流经可溶性岩石分布地区时，河水可溶解岩石。侵蚀作用的强弱和变化决定于河床水流的强度及组成河流边界的抗冲能力。按作用的方向分为下蚀作用、旁蚀作用和溯源侵蚀3种。水流向下的侵蚀作用，使河床成沟床加深。下蚀方式有:河水对河床岩石的直接撞击冲刷;河水以挟带的岩石碎屑对河床岩石的撞击和摩擦；对跌水基面处的凹坑（壶穴）掏刷（见河流袭夺）；河水对可溶性岩石(如石灰岩、白云岩)进行溶解下蚀。河流下蚀作用大小主要由河床水流的强度和组成河床边界物质的抗蚀能力决定。河流流速愈大，对河床边界物质的冲击能力愈大，则愈利于将石块和泥沙颗粒卷入水中带走。不同物质的抗冲能力不一样,粒径在0.050.5毫米的细砂最容易被侵蚀 河流作用，随粒径的增大（中、粗砂、卵石）或减小(粉砂、粘土)抗冲能力都增大。不同岩性的基岩抗冲能力不同，据实验研究，运动状态下不同岩性推移质的磨损系数分别为：石英岩 0.5810-3，变质岩1.5