三峡秭归地质实习报告;

1、三峡秭归地质实习报告武汉大学水利水电学院专业:水利水电工程班号:水电一班组号:二组组长:夏文俊成员:李波 柳尚 吴雪梅 孙静月指导老师:陈益峰实习日期:2013.11.202013.11.24目 录一. 前言41.1实习的目的与意义41.2实习时间及路线安排4二. 区域地质背景条件52.1构造演化历史52.2水文气象52.3 地形地貌62.4构造格局及形迹62.5 新构造运动及区域稳定性82.6其他地质背景9三. 实习区的自然地理经济条件93.1地理位置93.2交通状况93.3自然经济93.4气象水文103.5实习区工程概况10四. 实习区工程地质条件124.1地层岩性124.2地质构造17五

2、. 岩溶水文地质195.1泉205.2岩溶地貌特征215.3岩溶发育条件与发育特征225.4含水层、隔水层245.5岩溶发育格局：补给、径流、排泄24六. 河流地貌256.1 泗溪266.2 五叠水26七. 物理地质现象277.1 风化作用277.2卸荷作用28八. 岩体的工程地质条件分析298.1链子崖危岩体分析298.2新滩滑坡分析318.3棺材山危岩体32九. 结语339.1感悟33 9.2建议35一. 前言1.1实习的目的与意义现阶段,我们已经完成了水利水电工程地质的理论学习,但是,这样是远远不够的。工程地质作为一门实践性很强的学科，我们不仅仅要掌握老师课堂上所讲的知识，更要走出大学的

3、象牙塔，去大自然中考察各类地质物质及地质现象的真实形态。所谓“纸上得来终觉浅，绝知此事要躬行”，只有做到身体力行，亲力亲为，才能真正学好这门学科。水利关乎民生大计，作为水利人，我们同样肩负着为中华民族的伟大复兴而奋斗的历史使命，因此，我们有责任有义务学好水利方面的各种知识，才能在以后的工作生活中游刃有余。可见，此次的地质实习是十分必要的。本次地质实习主要包括外业和内业任务，其主要目的有：1. 培养野外地质现象的观察能力，深化对工程地质课程理论知识的理解，培养专业思维能力。地质实习中，我们可以零距离接触各种矿物岩石，地质构造，地质作用以及水文地质现象，通过将老师的讲解与自己的切身感受相结合，深化

4、对书本上知识的认识，加强对知识的灵活运用。2. 培养撰写地质报告，阅读地质报告的能力。在完成外业工作之后，每天回到基地，我们小组还要进行内业的整理工作，包括撰写地质报告，绘制剖面图等，可以锻炼自己读写地质报告，以及绘图识图的能力，为以后的工作奠定基础。3. 培养艰苦奋斗，实事求是的团队协作能力。本次的地质实习任务繁重，因此小组成员将进行明确合理的分工合作，发扬吃苦耐劳的工作作风，确保工作任务能够按时完成。1.2实习时间及路线安排 本次地质于11.20开始，2123为外业工作，24日为内业工作。三天外业工作路线如下：1.第一天：高家溪花鸡坡2.第二天：茅坪港九畹溪大桥屈原镇3.第三天：沿泗溪河到

5、泗溪公园二. 区域地质背景条件2.1构造演化历史 1825亿年的古元古代时期，本区处在活动大陆边缘拉张盆地环境，后接受一套火山岩与碎屑岩及碳酸岩的沉积。至中元古时期，经历神龙构造运动，使盆地在其沉积作用下变质，成为变质岩系，到新元古时代，发生大的构造运动（晋宁运动），使震旦纪地层强烈褶皱、断裂和变质，伴随多期岩浆侵入，形成了古老的结晶基底和基底构造。从晚元古代晚期，到中生代晚期，本区一直处于较稳定的陆块环境，构造运动以大面积升降为主，长期接受沉积物的沉积作用，仅在上志留纪和下泥盆纪期间经历沉积间断并遭受剥蚀作用。在中生代晚期，发生了空前规模的燕山运动，使沉积于基底上的盖层岩系普遍褶皱断裂。伴随

6、差异运动形成断陷，坳陷盆地并接受陆屑沉积，受基底影响及控制，形成了一系列围绕基底的弧形结构，燕山运动形成了本区的基本构造框架。最新的喜山运动时期，本区全面结束沉积运动，呈现为大面积差异升降运动及掀斜运动。2.2水文气象实习区处于我国三个阶梯的第二阶梯大巴山山系的东端，属长江上游下段的三峡河谷地带的鄂西南山区。山脉走向为北东南西或 北西-南东向。秭归地处中纬度，秭归地处中纬度，属亚热带大陆性季风气候，温暖湿润、光照充足、雨量充沛、四季分明、初夏多雨、伏秋多旱，冬春少雨雪。不同海拔地带气温相差较大，年平均气温618.3之间。最高温多出现在7月，最低温出现在1月。全年无霜期平均260天左右 。秭归县

7、内年降水量9501590mm，平均1439.2mm。长江河谷地带平均1000mm左右，降雨随海拔升高而增加，每升高l00m，降雨增加3555mm。每年6-8月降水量最大，11、12、1、2月份降水量最小，月降雨量及峰期随不同海拔高程而不同。大部分地区降水日数为120140天。降雨量达50mm以上的暴雨多发生在6-7月，日降雨达100mm以上暴雨较少，12次l0年，日降雨量150mm以上更少，最大发生于1975年8月9日，24小时降雨达258.7mm。 年均蒸发量多于降水量，河谷区平均蒸发量1429.4mm，8月份蒸发量最高，平均为214.8mm。区内河流水系发育，在未建库前，境内长江水面宽15

8、0300m，流速l. 52.0m秒，正常流量0.30.5万m3/秒，多年平均流量1.4万m3/秒。区内溪流网布，135条常流溪流汇入茅坪河、九畹溪、龙马溪、香溪河、童庄河、归州河、青干河及泄滩河等8条支流，呈交错排列，构成树枝状水文网，总流长247.8km，流域面积1952.5km2，占全县总面积的80.4%，县内最大的支流为香溪河，其次为青干河、归州河、九畹溪。长江流域二级河谷有青干河、童庄河、九畹溪、茅坪河，龙马溪，香溪河、吒溪河，泄滩河。境内水系发育，除长江外，发育多条河溪，其中8条水系水能蕴藏量17.20万千瓦，可开发量6.06万千瓦，己部分开发，仍有巨大开发潜力。在两河口、杨村桥、磨

9、坪等碳酸岩地区，有较多的岩溶泉，流量0.1m3秒以上的有37处。其中黄龙洞，天生桥等已用于水力发电。其余用于农业灌溉或生活用水。2.3 地形地貌实习区地处大巴山、巫山余脉和八面山坳会和地带。长江自西向东流经该区域。形成狭谷型河谷地貌。境内地形起伏，山峦叠嶂，总体地形自北西向东南、两岸分水岭想长江河谷呈阶梯状下降。周边相对较高地形为南部的云台荒。实习区内地貌以大巴山、巫山山脉为骨架，形成以震旦系至三叠系碳酸盐岩组成的川鄂褶皱山地，属于以侵蚀为主兼有溶蚀作用的中山峡谷间夹低山宽谷地貌景观。山脉总体为近东西向，局部为南北向。长江多斜切或横切，因而河谷多为斜向或横向谷。山顶高程多在1000-2000米

10、，相对高差1000米左右。河谷狭窄，岸坡陡峭，三峡大坝蓄水前江面宽一般200-300米。山脉走向亦受构造控制，大巴山脉呈北西北西西向耸立于库区之北，巫山山脉呈北东北东东向绵延于鄂、川（现重庆市）边境，长江河谷深切，两岸山峰耸立，原河谷狭窄，水流湍急，形成了著名的长江三峡，三峡大坝蓄水后，水流减缓，水面开阔，风景壮丽。该段地貌的另一特征是层状地貌明显，自分水岭向长江河谷，呈阶梯状逐级下降过渡，可见两期四级夷平面。长江两岸支流发育，北岸支流为北西向，南岸支流为北东向。2.4构造格局及形迹 上述地质历史构造形成了秭归地区的基本构造格局，本区大致以城口房县断裂为界，北属秦岭褶皱，南为扬子准地台，地内主

11、要有二级构造单元、四川台坳、八面山台皱带，大巴山台缘褶皱带及汉江洞庭湖坳陷。本区位于扬子准地台的中西部，八面山台皱带根据构造特征及层次，本区整体上可分为基底构造和盖层构造两大部分。就构造形迹而言，存在褶皱构造，断裂构造，侵入构造（侵入面、侵入岩面理、线理等）。1）基底构造基底构造的对象是一套中程变质的片岩、片麻岩、斜长角闪岩、大理岩等，时代上归属于崆岭群。构造作用使这套岩层产生褶皱及ne向岩侵褶皱，前者为早期形成，广泛分布在黄陵地块段的中部和北部地区，代表性褶皱有纸厂复向斜和横溪倒转背斜。基底断裂，黄陵地块北部主要发育近东西向、北东向、北西向三组韧性剪切系统。地块西部发育北东向及北西向断裂。

12、2）盖层构造 盖层构造主要是燕山期构造运动留下的形迹，发生在震旦纪到侏罗纪的沉积岩和基底变质岩中，而在白垩纪第三系地层中构造作用轻微。仅有少量宽缓褶皱。 黄陵背斜：西半部构造形迹展布在太平溪至香溪一带，由砥柱和脊柱两部份组成。砥柱(基底)为古老的崆岭片岩及花岗岩，脊柱(盖层)为黄陵背斜（轴向为北17度e），实习区内南北轴长26公里(全长120公里)，东西宽13公里(总宽度85公里)。西翼岩层产状倾角较陡(3040度)；东翼岩层产状倾角较缓(815度)；南北端倾伏角小于15度。出现在燕山期以前的卯支期，燕山期定型并继续发展，其构造变形较强烈，两侧形成盾地，实习区内只有西侧盾地，及秭归向斜。 秭归

13、向斜：构造形变较弱，其轴向为北1020度东。由于受新华夏系构造的干扰和改造，使其轴线发生了“s”变形，向斜西翼倾角30度，和东翼倾角25度。整个秭归向斜平缓开阔，由侏罗系内陆湖相地层所组成。北起兴山南阳河，向南经马家坝、秭归县旧址。 仙女山向斜：秭县仙女山一带，轴向近南北略偏西，长10km，宽34km，主体围绕仙女山展布，核部地层由下白垩统石门组的砾岩和石英砂岩组成，形成于燕山运动晚期。3）盖层断裂本区区域性大断裂有仙女山断裂、九畹溪断裂、新华断裂，天阳平断裂、水田坝断裂、都镇湾断裂等。伴随较大的断裂差异活动的断陷，坳陷盆地，如远安、仙女山等盆地。2.5 新构造运动及区域稳定性2.5.1地壳隆

14、升运动以南津观以西的川鄂山地大面积间歇性隆升，东部的江汉平原相对下降的格局。由于总体上升及间歇性稳定，形成三期五亚期剥夷面及长江下切产生的56级阶地地貌。 2.5.2断裂活动性主要变现为老断裂的继承性活动。 2.5.3地震活动性质 按全国地震区带划分，县区位于长江中下游地震活动区的江汉地震带内，属地震活动较弱的地震带。三级以上地震活动与断裂构造关系密切，中强地震主要沿区内几条深大断裂带发生，尤其在断裂端点，交汇点及实变部位。根据国家地震局中国地震烈度区划图（1990年，1：400104），县区地震基本烈度为度，其中对区内地质灾害可能影响较大的是仙女山潜在震源区，沿地震带微震活动较频繁，1959

15、年迄今共记录到30次，最大为1972年3月秭归县周坪附近曾发生过的3.7级地震，震级上限6.5级。自开展三峡地区地震监测工作以来，至1991年共记录到m.3.0级61次，距离本区最近约6970km处，曾发生过3次较大地震：1961年宜都潘家湾4.9级；1969年宝康马良坪4.8级；1979年秭归龙会观5.1级。3级以上地震活动与断裂构造关系密切，空间上成带性特点。 距本区较 近的3个地震带 ：远安钟祥地震带，位于黄陵背斜东侧，距三峡大坝55km，该带曾发生7次m4级地震，马良坪地震位于此带；秭归渔关地震带，位于黄陵背斜西侧，距大坝17km，主要由仙女山、九婉溪断裂组成，30多年来，记录m1.0

16、级地震93次，潘家湾地震位于此带。兴山一黔江地震带。位于黄陵背斜西侧，距大坝50km，主要由郁江断裂、齐岳山断裂等组成，30余年记录m1.0级地震202次，龙会观地震位于此带。区内平均震源深度约1 lkm左右，89在15km以内，属浅源地震。实习区地震基本烈度为度区。2.6其他地质背景区内几条深大断裂相对来说规模不大，切割不深，多为基底型断裂，属二级或三级构造单元内一般区域性断裂。沿断裂旁各级夷平面及阶地连续完整，无明显变形和错位。各大断裂最晚一期较明显的构造活动主要发生在中更新世晚期，其后无明显活动。三. 实习区的自然地理经济条件3.1地理位置 实习区地处湖北省西部，神秘的北纬30，长江西陵

17、峡两岸，我国巨型水利工程三峡工程坝上库首。实习区处于黄陵背斜核部南端，层峦叠嶂，地形陡峭，地势险峻，总体地形自北西向东南，两岸分水岭向长江河谷呈阶梯状下降，周边相对较高地形为南部云台荒。实习区多狭谷型河谷地貌，区域内河流水系发育、纵横交错，溪流网布。3.2交通状况 秭归县水，陆路交通比较发达。横贯秭归实习区的长江自古以来就是就是黄金交通水路要道，自三峡工程建设以来，更是使得秭归的水陆交通更加的方便、快捷，容量大幅提升。秭归县成为渝东鄂西的交通咽喉和物资集散地。陆路有七条路线可通往全国，如汉宜高速公路、汉宜铁路等。并有沿江公路及通往各乡镇领县的公路。水路和陆路的发展给秭归县的经济发展，县城建设做

18、出了巨大的贡献。3.3自然经济 秭归县境内自然资源丰富，内含大量的煤、金与金银矿、铁矿，丰富的地热水力资源等。秭归县由于开采的黄金年产达千两，被誉为“年产千两黄金县”。全县耕地面积2.39万公顷，多以荒坡谷地为主，农业以多种经营，农林果蔬并举，农特资源丰富多样，生产柑橘，橙，产业，烤烟，板栗等，其中脐橙、锦橙、桃叶橙和夏橙号称“峡江四秀“，尤以脐橙盛名，有”中国脐橙之乡的美誉。由于秭归县独特的地理位置和深厚的人文底蕴以及悠久的历史，秭归县的旅游业也相当的发达，以良好的形象对外开放，吸引大量产业和旅游者前往，大大促进了县城经济，正在实现“特色农业大县”、“精品工业强县”、“三峡旅游名县”的宏伟目

19、标。3.4气象水文 实习区地处大巴山、巫山余脉和八面山坳会合地带。长江自西向东流经该区，形成狭谷型河谷地貌。秭归地处中纬度，属亚热带大陆性气候，温暖湿润、光照充足，雨量充沛、四季分明、初夏多雨、伏秋多旱。受峡谷地形影响，区内气候呈垂直分布，不同的海拔地区气温相差较大。境内气温呈中间高，南北低的趋势。秭归县年降雨量9501905mm，年平均降雨量为1439.2mm。降雨随海拔的升高而增加，每升高100m，降雨增加3555mm。年均蒸发量多于降水量，河谷去平均蒸发量1428.4mm，8月份蒸发量最高，平均为214.8mm。区内河流水系发育，区内溪流网布长江流域二级和河谷有8条，分别为青干河、九畹溪

20、、茅坪河、龙马溪、香溪河、吒溪河、泄滩河。3.5实习区工程概况（1） 水利水电工程 秭归县区域内水系发育，水力资源丰富，全县除长江外，发育多条河溪。其中8条水系谁能蕴藏量17.20万千瓦，可开发量6.06万千瓦，现已部分开发，建成多做水库。是全国农村水电中级电气化建设试点县。三峡工程 秭归县境内最主要的水利工程，为中国最大的水利工程，是治理和开发长江的关键性骨干工程。三峡工程大坝坝址选定在宜昌市三斗坪，在已建成的葛洲坝水利枢纽上游约40公里处。坝址区河谷开阔，两岸岸坡较平缓，江中有一小岛（中堡岛），具备良好的分期施工导流条件。枢纽建筑物基础为坚硬完整的花岗岩体，岩石抗压强度约100兆帕；岩体内

21、断层、裂隙不发育，大多胶结良好、透水性微弱。这些因素构成了修建混凝土高坝的优良地质条件。三峡工程水库正常蓄水位175米，总库容393亿立方米；水库全vx 600余公里，平均宽度1.1公里；水库面积1084平方公里。它具有防洪、发电，航运等巨大的综合效益。整个工程包括一座混凝重力式大坝，泄水闸，一座堤后式水电站，一座永久性通航船闸和一架升船机。三峡工程建筑由大坝、水电站厂房和通航建筑物三大部分组成。其他水电工程 升坪水利水电枢纽工程为秭归县青干河流域梯级开发的龙头工程，也是三峡大坝库区的移民工程。该工程位于秭归县境内青干河流域上游的东支磨坪乡，据茅坪130公里。该工程的修建改变了秭归县水电史上长

22、期来发电不能自控调节的历史。 泗溪水电梯级水电工程及正在建设中的板桥河梯级水电工程，是秭归县的众多水电工程的具有代表性的电站。泗溪水电梯级水电工程大坝为溢流坝，通过引水管道与各级发电机组相连。板桥河为九畹溪上流河流，位于秭归县杨林镇境内，流域面积l19.8km2。具有防洪、发电、供水、灌溉、养殖、服务旅游等功能。设计为一库五站，可调节水头500m，总装机容量17600kw，年发电量7000万度。（2） 主要岩溶工程地质问题 实习区内岩溶现象发育，常见的地貌形态有:溶蚀峡谷、峰林、峰丛、洼地、漏斗、溶洞、地下暗河、落水洞、溶蚀槽隙等。溶洞内发育有石钟乳等，洞内形态各异。坑道岩溶突水。当采煤平洞揭

23、穿有水溶洞时，引起突然的涌水现象。岩溶地面塌陷。地下存在大面积溶空区，在地下水等作用下，产生较大面积的地面下沉塌落现象。如秭归扬林区1975年8月9日17日因岩溶塌陷产生地震，地震台观测1.01.9级地震6次，2.02.1级地震3次。据群众反映，类似塌陷在50年及30年以前也发生过。斜坡失稳工程地质问题： 实习区长江等深大河谷发育，加上交通公路开挖，形成大量高陡斜坡地貌，在特定地段岩性、构造等条件配合下形成大量崩塌、滑坡体。类型有堆积土层崩滑体和基岩崩滑体，有顺层发育的也有切层发育的，规模有大有小，较大规模者达12500万立方米左右。有的处于稳定状态，有的不稳定。 此外，长江三峡工程库区崩塌滑

24、坡发育。经历年调查，在1380km长的干流库岸和31条主要支流约1651km长的库岸，发现残体大于10104m3的崩塌滑坡及危岩变形体共428个，总体积达276576.19104m；支流126个，体积145024104m。 结合三峡水库的建设，已对大量不稳定崩滑体采取了防治工程。 据统计三峡库区秭归县有44个滑坡。 三峡库区二、三期治理工程中，对其中危险性大的滑坡、危岩体及库岸进行了治理。实习区内主要有中心花园滑坡、金钗湾滑坡、聚集坊崩塌危岩体、凤凰山库岸、上校仁库岸、狮子包滑坡等。 聚集坊崩塌危岩治理工程，保证了秭归一巴东沿江公路和长江航道的安全畅通；兴山县游峡石段崩塌滑坡治理工程，保证了兴

25、山秭归和兴山宜昌公路的交通畅通。（3） 交通工程 已形成由公路、水路、管道3种运输方式工程的交通运输网络。三峡翻坝过境，宜巴，峡堡省道过境，双车道，通往宜昌，巴东辐射全国。全县境内航道里程为151.2公里，其中长江干线一级航道64公里，最大通航能力3000吨级船舶；长江支流航道87.2公里。水路滚装运输通过三峡翻坝高速路与港口实现“零”距离对接。宜巴高速秭归段土建工程结束，宜巴省道改造路基路面工程基本完成，郭家坝，上和坪隧道掘进全部贯通，改造县乡公路43公里，完成通村水泥路52公里。 随着三峡工程建设完工，长江运输能力得到改善，航运得以高速发展。三峡工程全面竣工后，同水到重庆，将在重庆到宜昌之

26、间形成一条人百多公里的水上高速航道。四. 实习区工程地质条件4.1地层岩性整个实习区域，地层分布较为完整，从震旦纪到志留纪岩层均有分布，沿途可以观察到岩浆岩，沉积岩，变质岩三大岩类，资源丰富，分界清晰。岩石均有出露，便于测量其产状。现在一实习路线为依据，依次分析路线上所见点岩性特征。路线1：高家溪花鸡坡此路线上主要为花岗岩和沉积岩，早远古代开始沉积，中远古代沉积岩经历一次较大的构造运动-神龙运动，之前的沉积岩发生变动，岩浆侵入。晚远古代发生更大规模的构造运动-晋宁运动，形成花岗岩基底。81.35亿年期间，区域非常稳定，接受连续沉积，基本为整合接触。1.350.66亿年发生大规模的造山运动-燕山

27、运动，国内大多数山脉再次期间形成，此次实习研究的主要地质构造-黄陵背斜也形成于此时期。此后的喜山运动中，地壳总体抬升，进行剥蚀，没有沉积，伴有小规模侵入，岩层缺失。第三纪之后停止沉积，没有新的岩层。1. 花岗岩，肉眼观测有三组节理面，颜色为肉红色，整体结构，厚度较厚，敲打声音清脆，风化程度较低。矿物有石英，黑云母，花岗岩岩体在上，为看到沉积岩，可判断为沉积接触。2. 震旦纪莲沱组，标准震旦纪沉积岩，下部风化严重，上部沉积岩完整性好，依据包裹原理以及接触面上出现底砾岩，可以判断为沉积接触。砖红色石英砂岩，岩石为粗质颗粒，颗粒磨圆度不高，胶结类型为泥质胶结，岩层之间存在粉砂质夹层。层理清晰，河谷下

28、切，产生卸荷作用，形成张节理，形成平行于河坡的剪节理。3. 震旦纪南沱组，岩性为冰碛泥岩和冰碛砾岩，颜色为灰黑色，无明显层理现象。砾石强度高，下部有页理化现象。4. 震旦纪陡山沱组，陡山沱组“一白”，岩性为白云岩和白云质灰岩，岩层较薄，与下部南沱组为整合接触，倾向256，倾角35。5. 震旦纪陡山沱组，陡山沱组“二黑”，主要为页岩和泥灰岩，层理非常发育，存在泥质夹层，有碳化现象，有结核。6. 震旦纪灯影组，与下部陡山沱组整合接触。下部为陡山沱组“三白”，岩性为白云岩和白云质灰岩，“四黑”，碎石条带硅质岩。上部灯影组为灰黑色厚层白云岩。岩层厚，倾向225，倾角87。7. 上部为灯影组含水层，为灰

29、黑色厚层白云岩，下部为陡山沱“四黑”，黑色薄层含粘土硅质岩，为整合接触，有溶蚀现象发育。8. 和尚洞，上部为灯影组含水层，灰黑色厚层白云岩，下部为陡山沱组“四黑”，黑色薄层含粘土硅质岩，为整合接触，有溶蚀现象发育。岩壁颜色为黄色，灰白色，黑色，左壁倾向43，倾角87，右壁倾向223，倾角88。路线二：茅坪港九畹溪大桥屈原镇1. 林检站岩浆岩与变质岩的分界点 岩浆岩主要为花岗岩，地层向西倾斜，倾角较缓。变质岩为崆岭群片麻岩，斜长角闪岩和绿泥石片岩，以片麻岩为主，主要为变晶和变余结构，造岩矿物在外力作用下定向排列，与岩浆岩主要为侵入接触，有穿插关系。岩层风化程度一般，无层面。2.杉木西桥观察滑坡。

30、 此处为顺层滑坡，规模大致为宽42米，高30米，坡度大约40。该处岩石主要为变质岩，有定向排列的片麻岩、片麻岩，斜长角闪岩、绿泥石片岩，岩层较薄，整体由于马路开挖而造成坡角增大，产生了岩层的浅层蠕动变形，从而导致了边坡失衡下滑。3变质岩，岩石颜色为灰白，黑，青，黄色。该处岩体由于构造挤压后形成定向排列的片麻岩，白色为岩浆侵入，主要成分是石英。 4. 九曲脑中桥点。 该点主要是变质岩，同时也是变质岩的结束。上部岩体全风化，岩石破碎；下部岩体强风化，岩石敲打声沉闷，岩层接触为角度不整合。5. 莲沱组砖红色砂岩。6. 南沱组冰碛。 该点为冰碛泥岩和砾岩，岩体颜色深黑色，比较破碎，分化程度一般。该处砂

31、质岩岩层厚度薄，莲沱组厚度为3040米。7 .陡山沱一白。 该处岩体主要是白云质灰岩，岩层产状很陡，有断层接触。在岩体顶部有倒转向斜，岩石泥质含量高，夹有页岩。9. 陡山沱二黑 岩层产状较缓，底部硅质含量高，形成碳化页岩，岩体中含有围棋子结核，中部岩层层理清晰，后期由于挤压作用，岩体破粹，成薄层状，存在两组垂直的节理面。10. 陡山沱三白 岩石为白云质灰岩，岩层较薄，质软11. 陡山沱组四黑与灯影组的过渡段 两者为整合接触，产状缓，厚层白云岩有黄色的风化层，约3cm，用锤 敲打声音清脆，可判断风化程度弱。薄层为黑色泥质条带层，灯影组为 含水层。产状倾向345，倾角81。 12. 水井沱组震旦纪

32、结束，寒武纪开始 岩性为局部碳化的薄层灰岩夹页岩，局部出现碳化现象。岩家河组为形成 的一个过度段，岩家河组厚度较薄，其中含有生物群化石，可以跨越两代。 底部有锅底头结核，该结核中钙质含量约为20%，硅质含量约为60%。 该岩体对面有一平行于河坡的陡崖，上段岩性是泥质岩，为区域性相对隔 水层，与之对应的相对含水层是天河板组；中段为厚层白云质灰岩；下段为碎屑岩。岩层产状倾向225，倾角12，为整合接触。 13.石牌组和天河板组分界点岩层为厚层石灰岩，岩层较厚，完整性好14.石龙洞组地层棕岩头隧道微晶白云岩，岩层较厚，属于寒武纪下统，与天河板组为整合接触15.覃家庙组棕岩头隧道薄层灰岩，中间夹有泥质

33、岩，与下部石龙洞组整合接触，寒武纪上统。16.三游洞组寒武纪上统，岩性为白云质灰岩，有叠层石，层间有泥质岩，存在沉积间断。岩层产状右侧倾向336，倾角72，左侧倾向130，倾角76.17.奥陶纪寒武纪和奥陶纪在此分界，此处为奥陶纪灰岩，泥质含量高，海相沉积，由于历史上海进海退，造成了泥裂构造，称为瘤状灰岩；上方山坡可以观察到笔石化石。18，志留纪屈原故里19.此处为志留纪粉砂质页岩，硬度小，由于降水、地下水的渗透，使其表面呈类似铁锈的土黄色，风化程度高，敲开后其断面为灰绿色；伴生构造，有两组竖直方向的构造面，与岩层面接近垂直。岩层产状倾向297，倾角19.5。路线三：沿泗溪河至泗溪公园1. 花

34、岗岩公路上第一点花岗岩的倾向239，倾角为21。2. 莲沱组公路上第一点莲沱组岩性为紫红色石英砂岩，倾向202，倾角为24，中厚层含有石英砂岩，有粉砂质夹层（厚度约为5cm）。用锤敲打声音沉闷，回弹度小，风化程度高。往倾向前行20m左右，岩层逐渐变为棕色和暗红色，岩层厚，粉砂质夹层3cm5cm，出现垂直于层面的裂隙，与下方花岗岩为沉积接触。3. 南沱组厚层灰绿色含砾冰碛泥岩。砾石粒径约为5cm，磨圆度好，岩层因溶蚀水含溶蚀孔状结构，用锤敲打声音沉闷，回弹度小，风化程度高。岩层产状倾向239，倾角42。 4. 陡山沱组陡山沱组二黑，页岩风化程度严重，岩层较薄，厚度约为10，砸开后断口呈灰白色。岩

35、层产状倾向241，倾角32。往上有灰黑色中厚层白云岩，厚度约70，岩石弱风化。5. 灯影组被大量植被覆盖，可见部分少6. 发电厂旁陡崖从下往上依次为水井陀组、石牌组、天河板组、石龙洞组，可见的为深灰色的夹有白色条带的石牌组、灰色的天河板组、表面呈现黄色石龙洞组，均为整合接触。7. 石龙洞组溢流坝左肩为泥质灰岩夹有少量石英，弱风化8. 覃家庙组鱼泉洞9. 主要为灰色中厚层碎屑白云岩夹微晶白云岩，局部夹有黄色较薄灰泥岩，风化较强，岩层产状倾向230，倾角17。4.2地质构造（1） 褶皱构造 褶皱构造是岩层在构造运动中受力形成连续弯曲的永久变形。本区盖层褶皱发育，比较复杂，主要沿基底周边弧形展布，主

36、要有南北和近东西两个走向。此外发育大量层间滑动和断裂牵引褶皱。规模大且有控制作用的主要是近南北向的黄陵背斜、秭归向斜和仙女山向斜。1、黄陵背斜 黄陵背斜西半部构造行迹展布在太平至香溪一带，是一个长短轴比为2:1的复式短轴斜歪背斜或穹窿构造，有砥柱和脊柱两部分组成，砥柱为古老的崆岭群变质岩及花岗岩组成，脊柱为黄陵背斜轴，轴向北17度，周面倾东，实习区内南北轴长26km（全长120km），东西宽13km（全长85km）。两翼岩层产状倾角较陡（3040度）；东翼岩层产状倾角较缓（815度）；南北端倾伏角小于15度。黄陵背斜出现在燕山期以前的卯支期，燕山期定型并继续发展，其构造形变较强烈，两侧形成有盾

37、地，实习区内只有西侧盾地，即秭归向斜。2、秭归向斜 秭归向斜以秭归老县城命名，北起兴山南阳河，向南经马家坝、秭归县旧址等地，扬起于梅坪附近，长47km，其轴向总体为北1020度东，由于受新华夏系构造的干扰和改造，使其轴线发生s变形，向斜西翼倾角30度和东翼倾角25度，整个秭归向斜平缓开阔，核部由侏罗系内陆湖泊碎屑岩地层所组成，因其长短轴大体相当，为此又称为秭归盆地，形成时代与黄陵背斜一致。3、仙女山向斜 位于秭归县仙女山一带，主体围绕仙女山展布，轴向近南北略偏西，长10km，宽34km，核部地层由下白垩统石门组的砾岩和长石石英砂岩组成，形成于燕山运动晚期。4实例在第二天的实习中，我们观测到了两

38、处处褶皱：位于陡山沱组内（三白）的平卧褶皱由上下两部分组成，上部是明显的背斜构造，下部是一个被破坏了的向斜，整体呈反“s”形。此处地层很薄，由于滑脱作用形成平卧褶皱棕岩头隧道对面的覃家庙处的平卧褶皱。此处平卧褶皱主要是由于滑脱作用形成(2)断裂构造 断层岩层或岩体在构造应力作用下发生破裂，沿破裂面两侧有明显相对位移的构造现象。节理是指那些有一定成因、形态和分布规律的裂隙，构造节理是各种裂隙中分布最广泛的裂隙，根据力学成因可分为剪切节理、张节理和劈理三种类型。断层与构造节理合称为断裂构造。断层 此次实习过程中，在第二天茅坪港路口子路线中我们观察到了正断层，逆断层，地堑。逆断层：在杉木溪往前行大约

39、100米处可观测到两处逆断层。该处断层上盘上移，下盘下移。断层厚度约为10cm，上盘产状倾向154，倾角65，下盘产状倾向65，倾角81。断层两侧岩层可观测到牵引褶皱，在岩层上还能明显的观察到x型剪节理。在下部还有石英岩脉侵入裂隙。在覃家庙组和三游洞组的界限点处有两个断层，其中右侧断层为逆断层，裂隙厚度约为15cm，裂隙中填充有砂质砾石。产状倾向336，倾角72。正断层：在覃家庙组和三游洞组的界限点处有两个断层，其中左侧为正断层，上盘下移，下盘上移。产状倾向130，倾角76，裂隙厚度宽约2cm，裂隙中填充有砂质砾石。地堑：两边岩层沿断层面上升，中间岩层相对下降形成地堑。在第二天茅坪港路口子路线

40、中进入寒武系水井沱组由于断层形成了地堑，一侧倾向225，倾角12层理：在岩石形成过程中产生的，由物质成分、颗粒大小、颜色、结构构造等的差异而表现出的岩石成层构造。节理剪切节理：是有剪应力所形成的破裂面。在实习中我们见到了许多此类节理。如茅坪港路口子路线中观察到的x型节理五. 岩溶水文地质该区具有地层多样性.地质构造及地形条件复杂等特征，地下水赋存田间主要取决于地层岩性和构造条件，这里将地下水赋存条件及补、径、排形式归为第四系孔隙含水岩性、结晶岩类含水岩系、碎屑岩类含水岩系、碳酸盐岩含水岩系四种类型：（1）第四系孔隙含水岩性各类成因的第四系堆积物，其空隙中赋存大量孔隙水，引起堆积物分布厚度、成因

41、、连续性和所处的地形条件不同而赋税程度不同。大气降水渗入含水层中成为孔隙水，孔隙水部分渗入到基岩中，部分在地形存低洼处或接触带上以面状或泉点形式溢出地表。（2）结晶岩类含水岩系分布于黄陵背斜的花岗岩、闪长岩，发育多组构造裂隙，风化壳厚度10-50m，存在大量风化裂隙，大气降水入渗赋存于裂隙及断层中，形成裂隙水。地下水沿裂隙向附近沟谷或低洼处渗流，并以面状或点泉形式排泄，泉水流量一般小于0.5升/秒。地下径流模数为7.64升/秒，平方公里。（3）碎屑岩类含水岩系由砂岩、泥岩组成的裂隙空隙含水层。接受大气降水，地下水岩层的构造裂隙风化裂隙中以脉状水流形式运动，大多数呈无压流流动，地下水在沟谷、地形

42、低洼处或接触带上以片状漫进或泉水形式流出。泉流量一般较少，常小于1l/s，地下径流模数为6.53升/秒、平方公里。（4）碳酸盐岩含水岩层白垩至三叠纪各时期的残酸盐岩、形成岩溶裂隙含水层。受大气降水补给，地下水在岩体裂隙及岩溶管道中以脉状、管状流形式流动。在一定条件下，形成独立的岩溶系统及补、径、排一体的水文地质单元。地下水在沟谷或地形低洼处、接触带处大多以泉的形式流出。5.1泉泉是地下水在地表出露的天然露头。5.1.1泉的类型泉水按承压和无压分为下降泉和上升泉两类。其形成与地质构造、岩石性质和地下水等有关。（1）下降泉由潜水和上层渍水所补给的渍水所补给的泉。这类泉水在其出口附近，地下水往往由上

43、向下运动。按其成因可分为侵蚀下降泉、接触下降泉和溢出下降泉三种类型。 1）侵蚀下降泉沟谷切割，揭露潜水所形成的泉。2）接触下降泉沟谷切穿潜水含水层的隔水底板，在含水层与隔水层底板接触处出露的泉。滑坡体的前缘常常出现泉水，这是由于滑坡体往往比较破碎，而作为滑床的原岩的透水性相对较差，故其接触处常出现泉，按其成因亦属接触下降泉。3）溢出下降泉在潜水流流动过程中，由于受助产生壅水而溢出地表所形成的泉。这类泉通常出现于含水层的透水性能或厚度急剧变小的地方及与隔水层相接触处。（2）上升泉由承压水补给，泉水从泉口垂直往上冒的泉。这类泉水在出口处由于存在一定的承压水头，地下水由下向上流动，常常出现上涌、冒泡

44、和翻砂等现象。按其成因可分为侵蚀上升泉，接触上升泉和断层泉等类型。泉的形成条件1）地层条件：地层包括成层的岩石、土层以及土层中夹有的砂砾石层。有裂隙的岩层和有孔隙的砂砾石层，其裂隙和孔隙中充水的称“含水层”。裂而无隙的岩层和孔隙度极差的粘土层，几乎不含流动的地下水，称“隔水层”。“含水层”的存在是泉水形成的首要条件。2）地质构造条件：如地震或岩浆活动引起地壳变动（造山运动），使沉积岩层断裂错位，或产生褶曲。含水层与隔水层在纵向剖面上相抵触，或含水层与不透水的岩浆岩体相抵触，阻断了地下水的去路，地下水被迫溢出地表。3）地形条件：泉或泉群的上游应有足够的补给面积，各含水层接受大气降水的充分补给。

45、5.2岩溶地貌特征岩溶又称喀斯特，是在可溶性岩石中由于水的作用所形成的复杂地质作用溶蚀作用，以及由于这种作用所产生的各种地表和地下的荣事现象。岩溶地貌有多种形态，常见的为以下几种：溶沟与石芽 溶洞是石灰岩表面上的一些沟槽状凹地，它是由地表水流溶蚀而成。沟谷宽深不一。石芽是溶洞与溶沟之间溶蚀残留起伏的石脊。溶蚀漏斗一种漏斗状凹地，为地表水流沿垂直裂隙下渗使裂隙扩大，并使顶部岩石溶蚀坍塌而成。落水洞主要受裂隙控制，有垂直倾斜或弯曲的，深可达百米，成为地表通向地下河、地下溶洞或地下水面的通道。峰林（石林） 峰丛和孤峰峰林由一些回壁陡峭而高出平原或台地地面数十米的石柱聚合而形成，状若树林。而峰丛多出现

46、在山地及山坡上，其基座都是相连的。除以上4种常见的之外还有峰丛洼地 溶蚀谷地喀斯特平原和在地下生成的岩洞。下面主要介绍此次实习期间内见到的一些岩溶地貌：5.2.1和尚洞坐标：东经1110246.20，纬度30479.79，高约34米，宽约23米。该点是由厚层白云质和薄层泥质条带灰岩，和尚洞的成因是由于张性断层，断层右盘上升，左盘下降，为正断层。下部由于河水掏蚀强烈，并伴随崩塌，向两侧扩大，带走溶蚀物质，同时加深溶洞深度。顶部形成钟乳石，泥质含量较高。地面处由于河水沉积，山体崩塌物形成堆积物。有一大型张性节理，近于垂直。和尚洞两边有明显的泥质水流条带，早期地下水运动活跃。上部是灯影组二黑。地层下

47、部较厚，为震旦系灯影组的一白。5.2.2和尚洞对面的陡山沱组四黑。坐标：东经1110246.64，纬度北纬30479.83。灯影一组为含水层，四黑为隔水层，由于地下水沿含水层底部经过，形成地下暗河，又经过河谷水流冲刷剥蚀，长此以往，岩层遭到掏蚀，形成熔岩洼地，如图所示。5.2.3小泉坐标东经1105510.32北纬304513.57。岩层倾向sw45，倾角33。位于泗溪河左岸，裂隙张开度约为12cm，出流孔径直径大约4cm。由于近几日山区降雨，小泉的流量有所增加，约为100ml/s。小泉是它上面的裂隙中的潜水和上层滞水补给所形成的泉，它是下降泉也是潜水泉，按其成因可分为溢出下降泉。小泉处于水井

48、沱地层，岩性为白云岩，夹层有灰岩。下层岩石为隔水层。小泉下面地的面上主要以粘土和沙土为主，由于泉水的作用，地面上有一层软弱的泥层。5.2.4鱼泉洞坐标东经1105449.55北纬304427.51，岩层倾向230，倾角29。位于溢流坝左肩上游约200m处。鱼泉洞属于覃家庙组地层，岩性为灰黑色白云岩，洞口朝北，有泉水，看不见泉源，宽度约9m，高度约2.5m，深约5m；旁边有干洞，洞口朝北，宽度约6.5m，高约4m，深约38m，有溶蚀现象。5.2.5迷宫泉坐标东经1115427.64，北纬304320.36，潜水形成的下降泉，有两个泉眼，右边流量较大，覃家庙组地层，岩性为厚层白云质灰岩，属于弱风化

49、带，岩层产状倾向sw195，倾角21。岩石垂直层面有张拉裂隙，宽度约为5mm；溶蚀发育，可以观察到岩体侧表面由于溶蚀作用产生的平行于岩层方向的溶蚀槽；迷宫泉是由裂隙中的潜水和上层滞水所补给的泉，故其是潜水泉也是下降泉，根据含水层的空隙性质又可将其列为裂隙泉。水池横向宽度约为8m，纵向长度约为12米，水池平均深度约为50cm。5.3岩溶发育条件与发育特征5.3.1岩溶发育的基本条件岩溶发育主要是水对可溶性岩石进行化学溶蚀的结果。因此，岩石的可溶性、具有溶蚀性的睡和水的循环交替条件这三者即为岩溶发育的基本条件。岩石的可溶性可溶性岩石的存在，为岩溶发育提供了物质基础，它是岩溶发育的内在因素和先决条件

50、。易溶成分含量越高，则岩石的可溶性就强。岩石成分的溶解速度快，岩石就容易溶蚀。粗粒、不等粒结构的岩石易于溶蚀。杂质成分多和难溶物质含量高的灰岩（如泥岩、碳质灰岩）岩溶的发育就差了。具溶蚀性的水水对碳酸岩石的溶蚀是喀斯特作用的基本动力，而水对碳酸盐类岩石的溶解，除取决于水的化学成分外，还取决于水中侵蚀性二氧化碳的含量。水中侵蚀性二氧化碳含量越高，则溶蚀性越强。水温对水的溶解能力有较大的影响，水温越高，水的溶蚀性越强。水的循环交替条件 就岩溶发育来说，水的循环交替条件有两方面的含义，可溶性岩石能透水为水的循环交替提供通道；可溶性岩石中水能流动只有水不断地流动，不断的补给和排泄，才能对可溶性岩石有持

51、续不断的溶蚀。这表明，良好的径流和通畅的排泄将溶解物质带走；充足的补给和良好的径流又不断的补充水。如此循环，岩溶才得以发育。5.3.2岩溶的发育特征5.3.2.1岩溶发展的垂直分带性在厚层碳酸岩构成的深切河谷地区，自地表往下的不同部位，水循环交替条件具有较大的差异，与其适应的岩溶发育具有随深度而减弱的规律，一般根据水的循环交替条件，在垂直方向上可分为四个带。包气带：位于地表以下，最高地下水位之上。地下水位季节变化带：位于最低、最高地下水位之间。完全饱水带：位于最低地下水位以下。分上下两部分，上部分为河谷两侧地下水的水平循环带，下部为河床底部地下水向上流动的减压去。深层循环带：此带水的流动不受水

52、文网排水的直接影响，地下水主要流向远处的排泄区，因其埋藏深，水循环交替缓慢，故一般来说岩溶发育很弱，只有细小的溶隙和蜂窝状的溶孔。5.3.2.2岩溶发育与分布在水平方向上的不均一性一般情况下，河谷地区及其两侧岩溶相对发育，从河谷到分水岭岩溶溶蚀逐渐减弱；断裂带及其两侧和褶皱轴部，转折端岩溶相对发育，远离断裂带则发育相对较弱；在地质构造条件相同时，质纯厚层比含薄层的岩溶要发育；不整合面和岩性不同的接触带岩溶较发育。5.3.2.3喀斯特发育与分布具有成层分布规律在岩溶地区有时可以见到溶洞成层分布的现象，表明岩溶的发育和地壳的升降运动有关。在地壳稳定时期，饱水带中地下水的作用以旁蚀和侵蚀为主，而形成

53、近水平的岩洞层；及至地壳上升时，当地溶蚀基准面下降，地下水面亦下降，原来形成的溶洞上升，饱水带由于被抬升而成为地下水位季节变化带。当地壳再次处于稳定期时，新的饱水带中则回发育成一层新的溶洞。5.4含水层、隔水层含水层是指能够透过并给出相当数量水的岩层。隔水层则是不能透水与给出水，或者透过与给出的水量微不足道的岩层。含水层与隔水层不是绝对的，在特定的条件下弱透水层可以视作相对含水层。如发生越流后则应视作相对含水层。实习区内分布的泥岩、页岩、页岩夹砂泥岩，在一定程度上均具有隔水性，尤其当分布厚度大，连续性好的地段，具有很好的阻隔地下运动的作用，如石牌组上段泥质岩和陡山沱四黑为相对隔水层，天河板组和

54、灯影组为相对含水层，因此往往在天河板组底部溶质掏空现象，上部溶蚀，在页岩上结晶形成钟乳；在这些地层与透水层接触部位往往发育泉水，岩溶作用也受到这种地层结构的影响。5.5岩溶发育格局：补给、径流、排泄含水层从外界获得水量的过程叫补给，耗失水量的过程叫做排泄，地下水由不补给区想排泄区流动的过程便是地下水的径流。地下水的补给、排泄和径流构成了地下水的循环交替及地下资源不断获得补充和更新的特点。区域内地下水补、径、排系统受当地地表水文网、地形条件、含水（隔水）层结构，岩溶发育等控制。5.5.1地下水补给地下水补给包括潜水补给和承压水补给。潜水补给和承压水补给相似，此处便综合写在一起。含水层露头区大气降

55、水的补给往往是地下水的主要补给来源。实习区内河谷下切严重，岩体裂隙发育，构成了纵横交错的裂隙脉络。裂隙中往往充填有泥质灰岩或者碎屑，为含水层，因此易接受大气降水，汇聚形成地下水。且该区地下水埋深大，饱和带很厚，其很强的持水能力延滞对含水层的补给。此外，还有地表水补给地下水，如河水、湖泊水补给地下水；另外，承压水还可向潜水进行补给。由于实习区内温差变化不大，所以几乎无凝结水对地下水补给。初次之外还有农田灌溉水、城市工矿的生活用水和工业废水的回渗补给。5.5.2地下水排泄由于秭归实习区岩溶裂隙发育，含水层厚，持水量多，山谷陡峭，河谷下切深。历史上发生过几次大的构造运动，因此为泉的形成创造了条件。在

56、实习区内也是可以看到许多的泉或者泉群。因此实习区的地下水的排泄主要是以泉的形式出露地表，尤其以下降泉为主，如实习区内的小泉和迷宫泉。泉水出露点大多发育在灰岩区，发育成宽大溶隙，如鱼泉洞旁边的下降泉，成为岩溶泉。此外地下水向地表水直接排泄，当地表水体与岩体含水层间无阻水屏障时，地表水的水位低于地下水的水位时，便可以由地下水直接向地表水排泄。地下水还可通过蒸发进行排泄，如通过包气带进行的土面蒸发和通过植物进行的叶面蒸发两种形式。5.5.3地下水径流地下水由地形较高处向河谷低洼处流动，产生径流运动，导致时空上地下水质水量的不断变化。在第四系土石堆积物内流动的地下水，沿着相互连通的空隙运动，成为面状流；