秦皇岛市柳江盆地地貌地质实习报告
第一章 前言
一、实习时间
20##年5月21日到20##年5月25日。
二、实习地点
秦皇岛柳江盆地。
三、实习目的
通过野外实习将课堂所学的理论知识和实习实践相结合起来，从而打好坚实的地质基础知识。
四、实习路线：
2012.5.21 亮甲山路线
2012.5.22 傍水崖--吴庄--花场裕
2012.5.23潮水裕—砂锅店
2012.5.24山海关—老龙头
2012.5.25南戴河--北戴河--鸽子窝公园
五、队伍组成及工作情况
此次实习学队伍由陆敬山老师、宫业松老师和邢台学院地理系全体大一组成，每组八个人，实行组长责任制，一切行动听指挥。主要以陆老师和宫老师的讲解和同学们的记录实践为主进行野外实习，每天的工作量平均为6~7小时。
第二章实习区概况
一、地理位置
秦皇岛位于河北省东北部，地理坐标为东经119°30′~119°50′，北纬39°50′~40°10′，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、卢龙县和青龙县，总面积约为7812.4km2。市区长50km,宽6km，是一个狭长的带状海滨城市。北依燕山，南临渤海，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击平原。
实习的重点地区——石门寨地区（习惯上称为柳江盆地位）于秦皇岛市约28km处，秦皇岛、山海关及北戴河三区呈北东——南西向分布于渤海海滨，是地质认识实习的辅助工作区。
二、实习区的交通概况
秦皇岛地处华北通向东北的咽喉要冲，是连接东北与华北的交通枢纽。陆、海、空交通都极为方便。京哈、京秦、大秦铁路横贯东西；其港口是我国北方最重要的不冻天然良港，是我国最大的能源输出港，由秦皇岛码头乘轮船，可直接抵达烟台、青岛、大连和上海等地；有通往国内外的航线，山海关机场与全国主要城市通航；高速公路、102国道、205国道等各级各类公路更是四通八达，乡、镇之间均可直通汽车。
三、实习区的区域地质概况
实习区柳江盆地地层属于华北型，除普遍缺失上奥陶统、志留系、泥盆系、下石炭统、中下三叠统、白垩系及第三系之外，其它时代地层发育较好，出露较全，各地层单位划分标志清楚，化石较丰富，地层特征具有一定的代表性。全区范围内出露的地层有上元古界青白口系，下古生界寒武系和中下奥陶统，上古生界中上石炭统和二叠系，中生界上三叠统和侏罗系，以及新生界第四系（表1-1）。各时代沉积地层分布占本区总面积的2/3左右，其中第四系分布最广，中生界次之，其它时代地层零星分布。
四、实习区的自然地理概况
（一）地形地貌
柳江盆地南北长约20km，东西宽约12km，北、东、西三为俊俏的丛山所包围，仅南面向渤海开口。贯穿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200~300m之间，山峰多在400m以上；东部山区山峰海拔高度一般为160~300m。在低山和丘陵之间，多发于有小盆地和河流，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。
临海地带长约50km，海岸地貌发育，侵蚀与堆积海岸相间分布，形成许多优良浴场。暂时性地面流水作用强烈，坡积物、洪积物随处可见。大石河和汤河是区内主要河流，形成许多流水地貌。
（二）河流
实习区内的主要河流有大石河、汤河、戴河和洋河等，均系入海河流，为临海小型水系，都是明显的季节性河流。大石河发源于青龙县，其源头较多，主要发源于祖山的东部和东北部。大石河水量丰富，年平均流量为1.68×108m3，补给来源以降水为主，平时降水量小，暴雨后洪水立即上涨，且暴涨暴落。汤水河有两个源头，一源为抚宁县柳观峪西沟，另一源为抚宁县温泉堡西南的方家河村，在秦皇岛海港区西侧入海，河水补给来源以降水为主。洋河由东洋河和西洋河两大支流组成，于洋河水库汇合，至洋河村西口入海。戴河有三个源头，以东源最大，发源于抚宁县北庄河乡的蚂蚁沟；河床上游宽潜无水，多砂砾石下游常窄深，多泥沙。
（三）气候
本区处于中纬度地区，为温暖带半湿润季风区，属于温带半湿润大陆性季风气候。主要特征是四季分明，阳光充足，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℃；春秋季多于两者之间。
年降水量为400~1000mm，年平均降水量为695.5mm，多集中于7~8月份，可达年降水量的70%，山洪也多集中于这个季节。
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%，其次为南西，再次为正东，平均风速在5m/s以下。由于本区风向常是西南，强风向的东北，故海岸侵蚀、堆积和滨岸沙丘堆积方向于风向一致。
五、社会经济概况
秦皇岛（海港区）是全市的政治、经济和文化中心，素有“不冻港”和“玻璃城”的嘉誉。山海关位于海港区东北20km处的渤海之滨，老龙头是全国唯一的入海长城。山、海、关、城浑然一体，自古为兵家必争的交通要塞和军事重镇，天下第一关举世
闻名，另外还有姜女庙、玄阳洞、燕塞湖等名胜古迹。
秦皇岛市是我国北方著名的旅游和避暑胜地，旅游业十分发达。
北戴河海滨风光秀丽，浪平沙细，是优良的天然海水浴场；气候温和凉爽，是中外驰名的旅游、避暑、疗养胜地、素有“夏都”之美称。
柳江盆地于1999年5月北 河北省人民政府批准为“秦皇岛柳江盆地地质遗迹省级自然保护区”，于20##年12月20日经国土资源部批准成为“河北省秦皇岛柳江国家地质公园”。地质公园由柳江盆地地质景观区，祖山、燕塞湖、长寿山地质地貌景观区和长城人文历史景观区三部分组成。20##年7月被批准为国家级自然保护区。
传统的制造工业由全国闻名的耀华玻璃、山海关桥梁厂；新兴的工业以秦皇岛经济技术开发区为代表，是国家级的经济技术开发区。已探明的矿种有煤、萤石。硫铁矿、耐火粘土、石灰岩、石英砂岩、白云岩等；未探明的矿物有铁、金、银、铜铅、锌、石英、重晶石及废金属建材等。
煤矿开发历史悠久，煤质为无烟煤，规模属于小型煤矿；水泥生产也有一定的规模；乡镇企业发达。
农作物主要有水稻、玉米、小麦、高粱、谷子、红薯、豆类等；山坡东种植果树，以桃、葡萄苹果、核桃最为有名，还有梨、山楂、杏、李子、沙果、海棠、板栗等。
第三章地层
柳江盆地地层属于华北型，除普遍缺失上奥陶统、志留系、泥盆系、下石炭统、下中三叠统、白垩系及第三系之外，其他时代地层发育较好，出露较全，各地层单位划分标识清楚，化石较丰富，地层特征具有一定的代表性。全区范围内出露的地层有上元古界青白口系，下古生界寒武系和中、下奥陶统，上古生界中上石炭统和二叠系，中生界上三叠统和侏罗系，以及新生界第四系。其地层由老至新为长龙山组、景儿峪组、府君山组、馒头组、毛庄组、徐庄组、张夏组、崮山组、长山组、凤山组、冶里组、亮甲山组、马家沟组、本溪组、太原组、山西组、下石盒子组、上石盒子组、石千峰组，黑山窑组，北票组、蓝旗组、孙家粱组。
一、元古界青白口系
（一）长龙山组
长龙山组是本区内最老的沉积地层，以沉积不整合覆于上太古界绥中花岗片麻岩之上，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；上部为紫红色、褐黑色、黄绿色页岩夹蛋青色、紫红色泥岩。由两个砂岩——页岩韵律构成。本组属典型滨海相至浅海相沉积。
（二）景儿峪组
景儿峪组分布与长龙山组基本一致，在李庄村北出露较全，厚度38m。本组岩性由碎屑岩、粘土岩过渡到碳酸盐沉积，具有海侵沉积特点，与长龙山组整合接触。其分界标志层是其底部黄褐色或带铁锈色的中细粒铁质（含海绿石）石英砂岩。
二、下古生界寒武系
（一）下寒武统
1、府君山组
府君山组属寒武系下寒武统，本组主要分布在东部落至沙河寨，西部上平山一带也有出露，东部落剖面出露较全，可作为标准剖面，厚度146m。
本组岩石标志明显，下部为暗灰色厚层状结晶灰岩，含核形石。与下伏景儿峪组为平行不整合接触，分界标志是下部暗灰色厚层状结晶灰石，底部薄层灰岩中含角砾或砾岩。本组属浅海相沉积。
2、馒头组
馒头组属寒武系下寒武统，本区馒头组未发现可靠化石证据，其层位确定是依据区域层位对比。本组分布与府君山组一致，但由于抗风化能力弱而零星出露。东部落村北剖面较好，厚度71m。岩性以鲜红色泥岩为主，往上过渡为粉砂质页岩夹白云质灰岩透镜体。泥岩脚部具角砾或砾岩，粉砂质页岩中含石岩假晶，与下府君山组呈平行不整合接触，分界标志是其底部角砾状角砾薄层泥岩。
3、毛庄组
毛庄组寒武系下寒武统，分布与馒头组基本一致，出露较好的地方是沙河寨西山，化石较丰富，可作为本区标准剖面，厚度112m。
本组岩性以紫红色粉砂岩、页岩为主，页岩中含少量白云母片。其颜色要比馒头组暗一些，俗称为猪肝色；与徐庄组相比，则又新鲜一些。底部以出现黄绿色钙质页岩与馒头组分界；中部和上部夹两层白云质灰岩透镜体，灰岩透镜体中产辽西虫、幕府山虫等；顶部为页岩夹核形石的灰岩透镜体。与下伏馒头组整合接触，属滨海相潮上带沉积。
（二）中寒武统
1、徐庄组
徐庄组属寒武系中寒武统，分布较毛庄组更为广泛，在向斜两翼均可看到，出露较全的地方是东翼的东部落，揣庄上花野和下花野等地，西翼的吴庄至秋子峪、上平山一线也有出露，厚度101m。
本组岩性以黄绿色含云母片粉砂岩、页岩及暗紫色粉砂岩夹少量鲕状灰岩透镜体或扁豆体为主。产丰富的三叶虫化石、辽阳虫
2、张夏组
张夏组建组于山东张夏并命名为张夏灰岩。本组受到覆盖和破坏较少，是寒武系地层在区内分布最广的地层之一，几乎盆地周围都有分布，在揣庄北 288高地以东的山脊上出露最好，是区内较好的标准剖面。岩性可分为上下两部分：下部为鲕状灰岩夹黄绿色页岩；上部以鲕状灰岩为主，夹藻灰岩、泥质条带灰岩。三叶虫化石最丰富。本组与下伏地层为整合接触关系。属浅海相沉积。厚130m。
（三）上寒武统
1、崮山组
崮山组与张夏组分布一致，建组于山东崮山唐王寨。主要分布于柳江盆地内侧，出露齐全。比较好的有288高地上的剖面，可为标准剖面。岩性可分为三部分：下部和上部都以紫色砾屑灰岩及紫色粉砂岩为主；中部则是灰色的灰岩（包括泥质条带状灰岩，鲕粒灰岩及藻灰岩等）。与张夏组界限明显，接触部位两者岩性差别很大。化石十分丰富，几乎每层都可以采到。主要三叶虫化石有：蝙蝠虫未定种、帕氏蝴蝶虫。本组属滨海相至浅海相沉积。厚102m。
2、长山组
长山组建组于唐山市长山沟。出露较好的剖面在揣庄北288高地，为标准剖面。岩性为紫色砾屑灰岩、粉砂岩与页岩互层，夹有藻灰岩及生物碎灰岩。含三叶虫化石。与下伏地层为整合接触两者分界清楚，整合接触。属浅海相沉积。本组在区内出露厚度较小，仅18m。
3、凤山组
凤山组始建组于唐山市赵各庄凤山。本组分布与崮山组、长山组相同，出露较好的揣庄北288高地可作为标准剖面。主要岩性为黄灰色泥灰岩夹砾屑泥灰岩。黄绿色钙质页岩及薄层状泥质条带状灰岩。泥质成分增多，容易被风化，风化往往形成黄色土状物。化石丰富。砾屑形成小团块，本组与下伏长山组为整合接触，分界是以底部的青灰色砾屑泥灰岩为标志层。属浅海相沉积。厚92m。
三、下古生界奥陶系
（一）下奥陶统
1、冶里组
冶里组属奥陶系下奥陶统，分布与凤山组一致，分布在288高地至小王山及石门寨北亮甲山，288高地可作为本区标准剖面，厚度125m。
本组岩性下部为质纯的泥晶灰岩夹砾屑灰岩及虫孔灰岩，在地形上常形成陡砬子；上部为灰色砾屑灰岩夹黄绿色页岩，与下伏地层整合接触，以灰色薄层砾屑灰岩与凤山组分界。灰岩中产三叶虫化石；小栉虫、田师府虫；页岩中产无羽笔石以及古界行虫，还有正形贝和腹足类化石：蛇卷螺。本组属浅海相较深水环境沉积。
2、亮甲山组
亮甲山组属奥陶系下奥陶统，主要分布在亮甲山、小王山、潮水峪等地。亮甲山可作为本区标准剖面，厚度118m。
本组以中、厚层豹皮状灰岩为主，下部夹少量砾屑灰岩和钙质页岩，是本区烧制水泥、石灰的主要原料；上部有少量白云质灰岩及含隧石结核、碎石条带灰岩。产头足动物满洲角石、腹足动物蛇卷螺及古杯海绵等化石。本组与冶里组整合接触，分界标志是亮甲山组底部出现的中厚层豹皮灰岩。本组属浅海相沉积。
（二）中奥陶统
1、马家沟组
马家沟组属奥陶系中奥陶统，分布同亮甲山组，以亮甲山及北部茶庄北山发育较好，厚度在亮甲山剖面为111m。
本组岩性主要为暗灰色白云质灰岩夹杂部分白云岩、含隧石结核豹皮状白云质灰岩，底部以具微层理、含角砾、隧石结核黄灰色白云质灰岩与亮甲山组分界。白云岩具“刀砍纹”，有的具砾屑、燧石条带，顶部为含泥质灰岩，风化后呈黄色，俗称黄皮子灰岩，在东北其他地区多存在此层，标志明显。产头足动物化石：阿门角石、链角石、灰角石、多泡角石；腹足动物化石：马氏螺；三叶虫：古等称虫。本组与亮甲山组整合接触，属浅海相较深水环境沉积，晚期海退、水浅。
四、上古生界石炭系
（一）中石炭统
1、本溪组
本溪组属石炭系中石炭统，本区东翼区半壁店191高地、小王山一带发育较好。小王山剖面课作为本区标准剖面，厚度为82m。石门寨西门至瓦家山剖面厚度为70.7m。
本组岩性下部为陆相铁质砂岩或褐铁矿、粘土岩，平行不整合与马家沟组之上；上部为细砂岩、粉砂岩再到湖泊、沼泽相粘土岩，夹3~5层海相泥灰岩透镜体，含F层耐火粘土。
陆相粉砂岩中含植物化石：鳞木、科达、芦木轮叶、脉羊齿；双壳类：古尼罗蛤、小花蛤、燕海扇等。本组属海陆交互相沉积。
（二）上石炭统
1、太原组
太原组属石炭系上石炭统。本区在半壁店、小王山一带发育较好，厚度在小王山剖面为51m；石门寨西门至瓦家山剖面为47.5m。
本组有两个沉积韵律：下韵律底部青灰色含铁质中细粒长石岩屑杂砂岩，风化后呈黄褐色，具大型球状分化，向上过度为青灰色页岩夹D层粘土或泥质灰岩透镜体；上韵律底部薄层细粒岩屑杂砂岩，具小型球状分化，往上为青灰色细粒砂岩夹泥灰岩透镜体及少量煤线。
本组产大量植物化石：脉羊齿、栉羊齿、楔页、鳞木；动物化石腕足类：网格长身贝、戟贝及双壳类：古尼罗蛤、裂齿蛤。
本组与下伏本溪组整合接触。分界标志明显，标志层是底部的具大型球状分化青灰色含铁质中细粒长石岩屑杂砂岩，风化后具小孔，分布稳定。本组属海陆交互相沉积。
五、上古生界二叠系
（一）下二叠统
1、山西组
山西组属二叠系下二叠统，主要分布在石门寨西门、小王山、黑山窑等地，以石门寨西门至瓦家山剖面最好，是本区最好的含煤，粘土矿层位，厚度61.8m。
山西组岩性由灰色、灰黑色中细粒长石岩屑杂砂岩、粉砂岩、炭质页岩及粘土岩构成两个沉积韵律：下韵律底部含长石多、含砾，单层厚度大，顶部为粘土矿或煤层；上部为B层粘土层位。本组与下伏太原组整合接触，分层标志是其底部灰色、灰白色长石岩屑杂砂岩，但在横向上有时变为含砾中粗粒或中细粒长石岩屑杂砂岩，颜色由灰白色变为黄灰色，曾为稳定。
本组含植物化石种类较多，如轮叶、楔叶、栉羊齿、芦木、带羊齿。
本组属大陆近海沼泽相沉积。
2、下石盒子组
下石盒子组属二叠系下二叠统。本区下石盒子组在黑山窑、石门寨西门、石岭等地较为发育，厚度115m。
本组岩性主要为灰色中粒长石岩屑杂砂岩、细粒岩屑杂砂岩、泥质粉砂岩、粘土质粉砂岩构成三个沉积韵律。第一韵律顶部为灰绿色含云母泥质粉砂岩、泥质粉砂岩、粘土质粉砂岩构成三个沉积韵律。第一韵律顶部为灰绿色含云母泥质粉砂岩，第二、三韵律顶部分别是A2和A1层粘土，颜色为紫色、紫灰色。粉砂岩中产植物化石：带科达、中芦木、多脉带羊齿。
本组与山西组分界清楚：山西组顶部为B层粘土矿；下石盒子组底部为黄褐色含砾粗粒岩屑长石杂砂岩，与山西组整合接触，属河流相、湖泊沼泽相沉积。
（二）上二叠统
1、上石盒子组
上石盒子属二叠系下二叠统组出露局限性较大，以盆地东翼石门寨西门欢喜岭至瓦家山一带较好，厚度72m。本组岩性为灰白色中厚层状含砾粗粒长石砂岩夹紫色细粒砂岩及粉砂岩。由1~2个沉积韵律构成。第一韵律底部是在A1层铝土矿之上的灰白色中、厚层状含砾粗粒长石砂岩，具大型斜层理，与下石盒子组整合接触。此层厚度大，分部稳定，称南山砂岩。本组属河流相沉积。
2、石千峰组
石千峰组属二叠系上二叠统。本组是本区古生物界最高层位，因上腹地层覆盖，出露十分局限，仅在黑山窑、欢喜岭一带出露较好，厚度150m。
本组是一套河流相紫色岩石，底部为含砾砂岩和砾岩，往上为细粒砂岩、粉砂岩及部分黄绿色泥岩。本组与下伏上石盒子组整合接触，分界标志是上石盒子组顶部为黄白色含砾岩屑长石砂岩，其上为石千峰组紫色含砾岩屑杂砂岩。
粉砂岩中产栉羊齿。轮叶、楔叶、丁氏蕨及腹足动物化石，多代表干旱条件下的陆相沉积。
六、中生界三叠系
本组只发育上三叠统黑山窑组地层。
黑山窑组层型剖面位于本区西南的黑山窑后村西侧，岩性以灰白色中粗粒长石石英砂岩、黑色炭质页岩、粉砂岩和煤线为特征。其中含大量的植物及少量的昆虫化石。本组角度不整合于石千峰组之上，以底部的地砾岩统石千峰组分界，上下岩层差别明显。与上覆北票组为不整合接触，两者界限明显。属湖泊相沉积环境，其中发育湖泊三角洲和湖泊滨岸沼泽。厚度162m。
七、中生界侏罗系
（一）下侏罗统
中生界侏罗系下侏罗统只发育北票族地层。
北票组与华北下花园组可对比，为侏罗系底部地层，层序完整，分布广泛，黑山窑后村地层可作标准剖面。，可分为上下两段：下段以砾岩和含砾粗砂岩为主夹少量粉砂岩和页岩厚278m；上段以黄色大砾岩、含砾粗砂岩、粉砂岩和黑色炭质页岩组成，含煤线，厚215m。植物化石丰富属冲积扇、河流湖泊及沼泽相沉积。
（二）中侏罗统
中生界侏罗系中侏罗统只发育蓝旗组地层。
蓝旗组相当于髫髻山组。本组以一套火山岩系分布在地盆地中部一带，上庄坨一带出露较好。根据岩性组合及喷发旋回，分为下、中、上三部分：下部为偏酸性的安山质火山角砾岩及集块岩、流纹质集块岩夹凝灰岩及火山熔岩；中部以中性火山岩为主，灰绿色安山质、角闪质、粗安质火山熔岩夹集块岩、火山角砾岩；上部为中基性火山熔岩和熔结集块岩夹少量火山角砾岩及凝灰岩。本组与北票组等老地层呈角度不整合接触。厚度在1000m以上。
（三）上侏罗统
中生界侏罗系上侏罗统只发育孙家粱组地层。
孙家梁组建组于辽宁省北票北面的孙家梁。本组分布局限，从区域资料上看，与蓝旗组呈角度不整合接触，是一套灰色酸性、中碱性火山熔岩和火山碎屑岩。厚度在350m以上。
第四章岩石
在岩石圈中岩石种类繁多，按成因可分为三大类，即岩浆岩、变质岩和沉积岩。这三大类岩石在本区内均有不同程度的出露，野外识别和描述三大类是地质实习的基本任务之一，也是认识各种地质现象的基础。
一、沉积岩
沉积岩是在地表的温度、压力下，在水、大气、生物、生物化学及重力作用下由风化的碎屑物和溶解的物质经过搬运作用、沉积作用和沉积后的成岩作用而形成的岩石。本区主要可见陆源碎屑岩和碳酸盐两大类。
（一）陆源碎屑岩
陆源碎屑岩是母岩机械破碎的产物经机械搬运、沉积和成岩作用所形成的由碎屑颗粒和填隙物所组成的岩石。据粒度大小可分为砾岩、砂岩、粉砂岩和粘土岩四类
1、砾岩
地层中常见的砾岩有两种：一是底砾岩，位于某个地层组合底部的侵蚀面上，代表长期沉积间断以后，一个新的沉积时期开始的产物，故在不整合面或假整合面上时有所见。第二种砾岩是层间砾岩，它的产生大多数是由于沉积过程中局部的环境发生变化，比如水流的冲刷、波浪的冲击、暂时的干涸、岸坡的滑动、地壳的微弱升降等均可导致层间砾岩的形成。
2、砂岩
由石英颗粒（沙子）形成，结构稳定，通常呈淡褐色或红色。砂岩是一种沉积岩，是由石粒经过水冲蚀沉淀于河床上，经千百年的堆积变得坚固而成。砂岩主要产于柳江向斜翼部的新元古代地层中，实习区主要见于鸡冠山顶部。
3、粉砂岩
粉砂岩的碎屑组分一般比较简单，以石英为主，长石和岩屑少见，有时含较多的白云母。除粉砂以外其它由砂、粘土或化学沉淀物组成。粉砂岩因形成环境不同，成分和颜色也不同。粉砂岩在本区各时代地层中均有分布，且比较发育。如本溪组钙质粉砂岩、太原组深灰色粉砂岩、下石盒子组组灰色粉砂岩、石千峰组紫红色粉砂岩、徐庄组黄绿色粉砂岩、北票组深灰色粉砂岩和长龙山组浅绿色粉砂岩等。
4、粘土岩
本区粘土岩类型较多不同沉积环境下形成的粘土岩，在成分、颜色上也有不同。根据页理的有无可分为泥岩和页岩。寒武系和青白口系主要是紫红色泥岩和页岩；石炭系和二叠系主要是黑灰色泥岩、页岩和铝土质岩；长龙山组，景儿峪组页岩呈暗紫色，属潮上带产物；徐庄张夏组页岩呈黄绿色，属潮下带或潮间带产物。
河流沉积通常可见有砾岩、砂岩、粉砂岩、粘土岩组成的二元结构。
（二）碳酸盐岩
碳酸盐岩沉积形成的碳酸盐矿物组成的岩石的总称。主要为石灰岩和白云岩两类。实习区灰岩可见砾屑灰岩、豹皮灰岩、泥质条带灰岩、泥纹层灰岩、含燧石结核燧石条带白云质灰岩、含生物碎屑灰岩等。以方解石为主要成分的碳酸盐岩。有时含有白云石、粘土矿物和碎屑矿物，有灰、灰白、灰黑、黄、浅红、褐红等色，硬度一般不大。石灰岩在实习区北部十分普遍，主要分布在柳江盆地寒武系、奥陶系地层中。
二、 岩浆岩
岩浆岩是由地壳内部上升的岩浆侵入地壳或喷出地表冷凝而成的，又称火成岩。岩浆主要来源于地幔上部的软流层，按其活动又分为喷出岩和侵入岩。未达到地表的岩浆冷凝而成的岩石叫侵入岩。深成侵入岩颗粒较粗。浅成侵入岩颗粒细小或大小不均。喷出岩是在岩浆喷出地表的条件下形成，温度低，冷却快，常成玻璃质、半晶质或隐晶质结构，具有气孔、流纹等构造等。岩浆岩常见的如在地壳中分布很广的中粗粒结构的侵入岩——花岗岩，气孔构造发育，黑色致密的玄武岩，流纹构造显著的酸性喷出岩——流纹岩等。岩浆岩分类表（表3-5）如下：
（一）深成侵入岩
本区深成侵入岩分布在柳江向斜西侧和东南角。可观察地区主要为燕塞湖区。燕塞湖区为肉红色斑状花岗岩，似斑状结构，块状构造，全晶质。含有正长石、斜长石、石英、黑云母和角闪石等，其中正长石约占60%，斜长石约占10%，石英约占15%，角闪石和黑云母等暗色矿物约占15%。该岩石斑晶为正长石和斜长石，以正长石为主，粒径约为1㎝，基质为石英、云母和角闪石等。岩石中亦可见黑色析离体，约4㎝，由暗色矿物集中析出所致。可见明显的冷凝边与烘烤边。期间可见后期侵入正长斑岩脉体。
（二）浅成侵入岩
本区浅成侵入岩规模不大，主要呈岩床、岩墙产出，岩性从基性到酸性均有。现择主要岩体描述如下。
1、辉绿岩或辉绿玢岩
（1）、辉绿岩
辉绿岩多成岩墙、岩床、岩脉分布在潮水峪、亮甲山、鸡冠山等地，侵入于前中生代沉积岩或变质岩中。辉绿岩呈灰绿色，斑状结构，基质为细粒或灰绿结构-隐晶结构，个别具球粒结构、气孔构造。
（2）、辉绿玢岩
成岩墙、岩床或岩脉产出，见于亮甲山、潮水峪等地。岩石呈灰绿色，斑状结构，斑晶为辉石，多绿帘石化。基质为隐晶质。在亮甲山地区可见辉绿岩岩床（图3-6）。
2、闪长玢岩
闪长玢岩呈岩株、岩脉产出，在东部落、潮水峪可见闪长玢岩脉侵入于灰岩内。潮水峪区可见两期岩脉被断层切割。第一期岩脉厚约1m，结晶程度较好，粒度较大。第二期粒度相对较小。第一期岩脉先侵入，被第一期断层切割错开，断距约2m,后第二期岩脉侵入，被第二期断层反方向错开，形成目前岩浆岩岩脉与断层的交切关系。
3、正长斑岩
该类岩体主要呈岩株、岩脉产出，在张岩子村、石门寨、潮水峪、燕塞湖等地均可见。燕塞湖区为灰黑色正长斑岩，斑状结构，斑晶为正长石，粒径为1㎝，约占30%，基质为隐晶石英玻璃质，灰黑色，约占70%。围岩为斑状花岗岩，可见明显的烘烤边和冷凝边。
（三）喷出岩
1、安山岩
本区可见安山岩的地区主要有板厂峪、义院口两地。峪见灰白色安山岩呈柱状正交节理状态产出，可见石英、长石斑晶，主要为斜长石，结晶程度好，粒径约1㎜，含铁质成分，具有少量气孔构造。义院口见灰绿色安山岩，具有斑状结构、块状构造，斑晶为斜长石，基质为隐晶质，气孔杏仁较少。
2、火山集块岩
火山集块岩主要可见于义院口地区。具集块结构，集块占50%左右，由火山弹和熔岩碎块堆积而成。多分布于火山通道附近。集块大小不一，最大15㎝。集块成分主要为灰紫色和灰绿色的凝灰岩，基质是灰绿色安山岩
三、 变质岩
变质岩是由变质作用形成的。变质岩是指受到地球内部力量（温度、压力、应力的变化、化学成分等）改造而成的新型岩石。固态的岩石在地球内部的压力和温度作用下，发生物质成分的迁移和重结晶，形成新的矿物组合。变质岩由浅到深的构造分布为板状,千枚状,片状,片麻状,块状。本区的变质方式有接触变质作用,区域变质作用、区域混合岩化作用和动力变质作用。
接触变质作用又称热力接触变质作用，是由于岩浆的活动散发出的热量和析出的气态或液态溶液引起的变质作用。主要发生在岩浆体周围接触带的围岩中。
区域变质作用是在大面积内发生的变质作用的统称。它是由区域性的构造运动和岩浆活动引起的一种大面积的区域变质作用造成的，变质岩的范围往往达数百或数千平方公里。它们的主要特征是呈面型分布，出露面积从几百至几千平方千米，影响范围可达几千至几万平方千米，形成深度可达20千米以上。本区见到的区域变质岩均以混合岩内的残留体出现，但具老基底变质岩特点 。主要分布在鸡冠山一带。
区域性混合岩化作用是在区域性变质作用的后期形成的一种介于变质岩和岩浆岩之间的岩石。张岩子村出露的花岗片麻岩为混合岩体,是绥中花岗岩的一部分。该岩石主要成分为石英、钾长石，含有少量的角闪石和黑云母，具有一定定向排列。
动力变质作用是在构造运动所产生的定向压力作用下，岩石所发生的变质作用。其变质因素以机械能及其转变的热能为主，常沿断裂带呈条带分布，形成断层角砾岩、碎裂岩、糜棱岩等，而这些岩石又是判断断裂带的重要标志。由动力变质作用所形成,如压碎角砾岩、碎裂岩、碎斑岩。断层角砾岩又称压碎角砾岩、构造角砾岩。是岩石因构造作用发生破碎所形成的角砾状岩石，角砾大小不等，具棱角，岩性与断层两侧岩石相同，并被成分相同的微细碎屑及后生作用水溶液中的物质所胶结。
第五章内动力地质作用
一、地壳运动及地质构造
（一）褶皱构造特征
1、柳江向斜
柳江向斜轴向近南北，轴面近于直立，略微西倾，由于中生界于古生界角度不整合接触，向斜轴面有迁移迹象，可能是由于构造叠加造成。东翼区地层出露宽，总体近于单斜，地层倾角10 º~25 º之间，平缓而稳定，构造简单。西翼出露面积狭窄，宽度仅为东翼区的1/3，次级褶皱发育，倾角较大，受后期岩体侵入的挤压影响，局部直立倒转，在山羊寨等地可看到次级褶皱。
2、吴庄背斜
该背斜展布在赵庄、吴庄、花厂峪一带，近南北向延伸，亦是柳江向斜西翼的叠加构造。核部出露徐庄组页岩，枢纽两端被断层切割。两翼为张夏组、凤山组，西翼倾角30 º~40 º,东翼产状总体复杂一般20 º~30 º，受东侧逆冲断层影响局部变化很大.
3、义院口背斜
该背斜展布在义院口公路东侧。核部为本溪组地层，两翼依次出现太原组、山西组地层。北翼产状340 º∠44 º，南翼产状为192 º∠10º，轴面174 º∠80 º，枢纽265 º∠10 º，背斜东西展布，核部有闪长斑岩侵入。背斜由南向北为石千峰组、上石盒子组到下石盒子组。
（二）、断裂构造特征
实习区断裂构造主要发育在柳江向斜的四周，各种性质的断裂均有发育，时代也不一致。但规模均不大，延伸不远，显示了柳江向斜对断裂的控制作用。
1、正断层
（1）鸡冠山山梁正断层
出露在鸡冠山山梁东坡，断层发育在长龙山组石英砂岩中。上下盘均为长龙山长龙山组灰白色中厚层石英砂岩，地层上不易判断断层力学性质。断面西倾。碎裂岩发育，内有压性透镜体。从透镜体的镜面特征可判断为上盘下降，即为正断层。发育牵引构造，上下盘地层在断层附近碎裂，上盘自下而上向断面收敛，下盘自下而上也向断面收敛。
（2）鸡冠山山梁北坡同沉积断层
该断层出露在鸡冠山山梁北坡，断层发育在上元古界海绿石砂岩中，可判断为还原环境。两个走滑断层，可见擦痕。断面产状257 º∠76º，岩层产状293 º∠13 º。上覆黄色粉砂质泥岩。
2、逆断层
（1）吴庄垭口南逆断层
该断层出露在吴庄垭口出处，断层南为亮甲山豹皮灰岩，北为张夏组鲕粒灰岩。可发现断层角砾岩，其磨圆较好因而判断为逆断层。
3、走滑断层
区走滑断层规模较小，多发育在柳江向斜四周。大量正、逆断层复合带有走滑性质。
潮水峪村北三岔路口处经地质填图可发现以规模较大的走滑断层断层东为府君山组泥质条带灰岩，西为冶里组逆温层灰岩。走滑断层为主，顶牛现象不明显。
二、岩浆作用
岩浆发生、运移、聚集、变化及冷凝成岩的全部过程称为岩浆作用。其作用方式
（一）、喷出作用
1、火山喷发现象与喷发类型
喷出作用又称为火山作用。火山喷发过程极为复杂，在不同地区以及不同的岩浆作用阶段，所喷出的物质和喷发类型各不相同。有的喷发很平静，岩浆沿裂隙通道上升，缓慢地流出地表，边流动边冷凝；有的非常强烈，岩浆喷出时具有猛烈的爆炸现象，可将大量的气体、岩浆团块和固体碎屑喷射到火山口以外，在火山口上空形成巨大烟柱。
1985年11月13日，哥伦比亚托马利省一座沉睡了400年的内瓦多德尔鲁伊斯火山突然爆发，周围几个城镇被七八米厚的岩浆、石块和火山灰掩埋，造成两万多名居民死亡。我国较晚的一次大规模火山活动是黑龙江省德都县五大连池的火山喷发，始于1719年，1720～1721年大量喷发，结果造成熔岩阻塞白河河道，集水形成五个相互联系的堰塞湖，即五大连池。
随着地球演化和地壳加厚，火山活动有逐渐减弱的趋势。根据火山活动的时间，可将火山分为：死火山，即人类历史以来不再活动的火山；休眠火山，是在人类历史上曾有过活动而近百年来停止活动的火山；活火山，是现在正在活动或近百年来有过活动的火山。死火山也有可能再度活动而变为活火山。我国台湾屏东县的鲤鱼山火山（1980年7月7日爆发）即为活火山。
由于岩浆的化学成分、物理性质、火山通道的形状及喷发环境等的不同，因此，喷发类型是多种多样的。按火山通道的形状，可分为裂隙式喷发和中心式喷发。
（1）.裂隙式喷发
岩浆沿一个方向的大断裂或断裂群上升，喷溢出地表，称为裂隙式喷发。这种喷发火山口不呈圆形，而是长达数十公里以上的断裂带，或者火山口沿断裂带成串珠状排列，往下可连成墙状通道。裂隙式喷发以粘性小、流动性大的基性熔浆为主，多表现为沿裂隙缓慢溢出，然后沿地面向各个方向流动而形成熔岩被，面积可达几十万平方公里，厚达几百米甚至超过千米。在地质历史早期，由于地壳较薄，因而火山喷发以裂隙式为主。现代或近代裂隙式喷发主要局限在大洋中脊和大陆裂谷带上。大洋中脊上的裂谷，是全球规模的张裂系统，由于其反复裂开和玄武质岩浆的喷发与充填，构成了洋壳的一部分。大陆上的裂隙式喷发，如四川峨眉山二叠纪玄武岩，覆盖了四川、云南、贵州3省交界的广大地区。
（2）.中心式喷发
喷发物沿火山喉管喷出地面，平面上成点状喷发，称为中心式喷发。火山喉管多位于两组断裂的交叉点上。这种喷发是中、新生代以至现代火山活动的主要方式，可能是由于地壳逐渐加厚、压力增大，多数情况下岩浆只能沿着断裂交叉处形成的通道往上运移的缘故。中心式喷发常伴随有强烈的爆炸现象，除喷出大量气体外，还喷出大量碎屑物质，最后溢出熔浆。按照爆炸的强弱程度，可将中心式喷发分为猛烈式、宁静式和递变式3种。
猛烈式又称培雷式，以猛烈爆炸的形式出现，具突然性特点，会给人类带来巨大灾难。这种喷发以中酸性岩浆为主，由于其含气体多、粘性大、流动慢、冷凝快，因此常在火山喉管中凝固，像“塞子”一样堵住火山通道。随着下部岩浆的不断聚积，内部压力积累得极为强大，当压力大于“塞子”阻力时，就会发生骤然的猛烈爆炸。岩石被炸碎，大量气体、岩屑和岩浆团块喷向天空，然后再降落到火山口周围堆积。这类火山以西印度群岛上的培雷火山为代表。1902年5月8日，培雷火山突然爆发，山脚下一座海岸城市圣皮尔，在几分钟内被灼热的火山灰流所毁灭，28000名居民除两人外全部遇难。
宁静式又称夏威夷式，以宁静地溢流出炽热熔浆为其特点，无爆炸现象。熔浆以基性为主，具有含气体少、粘度小、流动快的特点。以夏威夷群岛的火山为此类代表。该岛上的莫纳罗亚火山是世界上最大的活火山，它的熔浆溢出十分宁静，以致人们可到现场观看。
递变式是以猛烈式和宁静式有规律地交替喷出为特点，多数火山属于这种类型。通常是先猛烈喷发，喷出大量气体和岩屑，随后转为宁静地溢流出熔浆，反复交替出现。著名的意大利维苏威火山属于这种类型，该火山喷发具有明显的周期性。
由于岩浆性质和气体数量的变化，可造成一座火山在不同时期属于不同的喷发类型，如早期为猛烈式，后期为宁静式，以后又变为猛烈式，出现周期性的更替。
2、喷出作用的产物
（1）.火山喷出物
火山喷出的物质有气态、液态和固态3种。
①气态喷出物
火山从开始喷发至终止时都有气体喷发。在岩浆向上运 移过程中，上覆岩石的压力逐渐降低，溶解在岩浆中的挥发性组分就以气体的形式分离出来。岩浆喷出后压力降低，更多的气体就进一步释放出来。气体中以水蒸气为主，含量常达70％以上；此外有CO2、SO2、N2、H2S以及少量CO、H2、HCl、NH3、NH4Cl、HF等。
气体的喷出状况能预示火山活动的进程。如果气体喷出量越来越多，硫质成分越来越浓，温度越来越高，这就是大规模火山喷发即将来临的预兆。如果气体喷出量逐渐减少，CO2成分增多，硫质成分减少，温度降低，则表明火山活动逐渐减弱。
火山喷出的气体不是全部逸散，其中有相当部分直接由气体凝固成凝华物堆积在火山口附近，常见的有硫磺、氯化铵、氯化钾、硫化砷等，有的可形成矿床。
② 液态喷出物
火山喷出的液态物质称为熔浆。熔浆与岩浆的差别在于熔浆挥发分较少。与岩浆分类相似，按SiO2含量熔浆主要可分为酸性、中性和基性3类，而超基性熔浆为数不多。不同类型熔浆粘度不等，因而流动性不同。熔浆冷凝后形成的岩石称为熔岩。
基性熔浆SiO2含量低，挥发组分较少，温度高（约1000～1200℃），冷却慢，粘性小，流动快。冷却后形成颜色较深的岩石，称玄武岩。当基性熔浆表面冷凝成塑性薄壳，而下面熔浆仍继续流动时，就会拖曳上部薄壳使其产生波状起伏，形成波状熔岩；如果下面熔浆还继续流动，使上部薄壳被拖引成绳状构造，则形成绳状熔岩。酸性熔浆富含SiO2和挥发组分，K、Na含量比 Fe、Mn含量高，温度较低（多为800～1000℃），冷却快，粘性大，流动慢。冷却后形成颜色较浅的岩石，称流纹岩。酸性熔浆表面迅速冷凝成薄壳并由于强烈收缩而破裂，下面熔浆继续流动，使表层薄壳再次破碎并翻滚、粘结，形成块状熔岩。中性熔浆SiO2和挥发组分的含量以及其它性质介于酸性和基性熔岩之间，所形成的岩石称为安山岩。
枕状熔岩为基性岩浆水下喷发的产物。基性熔浆在水下凝固时首先表面结成硬壳，并由于冷却收缩而出现裂隙，而壳内的熔浆尚未固结，这样熔浆就可能从裂隙中流出；流出的熔浆表面又形成冷凝的硬壳，由于冷却收缩及内部压力硬壳又发生破裂，尚未固结的熔浆又从裂缝流出；结果使整体熔浆分成许多小股熔浆，最后冷凝固结，并因在完全硬化前受重力作用与周围物体的互相挤压而成为枕状体，形成枕状熔岩。
熔浆在冷凝固结过程中，如果成分均匀，地形平坦，而且缓慢冷缩，就可能围绕一些大致成等距离排列的凝结中心收缩，从而形成垂直于冷凝面的裂隙，把岩石分割成多边形柱状体，这种裂隙称为柱状节理。最常见的是玄武岩中的六边形柱状节理，其次也有五边形、四边形、七边形等。福建第三系玄武岩、峨眉山二叠系玄武岩中的柱状节理都很发育。
③ 固态喷出物
由于气体的膨胀力及其所派生的冲击作用，使火山喉管及火山口附近的岩石被炸碎并抛射出来，未冷凝的岩浆呈团块、细滴喷射出来并在空中或落地后凝结为固体，它们均属于固态喷出物，统称为火山碎屑物，可分出火山弹、火山块、火山砾和火山灰四种基本类型。
火山弹是一种岩浆喷发物，喷离火山口时为炽热的熔浆团，而后在空中旋转运移时，发生不同程度的冷却或固结，落地时可呈现不同的形态。如落地时表层固结，可形成纺锤形火山弹、麻花状火山弹；如表层基本未固结，则形成饼状或不规则状火山弹；如整体基本固结，则呈暗色不规则渣状块体，多气孔，表面锯齿状，称为火山渣，是最常见的一类火山弹。火山弹平均直径大于64mm，最大可达6m（长径）以上。
火山块粒径与火山弹相当，也是大于64mm，但喷发时是固态的岩石碎块，多呈棱角状至次棱角状。火山块主要由火山通道及其附近早先形成的岩石破碎而成。火山砾粒径为2～64mm，火山灰粒径小于2mm，它们在喷发时可以是液态的，也可以是固态的。
火山碎屑物大部分降落到火山口附近，呈环状分布，由内向外颗粒由粗变细。火山喷发的碎屑物有时数量极多，散落面积很广，如1883年印度尼西亚克拉克托火山爆发，碎屑物总量估计达2.5×109m3，细小的火山灰被带到大气层的上层，而后随大气飘移散落全球。火山碎屑物经堆积、压实、胶结或熔结而形成的岩石，称为火山碎屑岩。不同期次喷发物形成的火山碎屑岩逐层堆积，因而可有较好的成层性。
（2）.火山地形
中心式火山喷发形成的地形常呈锥状，称为火山锥。由于火山喷发类型不同，因而火山锥也是多种多样的。主要由熔岩组成的，称为熔岩锥，坡角常仅有2°～10°，很少大于15°。主要由火山碎屑岩组成的，称为火山碎屑岩锥，坡角约30°～40°。由熔岩与火山碎屑岩互层组成的称为复合锥，坡度常小于35°，世界上较大的火山都属于这种类型，如日本富士火山，海拔高度为3776m。
在火山锥顶部常有低洼的部位，略呈圆形，边缘很陡，火山物质由此喷出，称为火山口。火山再次喷发时可以将原有的火山口炸掉一部分，使火山口顶部扩大，成为更大的洼地，叫破火山口。火山喷发停止后，火山口积水就成为火山口湖，如吉林长白山主峰白头山天池就是一例。与火山口相连的岩浆通道叫火山喉管（也称火山颈）。与喷出岩相比，岩浆充填火山喉管而凝结的岩石一般结晶较好，呈致密状。在长期风化剥蚀之后，火山喉管中比较耐风化的熔岩往往残留在平地，成为突出的孤立山峰。
裂隙式火山喷发常可形成熔岩流与熔岩被。从火山口或火山裂隙溢出的熔浆沿山坡或河谷顺流而下，有的呈狭长的带状，有的呈宽阔平缓的舌状，冷却固结后称为熔岩流，当熔岩流遇到陡崖时可形成熔岩流瀑布。当喷发量很大时，熔浆可铺成一大片，被覆在地面上，而后冷凝，称为熔岩被。
（二）、侵入作用
岩浆侵入地壳中但未喷出地表时称为侵入作用，侵入的岩浆冷凝后形成的各种各样的岩浆岩体称为侵入体，侵入体周围的岩石叫围岩。由于承受上覆岩石的压力，因而岩浆具有向压力较低的构造软弱带侵入的趋势。岩浆在向上运动时，以巨大的机械压力沿着围岩的软弱部位挤入，同时以高温熔化围岩，从而占据一定的空间。根据岩浆侵入深度的不同，可分为深成侵入作用（深度＞3km）和浅成侵入作用（＜3km），相应地，侵入体也分为深成侵入体和浅成侵入体。
1、深成侵入体
深成侵入体形成时的温度和压力均较高，因而岩浆冷凝缓慢，岩石多为全晶质中粗粒结构。岩体规模较大，常见的有岩基、岩株两种。围岩受岩浆高温影响，变质现象较强，范围较广。
岩基是侵入体中规模最大的一类，面积大于100km2，最大可达数万平方公里。平面上一般呈长圆形，长数十公里，甚至几千公里，宽可达100km以上。岩基一般为中酸性岩浆冷凝而成，多由粒度较粗而成分稳定的花岗岩或花岗闪长岩等组成。我国东部地区以及秦岭、天山、阿尔泰山等地均有规模巨大的花岗岩类岩基。
岩株是一种常见的侵入体，平面上近圆形或不规则状，接触面较陡，规模较大，出露面积小于100km2。有的岩株独立产出；有的向下与岩基相连，为岩基的顶部突起部分。北京周口店的房山花岗闪长岩体就是一个比较典型的岩株，其出露面积56km2，平面上近圆形，接触面较陡，并略向围岩倾斜。呈小岩株产出的岩体在找矿上十分重要。如鄂东大冶一带的中酸性岩株，在接触带上有丰富的铁、铜、金矿床。
2、浅成侵入体
浅成侵入活动接近地表，岩浆冷凝较快。矿物结晶颗粒细小，岩石常为中细粒结构或斑状结构。浅成侵入体的规模一般较小，可见底部边界，常见的有岩床、岩墙、岩盆、岩盖等。岩石类型从酸性到基性都有，与内生矿床形成时期相近，彼此经常共生。
岩床又称岩席，是厚度较小而面积较大的层间侵入体，与其顶、底板围岩平行，接触面平坦，中部稍厚，向边部逐渐变薄以至尖灭。岩床的厚度差别很大，大的可达上千米，小的仅几十厘米。如果岩浆粘度小、流动快，就可形成面积很大的岩床。岩床以基性岩常见。
岩墙 厚度比较稳定且近于直立的板状侵入体，长度为厚度的几十倍甚至几千倍，厚度一般几十厘米至几十米，长几十米甚至几千米。在一个较大区域内，岩墙很少单一产出，常常是几十条、几百条有规律地分布，形成岩墙群。岩墙又可称岩脉。也有人把规模小、形状不规则或贯入在岩体之中的脉状岩体称为岩脉。
岩盆中央部分厚度大，边缘厚度小，中间微向下凹的盆状侵入体。岩盆是岩浆侵入到岩层之间，其底部因受岩浆的重力而下沉，故中央凹陷；或岩浆侵入到构造盆地中而形成的。岩盆的岩性多为基性，平面形状为圆形或椭圆形，规模一般较大，直径数公里到数百公里，厚度最大者可达千米以上。
岩盖 又称岩盘，是上凸下平的穹窿状侵入体。由岩盖中部到边部，其厚度迅速变小而尖灭。岩盖规模一般不大，底部直径约 3～6km，最厚处通常小于1km，地表出露形态常为圆形、椭圆形。岩盖的岩性以中酸性岩为常见，由于中酸性岩浆粘度大，延伸不远，将上覆岩层拱起而成盖状。
三、变质作用
地壳中的岩石，当其所处的环境变化时，岩石的成分、结构和构造等常常也会随之变化，而达到新的平衡关系的过程称为变质作用。其作用方式分为以下几种：
（一）重结晶作用
指在原岩基本保持固态条件下，同种矿物的化学组分的溶解、迁移和再次沉淀结晶，使粒度不断加大，而不形成新的矿物相的作用。例如，石灰岩变质成为大理岩。
（二）变质结晶作用
指在原岩基本保持固态条件下，形成新矿物相的同时，原有矿物发生部分分解或全部消失。这种过程一般是通过特定的化学反应来实现的，又称为变质反应。在矿物相的变化过程中，多数情况下岩石中的各种组分发生重新组合。在变质结晶作用中形成新矿物相的主要途径有脱挥发分反应、固体－固体反应和氧化－还原反应等。变质岩中新矿物相的出现首先受变质反应过程中物理化学平衡原理的控制，其次受化学动力学有关原理的控制。
（三）变质分异作用
指成分均匀的原岩经变质作用后，形成矿物成分和结构构造不均匀的变质岩的作用。例如，在角闪质岩石中形成以角闪石为主的暗色条带和以长英质为主的浅色条带。
（四）交代作用
指有一定数量的组分被带进和带出，使岩石的总化学成分发生不同程度的改变的成岩成矿作用。岩石中原有矿物的分解消失和新矿物的形成基本同时，它是一种逐渐置换的过程。
（五）变形和碎裂作用
在浅部低温低压条件下，多数岩石具有较大的脆性，当所受应力超过一定弹性限度时，就会碎裂。在深部温度较高的条件下，岩石所受应力超过弹性限度时，则出现塑性变形。
第六章外动力地质作用
一、风化作用
风化是由于温度、大气、水溶液及生物等因素的作用使矿物和岩石发生物理破碎崩解、化学分解和生物分解等复杂过程的综合。风化作用遍及整个地球的表面，但主要在大陆表面进行。
风化作用分为物理风化和化学风化。由于温度作用或机械作用引起岩石发生崩解、破坏，但又不改变其化学成分的风化过程称为物理风化。由于氧、水溶液对矿物、岩石的破坏作用，使矿物岩石破碎分解而且化学成分发生改变的过程。
风化壳是指地表或近地表基岩经过长期风化后，残留于原地的薄壳状松散堆积物。风化壳是物理、化学和生物风化作用的综合产物，其分布、厚度和性质受基岩成分、结构、构造、裂隙、气候、植被、水文和地形等因素的影响。由于风化作用的强度由地表向下逐渐减弱和影响风化壳发育因素具有水平分带性，因此风化壳具有垂直和水平分带的特征。
在垂直方向上，发育和保存完好的风化壳通常自上而下可分为土壤层、残积层和半风化层。
土壤层：主要由粘土矿物和腐殖质构成，是残积物经生物分化作用强烈改造的产物通常含大量的植物根系，成灰色—灰黑色，厚度20—200cm，形成时间200—500年，而风化壳形成的时间通常长达数百万年，甚至数千万年、数亿年。
残积层：主要由基岩风化形成的粘土矿物和其他风化产物组成，但不含腐殖质，无层理。残积层风化比较彻底，最能反映基岩风化时的气候条件，是物理风化和化学风化的产物。
半风化层：其岩石仅发生微弱的风化，以物理风化为主，岩石较致密，清楚地保留有原岩的结构和构造。半风化层往下逐渐过渡到基岩。保存完整的风化壳剖面是少见的，土壤层和残积层很容易遭到侵蚀和破坏，即使在保存完整的风化壳剖面上，土壤层、残积层和半风化层之间的界线通常是逐渐过渡的。
二、河流地质作用
河流是大陆外动力地质作用最主要的形式，在河流的侵蚀、搬运和沉积过程中，大陆的表面形态不断地被改造。河流的地质作用包括：侵蚀作用、搬运作用和沉积作用。
河谷三要素包括河床、谷底和谷坡。
导致河谷循环发育的地壳运动，是随时间有所变化的。构造运动常表现为活动期和平静期交替进行的周期性变化，其结果是造成河谷发育过程中的强烈深切下蚀阶段与强烈的侧向侵蚀阶段交替发生，亦即形成深切河谷和较平缓的河底及沉积物发育的交替发生。当陆地隆起或者侵蚀基准面降低时，在发育较好且具有平缓河床的地段发生新的下切侵蚀，河流开始改造其纵剖面，以使其适应于新的侵蚀基准面。当新的纵剖面接近于平衡曲线时，侧蚀作用和堆积作用大大增强，在河谷较低的地形部位形成新的漫滩。原来的漫滩被保留在河岸的斜坡上，以陡坎的形式与新漫滩相连接，称为河流阶地。
实习所见典型地貌：大石河是抚宁县最主要的水系，发源于燕山，由西北向东南流经柳江盆地，在山海关老龙头入海，河流上游多为大颗粒沉积物，河谷为“呈”型河谷，在上游山区生成冲击平原、河漫滩，在洪水泛滥时被淹没，在枯水期露出水面，并且形成了河流阶地，二元结构。
小傍水崖：离堆山，小傍水崖位于柳江盆地中部，组成岩石形成中生界侏罗纪时期的火山岩石，大石河及其支流在此汇合，地壳上升，河流入河曲地段的基石，自由河曲变为深切河曲，深切河曲的曲流颈被切穿，曲流颈和废弃的河床形成离堆山，东侧呈小陡崖状，因此而得名，水流深浅不一，河流是最活跃的地质外应力，河流的地质作用塑造陆地形态，改变地球的外貌。
（二）河口地质作用
河流的入海口称为河口。影响河口形态的因素有很多，使河口的形态千变万化。影响河口形态的主要因素有：河流的流量及其随时间的变化关系；河流所携带的碎屑物含量和碎屑物成分；海水的含盐量和其他电解质的含量；海流、波浪、潮汐等海洋水动力的特征；全球海平面的变化特征；构造运动。在诸多因素中，河流所携带碎屑物的含量和构造运动的特征是起主导作用的因素。虽然河口的形态复杂、影响因素众多，但依然可以分成两种最基本的类型：三角洲和河口湾。
三角洲：河流入海时流速急剧降低，河流所携带的碎屑物质沉积在近岸的河口处，形成水下冲击锥。水下冲击锥逐渐向大海方向增长，加大其宽度和高度。河流到达稳定水体时在水体中或紧靠水体处形成的部分露出水面的沉积物和沉积地形称为三角洲。三角洲发育的条件是：有丰富的沉积物来源，即河流所携带的碎屑物含量较高，有足够的碎屑物可以堆积在河口处；河口口门外的水深较浅，使碎屑物容易沉积下来；海洋作用力较弱，不会很快将河口处的不稳定碎屑物搬运到浅海陆架或深海。
河口湾：河流的河口区如果没有大量沉积物堆积，而是被海水所淹没，则称之为河口湾。河口湾形成的条件是：河口处有开阔的海域；河流携带的沉积物少；海洋的作用力强，可以及时把沉积物带走，使河流的沉积物无法堆积成三角洲。
实习所见典型地貌：以实习区的大石河观测点和新河河口观测点为例，大石河河口地形是一个三角洲。沙坝和心滩等分布河口区。目前大石河河口的平面形态呈葫芦状，其成因与大石河河流地质作用与海洋地质作用共同影响有关。
河口区沉积物差异明显。河口湾内的沉积物以细粒为主，细粒、粉沙、淤泥夹带大量有机质，使得河口湾内的水体明显变差。河口沙坝和沙嘴上的沉积物相对较粗，以中以细沙为主，矿物成分以石英和长石为主，含较多暗色矿物和生物壳体碎片，局部地段出现砾石滩，不同方向的流水改造可形成干涉波痕。
大石河河口砾滩上出现的砾石成分相当复杂，岩性有安山岩、火山角砾岩、花岗岩、伟晶岩、脉石英、灰岩、白云岩及石英砂岩等。
新河河口地形是一个三角洲。平面上呈三角形，地形坡度小，顶端指向河流上游，向外呈三角状展开，河道在其中蜿蜒入海。新河河口三角洲沉积物以细沙、粉沙、粘土和细小生物贝壳碎片为主，结构疏松，，深部沉积物含有较多的有机质，并显示水平层理。从近陆至靠海一侧的方向，沉积物的颗粒总体从粗大至细小变化，有机质含量逐渐增多。
新河三角洲表面发育各种波痕：对称波痕、不对称波痕、平顶波痕、槽状波痕、双脊波痕和干涉波痕等，分别反映出不同的水动力环境。此外，不规则波痕、干涉波痕、脊状波痕也发育于新河河口三角洲表面。不规则波痕的波峰线呈不规则弯曲状，其成因与局部漩涡流水有关。
三、海洋地质作用
（一）基岩海岸
波浪运动是海水在风的作用下，海洋表面附近的水质点发生周期性振荡的一种运动形式。波浪运动时，海水表面质点运动轨迹接近于圆周，向深处，圆的直径逐渐减小。波浪是一种面波，只在水面附近传播，其作用深度大约为1/2波长的范围。波浪的波长的大小取决于风力的大小。通常情况下，波高大约在1m—2m左右，波长在40m范围以内，因此正常浪的作用范围大致在20m的水深范围内。风力增大时波浪的作用范围也增大，10级风所形成的波浪，波长可达200m，作用深度100m左右，最大的风暴浪作用范围可达200m水深。
波浪在向海岸方向传播时，由于海水的水深越来越小水质点的运动将受到影响。当海水的深度小于1/2波长时，波浪的振动受到干扰，海水在波峰位置水质点向前运动，在波谷处水质点往回运动，此时，水质点的运动将受到海底摩擦阻力的影响，使波高逐渐加大，而波长逐渐减小。这样，圆周运动变成了椭圆运动，逐渐形成不对称的波浪形态，并最终形成翻卷浪和拍案浪。
基岩海岸的波浪常呈拍案浪形式。从远岸至近岸，波浪形态从对称、波高低、波峰线不连续，逐渐过渡为不对称、波高增大、波长减小、波峰线连续的波形，最终与海岸岩石碰撞形成惊涛骇浪——拍案浪。拍案浪使波浪的能量瞬间消耗于撞击岩石上，使岩石容易遭受破坏，形成各种侵蚀地貌。
海洋的破坏作用集中表现在对海岸的塑造过程，其主要作用因素有：水浪对海岸的冲击，水浪所携带的碎屑物对海岸的破坏，海水与海岸岩石的化学反应等。海水对海岸的破坏作用称为海蚀作用，水深较大的海岸，海蚀作用更为强烈。
海浪对基岩海岸的破坏作用以侵蚀作用为主，海浪对基岩海岸的破坏作用集中在高潮线附近，涨潮过程所形成的波浪对海岸具有强大的破坏作用。在暴风期，风暴浪的冲击表现尤为强烈，其冲击力可达30—40t/m²。尤其是风暴浪所携带的岩石碎块，能使破坏力成倍增长，这个过程使一些较为松软的或含有较多裂隙的岩石迅速被破坏，并在高潮线附近形成拍案浪蚀洞。即便是坚硬的岩石，在海浪长期的侵蚀破坏下，海岸也逐渐地被重新塑造。
基岩海岸被侵蚀作用的过程实际上是波浪能量逐渐消耗于侵蚀岩石的过程。海岸基岩在拍案浪的长期作用下，被不断打碎冲刷，逐渐形成海蚀凹槽、海蚀沟等侵蚀地貌；不断扩大的海蚀凹槽使得上覆岩块失去基础，重力失稳而崩塌，形成比较陡直的海蚀崖；由于拍案浪的继续侵蚀作用，海蚀崖的底部会形成新的海蚀凹槽，随着新的海蚀凹槽不断扩大，又导致上覆岩块新的崩塌，形成新的海蚀崖。因此，经过上述过程的不断重复，海蚀崖朝着陆地方向节节后退，其前方的海岸带宽度不断增大，逐渐形成一个微微向海洋方向倾斜的波切台。随着波切台的不断拓宽，前进的波浪在到达海蚀崖之前其能量被逐渐消耗掉，最后知道波浪没有足够的能量破坏海蚀崖基底，不再产生新的海蚀凹槽，波浪对基岩海岸的侵蚀作用最终达到了平衡状态。这种平衡状态的到来需要漫长的地质时间，在此过程中可形成各种各样的海蚀地貌，常见的有海蚀凹槽、海蚀沟、海蚀崖、海蚀柱、岩蚀岩垛、海蚀岩礁、海蚀穹、波切台等。
随着海浪作用的不断进行，浪蚀洞进一步扩大，当浪蚀洞上方岩石的重量超过了岩石自身的结合力时，这部分岩石就会坍塌。这一过程的反复进行会使海岸向大陆方向退却，并逐渐形成海蚀阶地。
在海浪对海岸进行破坏的同时，被海浪剥蚀下来的碎屑物被海浪带到滨海水中，形成水下堆积阶地。海岸被破坏和后退的速度取决于以下的一些因素：海岸的岩石类型、海浪的破坏能力、海岸线的形态特征、地质构造特征等，但其中最为重要的是海岸的岩石类型。
基岩海岸中的主要生物类型有：海蟑螂、藤壶、短滨螺、黒偏顶蛤、牡蛎、笠贝、海葵、海白菜、还带、鹿角菜、锈凹螺和脉红螺等。除了这些海洋生物之外，尚有褐藻、红藻、苔藓虫、石龟、有孔虫、介形虫和多毛类等生物也通常生活在基岩海岸中。
实习所见典型地貌:鸽子窝:鸽子窝公园滨临渤海，为海洋环境，海洋环境按地理位置分为滨海、浅海、半深海和深海，低潮时裸露于海岸带的部分称为滨海，滨海又分为后滨带、前滨带、外滨带。鸽子窝公园又称鹰角公园，由于地层断裂所形成的临海悬崖上有一巨石，形似雄鹰屹立，故名鹰角石，该石高20余米，是观览海上日出的最佳之处，鸽子窝公园海滨、浅海巨礁石露出海面并有海蚀崖和海蚀平台，部分地区形成海蚀穴，在鸽子窝附近能找到岬角，海滩上有的地方已长出草，说明涨潮时高潮不能再到达这些地方，海蚀崖是由海浪的侵蚀作用形成的，在海浪长期作用下基岩不断崩塌后退，形成高出海面的基岩陡崖，海蚀崖的下部在波浪的不断冲淘下形成凹槽，称为海蚀穴，在一定时期内，海面稳定，海蚀崖逐渐后退，波浪不断冲刷磨蚀礁石贴在水面上的礁石部分，形成海蚀平台。
（二）沙质海岸
沙质海岸以沉积作用为主，根据海水深度不同，可以将海洋沉积作用分为滨海沉积、浅海沉积和深海沉积三种大的沉积环境。
滨海是指海岸带范围的海域，由于海岸的类型多种多样，水动力条件也各不相同，因此滨海沉积也具有多样性。滨海沉积分为海滩沉积、泻湖沉积、潮坪沉积、礁与礁坪沉积。
浅海沉积主要涉及大陆架浅海地区，其沉积作用受到的影响因素极其复杂，主要因素有：物源补给、碎屑物粒度、气候条件、水动力特征、生物作用、化学因素、海平面变动。地形地貌、构造背景等等。根据水动力条件可以将浅海沉积分为：冲淡水沉积、浪控沉积、潮控沉积和环流沉积。
深海沉积，水深超过200m的海洋水域都称为深海，包括了大陆坡、大陆坡脚和大洋盆地等。由于现代海洋勘探技术的限制，深海沉积物的观测研究尚处于探索阶段。深海沉积物的分类主要依据沉积物的物源及成分。深海沉积主要分为：陆源碎屑沉积、深海冰川沉积、深海生物源沉积、深海火山碎屑源沉积和深海粘土沉积。
四、内动力地质作用和外动力地质作用的关系
内力作用让地表变得崎岖不平；外力作用让地表向平面发展。内力作用力量大、来势猛、时间短；外力作用比较温柔、而且是个漫长的过程。内力作用是由地球内部发出的，主要能量来源是地球内部的能量；外力作用包括生物作用、日照作用、水流作用、风力作用、人力作用（但是星际作用，比如星体撞击好像不属于外力作用）等。
第七章矿产
柳江盆地矿产以沉积为主。岩浆矿床和变质矿产不重要。沉积矿产有煤、耐火粘土、用做玻璃原料的石英岩、冶炼用的白云岩等。其中煤和耐火粘土的开采历史悠久。有一定规模。此外，可到处见到石灰岩采石场。用做建筑材料和烧石灰。内生矿床规模不大，如上平山重晶石铅锌矿（规模很小，矿坑已废）及花场峪附近温泉堡花岗岩基接触带的矽卡岩钢铁矿点等。
一、煤矿
柳江盆地为一含煤盆地。主要含煤地层为上石炭童的太原组。下迭统及下、中侏罗统。由于向斜东西两翼构造的差异性。煤矿多分布在上石炭统至下二迭统地层中。而侏罗系煤层可开采的主要限于义院口附近。本区最大煤矿由柳江煤矿、长城煤矿。
二、耐火粘土
主要分布于向斜的东翼的石炭二迭系地层内。由于受成矿条件的影响，层内常有相变。所以矿体多呈透镜体状且大小不等。主要开采区在半壁店及欢喜岭。规模较大。其他多为生产队作为副业而小规模开采。
三、石英砂岩
为玻璃原料。分布于柳江盆地南缘鸡冠山。石英砂岩的底层层位，属于万元古代龙山组。矿石就时厚层质地较纯的白色石英砂岩。
四、白云岩
作冻冶用的原料。夏奥陶统亮甲山组顶部，有厚达50米以上的白云岩，是本区白云岩的主要层位。
五、石灰岩
石灰岩是做烧制石灰及其他建筑用的良好材料，下奥陶统亮甲山组的厚层石灰岩是主要开采对象。
六、重晶石
位于柳江盆地南部的上平山倾伏背斜区，属于低温热液充填型。矿石矿物阿主要为重晶石，脉石矿物主要为石英，其次有萤石、方解石。此外，矿脉中金属矿物还有黄铜矿、方铅矿、闪锌矿，以及次生的白铅矿、孔雀矿、蓝铜矿。
七、铜铁矿
位于柳江盆地西部燕山其花岗岩岩基与柳江向斜西翼的旱古生界碳酸盐岩的接触带上，在解除交代作用而生成的西卡岩有铜铁矿化。规模稍大的有花场峪矿化点，含黄铁矿及磁铁矿。
第八章地质发展简史
本区在地质历史发展进程中，曾经历过的主要运动有五台运动，吕梁运动，蓟县运动，太康运动，海西——印支运动，燕山运动以及喜马拉雅运动。
一、 前中元古代地槽发展阶段
从区域性地质背景来看，本区前中元古代处于地槽发展阶段。地壳大幅度下降，堆积了巨厚的沉积物，经历了五台运动和吕梁运动。特别是早元古代的吕梁运动，地槽回返，产生了漫长而复杂的褶皱运动，并伴有区域变质作用，混合岩化和花岗岩化作用。逐渐形成了一套巨厚的变质岩，混合岩和混合花岗岩。构成了华北地台结晶基底。结束了前中元古代地槽发展阶段。 实习区位于华北地台东北部，可见到下元古界绥中花岗片麻岩。
二、中元古代地台发展阶段
吕梁运动以后，华北地台进入一个相对稳定时期，初期地台边缘部位仍带有活动性特征，断裂活动比较强烈，断陷和隆起比较明显，地台北部出现了呈北东方向延伸的燕山海槽。至中元古代末期，边缘断陷作用减弱，结束了边缘活动的历史，燕山海槽转入陆表海沉积。实习区位于山海关古陆西南侧，在中元古代仍是古陆剥蚀区，未接受沉积。
三、晚元古代地台发展阶段
晚元古代早期，华北地台由边缘凹陷转入整体下降。北部陆表海不断扩大，山海关古陆范围缩小。到青白口期本区已经成为陆表海的一部分。堆积了龙山组滨海相碎屑岩和浅海相泥灰岩，稍后堆积了景儿峪组滨海相碎屑岩和浅海相泥灰岩。青白口期末，蓟县运动抬升，造成大面积还退。本区晚元古代晚期震旦纪再度成为古陆剥削区。
四、古生代地台发展阶段
古生代伊始，本区再度下降，海水由北方侵入，接受沉积，随后海侵扩大，有大量的碳酸岩盐沉积。从整体上看，这一时期气候温暖潮湿；生物界无脊椎动物三叶虫开始出现，并发展起来。府君山晚期浅水活动区形成球形隐藻灰岩。
早奥陶世冶里期海进再度扩大，沉积环境逐渐变为正常浅海较深水环境，以大量的碳酸岩出现为特征。早奥陶世气候温暖湿润，适宜生物生长，以头足类有壳鹦鹉螺的兴起，三叶虫的出现衰落为特征，称雄一时的腕足类，笔石及介形类也开始发育起来，早奥陶世末发生太康运动，华北地台大面积抬升，海水退出，转入华北地台长期遭受风化剥蚀的地质历史时期。由于气候温暖、潮湿，灰岩被地下水溶蚀形成许多溶洞。古风化壳上形成残余式铁矿。
中石炭世早期，本区地壳又开始下降，海水侵入，本区处于滨海沼泽相沉积，形成一套富铝铁质碎屑沉积物。地壳升降频繁，滨海沼泽中有大量植物繁衍，以厥类为主，海洋中则以珊瑚，腕足和双壳类动物最多；晚石炭世地壳略趋稳定，海水时进时退，但以陆相沼泽为主，气候适宜大量植物生长，死后形成巨厚堆积，形成本区含煤地层。
二叠纪本区以河流相，湖泊相和沼泽想沉积为主，气候温暖湿润，植物生长繁茂，气候转为干旱时形成一些红色碎屑岩沉积，这个时期也有海水短暂侵入。
五、中生代地台活化阶段
本区在二叠系石千峰组地层沉积之后，曾发生过两次构造变动。大约在海西晚期本区经历了一次自西而东的挤压作用，产生了由龙山组至石千峰组组成的柳江向斜及南北向压性断裂和北东，北西两组扭性断裂。向斜西翼倾角略陡，东翼倾角较缓。印支期产生柳江向斜。大约在印支期，北票组沉积以前，本区还经历了自北向南的挤压作用，形成了东西向压性断裂、褶皱等。由于柳江向斜向北扬起，地形北高南低，北端侵蚀层位较低，东翼区石岭以北侵蚀至二叠系下石盒，普遍不见下石盒子顶界。向斜北西端侵蚀至下奥陶统马家沟组，在老君顶——小王山东西向隆起上，其侵蚀层位也较低，而沉降盆地保留层位较高。
本区在海西——印支运动以后，侏罗系北票组河流相沙砾岩层呈角度不整合覆盖在前中生界不同时代地层之上。持续的凹陷及气候转亚热带潮湿气候，盆地内部潮水加深，沼泽广布，大量的裸子植物繁盛起来，取代了古生代兴起的蕨类植物。
燕山期侏罗纪地层中有多个不整合 ，火山活动强烈，但变形行迹不强。主要变形在白垩纪，它形成柳江向斜的构造层。
北票组沉积以后，本区燕山运动第一期构造变形仍以塑性变形为主，产生了本区北西向构造，并伴随有闪长玢岩浅成侵入体侵入。
中晚侏罗世是华北地台极不平静的时期。蓝旗组以角度不整合覆盖在北票组之上；孙家梁组以角度不整合覆盖在蓝旗组之上，频繁的构造运动伴随而来的是阵发式的火山喷发和岩浆侵位。本区蓝旗组火山岩系受新华夏系北北东向构造控制。西翼区南北向走向断裂被新华夏系压性或压扭性断裂迁就，利用，部分新生断裂切割了北票组。
燕山运动第四期是以断块运动为主，鸡冠山地堑应是这次断块运动的实例。即本区晚东西向构造。
六、新生代发展阶段
中生代以后，本区已经成为高山峻岭，未见到第三系沉积物，大约在第三纪本区达到了准平原化状态。到晚第三纪时，形成了本区第二夷平面。构造上的盆地与地貌上的盆地已经分开。到第四纪时，以石门寨为中心的地貌上的盆地已经形成。大致在中更新世湟水期形成了本区山羊寨、汤河及其三级阶地，周口期形成三级阶地及溶洞内的堆积物。
喜山期主要 变形为拉张和地壳稳定抬升。汤河地堑可能是这一时期的产物。由于地壳抬升，地下水溶蚀作用留下许多溶洞，给哺乳动物的发展创造了条件。
第九章结束语
刺激而艰辛的地质地貌实习结束了。这五天的野外实习，给 我留下了深刻的印象。无庸质疑，这几天劳累而充实，艰险而浪漫，是人生一段难忘的经历。
这次地质地貌实习，根据老师的安排和任务，我们都能按时，按质，按量完成，做到坚决完成学习任务，不虚度光阴。每天的野外实习，每一个点，我都认真观察，认真听老师讲解，力争当场能够理解。比较实在的是，这六天里，我强化了罗盘的使用，地层界面能够判断，能够使用罗盘顺利地测出产状；各种地质构造能够判断，用处表示了然于己于胸；野外岩性的识别基本掌握，岩浆岩，大致掌握，具体岩性，各个地层的岩石也能在野外及室内顺利而准确地识别。可以说，不枉此行。
这次野外实习绝对是一次精神与意志的较量。如果意志不坚定，没有吃苦耐劳的精神，这次实习是很难从头到尾彻彻底底坚持下来的。也可以说，能够顺利完成这次实习的人都是一个精神顽强，意志坚定者。
本次实习拉近了同学们与老师们之间的感情，使彼此很愉快得相处。戴老师也能更加随意地言传身教，寓教于乐，使我们一路上谈笑不断，工作时一丝不苟，休息时身心放松，让人真正体会到原来地质工作也不是一件索然无味的工作，我们也从老师那学到了他们各自鲜明的特点，优点。从他们的言传身教，我们受益非浅。