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第一篇：地质野外实习报告
第一章：绪言
实习地区的交通位置和自然地理状况（附交通位置图）、实习的任务、目的、要求、人员的'组成及实习时间等。
第二章：地层
首先简述实习地区出露的地层及分布的特点，然后按地层时代自老至新进行地层描述。分段描述各时代地层时应包括分布和发育概况、岩性和所含化石、与下伏地层的接触关系、厚度等（附素描图）。
第三章：岩石
描述各种岩体的岩石特征、产状、形态、规模、出露地点、所在构造部位以及含矿情况。
第四章：构造
概述实习地区在大一级构造中的位置和总的构造特征，分别叙述实习区的褶皱和断裂。
褶皱：褶皱名称（如玉皇山向斜），组成褶皱核部地层时代及两翼地层时代、产状、褶皱轴向、褶皱横剖面及纵剖面特征。
断层：断层名称、断层性质，上盘及下盘（或左右盘）地层时代，断层面的产状，断层。
阐述褶皱与断裂在空间分布上的特点。
第五章：地质发展阶段简述
根据地层的顺序、岩性特征、接触关系、构造运动情况、岩浆活动过程等说明本区地质历史上有那些阶段。每阶段有那些事件和特征。
第六章：其它方面
包括外动力地质现象。
第七章：后记
说明实习后的体会、感想、意见和要求。
报告中文字要工整，图件要美观。报告应有封面、题目、写作人专业、班级、姓名、写作日期等。并进行装订。
第二篇：峡秭归地质实习报告
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:2013.11.20—2013.11.24
目录
一.前言........3
1.1实习的目的与意义 ....3 1.2实习时间及路线安排 3 二.区域地质背景条件.4
2.1构造演化历史 ..4 2.2水文气象.......4 2.3 地形地貌......5 2.4构造格局及形迹........5 2.5 新构造运动及区域稳定性....7 2.6其他地质背景..8 三.实习区的自然地理经济条件 8
3.1地理位置 .......8 3.2交通状况.......8 3.3自然经济.......8 3.4气象水文.......9 3.5实习区工程概况........9 四.实习区工程地质条件......11 4.1地层岩性.....11 4.2地质构造.....17 五.岩溶水文地质....20 5.1泉....21 5.2岩溶地貌特征 22 5.3岩溶发育条件与发育特征...25 5.4含水层、隔水层......27 5.5岩溶发育格局：补给、径流、排泄 27 六.河流地貌.28 6.1 泗溪..28 6.2 五叠水........29 七.物理地质现象....30 7.1 风化作用....30 7.2卸荷作用.....31 八.岩体的工程地质条件分析.33 8.1链子崖危岩体分析..33 8.2新滩滑坡分析 35 8.3棺材山危岩体 36 九.结语......37 9.1感悟 37 9.2建议........39
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，21~23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：沿泗溪河到泗溪公园
二.区域地质背景条件
2.1构造演化历史
18~25亿年的古元古代时期，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6～18.3℃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。
秭归县内年降水量950～1590mm，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35～55mm。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120～140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，1~2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150～300m，流速l.5~2.0m／秒，正常流量0.3～0.5万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，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。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(30—40度)；东翼岩层产状倾角较缓(8—15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。秭归向斜：构造形变较弱，其轴向为北10—20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3~4km，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5——6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，1：400×104），县区地震基本烈度为Ⅵ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69—70km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M＞4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M>1.0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M>1.0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Ⅵ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Ⅱ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950~1905mm，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35~55mm。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、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。①三峡工程
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。②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。
①坑道岩溶突水。当采煤平洞揭穿有水溶洞时，引起突然的涌水现象。②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1.0～1.9级地震6次，2.0~2.1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。③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10×104m3的崩塌滑坡及危岩变形体共428个，总体积达276576.19×104m³；支流126个，体积145024×104m³。
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。8~1.35亿年期间，区域非常稳定，接受连续沉积，基本为整合接触。1.35~0.66亿年发生大规模的造山运动--燕山运动，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。
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。该处砂质岩岩层厚度薄，莲沱组厚度为30——40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3cm~5cm，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（30~40度）；东翼岩层产状倾角较缓（8~15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10~20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3~4km，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，我们观测到了两处处褶皱：
①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
②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。①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。②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、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。
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： ①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。
②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。
③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。④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111°02′46.20″，纬度30°47′9.79″，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111°02′46.64″，纬度北纬30°47′9.83″。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110°55′10.32″北纬30°45′13.57″。岩层倾向SW45°，倾角33°。位于泗溪河左岸，裂隙张开度约为1~2cm，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110°54′49.55″北纬30°44′27.51″，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111°54′27.64″，北纬30°43′20.36″，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。
①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。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。
②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。
③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。
①包气带：位于地表以下，最高地下水位之上。
②地下水位季节变化带：位于最低、最高地下水位之间。
③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。
④深层循环带：此带水的流动不受水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；在裂隙岩体中流动的地下水，其流动方向及渗流量受岩体裂隙发育特征控制，地下水沿着相互连通的裂隙呈脉状流动；在灰岩溶蚀溶隙中流动的地下水，除受岩体裂隙控制外，还受岩溶发育特征控制，地下水从各个方向的裂隙和溶隙中集中向构成岩溶渗流系统的溶管或暗河处流动，集中从溶洞出口处流出，形成复杂的地下水径流系统。地下水由地形较高处流向河谷，尤其在岩溶泉集中排泄区，是地下水径流的主要去向。地下水在径流过程中不断汇聚水量、溶滤介质、积累盐分，并将水量和盐分最终输送到排泄场所排出含水层。
六.河流地貌
河流普遍分布与不同的自然地理带，是改造地表的主要营力之一。由河流作用形成的谷地称为河谷。河谷的形态要素包括谷坡和谷底两大部分。谷底中包括河床和河漫滩。古老的坡地常发育有洪水不能淹没的阶地，阶地是被抬升的古老和河谷谷底。谷坡和谷底的交界点成为坡麓，坡谷与山坡交界的转折处称为谷缘，也称谷肩。河谷从谷缘开始向下算起，计算河谷的深度和宽度都一谷缘为标准
6.1 泗溪
泗溪由大溪、小溪、芭蕉溪、顺阳溪等四条溪流组成，沿大溪水系南北纵向分布,全长9公里。区域补给水丰富，宽谷与峡谷相间分布。全溪落差大，中有瀑布，河谷植被茂密，物产丰富。泗溪河底观测点
河床——走向NE40°，宽基岩为花岗岩，肉眼可见。平水位水深约20cm，洪水位水深约40cm。河底为洪积物，粒径分布2-100cm，分选性一般，磨圆度较好。
河漫滩——顺水流方向，右岸漫滩宽约4m，左漫滩宽约1m。有砾石堆积，粒径分布在20-50cm，磨圆度次圆，分选性一般。
阶地——为内叠阶地，厚约3m，宽约300m，下层为花岗岩基岩，上层为河流冲积物，成分为白云岩、石英砂岩、白云岩夹页岩。粒径分布1~20cm，分选性差，磨圆度为次圆，阶地含碎石50%，粗砂30%，泥质20%。河动力条件——洪水冲击，侧蚀
6.2 五叠水
五叠水为山区河流地貌，在岩槛处形成叠水瀑布。水流从884米高处落下，经五次跌落，到达潭底，故称五叠水。
河床——山区河床形态复杂，河床纵降比大，常发育岩槛，跌水瀑布等。
岩槛（五叠水的形成原因）——由岩槛由坚硬掩饰横亘于河床底部形成，因形似门槛而得名。当岩槛高度大于河水深度，使局部河床成悬崖状阶梯是，就会形成跌水瀑布。五叠水瀑布是从悬崖处倾泻下来的水流。
造瀑层——由于河水的溯源侵蚀现象，使岩槛下形成近似90°的下斜倾角。水流从河床流出形成瀑布。
深潭——由于跌水瀑布的冲击作用，在落水处形成深潭。潭下形成峡谷，水流顺峡谷流出。
七.物理地质现象
7.1 风化作用
7.1.1风化作用类型
在地表环境中，由于气温变化、气体、水和水溶液的作用，以及生物活动等因素的影响，是岩石或矿物在原地发生物理状态和化学组分变化的过程，称为风化作用。具体表现为矿物、岩石在结构、构造上甚至化学成分上逐渐发生变化。岩体有整体变成碎块，由坚硬变的疏松，甚至组成岩石的矿物发生分解而生成新矿物。
岩石风化作用的类型分为：物理风化、化学分化、生物风化。
a）物理风化作用：在温度变化、岩石裂隙或孔隙中水的冰融或盐类结晶所产生的应力等作用下，岩石发生机协破碎的过程你物理风化作用。它的过程包括以下主要方式：矿石作用的热胀冷缩、冰劈作用、盐分结晶的撑裂作用。b）化学风化作用
在氧、水溶液及二氧化碳的作用下，所发生的一系列复杂的化学变化，引起岩石变的结构、构造、矿物成分和化学成分发生变化的过程称为化学风化作用。其主要方式有氧化、溶解、水化和水解和碳酸化。
c）生物风化作用
生物风化作用是指生物在其生命过程中，直接或间接对岩石所引起的物理的风化作用和化学的风化作用。
生物风化包括生物的物理风化和生物的化学风化。
上述三类风化作用及其多种风化方式都具有及其重要的意义。但是，许多情况下，它们相伴而生，并相互影响和促进，共同破坏着岩石。7.1.2岩石风化的影响因素
在不同地区岩石的风化程度不同，即使同一地区也有明显的差异，这是由于气候、岩性、地质构造、地形等条件的影响所致。
岩石风化一般总是在地表比较强烈，从地表向下逐渐变弱直到新鲜基岩。根据岩石的颜色、碎裂程度、矿物成分的变化、水理性质、物理力学性质以及声波特性的变化将岩石自上而下划分为四个带，即全风化带、强风化带、弱风化带、微风化带。这种风带是对保留完整的风化带剖面而言的，实际上经常缺失上部某些带。
7.1.2.1 九曲脑中桥点
该点主要是变质岩，同时也是变质岩的结束。上部岩体全分化，岩石破碎；中部岩体强分化，岩石敲打声沉闷，下部岩体未分化，岩石整体表现完整，破碎度不大。该处岩体边坡腰部有人工马道，马道的可以方便施工，降低坡体倾角，维护边坡的稳定性。该地岩体为变质岩，岩层接触为角度不整合。7.1.2.2“拇指化石”点
此处为志留纪地层，主要是灰绿色及黄绿色粉砂质页岩。构造发育，存在两组结构面，主要为剪节理，也存在伴生节理。风化程度高，为全风化带，岩石破碎，岩层较厚。往上有二叠纪形成的陡崖，主要为灰岩，岩层厚，可以观察到蜓化石
7.2卸荷作用
7.2.1卸荷形成机制
急剧上升的高山地区岩体受冲蚀剥蚀，破坏了岩体中原始应力平衡状态,导致卸荷裂隙的产生。7.2.2卸荷裂隙发育特征 卸荷作用导致岩体产生张性或剪性破裂而形成卸荷裂隙。
张性节理是由拉应力所形成的破裂面，拉应力可以是来自构造运动的各种力。他有下列特征：
a）节理面起伏不平、弯曲粗糙，产状不稳定，延伸较短。b）多为张开的裂隙断面可呈扁豆状、透镜状。
c）张节理常沿先期形成的x型节理发育而成，故多呈锯齿状延伸，通常称为追踪张节理。
d）张节理有时呈雁列状。
e）沿张性节理面的内摩擦角较剪节理高。剪节理是由剪应力形成的破裂面，有下列特征： a）节理面平直光滑，产状稳定，可以延伸较长。b）呈闭合状，裂隙本身宽度很窄。
c）成组成对出现，即多条节理常互相平行排列，并且期间间距大致相等。d）呈羽状排列。
e）沿剪切节理面抗剪程度往往很低，在边坡和坝基岩体中易形成滑动破坏面。
7.2.3卸荷裂隙岩性间的关系
剪节理在砾岩中常平直切穿坚硬的砾石，受后期地质作用的影响，裂隙可裂开并填充粘性土或碎屑。
张节理延伸较短，在砾岩中常绕砾石而过，不切穿砾石，张开的裂隙常填充有呈脉状的方解石、石英，也可以填充有未胶结和胶结的粘性土或碎屑等。其抗剪切强度易受填充物控制，张性节理透水性强，常是地下水或坝基、岸库的良好渗透通道。
7.2.4卸荷裂隙代表点 7.2.4.1花鸡坡界限点
在岩层中部，由于卸荷作用，形成张节理，张节理成X形发育，节理面起伏不平，弯曲粗糙，延伸较长。同时，在中下部可见剪节理，节理面光滑平整，并呈现较大的平面，平面倾向与坡面进乎平行。7.2.4.2 石龙洞地层组
为石龙洞组地层，微晶白云岩，岩层较厚，不能独立形成陡崖。上部为覃家庙组地层，为薄层灰岩，中间夹有泥质岩。对面山体中可以观察到平卧褶皱，主要由滑脱作用形成。前方可以看到卸荷裂隙，基本平行于坡面。
八.岩体的工程地质条件分析
8.1链子崖危岩体分析
8.1.1链子崖危岩体
岩体位于长江三峡西陵峡段的南岸, 该危岩体被发现于 1964年, 随后开始了长达近30年的勘察监测工作。1992年,中国政府正式批准进行工程治理,1995年 5 月开工。链子崖由南部的 T 0～ 6缝区(体积约 8.0 ×105m 3), 中部的 T 7缝区(体积约 2×104m3)和北部的 T 8～ T 12 缝区(体积约 2.5 ×106m3)三部分组成,其崖顶尚有雷劈石古滑坡,崖东有猴子岭崩积体,崖 西发育了鸡公岭座滑体。T 8～ T 12缝区是链子崖危岩体的主体部分,它紧临长江,成为直接威胁长江航运和三峡大坝安全的重大地质灾害, 是工程防治的重点。
8.1.2地貌特征
链子崖地形陡峻，岩体软硬相间，主要由下二叠统坚硬栖霞灰岩夹薄层页岩组成，坐落于1．6～4．2m厚的马鞍山煤系软弱地层之上，岩层走向为北30°～50°东，倾向北西，倾角27°～35°。崖体总体呈南北向展布，北宽南窄，南高北低，崖顶面向北西倾斜，分布高程为180～495m之间。8.1.3岩性特征
链子崖地段，自东至西依次出露志留系至二叠系地层，第四系松散堆积物仅在局部地段分布。其中，志留系、泥盆系砂页岩构成猴子岭堆积层斜坡的滑床，堆积物为崩积块石；二叠系以厚层石灰岩为主，其间夹数十层薄层炭岩页岩，构成陡崖与危岩体；二叠系底部（马鞍段）1.6～4.2m厚的煤系层组成危岩体的软弱基座；软基座下为石炭系黄龙灰岩。
8.1.4构造特征
链子崖危岩区位于黄陵背斜西翼，地层呈单斜构造，挟持于北北东向仙女山和北北西向九湾溪两活动性断裂之间，构造裂隙发育。
8.1.5动力学机制
危岩体形成机制比较复杂，有地质与人类工程活动等多方面的影响因素，其中以追踪构造裂隙的崖壁卸荷开裂和崖下挖煤采空诱发的地面变形占主导地位。（1）危岩体岩石上硬下软，底部由软弱煤系地层形成软基座。在此岩层组合条下，底部煤系层及炭质页岩等软层在上覆岩体重力作用下，易产生塑性变形，并导致上部易产生脆性破裂的坚硬岩层开裂。（2）危岩体裂缝的形成和发展，明显受构造的控制，主裂缝追踪断层和裂隙发育。构造断裂的切割，为岩体形破坏提供了有利的边界条件。（3）自第四纪以来，三峡地区整体抬升，江水迅速下切，形成高陡临空面，并在此过程中产生较强的卸荷作用，使坡体产生卸荷裂隙，且大多追踪构造面发育，逐渐形成地表裂缝。（4）底部煤层采空是形成链子崖大规模山体开裂和变形的最大、最直接的原因。其它还有水的作用、岩体的重力作用、江水掏蚀作用、地震作用、爆破振动作用和温差效应等内外营力作用等。
8.1.6链子崖形成的条件
(1)地形上向长江高陡临空；(2)其底部大面积煤系采空；(3)地质结构上具备易于拉开的竖直节理或断层。高陡临空与大面积煤系采空是形成“悬板”或“悬臂梁”的两个根本因素。没有高陡临空，就没有开裂位移的空间；没有煤系采空，岩体就不能被“悬”起来并处于拉张状态;节理体系或断层的切割, 使岩体易于拉开。长期的降雨、风化作用和江水侵蚀等因素则起了促进作用。
8.1.7监测
危岩体变形监测：先后在链子崖危岩区选用了9种监测，即：①岩体位移监测；②裂缝变形监测；③一号平硐位移监测；④裂缝变化自动记录监测；⑤岩体声发射活动监测；⑥地面倾斜监测；⑦地下水动态监测；⑧核桃背应力变化监测；⑨环境因素（降雨量、气温、长江水位）监测。
8.1.8加固措施 岩体加固工程包括：（1）煤层采空区承重阻滑工程
（2）危岩体预应力锚索加固工程
（3）危岩体喷锚支护工程（4）危岩体地表防排水工程
（5）防冲拦石坝工程
8.2新滩滑坡分析
8.2.1 主要问题极其危害
新滩滑坡是指湖北省秭归县新滩滑坡区由于长期地质作用导致滑坡区山体（主要为堆积斜坡）出现周期性崩塌现象。新滩——广家崖主滑坡区历史上多次出现周期性崩塌滑动，由于滑坡区正好位于三峡库区的长江沿岸,滑坡给长江航运及三峡大坝的安全带来巨大威胁。除此之外，由于滑坡面积巨大，给当地新滩镇居民人生安全带来重大威胁，以1985年滑坡为例。此次滑坡将新滩镇457户房屋，绝大部分农田和公路损毁。滑动土石冲入江中约200万方，使长江江面缩小三分之一，击沉多艘机动船，造成多名船员伤亡。8.2.2 成因
新滩滑坡是在地质，水文，河流地质作用等多种因素综合作用下形成的。由于长期地质作用，三峡地区地壳大面积隆起上升，长江下切河谷，软弱的志留系砂岩被侵蚀成缓坡和凹槽，坚硬的尼盆系，二叠系砂岩、灰岩则形成陡崖，即广家崖一带。陡崖区在长期的卸荷、沉陷、溶蚀及重力作用下，易发生崩塌，崖壁后退，崩积物堆积于缓坡及凹槽地带。坡积物的不断沉积积厚，形成了滑坡的物质基础。滑坡区正好处于仙女山及九弯溪两断层之间，属不稳定地带。
滑坡区地带雨水丰富。暴雨
