蟠桃峪

秦皇岛地质地貌实习报告

一、实习的目的与任务

目的：为更好巩固课堂所学理论知识，得到第一手野外资料，将理论知识与实际相结合，以

为今后学习和工作打下坚实的基础，同时培养不怕苦、不怕累的精神。

系统地了解秦皇岛柳江盆地的地质地貌概况，学会野外实习所必须掌握的基本要领和考察方

法，掌握一定的野外工作技能。主要任务有：

1、断层、褶皱等地质构造的识别

2、河流阶地、海岸地貌等的识别

3、野外地貌素描的练习

4、学会野外实习报告的编写

二、实习路线

本次实习共有5条实习路线:

5月25日:扬水站->大石河->柳江向斜->小傍水崖->离堆山->吴庄背斜->花厂峪长城

5月26日:沙锅店东山坡(断层)–>沙锅店村东喀斯特地貌->潮水峪南小路出露断层->潮水峪

村溪谷中观察和描述岩脉的岩性特点

5月27日:张崖子-观察东部落山的地貌类型

5月30日：渤海海岸—观察海岸地貌类型

5月31日：山海关和老龙头：感受历史的文化气息

此次实习在我校两位老师的带领下，我们班的同学来到了秦皇岛市石门寨北方地质实习基地

进行为期约两周的地质野外实习。在学校领导和老师的安排下我们班分为三个大组含九个小

组分别由正副组长领导，以确保实习任务的顺利完成。

带队老师：刘复刚和王郅良

三、实习区地理概况

秦皇岛地区位于河北省东北部，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、芦龙县和青龙县（图1），总面积约7812.4km2。市区长50km，宽6km，是一个

狭长带状滨海城市。北倚燕山，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积平原。

、气候特征

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℃，春、秋季介于两者之间。

每年11月中旬初入冬，到翌年3月底为冬季，长达140天；4月初到6月中旬初为春季，

长约75天；6月中旬初到9月中旬初为夏季，约90天；9月中旬到11月上旬末为秋季，约

60天。

年降水量为400~1000mm，年平均降雨量为695.5mm，多集中于7~8月份，可达年降水量的

70%，山洪也多集中在这个季节。最大年降雨量为1273.5mm（1969年），最小年降雨量为

320.1mm（1979年）。冬季降雪稀少，最大积雪厚度多在15cm以下。降雪初日多在11月中

下旬，最早在10月24日（1980年），最晚在1月21日（1972年）。降雪终日在3月末至4

月上旬之间，最早在2月24日（1980年），最晚在4月15日（1979年）。降雪期达4~4.5

个月。冰雹期较长，每年3~11月内均可发生，5~9月为降雹盛期。冰雹直径一般为1~4mm。

年平均为2.1次，很少成灾。实习区不仅夏季雨量过于集中，且多以暴雨形式出现。据资料

记载，最大暴雨强度为215.4mm/d（1975年7月30日），平均暴雨强度为105.6mm/d。

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1～3级占74.3%，

3～4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。

实习基地—河北省秦皇岛市抚宁县石门寨镇上庄坨村，位于秦皇岛市北部，其中心距秦皇岛

市区28km，地理纬度119°34′45″E～119°36′50″E，40°7′45″N～40°9′50″N，

位于燕山山脉东段。属河北省秦皇岛市抚宁县管辖。

四．上庄坨——沙场峪

柳江村位于石门寨西南4km处，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，即柳江盆地；

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”（图1-2）。

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

由于第三纪以来气候湿热，在石灰岩发育地区形成喀斯特地貌。但由于气温、地下水和石灰

岩的成份等原因，喀斯特地貌在本区的分布范围不大。

3构造

3.1区域构造

实习区位于燕辽沉陷带东段，山海关隆起的东南边缘断裂构造带，又因现代燕山

隆起与渤海拗陷的过渡带以及燕山山脉由东西转转向北东向的肘状部位，应力比

较集中，故新、老构造均比较发育。主要的构造线方向为南北方向，自古生代以

来，经历过海西运动、燕山运动，形成了一系列较为复杂的褶皱构造和断裂构造，

西部地区形成了柳江向斜构造盆地，它的西翼产状陡峻，地层挤压很紧密，岩层

产状变化急剧，东翼产状平缓，面积很大。主要的大地构造为断裂构造。

3.2柳江盆地构造

柳江向斜位于华北地台山海关至遵化间的一个出古老变质岩系所组成的隆起构

造区内，是一十由晚元古代至中生代岩层所组成的向斜构造，该向斜近南北向延

伸，中生界侏罗系分布在盆地中部，构成向斜的核部．向斜的基底为古老变

质岩系，出露于向斜北、东、南边缘．向斜两翼极不对称，东翼产状平缓且稳定，

西翼产状陡立，甚至倒转．向斜轴紧靠西冀，所以东翼的出露宽度约为西冀的五

倍，向斜轴面西倾，倾角约为40度左右。向斜东翼构造简单，西翼受断层破坏

严重，最古老的岩石是太古代混合花岗岩。

柳江向斜柳江向斜分成三个构造分区：柳江向斜东翼区、柳江向斜西翼区和柳江

向斜核部区

3.2.1柳江向斜东翼区

东翼占据面积很大，约为整个向斜面积的2/3强。东翼区的构造特征是岩层产

状平缓稳定（产状向西倾角在10度~30度之间）。次生厚度变化小对煤及耐火

粘土的开采创造了有利的条件。但东翼小岩株。岩床和岩墙为数很多。多处侵入

相对柔软的煤层。以致使煤层受变质和扰乱，是开采的一个不利因素。断层多为

北西和北东向。以正断层为主，多是小断层。3.2.2柳江向斜西翼区

由于西部花岗岩侵入造成挤压，所以西翼地层出露较窄，次生厚度变化大。西

翼取的主要构造特征是：岩层近南北走向，岩层产状变化急剧，倾向东，倾角可

达70度，甚至直立，倒转。另一个主要特征是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，加

上断层发育。因此，该区少有开采价值的沉积矿床。

3.2.3柳江向斜核部

核部为燕山期喷发的中性安山岩所占据。往往构成山地，如老君顶，海拔493.7

米，形成了地形例置现象。

3.3断裂构造

本区断层发育，种类较多，主要为逆断层和正断层，分布于柳江向斜内，各处

特点不尽相同。分布于东翼的断层主要有北东向及北西向两组，此外还有近南北

向及近东西向两组。前两组断层大多为正断层，其中水平方向的运动分量并不显

著。山于这类断层集中于岩墙、岩脉分布区，相互在成因上可能有一定的联系．断

层的断距一般并不太大，由几米到几十米不等。只有石门寨东南的126．s高地

上的正断层，断距达数百米，以致奥陶系亮甲山组与寒武系张夏组接触。近南北

向的正断层在赵庄、亮甲山西北、潮水峪等地，断层面西倾，倾角很大．柳江向

斜的南界即为一东西向高角度逆断层，断层面南倾，古老变质岩系与古生界及侏

罗系地层相接触。该断层延伸颇远，在黑山窑南被正断层横切。北部板坊峪向东

至贺庄的近东西向逆断层，山北往南上逆，规权颇大，延仆数公里．西翼发育一

组近南北走向的逆断层，多数断层面西倾，自西向东高角度逆冲，倾角70~80

度，延深很远。其中苏庄一伍庄一山羊寨逆断层延伸近10公里，断于寒武系张

夏组与奥陶系亮甲山之间，缺失了上寒武统崮山组至下奥陶统冶里组一套地

层．断层破碎带宽200—300米，其间有细晶闪长岩岩脉侵入．西翼中部杨庄一

带有一组北东向正断层，断层面倾向北西，并在水平方向上有相对的左型位移，

秋子峪和山羊寨一带发育一组东西向的横断层，横切西冀的南北向逆断层，

延伸不远，柳江向斜西南缘相邻一轴向北北东的次级褶曲——上平山背斜．其核

部下寒武境地层两侧各有一断层．断层面均向北西倾斜，东侧为逆断层，西侧为

正断层，以致核部成为地垒构造．垂直上千山背斜轴向有一系列横断层，自北而

南，断层走向由北西向渐变为东西向。在鸡冠山与大平台问的河谷中，由于几条

正断层的影响，两侧青白口系下马岭组石英砂岩相对上升，中间石英砂岩下降。

断层面近于南北走向，倾角较大，河谷东侧断层面西倾，河谷西侧断层面向东倾，

成一地堑构造，河谷本身位于地堑构造的中心部位。

３.4褶皱构造

柳江向斜是分布范围广，南起上平山——蟠桃峪、北至板厂峪——大刘庄；西

起上平山——花场峪、东至蟠桃峪——黄土营。向斜轴线在黑山窑——傍水崖

——老君顶一线，西翼地层出露面积狭窄，东翼区地层出落面积宽。为西翼的三

倍。但是柳江向斜下构造层次一级褶曲在西翼区比东翼区发育。东西向褶皱有秋

子峪西向斜、义院口背斜、沙河寨东褶皱；南北向褶皱如柳观峪——秋子峪背斜、

张赵庄——伍庄背斜、东部落西山短轴向斜。我们主要观察的是伍庄背斜。

该背斜分布在张赵庄、吴庄、花场峪一带，呈近南北向延伸，出露4.5km，宽

度0.5km。背斜核部出露徐庄组页岩，枢纽向南倾没，为一系列强烈挤压的褶皱

和逆断层两侧出露张夏组鲕粒灰岩和长风组泥质条带状灰岩。该背斜北端被花场

峪—王庄断裂，南端被吴庄—车厂断裂切割。在花场峪以北，背斜向北倾没。由

于风化作用，背斜成山、向斜成谷，背斜的核部形成我们所到的垭口。核部为徐

庄组，两翼依次为：张夏组，崮山组，长山组，风山组有酸性岩脉充填。应为流

纹斑岩，呈灰白色、球粒结构。镜下见有粒度为0.03mm的微晶斜长石。

3.5地质构造发展史

柳江盆地于晚元古代早期发生海进，在长期遭受风化侵蚀而使地势平缓的古老

变质岩系之上，开始接受沉积，直至古生代，沉积了厚度较大的相互平行的岩层。

在这一漫长的时期里，柳江盆地与华北广大地区一样，有过时间长短不等的上升

侵蚀期，如自中奥陶世起至中石炭世初的漫长时期，遭受风化侵蚀，以致上古生

界与下古生界之间有一个长时间间断所造成的平行不整合；景儿峪组与下寒武统

府君山组之间有一个较短暂的沉积间断．上古生界的小、晚石炭世为海陆交互相，

而至二叠纪时全为陆相，在陆相的沼泽环境下有煤形成，自晚元古代至古生代末，

古地理曾有明显复杂的变化。尽管海陆变迁，和大陆条件下的气候变化，但柳江

盆地地区只发生过平稳的刊降运动．所以这个时期的所有岩层的接触关系都是整

合或平行不整合，而没有角度不整合的接触关系．从小生代初以来的整个中生代

时期里，所经历的构造变动在性质上与古生代不同，中生代的构造变动使本区的

青白口系及古生界地层发生褶皱及断裂，经历几个阶段后形成了柳江向斜。

自二叠纪末至侏罗系沉积之前，本区发生了强烈的构造变动，岩层发生裙皱。

开始有了柳江向斜的雏形，以致侏罗系地层以明显的角度不整合超复在古生界地

层之上，侏罗系底部跺岩中有安山岩及其它成分的火成岩砾石，这次强烈的构造

变动不仅开始形成早期柳江向斜构造，而且还引起了侏罗系沉积之前的岩浆侵入

活动，甚至还伴有一定规模的喷出活动．在这次构造变动之后，本区产生了地形

上的差异，形成北高南低，以致侏罗系沉积之前，古生界地层在不同地区遭受不

同深度的侵蚀。柳江向斜南部僵蚀轻微，向北渐甚，至东翼的石岭以北广大地区

内，普遍缺失下二叠统顶面．而柳江向斜的西北缘侵蚀更强烈，甚至侏罗系地层

覆盖在奥陶系之上，只有在义院口的一两平方公里面积内尚残存有下二叠统的顶

面．老君山至小王山一带为一个东西向的平缓隆起．其遭受侵蚀的程度也较大，

而南北两侧则较小．并且该隆起北侧的纳子峪一带与甫侧的大洼山以北地带侏罗

系沉积厚度最大，反映出由当时的老君顶一小王山隆起带划分了侏罗纪在柳江向

斜内的南北两个沉积小心．在侏罗系下统的下部岩层沉积之后，又有一次构造变

动，致使侏罗系下部岩层发生平缓的变形，并改变了盆地的沉积中心，上部的岩

层明显地超复在下侏罗统下部岩层之上．在柳江向斜西冀，它超出了下侏罗统下

部岩层的沉积范围，而角度不整合于古生界岩层之上。由此可以推知，柳江向斜

在当时已具有不对称的特征。此后，柳江盆地再次发生强烈的构造变动，引起多

次猛烈的火山喷发活动，向斜核部大面积的中性火山岩层不整合超覆于下侏罗统

的上下两组岩层之上，而在向斜北缘的长山北坡．青龙山等地，中性火山岩甚至

不整合超复于二叠系、奥陶系地层之上．在此以后，又经历了构造变动，导致强

烈火山喷发，堆积了酸性火山岩系．燕山晚期的岩浆侵入活动形成的花岗岩基，

对柳江向斜的构造形态也有一定影响。它使向斜不对称性愈加明显，并在西翼引

起一些南北向逆断层的发生。

新生代时期有明显的上升运动，全区遭受剥蚀，第三纪末因气候较热，有红色

土形成，其后继续上升．但南部的海岸区则下沉，遭受海侵。因此，山区河谷内

有阶地形成，并普遍向南，即向海洋方向倾斜。至第四纪末，海水有一定撤退，

因而在山海关至秦皇岛一带的海岸上遗田有砾石堤，并且有海蚀台出露水面。

蓦陌默默

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柳江盆地的地貌形成是在多种多样的地貌营力下形成的。本区地壳活动频繁，多次地壳抬升

和下降，造成盆地内的多个沉积和沉积间断，以及周围火山及地震活动，造成柳江盆地地表

较大尺度的高低起伏。柳江盆地在内力作用下形成大体轮廓，再在外力作用如风、水、太阳

能、生物和人类活动等作用下逐渐演变成为现在的地貌形态。通过风化、流水、岩溶、冻融、

风力、波浪等作用，形成地表一系列地貌。在内外力共同作用下，地表变得丰富多彩，千姿

百态。

五、地貌类型

地貌分为坡地地貌、河流地貌、岩溶地貌、冰川地貌、冻融地貌、荒漠地貌、黄土地貌、海

岸地貌、熔岩地貌等。柳江盆地区域内这些地貌类型并不齐全，只有部分。

下面对我实习所见地貌形态加以说明

㈠向斜盆地

宏观上，柳江盆地是一个向斜。它是由于构造运动形成的，岩层从两翼到核部逐渐变新，是

典型的向斜构造。整个盆地地形起伏不平，北高南低、西高东低，不对称。向斜核部地势较

两翼高，这又与原生向斜地形相反，是逆地形，因而整个区域属逆生褶曲。而在局部一些地

区的褶曲地形，则是正地形。比如吴庄背斜，属原生褶曲。

㈡坡地重力地貌—倒石堆、滑坡

⒈倒石堆在第一天的行程中，位于张岩子村西口约200米有一处断崖，该断崖高约有100

米，地势陡峻。断面上岩石风化厉害，大量碎屑岩滚落崖底，形成倒石堆。该倒石堆顶部与

岩层大致平行，走向一致，坡面上已经生长大量植被，说明此倒石堆形成较久，已达稳定状

态。

倒石堆是由崩塌作用，风化剥蚀等作用使大量崩塌碎屑物滚落到山脚或断崖脚，由于坡度变

小而发生堆积形成的。上部坡地不断侵蚀崩塌滚落，倒石堆不断增大，表面也逐渐变得平缓，

侵蚀面也不断改变，最终达到稳定状态。倒石堆主要有崩塌碎屑物组成，也有少许其他作用

带来的土壤和生物堆积等。如坡面径流带来的泥沙等。堆积砾石粒径从下到上逐渐变小。底

部是较大砾石，上部是较细的岩石碎屑，表层有少许泥沙沉积。

⒉滑坡滑坡一般发生在山地，植被稀少沉积松散的地方。当大暴雨时，大量水渗进土层，降

低摩擦，增加重力，致使山体向下滑动，称为滑坡。滑坡会带来大量的泥沙和砾石，能毁坏

大量农田和房屋，具有很大的破坏性，是一种灾害性地貌现象。在滑坡体上常常会形成醉汉

树和马刀树。他们是判断滑坡的重要标志。也有的滑坡体上没有马刀树，这是因为滑坡形成

较早，树木是在滑坡形成后才生长的。蟠桃峪村对面的一处孤立小山，整个山地是一巨大岩

体，岩性和小山北东南三面山上的岩性相同，又山脚沟谷中没有发现鹅卵石等典型的河流相

沉积物，所以我们断定此孤立小山是山体滑坡形成的。滑坡体上没有发现马刀树，所以此滑

坡形成较早。

㈢断层

在整个柳江盆地内，由于新构造运动的影响，岩层发生了许多断层。常沿岩层层理、岩石解

理发育。柳江向斜两翼尤其居多。西翼断层大部分都南北或近似南北走向，可见他们是沿岩

层层面发育的。北部和东翼断层也多，正断层、逆断层、平推断层、平移断层、倾覆断层等

都有发育。断层是指岩层由于受到断层营力的作用而发生断裂错动并且两盘发生相对位移。

营力又分为拉张性力、挤压性力、剪切性力。断层地方由于两盘相对位移，一盘上升一盘下

降，断层面就形成了一个断层崖。由于差异侵蚀作用使上升盘剥蚀降低到下降盘以下，形成

新的断崖，叫断层线崖。比如潮水峪村北口的断层就是逆断层，断层面就是一个断层线崖。

如图所示：

经过长时间的沟谷流水侵蚀和风化作用，断层面两侧被剥蚀掉，呈三角形，叫做断层三角面。

东部落西边500米左右的小河谷西侧就有典型的断层三角面

㈤河流地貌—河床（岩槛壶穴）、离堆山、河漫滩、河流阶地

柳江盆地内河流多，大石河及其支流纵横其间。河流的上游、中游、下游在此区域都有，河

流地貌全面。

⒈刘家房村西的一条大石河支流，位于山地内，是上游，河流发育的初级阶段。此段河谷很

窄，呈U型，谷内砾石历经大的有1-2m，小的1-2cm，差异性大，分选差，多是由上部河段

洪水带来的，也有少部分是由当地山体岩石风化滚落的。水深10cm左右，流量小。

①此地河床是基岩河床，河床是切割闪长玢岩岩体形成的。并发育一些小的岩槛和壶穴。岩

槛是一个裂点，形成跌水，下部由于多向横向环流的作用，河流向缘侵蚀，使侵蚀面下降，

裂点后退。向缘侵蚀能发生河流袭夺现象。

②离堆山离堆山是上游河段下切侵蚀和截弯取直形成的。上游河水流速大，比降大，冲击

力和侵蚀力强，下切深度大，由于受到岩性等的因素影响，河道发生弯曲，形成深切曲流。

当洪水时细颈被冲开，河流截弯取直发生局部改道，原来的凸岸就变成了孤立的高地，叫做

离堆山。离堆山被新河道和老河道所包围，河道中有典型的河流相沉积物，这是判断离堆山

的重要特征和依据。

⒉到小傍水村处的大石河已处于中游河段，河谷变宽，水深变深。河谷中砾石粒径明显变小，

大小相差也变小，分选较好，磨圆度较好。河流发育到壮年阶段，河谷展宽，河床纵比降变

小，流速减慢，搬运能力减弱，大量泥沙砾石堆积，发育河漫滩和河流阶地。

①河漫滩河漫滩是河流洪水时河水所覆盖的区域。枯水时期是出露的平地，面积有大有小，

沿河流延伸。枯水时期河漫滩上一般种植农作物，而没有居民房。河流在中游河段一般位于

平原上，河流变为曲流，辫流发育。河床发育深槽，凸岸发育浅滩和滨河床沙坝、沙嘴等。

浅滩可发育成心滩，进而发育成为江心洲。河漫滩下部由砾石组成，上部是洪水时期带来的

大量泥沙沉积。土壤粒细肥沃，是发展农业的良好场所。

砾石、粗砂

0.1cm～5cm

砾、粗砂

波浪在到达近海岸时会发生波浪破碎。此位置大概是二分之一波长水深处，由于速度减慢，

大量泥沙发生堆积，所以此处经常形成水下沙坝。

五、上庄坨—潮水峪—沙锅店

1、沙锅店处有一段山地，山脊两侧岩石明显低于山脊，是因为山脊处的岩性为花岗岩，

两侧的为灰岩，花岗岩的抗风化能力强于灰岩，灰岩明显受侵蚀，因此两侧的灰岩低于花岗

岩，可以从颜色上判断岩性，从超基性岩到基性岩到中性岩到酸性岩，颜色逐渐变浅，灰岩

是沉积岩，沉积岩多为层状产出，两侧灰岩尤其是东南侧层状产出更为明显

2、岩石结构：岩浆岩的结构有斑状结构，似斑状结构，流纹状结构，深成侵入岩多呈

斑状，似斑状结构，二者区别于基质是否结晶，似斑状结构的基质也为结晶结构，喷出岩多

为流纹结构，玻璃结构

3、石英、正长石组合只能出现在酸性岩中，方解石只出现在变质岩、沉积岩中

4、石英、钾长石、斜长石一般呈颗粒状油脂光泽无解理有断口、纯净的石英无色透明、

硬度为7，钾长石、斜长石一般呈柱状，短柱状，为玻璃光泽，钾长石为浅黄色，肉红色两

组正交解理，斜长石呈白色，灰色两组斜交解理

5、沙锅店的灰岩为下奥陶统亮甲山组记，符号为OL灰岩的形成环境为滨海环境

6、花岗岩岩墙侵入灰岩（围岩）可判断出花岗岩岩墙形成的时代晚于灰岩机晚于早

奥陶世

7、灰岩易于形成岩溶地貌、岩溶地貌的形成条件：岩石的可溶性、透水性及水的溶

蚀性、流动性，由于灰岩的可溶性强，所以易于形成岩溶地貌，花岗岩的东南侧有岩溶地貌.

原因由于花岗岩岩墙的隔水功能使东北侧具有岩溶地貌的形成条件，实习基地的岩溶

地貌类型为早期岩溶地貌，有溶沟石牙，落水洞，溶洞都是小规模的落水洞的方向一般岩石

解理方向沿两组垂直方向发育

另外，由于70﹪的灰岩分布在西南，西南部植被丰富，腐烂后形成有机酸增强了水

的溶蚀力，而且水丰富，温度较高有促进岩溶作用的进行

石门寨地区位于燕山沉降带东段，山海关隆起东南缘，主要构造线方向为南北向

石门寨地区的崩塌地貌，多见于单面山和猪背岭的断崖坡一侧，在河流的凹岸和断层崖的分

布地段也十分多见，小型的崩塌断层崖陡坡的上部形成崩塌崖。崩塌的物质堆积在斜坡或陡

崖的下部，相成导石堆

根据石门寨地区地层的分布和产状特征，可明显地确定石门寨地区为一轴向近南北的向斜构

造，中侏罗世蓝旗组的安山岩系和早侏罗世北票组煤系地层，不整合叠置在古生代向斜之上，

并构成该地区纵贯南北的主要山岭，这种向斜成山的地形倒置现象称为逆地貌。它是石门寨

的主要轮廓。向斜山地是由于向斜核部的安山岩系较两翼地层岩石坚硬，因而不易风化剥蚀

形成的

岩溶地貌

1溶沟与石芽

1溶沟与石芽

石芽：溶沟间突起的石脊称石芽。石芽有裸露的，是由地表水活动的结果，也有埋藏的，是

地下水活动参与的结果。石芽的高度一般不超过几米。溶沟与石芽可形成于岩溶地貌发展的

各个阶段。一般分布在岩溶地形的边坡上。

溶沟：指石灰岩表面上的一些沟槽状凹地。它是由地表水流，主要是片流和暂时性沟状水流

顺着坡地，沿节理溶蚀和冲蚀的结果。沟槽深度不大，一般数厘米至数米，成片出现石芽溶

沟区称溶沟原野。

2干谷与落水洞

落水洞：是地表水流入地下的进口，表面形态与漏斗相似，是地表及地下岩溶地貌的过渡类

型。它形成于地下水垂直循环极为流畅的地区，即在潜水面以上，落水洞的形成，在开始阶

段，是以沿垂直裂隙溶蚀为主。当孔洞扩大以后，下大雨时，地表大量流水集中落水洞，冲

到地下河。洪水携带着大量的泥沙石砾，往下倾泻，对洞壁四周进行磨蚀，使落水洞迅速扩

大。有时岩体崩塌，也可使落水洞扩大。因此落水洞是流水沿垂直裂隙进行溶蚀、冲蚀并伴

随部分崩塌作用的产物。落水洞也不是一直向下贯通的，当地表水下透一段路程之后，落水

洞就会顺着岩层的倾斜方向，或者节理的倾斜情况而发育。在水平地层发育的落水洞，象阶

梯那样逐级下降。在节理众多的地层中，又会形成曲折回环的形态。落水洞主要可分为裂隙

状的，筒状的，锥状的及袋状的。它们既可直接表现于地表面，也可套置于岩溶漏斗的底部。

由于落水洞常沿构造线、裂隙和顺岩层展布方向呈线状或带状分布，因此是判明暗河方向的

一种标志。

带由海蚀作用造成的陡崖。海蚀崖、海蚀穴被拍岸浪不断冲蚀扩大，使凹槽以上的岩石悬空，

波浪继续作用，使悬空岩石崩坠，促使海岸步步后退，而成为陡壁，形成了悬崖状海岸叫做

海蚀崖。海蚀崖常沿岩石的断层面和节理面发育。在其坡脚下常堆积有崩坠下来的岩块，这

些岩块如果不被波浪搬走，海蚀崖的坡脚将受到保护而不再后退。

海蚀洞：基岩海岛之中，不仅有良好的沙滩海港，也有许多的奇石怪岩，前者为泥沙堆积而

成，后者则海浪长期冲蚀的结果。

潮水峪㈥岩溶地貌（喀斯特地貌）—地表喀斯特、地下喀斯特

海岸分为基岩式海岸和海滩式海岸。基岩海岸主要是由基岩组成的，海水对它进行长期侵蚀

形成海蚀地貌，包括海蚀平台、海蚀穴、海蚀柱、海蚀崖、海蚀桥等。波浪对海岸岩石进行

掏蚀和溶解，形成海蚀穴。海蚀穴扩大，顶部会被击穿，成为海蚀窗。海水中孤立的岩石称

为海蚀柱。波浪对岸基岩石进行侵蚀形成的平台叫做海蚀平台。在基岩海岸有海湾与岬角。

波浪到达近海岸时，会由于水深的变化而发生折射作用。对岬角进行侵蚀，在海湾处发生堆

积，最终使凹凸不平的弯曲海岸变成平直海岸。

五．张崖子㈣单面山

张岩子村西口断崖从整体上看其实是一个单面山。整个断崖岩层向一个方向倾斜，且只有一

翼，构成不对称地形。

单面山是在断层的基础上形成的。当断层是张性断层时，断层两盘上升成为高地。如果由于

某种原因使其一盘遭受强烈剥蚀而夷平，另一盘基本不变，则着一盘就成为单面山；当断层

是平推断层时，由于差异性剥蚀，形成断崖式的单面山。张岩子村西口断崖即是一个典型例

子。

六．海岸地貌

在滨海地带，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。

内力作用给本区地貌留下了深刻的影响。由于新构造运动，使本区形成了多级河流

阶地、多层溶洞和多级海蚀阶地等地貌。

本区自西向东可划分为三个夷平面，第一级夷平面分布于老君顶到大洼山，海拔

450m左右，表现为海拔高度近似的山顶，但保存面积比较小；第二级夷平面分布于

傍水崖、南峪、夏家峪以西，海拔300m左右，表现为海拔高度近似的丘陵；第三

级夷平面广泛发育在本区的东部和南部，海拔高度180m左右，表现为六：北戴

河海滨路线

目的：1、观察海洋地质作用，描述浅水区波浪的变形及波浪的侵蚀

搬运和堆积作用；

2、观察与描述海滨地形（海蚀地形、海积地形、河口地形）；识别

上升古海岸的特征和划分海成阶地；

3、根据对古海岸带的观察，了解海陆变迁，树立将今论古的观点。观

察点1：鸽子窝海滨公园

观察现象：

1、海蚀平台：一般位于平均海面附近，也有分布于高潮线以上的，

它们是由特大暴风浪作用而形成的暴风浪平台；也有位于海面以下的，它

们是由波浪侵蚀作用在下限处形成的海底平台。由于海平面的变化及构造

运动，也可以形成不同高度的海蚀平台。

2、海蚀穴：在海岸线附近出现的凹槽形海岸，海蚀作用首先发生在

海面与陆地接触的地方，这是因为浪浪打击海岸主要集中在海平面附近。

在有潮汐的海滨，一般是高潮面与陆地接触的地方。由于激浪的掏蚀或海

水的溶蚀，使海岸形成了槽形凹穴，断断续续沿海岸线呈带状分布，因此

古海蚀穴可以做为古海岸线高度的标志。海蚀穴的形成与海平面的关系密

切，分3种类型：①潮下带海蚀穴。部分或全部发育在水下，其形成为生

物或化学作用；②潮间带潮汐海蚀穴和潮间带破浪海蚀穴。前者整个或部

分在潮间带掘成，后者通常在高潮位上掘成；③潮上带海蚀穴。发生在浪

花带及其附近。在海崖高潮位以上不同高度上出现的古海蚀穴，表征海平

面间断下降或发生突发性垂直构造运动。

3、海蚀崖：海蚀穴被拍岸浪不断冲蚀扩大，使凹槽以上的岩石悬空，

波浪继续作用，使悬空岩石崩坠，促使海岸步步后退，而成为陡壁，形成

了悬崖状海岸叫做海蚀崖。海蚀崖常沿岩石的断层面和节理面发育。在其

坡脚下常堆积有崩坠下来的岩块，这些岩块如果不被波浪搬走，海蚀崖的

坡脚将受到保护而不再后退。

4、海蚀洞：海水对岩石的冲击作用是非常强大的，在一些地方，会

看到海岸的悬崖上有一些被海浪掏空的洞穴，这样的洞穴就叫作海蚀洞。

一般来说，陡峭的海岬或海浪直接冲击的悬崖海岸都会有这样的洞穴。海

蚀洞是一种机械侵蚀的结果。通俗地说就是水流的冲击力量破坏了岩石的

结构。岩石的各个部位坚硬程度并不一样，而且还有着大大小小的裂缝。

海水会冲进岩石缝隙中，那些较脆弱的部分经不住海浪的冲击会崩塌、破

碎。这样就会在岩壁上形成凹陷进而形成一个洞。这些洞在海浪成千上万

年的不断冲击下，越来越深、越大。海浪冲进洞内会形成一股巨大的压力，

继续破坏洞内的岩石。有时还会将洞顶的岩石冲碎而形成一另一个洞口。

这时，当海水涌进下面的洞口时，巨大的水压会以喷射水的形式从另一个

洞口释放出去。这样的自然现象在地质学中叫作海洋地质作用。

海浪形态特征及其要素

海岸地貌包括海湾第三章地貌

此地区的地貌类型有：坡地地貌、结构地貌、流水地貌、岩溶地貌、海岸地貌。

第一节坡地地貌

1风化壳

广泛发育正在本区的中部地形陡峭的分水岭和南部地区，正在秋子峪至山羊寨和浅水营至沙问寨一带可见

到典型的剖面。多为碎屑型风化壳。从表层向下顺次为土壤层，全风化带（风化土层，多为棕粘土、亚粘

土），强风化带（风化碎石带，碎石无分选，无磨圆），强风化带（风化块石带），和风化带（风化裂隙

带），末风化带。风化壳身分与母岩基本一致。有些地方古风化壳被集合物覆盖，发育古土壤。

2崩塌地貌

多漫衍于单面山和猪背脊的陡崖一坡、问流的凹岸、海岸的岬角。如张崖子、鸡冠山的单面山陡坡，大石

问傍水崖相近和蟠桃峪以下河段的凹岸都发育崩塌岸和倒石堆，由于石灰岩洞惹起的沦陷，煤矿采空区的

沦陷本区也非常多见。

3滑坡

蟠桃峪村落东南，大石问凹岸的145高地，两边为

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标题：秦皇岛-秦皇岛实习报告3

双沟同源，其后为陡峻的高山。

4坡面腐蚀与坡积物

本区中部和南部地区，地形坡度多正在30o—40o

左右，由于采石、采矿等缘由植被毁坏严重，因此坡

面腐蚀剧烈，坡麓地带发育坡积裙，多数与谷底或阶地后缘相连，组成精神多为黄土、粘土和沙砾石，坡

向坡麓越细，色彩多黄棕色。

5、夷立体

本区自西向东可划分为夷立体①第一级夷立体漫衍于老君顶至大洼山高450米左右②第二级夷立体漫衍

正在傍水崖、南峪、夏家峪以西，高300米左右③第三极夷立体广泛发育本区东部和南部高180米左

右

第二节结构地貌

1、褶曲结构地貌

本区为一个大的向斜结构，称柳江向斜。稳定台和鸡冠山上部的下马岭组地层由坚硬的石英砂岩和单薄易

蚀的杂页岩组成，正在外力区别腐蚀下组成的结构阶地（见图）

1、断层结构地貌

本区断裂活动非常发育，北、东、西、南、各几道大断裂组成柳江断陷盆地，汤河鸡冠山相近河段是典型

的地堑谷（见图）

2、火山和熔岩地貌

本区中西部为中侏罗世裂隙喷发的火山集合物，组成的南北向山岭。柳江盆地的四面都是侵进基岩、岩株

剥蚀出露的山地。

第三节流水地貌

1、河流地貌

]12;河谷地貌

二级、阶地为基座阶地和腐蚀阶地，阶地面较窄且多被冲沟毁坏，阶地面保存不完好（见图）

海岸地貌：海岸在构造运动、海水动力、生物作用和气候因素等共同作用下所形成的各种

地貌的总称。第四纪时期冰期和间冰期的更迭，引起海平面大幅度的升降和海进、海退，导

致海岸处于不断的变化之中。距今6000～7000年前，海平面上升到相当于现代海平面的

高度，构成现代海岸的基本轮廓，形成了各种海岸地貌。

海湾：海岸带向陆地凹进的海域部分。通常以湾口附近两个对应海角的连线作为海湾最外

部的分界线。海湾形成的原因包括：①由于伸向海洋的海岸带岩性软硬程度不同，软弱岩层

不断遭受侵蚀而向陆地凹进，逐渐形成了海湾；坚硬部分向海突出形成岬角。②当沿岸泥沙

纵向运动的沉积物形成沙嘴时，使海岸带一侧被遮挡而呈凹形海域。③当海面上升时，海水

进入陆地，岸线变曲折，凹进的部分即成海湾。海湾由于两侧岸线的遮挡，在湾内形成波影

区，使波浪、潮汐的能量降低。沉积物在湾顶沉积形成海滩。当运移沉积物的能量不足时，

可在湾口、湾中形成拦湾坝，分别称为湾口坝、湾中坝。

海岬及海蚀现象

海蚀柱：是指海岸受海浪侵蚀、崩坍而形成的与岸分离的岩柱。海岸侵蚀地貌类型。它是在

海蚀洞的基础上发展而来的。由于海浪的继续作用，岬角两侧的海蚀洞可以被蚀穿贯通，形

成顶板呈拱形的海蚀拱桥。海蚀拱桥又称海穹、海拱石，常见于岬角海岸。海蚀拱桥进一步

受到海浪侵蚀，顶板的岩体坍陷，残留的岩体与海岸分隔开来后峭然挺拔于岩滩之上，即为

海蚀柱。

海蚀崖：海蚀崖基岩海岸