杭州实习指导

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1、前言目录前言I第一章杭州地质实习的目的意义和要求1第一节实习的目的、意义1第二节实习要求1第二章杭州地区基本地质概况2第一节自然地理概况2第二节区域地质概况3第三节前人地质研究简史5第四节地层6第五节岩浆岩9第六节变质岩9第七节构造10第八节杭州的地质景观及其成因分析12第三章野外工作的基本内容和基本方法17第一节 准备工作17第二节 野外地质工作的基本内容18第三节 地形地质图的判读18第四节 罗盘的使用19第五节 野外地质定点的方法和意义24第六节 野外记录格式24第七节 野外地质素描图和信手剖面图的制作26第八节 地质标本与样品的采集28第四章实习路线及其内容29路线1：钱塘江大桥头29

2、路线2：南山公墓玉皇顶30路线3：四眼井南高峰顶31路线4：紫云洞宝石山32路线5：水河河闸上海总工会疗养院二分部门口33路线6：灵山洞34路线7：灵隐寺法云弄34参考资料35附：杭州野外地质实习报告编写提纲36第一章杭州地质实习的目的意义和要求第一节实习的目的、意义地质科学是一门理论与实践并重的科学，大自然是地质科学的天然实验室。地学类相关专业已学习了普通地质学、地质学基础、综合地质学等一些地学基础课程，需要有一次较全面的野外地质实习来检验、巩固、加深和提高课堂所学的地质学基础知识，因而，进行杭州野外地质实习非常有必要，也是非常有意义的。野外地质实习不仅能把所学到的地学基础知识与野外实践结合

3、起来，也能为后续专业课程的学习打下扎实的基础。杭州地区有着灿烂的人文历史，丰富的地质景观，地质现象复杂而多样，对开拓地质视野，增强地质现象的感性认识，提高地质形象思维，加深地质现象的宏微观概念等非常有好处，因而把杭州作为野外地质实习区是东华理工人几十年的选择。杭州野外地质实习，其主要目的是使学生在野外对地质现象的实地考察，巩固提高课堂所学的地质学基础知识，掌握野外地质工作的基本技能和基本方法，培养地质工作习惯和地质工作精神，增强对地学知识的求知、探索兴趣。第二节实习要求为了达到理论联系实际，提高对地质学知识感性认识水平，增强学习兴趣，通过杭州野外地质实习需要理解、掌握下列地质现象及野外地质工作

4、的基本技能和基本方法：1、掌握野外地质工作的基本过程。2、熟识野外地质工作的基本内容。3、常见矿物、岩石、化石的认识及肉眼鉴定。4、基本构造的判识，如褶皱、断层、节理等。5、重要內、外动力地质现象的认识。6、地层相对年代确定方法的具体运用。7、了解实习区主要的地层、岩性及主要构造线的方向，并了解其地质发展史。8、掌握地形地质图的判读、罗盘的使用（校正、定点、产状测量等）。9、掌握野外记录格式、信手剖面图的制作、素描图的绘制、标本的采集、重要地质现象的描述等的基本技能。10、掌握实习报告编写的内容和要求。第二章杭州地区基本地质概况第一节自然地理概况杭州是全国重点风景旅游城市和历史文化名城，七大故

5、都之一，是浙江省省会，全省政治、经济、科教和文化中心，副省级城市。杭州地处长江三角洲南翼，杭州湾西端，钱塘江下游，京杭大运河南端，是长江三角洲重要中心城市和中国东南部交通枢纽。杭州市区中心地理坐标为北纬3016、东经12012。市区面积683Km2，人口171万。杭州有着江、河、湖、山交融的自然环境。全市丘陵山地占总面积的65.6，平原占26.4，江、河、湖、水库占8%，世界上最长的人工运河京杭大运河和以大涌潮闻名的钱塘江穿城而过。杭州西部、中部和南部属浙西中低山丘陵，东北部属浙北平原, 江河纵横，湖泊密布，物产丰富。杭州素有鱼米之乡、丝绸之府、“人间天堂”之美誉。山水秀丽，以西湖湖光山色最为

6、出众，山间溪流、岩洞和清泉引人入胜，人文旅游资源丰富，灵隐寺、岳王庙、六和塔、三潭印月不胜枚举；历史文化资源极为丰富，有晋代葛洪进行过长期的科学试验，有造就了世界上最早的活字印刷发明者北宋时代的毕升，有岳飞、于谦、张苍水、龚自珍、秋瑾等留下了可歌可泣的英雄事迹；同样在这里，也有内外地质作用也留下了鲜明的印记。因此，我校普地实习选定在环西湖北、西、南侧的低山区进行。实习路线多数也是旅游路线，这样同学们在学习、巩固专业知识的同时，又可游览祖国的壮丽河山，体验大自然鬼斧神工的艺术之美，可谓一举两得。杭州地区交通情况图1。图1杭州地区交通情况图实习区处在山地和平原的交接地带，地势西高东低，西为构造剥蚀

7、的低山丘陵地形，北、东、南三面为堆积平原。低山丘陵地形，山坡一般平缓，沟谷舒宽，溪流短浅，因岩性和剥蚀程度差异可分为三个地形单元。外圈山体：如五云山、天竺山、北高峰等；由志留泥盆系砂岩组成，高度300400米，山坡较为陡峻。中圈山体：如飞来峰、南高峰、玉皇山等，由石炭二叠系灰岩组成，高度200米左右，岩溶很发育。内圈山体：孤山、葛岭、宝石山，由侏罗系火山碎屑岩组成，夕照山、丁家山等由二叠系砂页岩组成，高度130米。堆积平原地势平坦，海拔25米，由第四系组成。西湖象一颗明珠被一开口朝向北东的马蹄形低山丘陵所环抱，呈椭圆形，南北长约3.3公里，东西长约2公里，湖水面积约5.6平方公里，平均水深1.

8、55米，湖水因循环不良，水质不佳，1986年7月引钱塘江水补给后，水质有所改观。钱塘江位于实习区南部，是浙江省最大的一条河流，发源于浙皖交界的栖霞岭，全长489公里，呈“之”字形弯曲流经杭州西南地区（故有些地段又名之江），因受潮汐和洪水水流作用河床极不稳定，河道多次变迁，在其两岸留下阶地、河漫滩等河流地貌。杭州位于亚热带季风气候区，四季交替明显，雨量充沛，常年平均气温16.10C，年平均降雨量1400毫米，霉雨为本区降水重要类型之一，常在每年的6月份左右，在78月常有台风影响，平均蒸发量1252毫米。第二节区域地质概况杭州市大地构造处于扬子准地台钱塘台褶带，中元古代以后，地层发育齐全，岩浆作用

9、频繁，地质构造复杂。近现代构造运动趋向缓和，地震活动显得微弱，地壳相当稳定。地震活动与球川一萧山深断裂、昌化余姚深断裂以及临安马金深断裂自全新世初以来多次活动有关，尤其与前两个深断裂交叉部位的活动关系最大。地震多为弱震(3级5级以下)和微震(1级3级以下)。杭州市域地质发展经历了前覆冰纪(前震旦纪)陆壳增生并成熟、古生代被动大陆边缘、中一新生代大陆边缘活动三个构造演化阶段。在中元古代为弧间或弧后盆地，神功运动后变成大陆边缘岛弧环境，堆积一套钙碱性系列火山岩，反映活动基底具有陆壳性质。覆冰纪新元古纪，在拉张的背景下，市域西部断陷变为浅海盆地，东部变为浅海台地。台地边缘在市区淳安一带有浅滩发育。早

10、、中寒武世，市区以北为浅海台地，以南为斜坡和浅海盆地。随着斜坡带的侧向堆积作用，台地边缘不断向南推进，至晚寒武世，已抵达桐庐分水到萧山小石盖一带。早奥陶世，斜坡带最为发育，重力滑动、滑塌沉积和碎屑流沉积状广泛见于临安樟村、板桥，桐庐分水，富阳俞家山，萧山小石盖等地，小石盖还见有钙屑浊积岩。中奥陶世，海侵扩大，台地向北退缩到余杭荆山岭附近。晚奥陶世，由于华夏板块、扬子板块各自向北漂移过程中相互靠拢以至碰撞，盆地南部开始抬升，沉积中心向西迁移。以临安马金断裂为界，西北部为浊流盆地，东南部为深水陆棚。早、中志留世，由于板块继续推挤和造山带大量陆源碎屑的快速充填，盆地深度变浅，盆地位置继续向西北迁移，

11、致使晚志留世杭州市区隆起成为陆地。经过早、中泥盆世的风化剥蚀之后，晚泥盆世转入相对稳定发展时期。早石炭世，建德以南为陆地，杭州市区附近沦为滨海地带。晚石炭世，海侵扩大，市域成为广阔的浅海，其中还有小型生物碎屑浅滩发育。二叠纪，东南部拗陷成滞留盆地。早、中三叠纪，杭州市属浅海盆地。晚三叠纪，由于印支运动影响，海水从我国南方退去，从此结束了漫长的海侵历史。因后期强烈剥蚀作用，杭州市域的三叠纪荡然无存。至三叠纪末，扬子板块与华北板块碰撞，产生席卷中国东部的印支运动，形成杭州复向斜等一系列北东向的复式褶皱，从而进入太平洋大陆边缘活动的新阶段。侏罗纪，市域处于隆起剥蚀环境，仅在临安马金、萧山球川两断裂带

12、有小型断陷盆地接受中侏罗统含煤岩层的沉积。稍晚，板块俯冲加剧，部分地壳重熔，岩浆开始强烈活动。早白垩世，广泛发生串珠状中心式火山爆发及裂隙式脉状火山喷溢，形成临安亭子山、天目山、富阳新登等一系列构造火山盆地。杭州市区葛岭宝石山小型构造火山盆地也在这个时期出现。中、晚白垩世，区域应力转入引张体制，伴随断块活动，在昌化余姚断裂南侧形成断块隆起，北侧形成断陷盆地。第三纪杭州市域以差异性升降地运动为主，西南部的山地丘陵区长期上升遭到风化剥蚀；东北部的平原区长期下降接受堆积，尤其是钱塘江河口、杭州湾附近的滨海平原，地势低洼，陆源碎屑沉积甚厚。第四纪晚更新世中、后期，海水进退交复，形成岩相变化较大，成因类

13、型复杂的全新世沉积层。就杭州实习区地层来说，位于江南地层区和扬子地层区的交接地带，出露的地层具有过渡型的特点，以下古生界表现尤为显著，如下中奥陶统与扬子地层区（如南京）相似，上奥陶统与江南地层区（如浙西）相似，但泥盆系以上与扬子地层区相似。实习区自震旦纪至二叠纪经历了长期地台发展阶段，印支运动以后进入陆缘活动阶段，从构造运动和沉积环境来看，大致经历了下列4个地层发展时期：1、震旦纪志留纪晚寒武世，余杭荆山至望江山沉积了白云岩，化石稀少，为浅水、盐度高的局部浅海环境，仅产圆货贝，属扬子沉积区。早奥陶世，随钱塘海盆扩大，荆山一带生物群已有江南及扬子型混生现象，所以本区拟为江南扬子过渡区。中、晚奥陶

14、世，海侵加剧，成为浅海滨海环境，沉积类复理式建造和碳酸盐地层，厚度很大（可达千米）。早志留世，继续海侵，本区属滨海潮坪还原环境（沉积300400米泥砂岩，富产腕足类）。中、晚志留世地壳抬升，钱塘海盆逐渐收缩，才沉积巨厚的以长石石英岩屑为主的粗碎屑岩，表明当时属氧化条件下的滨海三角洲环境。2、泥盆纪二叠纪志留纪晚期，受加里东运动影响，本区缓慢抬升成陆，沉积间断，早石炭世缺少沉积。中、晚石炭世进入海侵时期，先沉积了黄龙灰岩，与晚泥盆世珠藏坞组均呈平行不整合，局部海盆边缘呈小角度不整合接触。随后，连续沉积了船山组生物碎屑灰岩。早二叠世，地壳抬升，水体变浅，沉积盆地趋于封闭滞流环境，沉积了夹有燧石条带

15、的栖霞灰岩和丁家山组硅质岩。二叠纪末，东吴运动使钱塘台拗再次成陆，经受剥蚀、直至三叠纪。3、三叠纪白垩纪三叠纪晚期，印支运动席卷整个古生代地层，形成西湖复向斜，并伴生许多断层破碎带，从而造就了今日所见的杭州地区的构造格局。受印支运动影响，本区缺失下、中侏罗统。晚侏罗世，葛岭等地发生强烈火山喷发，堆积中酸性酸性为主的火山碎屑岩。火山喷发有三个旋回，所以葛岭等地火山碎屑岩段分为三个亚段。在晚侏罗世，除火山活动外，尚有少量岩浆侵入和断块构造，使印支期褶皱形态受到破坏。燕山晚期区域应力场由挤压变为拉张，富春江钱塘江断陷沉积了下白垩统朝川组的河流相紫红色碎屑岩。4、第三纪第四纪直入第三纪之后，本区发生差

16、异性升降为主的地壳运动，缺失第三系至第四系下更新统沉积。中更新世在山麓地带形成湿热气候的网纹状红土；上更新世有山前坡麓地带冲洪积及坡积；全新世山间河谷堆积为混杂粘土砂卵石层，平原地带由于海水进退交复，除冲积之外、尚有海积、湖积夹泥炭。晚近时期的升降运动造成山区岩溶洞穴的成层性，以及与之相应的夷平面，按高程可分：一级夷平面：215225米 南高峰千人洞、南高峰南侧；二级夷平面：170175米 烟霞洞、紫来洞；三级夷平面：90110米 将台山东侧、龙井寺附近、水乐洞、慈云洞；四级夷平面：5085米 将台山西南坡及采石场附近、北观音洞、蝙蝠洞；三级基座阶地：1545米 梯云岭、玉乳洞、石屋洞、玉皇山

17、和莲花峰的坡脚、南观音洞、飞来峰脚；一级海蚀超河漫滩阶地：10米 南观音洞南边其次，沿富春江钱塘江两岸也发育三级基座阶地，高程40米左右，同时也发育高程不同的夷平面。球川萧山深断裂在晚近时期多次活动，沿断裂带表现低频弱震。第三节前人地质研究简史 前人对杭州地区作了大量的地质工作，积累了丰富的地质资料，因此本区的地质研究程度相对较高。在杭州地区进行的地质工作主要有下列地质工作者和单位： 1924年朱庭祜调查了西湖一带地质情况，将石炭、二迭系灰岩称为“飞来峰层”； 1929年舒文博等人命名“唐家坞砂岩”、“西湖石英岩”，并分别划归志留系和泥盆系； 1947年吴磊伯在李四光的指导下，对杭州地区进行较

18、详细的调查，并编制1：5万杭州地区地质图； 1951年盛莘夫对杭州石炭、二迭系地层进行了详细研究，划分出黄龙灰岩（C2h）、船山灰岩（C3c）、栖霞灰岩（P1q），并肯定了杭州有茅口组灰岩段（P1m2）存在； 19571959年南京大学师生多次来杭州实习，填制了1：1万地质图； 19701973年浙江省区测队开展杭州幅1：20万区域地质调查，对实习区地层、构造、岩浆活动和矿产都作了大量而系统的工作； 1977年浙江省第六地质大队做了杭州市地热普查，收集了丰富的地热资料。 目前，仍有许多院校师生在杭州进行基础地质实习，如东华理工大学、浙江大学地质系、同济大学、杭州煤炭工业学校等。第四节地层实习区

19、及其附近出露的地层名称、代号及接触关系见表1： 表1 实习区地层划分表界系统地层名称、代号、接触关系厚度（米）新生界第四系全新统鄞江桥组 Q4y4-6更新统莲花组 Q3l3-20之江组 Q2z4-22中生界白垩系下统朝川组 K1c34侏罗系上统黄尖组 J3h512古生界二叠系下统茅口组（丁家山段）P1m274栖霞组 P1q150石炭系上统船山组 C3c141中统黄龙组 C2h128下统叶家塘组 C1y91泥盆系上统珠藏坞组 D3z50西湖组 D3x279志留系中统唐家坞组 S2t600-800下中统康山组 S1-2k310-330下统大白地组 S1d200-250安吉组 S1a71-172 现

20、将杭州地区出露的有关地层由老到新介绍如下：（1）志留系 出露于杭州西南部，发育较全，均为砂泥质岩石。 下统 安吉组（S1a）：见于龙团山等地，厚71-172米左右，与下伏文昌组假整合，为黄绿灰绿色石英岩屑粉砂岩、细砂岩、粉砂质泥岩，有交错层理和水平纹理。底部为灰白色细中粒含砾石英岩屑砂岩。产雕刻雕笔石、适度双笔石、正形贝、慧星虫等化石。 大白地组（S1d）：实习区见于西南角，但出露不全，厚200250米，与下伏安吉组整合接触。为灰黑色中厚细砂岩夹黄绿色薄中厚层粉砂质泥岩。发育水平微层理，局部具粉砂质泥岩条带。层面上时见土黄色近圆形斑点。产轭螺贝、小型始石燕等化石。 下中统 康山组（S1-2k）

21、：见于实习区西南、西北角，厚度310330米，与下伏大白地组整合接触。底部为灰绿色含磷含砾砂岩；中部为砂岩，泥质粉砂岩和泥岩组成韵律层，局部含砂泥岩条带；顶部为紫红色细砂岩、粉砂岩及粉砂质泥岩为主。见有交错层理、波痕、泥裂和虫管，化石稀少，仅见舌形贝、藻类化石及鱼类骨片。 中统 唐家坞组（S2t）：围绕西湖复向斜外围分布，如六和塔、天竺山、北高峰等地，厚度600800米，与下伏康山组整合接触。由于岩性坚硬，常构成高山山体。区内以六和塔附近的公路、铁路开挖面出露较好。中、下部为浅黄、黄绿色夹浅紫色厚层块状、细中粒岩屑石英砂岩，夹少量泥质粉砂岩，粉砂质泥岩，石英岩屑砂岩的韵律层；上部为紫红色中厚层

22、岩屑石英不等粒砂岩。见有水平层理、波状层理、大型交错层理等，还见波痕和泥砾等沉积构造。化石罕见，邻区见鱼类化石。（2）泥盆系（D）上统分两组：西湖组（D3x）：见于虎跑、狮子山、棋盘山、天马山、龙门山、美人峰、灵峰山和将军山等地，构成西湖复向斜外围的二级山头。厚279米，与下伏唐家坞组为假整合接触。主要为白色薄层中厚层中粗粒石英砂岩，石英砂砾岩及含砾石英砂岩，顶部尚夹有少量含云母石英细砂岩、绢云母泥质粉砂岩，以含乳白色脉石英砾石为其特点。本组与唐家坞组相比，粒度变粗，成分变纯，分选变好。本组上部产星芦木、鳞孢穗、斜方鳞皮木、无锡亚鳞木等植物化石。珠藏坞组（D3z）：实习区见于灵峰、龙井、四眼井

23、、水乐洞、青龙山等地，出露不全，未见顶，厚度大于50米，与下伏西湖组整合接触。本组岩性以紫红色及杂色粉砂质泥岩与灰白、灰黄色中厚层砂岩互层为其特征。下部以石英砂岩为主，有时相变为粉砂质泥岩；上部为砂岩、泥岩互层，两者近于等比。石英砂岩中微水平层理发育，并可见交错层理。页岩中含丰富植物根茎化石。如鳞孢穗、痕木等。（3）石炭系（C） 区内石炭系分布广泛，常组成向斜核部。下石炭统以砂泥质沉积岩为主，中上石炭统均为灰岩，由于其抗风化能力较强，常构成向斜山。 下统叶家塘组（C1y）：区内分布较广，厚91米，与下伏珠藏坞组为假整合接触。为海陆交互相含煤碎屑岩，岩性为灰灰白色中厚层石英砂岩、含砾中粗粒石英砂

24、岩、石英砂砾岩，夹以紫色为主的杂色砂质砂岩及黑色炭质页岩薄层，局部有构造加厚。粉砂质岩石中可见水平纹层、微型舟状层理、交错层理等。产线纹长身贝、舌形贝和瓣鳃类化石。 中统黄龙组（C2h）：分布于万松岭、四眼井、水乐洞、龙井等地。厚128米，与下伏叶家塘组为整合接触。区内黄龙组岩性稳定，以灰白色厚层块状层结晶灰岩为主，底部为白云岩或砂质白云岩，下部含白色燧石条带及团块；中上部具缝合线构造。化石丰富，有纺锤蜓、小纺锤蜓、假史塔夫蜓、犬齿珊瑚等。 上统船山组（C3c）：分布于玉皇山、翁家山、飞来峰等地，厚度142米，与下伏黄龙组为整合接触。为灰、灰黑色中厚层含燧石团块生物碎屑灰岩及含燧石灰岩。下部具

25、缝合线构造，中部含“船山球“，上部含燧石条带，燧石小而圆。下部产麦粒蜓，中上部产假希瓦格蜓等。（4）二叠系（P） 本区二叠系仅见下统，与石炭系整合接触。 下统分两组：栖霞组（P1q）：分布于将台山、三台山、南高峰、玉泉等地，厚度150米左右，与下伏船山组为整合接触。主要为灰黑色中厚层状含燧石团块生物碎屑灰岩及含生物碎屑灰岩，燧石局部富集成层，本组含丰富的蜓类及珊瑚、苔藓虫、瓣鳃类化石。如米斯蜓、多壁珊瑚、米契林珊瑚、新轮皱贝、拟纺锤蜓、南京蜓。本组底部发育一层约数米厚的灰色、灰黑色（风化后为褐黄色）泥质粉砂岩，通常称其为梁山段或梁山层。茅口组（P1m2）：与下伏栖霞组呈整合接触。可分为灰岩段（

26、下段）和丁家山段（上段），灰岩段分布在南高峰、三台山顶和玉皇前山，厚86米，呈灰、深灰色中厚层含燧石生物碎屑灰岩，含生物燧石灰岩，底部为硅质灰岩与生物碎屑灰岩互层，有时相变成块状硅质岩，顶部夹薄层状硅质岩。本段化石丰富，以蜓类为主，如南京蜓、希瓦格蜓等。丁家山段仅见于西湖西侧丁家山（命名地点也在此），厚度74米，主要为黑色炭质页岩、杂色砂泥岩，含磷质结核及黄铁矿晶体，夹泥灰岩、生物碎屑灰岩和粉细砂岩，底部硅质岩含大而圆的磷质结核，局部可开采用作磷肥用料，含腹菊石、围脊贝和瓣鳃类化石。（5）侏罗系（J） 杭州地区仅出露上统黄尖组（J3h）：分布于栖霞岭、葛岭、宝石山和孤山等地，厚度512米，超复

27、于古生代地层之上。岩性为中酸性、酸性火山碎屑岩夹少量沉积岩。栖霞岭以西为暗紫色、灰绿色流纹质凝灰岩、角砾凝灰岩，夹熔凝灰岩或角砾熔凝灰岩，底部为凝灰质砂岩及砂砾岩；栖霞岭以东的宝石山、葛岭地区，则由紫、紫灰色英安质熔结凝灰岩、角砾熔结凝灰岩夹凝灰岩、凝灰熔岩组成，假流纹构造非常普遍，并富含赫色透镜状或团块状碧玉。 葛岭一带可能为独立的单体火山机体，喷发中心位于断桥附近，关岳庙牌坊旁边发现火山通道。火山岩层向火山通道方向倾斜，通道内岩性为灰紫色熔结集块角砾岩，角砾和集块呈定向排列。长轴陡立，个别集块呈拖尾朝下的“蝌蚪状”，指示通道内物质上涌的特征。通道处熔结集块角砾岩与含碧玉玻屑熔结凝灰岩呈切割

28、关系，产状近于直立。（6）白垩系（K） 仅见下统朝川组（K1c）：分布在九溪、梵村山麓地带，仅出露下段，厚度34米，不整合于志留系之上。为紫红、暗紫色凝灰质粉砂岩、砂质泥岩、细砂岩、砂砾岩，夹辉石安山岩及安山岩等。（7）第四系（Q） 更新统之江组（Q2z）：分布于闲林埠古荡，浙大玉泉，六和塔转塘等山前坡麓向平原延伸地带。厚422米，为残坡积、洪积层，岩性上细下粗，由砾石、砂砾石、粘土、亚粘土组成，下部坚实，上部发育灰白色蠕虫状网纹。莲花组（Q3l）：分布于灵山、中村、留下等地山前及坡麓地带，厚320米，为冲洪积、坡积物，以洪积物为主。呈褐黄、浅灰色，上部亚粘土含砾石，结构紧密，下部砂砾石夹粘土

29、，稍密。主孢粉。全新统鄞江桥组（Q4y）：组成东部平原，下段为泻湖相沉积，由灰黑色有机质粘土组成，含大量贝壳体，厚35米；中段为全新世海侵最盛期的产物，分布广泛，有非常丰富的有孔虫、介形虫，为青灰色淤泥质粘土，厚37米；上段为河口相、湖沼相沉积，组成平原表部和钱塘江两岸阶地，由砂土、粘土及泥灰薄层组成，厚1226米。第五节岩浆岩实习区岩浆岩以酸性喷出岩为主，侵入岩不发育，地表均以脉岩产出。从岩浆岩特征，化学成分，以及与围岩、地质构造关系，结合区域对比分析，均属燕山期岩浆活动产物。实习区侵入岩：只在灵隐本来寺一带的钻孔揭露中发现有闪长岩，侵入于叶家塘组（C1y）砂、泥岩和黄龙组（C2h）灰岩之中

30、，隐伏在地下深处。实习区脉岩：分布零散，种类较多，从基性到酸性都有发育，以中酸性为主，多数受构造控制。计有：辉绿岩脉、安山玢岩、英安玢岩、高岭石化霏细斑岩等。实习区喷出岩：晚侏罗世早期的喷出岩以流纹质火山碎屑岩为主，是实习区火山岩最发育的一类，分布在宝石山、葛岭、孤山等地。岩性有熔结凝灰岩、流纹质含碧玉团块玻屑熔结凝灰岩。葛岭、宝石山一带角砾熔结凝灰岩的岩性特征为：灰紫、紫灰色，呈角砾状结构，具假流纹构造，由玻屑、晶屑（斜长石、石英、黑云母、角闪石）、岩屑（安山玢岩）和微量磁铁矿、褐铁矿组成，少量隐晶物质胶结。熔结凝灰岩的岩性特征为：紫、暗紫灰色，晶屑、玻屑结构，具假流纹构造。波屑主要，晶屑（

31、斜长石、石英、黑云母）次之，岩屑（安山岩、凝灰岩）零星，褐铁矿、磁铁矿微量，由少量隐晶物质胶结，有些凝灰岩含碧玉团块。碧玉由玉髓和细粒石英组成，有方解石、黄铁矿、有机质和粘土混入物，颜色多样，常为红色，致密坚硬，具贝壳状断口，常具隐晶质和胶状结构，颗粒在0.01毫米左右。碧玉的成因一般认为与海底火山作用有关，即当火山喷出的凝灰物质被海水分解后，其分解之SiO2大量进入海水，当它达到饱和时，在适当条件下即沉淀下来而成。早白垩世晚期的喷出岩有流纹质凝灰岩、流纹岩、安山质熔岩（辉石安山玢岩、安山岩）和基性熔岩（玄武玢岩、玄武岩）等四类，零星分布在六和塔浙大三分部、南星桥、杭一中等地。第六节变质岩区内

32、总的来说变质作用不发育，仅有接触热变质，分布也很局限。在灵隐寺附近由于燕山期闪长岩体的侵入，造成围岩叶家塘组（C1y）砂、泥岩和黄龙组（C2h）灰岩显著蚀变，距岩体越近，变质程度越深。从老虎洞至上天竺，天喜山到莲花峰一带，叶家塘组的砂岩硅化，粉砂岩、泥岩角岩化，往岩体方向泥岩蚀变成斑点角岩。黄龙组灰岩大理岩化，往西逐渐蚀变成大理岩。第七节构造（1）褶皱实习区的构造位置处于西湖复向斜西南部位（图2）。西湖复向斜西北以杭徽公路（处于古荡闲林埠北东向大断裂带），东南以钱塘江大断裂（作为球川萧山深断裂的一部分）为界，枢纽总方向约500，西南端抑起，东北倾伏，倾伏角约200，出露长度约17公里，宽度约8

33、公里。图2 杭州地区构造纲要图 西湖复向斜由一系列宽缓的向斜和紧密背斜组成，从北西到南东计有：飞来峰向斜、天马山背斜、南高峰向斜、青龙山背斜、玉皇山向斜、将台山向斜、凤凰山背斜、金家山向斜等（图3）。 这些单体褶皱一般特点：均为不对称倾伏褶皱，向东倾伏，倾伏角14290不等，一般250左右，与复向斜基本一致。褶皱两翼不对称，以南高峰向斜为中心，西北侧的向斜北西翼较陡，南东翼较缓；西北侧的背斜北西翼较缓，南东翼较陡，轴面倾向北西。南高峰东南侧的单体褶皱的轴面均倾向南东。所有单体褶皱轴面较陡，倾角74870不等，平均倾角800。褶皱走向一般在45550之间，轴向的变化则完全由后期断裂扭错发生偏转。

34、核部地层：向斜核部由石炭二叠系灰岩组成，背斜核部由泥盆系砂岩组成。（2）断裂 杭州西南地区的断层众多，相互错切。有北东向、北北东向、东西向、北西向和南北向等若干组。但分布最广泛的是东西向，其次是北西向断层。北东向和北北东向断层分布广泛，多数是高角度的逆断层冲断层，组成西湖复向斜的单体褶皱一般以这两组冲断层形式交接，这类断层倾向多为南东，倾角60750，断层面舒缓波状，断层规模大，破碎带较宽，断层效应明显。图3 杭州地区复向斜地质剖面图 这类断层自北西和南东计有：灵隐断层F1、天喜山断层F2、狮子山断层F3、云栖断层F4、伏虎亭断层F5、虎跑断层F6、梯云岭断层F7、玉皇山断层F8等八条压性冲断

35、层。这类断层一般特点：a.规模：延伸长度较大，一般在58Km，虎跑断层最短2Km，梯云岭断层最长，超过11Km，灵隐断层9.3Km，破碎带宽度数米至数十米不等，梯云岭冲断层落差达500米。b.产状：走向一般为450，除灵隐断层外，其它断层轴面均倾向南东，倾角较陡，大都在700左右。c.断层效应及分布特点：这些断层造成了地层的缺失、重复、直立或倒转，破坏了褶皱两翼地层的完整性。如灵隐断层造成飞来峰向斜的完整，梯云岭断层造成九曜山、玉皇山一带石炭系地层的重复。这些断层除个别位于褶皱轴部（如伏虎亭断裂断于青龙山背斜轴部）外，绝大多数均位于背斜向斜交接处。d.断裂带特征：断裂带中岩石均硅化破碎，形成构

36、造角砾岩，角砾形态复杂，大小不匀，见构造透镜体。北西向和近东西向断层：这类断层规模小，密度大，长约0.53公里不等，断层性质为正断层和平移断层，它们常切断北东、北北东向的断层,有时南北向断层也被它们所切断，形成棋盘格状，因此李四光教授在地质力学概论一书中提出所谓“杭州棋盘格式构造”。这类断层有张性正断层：莲花峰断层F9、南高峰断层F10，扭性断层（平移断层）：桃源岭断层F11、韬光寺断层F12等。南北向断层：主要分布在西部和西南部，如天竺山、梅家坞、大清里一带，其标志为地层产状直立，岩石硅化。杭州西南地区的西北面、东南面和杭州市内还存在三条隐伏大断层，即古荡闲林埠北东东向大断层，钱塘江北东东向

37、大断层和市区浙江医科大学望江门北北西向大断层，古荡闲林埠大断层导致花岗岩等入侵，钱塘江大断层切断白垩系上统朝川组砂岩层。根据物探资料，市区的北北西大断层又切断它们两组。另外，实习区附近还发现硅化带共计7条，它的分布具延展的连续性和严格的方向性，并与构造、岩浆活动密切相关。黄龙、栖霞、茅口灰岩及叶家塘砂砾岩均有被硅化过，硅化带中岩石强烈硅化，围岩的成分和结构已极难辨认，岩石主要由石英组成，呈隐晶质集合体，粒径0.01mm，岩石小裂隙中充填有微粒状（0.10.01mm）后期硅化产物石英，带中还见有灰岩、砂岩及粉砂岩零星分布。葛岭孤山构造节理北山为流纹质英安质晶屑玻屑熔结凝灰岩夹凝灰岩等。火山岩体倾

38、向1101500，倾角30500，呈单斜构造。从总体上看，北山有走向北西和北东东（少量北北东及北东）两组剪切节里，成为“棋盘格式构造”。局部分析：宝石山以70800组节理较密集，北西向组为稀疏；葛岭附近，以走向3003200，倾向南西和走向70800，倾向北北西两组节理较为明显；从葛岭往西南方向，则北西、北北西向节理为密集，北东东、北东向节理为稀疏。第八节杭州的地质景观及其成因分析杭州地区的地质景观极为丰富，如位于浙江西部的桐庐县瑶琳镇的瑶琳洞，有岩溶地下暗河的垂云通天河，其是我国特大型水陆兼备的溶洞之一；有位于西湖区周浦乡高达116米的“九天飞龙”石壁，被专家称之为“天下第一九龙壁”；有“灵

39、山幻景”集高大奇险于一洞，融风水气瀑为一体而著称，灵山风景区由灵山洞、泉水洞、风水洞、孔里空洞等24个溶洞组成，其间峰峦叠翠，山花烂漫，景观富丽，分外诱人。有“中华第一石谷”天目石谷，又称火山大石谷，坐落于西天目山原始森林北麓，谷内火山岩巨石最多，2002年被编入世界吉尼斯之最。其他的地质景观还有很多，在此不一一列举。下面就实习区附近的杭州名泉、岩洞、西湖、钱塘江潮等地质景观作一简要介绍：一、杭州名泉杭州附近出露很多泉水，在新莽时期（公元923年）杭州就有“泉亭县”之称。杭州的泉水以虎跑泉、龙井泉、玉泉等最为著名。虎跑泉：名冠杭州诸泉之首，素有天下第三泉之称，为西湖山区水质最好的泉水，是基岩裂

40、隙泉，泉水出露地层为西湖组石英砂岩。该泉位于杭州西南白鹤峰下，遥对玉泉山。虎跑寺后有一石崖，常年水珠欲滴，故称“滴翠崖”，滴翠崖即为虎跑断层面。崖下塑有一虎，泉水涌出处建成泉池即为虎跑泉。构造位置上虎跑泉位于虎跑背斜东南翼近核部，这里西湖组（D3x）石英砂岩向南东倾斜，存在着层面裂隙和北北东、北西西向节理，同时沿北东方向又伸展一条起着拦蓄地下水作用的虎跑断层。裂隙水循构造节理系统、层面裂隙和虎跑断层汇流后，在前方遇到下伏泥岩地层阻挡，地下水被迫在断层陡崖下涌出，便形成了虎跑泉（图4）。含水层是西湖组，流量为0.37升秒，水质纯净，pH值：5.8，总矿化度仅26.1毫克升，总硬度0.42德国度，

41、含游离CO2：30毫克升。属HCO3CICaNa型水。虎跑泉含氡多达96.2111.0贝可升。由于石英砂岩化学性质稳定，经它“过滤”后虎跑泉泉水颇为纯净，总矿化度小，表面张力极大，水面高出杯口23毫米不溢出。还因为它的纯净，有利下茶叶生化成份溶解浸出，冲泡龙井茶叶的茶汤“香高、味爽、汤亮”，受人欢迎，故龙井茶叶虎跑水被誉为杭州“双绝”。龙井泉：龙井泉位于龙井，在诸多的卡斯特泉中最享盛名，在龙井泉一带出露有大片石炭系灰岩（C3c），岩层倾向北东，与地形坡向趋于一致。由于在泉的上游棋盘山区集水面积较大，植被茂盛，有利于地表持水和渗透补给地下水，岩层层面裂隙及节理发育，加之一条北东方向断层正好穿过龙

42、井寺，这些都成为补给泉水的导水通道。泉出露位置位于南高峰向斜收敛扬起端，恰好处于龙井泓涧和九溪分水岭“Y”口的下方，地形上有利于水的汇集。又由于地形在龙井寺附近受到切割，地下水出露，龙井泉就形成了（图5）。龙井泉含水层为船山组（C3c），流量0.51升秒，水温17180，水质洁净，pH：7.2，总矿化度约280毫克升，总硬度14.5德国度，含游离CO2约25毫克升，属HCO3Ca型水。 图4 虎跑泉形成示意图 图5 龙井泉形成示意图玉泉：位于西湖西北的玉泉山下。从飞来峰、灵隐的山口到玉泉是一片倾斜开阔的坡地，其上覆盖的疏散沉积物，由粗变细，即所谓的全新世洪积扇。当来自飞来峰灰岩山区的裂隙水，顺

43、地势向下流动，碰到洪积扇后部粗粒沉积物时，大部分转为地下水，到达洪积扇前缘，遇阻水的细砂或泥质沉积物及粘土透镜体，水位壅高，汩汩涌出地面，形成玉泉（图6）等十几处泉眼。玉泉是喀斯特水补给的孔隙泉，含水层为全新世冲洪积砂砾石层，流量0.51.0升秒，水质洁净，pH=7.4，总矿化度约205毫克升，总硬度10.4德国度，含游离CO2约15毫克升，属HCO3Ca型水。图6 玉泉形成示意图二、杭州的岩洞杭州地区的岩洞按其成因可以分为二大类，一类是发育于石炭、二叠系石灰岩地区的卡斯特溶洞，如灵山洞、紫来洞、石屋洞、玉乳洞等；另一类是崩坍岩洞，如葛岭地区的紫云洞、卧云洞等。卡斯特（又称岩溶）是指：可溶性岩

44、石经水（主要是地下水）溶蚀为主产生的各种地表和地下地形以及作用的过程。常见岩溶地貌有：溶沟、石芽、石林、落水洞、塌陷漏斗、溶洞、地下湖、溶蚀谷、天生桥、溶蚀盆地、峰林等等。溶洞内由于地下水沉积作用可形成各种各样的石钟乳、石笋、石柱。溶洞是由于地下水沿着断裂破碎带、节理裂隙等径流通道对可溶性岩石不断溶蚀形成的。在形成过程中也常伴有机械崩塌作用。环抱西湖的飞来峰、南高峰、九跃山、玉皇山、将台山、紫阳山以及吴山等均由石炭、二叠系石灰岩组成，这些可溶性岩石为洞穴的形成提供了物质基础。由于各组灰岩地层的化学成分、结构、构造等差异以及地形、构造条件不一，故溶洞发育状况不一。黄龙组、船山组主要是厚层结晶灰岩

45、，含碳酸钙成分高，卡斯特现象发育。将台山的蝙蝠洞、南高峰的烟霞洞、水乐洞、千人洞、飞来峰的玉乳洞、老虎洞等洞穴均发育在此二组地层中。栖霞组灰岩由于含杂质（硅质、泥质、炭质等）较多，除玉皇山紫来洞受断层控制较为壮观外，洞穴发育相对较弱。除了岩性影响外，褶皱和断层在卡斯特洞穴形成过程中直接影响或控制了洞穴展布格局和形态。本区向斜多为灰岩组成，在向斜翘起端和转折部位，节理密集，断裂发育，加上有利的地形条件，常循破裂系统或层面生成规模较大的洞穴。从断层分布来看，北东、北北东向断层规模大，发育深，影响带也宽，有利于形成地下径流带，促成了大中型岩洞的形成。如紫来洞是受北东向断层制约，洞身长80米，宽102

46、0米，高28米。其它方向断层常控制中小型洞穴发育，如烟霞洞沿南北向断层伸展，洞长40米，宽15米，高1.55米。又如水乐洞，主要受北东东向密集节理带控制，洞长80米，宽24米，高17.5米。新构造运动造成本区间歇抬升，致使岩洞分布具有成层性。在现有基准面以上，大致可分为三层，即海拔160180米一层，如千人洞、烟霞洞、紫来洞；海拔8090米一层，如水乐洞；海拔4060米的一层，如玉乳洞、蝙蝠洞等。下面以紫云洞为例说明崩坍岩洞的形成：紫云洞位于葛岭地区宝石山，组成岩洞的岩石为侏罗系上统的熔结凝灰岩，为岩性上坚硬的非可溶性岩石，地下水的溶蚀对它们并不起作用。因此在这类岩石中不可能发育规模巨大的岩洞

47、。紫云洞及其东北的卧云洞、蝙蝠洞恰好位于栖霞岭断层上，该断层走向NE300倾向南东，倾角30400之间，沿断层的熔结凝灰岩强烈片理化，并发育有5060厘米厚的断层泥。紫云洞的洞顶面即为断层面所在。由于断层泥的存在，不仅削弱了岩石之间的联结力，而且在沿裂隙下渗的地下水到达这里时，因其透水性能差，还会使地下水在此聚积，进而地下水又将这些断层泥泡成稀泥，随着地下水流动，稀泥便被不断带走，断层泥被地下水潜蚀淘空后，上方的岩石就失去了支撑。另外由于熔结凝灰岩中有节理裂隙发育，把岩石切成大小岩块，一旦失去支撑就循节理下错，乃至崩落。洞壑及周围巨大的崩石就是这样形成的。由于这类岩洞是地下水淘空断层泥引起上方

48、岩石崩坍所造成的，因此称其为崩坍岩洞。由于它们是受断层产状所控制，所以都具有洞形平直单调，洞顶平整如板，并向东南倾斜等一系列特征，而与石灰岩的溶洞迥然不同。三、杭州西湖的形成西湖复向斜是向北东方向倾伏的。位于复向斜核部的丁家山组硅质岩、砂页岩支离破碎、易被风化剥蚀，原始的西湖盆地就是丁家山组被剥蚀后留下的长条状构造盆地（后来这盆地又为黄尖组凝灰岩所充填复盖而底部显得浅平）。西湖原为海湾，南面有吴山，北面有宝石山，湾口相对狭窄，岸线弯曲度较大，湾内海水较深，具备了向泻湖发展的基本条件。由于杭州南临钱塘江，北面不远就是长江，泥沙来源丰富，而且强劲的钱江潮把长江入海的泥沙也带到这里来堆积，因此西湖海

49、湾湾口迅速封闭，与大海隔绝而发展成泻湖。杭州地处湿润的季风气候带，年降水量超过它的蒸发量，泻湖不断被雨水和溪水冲淡，变成了淡水湖，这样明珠般的西湖便在杭州大地上应远而生了。淡水湖形成后，不免要承受上游溪流带来的泥沙堆积，再加上水草繁茂，湖面必然不断缩小，湖水变浅，先是变成沼泽，最后干涸填塞成为平地。西湖湖底发现有泥炭，说明西湖曾经有沼泽化的现象，而西湖至今仍未被封涸，这是由于历代疏浚和治理的结果，如唐长庆二年，即公元822年，白居易任杭州刺史，于今石涵桥附近修建湖堤，西湖湖底下0.750.95米和白堤锦带桥地面下5.56米泥炭层分别测得14C年龄值为1860194年和1805136年，推测现代

50、西湖形成年龄大约在东汉（公元25220年）时期。四、钱江潮的形成钱塘江流径杭州出现的“之”字形弯曲和江口的涌潮，不仅景色宏伟壮观，也是十分有意义的地质现象。河流弯曲是一种普遍出现的自然现象。在平直河段，主流线一般位于河道的中央。而河弯处，主流线总是偏向凹岸，其结果是使水体向凹岸集中，水面壅高，在河床横断面上产生由凹岸向凸岸倾斜的“横比降”。在横比降和水的重力、弯道离心力、科里奥利力的共同作用下，水就自凹岸向下，经河床底部向凸岸，再经水面回到凹岸，这个过程称“横向环流”。但是，因水在纵向上流动向前，每个环流都不回到原来出发的地点，而是向下游移动了。所以弯道水流实际上是作螺旋形运动的。螺旋流在凹岸

51、处向下运动，力量较强，因而就不断淘蚀凹岸物质；凸岸处由于水流与重力方向相反，螺旋流带来的凹岸物质就在那里堆积。显然，河流弯曲必然要造成凹岸后退，凸岸加积的现象。在六和塔附近，这种现象非常清楚，六和塔处于“之”字形弯曲的凹岸部位，塔下临江处岩石裸露的陡壁就是凹岸侵蚀所造成的；江对岸巨大的滩地凸向六和塔方向，至今仍是不断接受江流泥沙堆积的场所。河流在横向上不断侵蚀凹岸的现象称旁蚀或侧蚀，由于旁蚀作用，凹岸不断后退，凸岸不断伸展,河道变为弯曲，这就是河曲。钱塘江出闻家堰后摆脱了两岸高山的约束，进入由粉砂物质组成的宽阔平原地区，河床可以自由摆动。同时又有南来的浦阳江水汇入，迫使江流弯曲，笔直冲向六和塔

52、一带，遇到那里坚硬的泥盆系石英砂岩，便又折向东流，这样便形成了“之”字形的河曲，在玉皇山顶观察最为完美。钱塘江自杭州闸口以下属河口区，大尖山以下为杭州湾，象一个巨大的喇叭，张口向着东海，河流下游受海水影响的地段，随着海洋的潮汐涨落，河口区也相应出现潮汐现象。钱塘潮与众不同，其势汹涌澎湃，壮丽宏伟，在世界上是罕见的，正如苏东坡称颂的那样“八月十八潮，壮观天下无”。钱塘潮的潮头高度一般在12米，最高时可达2.5米，潮头传播速度每秒10米左右，大潮带来的海水每秒有几万吨，它所产生的力量是惊人的，海塘旁一些护塘的混凝土大石块，重十多吨，也常被潮头冲走。钱塘潮是一种涌潮现象，但同时又是潮汐河口，为什么长

53、江、黄河没有这种壮观的涌潮现象？原因在于钱塘江口具有独特的其它江河所没有的自然条件，钱塘江口是一个典型的喇叭形河口，河口大而河身小。杭州湾出口宽达100公里，澉浦附近江面只有20公里，而澉浦以上到翁家埠一段，江面一下子就收缩到45公里，到海宁盐官只有3公里了，潮水来不及均匀上升，只好后浪推前浪，形成巨大的潮头，终于在大尖山附近出现波澜壮阔的涌潮。喇叭形河口的存在，是钱塘潮形成的首要条件，喇叭形河口是由于地壳下沉，海水浸漫了河口而形成的。但是在钱塘江喇叭口的形成过程中，长江带来的泥沙堆积也起了不小的作用。钱江潮的形成还有一个重要因素，就是在大尖山以内水下发育了巨大的拦门沙坎，它的组成物质主要是分

54、选良好的粉砂。在形态上，为一不对称的水下隆起，外侧陡、内侧缓，在河口有这样一个庞大的堆积体，对潮水有很大影响。当潮水涌入江口到达大尖山时，就象碰到了一堵陡墙来势汹涌的潮头便一跃而起把潮头掀得高高的。前面的潮水受沙坎的阻力走得慢了，后面的潮水一层一层叠上来，就形成了象墙壁一样屹立于江面的潮峰。第三章野外工作的基本内容和基本方法地质科学是一门理论与实践并重的科学，其第一手资料和数据必须通过野外地质调查来获取，野外天然地质露头是地质学科的天然实验室。因此，地质工作者非常有必要熟识野外地质的基本内容和野外地质工作的基本方法。野外地质调查工作是一次有目的、有准备的科学调查工作，因而，需要做些必要准备工作

55、，并需要掌握一定的野外工作方法及完成相应的野外工作内容。下面就出野外工作前的准备工作、野外地质工作的基本内容及基本方法进行介绍。第一节 准备工作一、野外装备首先，野外地质工作是要穿山越岭的户外科学调查工作，因此准备适合野外活动的着装是非常必要的。主要包括：合身舒适而耐擦括的衣服，防并适合长距离行走的鞋，遮阳帽、雨具也需有所准备。工作工具主要有地质锤、罗盘、放大镜、小刀、铅笔、野外记录本，若有条件还准备卫星定位仪（GPS）、数码照相机、野外掌上机。其次，准备一个结实大小适宜的背包非常必要，野外用品、装备及采集的标本样品等放在背包中便于携带行走。另外，需准备一定容量的水壶、日常药物（如创口贴、中暑

56、药、防蚊虫虰咬的药品等），若有必要还需准备带午餐用的饭盒。二、资料准备社会发展到今天，一个地区的地质工作完全是空白已不太可能，因而，在野外地质工作之前应该收集工作区（或实习区）前人做过地质资料，如区域地质工作、矿产地质及其它一些地质专项研究工作等，做到对工作区的地质概况有个大致的了解，尽可能做到有目的任务和带着问题进行野外地质调查。另外，还要收集相关的地理交通资料；收集适当比例尺的地形图似乎必不可少，有时可能还需要遥感影像图。作为学生的野外实习，还需要了解实习的主要地质内容，复习相关的地质概念、术语、课堂讲解过的各地质知识点等，也可带些地质书籍到野外以备查阅。第二节 野外地质工作的基本内容野外

57、地质工作是收集原始地质资料最直接的方式，也是地质工作者最直接、最直观地接触各种地质现象，获取地质现象的感性认识；也是鉴别各种宏观地质现象最有效的方式之一。对一个地质工作者来说，不进行野外地质调查工作是一件很遗憾的事情。由于地质工作的目的任务不同，野外地质工作的侧重点和内容不尽完全相同，但野外地质工作中一般均会涉及到下列的一些地质基本内容：（1）工作区的地形地貌等自然条件；（2）工作区的岩石地层的分布情况及各岩石地层间相互组合关系；（3）工作区的构造情况，断裂构造、褶皱、节理、岩层间上下接触关系等各种构造现象的展布、规模、性质及相互关系；（4）收集、采集工作区的各种产状要素、标本样品；（5）对前

58、人地质工作进行鉴别、认识或更正而重认识，再提高；（6）对所观察到的地质现象和获取的地质数据、标本样品，用文字、素描图、剖面图或照片等形式进行格式相对规范的记录；（7）收集工作区内的各种如矿产等地质资源信息；（8）对所获取的地质数据和地质信息进行一定的分析归纳和推断。一次野外地质工作不可能获取所有的地质内容，往往要反复多次进行，有时后次地质认识推翻了前一次的认识，因此在野外地质记录时，要尽量做到真实、客观地描述所观察到的地质现象，要忠实于地质现象的本身。一般野外地质工作后，要对野外地质现象和收集来的各种地质数据进行整理、分析、归纳而形成野外地质工作报告。因而，杭州野外实习完成后也要求同学写实习报

59、告。第三节 地形地质图的判读地形图是表示地形、地物的平面图件；而地质图是在地形图作为底图的基础上，通过一定的地质工作（地质填图）将一些地质构造、地层、岩性等地质现象用一定的颜色和符号表示出来的综合图件。地形地质图的阅读是地质工作最基本的技能。下面简单介绍一下地形地质图的基本知识和使用方法。（1） 图名：地质图是通过区域地质调查工作填出来的，每一幅图都有一个图名，通常是用图内最重要的地名来表示。一般从图名上可以大致了解地质图所在的范围。（2） 地形地质图的方向：一般地形地质图上方为北，下方为南，左方为西，右方为东。有的还标有经纬度。（3） 比例尺：比例尺可以了解图幅面积的大小，地形图的精度，以及

60、等高距等，包括数字比例尺和线段比例尺。通常将大于1：25，000的称为大比例尺；1：100，000和1：200，000者称为中比例尺；而小于1：500，000者称为小比例尺。什么是大比例尺和小比例尺千万不要搞反了。（4） 由地形图认识各种地形：根据等高线特征可以了解图内的山脉、丘陵、平原、山顶、山谷、陡坡、缓坡、悬崖等地形地貌现象。（5） 根据图例可以了解地物的相对位置：如河流、湖泊、公路铁路、居民点的分布等。（6） 由不同颜色和图例判断各种地层岩性：地质图上的地层岩性是用不同的颜色来表示的，并且有一定的规律。有的简图只有地层和岩性代号和地质界线，同样，通过图例也可以识别。（7） 地层的产状一

61、般用两条垂直相交的不出头的长短线，再加上数字度数表示。长线代表走向，短线代表倾向，度数则为倾角。（8） 断裂构造一般用红线表示，断裂性质也用不同的符号表示出来，注意对照图例及听老师讲解。褶皱构造等许多其它地质现象都可以通过细心读图判断出来。第四节 罗盘的使用在科技高度发达的今天，地质罗盘仪仍然是野外地质工作不可或缺的工具，被称为传统地质工作的三大宝之一（地质工作三大宝：罗盘、地质锤和放大镜）。在野外地质工作中罗盘主要被用来确定方位、测量地形坡度及各种面状和线状地质体的产状。地质罗盘使用是野外地质工作最基本技能之一。地质罗盘种类很多，但结构和使用方法基本相似。我国地质工作者较常用是一种八角罗盘。

62、现以哈尔滨光学仪器厂生产的DQY1型地质罗盘仪为例，介绍罗盘的结构及其地质工作中常用的使用方法。一、罗盘的结构罗盘一般被装一个皮质的罗盘盒内并带有简单的附件工具，如图7。野外携带时可将罗盘挂在皮带上或放在背包中。罗盘组成部分见图8，有上盖、外壳、连接合页、反光镜、折叠式觇板、磁针、刻度盘、圆水准器、管水准器、测斜刻度盘、测斜盘、磁针制动螺丝、刻度盘校正螺丝等组成部分。图7DQY-1地质罗盘仪1短觇板；2上盖；3反光镜椭圆孔；4连接合页；5罗盘外壳；6长觇板；7反光镜及分划线；8磁针；9圆水准器；10刻度盘；11管水准器；12测斜刻度盘；13磁针制动螺丝；14刻度盘校正螺丝图8DQY-1地质罗盘仪结构图连接合页用来连接罗盘的上盖和外壳，反光镜装在罗盘上盖内，反光镜面上有一条分划线。磁针的两端分别指向地磁的南极和北极，指向北的一端（简称为北针）为白色，指向南的一端（简称为南针）为黑色。由于我国处在北半球，南针上缠有铜丝。刻度盘为铝制的圆盘，被分为360，连接合页处为180。折叠觇板分别装在罗盘上盖和外壳上。安装在上盖的称为短觇板，安装在外壳上的称为长觇板，两觇板尖端的连线正好平分方位刻度盘。觇板、磁针、刻度盘配合使用可以用来测定目标物的方位。圆水准器用来使罗盘保持水平。