吉林大学兴城实习报告完美版教材

1、第一章 绪言（一）自然地理概况 吉林大学兴城地学野外教学基地位于辽宁省兴城市东部钓鱼台海滨的新立 屯，距市中心（火车站）约 8km。兴城市位于辽宁省西南部， 行政建制为县级市， 行政区划隶属于辽宁省葫芦 岛市，北距葫芦岛市区约 20km。葫芦岛市原为锦西县， 1989年 6月组建为辽宁 省辖市（地区级），所辖县级建制包括兴城市、绥中县、建昌县、连山区、龙港 区、南票区及杨家杖子经济技术开发区。 葫芦岛市辖区地处华北与东北两大经济 协作区的交汇地带，东临锦州，北靠朝阳，西连秦皇岛市山海关，南濒渤海辽东 湾。在区域地貌上，兴城 - 葫芦岛地区属于辽西山地黑山丘陵东部边缘的海边丘 陵。海拔一般为 2

2、0500m，相对高差 200350m。最高点位于兴城市西北青山 - 笔 架山- 大虹螺山一带的六股河、烟台河、兴城河和西北河，自西北向东南流动， 最终汇入辽东湾。（二）经济、工农业生产及交通情况兴城市属于北半球暖温带亚湿润气候区。 这里气候温和， 干湿相宜， 冬无严 寒，夏无酷暑。 1月平均气温 -8，7 月平均气温 24，年平均气温 9，年降 水量约 620mm。3月份平均风速为 5.0m/s ，1月份和 8月份平均风速为 3.6m/s ， 全年平均风速为 4.2m/s 。暑期 79月份，海水温度 24，海滩沙面温度 3133 （人体适宜温度为 3040）。滨海地区环境优美，空气中负离子含量

3、每立方厘 米 4000 个，比一般城市高出 1020 倍。兴城市依山傍水，东南沿海为平原，中部多为丘陵，西北部为山区。兴城具 有得天独厚的区位优势和资源优势， 境内物产资源丰富。 有富饶的土地资源， 辽 阔的水产资源， 丰富的矿产资源， 闻名中外的旅游疗养资源。 兴城以盛产水果著 称，为国家优质果生产基地。兴城有 76 公里的海岸线，海产品尤为丰富。兴城-葫芦岛地区交通发达，设施完备，公路、铁路、海运、空运形成了立 体化运输网络。京哈铁路、京哈高速铁路、 京哈公路和京哈高速公路以及环渤海 公路纵贯全境。吉林大学兴城地学教学基地就位于环渤海海滨公路 1207.8km 处。（三）地质研究历史及研究

4、程度兴城地区较系统的区域地质研究工作是 19661967年由辽宁省地质局区域 地质测量 一分队完成的 1:20 万区域地质调查 K-51- （25）（锦西幅）和 K-51- （31）（兴城幅），但其地质图的说明书极其简单。 1983 年，辽宁省地质局区 域地质调查队重新对 1：20 万锦西幅和兴城幅地质图进行了修编， 并且编写了详 细的区域地质调查报告。这是目前兴城 - 葫芦岛地区最基础的区域地质资料。 20 世纪 80 年代编制的东北地区区域地层表、 1989 年编写的辽宁省区域地质 志、 1997年编写的辽宁省岩石地层等辽宁省区域地质系列性总结著作对 本区的区域地层、 岩浆活动及构造有所概

5、略记述。 1998年2003 年，辽宁省地矿 局有关地质队还进行过区内数幅 1:5 万矿产地质调查工作。 此外，有关研究院所、 地勘、矿山部门也在区内进行过一些专题性研究工作。长春地质学院在 20 世纪 6070年代也曾在区内进行野外教学实习。 2010年2012 年，吉林大学地质调查 研究院承担中国地质调查局“辽宁 1:25 万锦西市（现葫芦岛市） （K51C004001） 幅区调修测”项目，对调查区内区域地质特征进行了全面总结研究。（四）实习的目的与任务和内容1. 实习目的：野外地质实习是地质学基础教学中的重要环节， 是课堂学习中的有 效补充。通过短期的野外考察， 使同学们对地质学的主要内

6、容和特点有一个比较 全面的、概括的认识和了解， 进一步巩固和掌握教学的基本内容， 为以后的教学 和工作时间打下坚实的基础。本次实习的主要目的：（ 1）验证课堂学习过的地 质学的基本概念和基本知识； （2）认识各种地质现象： （3）进行野外基本技能 的训练；（ 4）学会相关地质仪器及工具的正确使用。任务：路线踏勘、实测剖面、野外填图、实习报告四个阶段。内容：本次实习于 2013年8月 18日开始、 9月 20日结束。路线踏勘阶段：8月 18号到 9月 1号；实测地质剖面阶段： 9月5号到 9月 6号；地质填图阶段：9 月 10 号到 9月 13 号。路线主要观察内容见下表 1,1，实习人员安排组

7、长：组员：指导老师：实习完成的工作量见表 1.2.表 1.1 兴城地质学教学路线主要教学内容路线名称主要观察内容1）台里海滨深层侵入岩 （绥中花岗岩 ）及韧性剪切2）夹山路线中元古界长城系地层序列、绥中花岗岩及其间接触关系3）上长茂路线中新元古界蓟县系和青白口系、下寒武统昌平组及沉积岩石4）白庙子路线蓟县系杨庄组，下、中寒武统及海相沉积岩石；褶皱断裂构造5）上黑鱼沟路线寒武奥陶系地层序列6） 杨家沟南山龙王窑洞 山路线奥陶系、石炭二叠系及下三叠统岩石地层序列；以及沉积矿产（铁矿、铝土矿、煤矿）7） 牤牛山牤牛山北沟路 线中奥陶统马家沟组和石炭二叠系、三叠系及陆相沉积岩石；沉积矿产地质（铁矿、铝

8、土矿、煤矿、石灰岩矿）8） 钓鱼台海滨路线深层侵入岩和脉岩9） 七里坡尖山西路线下白垩统义县组火山火山碎屑岩、沉积岩、太古宙花岗岩10）龙回头海滨路线中侏罗统海房沟组及陆相沉积岩石11）角山长城路线下白垩统义县组火山熔岩和火山碎屑岩、绥中花岗岩12）华山镇路线下白垩统义县组火山熔岩和火山碎屑岩、接触变质岩表 1.2 实习完成工作量情况种类完成情况地质调查面积850（单位：平方千米）地质路线观察数量12（单位：条）实测剖面数量1（单位：条）实测剖面长度1000（单位：米）填图面积10（单位：平方千米）标本数量25（单位：块）第二章 地层兴城地区出露的为典型的华北型地层。 地层发育较为齐全， 包括

9、了太古宙花 岗岩基底，中、新元古界，古生界，中生界的红砬组、海房沟组和义县组，新生 界的第四系。（一）太古宙片麻状花岗岩中的表壳岩在兴城地区，太古宇的岩石主要是以绥中混合花岗岩（ ArS ）为主，在兴 城西南沿海至绥中及山海关地区分布着大量的花岗质岩石。 在兴城西南部台里和 葫芦岛东北部等地太古宙片麻状花岗岩中含有斜长角闪岩、 二云母片岩等变质表 壳岩包体， 1:20 万地质图（锦西幅、兴城幅）归入太古宇建平岩群。大部分岩石 为古老的侵入岩， 并经受了多期强烈变质变形作用改造。 台里地区的花岗闪长质 糜棱岩和钓鱼台西礁石斑状黑云二长花岗岩为典型的太古宙花岗岩。顶部常见古风化壳， 岩石破碎强烈，

10、 部分以风化为风化砂， 显示出曾经历长 时间风化剥蚀。与绥中花岗岩角度不整合接触的地层有首山和夹山的常州沟组 （ Chc），龙回头的海房沟组（ J2h ）及尖山、角山长城的义县组（ K1y ）。 （ 二）中元古界1. 长城系（ Ch）兴城地区长城系主要分布在兴城白庙子、 韩家沟、葫芦岛、寺儿堡、高桥一带。 本系地层见于是夹山、首山及龙回头海滨。（1）常州沟组（ Chc）在兴城地区本组分下、中、上三部分：下部以青黑色厚层 含砾长石砂岩为主， 夹青灰色中薄层长石石英砂岩。 中部为灰黑色薄层板状粉砂 岩、板状页岩， 上部为黄灰色中厚层中粗粒长石石英砂岩夹长石砂岩。 组内发育 平行层理、水平层理、交错

11、层理等。为河流相沉积。在夹山和首山地区， 可见本组底部发育底砾岩， 与下伏太古宙绥中花岗岩为沉积 接触。吕梁运动（2）Chch 在兴城地区本组主要为灰色薄层粉砂质页岩夹黄色长石砂岩和粉砂 岩。为缺氧的还原环境下的浅海相沉积。 串岭沟组与下伏常州沟组为整合接触关 系。（ 3） Cht 在葫芦岛地区因受断裂影响，本组上部层位缺失，仅发育下部层位， 厚 382m，为深灰色、灰黄、灰紫色薄层、中厚层白云岩，含粉砂质含铁白云岩、 燧石条带或结核白云岩、 碎屑白云岩夹细粒石英砂岩及钙质页岩。 为正常的浅海 潮坪相沉积。团山子组与下伏串岭沟组为整合接触关系。（ 4） Chd 在兴城地区本组主要分上、下两部分

12、：下部为灰紫色厚层复成分砾岩 和石英砂岩， 上部为灰白色巨厚层石英砂岩夹黄灰色长石石英砂岩夹白云岩。 在 夹山地区， 因为团山子组顶部叠层石白云岩和大红峪组底部砾岩产状不一致， 所 以大红峪组和下伏团山子组之间为角度不整合接触关系，证明 兴城运动的存在 。2. Jx 兴城地区蓟县系分布较广，主要在中部和西部区域分布。本系地层见于上长茂。（1）Jxy 在兴城地区本组可见灰白色中薄层含燧石条带、燧石结核亮晶白云质灰 岩，硬度较高。相对于蓟县地区，兴城地区的杨庄组不具有典型的红色层。杨庄组与下伏高于庄组为平行不整合接触关系。(2) Jxw 在兴城上长茂地区本组可见灰黑色厚层含燧石条带、燧石结核白云质

13、灰 岩(硅质角砾岩)。雾迷山组与下伏杨庄组为整合接触关系。( 三)新元古界3. Qn据地质资料表明在华北地台区，蓟县纪铁岭期末发生“芹峪上升” ，致使青白口 系下部下马岭组与铁岭组之间发生沉积间断。青白口系( Qbx)下马岭组( Qbx) 及其上部层位与蓟县系在兴城地区形成规模较大的超覆。本系地层见于上长茂。(1) Qnc ：在兴城地区本组分下、中、上三部分：下部为黄褐色中厚层长石石英砂 岩，中部为黄灰色中厚层夹中薄层石英砂岩， 上部为灰黄色薄层粉砂岩、 粉砂质 页岩和粗砂岩。 雾迷山组和长龙山组之间存在古风化壳， 上、下地层产状基本一 致，缺失洪水庄组、 铁岭组等地层， 所以长龙山组和下伏雾

14、迷山组之间为平行不 整合接触关系，证明 芹峪运动的存在 。(2) Qnj 在兴城上长茂地区本组可见灰白色中薄层亮晶白云质灰岩。景儿峪组与 下伏长龙山为整合接触关系。( 四)下古生界 本区下古生界仅发育有寒武系和奥陶系。1. 寒武系 本系地层见于白庙子和上黑鱼沟。(1) ? 1C在兴城地区本组可见深灰色厚层砾屑白云质灰岩。 上长茂可见昌平组与 下伏景儿峪组之间为平行不整合接触， 代表了长时期的沉积间断。 ，白庙子路 线可见昌平组与杨庄组断层接触，为上富儿沟王家店断裂的上盘。(2) ? 1-2m 在兴城地区本组分下、中、上三部分：下部为紫红色粉砂质页岩夹青 灰色泥灰岩，为炎热气候下的海滩相沉积环境

15、。中部为黄绿色薄层泥质灰岩 (粉砂岩？)、紫红色粉砂质页岩夹浅灰色薄层灰岩，具干裂、波痕。上部为 灰绿色页岩、紫红色页岩。馒头组与下伏昌平组为整合接触关系。(3) ? 2z 在兴城地区本组可见深灰色厚层鲕粒灰岩， 鲕粒粒径 1mm左右，夹紫红 色薄层页岩、柱状叠层石灰岩。鲕粒灰岩的形成环境为浅海相沉积环境，动 荡的水流环境。张夏组与下伏馒头组为整合接触关系。(4) ? 3g(黑) 在兴城地区本组可见灰紫色竹叶状砾屑灰岩夹深灰色叠层石灰岩。 崮山组与下伏张霞组为整合接触关系。(5) ? 3c 在兴城地区本组可见青灰色中薄层暖气片状灰岩与中厚层竹叶状砾屑 灰岩互层，砾屑灰岩是由于碳酸原岩经潮间带水

16、动荡环境与碳酸盐一起沉积 兴城，因此反映此时期沉积环境趋向于浅海沉积。炒米店组与下伏崮山组为 整合接触关系。2. 奥陶系3. 本系地层见于上黑鱼沟和牤牛山。(1)O1y 在兴城地区本组可青灰色中薄层灰岩夹薄层细粒砾屑灰岩。冶里组与下 伏上寒武统炒米店组为整合接触。(2)O1l 在兴城地区本组可见灰色中厚层灰岩、白云质灰岩，灰岩普遍含燧石结 核。亮甲山组与下伏冶里组为整合接触关系。(3) O2m 在兴城地区本组分上、下两部分：下部为薄层结晶灰岩、中厚层含燧石 结核白云质灰岩、虫孔灰岩，含角石化石。上部为灰色豹皮状、条带状、刀 砍纹状含燧石结核白云质灰岩。马家沟组与下伏冶里组为整合接触关系。中奥陶

17、统马家沟组沉积后，区内和华北地台大部分地区一同处于沉积间断， 缺失上奥陶统、志留系、泥盆系及下石炭统， 直到晚石炭世早期方下降接受沉积。（ 五）上古生界1. 石炭系本系地层见于牤牛山。（1）C2b ：在兴城地区本组分下、中、上两部分：由于长期风化，本溪组下部为含 铁丰富的岩层（山西式铁矿） ，中部为铝质岩（ G 层铝土矿），上部为石英砂 岩、粉砂岩、炭质页岩。本溪组为中奥陶统之上形成的一套海陆交互相碎屑 岩夹灰岩。本溪组与下伏马家沟组为平行不整合接触关系。（2）C2 P1t: 在兴城地区本组分下、中、上两部分 : 下部为黄褐色含砾中粗粒砂 岩，中部为细砂岩、泥质粉砂岩，上部为泥岩、炭质页岩，为

18、湖沼相沉积环 境。太原组与下伏本溪组为整合接触关系。4. 二叠系 本系地层见于牤牛山。（1）P1-2s ：在兴城地区本组分下、中、上三部分：下部为灰黄色厚层含砾中粗粒 砂岩，中部为粉砂岩、泥质粉砂岩夹煤屑，含植物茎叶化石，上部为炭质页 岩。为湖沼相沉积环境。山西组与下伏太原组为整合接触关系。（2）P2-3sh 在兴城地区本组分上、下两部分：下部为黄色厚层中粗砾砾岩灰 红色细砾岩，发育大型水平层理、斜层理炭质粉砂岩、粉砂质泥岩灰褐 色细砂岩，含植物茎叶化石，可见脉状层理和平行层理灰绿色中厚层中粗 粒长石石英砂。上部为黄绿色中薄层泥质粉砂岩灰黑色含砾长石砂岩。 河流相沉积环境。石盒子组与下伏山西组

19、为整合接触关系。（3）P3h 在兴城地区本组可见黄褐色中粗砾砾岩，砾石成分以长石砂岩为主，磨 圆度高但分选度差，个体直径达 200-400mm,俗称“人头砾岩”。砾岩之间含 有一层灰白色鮞状铝土矿，被断层错开。为河流相沉积环境。蛤蟆山组与下 伏石盒子组为整合接触关系。（ 六）中生界 区中中生界较为发育，但连续性较差，且各断代地层分布于数个独立盆地内。1. 三叠系 本系地层见于牤牛山。（ 1）红砬组（ T1h）在兴城地区本组分下、中、上三部分：下部为紫色砂岩、砾 岩、紫色粉砂岩； 中部为浅灰紫色夹灰绿色中粗粒砂岩； 上部为具大型交错层理 的浅紫灰色砂岩， 为干旱炎热气候下的荒漠相沉积。 红砬组与

20、下伏二叠系蛤蟆山 组为整合接触关系。2. 侏罗系辽西地区侏罗纪地层较为发育， 沉积区限于小型山间盆地北。 本系地层见于龙回 头海滨。（ 1） J2h 在兴城地区本组可见灰白色黄灰色复成分砾岩夹长石砂岩或长石石 英砂岩薄层或透镜体， 其中复成分砾岩砾石具有中粗砾状结构， 中厚层构造， 可 见砾石定向显示水流方向，呈叠瓦状构造，砾径一般为 100-200mm,砾石含量约 65%，分选较差，磨圆为次棱角次圆状，成分为石英砂岩、花岗岩和硅质岩等， 成分较复杂， 填隙物为杂基支撑。 为水动力条件较强条件沉积产物。 在龙回头海 滨可见海房沟组与大红峪组呈角度不整合接触或断层接触（秦家屯断裂） 。3. 白垩

21、系本系地层见于角山、尖山和华山镇。（ 1） 义县组（ k1y） 在兴城地区本组分下、中、上部分：下部主要为火山碎屑沉积岩，发育紫灰色中细 砾火山角砾岩岩，沉火山凝灰岩夹薄层泥灰岩和火山凝灰岩，岩石韵律、层理发育，为 小型火山湖相沉积环境。 中部主要发育含角砾火山凝灰岩、 火山集块岩和火山集块熔岩。 上部为灰褐色致密块状安山岩，为侵出相。义县组与下伏太古宙花岗岩为沉积接触。 （七）新生界1. 第四系（ Q）新生代燕山地区整体处于隆升剥蚀阶段，大部分地区未有沉积，仅局部地 区发育有第四系更新统棕红色粉砂质粘土，和淡黄色土（Q2-3），其上被植被覆盖。以及全新统现代山区河床砂砾沉积物（ Q4 ）。第

22、三章 变质岩 侵入岩（一）变质岩 兴城地区主要分布的变质岩为接触变质岩和断裂带动力变质岩。1. 接触变质岩（1）角岩 在上黑鱼沟西山路线可见馒头组页岩与正长斑岩接触界线附近发生角岩化角岩 特征），是热接触变质作用形成的。在华山镇路线也可观察到到角岩。（ 2）大理岩在上黑鱼沟西山路线可见张夏组结晶白云质灰岩、 灰岩重结晶变质为大理岩， 具 有中粗粒变晶结构。 在华山镇路线可见团山子组灰白色大理岩， 具有粒状变晶结 构，块状构造，推测为侵入接触变质作用形成。2. 断裂带动力变质岩（1）构造角砾岩：（ 2）花岗闪长质糜棱岩： 在台里海滨路线出露太古宙花岗岩花岗闪长质糜棱岩 , 岩体呈近东西向展布透入

23、性糜棱叶理， 含原岩为花岗闪长质片麻岩， 其中有少量 角山黑云母片岩包体，可见被后期的花岗伟晶岩脉、细晶岩脉穿切。（ 3）眼球状花岗质糜棱岩： 在台里海滨路线出露眼球状花岗质糜棱岩， 岩石经韧 性变形作用形成，风化面灰黑色，具有变晶糜棱结构，眼球状构造，眼球成分为长石晶体和 长英质矿物集合体，直径约 20mm ，形状以椭圆状拖尾为主，个别为次棱角状长石斑晶，其 中拖尾呈须状，明显可见新生矿物长石，发育压力影，原岩为斑状二长花岗岩。（二）侵入岩兴城地区岩浆岩较为发育， 主要侵入活动有四个时期： 华北地台基底形成阶段的 太古宙、古元古代；大陆板内变形活动的印支期、燕山期。1. 太古宙花岗岩 兴城地

24、区西南沿海分布大量花岗质岩石，被称为绥中混合花岗岩，在兴城西 南部台里和葫芦岛东北部等地太古宙片麻状花岗岩中含有斜长角闪岩、 二云母片 岩等变质表壳岩包体， 1:20 万地质图（锦西幅、兴城幅）归入太古宇建平岩群。 其主要岩石类型主要有斑状黑云二长花岗岩、 花岗闪长质糜棱岩、 片麻状英云闪 长岩等，大部分岩石为古老的侵入岩，并经受了多期强烈的变质变形作用改造。 绥中花岗岩风化程度都较强，多呈花岗岩风化砂。2. 吕梁期侵入岩 岩体侵入太古宙片麻状黑云二长花岗岩，被长城系大红峪组不整合覆盖。主 要岩石类型有花岗岩、花岗闪长岩。3. 印支期侵入岩岩体侵入下三叠统，被下白垩义县组不整合覆盖及早白垩世花

25、岗斑岩侵入。主要岩 石类型有眼球状花岗质糜棱岩。4. 燕山期侵入岩该期有多次岩浆侵入。（1） 花岗伟晶岩：风化面灰红色，具有花岗伟晶结构，块状构造，在台里地区可 见花岗伟晶岩以脉状穿切早期的眼球状花岗质糜棱岩，并且被后期细晶岩脉穿 切。花岗伟晶岩由于受到后期构造应力作用而发生褶皱变形。（2）花岗细晶岩：风化面红褐色，具有细粒花岗结构，块状构造。在台里地区 可见花岗细晶岩脉穿切眼球状花岗质糜棱岩、花岗闪长质糜棱岩和花岗伟晶岩。（3）含石榴石花岗细晶岩 : 风化面肉红色，具有细粒花岗结构，块状构造，穿切 早期形成的眼球状花岗质糜棱岩、花岗闪长质糜棱岩和中粗粒黑云母二长花岗 岩，后被基性岩脉穿切。（

26、4）中粗粒黑云母二长花岗岩，风化面呈灰白色，新鲜面呈淡粉色，具有粗粒 花岗结构， 块状构造，发育微弱的片麻状构造， 内部有少量的黑云母斜长片麻岩 包体。可见其被辉绿岩脉呈脉状切割。（5）辉绿岩：风化面黑绿色，具有辉绿结构，块状构造，呈脉状产出，切割了 花岗闪长质糜棱岩、斑状黑云母二长花岗岩眼球状花岗质糜棱岩和花岗细晶岩。（ 6）花岗斑岩在华山镇可见花岗斑岩第四章 构造华北地台基地形成于距今 18 亿年左右的吕梁运动期间，兴城地区形成了呈 东西向展布的巨大隆起和坳陷， 南部为山海关隆起， 北部为燕山裂陷槽盆地， 兴 城地区处于燕山裂陷槽的东部边缘；中、新元古代，早古生代，晚古生代至早三 叠世，地

27、壳活动处于相对稳定使其， 以整体升降运动为主。 发育三套稳定沉积盖 层。印支期 - 燕山期褶皱和断裂发育，印支期广泛发育近东西向的褶皱和断裂构 造，燕山期逐渐叠加北东向和北北东向褶皱和断裂构造。（一）断裂1. 上富儿沟 - 王家店断裂断裂位于大背岭背斜南东翼，长约 13km。断裂有分支复合现象，北东端被北 北东向断裂切断。在上富二沟西，该断裂被近东西向断裂截断，石炭 - 二叠系呈 扁豆状块体夹于断裂带中。 断裂走向 4570，倾向南东， 倾角 4050， 断裂两侧地层产状紊乱，褶曲强烈。碎裂带宽达20km，断层泥和构造角砾岩发育。碎裂带两侧岩层直立，且北西盘页岩强烈挤压揉皱。在白庙子一带，该断

28、裂 下盘为中元古界蓟县系杨庄组的含燧石结核白云质灰岩，岩层产状30560，上盘为下古生界寒武系昌平组深灰色厚层砾屑白云质灰岩，岩层产状 330 30，断层面平直可见硅质薄膜，有显示正断层运动的擦痕，其中一组 擦痕产状为 S305 60，L218 20。断层破碎带矿约 1m,可见肉红色正长 斑岩脉充填， 由于构造岩抗风化能力较弱， 该断裂在地貌上表现为沟谷。 同时可 见断层下盘杨庄组地层沿断层发育牵引褶皱。由于昌平组（新地层）为下降盘， 杨庄组（老地层）为上升盘，即存在地层缺失且断层上盘出露新地层，并且有较 宽的断裂带、 构造角砾岩和岩脉， 说明该断层具有正断层的性质。 但舒缓的断层 面，断层两

29、侧地层中发育小型牵引褶皱构造， 又说明具有逆断层的性质。 综合分 析应该为先张后压的复合性质。在垂直褶皱走向的剖面上，可见有中寒武统张夏组厚层鲕粒灰岩构成向斜核部，中寒武统徐庄组和下寒武统毛庄组在两翼对称分布。2. 秦家屯断裂由秦家屯延至龙回头海滨，长约 2.5km。断裂走向，倾向北西，产状为 327 58。断裂切割了太古宙片麻状花岗岩、长城系常州沟组、大红峪组及 中侏罗统海房沟组。 在龙回头海滨， 可见中侏罗系海房沟组复成分砾岩与长城系 的大红峪组为断层接触， 上盘为大红裕组石英砂岩质砾岩， 下盘为海房沟组富成 分砾岩。断裂带内可见砂岩质角砾岩及断层泥。3. 首山路线断裂构造 在首山路线中，

30、串岭沟组可见多组断层，发育牵引构造，为一个低角度逆断层， 产状为 7326，发育断层破碎带，破碎带内可见挤压片理和构造透镜体，并发育 石香肠构造，是刚性岩层夹于塑性岩层中，由于挤压作用被拉断形成。4. 牤牛山路线断裂构造 在牤牛山路线中，蛤蟆山组可见两期断层构造，早期断层产状 3485, 晚期断层 构造 7078, 鮞状铝土矿被两组断层错开。（二）褶皱1. 杨家杖子向斜杨家杖子向斜是区内规模最大的褶皱构造， 整体形态呈近东西向展布的横 长方形。杨家杖子向斜又可识别出笔架山 - 下黑鱼沟向斜和笔架山下长茂向 斜两个刺激向斜构造。2. 白庙子背斜向斜构造 白庙子路线上可见一系列褶皱现象， 从路线上

31、的地层产状不断变化而测量出 褶皱产状， 褶皱地层为杨庄组灰白色中薄层含燧石条带、 燧石结核亮晶白云质灰 岩。这里一共出现了 4 个向斜和 3 个背斜，剖面起点处出露地层产状为 23 35；20米处产状为 4312；32 米处产状：8721；80米处产状：25 30； 84米处产状： 40 21； 94 米处产状： 67 40； 98米处产状： 70 21：108米处产状： 93 22；130米处产状： 140 31； 142米 处产状：146 21；162米处产状：235 15；174 米处产状：33525； 该褶皱的成因是在断层引起的牵引褶皱，多由拉张力作用下产生。3. 上富儿沟 - 王家店

32、断裂相关褶皱 在垂直褶皱走向的剖面上， 可见有中寒武统张夏组厚层鲕粒灰岩构成向斜核 部，中寒武统徐庄组和下寒武统毛庄组在两翼对称分布。（三）韧性变形1. 台里海滨路线韧性变形构造 根据台里海滨路线观察糜棱岩的变形特征及其穿切关系， 可以总结出兴城地区发 育多次韧性变形。岩石构造变形次序是：（ 1）花岗闪长质糜棱岩发生透入性韧 性变形，面理产状 35065;（2） 眼球状花岗质糜棱岩发生透入性韧性变形，糜棱 叶理产状 32661。这次韧性变形强度较大，对第一次透入性韧性变形改造较彻 底。（ 3）花岗闪长质糜棱岩和眼球状花岗质糜棱岩遭受糜棱岩化变形。在韧性 变形过程中发生多次脆性变性， 有伟晶岩脉

33、、 花岗细晶岩脉、 含石榴子石花岗细 晶岩脉、辉绿岩脉侵入。经韧性变形作用形成，风化面灰黑色，具有变晶糜棱结构，眼球状构造，眼球成 分为长石晶体和长英质矿物集合体，直径约 20mm，形状以椭圆状拖尾为主，个 别为次棱角状长石斑晶， 其中拖尾呈须状， 明显可见新生矿物长石， 发育压力影， 原岩为斑状二长花岗岩。2. 牤牛山路线滑塌构造在牤牛山路线中， 马家沟组灰岩内部可见滑塌构造， 是岩石在塑性状态下沿斜坡 滑动形成的。第五章 矿产兴城地区矿产资源丰富，有多种金属矿产和非金属矿产。（一）金属矿产1. 铝土矿本区可见三个铝土矿层，下部铝土矿层（ G层）产于本溪组底部，厚约 1 2m，矿层厚度有一定

34、变化， 沿走向矿层中的含铝量变化较大， 大多数为含铝细砂 岩、粉砂岩，局部地段为致密状或鲕状铝土矿；中部铝土矿层产于二叠系山西 组中，为一层致密状铝土矿；上部鮞状铝土矿层（ D层）产于二叠系蛤蟆山组黄 褐色砾岩中，表面光滑，矿体呈层状、透镜状与围岩整合产出，并被断层错开。 2. 煤矿石炭二叠系是全球重要成煤期，我国石炭 - 二叠纪煤系主要分布在华北地 台，约有三分之一的煤储量产于该含煤岩系中在牤牛山路线中我们看到了一个已 经废弃的煤矿场为兴华煤矿，开采曾位于太原组煤层，厚 2.5 6m，属中厚厚 层煤层，所开采煤层煤矸石较多，为劣质无烟煤。煤层的底板为沼泽相泥岩，粉 砂岩，顶板为海相石灰岩。3

35、. 山西式铁矿 山西式铁矿矿体主要分布于忙牛山一带上石炭统本溪组底部， 为古风化壳型褐铁 矿层，风化面紫红色。矿体呈似层状透镜体状，厚约 0.20.6m 之间。矿石主要 为蜂窝状褐铁矿，见有少量致密状褐铁矿。5. 金属硫化物矿脉 在上富儿沟 - 王家店断裂引起的向斜中， 中寒武统张夏组厚层鲕粒灰岩构成核部， 灰岩中发育铜、锌、铂等多金属硫化物矿脉，呈树枝状，长约 100m,未见热液浸 染现象，推测为中低温碳酸盐矿床，并存在多个矿化期。（二）非金属矿物1. 石灰岩矿开采层位是奥陶系的马家沟组灰岩。 马家沟组灰岩厚度大， 质地较纯， 用于 制作工业原料，制作电石等，具有很高的经济价值。第六章 地质

36、构造发展史 兴城地区区地质构造发展史大体可分为三个阶段： 华北板块（华北地台） 基 底形成阶段、华北板块（华北地台）盖层发展阶段和大陆板内变形活化阶段。6.1 华北板块（华北地台）基底形成阶段 在太古宙， 本区形成了早期大陆型地壳， 以海相中基性火山岩和碎屑沉积为 主，经区域变质作用改造为变质表壳岩； 之后 TTG系列岩浆侵入并在较深地壳层 次发生中深区域变质作用； 晚期有大规模深成酸性侵入体形成 （为绥中花岗岩） 。 以绥中花岗岩、 TTG系列花岗质片麻岩及其中的早期变质表壳岩包体为主的太古 宙岩石构成华北地台（板块）刚性基底主体部分。古元古代时期，区内处于隆升剥蚀，形成山海关古隆起。古元古

37、代末（ 18.5 亿年）发生吕梁运动，形成统一的华北板块（地台）区，同时伴有深成岩浆侵入 及深成变质变形作用，表现为黑石岗岩体的侵入以及构造片麻理的形成。6.2 华北板块（华北地台）盖层发展阶段中元古代至三叠纪，本区进入地台盖层沉积阶段。形成三套沉积盖层。第一套为中、 新元古代陆内裂陷槽沉积。 中元古代长城纪早期本区沉积了常 州沟- 串岭沟期的陆地边缘相沉积物。常州沟期海侵加大，串岭沟期海水广布， 为闭塞海湾 - 泻湖环境。团山子期发育砂质碳酸盐岩沉积。团山子期末发生了全 区性海退，本区普遍抬出水面， 经受风化剥蚀。 大红峪期本区发生了大规模海侵， 沉降范围扩大， 形成了大红峪期大面积超覆。

38、大红峪组底部不整合界面代表的兴 城运动发生在长城纪内，是一次造陆运动，广泛影响燕山裂陷槽东部边缘地区。 高于庄期海侵进一步扩大， 广泛发育内源碳酸盐沉积。 高于庄期末期受到滦县抬 升影响，沉积间断剥蚀。蓟县纪杨庄期重新海侵形成了一套地台 - 沿岸滩相沉积 物。雾迷山期海侵扩大到高峰， 接受内源碳酸岩沉积物。 雾迷山末期燕山裂陷槽 东部边缘隆起， 经受风化剥蚀， 代表芹峪运动的影响。 直到新元古代青白口纪长 龙山期本区开始沉降， 以滨海陆屑滩相沉积为主， 景儿峪期发育碳酸盐沉积。 景 儿峪末期，蓟县运动使全区上升，结束了元古宙陆内裂陷槽沉积史。第二套沉积盖层为下古生界， 为典型的稳定浅海碳酸盐岩建造。 早寒武世本 区再度沉降海侵，至中寒武世早期形成内源碎屑岩夹泥岩建造。本区处于干旱、 炎热的气候条件，海水蒸发量大，含盐度高，处于氧化环境，为闭塞 - 半闭塞环 境。中、晚寒武世海侵扩大，以内源碳酸盐沉积为主，气候温暖，为半闭塞开阔