秭归地质报告最终版.doc

三峡秭归地质实习报告专业：水利水电工程班号：2013级水电五班组长：陈帅2013301580139成员：李双2013301580021邓锐2013301580160周唱2013301580215 赵秋湘2013301580215 刘宗甜2013301580206指导教师：陈益峰实习日期2015.11.11-2015.11.15武汉大学水利水电学院目 录一、前言（李双、邓锐）11.1实习目的与意义11.2实习区地质概况11.3实习路线安排2二、实习区自然地理经济条件（李双、邓锐）32.1自然地理32.1.1地理位置32.1.2行政概况32.1.3交通情况32.1.4矿产资源32.1.5水力资源42.2自然经济42.2.1经济形式42.2.2发展概况42.3气象水文52.3.1气候52.3.2降雨量52.3.3蒸发量52.3.4水文特征5三、实习区区域构造背景（李双、邓锐）63.1地形地貌63.2构造地质背景73.2.1褶皱构造73.2.2区域性大断裂83.3新构造运动及区域稳定性83.3.1地壳隆升运动93.3.2断裂活动性93.3.3地震活动性9四、实习区工程地质条件（李双、周唱、赵秋湘、刘宗甜）104.1地层岩性（李双）104.1.1概况104.1.2沉积岩114.1.3岩浆岩154.1.4变质岩164.2地质构造（周唱）174.2.1概述174.2.2褶皱构造174.2.3断层构造（断层与节理）184.3河流地貌（周唱）204.3.1概述204.3.2河流的侵蚀作用204.3.3河流的底蚀作用204.3.4河流的侧蚀作用204.3.5河床204.3.6河漫滩204.3.7阶地204.3.8冲积物214.4水文地质作用（赵秋湘、刘宗甜）214.4.1岩溶水文地质214.4.2泉234.5物理地质现象（赵秋湘、刘宗甜）244.5.1概述244.5.2风化254.5.3滑坡254.5.4崩塌274.5.5卸荷284.6岩体工程问题分析（赵秋湘、刘宗甜）294.6.1地下洞室工程位置选择294.6.2棺材岩325.结语（陈帅）32六.附件336.1实习记录336.1.1.第一天（刘宗甜、赵秋湘）336.1.2.第二天（陈帅、邓锐）396.1.3.第三天（刘宗甜、赵秋湘）426.2实习日志466.3实习附图（陈帅、邓锐）55 三峡秭归地质实习报告 2013级水电五班 陈帅组一、前言（李双、邓锐）1.1实习目的与意义 通过八周的工程地质的课堂理论学习，我们对于地质这门学科有了初步的认识，但我们的认识只限于老师的口头讲述与教材的理论知识，我们意识到要想学好工程地质，仅仅依靠这些是不够的。 野外实习教学是本课程的重要环节，它不只是印证、巩固，加深课堂教学的内容，而且有相当多的内容是课堂上无法讲授或学生在课堂上无法全面掌握的知识和内容。野外实习的意义在于巩固和加深理解在课堂所学的理论知识，使理论与实践紧密相结合，提高教学效果，学会野外观察地质现象和分析评价工程地质问题的初步能力，为今后学习，工作中使用分析地质资料打好基础。因此，此次地质实习是很有必要的，此次实习的目的有以下几点：（1）掌握野外地质工作的基本方法与要求步骤 ,通过实际考察了解各种地质现象，掌握地质地貌野外调查的基本方法，培养实践技能。（2）培养地质报告的撰写能力，为今后阅读工程地质、水文地质的文献奠定基础。（3）掌握野外相关地质平面图与剖面图的阅读和绘制方法。（4）以小组为单位、分工合作，自己动手测量，亲自观察，培养我们艰苦奋斗的生活作风，实事求是、团队协作的工作作风。由老师带队，实行严格的军事化管理，加强我们的集体荣誉感，培养我们的纪律性。1.2实习区地质概况 秭归县位于湖北省西部，长江西陵峡两岸，地跨东经110181110，北纬30383111，东邻宜昌，南连长阳，西接巴东，背靠兴山，县境东西最大横距66.1km，南北最大纵距60.6km，西端牛口距三峡大坝仅58km，国土面积2427km。全县人口41万，现辖12个镇、乡，即：茅坪、归州、屈原、沙镇溪、两河口、郭家坝、杨林桥7镇，水田坝、泄滩、梅家河、磨坪、周坪5乡，全县共有463个村民委员会、3245个村民小组。县内交通便利，沿江两岸集镇较多，黄金水道沟通川汉宁沪，水路交通极为方便，公路交通以宜秭公路、移民复建的秭兴公路、风茅公路、沿江公路为干线，乡镇及村级公路为支脉，基本形成了村村通公路的交通网。 全县境内矿产资源丰富。主要有：煤、金与银矿、铁矿及地热等。此外，还有锰矿、铜矿、铅锌矿、石膏、磷矿、石灰石的矿产。矿产资源给该地区带来了巨大的经济效益。此外，三峡大坝建成后，也为此地的旅游产业带来了新的高峰点，成为本地区又一大收益来源。农业方面，秭归地区盛产柑橙，成为湖北地区富有名气的柑橘之乡，这为当农民带来了较高的经济收入。1.3实习路线安排路线1：茅坪港林检站杉木溪大桥1000万（小断层）九曲垴桥加水站围棋子加水处4黑横敦岩兰陵村（地堑）水文站（问天锏）九畹溪村1组（民房）加油站九畹溪大桥（棕岩头隧道西出口）下煤厂（抬上坪隧道以西）鲤鱼潭隧道以西链子崖（终点）郭家坝狮子包滑坡（依时间而定）。路线2：石板溪危岩体（花鸡坡1）花鸡坡2（加水1元）南沱、陡山沱界线2黑2黑3白界线棺材岩樟树庄（采石场）雾河砖厂和尚洞。路线3：陈家冲建东村日月坪茶坊泗溪公园门口河床泗溪公园内采石场泗溪一级站厂房泗溪一级溢流坝渔泉洞迷宫泉三吊水。二、实习区自然地理经济条件（李双、邓锐）2.1自然地理2.1.1地理位置秭归县位于湖北省西部，长江西陵峡两岸，地跨东经110181110，北纬30383111，东邻宜昌，南连长阳，西接巴东，背靠兴山，县境东西最大横距66.1km，南北最大纵距60.6km，西端牛口距三峡大坝仅58km，国土面积2427km。2.1.2行政概况 全县人口41万，现辖12个镇、乡，即：茅坪、归州、屈原、沙镇溪、两河口、郭家坝、杨林桥、九畹溪8镇，水田坝、泄滩、梅家河、磨坪4乡，全县共有463个村民委员会、3245个村民小组。2.1.3交通情况 县内交通便利，沿江两岸集镇较多，黄金水道沟通川汉宁沪，水路交通极为方便，公路交通以宜秭公路、移民复建的秭兴公路、风茅公路、沿江公路为干线，乡镇及村级公路为支脉，基本形成了村村通公路的交通网。秭归是三峡坝上库首第一县，长江“黄金水道”横贯县境64公里，自古以来就是长江上游的交通咽喉。县城距三峡国际机场50公里，距宜昌火车站40公里。2.1.4矿产资源至2010年，勘探、开采矿产资源20多种，主要有：（1）煤。地质储量4505.8万吨，累计开采486万吨。煤炭质量属于低质煤，发热量在30005500大卡之间，含硫量在0.2%2.5%之间。（2）黄金。累计探明储量3822.85千克，累计开采量为1962.85千克。（3）硅石。硅石在县内分布较广，现已探明储量51万吨。（4）饰面用灰岩。现已经探明储量4097.18万吨。另有水泥用灰岩、石膏、铁矿、铜矿、砖瓦用页岩、高岭土、重晶石矿，储量都比较丰富。2.1.5水力资源 秭归县水利资源优势明显，长江横贯东西64公里，l35条溪河汇成8条水系注入长江，形成以长江为主干的“蜈蚣”状水系。8条水系为青干河、童庄河、九畹溪、茅坪河、龙马溪、香溪河、吒溪河及泄滩河，流域面积1952.5平方公里。秭归县年平均径流量18.37亿立方米。县内共有水库20座，其中小（）型4座，小（）型l6座，承雨面积138.65平方公里，总库容3839.86万立方米，有效库容2704.47万立方米，灌溉面积2000公顷。县内地下水蕴藏量4.89亿立方米。在水能资源利用方面，现已开发建设水电站109座，装机容量8.52万千瓦。2.2自然经济2.2.1经济形式 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。农特资源丰富各样，盛产柑桔、橙、茶叶、烤烟、板栗等，其中脐橙、锦橙、桃叶澄和夏橙号称“峡江四秀”，尤以脐橙盛名，有“中国脐橙之乡”的美誉。2.2.2发展概况 秭归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。正在努力实现“特色农业大县，精品工业强县，三峡旅游名县，库区经济富县”的宏伟目标。2.3气象水文2.3.1气候 秭归属亚热带大陆季风气候。海拔600米以下地区，夏热冬暖；600米1200米地带，温和湿润，冬冷夏凉；1200米以上地区，冬寒无夏，具有典型的山区气候特征。境内山峦起伏，气候垂直变化明显。初春气温回升快，冷空气活动频繁，常有倒春寒现象；初夏气候温和，雨水适中，盛夏日均气温一般在27以上，常有特大暴雨、洪涝出现，夏末湿度减小，炎热少雨，常有伏秋连旱出现；秋季冷暖气团活动频繁，常出现阴雨连绵天气；冬季气候比较暖和，少雷雨。县内气候分低山河谷温热区、半高山温暖区、江南南部温湿区、江北东部温凉区，分别占秭归县总面积的20.9%、56.1%、16.4%、6.6%。2.3.2降雨量 秭归县内年降水量9501590mm，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100m，降雨增加3555mm。最大年降雨量为63年，1430.5mm，最小年降雨量为66年，733mm。每年68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120140天。降雨量达50mm以上的暴雨多发生以上更少，最大发生于1975年8月9日，24小时降雨达258.7mm。2.3.3蒸发量年均蒸发量多于降水量，河谷区平均蒸发量1428.4mm。8月份蒸发量最高，平均为214.8mm。2.3.4水文特征区内河流水系发育，在未建库前，境内长江水宽150300m，流速1.52.0m/秒，正常流量0.30.5万m/秒，多年平均流量1.4万m/秒。区内溪流网布，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。几条河流基本情况如表21(建库前)。 河流名称全长（km）河床均宽（m）平均水深（m）平均坡降（%）平均流量（m /s）青干河境内53.950.01.010.919.06童庄河36.650.00.622.06.36九畹溪42.340.0110.00.830.617.5茅坪河境内23.940.00.242.02.47龙马溪10.02.598.01.11香溪河境内11.180.01.55.1247.4吒溪河境内52.440.013.58.34泄滩河17.6120.063.01.93三、实习区区域构造背景（李双、邓锐）3.1地形地貌秭归县地处我国地势第二级阶梯向第三阶梯的过渡地带，境内山脉为大巴山、巫山余脉。地貌上划为板内隆升蚀余中低山地，总体地势西高东低，西部隆起山区与东部江汉凹陷平原形成明显的差异。长江自西向东流经境内，将县城一分为二分南北两部分。因其构造地块升降、长江下切及地貌剥夷作用，形成自西向东、自长江两岸分水岭至河谷的层状地貌格局，以长江为最低谷地、显示地势起伏，层峦叠嶂的恢宏景观。秭归东段为黄陵背斜，西段为秭归向斜，属长江三峡山地地貌。长江由西向东将县境分为南、北两部分，江北北高南低，江南南高北低，呈盆地地形。境内山脉为巫山余脉，最高点云台荒海拔2057米，最低点茅坪河口海拔40米，海拔800米以上高山128座，2000米以上高山2座。县境内群山相峙，多为南北走向，形成秭归县广大起伏的山岗丘陵和纵横交错的河谷地带。由于长江水系，地面切割较深，大片平地少，多为分散河谷阶地，槽冲小坝，梯田坡地。3.2构造地质背景本区总体构造格局及行迹都是地质历史时期构造演化的产物，1825亿年的古元古代时期，大陆边缘拉张，后接受一套火山岩与陆源碎屑及碳酸岩的沉积（现称之为崆岭群）。至中元古时期（1018亿年），经神龙运动，使盆地沉积在其作用下变质为变质岩系。新元古代（819亿年），经晋宁运动，主体以SE-NNW向挤压作用使前震旦纪地层强烈褶皱、断裂和变质，伴之多期岩浆侵入，形成了古老的结晶基底（通称黄陵地块）及基底构造。从晚元古代晚期到中生代晚期（1.35-8.0亿年），处于较稳定陆块环境，以构造升降为主，长期接受地台型沉积，在上志留纪和下泥盆纪期间经历剥蚀作用。中生代晚期的侏罗纪时期（0.051.37亿年），发生燕山运动，是盖层岩系普遍褶皱、断裂，形成断陷、坳陷盆地并接受沉积。喜山运动时期（0.20.65亿年）本区结束沉积作用，呈现为大面积差异升降运动及掀斜运动。3.2.1褶皱构造1.黄陵背斜黄陵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），轴面倾东。实习区内南北轴长26km（全长120km），东西宽13km（总宽度85km）。西翼岩层产状倾角较陡（3040度）；东翼岩层产状倾角较缓（815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，两侧形成盾地，实习区内只有西侧盾地，即秭归向斜。2.秭归向斜 构造形变较弱，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，其轴向为北1020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，核部由侏罗系内陆湖相碎屑岩地层所组成，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，主题围绕仙女山展布，轴向近南北略偏西，长10km，宽34km。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.局部小褶皱 陡山沱组平卧褶皱：发育在陡山沱组底部白云岩中，褶皱旁观察到波痕。此地处于断裂带中，地层向下滑动，使稍薄岩层发育平卧褶皱。 九畹溪覃家庙组褶皱：下部为石龙洞组的灰色薄层泥质条带灰岩，上部为覃家庙组灰色薄层白云岩夹泥质条带，质软，易发生构造现象。该褶皱主要发育在覃家庙组。3.2.2区域性大断裂指切割深度较大的断层构成本区构造格局的重要部分，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、牛口断裂、都镇湾断裂等。伴随较大断裂的差异活动形成断陷，坳陷盆地，如远安、仙女山、恩施、建始等盆地，形成盆地内巨厚的白垩老第三系红色岩层。喜山运动进一步作用，使红层有轻微变形，局部断裂有微弱继承性活动。全区转入新构造运动时期的整体上升。3.3新构造运动及区域稳定性燕山运动后，全区转入新构造运动时期，新构造运动总体表现为鄂西山地大面积总体隆升，地震活动及断裂活动等特征。3.3.1地壳隆升运动自喜山运动以来，大致以南津关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。根据山原期夷平面推算，200万年以来，鄂西山地相对江汉坳陷，平均上升速率为0.5mm/a.据长江河谷阶地推断，近20往年来，平均上升速率约0.30.4mm/a。据三峡区大地水准测量资料，三峡地区在总体隆升背景上，总的具有重庆万县段上升59mm/a；万县秭归段下降约35mm/a;香溪宜昌段上升约24mm/a。3.3.2断裂活动性 区内未发现证据确凿的第四纪断裂，也未见新近沉积物变形及错断现象，断裂活动性主要表现为老断裂的继承性活动。但据长期监测资料及测绘情况，表明仙女山九湾溪断层最新明显活动年龄分别为17和14万年左右，现今仍有小程度微量位移，对这两条断裂是否存在活动性，仍有不同看法。3.3.3地震活动性该区早在公元前143年便有地震记录。二千年来，距该区200km以外，曾发生过4次6.5级左右的地震，5级以上的地震也都在距本区130km以外。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6970km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：（1）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M4级地震，马良坪地震位于此带；（2）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M1.0级地震93次，潘家湾地震位于此带。（3）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M1.0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15kin以内，属浅源地震。实习区地震基本烈度为度区。四、实习区工程地质条件（李双、周唱、赵秋湘、刘宗甜）4.1地层岩性（李双）4.1.1概况 25-18亿年（早元古代），该地区处于海洋与陆地的交界边缘，地势相对较低，可以接受各种沉积，形成沉积岩。 18-10亿年（中元古代），由于吕梁运动，该地区古老地层经受变质作用，形成变质岩。伴随岩浆侵入，在约16.88亿年，形成辉长辉绿岩。 10-8亿年（晚元古代），由于云南晋宁运动，古老的沉积岩层进一步变质，发生第二次更强大的岩浆侵入运动，形成花岗岩岩基，混合岩为其主要特点，最终形成黄陵基底（8.8-8.2亿年）。 震旦系之后，该地区地壳进入相对稳定时期，直至三叠纪晚期到白垩纪时期，由于燕山运动，地壳由于挤压形成褶皱，以黄陵背斜与秭归向斜为主要代表。喜山运动使地壳剧烈抬升，使得后来地层出现缺失。 三峡含有完整地层，在花岗岩的基底和中元古界崆岭群的变质岩之外沉积了上元古界震旦系下统的莲沱组（Z1l）、南沱组（Z1n）和上统的陡山沱组（Z2d ）、灯影组（Z2dy），古生界的寒武系下统水井沱组（1s）、石牌组（1sp）、天河板组（1t）、石龙洞组（1sl）和中统覃家庙组（2q）及上统三游洞组（3sy ），奥陶系（O），志留系（S），第四系（Q）松散沉积物等地层。4.1.2沉积岩 沉积岩是在地壳表层常温、常压条件下，由风化产物、有机物质和某些火山作用产生的物质，经搬运、沉积和成岩等一系列地质作用而形成的层状岩石。沉积岩是实习区内分布于地表最广泛的岩类，其中包括碎屑岩（砾岩、砂岩）、黏土岩（泥岩、页岩）、化学生物岩（石灰岩、白云岩、泥灰岩）等。1、震旦系莲沱组地层Z1l莲沱组沉积岩由厚层的砂岩和粉砂岩组成，也有页岩砂岩的互层和夹层，呈图1 页岩夹层图3 岩性二三段分界点图4 岩性四五段分界点图2 底砾岩 砖红色（如图1），含有铁质物质。底部与下伏花岗岩为沉积接触，底部有底砾岩（如图2）。实习时以泗溪附近九大岩性段为代表，这一带的莲沱组在两次的海进海退作用下形成明显的9个岩性段，第一至第三段为砂岩夹页岩，砂岩为中厚层，节理不发育（如图3）；从第四段开始页岩变厚，砂岩变薄，到第五六段变为了砂页岩互层（如图4），到第七段局部变为页岩夹砂岩，反映出水动力条件的减弱，第九段变为巨厚层长石石英砂岩。九曲脑中桥附近的莲沱组岩层不可见，在泗溪路线测得岩层产状为150,24321。2、震旦系南沱组地层Z1n 南沱组主要岩性为冰碛砾岩（如图5）夹有泥质岩，砾石厚层状结构，颜色以暗绿、灰绿色为主，新鲜的为肉色，有擦痕，由于冰川运动形成。表面有羽状剪节理，南沱组表层风化程度较高，层理交错复杂，产状不规则，难以测量。 主要分布于第一天路线九曲脑中桥后的一段路程，泗溪路线的两岸山崖附近等地。3、震旦系陡山沱组Z2d 总体呈现“一白二黑三白四黑”的分布规律（如图6），各层之间为整合接触。图5 冰碛砾岩一白：主要成分为白云质灰岩，还有灰泥岩，局部有泥质岩，底部层厚，层理比较发育，层内层理发育，抗溶蚀能力差，部分岩石层面上出现波痕。二黑：黑色主要是由于有大量的炭化页岩，薄层中含有围棋子结核，岩层为中厚层，裂隙发育，发育厚度大概30公分左右。产状平缓，九曲脑中桥前走数百米段所见二黑层面倾向西，有两组节理切割。图6 陡山沱组“一白二黑三白四黑”三白：岩石的主要成分为白云质灰岩，链子崖路线的“三白”产状明显变陡，岩层弯曲形成平卧褶皱，有滑脱作用。库区路线测得产状为321，24534四黑：岩石的主要成分为硅质岩，黑灰色，质软，岩体多为碎石岩体，其鉴定标准是含有燧石条带，四黑为相对隔水层，常夹有煤层。4、震旦系灯影组Z2dy灯影组地层岩体总体呈现两白夹一黑的规律分布，厚层结构，层理清晰。“两白”为白云质灰岩，“一黑”为泥质条带灰岩，软硬互层，易形成陡崖。 图7 灯影化构造灯影组因灯影构造（如图7）明显，故以此命名，是由于“四黑”中的有机质气体向外逃逸产生了压力。在高家溪路线上的棺材岩危岩体处能明显的看到灯影构造。此外由于在地质构造运动中产生裂缝，后期被方解石等次生矿物填充，在岩石表面形成白色脉状花纹，排成竹叶状、火炬状等不同形状（如图8）。图8 白色脉状花纹灯影组地层与下伏岩层陡山沱组呈整合接触，与上覆岩层寒武系下统水井沱组呈平行不整合接触。5、寒武系水井沱组1s 水井沱组地层岩性以晶质灰岩为主，此处有典型的锅底头结核（如图9），岩石的石英质含量在1020%之间，中间的结核受压破坏，这种现象被称为“页理化”灰岩，岩体表面风化较强。6、寒武系石牌组1sp图9 锅底头结核 石牌组下段底部由碎屑岩组成，同时含有长石石英砂岩；中部为白云岩；上部岩石为泥质粉砂岩和粉砂质泥岩，岩体松弛，形成张拉裂缝，卸荷松弛严重，透水性弱，可作为库区的隔水层。石牌组岩层与水井沱组和上覆岩体天河板组均为整合接触。在库区路线测得产状为356,265157、寒武系天河板组1t天河板组岩层主要成分为厚层巨厚层石灰岩、白云质灰岩，层间含泥质条带（如图10），层理发育良好。含古生物化石，在链子崖路线可以观察到指纹状的古生物胶体化石（如图11）。与下伏石牌组和上覆岩体石龙洞组均呈整合接触。8、寒武系石龙洞组1sl图10 泥质条带 在棕岩头隧道附近和泗溪路线可见，岩性主要为浅灰色、灰色中厚层微晶粉晶白云岩、岩溶角砾岩夹中厚层状白云岩，棕岩头隧道附近可观察到有部分页岩。棕岩头隧道处与覃家庙组整合接触，泗溪路线可观察到微晶质白云岩结构，有典型刀砍纹（与石灰岩区别）9、寒武系覃家庙组2q图11 指纹状生物胶体化石图12 叠层石 覃家庙组岩层主要成分为石灰岩，泥质含量多，岩层变薄，石灰质减弱，容易侵蚀。主要分布于九畹溪大桥附近，在此处由于滑脱作用而形成平卧褶皱，有明显的平行于坡面的张拉裂缝。覃家庙只在九畹溪处形成了陡崖。泗溪路线在渔泉洞处也观察到覃家庙岩层。与上覆三游洞组及下伏石龙洞组均呈整合接触。10、寒武系三游洞组3sy 三游洞组主要成分为灰色巨厚层白云岩，含燧石结核。中间有一薄层状泥岩，呈土黄色。存在两组以上断层。岩体表面有裂隙发育，并含有软弱夹层，夹层厚度约为4l0cm。与下伏岩体覃家庙组呈整合接触。在聚集坊码头处下层为覃家庙组，含方解石脉，含有大量低等生物和其他物质，形成化石群，最后形成叠层石（如图12），是碗状结构。11、奥陶系 在库区路线鲤鱼潭隧道至屈原镇段可以见到奥陶系地层，岩石为瘤状灰岩和一部分角石。其中瘤状灰岩（如图13）是由于海相沉积，通过泥裂和龟裂作用之后经过填充作用形成。12、志留系图13 瘤状灰岩图14 铁质锈斑 岩石为灰绿色和黄绿色的粉砂岩，年代久远，沉积的时间很长。岩石表面可以明显看到铁质锈斑（如图14）。层理层面发育明显，含有粉砂质泥岩和泥质粉砂岩，既有全风化的岩层也有微风化岩层。4.1.3岩浆岩图15 岩脉图15 岩脉 岩浆岩又称火成岩，是由岩浆凝固后形成的岩石。实习区域所在黄陵背斜处于大面积侵入的岩浆岩岩体之上，主要为早元古代岩体侵入于震旦系崆岭群中，岩体分为二期侵入，第一期侵入的辉长辉绿岩，年龄约为16.88 亿年，我们实习观测的侵入岩属于第二期，为花岗岩，年龄约为8.88.2亿年。矿物成分以石英和长石为主，也含有少量黑云母，全晶质粒状结构，块状杂斑构造。颜色为肉红色，灰白色等。花岗岩和沉积岩为沉积接触；花岗岩岩脉与崆岭群为侵入接触。 在库区路线采石场一带，黄陵花岗岩为粗砂结构，颜色黑白相间，其中深色矿物为黑云母和角闪石，浅色矿物为石英和正长石。岩体结构为块状，并可以观察到侵入的岩脉（如图15）中部为粗颗粒，靠近围岩部分为细颗粒；岩体上可见剪切节理和张节理，测得产状为面向观测者构造面为50，30880斜向剪节理250，33078 竖向剪节理33，9580张节理21,9886 岩脉110，19034 在高家溪路线观测到黄陵花岗岩与沉积岩沉积接触，上部有古风化层，莲沱组沉积岩下部有底砾岩，整体块状结构，节理间距大于一米，构造3组解理面，解理面产状：1、320，272 642、220，13085，第三组节理面产状未测到。4.1.4变质岩图16 斜长角闪岩 变质岩是由于地壳运动和岩浆活动等造成物理化学环境的改变，受高温、高压及其他化学因素作用，使原来岩石的成分、结构和构造发生一系列变化，所形成的新的岩石。该区域内的变质岩为副变质岩，系岩体侵入下，由于地壳运动和岩浆活动等造成物理化学环境的改变，在高温、高压条件及其他化学因素等变质作用 图17 片麻岩 该地区观察到的主要为崆岭群变质岩，崆岭群是最古老的地层，岩石多为元古代形成，属于区域变质岩，母岩来源比较复杂，它与黄陵花岗岩为侵入接触，同时具有相互穿插关系和包裹关系。岩石以斜长角闪岩（如图16）为主，呈黑白条带相间状，白色的矿物为斜长石和石英，其中斜长石含量大于10%，石英含量较少；黑色矿物主要为角闪石，含量超过50%。有的地方片麻构造明显，故也有一些脉理清晰的片麻岩（如图17）。4.2地质构造（周唱）4.2.1概述地质构造是组成地壳的岩层或岩石发生变形或变位的现象。在秭归地区，发现了较多的褶皱构造、断裂构造以及节理。4.2.2褶皱构造1、地层：褶皱发生的地层面一般为韧性-塑性的，基本形态可分为背斜和向斜。2、褶皱要素：（1）核。泛指褶曲的核心部位，故也称核部，背斜核部由相对较老的岩层组成，向斜核部则由新岩层组成。（2）翼。泛指核部两侧的岩层。（3）轴面。平分两翼的假象面，是平面或曲面。（4）轴。轴面与水平面的交线，也称轴线，轴线的方向就是褶曲的延伸方向。（5）枢纽。同一层面上最大弯曲点的连续，即层面与轴面的交线。（6）转折端。从一翼向另一翼过渡的弯曲部分，即两翼岩层的汇合部分。图18 平卧褶皱3、形成机理：在构造应力的作用下，岩石的层面或其他构造面发生连续弯曲变形，从而形成褶皱。绝大多数褶皱是在水平挤压力作用下形成的，但也有少数是在垂直力或力偶作用下形成的。在层状岩层中最明显，在块状岩体中则很难见到。4、实习中见到的褶皱：棕岩头隧道出口图18 平卧褶皱九畹溪右岸峭壁有一巨大的明显的平卧褶皱（如图18），其轴面与两翼岩层近乎水平，一翼层位正常，另一翼倒转。库区路线陡山沱组三白位置为N305248.02，E110530.62，岩石产状明显变陡，岩层弯曲形成平卧褶皱，有滑脱作用。库区路线一白图19 倒转向斜位置为N305251.02，E1105310.24，此处可明显观察到一个倒转向斜（如图19），岩石为陡山沱组“一白”，主要成分为白云质灰岩，还有灰泥岩，局部有泥质岩。4.2.3断层构造（断层与节理）1、节理定义：节理是指那些有一定成因、形态和分布规律的裂隙。剪节理：由剪应力所形成的破裂面；张节理：由拉应力所形成的破裂面2、断层定义：岩层或岩体杂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。3、断层形成机制：断层形成机制包括断层破裂的发生和断层的形成、断层作用过程与应力状态、岩石力学性质，以及断层作用与断层形成环境的物理状态等问题。从断层破裂的微观机制考虑，当岩石受力超过岩石的强度极限，即差应力超过其强度极限时开始破裂。破裂首先从微裂隙开始，微裂隙逐渐发展，相互联合和扩展，形成明显的破裂面，即断层两盘借以相对滑动的破裂面。断裂开始出现时的微裂隙一般呈羽状散布排列。微裂隙或者属于剪裂，或属张裂性质。当断裂面一旦形成而且差应力超过摩擦阻力时，两盘就开始相对滑动，形成断层。随着应力释放或差应力趋向于零，一次断层作用即告终止。4、实习中见到的节理：三斗坪采石场图20剪节理图21 张节理岩体上可见剪切节理和张节理。剪切节理节理面（如图20）平直光滑，成闭合状，岩脉错动；张节理（如图21）起伏不平，裂隙弯曲粗糙。 杉木溪桥头附近越靠近断层节理越发育，可明显观察到有许多“X”形剪节理（如图22）。图22 X节理某处陡山沱组二黑位置为N305251.18，E110536.97处，产状平缓，层面倾向西，有两组节理切割。某处莲沱组与南沱组分界位置为N 304652.47，E1110216.61，南沱组处剪节理，层理交错复杂，形成原因为冰川运动，该处产状不规则，层理复杂交错，难以测量。5、实习中见到的断层：杉木溪桥头附近此处为一个正断层，断层两侧地层走向明显。茶园坡（灯影组与水井沱组界限点，震旦纪和寒武纪界限点）该处地层层隙错动，两条正断层共同形成地堑，形成原因为两侧相向倾斜沿断层面上升，中间岩层下降。某处石牌组与天河板组界限点位置为N305252.95，E110515.79，有泥质条带，层理构造发育，岩体破碎，有一个正断层。聚集坊三游洞组（叠层石出露处）该处存在存在两组以上断层。（如图23为其中一个断层）和尚洞图23 断层断层从上到下切开,地下水从此通过,溶蚀逐步扩大,地表水也改道从此流过,并携带二氧化碳,进一步溶蚀,加剧扩张。断层近似直立，根据产状延展分析，洞口左侧盘下降，右侧盘上升。观景台下方的南沱组断层的左边为上盘，右边为下盘，规模大，影响带宽。产状则是左侧向下，右侧向上。采石场滑面该处有一规模较大的断层，宽度较窄，形成原因类似于和尚洞中的断层。4.3河流地貌（周唱）4.3.1概述秭归地处川鄂咽喉，长江西陵峡两岸。县内河流水系发育，地表水资源比较丰富，水质优良，溪流网布，交错排列，为典型的山区河谷地貌区，河流两侧多为中高山，河谷横剖面较宽、浅，谷面开阔。4.3.2河流的侵蚀作用河流从高处向低处流动过程中，不断地对谷底和谷坡进行冲蚀破坏，这个过程称侵蚀作用。4.3.3河流的底蚀作用河流在垂直方向对河谷底部的冲刷作用称为河流的底蚀作用。4.3.4河流的侧蚀作用河流在水平方向上不断冲蚀河床河岸，使谷坡不断塌陷，这种加宽河谷的侵蚀作用成为侧蚀作用。4.3.5河床谷底部分河水经常流动的地方称为河床。河岸与河底常有基岩出露，河床基地多为花岗岩，上部为莲沱组，接触关系为沉积接触，崆岭群缺失。4.3.6河漫滩图24 泗溪河漫滩（如图24）的形成是河床不断侧向移动和河水周期性泛滥的结果。由于山区水动力条件变化强烈，该地区总体上从上到下呈不完整的二元结构，上部较细，多为砂土或粘土，下部较粗，多为砂、砾，具有斜层理和交错层理。4.3.7阶地阶地（如图24）是由于地壳上升，河流下切形成的阶梯状地貌，由河流冲积物组成，如泗溪地区可找到两级阶地，由原来的河床及河漫滩在地壳抬升的作用下而形成，较为开阔，且土壤肥沃，利于耕作。由于该地区地壳抬升速度较慢，故多为堆积阶地。4.3.8冲积物河流搬运的物质由于流量流速的变小，使流水动能减少，搬运能力降低，造成河流搬运携带的碎屑物质沉积下来，形成冲积物。随着沉积地段不同，其特征也有显著区别，由于山区河流水流湍急，所形成的冲积物组要是粗碎屑，如漂石、块石、卵石、碎石和砾石等，其颗粒的大小反映了水动力条件，颗粒越大水动力条件越好；颗粒的磨圆度反映了搬运距离的远近，磨圆度越好搬运距离越远。该地区冲积物具有良好的分选性（粗大的先沉积，细小的后沉积），并具有较好的磨圆度。4.4水文地质作用（赵秋湘、刘宗甜）4.4.1岩溶水文地质1.概述在可溶性岩石地区，地下水和地表水对可溶岩进行的以化学溶蚀为主、机械侵蚀、搬运、堆积作用为辅的地质作用及其形成各种独特地貌形态的地质现象总称为岩溶，又称为卡斯特地貌。岩溶形态多种多样，常见的有溶洞、溶蚀洼地、溶隙溶孔等。2.溶洞溶洞是地下水对可溶性岩层进行溶蚀和冲蚀而形成的地下洞穴，溶洞规模各不相同，形态也多种多样，如管状、长廊状和大厅状等。（1）和尚洞和尚洞（如图25所示）位于高家溪地区，外部高 48.5m， 中部高 38m， 宽 15.5m，纵深 53.5m。宽23.5m、深49m，高35.5m。二黑为主体的厚层，由于冲蚀，方解石被冲掉，泥质突出形成泥质条带灰。洞顶钟乳石含泥量大，洞口由于崩塌，分选性差，岩石大小不一，洞内由于地表水变地下水，细小颗粒沉积，故颗粒小。另外，我们还可以依稀的看到，有沟渠通向此岩洞中，但是沟渠中并未有水流动， 早已干涸， 从我们对此处岩溶洞及和尚洞分布情况及周围岩石受侵蚀情况的观察，可大致估计先前水是溶洞向和尚洞方向流淌。1）岩性：和尚洞上部岩性为震旦系灯影组中厚层灰白色白云岩，是一种可溶性岩石，下部为陡山沱组碳质页岩，为相对隔水层。图25 和尚洞2）构造特点：上为一向东南倾斜的断层，岩层产状为倾向 331 度倾角 13 度，岩体的发育有南东向断层，存在 X 节理，节理裂隙十分发育。3）形成过程：两地层交界处，地下水相对集中，水源源不断的流向洞内，顺着白云岩岩层走向，沿洞壁向下侵蚀向外排泄， 将溶解的物质带走。 因为交界处地下水充足，因而良好的径流和充足的补给又不断补充溶蚀性的水。如此循环，得以发育成巨大的落水洞。 （2）鱼泉洞鱼泉洞（如图26）为典型的溶洞，石溶洞高7米左右，洞宽8米左右，洞深28米左右。共有一大一小两个洞，其中大溶洞在上部，为干洞，小溶洞在下部，未发现溶洞之间有贯通现象。1）岩性：以覃家庙泥质灰岩为主，洞顶钟乳石含杂质灰岩，呈灰白色，洞口为薄层泥质白云岩，深入洞内为中厚层的白云岩。图26 鱼泉洞2）构造特征：可以明显观察出溶洞的垂直分带现象和成层现象，成层性受控于侵蚀基准面泗溪。下部洞内有明显的张拉迹象，溶蚀现象发育。3）形成过程：首先形成的是大溶洞，在地壳稳定时期，饱水带中的地下水通过旁侧溶蚀和侵蚀作用形成大溶洞， 后来由于地壳运动使地壳上升，从而溶蚀基准面下降，地下水位面亦随之下降，原来形成大溶洞的岩层相对抬升，到达更高处，高于地下水位面，地壳再次稳定时在新的饱水带层形成新的溶洞层，即为小溶洞所在岩层。3.溶蚀洼地溶蚀洼地是近似圆形或椭圆形的封闭盆状凹地，四周为低山围绕，底部平坦，其上覆盖着粘性土和碎石。当洼地内发育有落水洞或漏斗时，就可大量吸收地表水。溶蚀地貌是三峡地区第二个地貌特征。如图所示即为典型的溶蚀洼地。4.溶隙溶孔：图27 溶隙溶孔 溶隙是水流沿岩石的裂隙溶蚀而成，宽度一般小于50cm，形态极不规则，延伸较长且具有方向性。溶孔是孔径小于2cm的溶蚀孔隙，多呈蜂窝状或网络状。三峡地区可见许多溶隙溶孔，如图27所示即为典型的溶隙溶孔。4.4.2泉1.概述泉是地下水出露于地表的天然露头，是地下水的一种重要排泄方式。因此它是反映岩层富水性和地下水的分布、类型、补给、径流、排泄条件及变化的重要标志。泉是在一定地形、地质和水文地质条件的结合下出现的。图28 鱼泉洞2.鱼泉洞口泉（如图28）类型：下降泉 补给：地下水径流：沿相对不透水层流出排泄：泉水补给河水颜色：清澈 温度：冰凉水深：0.51.5m,较浅流动性：较差 流量：小 3迷宫泉（如图29）类型：下降泉补给：地下水和地表降雨径流：沿山沟下切裂隙流动排泄：补给河水颜色：青绿色温度：冰凉流量：大 图29 迷宫泉流动性：强4.5物理地质现象（赵秋湘、刘宗甜）4.5.1概述秭归为典型的山地地形，岩层完整，仅缺失奥陶系上统和泥盆系下统地层，谷峰相间，多陡崖，存在许多典型的物理地质现象，如山体的大小滑坡、大小陡崖的崩塌、风化的垂直分带、卸荷张拉裂隙的形成等；同时有许多与不利的物理地质现象相应的预防保护治理措施，如边坡喷注混凝土防滑坡、混凝土栓塞治理危岩体等等。4.5.2风化分布在地表或地表附近的岩石，经受太阳辐射、大气、水溶液及生物等因素的侵袭，逐渐破碎、松散或矿物成分发生化学变化，甚至生成新的矿物的现象，称为岩石的风化作用。风化的垂直分带：图30 风化带划分岩石的风化一般总是愈靠近地表愈强烈，往下逐渐变弱直至过渡到新鲜基岩。目前岩石风化分带的划分标志主要是考虑颜色、岩石破碎程度、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，据此将风化岩石从上往下分为四个带：全风化带、强风化带、弱风化带、微风化带（如图30）。全风化带：风化物质为疏松状态，砂土状及砂砾状碎屑。 强风化带：岩体原生结构破坏严重，呈半松散状态，以碎块石体夹坚硬半坚硬岩石组成，块石含量占 20 到 70%不等。该风化带保留有母岩的性质，敲击上沉闷。弱风化带：由坚硬、半坚硬岩石夹疏松碎块石组成，岩体整体结构为块状。主要裂隙面产生一定厚度的风化层，垂直分带的工程意义：（1）进行岩体质量分类；（2）进行岩体力学参数取值；（3）坝基开挖面确定。4.5.3滑坡滑坡是指斜坡上的土体或者岩体，受河流冲刷、地下水活动、雨水浸泡、地震及人工切坡等因素影响，在重力作用下，沿着一定的软弱面或者软弱带，整体地或者分散地顺坡向下滑动的自然现象。它在坚硬或松软岩层、陡倾或缓倾岩层以及陡坡或缓坡地形中均可发生。1.形成机制可分为以下两种：（1）滑动面受最大剪应力面控制。在滑动破坏之前，坡体内没有既定的软弱面作为滑面。在此情况下，岩体的的强度对边坡稳定性起着决定性的作用。（2）滑动面受已有软弱结构面控制。坡体中已有软弱结构面或软弱夹层存在，并能构成有利于滑动的结构面产生滑动。在这种情况下，软弱结构面的抗剪强度和产状起控制作用。大多数滑坡在破坏之前都有蠕动变形阶段，边坡岩体的变形主要表现为小量、缓慢、以较均匀的速度沉降或滑移。此时坡体上可出现裂隙或上部被拉开。2.判断标志滑坡滑动时，在滑梯两侧常沿滑坡周界经较长时间的冲刷，课发育成冲沟，冲沟沿周界向上发展，最后可在滑坡顶部交汇，形成一种双沟同源的特殊地貌形态。岩体滑动后，可使其上的树木东倒西歪，称为“醉汉林”。树木继续生长，则下部弯曲，称为“马刀树”（如图31所示）。图31 滑坡特征示意图3.危害滑坡的危害不仅在于将要发生的滑坡会给建筑物造成危害，还表现在已发生过滑坡的地段常常有在此发生的可能，而滑动过的岩体即滑坡体往往疏松破碎、杂乱无章，强度低、透水性强、稳定性差，无论是作为坝肩岩体、水库岸坡、隧洞围岩，还是作为道路路基和码头等都是不利的。4.实地案例分析（1）杉木溪桥头滑坡1）概况：杉木溪桥头滑坡处于茅坪镇兰陵溪村平面形态呈箕形，纵长97m，平均宽度185m,面积1.71104，平均厚度1m，体积1.71104m3滑坡后缘高程265m，前缘为杉木溪，两侧以冲沟为界。图32杉木溪桥头滑坡2）成因：坡体中有软弱结构面或软弱夹层存在，构成了有利于滑动的结构面，在降雨或是修路的影响下，软弱结构面的抗剪强度达到极限值而产生滑坡。（2）屈原镇路口子滑坡1）概况：路口子滑坡位于屈原镇西陵峡村一组，为碎块石滑坡，平面形态呈蛇形，剖面形态为凸形，平均长度为240米，宽度为160米，平均厚度8米，面积2.86104，体积23104m3，前缘至长江，后缘高程为260米,两侧边界均受冲沟控制，主要因素为暴雨、冲蚀、库水位等。2）成因：此处岩体松弛破碎，后缘有挤推挤压作用，在降雨或修路的影响下，易沿着软弱结构面滑动，对下面的长江有航道有影响。4.5.4崩塌高陡的边坡岩体突然发生倾倒崩落，岩块翻滚撞击而下，堆积于坡脚的现象，称为崩塌（如图33）。1.崩塌的形成机制，一般有三种：（1）边坡被陡倾裂隙深切，在外力及自重力的作用下逐渐向坡外倾斜、弯曲，陡倾裂隙被拉开，岩体下部因弯曲而被拉裂、折断，进而倾倒崩塌；图33 崩塌现象（2）在坚硬岩层的下部存在有软弱岩层，当它发生塑形蠕变时，则可导致上部岩层深陷、下滑、拉裂以至倾倒崩塌；（3）下部有洞穴或踩空，岩体沉陷、陷落，将边部岩体挤出，倾倒崩塌。2.防治崩塌的工程措施主要有：（1）排水：在有水活动的地段，布置排水构筑物，以进行拦截与疏导。包括排出边坡地下水和防止地表水进入。（2）锚固：1）遮挡。即遮挡斜坡上部的崩塌物。这种措施常用于中、小型崩塌或人工边坡崩塌的防治中，通常采用修建明硐、棚硐等工程进行，在铁路工程中较为常用。2）拦截。对于仅在雨后才有坠石、剥落和小型崩塌的地段，可在坡脚或半坡上设置拦截构筑物。如设置落石平台和落石槽以停积崩塌物质，修建挡石墙以拦坠石；利用废钢轨、钢钎及纲丝等编制钢轨或钢钎棚栏来栏截这些措施，也常用于铁路工程。3）支挡。在岩石突出或不稳定的大孤石下面修建支柱、支挡墙或用废钢轨支撑。4）打桩。固定边坡。5）护墙、护坡。在易风化剥落的边坡地段，修建护墙，对缓坡进行水泥护坡等。一般边坡均可采用。（3）刷坡、削坡。在危石孤石突出的山嘴以及坡体风化破碎的地段，采用刷坡技术放缓边坡。（4）镶补沟缝。对坡体中的裂隙、缝、空洞，可用片石填补空洞，水泥沙浆沟缝等以防止裂隙、缝、洞的进一步发展。（5）其他：灌浆（充填硅酸盐水泥）等。4.5.5卸荷边坡形成过程中，由于在河谷部位的岩体被冲刷侵蚀掉或人工开挖，使边坡岩体失去约束，应力重新调整分布，从而使岸坡岩体发生向临空面方向的回弹变形，产生近平行于边坡的张拉裂隙，一般称作边坡卸荷裂隙（如图34）。边坡卸荷裂隙大多是沿原有的陡倾角裂隙发育而成，多平直延伸，也有略呈弧形弯曲，一般被拉开而无明显错动，张开度及分布密度由坡面向深处逐渐减弱。1.卸荷形成机制：地层形成之初，有一个夷平面，在地质构造运动或者侵蚀、风化以及人为活动影响下，地层被剥蚀掉，原来的应力被卸除，即相当于施加了与原应力方向反向的应力，即为卸荷应力。2.卸荷是陡崖产生裂隙、节理的主要原因。如图即为卸荷现象。图34 卸荷裂隙4.6岩体工程问题分析（赵秋湘、刘宗甜）4.6.1地下洞室工程位置选择 地下建筑位置的选择，除了取决于工程目的要求外，需要考虑区域稳定、山体稳定以及地形、岩性、地质构造、地下水以及地应力等因素的影响。 理想的建洞山体应具备以下条件：（1）建洞区地质构造简单，岩层厚、节理组数少、间距大，无影响整个山体稳定的断裂带。（2）岩体坚硬完整。（3）地形完整，没有 滑坡、塌方等早期埋藏和近期破坏的地形；无岩溶或岩溶很不发育。（4）地下水影响小。（5）无有害气体和异常地热。地质条件对选址的影响分述如下：1.地形条件在地形上要求山体完整 ，洞室周围包括洞顶及傍山侧应有足够的山体厚度。隧洞进出口地段的边坡应下陡上缓，无滑坡崩塌等现象存在。洞口岩石应直接出露，或坡积层薄，岩石最好倾向山里以保证洞口边坡的安全。在地形陡的高边坡开挖洞口时，应不削坡或少削坡，即进洞，必要时可做人工洞口先行进洞，以保证边坡的稳定性。隧洞进出口不宜选在排水困难的低洼处，也不应选在冲沟、傍河山嘴及谷口等易受水流冲刷的地段。2岩性条件（1）坚硬完整的岩体，围岩一般是稳定的，能适应各种断面形状的地地下洞室，但评价稳定性时主要考虑构造情况和风化作用程度。（2）软弱岩体通常 力学强度低，遇水易软化、崩解及膨胀等不利于围岩的稳定。（3）岩层的组合特征对围岩的稳定也有重要影响。一般软硬互层或含软弱夹层的岩体稳定性差。层状岩体的层次越多，单层厚度越薄稳定性越差。均质厚层及块状结构的硬质岩层稳定性好。3.地质构造条件（1）褶皱的影响 褶皱剧烈地区，一般断裂也很发育，特别是褶皱核部岩层完整性最差。 在背斜核部，岩层呈上拱形，虽岩层破碎，然犹如石砌的拱形结构，能将上腹岩层的荷重传至两侧岩体中去，所以有利于洞顶的稳定。洞顶虽张裂隙发育，然岩快呈上宽下窄形，不易掉落。 向斜核部岩层呈倒拱形，顶部被张裂隙切割的岩块上窄下宽易于坍落，另外，向斜核部往往是承压水储存的场所，地下洞室开挖时，地下水会突然涌入洞室，故在向斜核部不宜修建地下洞室。 理论上，背斜核部虽较向斜核部优越，但实际上由于背斜核部外缘受拉伸，内缘受挤压，加上风化作用，岩层往往很破碎。因此，在布置地下洞室时，原则上应避开褶皱核部。若必须在褶皱岩层地段修建地下工程，可以将洞室放在褶皱的两翼。（2）断裂的影响 由于断裂构造破坏岩体的完整性和连续性，并形成构造岩，同时为地下水的渗流提供通道。因此，几乎所有的围岩变形与破坏都与断裂构造飞的存在有关，断层破碎带及断层交汇区稳定性极差。一般情况下，应避免将洞室轴线沿着断层带布置。如洞室轴