目录
第一章 前言 第一节 交通位置 第二节 自然地理与经济 第三节 区域地质概况 第四节 学习的主要任务及学员 第二章 地层 第一节 寒武系 第二节 奥陶系 第三节 志留系 第四节 泥盆系 第五节 石炭系 第三章 沉积相? 第一节 岩石类型 第二节 相标志 第三节 沉积相分析 第四章 地质构造 第一节 褶皱 第二节 断裂
第三节 构造形成机制分析 第五章 地质发展史 第一节 构造层的划分 第二节 地质发展简史 第六章 第四纪地质与地貌
第一节 现代河流地质作用特征 第二节 地下水地质作用特征 参考文献
第一章 前言 第一节 交通位置
实习区位于湖北省西南部松滋刘家场至宜昌一带，主要实习点位于松滋刘家场至洈水一带。刘家场是湖北省南部边境的一个小的工业城镇。刘家场地属荆州松滋市，南距湖南澧县边山河约23公里，北与宜都县松木坪相邻。自沙市轮渡过江，经弥市、松滋市至刘家场约96公里，由江陵绕枝江县经枝江大桥过江至刘家场，约123公里，交通四通八达，甚为便利（见图1-1）。 地图画图 第二节 自然地理与经济 刘家场镇位于武陵余脉的湖北省松滋市刘家场镇。处于江汉平原西南边缘的低山丘陵区，为鄂西武陵山山脉东延的余脉。区内主要的山势大致近东西向延伸，镇附近最高山峰海拔高度均在500米以下，如帽子山406米，关木山442米。全区地势西高东低，西部最高峰达696.9米，刘家场以东即为低矮丘陵。镇西地形大致呈一箕状盆地，有三条溪流分别自西南、西北和北方先后相汇于镇区，再向东注入洈水。溪水清浅，平时可涉渡。 刘家场镇为解放后，特别是六十年代以后迅速发展起来的小型工矿业城镇，主要矿产有煤、石灰石、磷、和重金石矿等；重要的工业包括水泥、磷肥、发电、陶瓷以及军事工业等；主要的农业种植为玉米、水稻以及棉花等。商业也很发达，人口近十万。境内有沙渔、雅澧两条省道穿过，还有松宜地方铁路与焦柳铁路、长江枝城港相连，交通十分便利。
第三节 区域地质概况
实习区北邻长江三峡，西部及南部与鄂西南山地、湘西北武陵山地相连，东接江汉平原。在大地构造位置上属扬子稳定陆块中段。区内震旦系至第三系分布广泛发育齐全，化石
丰富，历来是地质学界颇为重视的中扬子代表性地区之一。
区内震旦纪和古生代底层主要出露为海相沉积，它们呈条带状围绕着以前震旦纪花岗岩、片岩和片麻岩为基底的黄陵背斜周缘、以三叠系为核部的仁和坪向斜周缘、以寒武系为核部的刘家场背斜周缘分布。由海相—海陆交互相—陆相沉积组成的中生代底层主要分布在西北部的秭归盆地。区内的新生代底层均为陆相沉积，主要分布在宜昌、枝城和刘家场附近。
区域构造的主要特征是：1以褶皱变动为主，构造线自西向东呈北东至近东弧形延伸；2褶○○皱多呈不对称状，北西翼或北翼较陡，局部倒转；○3与褶皱同期的纵向逆冲层多出现褶皱的陡倾翼，断面倾向南或西东；○4区域性大断裂有北东、北北东、北西、北北西、南北向六组；○5褶皱、断裂构造作用主要形成于印支至燕山期，尤以后者最为重要。
第四节 学习的主要任务及学员
一、学习的主要任务
1、学习使用地形图、罗盘以及用后方交汇法确定自己在地图上的位置。2、观察中、上寒武统各组的地质特征。3、观察新神洞的岩溶地貌。4、观察奥陶系各组的地质特征。5、观察现代河流沉积的相关特点。6、观察志留系各组的地质特征。7、观察泥盆系各组的地质特征。8、观察石炭系各组的地质特征。9、对红花园组——大湾组一段分层描述以及制图。10、观察断层（正断层、逆断层、平移断层）。11、观察重晶石矿。12、野外地质填图。 二、学员
长江大学地球物理与石油资源学院——物探11001班的全体学生以及带队老师。
第一章 地层 第一节 寒武纪
寒武纪（Cambrian）是在地质时间上约为5.7-5.05亿年前古生代初期的一段地质时间。它可区分为三个时期：始寒武纪（5.7-5.4亿年前）、中寒武纪（5.4-5.23亿年前）、以及后寒武纪（5.23-5.05亿年前）。刘家场地区寒武系层系完整，分布广泛，露头较好，主要围绕
着黄陵背斜、长阳背斜和松滋刘家场背斜分布，下统尤黄陵背斜东、西翼出露较佳，主要为陆棚相—台地相沉积，中—上统除黄陵背斜东、西翼及长阳背斜外，在刘家场背斜南、北翼出露也较完整，主要为局限台地相碳酸盐岩沉积。本区寒武系厚度较大，达千余米，以碳酸盐岩为主，碎屑岩较少，且主要发育于下统下部，其中蕴藏较丰富的多金属、稀有元素、磷和膏盐等矿产资源。下统生物化石丰富，中统化石较少，上统仅发现少量牙形石和腕足类化石。 一、 中寒武统 （一） 覃家庙组
覃家庙组分布于刘家场背斜核部及两翼，主要为一套浅灰、灰白、深灰色薄至中厚层白云岩、白云质灰岩、泥质白云岩夹灰黄、黄褐色薄至中层长石石英砂岩，下部被覆盖。出露厚度约300米。根据岩性的不同可以分为四段：
一段：为灰色、黄褐色薄—中厚层白云岩、泥质白云岩。下部以黄灰色、薄层状和含泥质较多为特征，并含石盐、石膏假晶：上部以灰色、浅灰色、中—厚层状泥晶—粉晶白云岩为特征。本段厚约100米。极少发育波痕、交错层理、冲刷面等沉积构造,未见泥裂等暴露标识,微生物岩非常稀少。
二段:灰黄色、黄褐色薄—中层状长石石英砂岩，厚约5—10米，露头上岩石风化较强烈、长石常风化为白色斑点状高岭石。本段岩性特殊、易于辨认，在区内分布稳定，是以良好的标志层。中上部发育大量波痕、交错层理等沉积构造,发育少量蒸发岩假晶,是微生物岩的主要发育层位。微生物岩为中—厚层,层厚20～150 cm。
三段：灰—深灰色中—厚层状白云质灰岩、白云岩，夹少量泥质白云岩。以泥晶—粉晶结构为主，夹数层砂屑、砾屑、粉屑白云岩、白云质灰岩。本段中见较多波状、柱状叠层石。本段厚约80米。发育少量波痕、交错层理等沉积构造,微生物岩较发育。 四段：浅灰色、黄灰色中—厚层状白云岩、泥质白云岩与深灰色中—厚层白云岩互层，以最顶部的半米厚黄灰色泥质白云岩与其上覆盖三游洞群相区别。本段厚约120米。。微生物岩少,但结构特殊。
1、覃家庙组沉积环境分析
刘家场地区的覃家庙组属于寒武系中统，目前仅发现三叶虫及个别腕足化石。 在覃家庙组一段中有两种岩性：一是灰色、中层状的泥粉晶白云岩，结构为晶粒结构。二是灰黄色薄层状泥质白云岩，结构也是晶粒结构。在沉积构造上呈现为水平层理。岩石中有石膏假晶（图2-1）、食盐假晶（图2-2）。化石含量少，可见该地层不适合生物化石的形成。从地层特征可看出地层的沉积环境为潮平的朝上带的蒸发环境。
石盐假晶示意图 石膏假晶示意图 覃家庙组二段的岩石主要为碎屑岩、砂岩（细沙）和黄褐色、肉红色中厚层状的长石、石英岩屑砂岩（Sio2 75% 长石 10%～20%）沉积环境为潮平环境。
覃家庙组三段的岩石为褐色、粉晶粒屑白云岩。在此处的碎屑灰岩，这主要是由于风暴而形成的。沉积环境为潮平潮汐水道的潮夹带。
覃家庙组四段的岩石主要有灰色、厚层状的泥质白云岩，为粉晶结构；灰色、中厚层状叠层白云岩以及泥晶、粉晶灰岩。此处的岩石因风化而形成刀砍纹现象。 （二）、三游洞组
刘家场地区的三游洞组属寒武系地层，主要分布在刘家场背斜的南、北翼，其中，发育有较多的古溶洞，如古神洞、新神洞等。该组的主要岩石为灰色厚层至块状的泥-粉晶白云岩、灰色中厚层状的砾屑白云岩、灰色厚层状的砂屑白云岩、灰色厚层状的泥晶白云岩、灰色厚层状的叠层石白云岩。局部见交错纹理，发育柱状，半球、波状状叠层石（图2-3），厚300米。
由于在三游洞群顶部颗粒灰岩中发现早奥陶世牙形石，故将该群顶部分出西陵峡组（朱忠德等，1995）。 - 1、三游洞组沉积环境分析 叠层石示意图 此组主要为一大套浅灰、灰黑色厚层至块状粉晶—细晶白云岩，夹砂屑、砾屑白云岩及硅质条带，顶部为灰色厚层颗粒灰岩夹浅灰色薄层白云岩。并且常见羽状交错层理
（图2-4）、板状交错层理（图2-5）、丘状交错层理、火焰构造、倒小字排列的沉积构造。从中可以说明该组的沉积环境为潮坪的潮间带，水动力较强。 羽状交错层理 板状交错层理 第二节 奥陶系 古生代第二个纪，约开始于5亿年前，结束于4.4亿年前。在此期间形成的地层称奥陶系，位于寒武纪之上，志留纪之下。奥陶纪亦分早、中、晚三个世。奥陶纪是地史上海侵最广泛的时期之一。在板块内部的地台区，海水广布，表现为滨海浅海相碳酸盐岩的普遍发育，在板块边缘的活动地槽区，为较深水环境，形成厚度很大的浅海、深海碎屑沉积和火山喷发沉积。刘家场地区的奥陶系层序完整，露头良好，以宜昌黄花场和松滋刘家场剖面最具有代表性。总体上为一套泥质岩和碳酸盐岩沉积。其中不仅生物化石十分丰富，而且门类繁多。既有介壳相、笔使得硅质页岩相，又发育有介壳相与笔石泥质页岩相混合沉积。生物化石门类有：头足类、三叶虫、笔石、腕足类、双壳类、苔藓虫类、海绵类、托盘类以及牙形石等。更有意义的是在分乡组和红花园组中产的生物礁（朱忠德等，1993）。
本地区除五峰组缺失外，其他地层发育完整，露头连续。下统包括西陵峡组、南津关组、分乡组、红花园组和牯牛潭组，上统包括大田坝组、宝塔组和临湘组。本区奥陶系与下伏寒武系呈整合接触，与上伏志留系马龙马溪组呈平行不整合接触。 一、 下奥陶统 （一）、西陵峡组
本区西陵峡组岩性以亮晶砂屑灰岩为主，夹粉晶白云岩与鲕粒灰岩。底部以含砾屑砂屑灰岩、叠层石白云质砂屑灰岩与上寒武统雾渡河组粉晶白云岩分界，厚24米。本组上部产牙形石，该化石为下奥陶统第一个牙形石带的带化石，见于宜昌黄花场西陵峡组和南津关组下部。
1、西陵峡组沉积环境分析
因为本组发育了一套颗粒灰岩、藻灰岩、细晶—粉晶白云岩，灰色块状含砾屑砂屑灰
岩，夹白云岩、及柱状、波状叠层石白云质砂岩灰岩。根据以上判断，本组继承了上寒武统的局限台地相。 （二）、南津关组
南津关组主要灰色厚层石灰岩及薄层泥质石灰岩、白云质灰岩，底部含钙质页岩或黄绿色页岩，厚约42米。根据岩性差别可分为四段：
一段：主要是灰色厚层至块状的亮晶生物屑灰岩、亮晶砂屑灰岩以及黄绿的页岩。在页岩中有较多的化石，如腕足、瓣腮、螺类、三叶虫、笔石等，且保存较为完好。可见交错层理。
二段：下部灰色中层状亮晶砾屑、砂屑灰岩，夹薄层泥晶灰岩；上部为灰色厚层状叠层石灰岩与砂屑灰岩互层。产三叶虫、腕足和海百合茎。
三段：灰色厚层-块状砂屑灰岩夹有少量的砾屑灰岩和团块条带状白云岩。底部有一层灰黄色泥晶白云岩，化石比较稀少。
四段：浅灰色-深灰色砂屑灰岩，砾屑灰岩，鲕粒灰岩。有大型交错层理出现，化石比较稀少。
1、南津关组沉积环境分析
南津关组的化石主要集中在下部页岩和灰岩中，主要有三叶虫，牙形石等。其顶、底界限的划分主要考虑生物组成的特点，底界划分在牙形石等开始出现的层位，顶界划分在牙形石的消失和腕足类大量出现的层位之底，本层厚175米。本组的主要沉积环境为发育局限台地和开阔台地两种相类型及多种亚相和微相类型。局限台地相中包括云坪、灰云坪或云灰坪、灰坪、潮渠和潮沟等微相类型。开阔台地相包括滩和滩间海等亚相类型。
（三）、分乡组
分乡组分布于鄂西一带。本区下部主要为灰色中层亮晶砂屑灰岩、核形石（图2-6）、砾屑灰岩等，产小型灰礁；上部为泥晶生物屑灰岩、亮晶藻屑灰岩、薄层瘤状灰岩、厚层叠层石灰岩等与黄褐色页岩互层，化石丰富，本组厚71米。与下伏南津关组呈整合接
触。
1、分乡组沉积环境分析 本组的下部主要为砂屑灰岩、砾屑灰岩。上部主要为灰黄色页岩。富含三叶虫，腕足、笔试化石。据上可以判断为开阔台地相，剖面上表现为滩和滩间海交替，滩由各种颗粒灰岩组成，滩间海岩性为页岩、泥晶灰岩、泥质条带灰岩等。 （四）、红花园组
红花园组分布于鄂西及贵州一带。刘家场地区的红花园组岩性以中—厚层亮晶砂屑、生物屑灰岩为主，夹2~3层黄褐色页岩，厚40—55米。灰岩中，由Calathium、海绵、蓝绿藻、托盘（图2-7）等组成的礁群普遍发育，化石丰富。其顶界根据造礁生物Calathium、海绵及满州角石、朝鲜角石的消失，以及中—薄层含海绿石的砂屑、生物屑灰岩的出现及生物礁的消失而确定。 1、红花园组的沉积环境分析 本组大化石以Calathium—Archaesocyphia 组合最为特征，他们与多种蓝绿藻类、苔藓虫类等组成相互交错叠覆的丘状礁群，极为醒目。根据以上判断为——主体环境为开阔台地相，发育礁、滩和滩间海亚相。造礁生物基为下伏亮晶砂屑、砂屑、砾屑灰岩。礁灰岩呈块状、无层性，横向上很快尖灭，为典型的“点礁”，具原地生长特征和粘结抗浪结构。其上为亮晶生物屑灰岩，生物屑含量约65％，以棘屑、腕屑、三叶虫屑为主。 （五）、大湾组
大湾组属早奥陶世宁国期地层。分布于鄂西一带。由下而上的岩性有青灰色瘤状石灰岩夹黄绿色页岩，产扬子贝，故又称“扬子贝层”，中部红色薄层石灰岩富含头足类化石，上部灰绿色页岩夹瘤状灰岩。自下而上含三个化石带：①瑞典断笔石带，②前环角石带，③中国齿状雕笔石小型变种带。全厚50余米。与下伏红花园组呈整合接触。根据岩性差别可分为三段：
托盘 核形石 一段：灰色薄—厚层状砂屑、生物屑灰岩，夹薄层状黄绿色页岩，底部含海绿石晶粒或晶屑。化石极为丰富，以腕足类、腹足类以及三叶虫等小型底栖生物为主，分异度不高。 二段：紫红色泥质瘤状灰岩夹灰黄、灰绿色灰质泥岩。化石门类众多，其中以腕足类，鹦鹉螺，三叶虫为主。
三段：紫红色、棕黄色、灰黄色含生物屑泥质灰岩、灰质泥岩。夹条带状、瘤状含生物屑灰岩。生物大量繁盛，尤其以直壳式鹦鹉螺类和三叶虫类最为繁多，腕足类、腹足类、苔藓虫、海百合、海林檎等也大量出现，形成极为昌盛的生物发育期。但是笔石类化石保存极少。
1、大湾组组的沉积环境分析
大湾组下部为泥晶生物屑灰岩夹黄绿色条带状泥岩，泥晶生物屑灰岩中的生物屑有棘屑、腕足类、三叶虫等，排列杂乱，大小混杂，灰泥充填，其间均为黄绿色泥岩分隔。以上表明。与红花园组相比，大湾组的早期沉积水体深度已有所增加，陆源注入物增多，水体能量明显减弱，已由开阔台地相、礁滩亚相变成浅海陆棚相上部。大湾组中上部为瘤状泥灰岩等，生物屑减少，故为浅海陆棚相中部。 （六）、牯牛潭组
牯牛潭组属于早奥陶世宁国期分布于鄂西一带。本组大致与华南的胡乐组、龙马溪组、烟溪组相当。刘家场地区的牯牛潭组岩性以棕红色厚层状含泥质条带或纹层的瘤状含生物屑灰岩泥质泥晶灰岩为主，略具似龟裂纹构造。厚21米。大化石稀少，多为碎屑状，不易鉴定。可见三叶虫、鹦鹉螺、震旦角石、瓦氏长颈角石、隔板正形贝、小四齿贝等化石，与下伏大湾组之间有一沉积间断面。 1、牯牛潭组沉积环境分析
此组因主要为瘤状泥灰岩，泥质条带灰岩，生物屑含量明显减少，但完整的生物个体，特别是一些薄壳生物明显增多；说明水体进一步加深，故也为浅海陆棚相中部。 （七）、大田坝组
刘家场地区的大田坝组上部为灰色中层状微含沥青质、生物屑泥晶灰岩夹黄灰色薄—中
层页岩，下部为中—厚层状深灰色—微红色含沥青质泥晶灰岩，厚2.4米。富含头足类（图2-8），三叶虫化石，而笔石类则未采获。与下伏牯牛潭组及上覆宝塔组均为整合接触。 画图 头足 1、大田坝组沉积环境分析
本组的生物屑含量高而填隙物为灰泥，生物为棘皮类、三叶虫、腹足类、瓣鳃类等正常海相生物。露头上常见生物化石保存完整，不见被水动力改造的迹象。缺乏砂屑、鲕粒等颗粒和亮晶胶结物，顶部还出现薄层泥岩，均说明沉积环境的水动力能量不强，故为浅海陆棚相。 （八）、宝塔组
宝塔组属于中奥陶世江阶。因含形似宝塔的巨大直壳的鹦鹉螺类震旦角石而得名。分布于中国鄂西及四川一带。刘家昌地区的宝塔组岩性主要为一套紫灰、灰色厚层状含泥质泥晶灰岩，具有明显的龟裂纹构造（图2-9）及泥质条带，厚15米。含丰富的头足类化石和牙形石。与下伏庙坡组呈整合接触。 画图——龟裂纹 （九）、临湘组 临湘组属于晚奥陶世中期，本区临湘组以浅紫灰、黄灰、灰色厚层含泥质条带泥晶灰岩为主，具有龟裂纹及瘤状构造。顶部为黄灰色薄—中层状灰质泥岩及泥岩。本组下部所含化石主要为头足类，上部泥岩中则产丰富的三叶虫。因上奥陶统五峰组缺失，故临湘组与上覆下志留通过龙马溪组应为假整合关系。 1、宝塔组-临湘组沉积环境分析
本两组为一套含生物屑或生物屑质含粘土或粘土质泥晶灰岩，露头上常显示出瘤状及特征的“龟裂纹”构造表明，未见或仅发育极少量的底栖生物化石，但是一些薄壳生物化石碎片、浮游型的生物化石却 较常见。自下而上，泥质含量逐渐增多，说明这两组沉积时水体均较深，碳酸盐沉积受到部分抑制，达到了深陆棚-半深海环境。
第三节 志留系
志留纪 (笔石的时代，陆生植物和有颌类出现)是早古生代的最后一个纪,也是古生代第三个纪。本纪始于距今4.35亿年，延续了2500万年。志留纪可分早、中、晚三个世。一般说来，早志留世到处形成海侵，中志留世海侵达到顶峰，晚志留世各地有不同程度的海退和陆地上升，表现了一个巨大的海侵旋回。志留纪晚期，地壳运动强烈，古大西洋闭合，一些板块间发生碰撞，导致一些地槽褶皱升起，古地理面貌巨变，大陆面积显着扩大，生物界也发生了巨大的演变，这一切都标志着地壳历史发展到了转折时期。刘家场地区的志留系除中统上部及上统外发育较全，并常伴随奥陶系的沉积而展布，主要分布于松滋刘家场背斜南、北翼、宜昌黄陵背斜东、西翼以及长阳—宜都一带马鞍山向斜，厚约1100~2000米，一般为1500米左右，其岩性通常三合性明显，主要为一套盆地相黑色笔石页岩、浅海—滨岸相碎屑岩和泥质岩沉积。在宜昌、长阳一带与上伏奥陶系呈整合接触，在松滋刘家场、卸甲坪及西斋一带与上奥陶统临湘组呈不整合接触。本区志留系可分为龙马溪组、罗惹坪组，下统至中统纱帽组。以下是详细介绍： （一）、龙马溪组
龙马溪组原代表下志留统，后经厘定和限制，认为应属下志留统下部。分布于华中和西南区的川、鄂、贵、湘等省。刘家场地区的龙马溪组以丁家冲发育较好，上段以黄绿、蓝灰等色粉砂质页岩、水云母页岩、粉砂岩为主，时夹泥灰岩透镜体及石英砂岩、细砂岩；下段以黑色风化后呈紫灰、灰白色炭质页岩、硅质页岩或粉砂岩为主，见丰富的细分散状黄铁矿，厚约500米。页岩中产丰富的笔石（图2-10）。本组与下伏上奥陶统临湘组呈平行不整合接触。 1、龙马溪组沉积环境分析 因为龙马溪组主体为灰绿色、黄绿色页岩夹灰色薄层泥质粉砂岩、粉砂岩，黑色页岩中，在其中上部有薄层的泥质粉砂岩，在粉砂岩的表明上偶有波痕（图2-11）出现，以此可判定上部沉积环境为浅海陆棚环境；下部为深海—半深海相。 画图——波痕 画图——笔石 （二）、罗惹坪组
罗惹坪组属于早志留世中期地层，但其时代归属尚有争议。分布于湖北宜昌一带。本组下部为灰绿、灰黄色粉砂质页岩与灰黄色薄—中层细砂岩互层，砂岩中见较多的波痕。中部为深红色、灰绿色页岩、砂质页岩、粉砂岩，底部为一层约五米的灰色块状生物屑灰岩，产珊瑚、苔藓虫化石。上部为灰黄色、灰绿色砂质页岩夹泥质页岩、粉砂岩及透镜状灰岩，顶部为灰色中—厚层状瘤状生物屑灰岩，产腕足类化石。本组总厚度800~900米，与下伏龙马溪组呈整合接触。 1、罗惹坪组沉积环境分析
罗惹坪组底部碳酸盐岩主要为一套生物屑灰岩,产大量的单体或群体珊瑚化石; 而上部砂质页岩夹泥质页岩，通过沉积环境分析,认为该沉积环境为清水沉积，属浅海陆棚向滨岸过渡。 （三）、纱帽组
纱帽组的时代属早志留世晚期。分布于鄂西峡区。上段以灰绿、蓝绿、浅灰色中至厚层状石英细砂岩、细砂岩、粉砂岩、夹泥页岩、砾状磷块岩、含磷砾砂质白云岩、生物屑灰岩及少量含砾砂岩。含腕足类、鱼类化石。下段以蓝灰、暗灰色薄至中厚层状粘土岩、泥岩、页岩、下部夹细砂岩、生物屑灰岩透镜体。含三叶虫、笔石、腕足化石。在岩石上可见平行层理、楔状交错层理、槽状交错层理、冲洗层理等沉积构造。总体厚度约80~100米。与下伏罗惹坪组呈整合接触，与上覆写经寺组呈平行不整合接触（图2-12）。 1、纱帽组沉积环境分析 本组岩性主要为灰黄色、灰绿色薄—中层粉砂岩，沉积构造可见平行层理，交错层理。又因产腕足类，笔石，三叶虫等化石。由此可见本组为潮坪相沉积。
第四节 泥盆系
（一）、云台观组及沉积环境分析
云台观组属泥盆系中统，与纱帽组志留系中统存在不整合，经测量两者地层夹角小于10
画图——平行不整合 度，所以为平行不整合。在云台观组中有浅灰色中厚层状的石英砂岩、灰绿色泥质粉砂岩，该岩石中有生物钻孔的痕迹，岩石表面存在平行层理、楔状交错层理以及槽状交错层理。石英砂岩中含有石英、长石、岩屑，有冲洗层理，为前滨沉积产物。故为前滨亚相。
（二）、黄家磴组及沉积环境分析
黄家磴组底部为页岩，呈现褐灰色；主体黄灰色中厚层状的石英砂岩、黄灰色中厚层状的粉砂岩、灰色页岩。在页岩中有鲕粒状的赤铁矿，有海陆交互化石，矿物的形成与泻湖有关。该组常见的沉积构造有平行层理、楔状交错层理及泥裂（图2-13）。故为后滨亚相
（三）、写经寺组及沉积环境分析 画图——泥裂 写经寺组指整合于黄家磴组之上、金陵组之下的一套地层。上部砂页岩段，为黄灰、灰绿、灰黑色碳质页岩、页岩、粉砂岩夹砂岩，时含鲕绿泥石菱铁矿及煤线。含腕足类和植物化石；下部碳酸盐岩段，以灰、深灰色泥灰岩、灰岩及白云岩为主，时夹砂页岩及鲕状赤铁矿或鲕绿泥石菱铁矿。富含腕足类等化石。 （四）、梯子口组及沉积环境分析
梯子口组主要为褐灰、黄灰色厚层状的石英砂岩、黄灰色厚层状的泥质粉砂岩、灰色含菱铁矿的页岩。沉积环境为后滨。
第五节 石炭系
石炭纪开始于距今3.5亿年，延续了约6500万年。它可以区分为两个时期：始石炭纪（3亿2000-3亿6000万年前）、和后石炭纪（2亿8600-3亿2000万年前）。由于这一时期形成的地层中含有丰富的煤炭，因而得名“石炭纪”。刘家昌地区的石炭系以松滋一带发育最好，仅顶部缺失，其他地区发育较为零星。下统包括长阳组、金陵组、高骊山组以及和州组，上统包括大埔组和黄龙组，缺失船山组。下统主要是一套浅海——滨岸相碎屑岩夹碳酸盐沉积，上统未浅海相碳酸盐岩沉积。以下是详细介绍: 一、长阳组及沉积环境分析
长阳组的时代属早石炭世早期，分布于鄂西江陵以西和湘西北地区。本组岩性为灰、灰黑、绿灰色粉砂岩、页岩，有在潮平环境中形成的褐色中厚层状的石英砂岩；页岩中含煤线。本组以碎屑岩为主，常以含炭质页岩或煤线为特征。该组的沉积环境为潮上带的沼泽环境。岩石中含腕足类、珊瑚等植物化石。与下伏写经寺组呈整合接触。 二、金陵组及沉积环境分析
金陵组属于早石炭世早期。分布于长江下游宁镇山脉、安徽和县、巢县、马鞍山等地。 本组主要为灰色中厚层状的含生物泥晶灰岩，厚度小，局部地区偶夹少量泥岩、钙质泥岩。本组生物群较丰富，以珊瑚、腕足类为代表，也含筳类化石。厚约5—10米。属于开阔台地相。
三、高骊山组及沉积环境分析
高骊山组处于早石炭世中期地层，分布于宁镇山脉、安徽和县、巢县、马鞍山等地。 高骊山组下部为褐灰色薄层至中层状的石英砂岩，上部为深灰、灰绿、紫红色页岩、炭质页岩、粉砂岩、石英砂岩，页岩中含煤线，时夹灰岩透镜体、菱铁矿结核。含螺类、瓣腮、植物、奇异亚鳞植物化石及腕足类等化石，厚20—160米，与下伏金陵组呈假整合接触。据沉积环境分析，可得本组属于潮坪低能环境。 四、和州组及沉积环境分析
和州组属于早石炭世晚期地层，分布于宁镇山脉、安徽和县、巢县、马鞍山等地。和洲组下部为灰、灰黑色串珠状灰岩、厚层状含生物的泥晶灰岩；上部为灰色中厚层状的石英砂岩。在上部存在侧向加挤楔状交错层理（图2-14），该层理呈半透镜状，该构造形成于河流、三角洲、潮汐水道等环境。本组富含珊瑚、大长身贝、腕足等化石。厚约10米。与下伏高骊山段呈整合接触。根据以上分析可得，和州组下部为局限台地相，而上部却为潮下带——潮上带。 五、大埔组及沉积环境分析 大埔组主要为浅灰色厚层状的粉晶白云岩，局部含燧石团块。含蜓类、珊瑚、腕足类、
画图——楔状交错 有孔虫、牙形石及海百合茎等化石。本组为正常滨-浅海相沉积。整合覆于罗城组灰岩之上；伏于黄龙组灰岩之下。层型剖面厚704米；区域厚71-895米。 六、黄龙组及沉积环境分析
黄龙组属于中石炭世。本组分布于宁镇山脉及南方各省，岩性稳定，分下、上两部：下部，灰白色、浅红灰色厚层白云岩含燧石结核；上部灰白色、微红色厚层质纯灰岩，富含蜒类化石原小纺锤蜓、小纺锤蜓及四射珊瑚（图2-15）、腕足类化石黄龙多壁管珊瑚、莫斯科分喙贝等。厚约30—180米。本组与下石炭统在桂、黔、滇东呈整合接触，在苏南、垸南呈假整合接触，在桂中呈角度不整合或假整合接触。本组大致与四川、贵州的威宁群及华北的本溪组相当。沉积环境为局限台地相和潮坪相沉积。 画图——四射珊瑚 第三章 沉积相 第一节 岩石类型
一、 碎屑岩类
碎屑岩是由于机械破碎的岩石残余物，经过搬运、沉积、压实、胶结，最后形成的新岩石。又称陆源碎屑岩。碎屑岩中碎屑含量达50％以上，除此之外，还含有基质与胶结物。基质和胶结物胶结了碎屑，形成碎屑结构。按碎屑颗粒大小可分为砾岩、砂岩、粉砂岩等。 （一）、砾岩
砾岩是指径大于2毫米的圆状和次圆状的砾石占岩石总量30％以上的碎屑岩。主要分布于覃家庙组的二段，其他组也含有一些。岩石呈灰色、浅灰色、灰白色。在刘家昌地区的砾岩分选度很差，磨圆也不好。其所在的环境都是高能环境，基本上有大型交错层理出现，其中波状叠层石极为常见。 （二）、砂岩
砂岩：在碎屑岩中，粒度为2~0.05mm的碎屑物含量占50%以上，由胶结物胶结起来的岩石。以纯石英砂岩为主要类型的区域分布于下石炭统。岩石呈灰白、灰黄或黄绿色，
成分纯，石英含量90％—95％以上。石英颗粒呈镶嵌状接触，部分石英颗粒具波状消光。碎屑外形为次圆——圆状，粒度较均匀，大多在0.1mm左右，以细粒结构为主。粒间填隙物以硅质胶结物为主，见少量的铁、泥质，重矿物为稳定的锆石、电气石，有时亦见金红石、锆石、电气石组合。岩石成分、结构成熟度高，反映出沉积时期环境相当稳定，为高能环境长期强烈簸选的产物。 （二）、粉砂岩 （1）、石英粉砂岩
主要分布于纱帽组、云台观关组、黄家蹬组以及下石炭统。呈青灰色、浅灰色。风化后局部出现黄色，厚5~15cm。粉砂碎屑几乎全是石英，粒径在0.02~0.035mm之间。石英颗粒呈线状、凹凸接触，分选好，胶结物为硅质与少量的粘土。石英颗粒、泥质常聚集成条带状、纹层状，形成沙纹交错和水平层理。岩石以成熟度高、粒度均匀、成分较单一为主要特征。可能代表为前滨亚相和潮坪相。 （2）、泥质粉砂岩
此种岩石出现于罗惹坪组和下石炭统。岩石呈浅灰、灰白、深灰色，成分为石英（60%~70%）和长石（5%~20%）及填隙物粘土 等。颗粒磨圆度多呈棱角状，分选度较好，颗粒常呈悬浮状。粘土矿物分布于粒间或成条带状。可能代表浅海陆棚相、潮坪相。 二、粘土岩类
粘土岩是一种主要由粒径<0.0039mm的细颗粒物质组成的并含有大量粘土矿物的沉积岩。疏松未固结者称为粘土，固结成岩者称为泥岩和页岩。 （一）、泥岩
泥岩广泛见于南津关组、分乡组、龙马溪组、罗惹坪组、纱帽组、长阳组以及高骊山组。泥岩与砂岩、粉砂岩呈互层状产出、但泥岩呈薄层状，砂岩、粉砂岩呈中厚层。可代表为深海—半深海、浅海陆棚相、潮坪相等环境。按泥岩的成分及构造特征，可进一步划分为粉砂质泥岩、页岩、钙质页岩及炭质页岩。
1、粉砂质泥岩
岩石呈灰色、灰白色、灰黑色及黄绿色，层理不发育，矿物成分较复杂，以伊利石为主，次为高岭石、蒙脱石、绿泥石及自生非粘土矿物。粉砂含量通常较高，约30%，部分层段含炭质。 2、页岩
岩石呈灰色、灰黄色及灰黑色，层理发育，后生作用强，粘土矿物几乎全部转变为水云母，呈片状趋于定向排列。局部层含炭质或含钙质，形成炭质页岩或钙质页岩。另外还见有压实变形构造。 三、碳酸盐岩类
碳酸盐岩是指主要由碳酸盐矿物——方解石、白云石组成的一类化学及生物化学沉积岩。 根据岩性分为石灰岩和白云岩类。 （一）、晶粒碳酸盐岩
1、泥晶-微晶碳酸盐岩：灰岩、白云岩
以上两种岩性见于寒武系、临湘组、宝塔组、牯牛潭组、大湾组。一般为浅灰色、深灰色、紫灰色或者灰白色，薄层状或中厚层状。在寒武统中，多呈薄层状至页状等厚。具潮汐层理，有时有小型交错层理，层面可见不对称波痕、浪成波痕、干涉波痕。故形成于局限台地相的云坪中。而在奥陶系中，大多以灰色、深灰、黑色薄层—中层状为主，其中可见小型交错层理，但主要以水平层理为主。大致代表为开阔台地相或浅海陆棚相。 2、粉晶-粗晶碳酸盐岩：灰岩、白云岩
以上两种岩石主要发育于上寒武统三游洞组、临湘组、西陵峡组以及上石炭统。岩石颜色多种多样，大致以浅灰、灰白、浅肉红色及深灰、紫褐色呈现。以薄层、中厚层状大套产出，或在垂直上与颗粒云烟交替出现。有的地方见残余砂屑，大小分布不均，富含石英砂岩。可代表浅海陆棚相。 （二）颗粒碳酸盐岩 1、生屑碳酸盐岩
生物屑灰岩主要发育于红花园组上部、大湾组、罗惹坪组底部，和州组分布很少。 （1）、红花园组的生物屑灰岩主要为深灰色厚层亮晶生物碎屑灰岩。生物碎屑含量为65%左右，其中棘屑含量约40%，腕足类约17%，三叶虫为5%左右。生物碎屑磨圆、分选好，大多数生物碎屑被有机质侵染，胶结物为粗大嵌晶状；
（2）、大湾组下部发育深灰色薄层泥晶生物写。生物门类主要有棘屑、腕足类、三叶虫，生物屑杂乱堆积，大小混杂，主要为灰泥填隙，局部为亮晶胶结，部分生物碎屑被有机质侵染；大田坝组的生物碎屑含量为65%~70%，化石可见棘皮屑、腹足类、三叶虫、瓣鳃类等。
（3）、罗惹坪底部的生物屑类型有海百合茎，含量30%~40%；珊瑚20%~25%，呈圆形或椭圆形，直径2~5mm不等；苔藓虫10%。填隙物以泥晶方解石为主，局部可见亮晶方解石胶结。 2、内碎屑碳酸盐岩
内碎屑大致分布在石炭统，主要以灰色、灰黑色、灰绿色中厚层状出现。几处可见交错层理，水动力较强。化石门类也很丰富，产含腕足类、珊瑚以及大量的古植物。分选较差。可代表潮坪相或局限台地相。 3、鲕粒碳酸盐岩
鲕粒碳酸盐岩主要发育于寒武统（以鲕粒云岩为主，次为鲕粒灰岩），而在奥陶统主要为亮晶鲕粒灰岩，少量分布于分乡组、红花园组、南京关组。岩石以中层—块状为主，颜色呈灰色、深灰色、灰白色都有，少量的为紫红色。具大、中型槽状交错层理、羽状交错层理以及底冲刷面。其中鲕粒以0.5~2mm为主，少数达3~4mm，具有放射—同心圆层、放射结构。岩石除了鲕粒以外，还混入了少量的生物碎屑、砂屑，有时还有砂屑级海绿石，分选较好。处于的环境较高，可代表间滩海与浅滩或潮间带。 4、藻粒碳酸盐岩
核形石是指结核状，通常直径1~2cm，层理全包裹或半包裹核心，产于高能量浅水环境。也是一种藻包粒，有学者将它归于球状叠层石类。主要分布于分乡组，呈灰色。可代表
滩间海或滩的沉积环境。 （三）、礁碳酸盐岩 1、礁白云岩：叠层石礁
蓝菌类微生物，以微生物席形式在生长和新陈代谢过程中粘连和沉积沉积物，形成的叠层状有机沉积构造。叠层石是前寒武纪未变质的碳酸盐沉积中最常见的一种“准化石”。主要分布于寒武统以及分乡组上部，呈灰色。可代表局限台地相或者开阔台地相。 2、礁灰岩
主要发育于红花园组中，呈块状结构，具明显的形态。主要为藻岩隆礁，建礁生物主要为托盘、海绵、蓝绿藻，附礁生物有棘屑、腕足类等，礁基为亮晶生物屑灰岩。可代表开阔台地相、台地边缘相或生物礁相。
第二节 相标志
一、岩性标志
相标志是指反应沉积相的一些标志，它是相分析及岩相古地理研究的基础。岩性标志是指特征明显、易于鉴别、层位稳定等特点定为鉴别标志。岩性标志包括：岩石的颜色、岩石类型、自生矿物、颗粒结构、原生沉积构造、岩性组合及韵律性以及电性特征等 （一）、亮晶颗粒灰岩
亮晶颗粒灰岩出现的形式基本上以亮晶鲕粒灰岩呈现，有少量的亮晶砂屑灰岩，常伴随亮晶方解石胶结，主要分布于分乡组、红花园组、南京关组。多为灰白色。多为厚层—块状。鲕粒一般为0.25mm左右或0.75mm。亮晶砂屑分选不是很好，基本上出现在砂屑灰岩中。 （二）、石英砂岩
石英砂岩为由95%以上的石英碎屑(包括石英岩屑、硅质岩屑)组成的砂岩。广泛分布在云台观组、纱帽组、黄家蹬组以及下石炭统。主要为灰白色、灰色、灰黄色等。颗粒之间呈镶嵌状接触、硅质胶结，岩石成分、结构成熟度高。所在环境水动力很强。 二、沉积构造标志
沉积构造是指沉积岩各个组成部分之间的空间分布和排列方式。沉积构造标志指通过某些特殊的沉积构造特征，可以确定沉积介质的营力及流动状态，从而有助于分析沉积环境，有的还可确定地层的顶底层序等。 （一）、层面构造
在沉积岩层面上保留有自然作用产生的一些痕迹称为层面构造。它常常标志着岩层的特性，并反映岩石的形成环境。 1、槽模
在龙马溪组下部泥页岩所夹的薄层粉砂岩底面上非常常见。一般为3~7cm×10cm，多成群出现，呈楔形、椭圆状。
画图——槽模 2、波痕 发育于罗惹坪组泥质粉砂岩的层面上。为不对称直脊波痕，波长5~10cm，波高不足1cm，此外在龙马溪组亦见对称波痕。 画图——波痕 3、龟裂纹 多见于宝塔组，少见于临湘组。泥质沉积物或灰泥沉积物，暴露干涸、收缩而产生的裂隙，在层面上呈多角形或网状龟裂纹，裂隙成“V”形断面，也可呈“U”字型，可指示顶底面。 画图——龟裂纹 （二）层理构造 层理构造是由于先后沉积下来的矿物或岩屑的颗粒大小、成分、颜色和形状的不同而显示的成层现象。 1、水平层理
主要见于奥陶系—志留系中，纹层由泥质和铁质显示出来，相互平行。 2、交错层理
在刘家昌地区，主要以板状交错层理、楔状交错层理和羽状交错层理出现、主要存在于寒武统以及石炭统的长阳组和高骊山组；而云台观组出现沙波交错层理。在整个地区，
交错层理比较大，有少量的小型的交错层理出现，其中板状交错层理的倾角在15°左右。沙波交错层理的纹层由石英细砂定向排列显示出来的，细层相互平行，细层倾角为15°~20°，在断层面上尤为明显。 三、化石生态标志
实习地区生物化石主要种类有：三叶虫、笔石、头足类、腕足类、海百合类、瓶筐石、古钵海绵、蓝绿藻、珊瑚、蜓类，双壳类等。 （一）、底栖型
按生活方式，分为营固着生活的、底埋生活的、水底爬行的、钻蚀生活的，底层游泳的等类型。如螺类、海星、海胆、蛇尾等就是在海底爬行的种类。海绵、海葵、海百合、藤壶、牡蛎、海鞘和各种珊瑚、以及造礁生物在水体基底营固着生活。柱头虫、文昌鱼、鳐、比目鱼等栖息在水底的泥沙中，蛏、文蛤等则钻穴而居。 （二）、游泳型：头足类、三叶虫、腕足等
（三）、漂游型：生活于开阔海洋而非海底或海岸地带的海生生物，如正笔石类。 第三节 沉积相分析 一、实习区沉积相类型 地 层 系 统 界 系 统 群 组 段 ？ 石炭系 岩性标志 沉积构造 标志 化石生态标志 亚相 相 XX 寒武系 二、重点层段沉积相分析
（一）、寒武系：寒武系代表古生代第一次海浸，多为浅海相，对各种生物繁殖极为有利。岩层沉积程序也极有规律，由砂岩、页岩到灰岩。本区的寒武系以巨厚白云质灰岩，白云岩和厚层灰岩为主。下寒武统在东南区以黑色页岩为主，中上寒武统以黑色薄层灰岩含大量球接子类三叶虫为主。
（二）、奥陶系：早奥陶世从西陵峡组沉积开始到牯牛潭组沉积结束 ,沉积环境经历了从局限台地潮坪环境到开阔台地再到浅海陆棚的演化。环境的演化反映了从早到晚海水的逐渐变浅。沉积模式主要属于滨浅海碳酸盐沉积组合。从西陵峡组至五峰组,是一个海侵范围不断扩大和海水不断加深的过程。同时整个奥陶纪海水进退存在着多旋回现象,主要为四次Ⅲ级旋回,反映了四次海水进退规程。大致经历了一个从碳酸盐台地相-台地边缘礁滩相-浅海陆棚相-碳酸盐台地-浅海陆棚相的过程。
（三）、志留系：志留系三分性质比较显着。一般说来，早志留世到处形成海侵，中志留世海侵达到顶峰，晚志留世各地有不同程度的海退和陆地上升，表现了一个巨大的海侵旋回。志留纪晚期，地壳运动强烈，古大西洋闭合，一些板块间发生碰撞，导致一些地槽褶皱升起，古地理面貌巨变，大陆面积显着扩大，生物界也发生了巨大的演变，这一切都标志着地壳历史发展到了转折时期。
第三章 地质构造 第一节 褶皱
岩层在构造运动作用下，因受力而发生弯曲，一个弯曲称褶曲，如果发生的是一系列波状的弯曲变形，就叫褶皱。褶皱虽然改变了岩石的原始形态，但岩石并未丧失其连续性和完整性。
（一）、主褶皱
刘家场大背斜平面上为一近东西向延伸的短轴背斜，东西长约25公里，闭合高度月1000米，闭合面积达110平方公里。剖面上为一南翼缓、北翼陡、开阔、略向北斜歪的不对称褶皱构造；其核部宽缓，转折端呈波状起伏（图3-1）。背斜核部地层为寒武系中统覃家庙组浅灰色—深灰色中—厚层状白云岩夹长石石英砂岩，两翼依次为寒武系上统三游洞组浅灰色、灰黑色白云岩。奥陶系泥质岩—碳酸盐岩和志留系杂色笔石页岩，泥岩和碎屑岩。该背斜北翼构造比较复杂，断裂和次级褶皱构造发育，地层倾角均在40°以上，局部大于70°，甚至倒转；南翼构造简单，为单倾构造，倾角约20~30°；背斜核部次级滑脱褶皱极为发育，且类型丰富。
画图——刘家场背斜横剖面示意图 P63 （二）、次级褶皱 工区次级褶皱主要发育于刘家场大背斜北翼和核部。大背斜北翼次级褶皱发育于刘家场东西向逆冲断层的上盘，由于先期形成的逆冲断层的断弯褶皱作用，使翼部单斜地层被次级褶皱复杂化。其典型构造有西家坡向斜和纸槽沟背斜均发育于上寒武统三游洞组浅灰、灰黑色中—厚层状白云岩地层中，近东西向延伸，向西至白龙泉出工区，向东延至纸槽沟随着下伏断裂作用逐渐减弱二过渡为具规模的次级波褶皱带，区内延伸近7公里。该类褶皱构造南北宽100米左右，背斜北翼陡南翼缓，向斜则南翼陡北翼缓，轴面均向北斜歪，为典型的闭合型线性褶皱构造（图3-2）。 画图——次级褶皱P63 和尚天坑处可见非常典型的隔挡式次级褶皱带。其中的次级背斜多为尖棱状，而向斜则为平缓开阔状，变形强烈处这种开阔向斜变形为反箱状构造。在工区西端梨子坑可见典型的隔槽式次级褶皱（图3-3），其中的次级背斜多为箱状褶皱，而向斜则为尖棱状褶皱，强烈变形往往造成箱状背斜的北翼陡、倒转，局部可见其北翼轴面倒卧呈水平状（据李建明等，1995） 画图——隔槽式褶皱示意图P64 第二节 断裂
一、节理
实习工区的节理构造较为发育。在大背斜南翼雷家塌至张山堰简易公路旁，上奥陶统宝塔龟裂纹岩中极为发育剪节理。野外露头可见该组节理呈直线延伸，且等间距分布，其延伸方向与雷家塌张山堰平移断层断层延伸方向一致。为同期应力场产物。在工区北翼松木坪正断层两盘地层中见有较为发育的张节理，多呈不规则锯齿状，延伸距离不大，且多数被方解石充填。 二、断层
实习工区断裂构造较为发育，且类型齐全，主要有： （一）、刘家场逆冲断层
该断层发育于刘家场大背斜北翼，向西自温家埫出工区，向东经丁家冲至庆贺寺为逐渐减弱，且被刘家场北东向张扭性断层错断。该断层是与刘家场大背斜相配置的区域性逆冲断裂构造，造成南津关组与大湾组、红花园组和分乡组地层断接，期间有较大规模的地层缺失，其中破碎带内见有断层角砾岩、构造岩块和断层泥；二断层上、下盘地层均发育构造劈理带。上盘发育较大规模的断弯次级褶皱，核部地层普遍发育的隔挡式和隔槽式次级滑脱褶皱与断裂有关。断层自西向东规模逐渐减小（图3-4）。 画图——逆冲断层P64 （二）、松木坪正断层 该断层位于仁和平向斜东端，近南北向延伸20余公里，其南段切于刘家场背斜北翼，并转向为北东向。断层性质为张扭性正断层，断层西盘下降并向南错动。在松木坪发育三条正断层。由东向西依次下滑，主断层上盘为泥盆系石英砂岩，下盘为石炭系、二叠系石灰岩、煤系地层（图3-4）。该断层发育宽30米的断层角砾岩。带内发育分选、磨圆度极不一致的断层角砾岩。大者砾径十厘米，小者几个厘米，角砾有棱角状，次棱角状和椭球状。甚至发育角砾化角砾岩。表明该断层经历了多期活动。在断层三角面上可见擦痕、阶步、断层膜等现象。
画图——电厂P65 （三）、张山堰平移断层 张山堰平移断层均发育于刘家场大背斜南翼奥陶系地层中，近南北向延伸达4公里，为右行平移断层组合，造成了背斜南翼奥陶系地层的右行错断。该平移断层组合南段规模大，向北逐渐减弱，并消失与下奥陶统南津关组灰岩之中。张山堰断层在简易公路旁可见宝塔组龟裂纹灰岩与西盘志留系笔石页岩沿走向断接。两盘地层均被牵引变形，并发育等间距的剪节理带（图3-5）。
画图——张山堰平移断层P66 第三节 构造形成机制分析 构造运动在地质历史中具有一定的周期性和阶段性。这个特点通过两个方面表现出来的：一方面是升降性质的转化，另一方面表现为运动速度和性质的转化，亦即某个时期运动式平静和缓慢的，接下来的另一个时期则是强烈的和快速的。两种时期在地质历史进程中总是交替发展（据柳成志、赵荣等，2006）。 一、褶皱的形成
自然界的褶皱构造尺度上从几厘米到上百公里都有存在,且形态各异,在煤矿地层中也比较常见（据单文琅等，1985）。关于褶皱形成机制的确定,长期以来一直是构造研究小有争议的课题.从地质力学观点看,岩层一般是通过纵弯或弯滑作用形成褶皱,而通过纵弯作用形成的褶皱自然界较为常见即褶皱是岩层或岩层组合在顺层作用的水平载荷挤压作用下发生缓慢变形的结果（据陈国祥等，2008）。
20世纪90年代以来，Jamison和Suppe等构造地质学家曾探讨了在逆冲作用中褶皱形成的机制（据Jamison，1987等；据 Suppe等，1983等 ）。Jamison将逆冲作用引起的褶皱分为3类：断层弯曲褶皱作用、断层扩展褶皱作用和断层滑脱褶皱作用，讨论了逆冲活动的运动学过程与形成褶皱几何形态的关系，认为褶皱样式是纵弯褶皱与断裂相互作用的结果，取决于变形埋藏的深度和构造体制。Suppe等则建立了膝折带褶皱作用与断弯、断展褶皱作用，研究了褶皱生长的几何过程，并分析了断弯褶皱作用在前断坡、侧断坡
的变形过程及其结果与表现，说明在逆冲中控制褶皱发展的主导因素是膝折褶皱作用，强调了褶皱发生在断坡之上，断坡角的大小和产状强烈地影响着褶皱的形态。
宜都—鹤峰复背斜在湖北刘家场至长阳县假浪口段由长阳背斜、花桥——松园坪向斜、胡家畈背斜和松木坪向斜构成。南界为刘家场逆冲断层。整个复背斜带主要由震旦系和下古生界组成，开阔宽缓，呈南翼缓（地层倾角25~35°、北翼陡（地层倾角 40~60°）的不对称断展背斜，指示由南向北的挤压变形。向斜陡窄，在花桥—松园坪向斜核部，泥盆系至中—下三叠统以沿下志留统、下二叠统底部泥质岩软弱层产生滑脱形成南翼陡、北翼缓的不对称向斜褶皱而残存。整个宜都*鹤峰复背斜带是来凤—假浪口逆掩断裂带上盘断坡部分的扩展背斜。来凤—假浪口逆掩断裂延伸至深部，可能也归并于上地壳内（1,20 34深度）高导层拆离面。下古生界随着这一逆掩断裂带的形成、延伸和扩展而在断坡部分发生不对称的褶皱变形。
桑植—石门复向斜是来凤—假浪口逆掩断裂带刘家场分支逆掩断层上盘、处于断坪部位上的不对称复向斜断展褶皱。主要由关庄坪向斜、甘溪向斜、码头铺向斜、新关向斜及其间的水岩屋、滴水岩等背斜组成，总体呈NE至近EW向右行斜列组合，大致围绕武陵山冲断带呈向NW方向凸出的弧形分布。与宜都*鹤峰复背斜带相反，这一带的向斜构造总体为长轴褶皱，北翼地层倾角缓（20~30°），南翼陡（40~60°），呈现由南向北连续挤压变形作用所形成的不对称几何形态。向斜宽缓，背斜陡窄长。在背斜轴部常发育断面南倾之逆掩断层。在向斜轴部，上古生界沿下志留统、下二叠统泥质岩软弱层产生滑移，形成沿勺状滑脱断层移位的不对称滑脱褶皱。（据丁道桂等，2007） 二、断层的形成
（1）形成正断层的应力状态是：最大挤压应力σ1直立，中间应力σ2和最小应力σ3水平，σ2与断层走向一致，上盘顺断层面向下滑动，断层面倾角约60°。
（2）形成逆断层的应力状态是：最小应力σ3直立，最大应力σ1和中间应力σ2水平，σ2与断层走向一致，上盘顺断层面向上滑动，断层面倾角约30°。
（3）形成平移断层的应力状态是：中间应力σ2直立，最大应力σ1和最小应力σ3水平，
断层面走向垂直于σ2，断层面直立，两盘顺断层走向滑动。
图3-6断层形成的安德森模式示意图
第四章 地质发展史 第一节 构造层的划分
一、寒武纪（∈）—志留纪（S） 构造层
根据假整合、沉积相和岩石组合的差异，该构造层可进一步划分为两个亚构造层： （一）、第一亚构造层（∈— o）
这一构造层包括寒武系和奥陶系，以含磷的炭质硅质页岩—碳酸盐建造序列组成。寒武系下部的水井沱组、牛蹄塘组主要发育含磷炭质、硅质页岩建造，岩性以深灰色、黑色炭质页岩、硅质页岩、粉砂质页岩为主，夹灰岩、白云质灰岩、泥灰岩等。为浅海陆棚或滞留浅海盆地沉积。
寒武纪中上部各组以碳酸盐建造为主，且主要为白云岩，灰岩次之，为局限海—开阔海台地相沉积。
奥陶系下部西陵峡组—红花园组主要以碳酸盐建造，以灰岩、生物屑灰岩、礁灰岩为主，夹少量的页岩，为开阔海台地相沉积。大湾组—临湘组，虽然也为碳酸盐建造，但泥质组分明显增加，为生物屑灰岩、瘤状灰岩、龟裂纹灰岩夹页岩组合。为浅海陆棚或沉没碳酸盐台地沉积。五峰组，则主要为笔石页岩相，为滞留浅海盆地沉积。 （二）、第二亚构造层 （S）
这一亚构造层指志留系，由笔石页岩建造—砂页岩建造序列组成。下部富含笔石页岩—硅质页岩—粉砂质页岩组合，为滞留浅海盆地相沉积。中上部为页岩、粉砂质页岩、粉砂岩、砂岩组合，韵律性明显，局部夹灰岩，为浅海陆棚至滨岸相或三角洲相沉积。 二、泥盆纪（D）-石炭纪（C）构造层
本构造层在区内主要分布于向斜的核部及两翼。
根据假整合、沉积相和岩石组分的变化，该构造层可进一步划分为两个亚构造层： （一）、第一亚构造层（D）
本亚构造层仅指泥盆系，主要由单陆屑建造或含铁单陆屑建造组成。中泥盆统云台观组、上泥盆统黄家磴组和写经寺组构成了一个砾岩—石英砂岩 —砂质页岩、灰岩组成的沉积序列。下部云台观组以石英砂岩为主，在西北则以砾岩为主；中部黄家磴组由砂质页岩、石英砂岩、鲕状赤铁矿和泥灰岩组成；上部写经寺组以砂质页岩、灰岩为主。这一建造中碎屑成分多为石英，岩石成分成熟度较高。总体上为滨岸相—潮坪相碎屑沉积。 （二）、第二亚构造层
本亚构造层仅指石炭系，由陆屑建造—碳酸盐建造序列组成。下统为陆屑建造，岩性以细砂岩、粉砂岩、粘土岩为主，夹灰岩，含煤、赤铁矿、菱铁矿结核；为潮坪相—滨海沼泽相沉积，仅分布于东部长阳—松滋地区。上统为碳酸盐建造，岩性为白云岩、白云质灰岩、灰岩组合，常见角砾、鲕粒和生物屑等颗粒，为局限—开阔海碳酸盐台地相沉积。
第二节 地质发展简史
一、寒武纪（∈）—志留纪（S） 发展史
全境仍为海域，沉积了2000余米的以砂、页岩为主夹硅质岩地层。整个寒武纪沉积环境 较为稳定，未发生大的地壳运动。当时气温较前更为温暖，加之环境安稳，境内出现了象海棉骨针等无脊椎浮游生物。
寒武纪以后的奥陶、志留纪(距今4～5亿年)期间，境内未留下地层记录，但根据区域性地质资料对比，当时境内仍为浅海地带。志留纪末期，发生了规模宏大的地壳运动—加里东运动，造成境内地层发生强烈褶皱，致使中部及北部地区海底隆起成陆，海水退出，总体地形为北高南低，海水已退至县内南部地区。 （二）、泥盆纪（D）-石炭纪（C）发展史
志留纪末期，境内由于受加里东运动影响，北部及中部大部地区隆起成陆，形成了北高南低地势。到泥盆纪初，海侵由南往北再次不断推进，海水逐渐加深，继续沉积。初始期以碎屑沉积为主，沉积了1000余米砾岩、砂岩及泥岩，后期以化学沉积和生物沉积为主，又沉积了近1000米的泥灰岩、灰岩及少量的白云岩。整个泥盆纪沉积期较为稳
定。到晚期，由于受广西山字型构造的影响，经过八桂运动，境内地层发生强烈褶皱，逐渐隆起成陆，此时海水大部退出。
这一时期，境内基本形成陆地，仅在南部潭头、大良的部分地段有小范围的海水浸入，此时的沉积中心已移至南面柳城县一带，沉积了1000余米的泥灰岩、灰岩及白云岩。石炭纪中期，由于受区域性规模宏大的地壳运动——印支、燕山运动的影响，造成境内地层更加紧密褶皱而再次隆起，海水全部退出，从而结束了融安县漫长的海洋发展史。同时，由此可见县境缺失晚石炭系及整个中生代地层，是由印支——燕山运动造成的。此后，自晚石炭纪至今的2亿多年的漫长时期， 县境基本处于风化剥蚀状态，并逐渐形成今日的地质地貌，这就是融安县整个海陆变迁发展史的全过程。（据乐森等，1920）
第五章 第四纪地质与地貌 第一节 现代河流地质作用特征
一、河流类型
流经镇区的溪流，小河以及洈水河谷地带，有多种流水侵蚀，堆积地质现象。
洈水河谷为一个壮年河谷，横断面大致为U形，谷底宽敞，两岸基岩裸露，谷底有现代河床沙质沉积，如河床浅滩、心滩河床沙坡等。可以清楚看到凹岸侵蚀凸岸沉积以及河漫滩沉积等现象。 二、边滩及河漫滩形成
边滩在弯曲的河道里，横向环流的作用会使凹岸受冲刷形成深槽，被蚀下的物质由底流搬运至凸岸，堆积成边滩。边滩被水流切割，可以形成心滩；心滩受淤积与岸相连，也可变成边滩。
河漫滩位于河床主槽一侧或两侧，在洪水时被淹没，中水时出露的滩地。河流洪水期淹没的河床以外的谷底部分 。它由河流的横向迁移和洪水漫堤的沉积作用形成。平原区的河漫滩比较发育。由于横向环流作用，V字形河谷展宽，冲积物组成浅滩，浅滩加宽，枯水期大片露出水面成为雏形河漫滩。之后洪水携带的物质不断沉积，形成河漫滩。 三、河流阶地形成及意义
阶地是内外动力地质作用共同造成的现象，即在地壳不断或间断性上升的背景下由河流的垂直侵蚀，侧向侵蚀及堆积作用交互进行的，是河流发育历史的遗迹。因此阶地的现象和研究对于了解河流发育史有重要的意义。
根据观察，洈水河谷有阶地3—4级，遍山河附近阶地主要位于北岸，第一级为堆积阶地，第二、三级阶地为基底阶地。阶地面上堆积物为砾石层和粘土、亚粘土等。刘家场镇区河流阶地可达五级。两岸分布不对称，高级阶地多位于镇区西北部，已被近期流水切割成零散的山丘。第一级阶地为堆积平地。平均高程约135米。主要农田和居民区位于这一阶地面上。第二级—第四级阶地均为基底阶地。第五级为河两岸系列基岩组成的山丘，阶地面上没有流水沉积物或残留巨大的砾石或漂砾，高程在180—200米。
第二节 地下水地质作用特征
一、溶洞形成机理
溶洞的形成是石灰岩地区地下水长期溶蚀的结果。石灰岩层是先决条件，石灰岩的主要成分是碳酸钙（CaCO 3），在有水和二氧化碳时发生化学反应生碳酸氢成钙[CaCO 3 +H 2 O+CO 2 -->Ca(HCO 3 ) 2 ]，后者可溶于水，当这种水在地下深处有一定压力时，溶解更甚。石灰岩中的钙被水溶解带走，经过几十万、百万年甚至上千万年的沉积钙化，石灰岩地表就会形成溶沟、溶槽，地下就会形成空洞。当这种含钙的水，在流动中失去压力，或成份发生变化，钙有一部分会以石灰岩的堆积物形态沉淀下来，由于免受自然外力的破坏，便形成了石钟乳、石笋、石柱等自然景观。 二、溶洞沉积物类型及形成机理
溶洞的形成不仅有溶蚀作用，还有沉析作用。在石灰崖区从地上面流入地下的水，大多已溶解有一定量的碳酸钙，但当其到达溶洞时由于环境中温度、压力的变化，会使水中含有的二氧化碳被释放出来。于是水对碳酸钙的溶解力降低，使本来溶解在水中的碳酸钙结晶析出。此外，滴落到溶洞中的水有时也会因蒸发而使在洞顶的碳酸钙晶体向下生长，便成为钟乳石；若滴在洞底再凝结出来，向上生长便形成石笋；钟乳石和石笋在生长中逐渐衔接成为一体，就是石柱。当然实际情况要复杂得多。比如，由于滴水的石缝
被析出的石钟乳所堵塞，或者由于地壳运动，使得地形、水流以及渗水的通道发生了变化，致使水的滴落方向、速度、水量也随之发生变化，结果，有些才生长到一半的石钟乳和石笋不再继续生长了，这样又在边上长新的钟乳石和石笋……这些变化后形成的钟乳石、石笋和石柱相互交错、叠接，便构成了令人叹为观止的各种瑰异的景观。钟乳石、石笋的形成常常需要几千或几万年的时间。 三、古神洞、新神洞的形成机理及意义
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