湖北松滋刘家场地质实习报告Word文档下载推荐.docx
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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20~150cm。
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。
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、食盐假晶。
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。
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（Sio275%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。
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）。
三游洞组沉积环境分析
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、板状交错层理、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。
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。
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:
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。
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。
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。
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。
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。
（三）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。
（四）、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,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。
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。
（五）、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。
（六）、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,大陆面积显著扩大,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。
（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。
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,xx）。
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（1,2034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,xx）
二、断层的形成
安德森（E.M.Anderson,1951）等学者根据断层均具有两盘相对滑动的特征,分析了形成断层的应力状态,认为形成断层的三轴应力状态中的一个应力轴趋于垂直水平面。
以此为依据提出了形成正断层、逆冲断层和平移断层的三种标准应力状态（图3-6）。
（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。
第三章地质发展史
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）
第四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
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