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湖北松滋劉家場地質實習報告
大學生就業是目前一個比較敏感的話題。一方面,隨著大學的不斷擴招,大學生數量在不斷的增加;另一方面,企業人才需求不斷更新。企業的需求是剛性存在的,大學生只能不斷的提高自身的素質去適應企業的用人需求。今天小編整理了1篇關于湖北松滋劉家場地質實習報告,供大家參考。
前言
第一節 交通位置
實習區位于湖北省西南部松滋劉家場至宜昌一帶,主要實習點位于松滋劉家場至洈水一帶。劉家場是湖北省南部邊境的一個小的工業城鎮。劉家場地屬荊州松滋市,南距湖南澧縣邊山河約23公里,北與宜都縣松木坪相鄰。自沙市輪渡過江,經彌市、松滋市至劉家場約96公里,由江陵繞枝江縣經枝江大橋過江至劉家場,約123公里,交通四通八達,甚為便利。
第二節 自然地理與經濟
劉家場鎮位于武陵余脈的湖北省松滋市劉家場鎮。處于江漢平原西南邊緣的低山丘陵區,為鄂西武陵山山脈東延的余脈。區內主要的山勢大致近東西向延伸,鎮附近最高山峰海拔高度均在500米以下,如帽子山406米,關木山442米。全區地勢西高東低,西部最高峰達696.9米,劉家場以東即為低矮丘陵。鎮西地形大致呈一箕狀盆地,有三條溪流分別自西南、西北和北方先后相匯于鎮區,再向東注入洈水。溪水清淺,平時可涉渡。 劉家場鎮為解放后,特別是六十年代以后迅速發展起來的小型工礦業城鎮,主要礦產有煤、石灰石、磷、和重金石礦等;重要的工業包括水泥、磷肥、發電、陶瓷以及軍事工業等;主要的農業種植為玉米、水稻以及棉花等。商業也很發達,人口近十萬。境內有沙漁、雅澧兩條省道穿過,還有松宜地方鐵路與焦柳鐵路、長江枝城港相連,交通十分便利。
第三節 區域地質概況
實習區北鄰長江三峽,西部及南部與鄂西南山地、湘西北武陵山地相連,東接江漢平原。在大地構造位置上屬揚子穩定陸塊中段。區內震旦系至第三系分布廣泛發育齊全,化石豐富,歷來是地質學界頗為重視的中揚子代表性地區之一。
區內震旦紀和古生代底層主要出露為海相沉積,它們呈條帶狀圍繞著以前震旦紀花崗巖、片巖和片麻巖為基底的黃陵背斜周緣、以三疊系為核部的仁和坪向斜周緣、以寒武系為核部的劉家場背斜周緣分布。由海相—海陸交互相—陸相沉積組成的中生代底層主要分布在西北部的秭歸盆地。區內的新生代底層均為陸相沉積,主要分布在宜昌、枝城和劉家場附近。
區域構造的主要特征是:○1以褶皺變動為主,構造線自西向東呈北東至近東弧形延伸;○2褶皺多呈不對稱狀,北西翼或北翼較陡,局部倒轉;○3與褶皺同期的縱向逆沖層多出現褶皺的陡傾翼,斷面傾向南或西東;○4區域性大斷裂有北東、北北東、北西、北北西、南北向六組;○5褶皺、斷裂構造作用主要形成于印支至燕山期,尤以后者最為重要。
第四節 學習的主要任務及學員
一、學習的主要任務
1、學習使用地形圖、羅盤以及用后方交匯法確定自己在地圖上的位置。
2、觀察中、上寒武統各組的地質特征。
3、觀察新神洞的巖溶地貌。
4、觀察奧陶系各組的地質特征。
5、觀察現代河流沉積的相關特點。
6、觀察志留系各組的地質特征。
7、觀察泥盆系各組的地質特征。
8、觀察石炭系各組的地質特征。
9、對紅花園組——大灣組一段分層描述以及制圖。
10、觀察斷層(正斷層、逆斷層、平移斷層)。
11、觀察重晶石礦。
12、野外地質填圖。
二、學員
長江大學地球物理與石油資源學院——物探11001班的全體學生以及帶隊老師。
第一章 地層
第一節 寒武紀
寒武紀(Cambrian)是在地質時間上約為5.7-5.05億年前古生代初期的一段地質時間。它可區分為三個時期:始寒武紀(5.7-5.4億年前)、中寒武紀(5.4-5.23億年前)、以及后寒武紀(5.23-5.05億年前)。劉家場地區寒武系層系完整,分布廣泛,露頭較好,主要圍繞著黃陵背斜、長陽背斜和松滋劉家場背斜分布,下統尤黃陵背斜東、西翼出露較佳,主要為陸棚相—臺地相沉積,中—上統除黃陵背斜東、西翼及長陽背斜外,在劉家場背斜南、北翼出露也較完整,主要為局限臺地相碳酸鹽巖沉積。本區寒武系厚度較大,達千余米,以碳酸鹽巖為主,碎屑巖較少,且主要發育于下統下部,其中蘊藏較豐富的多金屬、稀有元素、磷和膏鹽等礦產資源。下統生物化石豐富,中統化石較少,上統僅發現少量牙形石和腕足類化石。
一、 中寒武統
(一) 覃家廟組
覃家廟組分布于劉家場背斜核部及兩翼,主要為一套淺灰、灰白、深灰色薄至中厚層白云巖、白云質灰巖、泥質白云巖夾灰黃、黃褐色薄至中層長石石英砂巖,下部被覆蓋。出露厚度約300米。根據巖性的不同可以分為四段:
一段:為灰色、黃褐色薄—中厚層白云巖、泥質白云巖。下部以黃灰色、薄層狀和含泥質較多為特征,并含石鹽、石膏假晶:上部以灰色、淺灰色、中—厚層狀泥晶—粉晶白云巖為特征。本段厚約100米。極少發育波痕、交錯層理、沖刷面等沉積構造,未見泥裂等暴露標識,微生物巖非常稀少。
二段:灰黃色、黃褐色薄—中層狀長石石英砂巖,厚約5—10米,露頭上巖石風化較強烈、長石常風化為白色斑點狀高嶺石。本段巖性特殊、易于辨認,在區內分布穩定,是以良好的標志層。中上部發育大量波痕、交錯層理等沉積構造,發育少量蒸發巖假晶,是微生物巖的主要發育層位。微生物巖為中—厚層,層厚20~150 cm。
三段:灰—深灰色中—厚層狀白云質灰巖、白云巖,夾少量泥質白云巖。以泥晶—粉晶結構為主,夾數層砂屑、礫屑、粉屑白云巖、白云質灰巖。本段中見較多波狀、柱狀疊層石。本段厚約80米。發育少量波痕、交錯層理等沉積構造,微生物巖較發育。
四段:淺灰色、黃灰色中—厚層狀白云巖、泥質白云巖與深灰色中—厚層白云巖互層,以最頂部的半米厚黃灰色泥質白云巖與其上覆蓋三游洞群相區別。本段厚約120米。微生物巖少,但結構特殊。
覃家廟組沉積環境分析
劉家場地區的覃家廟組屬于寒武系中統,目前僅發現三葉蟲及個別腕足化石。 在覃家廟組一段中有兩種巖性:一是灰色、中層狀的泥粉晶白云巖,結構為晶粒結構。二是灰黃色薄層狀泥質白云巖,結構也是晶粒結構。在沉積構造上呈現為水平層理。巖石中有石膏假晶、食鹽假晶�；可�,可見該地層不適合生物化石的形成。從地層特征可看出地層的沉積環境為潮平的朝上帶的蒸發環境。
覃家廟組二段的巖石主要為碎屑巖、砂巖(細沙)和黃褐色、肉紅色中厚層狀的長石、石英巖屑砂巖(Sio2 75% 長石 10%~20%)沉積環境為潮平環境。
覃家廟組三段的巖石為褐色、粉晶粒屑白云巖。在此處的碎屑灰巖,這主要是由于風暴而形成的。沉積環境為潮平潮汐水道的潮夾帶。
覃家廟組四段的巖石主要有灰色、厚層狀的泥質白云巖,為粉晶結構;灰色、中厚層狀疊層白云巖以及泥晶、粉晶灰巖。此處的巖石因風化而形成刀砍紋現象。
(二)、三游洞組
劉家場地區的三游洞組屬寒武系地層,主要分布在劉家場背斜的南、北翼,其中,發育有較多的古溶洞,如古神洞、新神洞等。該組的主要巖石為灰色厚層至塊狀的泥-粉晶白云巖、灰色中厚層狀的礫屑白云巖、灰色厚層狀的砂屑白云巖、灰色厚層狀的泥晶白云巖、灰色厚層狀的疊層石白云巖。局部見交錯紋理,發育柱狀,半球、波狀狀疊層石。由于在三游洞群頂部顆粒灰巖中發現早奧陶世牙形石,故將該群頂部分出西陵峽組(朱忠德等,1995)。
三游洞組沉積環境分析
此組主要為一大套淺灰、灰黑色厚層至塊狀粉晶—細晶白云巖,夾砂屑、礫屑白云巖及硅質條帶,頂部為灰色厚層顆�；規r夾淺灰色薄層白云巖。并且常見羽狀交錯層理、板狀交錯層理、丘狀交錯層理、火焰構造、倒小字排列的沉積構造。從中可以說明該組的沉積環境為潮坪的潮間帶,水動力較強。
第二節 奧陶系
古生代第二個紀,約開始于5億年前,結束于4.4億年前。在此期間形成的地層稱奧陶系,位于寒武紀之上,志留紀之下。奧陶紀亦分早、中、晚三個世。奧陶紀是地史上海侵最廣泛的時期之一。在板塊內部的地臺區,海水廣布,表現為濱海淺海相碳酸鹽巖的普遍發育,在板塊邊緣的活動地槽區,為較深水環境,形成厚度很大的淺海、深海碎屑沉積和火山噴發沉積。劉家場地區的奧陶系層序完整,露頭良好,以宜昌黃花場和松滋劉家場剖面最具有代表性�？傮w上為一套泥質巖和碳酸鹽巖沉積。其中不僅生物化石十分豐富,而且門類繁多。既有介殼相、筆使得硅質頁巖相,又發育有介殼相與筆石泥質頁巖相混合沉積。生物化石門類有:頭足類、三葉蟲、筆石、腕足類、雙殼類、苔蘚蟲類、海綿類、托盤類以及牙形石等。更有意義的是在分鄉組和紅花園組中產的生物礁。
本地區除五峰組缺失外,其他地層發育完整,露頭連續。下統包括西陵峽組、南津關組、分鄉組、紅花園組和牯牛潭組,上統包括大田壩組、寶塔組和臨湘組。本區奧陶系與下伏寒武系呈整合接觸,與上伏志留系馬龍馬溪組呈平行不整合接觸。
一、 下奧陶統
(一)、西陵峽組
本區西陵峽組巖性以亮晶砂屑灰巖為主,夾粉晶白云巖與鮞�；規r。底部以含礫屑砂屑灰巖、疊層石白云質砂屑灰巖與上寒武統霧渡河組粉晶白云巖分界,厚24米。本組上部產牙形石,該化石為下奧陶統第一個牙形石帶的帶化石,見于宜昌黃花場西陵峽組和南津關組下部。
1、西陵峽組沉積環境分析
因為本組發育了一套顆�；規r、藻灰巖、細晶—粉晶白云巖,灰色塊狀含礫屑砂屑灰巖,夾白云巖、及柱狀、波狀疊層石白云質砂巖灰巖。根據以上判斷,本組繼承了上寒武統的局限臺地相。
(二)、南津關組
南津關組主要灰色厚層石灰巖及薄層泥質石灰巖、白云質灰巖,底部含鈣質頁巖或黃綠色頁巖,厚約42米。根據巖性差別可分為四段:
一段:主要是灰色厚層至塊狀的亮晶生物屑灰巖、亮晶砂屑灰巖以及黃綠的頁巖。在頁巖中有較多的化石,如腕足、瓣腮、螺類、三葉蟲、筆石等,且保存較為完好�？梢娊诲e層理。
二段:下部灰色中層狀亮晶礫屑、砂屑灰巖,夾薄層泥晶灰巖;上部為灰色厚層狀疊層石灰巖與砂屑灰巖互層。產三葉蟲、腕足和海百合莖。
三段:灰色厚層-塊狀砂屑灰巖夾有少量的礫屑灰巖和團塊條帶狀白云巖。底部有一層灰黃色泥晶白云巖,化石比較稀少。
四段:淺灰色-深灰色砂屑灰巖,礫屑灰巖,鮞�；規r。有大型交錯層理出現,化石比較稀少。
體能量明顯減弱,已由開闊臺地相、礁灘亞相變成淺海陸棚相上部。大灣組中上部為瘤狀泥灰巖等,生物屑減少,故為淺海陸棚相中部。
(三)牯牛潭組
牯牛潭組屬于早奧陶世寧國期分布于鄂西一帶。本組大致與華南的胡樂組、龍馬溪組、煙溪組相當。劉家場地區的牯牛潭組巖性以棕紅色厚層狀含泥質條帶或紋層的瘤狀含生物屑灰巖泥質泥晶灰巖為主,略具似龜裂紋構造。厚21米。大化石稀少,多為碎屑狀,不易鑒定。可見三葉蟲、鸚鵡螺、震旦角石、瓦氏長頸角石、隔板正形貝、小四齒貝等化石,與下伏大灣組之間有一沉積間斷面。
1、牯牛潭組沉積環境分析
此組因主要為瘤狀泥灰巖,泥質條帶灰巖,生物屑含量明顯減少,但完整的生物個體,特別是一些薄殼生物明顯增多;說明水體進一步加深,故也為淺海陸棚相中部。
(四)、大田壩組
劉家場地區的大田壩組上部為灰色中層狀微含瀝青質、生物屑泥晶灰巖夾黃灰色薄—中層頁巖,下部為中—厚層狀深灰色—微紅色含瀝青質泥晶灰巖,厚2.4米。富含頭足類,三葉蟲化石,而筆石類則未采獲。與下伏牯牛潭組及上覆寶塔組均為整合接觸。
1、大田壩組沉積環境分析
本組的生物屑含量高而填隙物為灰泥,生物為棘皮類、三葉蟲、腹足類、瓣鰓類等正常海相生物。露頭上常見生物化石保存完整,不見被水動力改造的跡象。缺乏砂屑、鮞粒等顆粒和亮晶膠結物,頂部還出現薄層泥巖,均說明沉積環境的水動力能量不強,故為淺海陸棚相。
(五)、寶塔組
寶塔組屬于中奧陶世江階。因含形似寶塔的巨大直殼的鸚鵡螺類震旦角石而得名。分布于中國鄂西及四川一帶。劉家昌地區的寶塔組巖性主要為一套紫灰、灰色厚層狀含泥質,泥晶灰巖,具有明顯的龜裂紋構造(圖2-9)及泥質條帶,厚15米。含豐富的頭足類化石和牙形石。與下伏廟坡組呈整合接觸。
(六)、臨湘組
臨湘組屬于晚奧陶世中期,本區臨湘組以淺紫灰、黃灰、灰色厚層含泥質條帶泥晶灰巖為主,具有龜裂紋及瘤狀構造。頂部為黃灰色薄—中層狀灰質泥巖及泥巖。本組下部所含化石主要為頭足類,上部泥巖中則產豐富的三葉蟲。因上奧陶統五峰組缺失,故臨湘組與上覆下志留通過龍馬溪組應為假整合關系。 1、寶塔組-臨湘組沉積環境分析
本兩組為一套含生物屑或生物屑質含粘土或粘土質泥晶灰巖,露頭上常顯示出瘤狀及特征的“龜裂紋”構造表明,未見或僅發育極少量的底棲生物化石,但是一些薄殼生物化石碎片、浮游型的生物化石卻 較常見。自下而上,泥質含量逐漸增多,說明這兩組沉積時水體均較深,碳酸鹽沉積受到部分抑制,達到了深陸棚-半深海環境。
第三節 志留系
志留紀 (筆石的時代,陸生植物和有頜類出現)是早古生代的最后一個紀,也是古生代第三個紀。本紀始于距今4.35億年,延續了2500萬年。志留紀可分早、中、晚三個世。一般說來,早志留世到處形成海侵,中志留世海侵達到頂峰,晚志留世各地有不同程度的海退和陸地上升,表現了一個巨大的海侵旋回。志留紀晚期,地殼運動強烈,古大西洋閉合,一些板塊間發生碰撞,導致一些地槽褶皺升起,古地理面貌巨變,大陸面積顯著擴大,生物界也發生了巨大的演變,這一切都標志著地殼歷史發展到了轉折時期。劉家場地區的志留系除中統上部及上統外發育較全,并常伴隨奧陶系的沉積而展布,主要分布于松滋劉家場背斜南、北翼、宜昌黃陵背斜東、西翼以及長陽—宜都一帶馬鞍山向斜,厚約1100~2000米,一般為1500米左右,其巖性通常三合性明顯,主要為一套盆地相黑色筆石頁巖、淺�！獮I岸相碎屑巖和泥質巖沉積。在宜昌、長陽一帶與上伏奧陶系呈
整合接觸,在松滋劉家場、卸甲坪及西齋一帶與上奧陶統臨湘組呈不整合接觸。本區志留系可分為龍馬溪組、羅惹坪組,下統至中統紗帽組。以下是詳細介紹:
(一)、龍馬溪組
龍馬溪組原代表下志留統,后經厘定和限制,認為應屬下志留統下部。分布于華中和西南區的川、鄂、貴、湘等省。劉家場地區的龍馬溪組以丁家沖發育較好,上段以黃綠、藍灰等色粉砂質頁巖、水云母頁巖、粉砂巖為主,時夾泥灰巖透鏡體及石英砂巖、細砂巖;下段以黑色風化后呈紫灰、灰白色炭質頁巖、硅質頁巖或粉砂巖為主,見豐富的細分散狀黃鐵礦,厚約500米。頁巖中產豐富的筆石(圖2-10)。本組與下伏上奧陶統臨湘組呈平行不整合接觸。
1、龍馬溪組沉積環境分析
因為龍馬溪組主體為灰綠色、黃綠色頁巖夾灰色薄層泥質粉砂巖、粉砂巖,黑色頁巖中,在其中上部有薄層的泥質粉砂巖,在粉砂巖的表明上偶有波痕(圖2-11)出現,以此可判定上部沉積環境為淺海陸棚環境;下部為深海—半深海相。
(二)、羅惹坪組
羅惹坪組屬于早志留世中期地層,但其時代歸屬尚有爭議。分布于湖北宜昌一帶。本組下部為灰綠、灰黃色粉砂質頁巖與灰黃色薄—中層細砂巖互層,砂巖中見較多的波痕。中部為深紅色、灰綠色頁巖、砂質頁巖、粉砂巖,底部為一層約五米的灰色塊狀生物屑灰巖,產珊瑚、苔蘚蟲化石。上部為灰黃色、灰綠色砂質頁巖夾泥質頁巖、粉砂巖及透鏡狀灰巖,頂部為灰色中—厚層狀瘤狀生物屑灰巖,產腕足類化石。本組總厚度800~900米,與下伏龍馬溪組呈整合接觸。
一、褶皺的形成
自然界的褶皺構造尺度上從幾厘米到上百公里都有存在,且形態各異,在煤礦地層中也比較常見(據單文瑯等,1985)。關于褶皺形成機制的確定,長期以來一直是構造研究小有爭議的課題.從地質力學觀點看,巖層一般是通過縱彎或彎滑作用形成褶皺,而通過縱彎作用形成的褶皺自然界較為常見即褶皺是巖層或巖層組合在順層作用的水平載荷擠壓作用下發生緩慢變形的結果(據陳國祥等,2008)。
20世紀90年代以來,Jamison和Suppe等構造地質學家曾探討了在逆沖作用中褶皺形成的機制(據Jamison,1987等;據 Suppe等,1983等 )。Jamison將逆沖作用引起的褶皺分為3類:斷層彎曲褶皺作用、斷層擴展褶皺作用和斷層滑脫褶皺作用,討論了逆沖活動的運動學過程與形成褶皺幾何形態的關系,認為褶皺樣式是縱彎褶皺與斷裂相互作用的結果,取決于變形埋藏的深度和構造體制。Suppe等則建立了膝折帶褶皺作用與斷彎、斷展褶皺作用,研究了褶皺生長的幾何過程,并分析了斷彎褶皺作用在前斷坡、側斷坡的變形過程及其結果與表現,說明在逆沖中控制褶皺發展的主導因素是膝折褶皺作用,強調了褶皺發生在斷坡之上,斷坡角的大小和產狀強烈地影響著褶皺的形態。
宜都—鶴峰復背斜在湖北劉家場至長陽縣假浪口段由長陽背斜、花橋——松園坪向斜、胡家畈背斜和松木坪向斜構成。南界為劉家場逆沖斷層。整個復背斜帶主要由震旦系和下古生界組成,開闊寬緩,呈南翼緩(地層傾角25~35°、北翼陡(地層傾角 40~60°)的不對稱斷展背斜,指示由南向北的擠壓變形。向斜陡窄,在花橋—松園坪向斜核部,泥盆系至中—下三疊統以沿下志留統、下二疊統底部泥質巖軟弱層產生滑脫形成南翼陡、北翼緩的不對稱向斜褶皺而殘存。整個宜都*鶴峰復背斜帶是來鳳—假浪口逆掩斷裂帶上盤斷坡部分的擴展背斜。來鳳—假浪口逆掩斷裂延伸至深部,可能也歸并于上地殼內(1,20 34深度)高導層拆離面。下古生界隨著這一逆掩斷裂帶的形成、延伸和擴展而在斷坡部分發生不對稱的褶皺變形。
桑植—石門復向斜是來鳳—假浪口逆掩斷裂帶劉家場分支逆掩斷層上盤、處于斷坪部位上的不對稱復向斜斷展褶皺。主要由關莊坪向斜、甘溪向斜、碼頭鋪向斜、新關向斜及其間的水巖屋、滴水巖等背斜組成,總體呈NE至近EW向右行斜列組合,大致圍繞武陵山沖斷帶呈向NW方向凸出的弧形分布。與宜都*鶴峰復背斜帶相反,這一帶的向斜構造總體為長軸褶皺,北翼地層傾角緩(20~30°),南翼陡(40~60°),呈現由南向北連續擠壓變形作用所形成的不對稱幾何形態。向斜寬緩,背斜陡窄長。在背斜軸部常發育斷面南傾之逆掩斷層。在向斜軸部,上古生界沿下志留統、下二疊統泥質巖軟弱層產生滑移,形成沿勺狀滑脫斷層移位的不對稱滑脫褶皺。(據丁道桂等,2007)
二、斷層的形成
安德森(E.M.Anderson ,1951)等學者根據斷層均具有兩盤相對滑動的特征,分析了形成斷層的應力狀態,認為形成斷層的三軸應力狀態中的一個應力軸趨于垂直水平面。以此為依據提出了形成正斷層、逆沖斷層和平移斷層的三種標準應力狀態(圖3-6)。
(1)形成正斷層的應力狀態是:最大擠壓應力σ1直立,中間應力σ2和最小應力σ3水平,σ2與斷層走向一致,上盤順斷層面向下滑動,斷層面傾角約60°。
(2)形成逆斷層的應力狀態是:最小應力σ3直立,最大應力σ1和中間應力σ2水平,σ2與斷層走向一致,上盤順斷層面向上滑動,斷層面傾角約30°。
(3)形成平移斷層的應力狀態是:中間應力σ2直立,最大應力σ1和最小應力σ3水平,斷層面走向垂直于σ2,斷層面直立,兩盤順斷層走向滑動。
第三章 地質發展史
第一節 構造層的劃分
一、寒武紀(∈)—志留紀(S) 構造層
根據假整合、沉積相和巖石組合的差異,該構造層可進一步劃分為兩個亞構造層:
(一)、第一亞構造層(∈— o)
這一構造層包括寒武系和奧陶系,以含磷的炭質硅質頁巖—碳酸鹽建造序列組成。寒武系下部的水井沱組、牛蹄塘組主要發育含磷炭質、硅質頁巖建造,巖性以深灰色、黑色炭質頁巖、硅質頁巖、粉砂質頁巖為主,夾灰巖、白云質灰巖、泥灰巖等。為淺海陸棚或滯留淺海盆地沉積。
寒武紀中上部各組以碳酸鹽建造為主,且主要為白云巖,灰巖次之,為局限�！_闊海臺地相沉積。
奧陶系下部西陵峽組—紅花園組主要以碳酸鹽建造,以灰巖、生物屑灰巖、礁灰巖為主,夾少量的頁巖,為開闊海臺地相沉積。大灣組—臨湘組,雖然也為碳酸鹽建造,但泥質組分明顯增加,為生物屑灰巖、瘤狀灰巖、龜裂紋灰巖夾頁巖組合。為淺海陸棚或沉沒碳酸鹽臺地沉積。五峰組,則主要為筆石頁巖相,為滯留淺海盆地沉積。
(二)、第二亞構造層 (S)
這一亞構造層指志留系,由筆石頁巖建造—砂頁巖建造序列組成。下部富含筆石頁巖—硅質頁巖—粉砂質頁巖組合,為滯留淺海盆地相沉積。中上部為頁巖、粉砂質頁巖、粉砂巖、砂巖組合,韻律性明顯,局部夾灰巖,為淺海陸棚至濱岸相或三角洲相沉積。
二、泥盆紀(D)-石炭紀(C)構造層
本構造層在區內主要分布于向斜的核部及兩翼。
根據假整合、沉積相和巖石組分的變化,該構造層可進一步劃分為兩個亞構造層: (一)、第一亞構造層(D)
本亞構造層僅指泥盆系,主要由單陸屑建造或含鐵單陸屑建造組成。中泥盆統云臺觀組、上泥盆統黃家磴組和寫經寺組構成了一個礫巖—石英砂巖 —砂質頁巖、灰巖組成的沉積序列。下部云臺觀組以石英砂巖為主,在西北則以礫巖為主;中部黃家磴組由砂質頁巖、石英砂巖、鮞狀赤鐵礦和泥灰巖組成;上部寫經寺組以砂質頁巖、灰巖為主。這一建造中碎屑成分多為石英,巖石成分成熟度較高。總體上為濱岸相—潮坪相碎屑沉積。 (二)、第二亞構造層
本亞構造層僅指石炭系,由陸屑建造—碳酸鹽建造序列組成。下統為陸屑建造,巖性以細砂巖、粉砂巖、粘土巖為主,夾灰巖,含煤、赤鐵礦、菱鐵礦結核;為潮坪相—濱海沼澤相沉積,僅分布于東部長陽—松滋地區。上統為碳酸鹽建造,巖性為白云巖、白云質灰巖、灰巖組合,常見角礫、鮞粒和生物屑等顆粒,為局限—開闊海碳酸鹽臺地相沉積。
第二節 地質發展簡史
一、寒武紀(∈)—志留紀(S) 發展史
全境仍為海域,沉積了2000余米的以砂、頁巖為主夾硅質巖地層。整個寒武紀沉積環境 較為穩定,未發生大的地殼運動。當時氣溫較前更為溫暖,加之環境安穩,境內出現了象海棉骨針等無脊椎浮游生物。
寒武紀以后的奧陶、志留紀(距今4~5億年)期間,境內未留下地層記錄,但根據區域性地質資料對比,當時境內仍為淺海地帶。志留紀末期,發生了規模宏大的地殼運動—加里東運動,造成境內地層發生強烈褶皺,致使中部及北部地區海底隆起成陸,海水退出,總體地形為北高南低,海水已退至縣內南部地區。
(二)、泥盆紀(D)-石炭紀(C)發展史志留紀末期,境內由于受加里東運動影響,北部及中部大部地區隆起成陸,形成了北高南低地勢。到泥盆紀初,海侵由南往北再次不斷推進,海水逐漸加深,繼續沉積。初始期以碎屑沉積為主,沉積了1000余米礫巖、砂巖及泥巖,后期以化學沉積和生物沉積為主,又沉積了近1000米的泥灰巖、灰巖及少量的白云巖。整個泥盆紀沉積期較為穩定。到晚期,由于受廣西山字型構造的影響,經過八桂運動,境內地層發生強烈褶皺,逐漸隆起成陸,此時海水大部退出。
這一時期,境內基本形成陸地,僅在南部潭頭、大良的部分地段有小范圍的海水浸入,此時的沉積中心已移至南面柳城縣一帶,沉積了1000余米的泥灰巖、灰巖及白云巖。石炭紀中期,由于受區域性規模宏大的地殼運動——印支、燕山運動的影響,造成境內地層更加緊密褶皺而再次隆起,海水全部退出,從而結束了融安縣漫長的海洋發展史。同時,由此可見縣境缺失晚石炭系及整個中生代地層,是由印支——燕山運動造成的。此后,自晚石炭紀至今的2億多年的漫長時期, 縣境基本處于風化剝蝕狀態,并逐漸形成今日的地質地貌,這就是融安縣整個海陸變遷發展史的全過程。(據樂森等,1920)
第四章 第四紀地質與地貌
第一節 現代河流地質作用特征
一、河流類型
流經鎮區的溪流,小河以及洈水河谷地帶,有多種流水侵蝕,堆積地質現象。
洈水河谷為一個壯年河谷,橫斷面大致為U形,谷底寬敞,兩岸基巖裸露,谷底有現代河床沙質沉積,如河床淺灘、心灘河床沙坡等�？梢郧宄吹桨及肚治g凸岸沉積以及河漫灘沉積等現象。
二、邊灘及河漫灘形成
邊灘在彎曲的河道里,橫向環流的作用會使凹岸受沖刷形成深槽,被蝕下的物質由底流搬運至凸岸,堆積成邊灘。邊灘被水流切割,可以形成心灘;心灘受淤積與岸相連,也可變成邊灘。
河漫灘位于河床主槽一側或兩側,在洪水時被淹沒,中水時出露的灘地。河流洪水期淹
沒的河床以外的谷底部分 。它由河流的橫向遷移和洪水漫堤的沉積作用形成。平原區的河漫灘比較發育。由于橫向環流作用,V字形河谷展寬,沖積物組成淺灘,淺灘加寬,枯水期大片露出水面成為雛形河漫灘。之后洪水攜帶的物質不斷沉積,形成河漫灘。 三、河流階地形成及意義
階地是內外動力地質作用共同造成的現象,即在地殼不斷或間斷性上升的背景下由河流的垂直侵蝕,側向侵蝕及堆積作用交互進行的,是河流發育歷史的遺跡。因此階地的現象和研究對于了解河流發育史有重要的意義。
根據觀察,洈水河谷有階地3—4級,遍山河附近階地主要位于北岸,第一級為堆積階地,第二、三級階地為基底階地。階地面上堆積物為礫石層和粘土、亞粘土等。劉家場鎮區河流階地可達五級。兩岸分布不對稱,高級階地多位于鎮區西北部,已被近期流水切割成零散的山丘。第一級階地為堆積平地。平均高程約135米。主要農田和居民區位于這一階地面上。第二級—第四級階地均為基底階地。第五級為河兩岸系列基巖組成的山丘,階地面上沒有流水沉積物或殘留巨大的礫石或漂礫,高程在180—200米。
第二節 地下水地質作用特征
一、溶洞形成機理
溶洞的形成是石灰巖地區地下水長期溶蝕的結果。石灰巖層是先決條件,石灰巖的主要成分是碳酸鈣(CaCO 3),在有水和二氧化碳時發生化學反應生碳酸氫成鈣[CaCO 3 +H 2 O+CO 2 -->Ca(HCO 3 ) 2 ],后者可溶于水,當這種水在地下深處有一定壓力時,溶解更甚。石灰巖中的鈣被水溶解帶走,經過幾十萬、百萬年甚至上千萬年的沉積鈣化,石灰巖地表就會形成溶溝、溶槽,地下就會形成空洞。當這種含鈣的水,在流動中失去壓力,或成份發生變化,鈣有一部分會以石灰巖的堆積物形態沉淀下來,由于免受自然外力的破壞,便形成了石鐘乳、石筍、石柱等自然景觀。
二、溶洞沉積物類型及形成機理
溶洞的形成不僅有溶蝕作用,還有沉析作用。在石灰崖區從地上面流入地下的水,大多已溶解有一定量的碳酸鈣,但當其到達溶洞時由于環境中溫度、壓力的變化,會使水中
含有的二氧化碳被釋放出來。于是水對碳酸鈣的溶解力降低,使本來溶解在水中的碳酸鈣結晶析出。此外,滴落到溶洞中的水有時也會因蒸發而使在洞頂的碳酸鈣晶體向下生長,便成為鐘乳石;若滴在洞底再凝結出來,向上生長便形成石筍;鐘乳石和石筍在生長中逐漸銜接成為一體,就是石柱。當然實際情況要復雜得多。比如,由于滴水的石縫被析出的石鐘乳所堵塞,或者由于地殼運動,使得地形、水流以及滲水的通道發生了變化,致使水的滴落方向、速度、水量也隨之發生變化,結果,有些才生長到一半的石鐘乳和石筍不再繼續生長了,這樣又在邊上長新的鐘乳石和石筍……這些變化后形成的鐘乳石、石筍和石柱相互交錯、疊接,便構成了令人嘆為觀止的各種瑰異的景觀。鐘乳石、石筍的形成常常需要幾千或幾萬年的時間。
第六章 實習總結或體會
短暫的地質實習很快就結束了,而這次野外實習對我產生的影響卻并沒有很快隨之消失。在這兩周的時間里,每天隨老師一起到野外觀察,測量產狀,記錄數據,觀察地形,判斷構造,并且及時復習了已經漸漸淡忘的部分課本知識,短短的兩周,讓我對野外地質工作有了一個初步的直觀印象,對它的方式方法有了一個最直接的了解。并且直接影響了我的學習觀念,將實踐的成分注入了思想中,必將對我今后的學習習慣產生潛移默化的影響。
然而,之前的地質學習還僅僅局限與課本知識的認知,通過聽課,復習,考試等環節,認識并了解了大量的地質知識,但這些都僅僅是紙上談兵,我知道什么是斷層,什么是節理,卻還都只是能從插圖上判斷,到野外旅游的時候見了很多巖體,也沒有能利用自己學過的知識判斷什么是斷層,什么是節理,而褶皺的向斜與背斜構造,更是無從判斷。但經過這次野外實習,聽了老師的講解和分析,再加上自己的觀察與思考,同學之間的合作,我對之前所學的課本知識有了更直觀的認識更感性的理解,不但能夠正確迅速地區分節理和斷層,還解決了很多課本學習中遺留下來無從解決的問題,通過實際的操作,對地質羅盤的使用也熟悉起來,而不是先前僅僅對插圖的認識。野外實習在工程地質實習課程的學習中是一個重要的不可或缺的環節,是對課堂學習的一個重要補充,雖然時間并不長,前后不過兩周的時間,但是在這期間學到的方法,觀念上的改變,是課堂學習中所不能得到的。只有真正走出課堂,把課本上的知識運用到實際的操作中去,通過自己的操作加深理解,才能算是學習過程得到完善。
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