地质结构及其演化

盆地地质结构及其演化~

喜马拉雅运动包括3个主要构造幕，第1幕发生在始新世期至渐新世初期；第2幕开始于中新世初期；第3幕从更新世至现在。各盆地地质结构及其演化分述如下。
一、太原盆地
太原盆地是山西陆台上新生代断陷带中的大型断陷盆地之一，位于陆台与汾渭断陷带的中部。燕山期内形成的断裂带包括系舟山北东向断裂带、石岭关-康家会纬向断裂带、柳科府-周洪山北东向断裂带、神堂沟-西社经向断裂带、寺家坪-张家河北东向断裂带、上兰村-东凌井纬向断裂带、东山观家峪纬向断裂带、普洞-来源北东东向褶断带，它们构成了研究区构造的基础格局。在中侏罗世以前，研究区地壳整体抬升并经受剥蚀，直到古近纪一直处于隆起剥蚀阶段，因此，区内缺失侏罗系下、中统，侏罗系上统到古近系也遭到剥蚀。喜马拉雅运动以来，印度板块北移与欧亚板块碰撞，并继续向北推移，区域应力场也发生了反向变化，由燕山期反扭为主向转变为以顺扭为主向。在新的应力场控制下，一些北东向、北北东向及北东东向的主要断裂发生张性或扭张性转化。到新近纪初期，南北向顺扭骤然加强，从而产生了强大的北西—南东向拉张应力，使北东、北北东和北东东向3组断裂进一步拉张，并沿这些断裂发生了断块的陷落。
太原盆地边缘的铲式断裂往往与中生代推覆断层相伴生，以致切割部分推覆体，或沿原中生代压性断裂产生引张，形成张剪性断层。太原盆地是叠加于中生代构造背景上的新生代断陷盆地。
太原盆地在第四纪时的水环境变迁过程历经了湖泊发展期—湖泊消亡期—河流发育期的发展阶段。在早更新世，盆地内沉积的河湖相松散地层形成了如今的下更新统承压弱含水岩系；在中、晚更新世，盆地内沉积的冲、洪积物与湖积砂卵石层形成了如今约50～200m内的中、上更新统承压含水岩系；全新世沉积的河流相冲、洪积物则形成了如今约50m之内的潜水含水岩系。太原盆地古近-新近系厚度分区见图2-13，太原盆地晚新生代沉积过程见图2-14至图2-17。
二、大同盆地
（一）盆地的形成
在大同地区，繁寺玄武岩是喜马拉雅第1幕的产物。
在大同盆地区，有大量的上新世玄武岩喷出（如黄花梁玄武岩），以及中部一系列盆地的开始出现和接受沉积是喜马拉雅运动第2幕的表现。
下更新世至全新世，各山区不均衡上升，形成很多期夷平面或阶地，盆地不均衡下降，接受了巨厚的沉积，局部地区还有火山喷发形成了大同火山群是喜马拉雅运动第3幕的产物。
古近纪初，南北向顺扭加强，从面诱导出强大的北西—南东向拉张应力，使北东、北北东和北东东向三组断裂进一步追踪拉张，沿着这些断裂发生了断块陷落，形成了大同断陷盆地，并开始了新生代沉积，从而进入大同断陷盆地成熟发展时期。

图2-13 太原盆地古近-新近系厚度分区图


图2-14 太原盆地第四系厚度分区图

断陷在自己的发展过程中大体经历了上新世充填超覆和第四纪披盖2个阶段。
上新世时期，在以拉张应力为主的作用下，断陷不断沉降，上新世保德初期主要是填平补平补齐式的沉积。当时水域范围主要在后所凹陷较深部位接受沉积。
上新世静乐期，大同盆地经历了一个较长时期的下降沉积，大同盆地在此时形成了一个较大的湖盆地。上新世之后本区发生了强烈的构造运动，上新世湖盆已基本消亡（黄花梁陷隆缺失上新世期以前的沉积）。

图2-15 盆地现代地貌面形态特征图


图2-16 盆地古近－新近系底板形态特征图


图2-17 盆地第四系底板形态特征图

第四纪时期，大同盆地开始了全面沉降，峙峪组（Qp1f）披盖了大同断陷盆地一切凸起和断陷。下更新世大同断陷盆地沉陷为湖。更新世初期地壳上升，桑干河切穿了湖盆地，开始以河流冲积和边山洪积物的沉积，直至全新世形成了大同断陷盆地的现今地貌形态。大同盆地分为湖泊形成期、湖泊全盛期、湖泊收缩期、湖泊消亡期和河流发育期几个发展阶段。
（二）盆地环境的演变
在地质历史时期，地质环境的变化是以地壳的运动和古气候变化为主导因素的。构造运动与气候变化应是地质环境演化的主要驱动力（张宗祜，2001）。根据盆地沉积特征及燕山运动以来构造运动的发展和古气候的变化，大同盆地分为以下几个发展阶段。见表2-8。
表2-8 大同盆地演化阶段和古气候演变


1.湖泊形成期
据钻孔揭露，在上新统和下更新统之间普遍存在一层厚薄不一的砾石层，说明上新世末到早、更新世初，本区河流广泛发育（王乃墚等，1996）。在喜马拉雅运动的影响下，原始的准平原解体，地面坡度增大，地表径流首先采取河流的形式，由沉降幅度小的地方流向沉降幅度大的地方。该层沉积物形成盆地深部承压含水系统。到上新世末期气候向温凉方向发展，相对湿度变大，加之地壳下降盆地中开始出现湖泊和沼泽。
2.湖泊全盛期
早更新世中、晚期，由于构造运动的影响，盆地整体快速下降，使盆地在此时期大部分为水体所覆盖，是古湖发育的全盛期。此时，沉积物主要为细粒的湖泊沉积。部分地段沉积物岩性较粗，为扇三角洲相。该时期早更新世中期的湖积物超覆于上新世红土和早更新世早期的河流堆积物之上，并逐步扩展到整个盆地的边缘地带。该层沉积物对应于盆地下部淤泥质粘土或粘土层。另外，此阶段气候温凉，相对湿度较大，也有利于湖泊的扩张。
3.湖泊收缩期
据李铁锋等研究，早更新世末期、中更新世时期，由于盆地停止沉降，地壳抬升，湖盆水体逐渐变浅，古湖水体范围逐渐缩小，早更新世末—中更新世初期气候变得干冷，湖泊水体咸化。随着湖岸线的后退，盆地中心某些地段出现水下扇及扇三角洲堆积。其中，在中更新世中期由于气候变得比较温凉，也出现一次小规模湖泊扩张。但在中更新世末—晚更新世，由于气候由温凉变为干冷，在构造运动的制约下，湖源处于大规模后退，相对湿度较小的气候条件有利于湖泊的收缩。因此，总体上说此阶段处于湖泊收缩期。
4.湖泊消亡期
晚更新世末期，气候变得十分干燥寒冷，湖盆蒸发强烈，水体进一步咸化。此外，该阶段构造运动进一步减弱，盆地下降幅度更趋减小。以上两种因素共同作用大大加速了湖泊的消亡。据王乃墚等研究，古湖泊在消亡过程中，统一的大湖首先被肢解为一个一个的小湖。这些湖盆地面积较小且水深较浅，在干燥的气候条件下，湖泊不断浓缩，咸化，并逐渐干涸。在湖泊消亡过程中，它经历了淡水—微咸水—半咸水—咸水等几个阶段。据王焰新等2004年研究，认为该阶段冲湖积物是地下水中砷异常的主要来源。
5.河流发育期
晚更新世至全新世，由于气候变得比较温暖湿润，随着古湖的消亡，桑干河开始出现，河流沉积作用占据着整个盆地。
三、忻州盆地
忻州盆地位于山西台背斜的中北部，整体镶嵌在五台山块隆的中北部，在燕山运动末期已形成构造雏形，喜马拉雅期以来进一步断陷成盆，与山西省北部的大同盆地、中部的太原盆地、南部的临汾盆地、运城盆地共同构成山西省中部多字形断陷盆地。
忻州盆地内隐伏断层较为发育，主要发育北北东向，北东向及北西向3组断层，这些断层将盆地基底切割成大小不等的菱形块状。根据盆地内基底埋深的差异可划分为大营断阶、代县凹陷、原平凹陷、奇村断阶、金银山凸起，忻（州）定（襄）凹陷6个次级构造单元（见图2-18）。上述断阶及凹陷区其基底最大埋深依次为2 000m、700m、600m（见表2-9）。

图2-18 忻州盆地及周边构造略图

表2-9 忻州盆地次级构造单元地层结构简表


忻州盆地及周边现有的构造格局在燕山运动末期已基本形成，进入新生代以来，喜马拉雅运动使其进一步成熟和完善。
忻州盆地古近纪以来地壳运动的特点整体表现为间歇性差异升降，山区不断缓慢上升遭受风化剥蚀，而盆地区则边裂边陷边接受沉积，逐步形成了现今的地质结构。
在渐新世在近南北向纵向反扭力偶作用下，诱导产生了较强的北西—南东向拉张应力，沿忻州盆地边缘燕山运动既已形成的深大断裂逐渐复活，山区与盆地差异性升降运动逐渐显现；在五台山北麓沿边山断裂发生了多期玄武岩喷发，形成了厚达900m左右的繁峙玄武岩。与此同时，山区不断抬升，不断遭受风化、剥蚀，而剥蚀、侵蚀的产物则主要堆积在先行沉降的代县凹陷区和忻定凹陷区。
在中新世，本区处于整体缓慢上升状态，地壳相对稳定，基本没有形成新的沉积物。到了上新世，山区与盆地的差异性升降进一步加剧，逐步形成了贯通的滹沱河干流，沉积厚度大营断阶区40m，代县凹陷区800m，原平凹陷区330m，奇村断阶区90m，忻定凹陷区300m。进入第四纪以来，喜马拉雅运动开始了新的一幕，在继承以往以拉张活动为主的同时，盆地区开始了全面沉降，滹沱河水文网逐步发育完善，逐渐形成了盆地周边的洪积扇和盆地中部冲洪积、冲积、湖积交互相地层。全新世以来逐渐形成了现今的地质地貌形态。
四、临汾盆地
（一）盆地地质结构
临汾盆地晚新生界下伏基岩岩性分别为:①临汾盆地小区，北部霍县—赵城一带为P砂页岩；洪洞凹陷区为T砂页岩；尧都凹陷区中部为T砂页岩，凹陷区东、西、南三侧为P砂页岩。②汾阳岭-九原山隆起带为O2灰岩，仅在九原山西侧有3灰岩。③侯马盆地小区，塔儿山南侧、安居及其以北为P砂页岩；绵山-史村隆起带，除绵山出露O2灰岩外，其余地段为C砂页岩夹灰岩；翼城凹陷区为O2灰岩；侯马凹陷区中北部为C地层，西南及南部为O2、灰岩；稷山凹陷区中北部为P砂页岩，南部依次为C、O2地层；河津凹陷区为O2灰岩；盆地南部峨嵋台塬区除孤山（闪长岩）、稷王山（、AR）出露基岩外，大部分地段为灰岩。盆地新生代底界古地貌宏观形态:北部为NNE向洪洞-临汾复式凹陷（1 500～2 200m），中部为NEE—NE向汾阳岭-九原山断隆（200～60m），南部为NEE向侯马-河津凹陷（1 600～2 600m），最南部为NEE—NE向峨嵋台地断隆（210～480m）及紫金山隆起。盆地第四纪底界古地貌宏观形态:北部NNE向洪洞-临汾复式凹陷（500～700m），中部NEE—NE向汾阳岭-九原山断隆（150至十余米），南部NEE向侯马-河津凹陷（500m，700m），最南部NEE峨嵋台地断隆（150～350m）。
临汾盆地晚新生代以后沉积过程见不同期的等埋深图2-19、图2-20，沉积厚度图2-21至图2-23和地貌特征图2-24。
（二）晚新生代地质演化史
中生代燕山运动以后，直到新生代新近纪中新世，本区地壳处于稳定时期，地表受到长期剥蚀夷平作用，地形起伏较小，发育一层红土碎屑风化壳。中新世晚期，本区发生强烈的剪切拉张作用，在燕山期构造带的基础上开始断陷，形成临汾盆地的雏形。
由于在临汾盆地发展史中，不同时期、盆地不同部位的地形条件及基底断块升降幅度的差异，致使形成的古水文环境与沉积物类型亦有差异。
上新世早期，盆地北部霍县—赵城一带断陷幅度较大，发育了湖泊并形成了宽达数千米的湖相粘土层和淡水灰岩；同时有一条源远流长的大河沿断陷盆地从北往南流动，此即古汾河，沿盆地中部由此形成湖河串联的河型特征（见图2-25）。沿临汾、侯马、礼元一线的古汾河一带沉积了灰色砂砾石和紫红色粉细砂，盆地北部东、西两侧及盆地西南端普遍堆积了冲洪积物质，沉积物具有从山前向盆地中心方向由粗变细、且分层增多的宏观特点。到上新世中期，霍县-赵城断块转为大面积上升，湖泊开始退缩，随之在湖相泥灰岩之上沉积了一层洪积或冲积的红土和红色砂砾石。到上新世晚期，霍县—赵城一带继续抬升，气候向干冷方向发展，大量风尘从西北吹来，该地堆积了厚约10～20m的红色粘土（静乐红土），以前赵城以北的湖泊向断陷幅度增大的临汾—侯马一带迁移，且湖面变大（见图2-25），盆地大面积沉积了厚层的红色粘土和砂砾石层。上新世末，峨嵋台地开始上升，河流下切，使上新世早期堆积砾岩的河谷形成阶地；盆地东部西佐高地亦开始抬升。

图2-19 临汾盆地新近系底界面等埋深图（m）

早更新世时期，赵城以北地区继续上升，古汾河在此发生强烈侵蚀并形成阶地；中、南部继续下降，石滩—临汾—襄汾及侯马一带发育广阔的湖泊，其东界大致以大阳断层为限，西界几乎扩展到山麓地带；与此同时，柴庄一带在盆地断陷的背景下局部隆起，湖水变浅，使原先湖底时而露出湖面；南部的峨嵋台地虽露在湖泊面之上，但在高水位时期，仍被湖水淹没，古汾河继续下切侵蚀，隘口—礼元一线仍是沟通临汾盆地与运城盆地的河道（见图2-25）。此期，盆地中部沉积了厚层的灰绿色湖相或冲洪积相粉砂质粘土间灰黄色河流相或湖滨相砂层、砂砾石层，黄土分布区进一步扩大，边山丘陵区几乎均被黄土覆盖，发育了午城黄土。
中更新世早期，盆地北部持续抬升，汾河进一步下切侵蚀形成阶地；中、南部广大区域继续下降，但下降幅度减小，临汾—侯马一带的湖泊仍很发育（见图2-25）。到中更新世中期，由于柴庄横向隆起的抬升，临汾和侯马从此分隔为两个盆地，一个统一的大湖从此一分为二。到中更新世晚期，盆地东部开始缓升，湖积平原上出露河流并不断下切侵蚀，盆地西部仍在缓慢下降，盆地边缘开始沉积黄土或次生黄土，并逐渐向盆地中心扩展，湖泊水位变浅并逐渐向湖中心收缩（见图2-25）；与此同时，盆地南部峨嵋台地由于大幅度抬升，台地开始形成，汾河经礼元向运城盆地的古汾河道废弃，汾河经新绛—河津与黄河沟通。临汾盆地除汾河沿岸仍保留河湖串联的特征，继续堆积河湖相物质外，冲洪积区的规模大大减小，取而代之的是风积黄土（离石黄土）的大范围分布（见图2-25）。

图2-20 临汾盆地第四系底界面等埋深图（m）

晚更新世时期最大的变化是先前形成的湖泊进一步退缩乃至消亡。其主要原因:一是气候干旱化，其二是盆地整体下降幅度减小，冲积的次生黄土沉积取代了湖泊沉积，湖盆淤浅。这一时期由于盆地内断裂活动在不同地块有所差异，其中苏堡断层以北的盆地区、柴庄横向隆起带两侧以及峨嵋台地前缘地带的相对上升，使得汾河河流不断侵蚀，下切到中更新世的湖泊沉积物地层中。至此，现代临汾盆地沉积物的分布格局基本形成。盆地中部沿汾河一带沉积了河流相的冲洪积地层，临汾尧都区北侧一带相对下沉幅度较大区堆积了厚层的河流相砂砾石；盆地西部山前倾斜平原区沉积了洪积的黄土，仅在山前较大沟谷口发育了洪积扇区，沉积了含土砂砾卵石地层；盆地东部平原区各个汾河支河一带沉积冲洪积地层；盆地其余的广大地区均沉积了风成黄土（马兰黄土）或坡积、风积黄土（见图2-22）。
全新世时期，盆地的水环境与面貌未发生大的变化，与晚更新世末基本一致。在地貌上，盆地与边缘山地的地形差异缓慢扩大，山前较大沟谷口继续发育了规模变小的洪积扇区，其冲洪积物切入晚更新世的洪积扇中；盆地内表现于汾河及其支流的谷地中，构成了河漫滩和低阶地的沉积物。至此，形成了如今盆地的地貌景观。

图2-21 临汾盆地Qp2等沉积厚度图（m）

五、运城盆地
（一）盆地地质结构
运城盆地据区内揭露基岩的钻孔资料、区域地质资料及《山西省南部断陷盆地地热综合物探成果研究报告》中的“基岩地质图”，以及鄂尔多斯勘查项目《晋陕富平-万荣地区岩溶地下水勘查报告》中的基岩地质图，综合分析推测区内不同地貌单元新生界地层下伏基岩岩性分别为:①峨嵋台塬区，西南端为寒武系＋奥陶系，孤山西侧为二叠系＋石炭系，孤山，大、小嶷山为花岗闪长岩，稷王山及其南、北两侧、台地东北部东南边缘一带为奥陶系、寒武系，稷王山东侧为花岗片麻岩；紫金山南侧沟壑区为寒武系。②盆地中部，峨嵋台地西南部南侧断层下降盘附近为石炭系、奥陶系，东北部东南侧断层下降盘附近及绛县断凹一带为寒武系，鸣条岗抬升区为奥陶系，青龙河谷地堑以石炭系为主，夏县附近及盐湖区-永济断凹以及栲栳塬为二叠系。③黄河谷地东侧阶地区:屈村以北为二叠系，以南为奥陶系。
盆地西南部永济-盐湖区-夏县凹陷区受北东东向主体构造影响，盆地形态亦为北东东向。由于该区在燕山期末、喜马拉雅期初就开始陷落，且新生代以来沉陷幅度相对最大，故接受了从古近系至第四系（E＋N＋Q）的沉积，该区新生界沉积厚度，仅在临猗—东张一带较薄1 000～1 400m（以N2＋Q地层为主），向南渐变厚，中条山北麓断裂带北侧一带一般为4 000～4 500m，安邑-席张凹陷中心一带最厚达5 000～5 500m。盆地其他地区均在新近纪中新世晚期产生较大幅度陷落，故接受了新近纪上新世—第四纪（N2＋Q）地层的沉积，其中，在盆地中部鸣条岗一带，走向近NE向，亦与主体构造方向一致，新生界厚度由西南2 000m向东北变薄为1 300m，鸣条岗北侧涑水河谷地堑一带，厚度由西南向东北为2 150～1 400m，南侧青龙河谷地堑一带，厚度由西南向东北为3 500～1 600m；在盆地东北部绛县-横水凹陷区，凹陷中心位中条山前断裂带北侧附近，新生界最大厚度约1 200m；在盆地北侧峨嵋台地区，除稷王山与孤山基岩山区外，该区新生界厚度200～450m（其中稷王山西侧由东向西200～450m，东侧由西向东220～280m）。

图2-22 临汾盆地Qp3等沉积厚度图（m）

（二）盆地新生代地质演化史
中生代时期，研究区地壳以整体抬升为主并经受剥蚀，故缺失三叠系、侏罗系、白垩系。
中生代经过燕山期强烈的区域构造运动，奠定了山西陆台上以北北东向为主、形如雁行排列的各个大的构造单元的基础格架，本区东、南部中条山断隆、北部紫金山-稷王山-孤山串珠状隆起构成了运城盆地的基础格架。
新生代初期（古近纪），受喜马拉雅运动的影响，区域始有大规模的块状断裂发生，使得燕山期产生的压性、逆冲断裂构造开始向张性正断裂过渡，盆地西南部盐湖区—永济一带的断块（沿中条山前断裂带及峨嵋台地南缘断裂）开始大幅度陷落，发育了湖泊，盆地雏形初步形成，继而接受了一套古近纪以泥岩、砂岩为主夹泥灰岩、砂砾岩等的湖相为主的沉积物。
新近纪中新世时期，受喜马拉雅运动的进一步影响，中条山、紫金山-稷王-孤山隆起带持续抬升，而盆地西南部盐湖区—永济一带的断块陷落幅度变小，沉陷速度减缓，湖盆积水面积相对缩小，隆起带古近系也遭到剥蚀，在盐湖区—永济一带的凹陷区继续接受了中新世以棕红、棕黄色泥岩、砂质泥岩为主夹砂岩（上部）或砾石层、砾岩（下部）的湖相为主的沉积物。

图2-23 临汾盆地Qh等沉积厚度（m）图


图2-24 临汾盆地现代地貌特征图

中新世晚期、上新世初期，区域构造运动强烈，本区发生强烈的剪切拉张作用，造成了较大的地形反差，运城盆地整体（除中条山脉、紫金山、稷王山、孤山外）开始大幅度沉陷，其中盆地中部陷落幅度最大，盆地的雏形进一步形成。上新世早期，盆地湖泊积水范围变大，除中条山、紫金山、稷王山、孤山外，均被湖水淹没，运城古湖与侯马古湖连成一片；中条山北麓王峪口以北山前一带沉积了薄层的砂砾石洪积物，与基岩一起构成山前高级台地；盆地周缘较大范围接受厚层粗粒沉积物；峨嵋台地上新统河湖相沉积厚度比南、北两侧盆地中的上新统薄得多，反映峨嵋台地相对两侧盆地为一构造抬升区，而相对于中条山地它属于接受沉积的大盆地的一部分，在峨嵋台地上沉积了厚达几十米的亚砂土、亚粘土夹胶结、半胶结砂砾石层，盆地中部沉积了数百米的粘土、泥岩夹细粉砂岩地层。上新世晚期，构造运动比较缓和，中条山地剥蚀后退形成山麓剥蚀面，气候向干冷方向发展，大量风尘从西北吹来，峨嵋台地缓慢抬升并沉积了薄层红粘土，盆地内部沉积的厚层红粘土中含石膏等盐类矿物，湖泊范围缩小、湖水咸化。

图2-25 临汾盆地晚新生界各时期沉积相分区图

早更新世早期，中条山山前断裂构造活动强烈，将上新世的山前高台地连同中条山一起抬高；而运城盆地连同峨嵋台地呈大幅度下陷，运城古湖又变大，峨嵋台地上广大地区被湖泊占据，只有一些岛状山地露出湖面。中条山北侧王峪口—南山底一带沉积了砂砾石、砂层的河湖相地层，构成北麓前缘的低级台地。盆地内部包括峨嵋台地均沉积了以灰绿、灰黑色为主的粘土、粉砂粘土的湖相地层，该类地层在盐湖-永济凹陷区沉积最厚，往东北部渐薄，峨嵋台地区最薄；此时，盆地中部的鸣条岗仅由其东北端开始小幅度的隆起。早更新世中、晚期，峨嵋台地持续抬升，湖水退出峨嵋台地，仅在高水位时期，暂被湖水淹没，运城古湖与侯马古湖通过河流沟通，台地上分布有3条主要的河流相砂带，其一是隘口—礼元一线，其二是在稷王山与孤山之间，其三是在孤山与大嶷山之间，均由北向南穿越峨嵋台地汇入运城古湖。该时期盆地内部鸣条岗隆起的范围向西南方向扩大，盆地中部及东北部的湖水渐变浅，在鸣条岗南、北两侧发育了古河流，北侧为由隘口—礼元一线的古河道向南经东吴村附近与陈村峪—东镇的支流汇合，越过鸣条岗地，在胡张一带与青龙河汇合后注入运城古湖，此时河底河沿中条山山前向西南方向径流，是青龙河的上游。该时期沉积的地层岩性除在上述古河道附近为较粗的砂砾石夹粘土层外，在峨嵋台地及鸣条岗东北段以灰褐、红黄色亚砂土、亚粘土含钙质结核为主，底部夹薄层砂，在盆地中部由下向上可分为中细砂夹灰褐、瓦蓝色粘土、亚砂土—亚粘土、亚砂土夹薄层砂—粘土的沉积地层，在盐湖区-永济凹陷区的凹陷中心一带出现了盐类矿物。
中更新世早期，新构造运动使中条山地进一步抬升，王峪口到南山底段山前低级台地前缘断层活动，造成了台地与平原区的分异；峨嵋台地亦发生构造抬升，下切能力弱的古河流废弃而消失（如:稷王山与孤山之间及孤山与大嶷山之间的古河道），只有下切能力强的隘口—礼元一线的古河道继续沟通台地两侧的盆地，台地上以洪坡积物沉积为主；运城盆地内部河流分布与早更新世末期相近，堆积了一套河湖相沉积物。中更新世中期，运城古湖发生一次短期的扩张，而后又迅速缩小；此期，鸣条岗地再次发生强烈抬升，使得由隘口—礼元一线的古河道南迁，从沙流村一带流过鸣条岗地注入运城古湖，沙渠河形成，由河底河在河底镇南直角拐弯北西向切过鸣条岗地注入隘口—礼元一线往南的古河道，铁牛峪成为青龙河的上游，继续沿中条山前径流注入运城古湖。中更新世晚期，峨嵋台地由于大幅度抬升，台地逐步形成，隘口—礼元一线的古河道废弃，从此，运城盆地退出了汾河流域；涑水河形成由陈村峪—东镇的河流为涑水河的上游，向西南沿袭古汾河河谷越过鸣条岗地注入运城湖泊；此时，由于鸣条岗地的进一步抬升，上述河道西迁，而盆地内部的沙渠河、青龙河分布位置与中更新世中期基本一致。该时期，盆地边缘开始沉积黄土或次生黄土，并逐渐向盆地中心扩展，湖泊水位变浅并逐渐向湖中心（盐湖区—永济一带）收缩，除此区堆积河湖相物质外，冲洪积区的规模大大减小，取而代之的是风积黄土（离石黄土）的大范围分布。
晚更新世时期，由于气候变干，盆地周边的持续抬升，运城古湖的面积急剧缩小，湖相地层主要集中在中条山前的现代湖泊区，以灰绿色为主的具水平层理的粉砂粘土层，含有丰富的盐类矿物；涑水河沿袭古汾河部分古道绕过鸣条岗地并发生向西迁移，青龙河、沙渠河分布位置与中更新世晚期相近，在河谷平原区及涑水河平原区（盐湖区—永济一带）堆积了冲积相地层；中条山前地带许多冲沟、峪口附近堆积了冲、洪积相地层；其他广大地区则接受风成黄土堆积（马兰黄土）。
全新世与晚更新世环境相近。在地貌上，盆地与边缘山地的地形差异缓慢扩大，中条山前较大沟谷口继续发育了规模变小的洪积扇区，其冲洪积物切入晚更新世的洪积扇中；盆地内河、渠的分布主要表现为现代的涑水河、沙渠河、青龙河及人工修筑的姚暹渠；盆地内部的湖泊进一步缩小，沿安邑—永济一带分布呈串珠状的几个小湖，由东向西分别为苦池、盐池、硝池、伍姓湖，其中盐湖规模相对最大。形成了如今盆地的地貌景观。
六、长治盆地
长治盆地新近纪末东、南、西仍在上升，断裂活动表现为断块错动，太行山急剧上升，速度快、幅度大，老断层复活并有拱形隆起，从而使盆地的发展进入决定性的时期。地表水仍很活跃。在东北面形成河流汇入盆地，流量较大，在北部盆地外形成粒径不大的砾岩及盆地中形成Qp1的砾石层，同时更广泛的地表径流亦全面迅速地把厚层的残积物搬运到盆地中，这种快速搬运堆积使物质的成分未受到改变。下更新世后期盆地中积水面积达最大，盆地处于宁静状态，这一时期是长治盆地湖泊沉积最单纯的时期，湖水的波浪作用较强，形成盆地西南面的湖成三级阶地，湖盆中由于长年积水，为还原环境，使三价铁还原成二价铁，沉积物呈浅绿色、灰绿色及黄褐色。中更新世初期，新构造运动使全区又一次上升，湖水撤退，气候变暖，河流发育，太行山东西坡的向源侵蚀强烈进行，漳河即在此时形成，便打开了长治盆地的封闭状态，河水造成具有交错层理及水平层理的堆积。同时洪水期河流的泛滥及山区之洪积物共同塑造了Qp2的洪积、冲积地层，由于搬运物都是原来的细小物质，故此时期的沉积物中粗粒较少，砾石层罕见，仅有细砂。在湖水的残余地段亦有静水沉积和沼泽沉积。广泛存在于地层中的钙质结核即可说明。本期有3次以上的成土作用，中更新世末地壳上升，造成二级河流阶地（标高973～990m）以及河流更进一步发展。上更新世主要是河流的搬运堆积，堆积物来自较远的地方，本层中有磨圆的砂层砾石，但必须阐明的是流水也使最早的松散层堆积重新搬运、重新堆积。并使其获得某些黄土特征，即所谓“黄土状土”Qh组成本区一级阶地，标高950～970m。全新世初本区上升，河流堆积少，直至现代复有少量砂砾石堆积，新构造运动仍以上升为主。见长治盆地形成过程图2-26。

图2-26 长治盆地形成过程

走廊平原是新生界以来的沉降盆地，其间堆积了巨厚的陆源半胶结-松散的山麓相、河湖相物质。总的来说，玉门-踏实、安西-敦煌、花海等盆地边界均受区域断裂和构造隆起控制，底界以上新统（N2）-下更新统（Qp1）地层为主，但各盆地第四系厚度、底界形态、边界类型各具特色（图2-8～图2-10）。

图2-8 疏勒河流域隐伏断裂分布图

一、玉门-踏实盆地
玉门-踏实盆地地处疏勒河流域中游中部。东起玉门镇，西至一百四戈壁，南、北介于南截山与北截山、北山之间，东西长160km，东宽西窄。面积5641km2。
（一）隐伏构造与分布
1.盆地南侧断裂
玉门-踏实盆地的南侧受断裂控制，将盆地和山地分开。南截山北侧隐伏断裂近东西向分布于山前，断层以南松散层厚度不超过100m，基底为变质岩，而断层以北松散层厚度可达500m以上，基底为新近-古近系泥岩。北截山南侧断层近东西向分布于北截山山前，西端与南截山北侧断裂相交，是玉门-踏实盆地的北部边界，除在断层以北松散厚度变小外，断层两侧第四系松散层下伏基底也不相同，断层以南为新近-古近系泥岩，而以北为侵入岩。

图2-9 第四系松散层厚度图


图2-10 第四系松散层底界高程图

2.昌马洪积扇南部断裂
昌马洪积扇南部断裂呈X形将这一地区划分为四个不同的地质单元，X形的正上方为昌马洪积扇，沉积有巨厚的第四系砾卵石层，西侧基底为新近-古近系砂岩，东侧则为变质岩，南侧新近-古近系砂岩出露于地表。
3.南截山西部倾伏隆起
南截山西部倾伏隆起实际上是南截山的西延部分，该隆起构成了玉门-踏实盆地和一百四戈壁的分界线，在这一隆起带上，第四系松散层厚度变薄，最厚者在100m左右，其岩性为砂碎石夹亚砂土。基底为侵入岩，第四系松散层中一般不含水。在隆起中部的安6号孔112.4m揭穿第四系，揭露侵入岩，孔干。
4.踏实西侧断裂
踏实西侧的断层呈北西南东向延伸，位于踏实以西10km处，西起北截山的老师兔，东至南截山的踏实河口，在断层西侧第四系松散层厚度50～100m，其基底为侵入岩，在断层东侧第四系松散层厚度50～200m，其基底为新近-古近系泥岩。
（二）松散层厚度
盆地内第四系松散层厚度一般50～400m，总的变化规律为自南而北渐薄。昌马洪积扇和榆林洪积扇顶最厚，大于600m；北截山、北山及东部宽滩山山前最薄，小于50m。在细土平原区松散层厚度多在150～200m。
玉门-踏实盆地的基底高程一般为1000～1400m，由南向北倾斜。在盆地中部的踏实乡唐家圈附近略有隆起，将盆地分为东西两部分，东部为玉门盆地，西部为踏实盆地。踏实盆地主要由榆林河洪积扇组成，而玉门盆地则主要由昌马洪积扇组成。
（三）松散层岩性结构
松散层岩性结构变化规律与松散层厚度变化规律相同，粗颗粒地层以昌马洪积扇和榆林洪积扇为中心向外其岩性逐渐变细。盆地南部为单一砾卵石层，向北部逐渐过渡为多层的粘性土、砂及砂砾卵石互层结构。
二、安西-敦煌盆地
安西-敦煌盆地地处疏勒河流域下游，是流域内最大的盆地。东起双塔水库，西至甘新交界的库穆塔格沙漠，南、北夹峙于北截山、三危山、卡拉塔什塔格和北山之间，沿近东西向展布，面积13046km2。
（一）隐伏构造与分布
1.盆地南北侧断裂
安西-敦煌盆地的南北两侧均有断裂将盆地和山地分开。南部北截山山前断裂西起鸣沙山东至双塔水库，断距在西部为200～300m，向东逐渐变小，仅有几十米。
北山山前的断层是安西-敦煌盆地的北部边界，断层以北为北戈壁。北戈壁是北山坡积、坡洪积和残积的产物，第四系较薄，一般20～30m，岩性多为砂碎石，大部分地区松散层直接覆盖于老基岩之上。
2.南湖、鸣沙山断块隆起
南湖断块隆起位于敦煌市西南，党河洪积扇顶部，鸣沙山断块隆起位于敦煌市南鸣沙山前，这两个断块隆起由两组、基本互相平行的断层所控制，为断层台阶。两个断层台阶之间为三角形凹陷，在凹陷内第四系松散层厚度较大，可达300～400m，鸣沙山山前断层台阶之上第四系松散层厚度较薄，为100～200m。
（二）松散层厚度
第四系松散层厚度50～300m。系疏勒河和党河冲积、冲洪积、冲湖积所形成。南部党河洪积扇顶部厚度大于400m，北部山前地带小于50m。
安西-敦煌盆地受地质构造的影响，基底较为平坦，岩性为新近-古近系泥岩，呈单斜状，由北东向南西倾斜，基底高程一般为800～1000m。
（三）松散层岩性结构
安西-敦煌盆地属于河西走廊北盆地，松散沉积物远离补给区，因而颗粒较细；仅在党河洪积扇顶部及疏勒河出北截山山口附近为粗颗粒的砂砾石地层，广大的细土平原为粘性土、砂及砂砾石多层结构。
三、花海盆地
花海盆地地处赤金河下游。南、北、西分别为宽滩山和北山环绕，东至断山口河基底隆起区与金塔盆地衔接，面积2460km2。
（一）隐伏构造与分布
宽滩山北侧深断裂是花海盆地的南部边界，断层南侧松散层厚度小于100m，北侧为100～400m。
（二）松散层厚度
第四系松散层厚度由南而北逐渐变薄，南部山前大于400m，盆地的北部边缘仅20～30m，中部细土平原100～200m。
（三）松散层岩性
第四系松散层颗粒较细，粗颗粒地层仅分布于石油河穿越宽滩山的出口处，细土平原为粗中砂、粉细砂与亚砂土和亚粘土的多层结构。
盆地基底为新近-古近系砂泥岩，基底高程1000～1300m，由北西向南东倾斜。
四、新构造运动
测区新构造运动极为活跃，主要表现为南部山区的振荡上升运动、山区盆地接壤处的褶皱断层运动及走廊平原的大面积沉降运动三种形式。
（一）振荡上升运动
表现为振荡式强烈上升和振荡式缓慢上升两种形式。
振荡式强烈上升运动表现为南部诸山脉的阶梯状地貌形态。一般从高到低有三级夷平面，一级夷平面在山脉的峰顶面，为现代冰川发育区，其海拔大于4700m，在航卫片上为系列NWW向带状冰雪覆盖区，一般向NNE平缓倾斜。该级夷平面大致形成于新近纪，早更新世初期被抬升；二级夷平面海拔4300～4600m，因断层切割、冰水溯源侵蚀及区域性由北向南的应力挤压，使山梁北缓南陡，呈不对称性。该级夷平面形成于早更新世，中更新世也被抬升；三级夷平面海拔3700～4100m，为新近系及白垩系组成的山前台地及上古生界和三叠系组成的山麓平缓波状丘陵地。其形成于中更新世，晚更新世被抬升。由此可见，自第四纪以来，山脉的上升幅度约在1000m以上，上升速度大于外力剥蚀作用。
振荡式缓慢上升运动主要表现为河谷的多级阶地性，区内河谷阶地多为内叠阶地，中上游一般为Ⅰ、Ⅱ级，下游普遍为Ⅱ、Ⅲ级，仅个别地段可见Ⅴ级以上阶地。现代河床与Ⅴ级阶地相比低40余米，是振荡式缓慢上升的有力佐证。
（二）褶皱断层运动
褶皱断层运动主要见于盆地与山区的接壤处，多是老断层的继承性活动。老断层的再次活动，使古老褶断带上的老地层逆冲于盆地边缘的新近-古近系之上，并使新近-古近系产生局部地层倒转，直立和次级逆冲断层，普遍发育有较平缓的短轴褶皱构造，使走向与老构造线一致，部分断层延伸较长。
以抬升为主的新构造运动，不仅使古老地层逆冲于新近-古近系之上，而且往往将新近-古近系逆冲于第四系之上，甚至将第四系堆积物也错断。
（三）大面积沉降运动
大面积沉降运动是测区新构造运动最基本的形式之一，走廊平原是新生代以来强烈的山前沉降带。据物探及钻探资料，测区盆地第四系厚度一般为200～600m，最厚达千余米。各盆地第四系沉积厚度由南向北变薄，说明沉降的幅度是不一样的。拗陷的中心靠近南部，靠近山前大断层附近。各盆地北部绿洲区及北山山前一带，第四系厚度小于100m，沉降幅度小，也说明北部的基底逐渐抬升。
五、第四纪地质发展史
喜马拉雅构造旋回，控制了区内第四纪地质的发展，上新世，区内除了走廊山脉之外，其他地区普遍接受了炎热气候条件下的河湖相堆积。在地形外貌上，上新世后期区内除走廊山脉为剥蚀丘陵地形外，其他地区均为新近-古近系内陆河湖相堆积的准平原。
早更新世初期，由于阿尔卑斯运动的影响，南部祁连山、阿尔金山强烈上升，测区玉门-踏实盆地、安西-敦煌盆地、花海盆地相对沉降。在干旱气候条件下，南部山区洪水携带大量物质排泄于盆地之中。洪水到测区之后，已成散流状，水动力作用大大减弱，故在盆地中自南而北先后堆积颗粒粗细不同的物质，主要有细砂、砾石、含砾砂、夹粘性土层透镜体。
早更新世末，走廊山脉再度上升，沉积发生间断，山前大断裂也随之复活。早期沉积的玉门砾岩也发生折曲和断裂。各盆地相对沉降，继续接受南部来的物质堆积。
中更新世初，气候由干旱转向温暖，南山冰雪融水排泄而下，山区大量风化碎屑物被山洪带到盆地堆积下来。由于该期持续的时间较长，盆地沉积幅度比较大，故堆积厚度达100～200m。
中更新世末，气候又出现干寒，盆地沉积又出现间断现象，到晚更新世初期，气候复又转暖，盆地又开始新的堆积。由于晚更新世地壳频繁升降，在疏勒河、党河上游两岸出现多级侵蚀堆积阶地。由于地壳的频繁振荡，盆地内沉降幅度并不大，故上更新统沉积厚度仅10～70m。
到晚更新世末，一直处于振荡性沉降中的盆地，开始回返，发生了振荡性缓慢上升。特别是在三危山前表现比较明显。如党河及西水沟均出现了五级侵蚀堆积阶地，最高一级高出现代河床60～80m。同时，党河下游河床多次改道。这次上升运动一直持续到全新世。气候由温暖又趋于干寒。
全新世早期，盆地由缓慢性振荡上升，复又转为振荡性的缓慢下沉。而气候的干寒一直在发展。南山冰雪融水形成的洪流也逐渐减少，盆地中心湖泊日益萎缩。这种状况一直持续到现在。特别是全新世后期，不仅干燥寒冷而且风力作用加强，给原来比较平坦的盆地地貌又增添了一层风蚀风积地貌景观。

柴达木盆地为中新生代断陷盆地，盆地总体结构表现为东昆仑山和祁连山相向盆地挤压对冲，阿尔金山向东南方向逆冲，形成四周隆升成山而盆地沉降的构造格局。柴达木盆地四周环山，盆地与山区均以断裂为界，四周边界呈不规则的菱形。盆地内区域性深大断裂发育，多为逆断层，有的长达数百公里，在山区出露于地面，在平原区为隐伏断裂。盆地北西侧为阿尔金山左行走滑断裂，北侧为向南逆冲的柴北缘断裂，南侧为祁漫塔格山北缘向北逆冲的昆北断裂，盆地中部是三湖大断裂。盆地基底由前古近-新近纪地层组成，盖层为古近-新近系和第四系。盆地周边山区以前古近纪地层为主，盆地区及盆缘带以古近-新近纪地层为主，第四系主要分布于盆地之中和山间宽谷区。

一、盆地基底

前寒武纪地层。盆地的构造基底与塔里木-中朝地台相似。盆地前寒武系出露呈平行带状分布为其特征，一条在盆地东部出露于沙柳河和布赫特山一带；中部出露于赛什腾山、达肯达坂、锡铁山、欧龙布鲁克；西部出露于苏干湖北阿尔金山、俄博梁。另外，昆仑中部构造旋回带，它仅出露在那陵格勒河上游的两侧。

早古生代地层。早古生代沉积区是围绕着前寒武纪地层出露，它包裹或覆盖了前寒武系块体。该套地层分布较广，主要有党河南山柴北构造带；自阿尔金山丁字口，经赛什腾山、绿梁山至乌兰盆地北边缘柴中构造带；昆仑山北部和南部带构成的柴南构造带，其中昆仑山北部带西起祁漫塔格山，向东潜没于盆地东部复现于沙柳河，南部带沿博卡雷克塔格山和布尔汗布达山南坡出露。在上述沉积带上的早古生代地层是一套海相碎屑-火山沉积，属浅变质相。

晚古生代地层。由早古生代进入晚古生代，区域上经历了一次强烈的构造变动和较长时间的隆起剥蚀阶段。盆地北部区晚古生代沉积始于晚泥盆世，而且进入了构造上的相对稳定的大陆区，形成了一套陆相为主的沉积地层。

中生代地层。晚古生代末期盆地经历过一次构造运动，一般表现为隆起活动。三叠纪时海水进入，盆地成为浅海或海湾；至三叠纪末，唐古拉山再次隆起成陆。侏罗纪时盆地仍为较大的内陆湖盆，侏罗系十分发育，主要分布于盆地北部地区。

二、盆地盖层

新生代地层。始新世以后，印度与欧亚大陆碰撞的远程效应，使包括图区在内的青藏高原崛起，全面进入陆内叠覆造山阶段。古造山带再生，盆地进入以强烈上升运动为主，但昆仑山和祁连山抬升速率较大，导致两块体间的盆地相对下沉运动加剧，盆地区古近-新近系广泛分布，为一套冲积扇-河流-湖泊相碎屑岩建造，盆地西部沉积厚度大于5000m。

第四纪时期盆地经历了早更新世的河湖期、中更新世山区冰川发育期、晚更新世时盆地湖区出现了局部隆起整体的湖盆开始解体，在干旱气候条件下湖泊逐渐退缩形成的现代盆地中心的盐湖湖泊及盆地边缘的山间盐湖。柴达木盆地以祁连山和昆仑山的侧向挤压而形成了相对的多个坳陷区，从而成为第四纪地层的沉积中心；但由于各坳陷区的沉降幅度相差较大，使第四系厚度横向变化甚大。盆地西部的雁列式隆起带，老茫崖，各盆地近山前大部地区和山间宽谷区第四系厚度多小于500m；盆地西北部的花土沟、冷湖、苏干湖等地和各盆地近山前—中部过渡带大部地区第四系厚度多为500～1000m；盆地西北部的一里坪、马海盆地和东、西台吉乃尔等盆地中部地区第四系厚度1000～2000m，部分地区大于2000m；东达布逊湖和西达布逊湖地区是盆地最大的沉降中心，第四系厚度大于3000m。

三、地质结构模型

三维地质结构模型是通过对获得的钻孔资料、地质与水文地质剖面图等有关于地层结构的信息进行分析，认识地质结构，经过一定的人为分层处理，通过一定的技术手段，重现地质实体三维结构的一种可视化模型。

（一）资料收集分析

柴达木盆地三维地质结构模型，主要是依据收集到的水文地质钻孔资料和水文地质剖面以及相关成果报告进行区域综合对比分析，确定地质结构的岩性分类，并经过进一步概化钻孔地层结构（图2-6），确定地层结构的岩性组合关系，建立地质结构模型。

根据水文地质钻孔的钻探深度情况，绝大多数水文地质钻孔的钻探深度在300m以内。因此，将第四系的底界确定为地质结构模型的底界。

图2-6 水文地质钻孔分析示意图

根据水文地质钻孔的岩性记录，将柴达木盆地第四系地质结构按岩性概化为5类：盐土（包括石盐等）、砂土（包括粗砂、中砂、细砂、粉砂等）、粘性土包括粉土、亚砂土、亚粘土、粘土）、砾石土（包括砂砾石、卵砾石）、基岩包括砂岩、泥岩等）。

根据水文地质钻孔和实际的地质及水文地质剖面，将柴达木盆地的地层结构概化为15层，从地表到最底层的岩性分别为：盐土、砾石土、粘性土、砂土、粘性土、砂土、砾石土、砂土、粘性土、砂土、砾石土、砂土、粘性土、未知区、基岩。

在完成了613个水文地质钻孔的地层合并概化之后，建立了地层结构数据库表2-9）。在表中，X坐标为省去六度分区代码的坐标。根据GMS软件对数据库的要求，层面标号是从最底层开始的，模型的最后一层的底界编号为0，倒数第二层的底界（最后一层的顶界）编号为1，依此类推，地表的顶界编号为15。相对应的每一个层面都有自己的高程，每一层的岩性也都有对应的代号。

根据水文地质钻孔分布的密集情况，除了建立柴达木盆地的地质结构模型之外，还选取了钻孔分布相对比较稠密的地区———格尔木地区、德令哈地区和乌图美仁地区，分别建立了三个地区的地质结构模型。

表2-9 地层结构数据库表

备注：1001—盐土，1002—砂土，1003—粘性土，1004—砾石土，1005—基岩，1006—未知区。

（二）三维地质结构模型建立

三维地质结构模型的内容主要分为地表模型和地层结构模型。地表模型是通过分析下载的SRTM-DEM数据，经过一定的三维效果处理建立的；地层结构模型，是采用由美国Brigham Young大学环境模拟研究实验室（Environmental Modeling Research Laboratory）研制的GMS软件中的SOLID模块来实现的。

在准备完建立地层结构所需要的地层结构数据库之后，将数据调入GMS软件中，建立地层结构模型。

在打开GMS软件之后，在文件下拉菜单中的打开选项可直接把准备好的地层结构数据库调入，具体步骤为：调入地层结构数据库、调入地层结构数据库；再调入边界文件，定义三角剖分网格的属性，然后进行三角网格的剖分；利用软件中的Horizons →Solids模块，形成体文件。

形成体文件之后，就可利用软件中的渲染功能，进行地层结构模型的三维显示；同时，还可以利用软件中的切剖面模块，对形成的地质实体进行任意剖面的切割。

（三）三维地质结构模型

除建立了柴达木盆地的地质结构模型外（图2-7、图2-8、图2-9、图2-10），还分别建立了格尔木地区（图2-11、图2-12）、德令哈地区（图2-13、图2-14）和乌图美仁地区的地质结构模型。地层结构模型主要是通过地层结构模型图、地层结构立体图和任意的剖面来展示。

图2-7 柴达木盆地地层结构立体图

通过建立柴达木盆地三维地质结构模型，可以清晰、直观地展示出柴达木盆地的地表和地层结构的信息；同时，还可以实现任意方向上剖面的切割，弥补了钻孔资料缺乏的不足。

在建立地质结构模型的过程中，由于水文地质钻孔分布的不均匀性和钻探深度的限制，可能对实际地层结构认识程度不够，导致局部地段的地层结构有些失真或与实际情况有些偏差。

四、盆地的形成及其演化

太古宙阶段（2500Ma以前），以白日其利、察汗河表壳组合为代表，分别有3280Ma、3456Ma的Sm-Nd年龄信息，壳幔物质添加、陆壳增生，形成早期大陆壳，经五台运动，中朝、西域、扬子等陆核焊合；古元古代阶段（2500～1800Ma），裂陷体时期，壳幔分离，原始中国古陆裂解，昆仑、祁连原裂陷海槽形成，中朝、西域扬子等陆块分离，吕梁运动，上述诸陆块联合，古中国大陆初步固结，结晶基底形成；中新元古代阶段（1800～800Ma），裂陷体向亚板块体过渡，包括盆区在内的古中国大陆裂解，区内在北祁连、柴北缘及昆仑剧烈裂陷，局部古再生洋萌芽，西域、中朝、扬子等陆块有限裂离，约在800Ma晋宁运动上述诸陆块联结，古中国大陆最终固结；南华纪—早寒武世阶段—泛非或兴凯旋回（800～513Ma），板内变形为主向板缘变形为主过渡，区内欧龙布鲁克陆块上下寒武统与中寒武统之间的平行不整合关系表明是一次微弱的造陆作用，盆区东昆仑、中祁连、柴北缘等地产生了规模不大的类似于CCG或POG型花岗岩，由此看来泛非或兴凯事件的性质可能具有板缘变形与板内变形过渡体制的特征；早古生代阶段（513～410Ma），古板块体制时期，区域上第二代古亚洲洋形成，包括盆地区在内的秦祁昆———系海底裂谷进化为多岛洋，古中国大陆（地台）便解体成以西域、中朝、扬子、羌塘-昌都等陆块为主体的泛华夏陆块群，大体于中晚奥陶世在西域板块的南缘演化为一系列弧盆系，并在志留纪晚期—泥盆纪初期发生了广泛的加里东运动，弧-陆碰撞→陆陆碰撞，秦祁昆多岛洋结束发展，西藏—马来—华南三叉裂谷系最终封闭，形成了相应的造山系，上述诸陆块重新汇聚，中国与核心冈瓦纳连起来，完成了大洋岩石圈构造体制向大陆岩石圈构造体制的转变；晚古生代—早中生代阶段（410～205Ma），即泥盆纪—三叠纪，主要为（北）古特提斯演化阶段，于晚三叠世随着巴颜喀拉残留海前陆盆地的封闭，进入陆块间强烈的叠覆造山阶段，并最终焊合为一体；晚中生代阶段（205～65Ma），中特提斯洋演化与发展，羌（北）古特提斯造山系进入陆内叠覆造山阶段，西域板块总体进一步缩短和改造，区内所有陆块进一步焊合；新生代阶段（65Ma以来），印度洋及归并于印度洋的新特提斯洋强烈扩张，始新世以后印度与欧亚大陆碰撞的远程效应，使包括图区在内的青藏高原崛起，全面进入陆内叠覆造山阶段，古造山带再生，推覆成盆，盆地向再生的造山带楔入造山，盆山耦合，现代构造-地貌形成。

图2-8 柴达木盆地剖面位置图

图2-9 柴达木盆地1—1′剖面

水准测量表明，由于昆仑山、祁连山和阿尔金山的不断隆升，盆地区则以每年3mm的速率整体沉降，因此在昆仑山前形成第四纪巨型单斜式断拗盆地，其前端往往出现中、晚更新世以来由于拗陷作用形成的湖泊，如达布逊湖；盆地北部形成中、新生界的隆起带，在阿尔金山—祁连山的前山褶皱带断续分布小型的第四纪山间盆地，如大柴旦、小柴旦、马海和冷湖等。总之，柴达木盆地成因及发展演化特征可归纳为以下几点。

图2-10 柴达木盆地2—2′剖面

图2-11 格尔木地区地质结构模型图

1）柴达木盆地的铸型主要经历了早—中侏罗世断陷湖盆的形成与晚侏罗世—白垩纪类前陆盆地发展阶段；古近纪拉分断陷的形成与新近纪至第四纪类前陆盆地的持续发育、现代大陆水圈形成阶段。雏形始于始新世晚期的阿尔金左行走滑断裂，使得阿尔金山不断崛起，至晚更新世导致柴达木盆地与塔里木彻底分野，成为封闭湖盆，盆地现代大陆水圈也逐步形成。柴达木盆地经过前第四纪数次构造变动后，祁连山和昆仑山隆起抬升使盆地与共和盆地隔绝，封闭了盆地东部及西南部，其时唯有盆地西北部与塔里木相连，成为柴达木-塔里木古淡水湖；由于阿尔金山在晚更新世初期或中更新世末期隆升，使柴达木盆地与塔里木分野，成为封闭的古湖盆，柴达木盆地正式形成，据地震局对阿尔金山冲洪积扇顶沉积物作石英-热释光测试，其年龄（BP）为160ka。

图2-12 格尔木地区地层结构立体图

图2-13 德令哈地区地质结构模型图

盆地的封闭性加之青藏高原不断上升，导致了地区气候逐渐转向干寒。阿尔金山抬升的同时，古湖盆中西部也随之相应上升，使古湖水向东流泄；其时古湖盆的气候状况与现在相似，亦即中、西部较东部干燥，古湖水补给量逐渐减少，蒸发量加大，使古湖水浓缩咸化，水中的生物，淡水贝类等顺水东迁，聚敛于古诺木洪北水域。据对努尔河中游表露的河蚬贝壳堤中的贝壳¹⁴ C测试，年龄约30ka左右［50m深处泥炭层中贝壳年龄（BP）（35120±625）a］，上层28～15ka。据达布逊和别勒滩钻孔资料，埋深在50～80m深度内灰色及灰黄色硬粘土层中河蚬贝壳，其地层年龄（BP）（21.5±3.1）～（35.5±3.4）ka，其上覆地层始见盐粒及盐层。由此可认为自阿尔金山隆起后古湖盆淡水咸化至形成盐湖相持约十几万年，干旱气候与湿润气候相互交替，总的趋势转向干旱，盆地真正成为盐湖约在1.5×10⁴a以后。以察尔汗为例，按现代水体中携带的盐类物质测算察尔汗古河流水体带入该区中的盐分与目前查明的主要固盐和卤水、咸水中的储量相近似，由此分析，阿尔金山抬升后盆地仍处于淡水、滨浅湖环境至少持续100ka左右；其后由西及东古湖水逐渐咸化，约在15ka以后这段时间内盆地完成了成盐过程，现在的盐湖及盐滩多是当时的残留湖和洼地。

2）随新近纪—第四纪周边造山带的向盆地挤压推覆，从推覆山链剥蚀下来的陆屑流向盆地，在垂向上形成向上变粗、水平方向上由盆地边缘的冲洪积扇粗粒沉积为主，向盆地中心的细粒相冲湖积、湖积过渡的充填序列。

图2-14 德令哈地区地层结构立体图

3）受新近纪以来形成的逆冲-褶皱构造影响，在盆地内由边部向盆地中心依次发育盆内断层三角构造带（如那北构造）和盆内冲起构造带（如诺木洪北早更新世地层的冲起）。在周边逆冲-褶皱构造带与盆内断层三角构造带之间多发育山前冲洪积平原，形成山前戈壁带单层型潜水局部地下水系统；受盆内冲起构造带阻拦，向盆地中心沉积物颗粒变细，地层相变趋于复杂，在盆内冲起构造带———盆地中心逐步由双层型潜水与一层承压水局部地下水系统向湖积平原多层型咸水、盐卤水局部地下水系统过渡。

五、第四纪沉积环境演化

第四纪是地球历史上至关重要的时期，详尽地探讨柴达木盆地第四纪环境演化，不仅有力地促进柴达木盆地第四纪环境演化的研究程度，而且对今后的资源开发有明显的指导作用。柴达木盆地的演化与盆地盐湖资源的形成与开发一直是柴达木盆地研究中的焦点问题，然而，由于初始研究时方法的局限和技术的制约，使得其研究很局限，本章节主要综合前人的研究成果和近年内施工的钻孔资料，对整个盆地的演化做详细的描述。

（一）早更新世

由于三湖凹陷区第四系沉积巨厚，本项目施工的ZK2孔未能揭穿至早更新世地层，所以这里根据该区另一孔察尔汗水6孔及西北部钻孔的有关资料加以阐述。第四纪早更新世时，气候明显变冷，冷暖交替频繁，冷暖波动旋回最多达9.5次。其底界位于古地磁M/G界限附近，年代（BP）为2.387～2.55Ma之间；而其顶界则是由冷转暖，界面位于B/M界限之下不远，年代（BP）为0.674～0.777Ma之间。第四纪早更新世伴随青藏运动B、C幕的发生、发展，区内伴随阿尔金山左旋走滑的加剧，盆内一系列反“S”型中生代盖层褶皱隆起与凹陷此起彼伏，并改变了柴达木古湖盆地貌，使东部的赛什腾山裸露地面接受剥蚀；而西部及中部的油砂山、南翼山、大风山、俄博梁、冷湖构造带则初露头角，使柴达木古湖进一步分化为大浪滩、昆特依、一里坪、南八仙等沉积盆地雏形，花海-马海古湖沉积环境开始形成，沉积中心由西向东迁移，使东西台吉乃尔湖处于深湖环境中，同时湖水迅速东扩至达布逊湖区一线。此时盐类沉积中心由大浪滩向外扩展到大盐滩、昆特依、一里坪、南八仙及冷湖地区，出现石盐薄层、石膏层和含石膏碎屑层。

（二）中更新世

中更新世时，昆黄运动的发生、发展，柴达木盆地西北部及阿尔金山继续抬升。一方面，使阿尔金山进入临界冰冻圈行列，北部冰雪融水及碎屑物源增加，致使成盐期最早的大浪滩地区在中更新世晚期［距今（12.5～30）×10⁴a］盐层比例明显降低，碎屑比例明显增高。另一方面，盆地内部次级背斜隆起，西部尕斯库勒湖及东部马海湖从古柴达木湖内分离成为独立的水文地质系统，大浪滩、大盐滩、昆特依、一里沟等地进入终端自析盐系统。结合察尔汗水6孔的相关资料，推出该层下界位于B/M界限附近，年代（BP）为0.77～0.72Ma，上界（BP）为0.12～0.15Ma。盆地气候仍继承早更新世冷暖交替的特点，冷暖波动旋回可达8次之多，这种冷暖波动特征，在本次施工的ZK2孔磁化率变化曲线和色度变化曲线上都有明显的反映（图2-15、图2-16、图2-17），其中在色度b^*上的反映最为明显，且和磁化率的相关性最好，达到0.886。

图2-15 ZK2孔中更新统色度变化曲线

结合察尔汗水6孔的相关资料，可以得出古气候变化的如下事实：从中更新世开始到0.125Ma之间（BP）古气候呈现出温凉半干燥的特征，类似的气候变化阶段有：0.72～0.68Ma之间（BP），寒冷干燥；0.68～0.48Ma之间（BP），气候呈现出周期性的干湿冷暖振荡，0.34～0.24Ma之间（BP），古气候明显变得暖湿，0.23～0.18Ma之间（BP）又变得寒冷干燥，之后气候变得温暖湿润。

图2-16 ZK2孔中更新统磁化率变化曲线

图2-17 ZK2孔中更新统磁化率与色度b^*变化对比图

（三）晚更新世

共和运动的发生、发展，使整个柴达木盆地周边山体及内部隆起区范围迅速扩大，大浪滩、大盐滩、察汗拉斯图、昆特依等盆地率先进入干盐湖环境，而尕斯库勒湖、马海湖、一里坪仍处于盐湖或咸化湖浅湖环境中。

晚更新世以来，本区的沉积环境发生了很大的变化，首先是经历了末次间冰期温暖湿润的气候环境。其中，柴达木盆地的末次间冰期的特征与其他地区有所不同，该区末次间冰期过早地结束，约为90ka前后（BP），在末次间冰期，磁化率和色度b^*的变化都呈现出高值（图2-18、图2-19、图2-20），较晚更新世前有较大的不同，从90ka以后（BP），又表现出从寒冷干燥到温暖略湿的周期性变化，这种变化可与古里雅冰心等所记录的古气候变化趋势基本一致。再次，这种由暖湿到干冷的变化区间上，可以划分出末次间冰期以来古气候变化的5个阶段，第5段又可以划分成5个亚阶段。该变化特征说明柴达木盆地中古气候的变化有全球的一致性，即驱动因子相同。除此之外，色度曲线和磁化率曲线的周期性变化还与ZK2孔所在区域的湖泊在地质历史时期曾发生几次较大规模的湖水进退有关，湖水的退缩是一个渐变的过程；而相对而言，湖水的推进则是一个突变的过程，这可能是周边山区的冰盖在经历了冰期后，消融速度相对迅速的缘故。

图2-18 晚更新世以来ZK2孔磁化率变化曲线

图2-19 晚更新世以来ZK2孔色度b^*变化曲线

图2-20 晚更新世以来ZK2孔色度b^*与标准曲线的对比图

（四）全新世

全新世之前，由于受到发生在30ka左右（BP）的末次构造强烈抬升的影响，加之气候已经极度干旱，盆地西北部分地区已进入干盐湖阶段，东南部及察尔汗盆地湖水急剧浓缩，开始形成广布的石盐沉积，普遍进入盐湖阶段，并在全新世中期部分盐湖干涸成干盐滩，仅东、西台吉乃尔湖因受那陵格勒河的扇前补给，尕斯库勒湖、苏干湖、马海湖受河谷潜流补给而维持盐湖环境。发生在全新世初期的新仙女木事件，在ZK2孔色度b^*和磁化率上均有明显的记录，只是在盆地东南部的ZK2孔色度b^*和磁化率记录上，大约（BP）为12～11ka，发生的时间明显地偏早。

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