j2z屬於什麼地質

『壹』 J2t地質上代表什麼是侏羅紀什麼組其中「2」又是什麼含義

盆地腹部侏羅系主要沉積的地層自下而上有八道灣組(J1b)、三工河組(J1s)、西山窯組(J2x)、頭屯河組(J2t)和齊古組(J3q)。 2t是代表侏羅紀中統。

『貳』 區域地質特徵

准噶爾盆地是我國大型含油氣盆地之一，面積約13×10⁴km²，盆地四周被褶皺山系所圍限，西北邊界為扎伊爾山和哈拉阿拉特山，東北邊界為阿爾泰山、青格里底山和克拉麥里山，南界為伊連黑比爾根山和博格達山，總體形狀為三角形，東西長，南北窄。

一、構造特徵

准噶爾盆地是歐亞板塊的組成部分，北鄰西伯利亞板塊，西接哈薩克板塊，南依天山造山帶。區域構造位於阿爾泰褶皺帶、西准噶爾褶皺帶和北天山褶皺帶所夾持的三角地帶。盆地內發育較全的上古生界至新生界地層，其中石炭系、二疊系、三疊系、侏羅系、白堊系、古近系、新近系構成了盆地內主要含油氣勘探目的層，在盆地南部其累計厚度最大達18000m，盆地內的一般厚度也在10000m左右。准噶爾盆地自石炭紀以來，經歷了海西、印支、燕山和喜馬拉雅等多期構造運動，形成了多個不整合面與構造層。斷裂發育主要有三期，即海西期、燕山期和喜馬拉雅期，目前三疊系及以下地層中主要為逆斷層，侏羅系和白堊系中發育正斷層，盆地南緣則以逆斷層和走滑斷層為主。

准噶爾盆地可以劃分出8個一級單元(圖5－1)，分別為烏倫古斷陷、三個泉隆起、西北緣沖斷帶、瑪湖－漠區坳陷、中央隆起帶、北天山山前坳陷、博格達山前坳陷及沙－奇隆起區。

二、地層分布及沉積特徵

准噶爾盆地的沉積蓋層發育，在晚海西期褶皺帶基底石炭系火山岩與變質岩之上的沉積層都是盆地的沉積蓋層。自老至新依次為上古生界的石炭系、二疊系，中生界的三疊系、侏羅系和白堊系，新生界的古近系與新近系(圖5－2)。

1.石炭系(C)

屬於准噶爾沉積盆地基底岩性，下石炭統為變質凝灰岩及安山岩;中石炭統為為火山岩及火山碎屑岩，主要分布在西北緣、陸梁隆起、克拉麥里山前;上石炭統為邊緣海相碳酸鹽岩，分布局限(僅分布於准東外圍石錢灘凹陷)。

2.二疊系(P)

佳木河組下亞組(P₁j¹):為一套雜色礫岩、火山碎屑岩夾熔岩，最大厚度可達4000m。

佳木河組上亞組(P₁j²):為一套火山熔岩夾火山碎屑岩。在中拐五區、八區為流紋岩、安山岩、凝灰岩及凝灰碎屑岩，未穿視厚度268～350m，風成城地區407m;陸梁地區為紫褐色、紫灰色杏仁狀橄欖安山玄武岩及安山質熔結角礫岩夾棕紅色砂質泥岩、細砂岩，未穿視厚度139m。

圖5－1 准噶爾盆地構造單元分區圖(據鄭和榮等，2007)

風城組(P₁f):為一套暗色泥質、凝灰質白雲岩，白雲質泥岩夾砂岩、粉砂岩及薄層灰岩，為滯留海灣或湖沉積，其分布主要在瑪湖－漠區坳陷的北段，以烏爾禾－黃羊泉一帶最厚，厚700～900m。為瑪湖－漠區坳陷內的主力生油層。

夏子街組(P₂x):為棕褐色、雜色及灰綠色礫岩夾褐色薄層砂岩，礫石成分復雜，主要為變質岩、火山岩和泥岩等，分選及磨圓度差，砂泥質膠結。夏子街地區變細，出現較多棕色泥質粉砂岩和粉砂質泥岩，未發現任何化石。屬於一套山麓洪積扇體堆積。

下烏爾禾組(P₂w):分布於克－烏斷裂、夏紅北斷裂下盤，為灰色、灰綠色礫岩夾同色礫狀砂岩及深灰色、灰黑色泥岩，屬於山麓河流洪積－湖沼沉積。

上烏爾禾組(P₃w):僅分布於烏爾禾－夏子街地區的構造低部位，為棕褐色礫岩夾砂質泥岩，為山麓洪積扇體堆積。

3.三疊系(T)

百口泉組(T₁b):分布於百口泉－夏子街地區，沉積厚度80～200m，為一套灰綠－棕紅色塊狀礫岩夾薄層透鏡狀砂岩和泥岩，為山麓辮狀河沉積。

下克拉瑪依組(T₂k¹):分布於百口泉－夏子街地區。岩性為一套灰綠色、棕褐色的厚層礫岩、含礫狀巨－粗砂岩、中－細砂岩、粉砂岩與泥岩的正韻律組合，為洪積相沉積。

上克拉瑪依組(T₂k²):分布基本同T₂k¹，下部為灰白、灰褐色含礫粗砂岩，上部為灰白色中－細砂岩、泥質砂岩及粉砂岩，為洪積相與辮狀河沉積。

圖5－3 准噶爾盆地西北緣油藏分布略圖據方朝亮等，2003)

稠油油藏的地層水類型與水動力條件、岩性條件以及油氣藏的保存環境有關。侏羅系地層水水型以NaHCO₃型為主，在車18井和車26井區為CaCl₂水型，侏羅系地層水的礦化度表現為白鹼灘地區最低，僅為5000mg/L，夏34井以西地區次之，為7000mg/L，車26井所在地區為最高，達21000mg/L，夏子街地區次高。三疊系地層水的礦化度在烏爾禾以南與克淺28井所在地區最低，僅5000mg/L，外拐和瑪湖兩地區較高。三疊系地層水水型主要為NaHCO₃型，在紅43－車002井地區為CaCl₂型水(方朝亮等，2003)。

『叄』 慈溪杭州灣新區屬於什麼地質

整個杭州灣新區都是圍海造田開墾出來的，自然屬於灘塗！

『肆』 地質剖面B、J1、J2、J3、Y是什麼

skating and sliding to look forward to.

『伍』 現在屬於什麼地質年代

現在地質年代屬於新生代。6500萬年到現在都屬於新生代，現在屬於新生代的第四紀的全新世。全新世開始於12000~10000年前持續至今。

『陸』 地質塊體劃分

晚古生代本區大體經歷了西伯利亞板塊與華北板塊之間的碰撞與拼貼，碰撞後階段（-Collision）的造山作用可能延續到了中生代早期，從而基本結束了南北亞構造域塊體之間構造運動的發展演化史。

從晚三疊世至中侏羅世階段，本區東南一帶可能處於大陸邊緣構造-岩漿活動帶，推測為從古亞洲構造域向濱太平洋構造域演化和過渡階段，主要受南北古板塊之間的超碰撞及法拉隆、伊澤納吉洋板塊對本區陸塊的影響。

大約從晚侏羅世以來，因受庫拉-太平洋板塊向歐亞大陸俯沖影響，出現新的應力場和構造格局，從而轉為濱太平洋構造域，形成了我國東部巨大的濱太平洋中、新生代火成岩帶。

從本文研究的需要出發，首先把前中生代塊體的展布與輪廓進行簡要敘述，然後提出中生代以來塊體劃分的初步意見。前者主要以地層展布和物化探資料為依據，後者主要以邊界斷裂構造活動和殼幔結構為依據。

（一）前中生代塊體

1.基底塊體

觀點各異，在此不一一舉例。

（1）額爾古納-興安塊體（EX）

是指額爾古納隆起及大興安嶺北段，即東烏珠穆沁旗-布特哈旗-黑河斷裂以北地區，包括額爾古納-興安北段加里東-中華力西褶皺帶、內蒙古-興安南段晚華力西褶皺帶。區內前寒武紀地層有興華渡口群（Pt₁x）和佳疙瘩群（Pt₃j），呈零星展布，且遍布全區，主要岩性為混合岩、片麻岩、變粒岩和淺粒岩，夾磁鐵石英岩、大理岩，以及各種片岩、千枚岩等，具有明顯的前寒武紀塊體的地質特徵。從寒武紀以來，本區普遍處於淺海相沉積環境；晚古生代早期，得爾布干斷裂以東至塔源-烏奴爾斷裂一帶，處於海相裂谷環境；華力西期侵入岩漿活動表現得十分強烈，花崗岩類岩石大片出露，主要為二長花崗岩和花崗閃長岩岩基及閃長岩岩株等。

（2）佳木斯-興凱塊體（JX）

位於黑龍江省東部地區，根據前寒武系的展布特徵，本塊體的西界為烏伊嶺—一面坡一線，即蘿北-四平斷裂北段部分，東界為同江-當壁斷裂。區內前寒武系主要為麻山群（Arms）、一面坡群（Pt₃ym）及黃松群（Pt₃hs）等。麻山群以角閃岩相-麻粒岩相層狀變質岩系為特徵，以含石墨和夾大理岩及磁鐵礦透鏡體為特色，測得同位素年齡為2251～2539Ma；一面坡群、黃松群等，主要由綠片岩系組成，很可能屬於地槽發展階段早期產物。寒武紀以來，本區局部地區處於海相沉積環境；晚古生代早期基本處於海相火山-沉積環境，晚古生代晚期為局部陸源沉積。

（3）華北-燕遼塊體（HY）

位於赤峰-開原斷裂以南，華北陸塊郯廬斷裂以西地區。區內前寒武系主要為河北省境內的遷西群、單塔子群下亞群和遼寧境內的小塔子溝組（Arx）、大營子組（Pt₁d）、瓦子峪組（Pt₁w），此外有長城系、薊縣系和青白口系等。太古宇以角閃岩相-麻粒岩相變質岩系為主（TTG）；古元古界為低角閃岩相—高綠片岩相層狀變質岩系；中-新元古界以輕微變質的海相沉積岩為主。寒武-奧陶系為海相碳酸鹽岩系。石炭—二疊系主要為陸相碎屑岩系。

（4）遼-吉塊體（LJ）

指沈陽-敦化斷裂以東和古洞河斷裂以南，華北陸塊郯廬斷裂的以東地區。唐克東等認為遼-吉塊體（渤海塊體）構造演化史不同於華北-燕遼塊體。區內前寒武系有鞍山群（Aras）、龍崗群（Arlg）、夾皮溝群（Arjp），主要由輝石角閃岩相-麻粒岩相「TTG」變質岩系組成，可與朝鮮境內狼林陸塊基底岩系類比；古—中元古代地層主要是遼河群、集安群、老嶺群和色洛河群等。遼-吉塊體從元古宙以來的構造演化明顯區別於華北-燕遼塊體，主要表現在①古元古界，前者為陸內裂谷岩系，後者為大陸邊緣凹陷優-冒地槽相火山-沉積岩系；②中元古界，前者為大陸邊緣凹陷火山-沉積岩系，後者為陸內裂谷海相碳酸鹽岩系。古生代以來的地層層序及大地構造環境同華北-燕遼塊體基本類似。

2.古生代增生塊體

本區古生代增生塊體是指錫林浩特中間陸塊、嫩松陸塊、伊春-延壽加里東褶皺帶等較廣闊地帶，可劃分為兩個塊體，大體以賀根山—突泉—長春—圖們一帶的碰撞對接帶為界，北部為興安-佳木斯增生塊體，南部為華北增生塊體。

（1）興安-佳木斯增生塊體（XJZH）

該增生塊體北部收斂向南開闊，大部被松遼盆地所佔據。如果說松遼盆地是拉張盆地，那麼上述兩個基底塊體之間原來的距離一定會比現在的距離縮小得很多，或許上述兩個基底塊體本屬同一基底塊體。

從古生代地層的展布特徵看，在額爾古納-興安塊體的向SE方向和佳木斯-興凱塊體的西緣向SW方向，地層時代呈由老變新的趨勢。換句話說，地層時代北老南新，即從北部的高力溝組（

）、寶泉組（O₁b）等火山岩-碎屑岩-碳酸鹽岩建造和向南到哈爾濱以東地區的黑龍宮組（D₁h）、楊木崗組（C₂-P₁y）、哲斯組（P₁z）等淺海相沉積-火山岩。大興安嶺中段也是由北向南依次變新。延邊地區為石炭-二疊系。晚古生代火山-侵入岩漿活動加劇。

（2）華北增生塊體（HZH）

位於赤峰—開原斷裂以北，近EW向展布。古生代地層由南向北依次變新，南部主要為下古生界，如內蒙古的包爾漢圖組、杏樹窪組；遼寧境內的盤嶺組、吉林省的黃鶯屯組、二道溝組等，主要為海相火山-沉積岩建造，部分地區見有蛇綠岩套，為弧前、弧後夾島弧帶的構造環境（唐克東等，1992）。上古生界主要展布於北側，如內蒙古的查干哈布組、本巴圖組、大石寨組；遼寧的磨盤山組、青鳳山組；吉林的王家街組、鹿圈屯組、柯島組等，它們以火山岩、海相細碎屑岩和碳酸鹽岩為主，代表了活動大陸邊緣的構造環境。

關於上述兩個古生代增生塊體之間的碰撞拼接問題，主要依據有兩點：一是沿拼接帶見有蛇綠岩（套）殘片、混雜堆積及超基性岩；二是拼接帶兩側古生代增生塊體在地層時代及岩性、岩相等方面呈對稱關系。從該拼接帶的演化特徵看，西部的碰撞時間可能較早，為D₃—C₁（唐克東等，1992），東部較晚，為P₁—P₂（張允平等，1994），碰撞後的造山活動可能持續到了印支期。

該拼接帶在布格重力異常圖上也反映得比較清楚：①內蒙古賀根山—甘珠爾廟一帶，△g等值線由NEE向轉為近EW向，然後被大興安嶺△g梯度帶所斜接；②吉林白城以南的突泉一通榆—長嶺—長春一線表現為NW—SE向，然後被依蘭-伊通梯度帶所疊加；③永吉—敦化一線及古洞河斷裂北側仍表現為NW—SE向構造，然後被日本海△g梯度帶所取代。

3.各塊體地球化學場特徵

本區屬中生代活化區，因而各塊體前中生代的原始地球化學場特徵是難以描述的。因此我們根據1/20萬區域地質調查資料，統計了各塊體的常量元素和金屬成礦的異常元素，列於表2-1。表2-1所列元素，雖然不是定量的，但可顯示各塊體的地球化學場特徵，並反映出各塊體之間的差異，如各基底塊體w（K₂O）/w（Na₂O）值小於1，而增生塊體則相反，前者基本以富Fe、Mg為其特徵，而後者富Ca；異常元素特徵也是如此，大體符合該塊體中所發育的礦化與成礦的基本特徵。

（二）中、新生代塊體

對中生代以來塊體劃分有如下考慮。

圖2-1伊爾施—延吉莫霍面深度變化圖

2.中、新生代構造-岩漿活動

需要指出，中生代以來塊體活動及其演化是隨時間而變化的，主要由各期的構造-岩漿活動反映出來。

（1）T₃—J₁期

大約在目前的赤峰-開原斷裂以南地區和依蘭-伊通斷裂以東地區，T₃—J₁期處於大陸邊緣構造-岩漿活動帶，包括此時的完達山板片（拼貼地體）。我們稱之為饒河-汪清-北票塊體，該塊體的部分地區控制了該期的火山-侵入岩漿活動（圖2-2A）。

該期的主要特徵是在全球范圍內開始進入了近代板塊的演化階段。對本區而言，此時歐亞大陸已形成，濱太平洋構造域尚未形成或向濱太平洋構造域開始演化的階段。必須承認，此時的西伯利亞板塊與華北板塊的超碰撞作用還在繼續，使處在大陸邊緣的華北板塊和佳木斯塊體產生近EW或NE向走滑斷裂，在其拉分階段噴出火山岩。從總體而言，此時的華北板塊繼續向北左旋移動，日本地體可能向華南、華北俯沖擠壓，向雛形的歐亞大陸俯沖等，基本處於SN方向和NW—SE方向的擠壓環境。因此該期饒河-汪清-北票塊體的西北廣闊地區則處於穩定隆起環境，其中局部地帶（扎魯特旗、巴林左旗及柴河一帶）形成凹陷盆地，沉積有含煤岩系，如紅旗組（J₁h）、原查伊河組（T₃—J₁ch）等。另外由於受蒙古-鄂霍次克構造帶影響，本區北部上黑龍江地區也發生了局部沉降。

（2）J₂期

經分析認為，該期總的特徵與T₃—J₁期類似，構造—岩漿活動主要表現在本區的東部和南部地區。南部的遼西地區火山活動比較強烈，而且向北越過赤峰-開原斷裂至西拉木倫河斷裂一帶。此時庫拉或Izanagi板塊可能向歐亞大陸的俯沖作用開始，新的力學場使岩石圈結構部分發生變化，走滑斷裂的拉分作用加大等。

我們認為此時的深部構造活動（如幔隆、幔坳、深斷裂活動等）是由南向北依次進行的，也就是說從南部的郯廬斷裂系向北部逐漸擴展，首先沖入的是郯廬斷裂系在本區的南部基底剛性「塊體」，然後逐漸向北擴展到松遼盆地等古生代增生塊體的塑性褶皺帶。需要指出，此時的大興安嶺東麓山前斷裂在本區的南部老哈河地帶已經形成，並向北部延伸；而遼吉塊體、佳木斯-興凱塊體及張廣才嶺加里東—印支期花崗岩帶等，均表現為剛性「塊體」。因此J₂期火山活動在遼西地區表現得強烈，而東部地區只在敦化-密山斷裂以南的部分地區有表現。因此把該期塊體劃分為冀北-遼西塊體和延吉-通化塊體。冀北—遼西地區所以岩漿活動較強烈，是與下遼河郯廬斷裂系深部構造活動有關（圖2-2B）。

圖2-2東北地區中生代以來的塊體活動示意圖

1—岩漿活動；2—斷坳陷；3—拼貼地體；4—上地幔隆起；5—斷裂活動

由於岩石圈結構由南向北發生變化的結果，大興安嶺南段局部拉分—沉降，沉積新民組（J₂x）、萬寶組（J₂w），主要岩性為含煤岩系和火山碎屑岩；而大興安嶺中段主要表現為升降，沉積了太平川組（J₂t）和南平組（J₂n），主要岩性為含煤岩系和類磨拉石建造砂礫岩。此時的大興安嶺已開始打破前期較寧靜局面，斷裂構造和地殼升降運動開始加劇。上黑龍江凹陷繼續下沉，沉積了二十二站組（J₂er）碎屑岩，主要與蒙古-鄂霍次克海構造活動有關。

（3）J₃—K₁期

該期是本區火山-侵入岩漿活動強盛期，火山-侵入岩遍布全區。然而以松遼盆地—下遼河盆地為界，東西兩側岩漿活動的強弱表現得截然不同，西部的大興安嶺和遼西地區表現得十分強烈，而東部的小興安嶺、張廣才嶺及遼東—吉南地區表現得相對較弱。

眾所周知，J₃—K₁期濱太平洋構造域構造-岩漿作用在我國東部表現得十分強烈，規模很大，主要以大興安嶺和我國東南沿海地區為代表，其中對大興安嶺J₃—K₁期火山-侵入岩漿作用的成因機制目前尚有較大爭議。有認為主要與裂谷作用有關（蔣國源，1988；王東方，1984）；認為與南北向繼承性活動和太平洋板塊的俯沖、幔隆、部分熔融有關（趙國龍，1989）；認為是邊緣陸塊型火山岩（夏軍等，1993）。

庫拉-太平洋板塊此時對歐亞大陸的俯沖作用可能達到了最強烈階段。我們認為可能J₂期形成的興城—雙遼一線NE向地幔上涌峰脊帶，在J₃—K₁期呈NNE嚮往北延伸，並貫穿了目前的整個松遼盆地乃至俄羅斯境內的結雅盆地（當時的地幔上涌峰脊帶可能處於目前峰脊帶的西側），此時的大興安嶺東麓山前斷裂或大興安嶺主脊斷裂已成為大型走滑斷裂，呈NNE向貫穿了整個大興安嶺地區。此時的岩漿作用主要與大型走滑斷裂的拉分階段岩漿侵位有關，這種岩漿也可以是在大型走滑斷裂的擠壓階段地殼的部分熔融產生的（И.B.ГοрдиенΚο，2000）。

如前所述，即以松遼盆地為界，東部和西部無論是火山-侵入岩漿活動的規模還是岩漿作用的強度，差別都很大。那麼J₃—K₁期的活動塊體，大體以松遼-下遼河盆地為界，劃分為東西兩塊是合理的，即西部大興安嶺塊體（含冀北、遼西）和東部小興安嶺-張廣才嶺-長白山塊體（圖2-2C）。

（4）K₂—E期

該期的殼幔結構，與目前所測得的結果更接近，主要表現為拉伸作用及裂谷-地塹盆地。

當時太平洋板塊向歐亞大陸進行正向俯沖，松遼盆地以地幔上涌和陸殼減薄、裂解及拉伸為特徵，△g值約（-10～＋30）×10^-5m/s²，陸殼厚度為33km左右，個別地段為小於30km，△T異常軸線為SN向，反映E—W向拉伸特徵。目前松遼盆地的范圍，主要是在K₂—E期因陸殼減薄、拉伸和裂解的結果，也就是說，在海拉爾-孫吳EW向斷裂與赤峰-開原斷裂及西拉木倫河EW向斷裂之間向東-西伸展的結果。假設把大興安嶺地殼最厚的43km視為地幔上涌前松遼盆地的地殼厚度，同時從松遼盆地目前地殼厚度中再減去K₂—Q期沉積厚度（均3000m），那麼松遼盆地的目前地殼厚度比地幔上涌前的地殼厚度減薄約12km。如果按減薄的12km計算松遼盆地向EW方向伸展的寬度，則為目前300km寬度的約1/3.5，接近100km。實際上地幔上涌不只是在松遼盆地的范圍，而是在大興安嶺地幔斜坡帶中已經開始，那麼因地殼減薄引起的松遼盆地EW方向伸展的寬度遠不止100km。

總之，K₂—E期本區塊體活動主要表現為隆起和斷陷作用，岩漿活動只體現在斷陷區邊界斷裂或深斷裂附近，為少量的玄武質岩漿和酸性岩漿。因此把該期塊體劃分為松遼-下遼河裂陷塊體、依蘭-伊通裂陷塊體、海拉爾地塹塊體、三江平原地塹塊體等（圖2-2D）。其餘為穩定隆起區，見有少量酸性火成岩。

（5）N—Q期

該期的塊體活動有如下特點：K₂—E期斷陷塊體繼續下沉；N期敦化-密山斷裂帶的火山-裂谷作用加劇；Q期的寬甸—白頭山—延吉—線雛型裂谷作用開始。但是該期的岩漿作用與其說受塊體影響，不如說受斷裂活動的控制或受日本海弧後拉張作用的影響更切合實際些，因此劃分塊體的意義不大。

『柒』 重慶是屬於什麼地質地貌

重慶市位於中國內陸西南部、長江上游，四川盆地東部邊緣，

地形特徵
[編輯本段]

四川盆地位於長江上游四川省東部，四周為海拔2000～3000米的山脈和高原所環繞，北面是大巴山、米倉山、龍門山，西面是青藏高原邊緣的邛崍山、大涼山，南面是大婁山，東面是巫山。無論從構造還是人地貌上看，四川盆地都是一個典型的盆地。它從震旦紀以來就是地殼比較穩定的大型拗陷區。晚三迭紀的印支運動中成為一個內陸湖盆，但范圍要比今日的四川盆地大得多，中生代堆積了厚達3000～4000米的紫紅色的砂岩和頁岩，因此人們又稱它為「紅色盆地」或「紫色盆地」。中生代末期的四川運動使盆地周圍褶皺成山，中間相對下陷，四川盆地的輪廓基本形成，並使盆地內部地層也發生大規模的變形。東部出現一組北東向的褶皺，稱盆東褶皺帶；中部形成穹窿構造，稱盆中穹窿帶；西部表現為沉陷，成為盆地沉陷帶，這為今天盆地的三個地貌區奠定了基礎。新生代的喜馬拉雅運動使周圍山地再次上升，盆地再次相對下陷，成都一帶下陷更深。同時，長江切穿巫山，滾滾東流，完成了統一的長江水系，使內流盆地轉變為外流盆地。
四川盆地是我國最大的外流盆地，面積10萬多平方千米。盆地內部丘陵、平原交錯，地勢北高南低。由於地表形態的不同，以華鎣山、龍泉山為界，可分為三部分：①華鎣山以東為大致平行的川東嶺谷，由東北—西南走向的許多條狀山體組成，海拔一般在700～800米，谷地中多低丘與平壩，海拔200～500米，是川東農業和人口集中的地方。②華鎣山和龍泉山之間為方山丘陵。區內由於紫紅色砂頁岩傾角平緩，受切割後形成大片方山式丘陵。海拔350～450米，相對高度幾十米。當地勞動人民利用方山山丘土層深厚的特點，把梯田一直修到山頂。③龍泉山以西為平原。稱為川西平原或成都平原，面積6000多平方千米，是四川盆地最大的平原，也是西南地區最大的平原，海拔約600米。著名的都江堰水利工程，使平原得以自流灌溉，加以氣候溫暖，土壤肥沃，開發較早，成為沃野千里的「天府之國」。

地質地貌
丘陵

『捌』 請問地質隊到底屬於什麼類型的單位

屬於事業單位編制。

地質隊都是事業單位，是指是資源勘查工程，主要負責進行野外科考，對地質，地貌，地況進行實地考察，進行能源礦產的搜索，工作強度大，一般需要很強體能耐力。

地質隊能夠利用地質方法，物理方法，化學方法以及地質遙感衛星等技術，分析當地的地層，構造，岩漿岩，元素富集異常性等，在一定得地層中找到具有一定工業價值的金屬礦、非金屬礦、能源礦等。

(8)j2z屬於什麼地質擴展閱讀：

事業單位分為：

1、社會公共福利性單位，如醫院、學校、圖書館等。

2、本身無行政權力，但受有行政權力部門委託，部分代為行使行政行為的單位，如交通局下屬的車輛檢測中心、科研部門等。

3、由行政機關設立的福利性商業機構，賓館，招待所，警用物資商店、公開發行的內部刊物部門等。

企業單位是以盈利為目的獨立核算的法人或非法人單位。它的特點是自收自支，通過成本核算，進行盈虧配比，通過自身的盈利解決自身的人員供養，社會服務，創造財富價值。企業單位的登記在工商行政管理部門進行。企業單位與職工簽訂勞動合同。發生勞動爭議後，企業單位進行勞動仲裁。

事業單位是以政府職能、公益服務為主要宗旨的一些公益性單位、非公益性職能部門等。它參與社會事物管理，履行管理和服務職能，宗旨是為社會服務，主要從事教育、科技、文化、衛生等活動。其上級部門多為政府行政主管部門或者政府職能部門，其行為依據有關法律，所做出的決定多具有強制力，其人員工資來源多為財政撥款。

事業單位的登記在編制部門進行。事業單位與職工簽訂聘用合同。發生勞動爭議後，事業單位進行人事仲裁。

網路-地質隊

網路-綜合地質大隊

『玖』 地質、地貌

一、地貌

鄂爾多斯盆地海拔為1000～1700m，地形總體從西北向東南傾斜，呈高原地貌景觀，大致以長城為界，可分為兩大地貌單元:北部屬波狀沙漠高原，大部分被沙漠覆蓋，有庫布齊沙漠和毛烏素沙地，地形平緩，呈波狀起伏，海拔為1100～1500m，相對高差為30～80m;南部屬黃土高原，構成我國黃土高原的主體部分，黃土厚100～200m，在姬塬一帶厚度可達300餘米，溝壑縱橫，切割強烈，地形破碎。

子午嶺將黃土高原分為東、西兩部分，東部為陝北黃土高原，海拔為1300～1600m，地勢自北向南、自西向東逐漸降低，地形切割破碎，多呈梁、峁地貌類型;西部為隴東黃土高原，地勢自周圍向中部的馬蓮河口降低，形成隴東盆地，中部和南部地區，黃土塬為主要地貌單元，如董志塬、長武塬、北極塬等，塬面平坦，往往被沖溝切割成眾多塬塊，面積23～227km²。

二、構造

1.盆地內構造

鄂爾多斯盆地是一個SN走向、不對稱的中生代緩傾向斜盆地，周邊以斷裂為界。這些斷裂深達盆地基底，活動時間長，自中生代早期至新生代均有活動，控制著盆地的形成與發育，分屬不同構造體系，西部邊界斷裂為磴口-平涼斷裂，屬高角度逆沖斷裂;北界為黃河斷裂(磴口-托克托斷裂)，南界為渭河盆地北緣斷裂，均屬裂谷型高角度正斷裂;東部為離石斷裂。向斜西翼受六盤山逆沖斷裂帶破壞，形成陡傾的逆沖斷階帶，見圖3-1-2。

鄂爾多斯盆地，北起伊盟隆起，南抵渭北斷褶帶，軸線SN走向，內部無大型斷裂構造，為較完整緩傾不對稱向斜，向斜東翼向西緩傾，岩層傾角多小於1°，又稱伊陝斜坡;西翼距軸部10～20km，向東傾斜，傾角1°～10°;向斜軸部呈SN走向，地層傾角平緩，埋深最大，呈帶狀，緊鄰盆地西緣，也稱天環坳陷。

伊盟隆起位於盆地北部，北起黃河斷裂，南接主體向斜，西連西緣逆沖斷裂帶，東靠晉西撓褶帶，與河套斷陷相鄰。北界為一系列EW走向、北傾斜的高傾角正斷層帶(磴口-托克托斷裂)，自南向北呈階梯狀斷落，南升北降，古新世以來活動強烈。伊盟隆起基底為古老的結晶岩系，蓋層為古生界和中生界，厚度不超過1km，地層從南向北超覆，北部缺失下古生界，隆起中部為二疊系和侏羅系。

圖3-1-2 鄂爾多斯盆地橫剖面示意圖(據侯光才等，2008)

2.盆地周邊構造帶

盆地周邊構造帶由西緣逆沖構造帶、渭北隆起和晉西撓褶帶組成，分屬不同構造體系。

(1)西緣逆沖構造帶

東起磴口-平涼斷裂，西至賀蘭山-六盤山褶皺帶，近SN走向，北起磴口，南至寶雞一帶，長約300km，為我國北方西部構造體系與東部構造體系的結合部。由一系列的高角度逆沖斷裂組成，斷距大且深，使基底發生錯斷。大體以青銅峽—馬家灘為界，斷裂帶分為南、北兩段。

北段:由一系列的高角度逆沖斷層組成，斷層傾向多樣，基底捲入變形，前震旦系變質雜岩及下古生界灰岩常逆沖到中生代地層之上，出露地層普遍較老。近EW走向的平推斷層將該斷裂分割為3部分，北部的桌子山段，以西傾高角度逆沖斷裂為主，由一系列SN走向的向斜、背斜組成;中部的石嘴山段，由東傾的逆沖斷層組成，為一大型逆沖斷隆;南部的陶樂—橫山堡段，由一系列的東傾逆沖斷裂組成，斷層密集，規模大，由北向南斷層密度和規模逐漸減小，至橫山堡進入轉換帶。

南段:北起馬家灘，南至平涼，屬祁連山褶皺帶與鄂爾多斯地塊的結合部，由一系列西傾疊瓦狀逆掩斷裂組成，傾角上陡下緩，未波及基底，以逆沖推覆構造為特徵。該段被東西向平推斷裂分割成南、北兩部分。北部，自馬家灘至惠安堡，為南、北兩大逆沖構造體系的轉換帶，由一系列疊瓦狀逆掩斷層和夾於其間的褶皺沖斷席組成，逆掩推覆作用發育，剖面上地層多呈重復疊置;南部，北起沙子井，南至平涼，以西傾逆沖斷層為主，推覆體主要為三疊系，其下為寒武系—奧陶系組成的大型背斜構造。

(2)渭北隆起

位於鄂爾多斯盆地南緣，沿千陽、永壽、銅川、黃龍、宜川一線分布，呈EW走向，為中生代燕山期隆起。新生代，南部斷陷，以梯狀斷階或以地塹、地壘相間的形式出現，構成渭河盆地的北緣。斷裂多為正斷層，走向NE50°～60°，斷面南傾，傾角35°～55°。

(3)晉西撓褶帶

離石斷裂是晉西撓褶帶的東部邊界，同時也是鄂爾多斯盆地的東部邊界。該斷裂呈SN走向，北起林格爾，經興縣、方山縣、蒲縣，南至黑龍關，長約270km，為高角度逆沖深斷裂，斷至岩石圈，傾向多變，北部斷面西傾，傾角60°～80°;中段斷面東傾或西傾;南段主斷面東傾，傾角45°～70°。燕山運動使斷層東側的呂梁山斷塊向西推擠，使離石斷裂西部形成了近SN走向的一系列短軸背斜，構成晉西撓褶帶。從區域上看，晉西撓褶帶東翹西伏，岩層產狀西傾，傾角5°～10°，可看成鄂爾多斯向斜東翼的上翹部分。

三、地層

鄂爾多斯盆地地層與華北地區基本相同，自下而上，地層基本序列為:太古宙—元古宙結晶片岩，中新元古界淺變質碎屑岩-碳酸鹽岩及少量火山岩，古生界寒武-奧陶系碳酸鹽岩，石炭系—侏羅系碎屑岩，白堊系碎屑岩以及新生界鬆散堆積物。其中，寒武-奧陶系碳酸鹽岩、白堊系碎屑岩和第四系的黃土和砂礫石層是區內重要的含水岩系。盆地的向斜構造使老地層呈環帶狀出露在盆地周邊，盆地內則主要出露中生代地層，表層多為第四系沉積物覆蓋。

1.前寒武系

前寒武系主要出露在盆地周邊的構造隆起區。太古宇主要為黑雲母片麻岩、花崗片麻岩等，元古宇主要為淺變質綠片岩，在盆地內主要構成盆地的基底。

薊縣系主要為深灰—灰白色中厚層硅質條帶或硅質團塊白雲岩，下部偶見礫岩透鏡體。岐山一帶厚度大於2000m，隴縣一帶厚度為500～700m，與下伏前長城系的砂頁岩及火山岩和上覆寒武系均呈角度不整合接觸。薊縣系在渭北西部、隴縣、千陽、平涼和寧夏南部是重要的岩溶含水層。

2.寒武系

(1)下寒武統

猴家山組(₁h):角度不整合或平行不整合在前震旦系之上，底部為灰黃色含礫石英砂岩、鮞粒灰岩，上部為紫灰色灰岩、砂質白雲岩與頁岩互層。

硃砂洞組(₁zs):為一套灰白色、深灰色中厚層白雲岩、白雲質灰岩，厚13.1～47m。

饅頭組(₁m):為紫褐色砂質白雲岩、灰白色石英砂岩、頁岩、鮞狀灰岩、白雲質灰岩等，與上覆地層張夏組呈整合接觸，厚50～535m。

(2)中寒武統

在盆地中部、東部、南部和西北部稱為張夏組，而在西南部則稱為陶思溝組和呼魯斯台組。

張夏組(Є₂ z) : 以灰色中厚層鮞狀灰岩為主，夾薄層灰岩、竹葉狀灰岩，與上下地層呈整合接觸，厚49 ～ 354m，具南厚北薄、東厚西薄的特點。

陶思溝組(Є₂ t) : 出露在寧夏青龍山一帶，為灰白色、灰黃色薄層細粒石英砂岩、白雲岩、灰岩和頁岩，厚109.5m，整合在硃砂洞組之上。

呼魯斯台組(Є₂h) : 與下伏陶思溝組呈整合接觸，為紫紅色頁岩與薄—中層灰岩、泥質條帶灰岩不等厚互層，間夾鮞狀灰岩和竹葉狀灰岩，厚144.6m。

(3) 上寒武統

在盆地西緣稱為炒米店組和阿不切亥組，在東部地區稱為三山子組(延至奧陶系) 。

炒米店組(3 ch) : 主要分布在桌子山和崗德爾山背斜的兩翼，岩性為灰色泥質條帶灰岩、竹葉狀灰岩、鮞狀灰岩透鏡體和頁岩，厚215.6 ～ 337.6m。

阿不切亥組(Є ₃-O₁ ) : 分布於寧夏青龍山等地，為泥質條帶灰岩，夾白雲質灰岩、白雲岩、竹葉狀灰岩和鮞狀灰岩及少量頁岩，與下伏呼魯斯台組呈整合接觸，厚70.88 ～433.6m。

三山子組(Є ₃-O₁ ) : 廣泛出露於盆地周邊地區，上部為淺灰色中厚層含燧石細晶白雲岩，下部為黃灰色夾紫灰色薄層細晶白雲岩、竹葉狀礫屑粉晶白雲岩和薄層泥質粉晶白雲岩。厚93 ～ 200m。

3.奧陶系

奧陶系出露於盆地周邊，主要出露於西北緣桌子山及其南的經黑山、太陽山、雲霧山，盆地南緣的景福山、鐵瓦殿、金栗山以及東緣的稷王山、漢高山和偏關，總體呈U字形分布，盆地內奧陶系深埋於地下。

(1) 下、中奧陶統

馬家溝組(O_1-2m) : 盆地內廣為分布。大體以涇河為界，東、西兩部分岩性有所差異。東部地區，底部為灰褐色鈣質礫岩、含礫砂岩，中部以黃綠色黃灰色泥灰岩、頁岩為主，上部以灰色、深灰色中厚層白雲質灰岩、灰岩為主，厚200 ～ 350m。西部地區，在岐山、涇河一帶，為灰色、灰白色中厚層灰岩，厚度在1000m 以上; 在桌子山、青龍山一帶，為灰色、深灰色中厚層泥灰岩、白雲質灰岩，厚50 ～ 570m。該組與下伏寒武系呈整合接觸。

(2) 中奧陶統

峰峰組(O₂ f) : 分布在盆地東緣及富平以東，下段為灰黃色、褐黃色薄層泥灰岩與深灰色白雲質灰岩、厚層灰岩互層，局部夾石膏; 上段為灰色中厚層白雲質灰岩、灰岩及褐灰色白雲岩。與下伏地層為整合接觸，與上覆石炭系呈平行不整合接觸，厚193.55 ～ 389.06m。

平涼組(O₂p) : 主要分布在渭北地區，富平一帶主要岩性以多層凝灰岩和混雜角礫岩和薄板狀灰岩為特徵，厚860m; 在渭北西部，為黃綠色、灰綠色頁岩夾紫紅色粉砂岩，間夾泥灰岩; 東部富平一帶底部夾燧石條帶灰岩，厚800m。

(3) 上奧陶統

主要分布在盆地的西緣。

西緣背鍋山組(O₃b) : 為灰色、肉紅色中厚層、塊狀灰岩，夾少量黃綠色頁岩。在隴縣一帶上部為黃綠色頁岩，夾紫紅色粉砂岩、灰色細砂岩和瘤狀灰岩，下部為灰色塊狀灰岩、角礫狀灰岩。

4.石炭系—侏羅系

加里東運動時期，本區抬升，在志留紀、泥盆紀和早石炭世遭受剝蝕，沉積缺失。到晚石炭世開始出現海陸交互相沉積，石炭系岩性為深灰色、黑色泥岩、頁岩，煤層夾白色砂岩、薄層泥灰岩等，厚200～700m，平行不整合在奧陶系之上，陝北的太原組高產天然氣，也是主力煤層。

二疊系:是一套碎屑岩夾煤系建造，主要有山西組(P₁s)、石盒子組(P₂sh)和孫家溝組(P₃s)，大部分埋於地下，出露於桌子山地區和東部的溝谷中。岩性為中、細砂岩、泥岩互層，夾數層可採煤，厚300～500m。其中山西組和石盒子組是鄂爾多斯盆地北部重要的天然氣產層和主力採煤層。

三疊系:為一套內陸河流、湖泊、沼澤相的碎屑建造，大面積出露於東部溝谷中，全盆地均可鑽遇，厚度超過5000m。自下而上，劉家溝組(T₁l)為一套礫岩、砂岩、粉砂岩、泥岩組成的完整沉積旋迴;二馬營組(T₂e)以中粗粒長石砂岩、砂質泥岩、粉砂岩為主，上部夾炭質頁岩、油頁岩;延長組(T₃y)、瓦窯堡組(T₃w)以砂岩為主，夾泥岩、炭質頁岩、油頁岩及煤層，是鄂爾多斯盆地重要的產油層和含煤地層。

侏羅系:為一套河湖相碎屑岩夾煤層沉積，全盆地均有發育，平行不整合在三疊系之上，厚度超過2000m。早期，富縣組(J₁f)為河流-河流湖沼沉積，以泥岩、砂岩沉積為主，夾少量泥灰岩、礫岩、薄層煤;中期為河流-湖沼沉積，以砂岩、泥岩不等厚沉積為主，夾煤層、頁岩、煤線，由下而上分為延安組(J₂y)、直羅鎮組(J₂z)、安定組(J₂a);晚期僅在盆地西緣的桌子山地區有山麓相的砂礫岩出露。侏羅系是盆地內煤、石油及砂岩型鈾礦的主要產層。在煤層淺埋區和出露區有煤層自燃形成的燒變岩，其厚度不甚穩定，為5～15m，常成為地下水的補給通道。

5.白堊系

鄂爾多斯盆地在白堊紀時為完全封閉為統一的湖盆。碎屑沉積物埋藏淺，成岩程度較低，較為鬆散，孔隙發育，沉積厚度大，大於1300m，地下水蘊藏豐富，是盆地內主要的含水地層。盆地內地層可分為保安群和六盤山群。六盤山群，僅分布在盆地西南六盤山以東的平涼和隴縣;保安群，分布於盆地的大部分地區，主要出露於伊盟隆起北部，在白於山以北為毛烏素沙地覆蓋，僅在地形較高處有小面積出露。

(1)保安群

保安群自兩翼向核部厚度逐漸增大，翼部為300～800m，核部則大於1000m，自下而上，可分為宜君組、洛河組、環合組、羅漢洞組等。

宜君組(K₁y):為一套山前洪沖積物，岩性主要為雜色礫岩、砂礫岩，厚0～320m，呈扇狀、丘狀、透鏡狀產出，從盆地邊緣向盆地內尖滅，或相變為河湖相的洛河組;主要出露在盆地南緣的千陽、彬縣、旬邑及東緣的安寨、宜君、甘泉、耀縣等地。

洛河組(K₁l):為一套近源沖積扇、辮狀河、沙漠相的沉積組合，岩性以磚紅色、棕紅色、紫紅色長石砂岩、石英砂岩為主，具巨型交錯層理和板狀層理，分布穩定，盆地內均可鑽遇，一般厚度為250～350m，最厚可達855m;大體在伊金霍洛旗—烏審旗—鹽池—環縣—涇川—長武一線以東，砂岩以沙漠相沉積為主;盆地南緣、西緣，盆地北部、東北部的鄂爾多斯以南則是以河流向沉積為主。該地層中，泥岩類地層不足10%，砂層所佔比例高，佔90%上，結構鬆散，孔隙發育，連通性好，延伸距離長，分布廣，有巨大的儲水空間，使之成為鄂爾多斯盆地最重要的含水層。

環河組(K₁h):與下伏洛河組呈整合接觸。分布范圍比洛河組要向西收縮，一般厚度為200～600m;在向斜核部厚度最大，達800～900m;東部邊緣厚度較薄，為0～100m。該組岩性變化較大，大體以白於山北—鹽池—靖邊一線為界，北部，大部分地區以辮狀河相和曲流河沉積為主，岩性為紫灰色、棕紅色、青灰色岩屑長石砂岩、長石砂岩、砂礫岩，夾棕紅色泥岩和泥質粉砂岩，底部為粗大的礫岩;南部，以湖相沉積為主，岩性為青灰色、灰色細粒砂岩、粉砂岩、泥岩和少量膏岩等細粒沉積物，其中，砂層主要為水下、水上三角洲河道沉積，具有北厚南薄、西厚東薄的特點。

羅漢洞組(K₁lh):主要分布在盆地北部的杭錦旗、伊克烏素和西部定邊、環縣、慶陽、涇川一線，一般厚0～150m;北部主要是洪積扇和辮狀河沉積，由棕紅色、姜黃色砂岩、含礫砂岩、礫岩夾泥岩透鏡體組成;南部以辮狀河與沙漠相沉積為主，為棕紅色、紫紅色中粒、不等粒岩屑長石砂岩、長石砂岩、鈣質細砂岩夾紫紅色泥岩。該組與下伏環河組呈侵蝕接觸，超覆在奧陶系—三疊系之上。

(2)六盤山群

六盤山群分布在隴縣和平涼地區，呈NW向展布，不整合在侏羅系之上。主要是一套紫紅色、灰綠色山麓相、河流相和湖相碎屑沉積建造。自下而上，可分為三橋組、和尚鋪組、李窪峽組等，各組間均為整合接觸。

三橋組(K₁s):分布於寧夏的西吉、同心、固原和涇源等縣。岩性為山麓相的淺棕黃色、灰紫色塊狀礫岩，局部夾砂岩透鏡體，鈣質膠結，局部含灰岩質的礫石較多，易溶蝕成岩溶孔隙，成為良好的含水地段。

和尚鋪組(K₁hs):分布於寧夏的同心、固原，甘肅的華亭、庄浪和陝西的隴縣、千陽等縣。岩性為紫紅色、棕紅色、棕紫色砂礫岩、砂岩、粉砂岩、泥岩，加少量白色長石石英砂岩，有底礫層，屬湖相沉積。該層厚度變化較大，在華亭厚度最大，達1216m，向東變薄;在寧夏境內厚度由北向南增大，厚度在38.7～762.4m之間;在陝西厚度為489m，東薄西厚。

李窪峽組(K₁lw):分布在寧夏的同心、固原、西吉、彭陽，甘肅的華亭和陝西的隴縣。岩性為一套紫色、灰綠色灰白色砂岩、泥岩、泥灰岩的湖相沉積，與和尚鋪組為同層相變關系，厚度為90～618m。

6.新生代

(1)古近系—新近系

古近系—新近系在地表廣泛出露於盆地中、西部，底部與下伏老地層呈不整合接觸。發育地層有漸新統、中新統和上新統。

漸新統清水營組(E₃q):分布於盆地西部，岩性為褐紅色、磚紅色泥岩、粉砂岩夾灰綠色砂岩、泥岩和石膏層，局部夾灰白色石英砂岩、砂質泥岩，厚度變化大，從幾十米到數百米。

中新統紅柳溝組(N₁h):分布在桌子山、同心、固原等縣。與下伏清水營組呈平行不整合接觸，岩性為橘紅色、橘黃色粘土、粘土質沙土夾灰白色石英砂岩、砂礫岩透鏡體，厚73～956m。

上新統:呈殘片狀分布在盆地邊緣，在東部地區稱為保德組(N₂b)和靜樂組(N₂j)。保德組，為洪積、沖洪積、湖積相的棕紅色、棕黃色砂礫石層、粘土、亞粘土、層狀鈣質結核和灰綠色粘土、泥灰岩，厚2～070m;靜樂組為河湖相的紅色、灰綠色粘土夾砂礫石透鏡體、泥灰岩和鈣質結核層，厚10～25m。

(2)第四系

洪積層:第四系各統均有發育，主要分布在陰山、賀蘭山、六盤山等山前地帶，岩性為灰色或雜色礫卵石、砂礫石夾粘質砂土透鏡體，厚5～130m。

黃土:包括下更新統的午城黃土、中更新統的離石黃土和晚更新統的馬蘭黃土，主要分布在盆地的東部、西部和南部，其餘地區零星分布。午城黃土，下部為淡肉紅色亞粘土(石質黃土)，夾數層至數十層棕紅色古土壤層;上部為淺肉紅色石質黃土層，夾10～20層鈣質結核層，厚2～84m。離石黃土，為灰黃色、淺褐黃色粉砂質黃土，夾數層褐紅色古土壤層和白色鈣質結核層，柱狀節理發育，厚2～235m。馬蘭黃土，為淺黃色粉砂質黃土，夾鈣質結核，柱狀節理發育，較為鬆散，厚5～70m。

湖積層:主要有上更新統的薩拉烏蘇組和全新統的沖湖積層。薩拉烏蘇組主要分布在盆地的東部和南部，為湖積相和風積相沉積，厚5～90m，底部有1～2m厚的泥炭層;中部為中粗砂與粉砂質粘土互層;頂部為淺灰色粘土質粉砂，是主要含水層。全新統的沖湖積層，分布在黃河兩岸、銀吳盆地、衛寧盆地等地形低窪處，岩性為灰黃色、灰黑色細砂、粉砂粘土和淤泥，厚1～30m。

沖洪積層:主要分布在各地山前沖積平原和大型河流的一、二級階地，岩性主要為灰黃色砂礫石層、砂層夾薄層黏性土透鏡體，厚1～30m，是主要含水層。

四、盆地發展史

早古生代:鄂爾多斯地區位於華北地台西部，寒武紀、奧陶紀廣大的華北地台區為遼闊的海洋，以海相沉積為主，沉積了一套巨厚的碳酸鹽岩地層;志留紀，本區隨華北大部分地區抬升，遭受剝蝕，沉積缺失，一直延續到晚古生代的泥盆紀和早石炭世。晚石炭世，華北地台重新成為淺海，出現海陸交互相的煤系沉積。二疊紀，本區由淺海轉變為寬闊的內陸盆地，以內陸河流、湖泊、沼澤相的碎屑建造為主。

中生代:三疊紀、侏羅紀，盆地仍以內陸河流、湖泊相沉積為主，煤系建造普遍發育，區內氣候逐漸轉為乾燥炎熱;白堊紀早期，氣候乾燥炎熱，盆地內以洪沖積扇、辮狀河及沙漠相沉積為主;白堊紀中後期，盆地整體抬升，遭受剝蝕。

新生代:受青藏高原隆升產生的邊際效應影響，鄂爾多斯盆地繼續沿斷裂整體抬升，成為台地，並褶皺成向斜，形成碟狀高原，漸新世盆地中西部地區重新接受沉積，新近紀沉積范圍有所擴大，成為較穩定的內陸盆地。周圍斷陷盆地開始形成，銀川盆地、河套盆地、汾河、渭河盆地形成裂谷型地塹盆地，盆地內沉積了河湖相的紅色砂、泥岩。

第四紀:早更新世，本區延續新近紀構造格局，湖區面積縮小，僅在慶陽、靜樂等局部地區有坳陷型河湖相沉積;而周邊的裂谷斷陷盆地繼續深陷，湖泊廣為發育，沉積了巨厚的河湖相沉積，如渭河斷陷盆地在這一時期沉積厚度就超過1744.5m。中、晚更新世，全區以抬升為主，抬升差異性明顯，在烏審旗、靖邊和榆林一帶形成相對的低窪區，形成薩拉烏蘇組河湖相沉積，在東南部普遍有離石黃土和馬蘭黃土沉積，黃土厚100～300m;周邊地塹盆地繼續沉降，並伴有NE向斷裂發生，形成一系列的斜列斷階和斷隆;同時，河流侵蝕作用加強，相互襲奪聯通，使銀川盆地、河套盆地、渭河盆地以及汾河盆地相互連通，構成現代黃河中游水系，盆地中以河流沉積為主。晚更新世—全新世，本區繼續抬升，但上升幅度有所減弱，南部及東部地區河谷下切作用強烈，形成晉陝大峽谷，河谷中常可見到3～4級階地。

『拾』 福建屬於什麼地質條件

福建省與台灣省隔海相望,是華夏地塊的一部分,中生代成為環太平洋活動大陸邊緣。華夏地塊的變質基底在閩北廣泛出露,稱麻源群,是一套二雲石英片岩、變粒岩夾變質火山碎屑岩、大理岩和石墨片岩系,時代為中、新元古代。南華系至奧陶系不整合覆於其上,屬構造活動型的較深水碎屑沉積夾火山岩,也普遍變質。志留系和下、中泥盆統缺失,地台型蓋層沉積始於晚泥盆世,上泥盆統和下石炭統為淺海和濱岸相碎屑岩,上石炭統和二疊系碳酸鹽岩和含煤層系主要發育在閩西南的永梅坳陷中。三疊系是一向上變粗的層系,上統變成陸相磨拉石夾中酸性火山岩,以角度不整合與下伏地層接觸,顯示了印支運動的造山性質。晚侏羅世—白堊紀中酸性火山岩大規模噴發,與相應的深成侵入岩幾乎覆蓋全省。岩漿活動可分兩個階段：前期屬拉斑玄武岩和鈣鹼性系列,是地殼擠壓構造環境產物。晚白堊世轉為雙峰式岩系,提示向伸展構造體制轉化。古近系缺失,南部沿海有新近紀玄武岩噴發。第四系為河流和濱海沉積。在東部的福鼎南溪,20世紀80年代發現有石炭紀的深水復理石沉積。全省區域變質作用時代向東持續變新,其中閩中戴雲山地區的石炭系變質成片岩系,沿海的平潭 東山變質帶晚白堊世火山岩以前的地層都已變質；加上福建中生代薄皮疊瓦推覆和拆離構造的普遍發育等事實,不少學者提出華夏古陸實際上可能是一復合造山帶。[