Question

盆地地质结构及其演化

Answer 1

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<200m、>2 000m、700m、<250m、>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