地质结构及其演化

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**硬粘土层中河蚬贝壳，其地层年龄（BP）（215±31）～（355±34）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15×104a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95次。其底界位于古地磁M/G界限附近，年代（BP）为2387～255Ma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0674～0777Ma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（125～30）×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077～072Ma，上界（BP）为012～015Ma。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0886。

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0125Ma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：072～068Ma之间（BP），寒冷干燥；068～048Ma之间（BP），气候呈现出周期性的干湿冷暖振荡，034～024Ma之间（BP），古气候明显变得暖湿，023～018Ma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。

竹溪县的地层结构主要由新生代第三系沉积岩构成，包括白垩系绿泥灰岩、褐灰岩和灰岩，粉砂岩，以及火山岩和凝灰岩。古生代第三系包括红层和石灰岩，古生代第二系是灰岩和火山岩，火山岩明显变质。

地层与结构协调变形理解为由变形引起。根据查询相关公开信息得知，地下建筑结构在主动荷载作用下发生弹性变形的同时，将受到地层对其变形产生的约束作用，变形的同时，将受到地层对其变形产生的约束作用。地层结构概念主要是用于研究和描述相当于或略小于一个体系域的地层间隔内岩层的纵、横向总体堆积方式。

北京平原区第四系厚度变化大(图9－4)，在不同地区受断裂活动影响和地理环境限制，沉积厚度有明显的差异，形成几个不同的古盆地沉积中心，即沙河－南口凹陷、顺义凹陷、平谷凹陷等。第四系厚度以顺义凹陷内的后沙峪凹陷为最厚，可达1000m以上;其次为马池口、平谷和采育－凤河营一带，厚度达400m以上;北京城区及石景山、丰台一带则不足100m。第四系沉积厚度由西向东逐渐增大，市区范围内厚度一般为50～120m。

图9－4 北京平原区第四系等厚图

河流作用强烈、冲洪积扇遍布是北京城市地质背景的一个显著特征。永定河、潮白河、温榆河等几大河流在漫长的地质历史时期中屡经变迁，联合作用形成冲、洪积平原。通过卫星像片解译，可以清晰地看到北京平原是由多个冲积扇组成(图9－5)。大致以温榆河为界，东部为潮白河冲积扇，西部为永定河冲积扇，北京城就坐落在永定河冲积扇之上。卫星像片清晰地反映出由于全新世以来构造运动的影响，永定河由北向南的迁移，表现出冲积扇的移动叠加。冲洪积扇扇顶地区，山前水动力条件比较强，沉积的颗粒物粗大，形成单一砂卵砾石层结构，地下水可直接接受大气降水补给，含水层性质为潜水含水区，地层渗透性好，富水性强，该区域钻凿热源井抽灌地下水容易，是采用地下水地源热泵系统的首选地区，同时是地埋管地源热泵系统经济性较差地区。

图9－5 北京平原区冲积扇分布略图

冲洪积扇扇中地区，地层结构为黏性土层、砂层与砂砾石互层，含水层性质为潜水－弱承压水，地层渗透性较好，富水性较强，在该区域钻凿热源井抽灌地下水比较容易，是采用地下水地源热泵系统的次选地区，同时是地埋管地源热泵系统经济性较好地区。

冲洪积扇下游地区，地层结构为黏性土层、砂层互层，黏性土层数多且稳定，累积厚度增大，含水层性质为承压水，含水层渗透性一般，富水性一般。该区域地下水回灌难度大，不适宜采用地下水地源热泵系统，而该区域的地埋管地源热泵系统经济性好，是地埋管地源热泵系统的重点推广地区。

从冲洪积扇顶部向下部，其含水层的颗粒由粗变细，含水层次由单一砂卵石层逐渐变成多层的砂卵石层、砂层，由潜水区逐渐过渡为潜水－承压水区，透水性及富水性由强变弱(图9－6，图9－7，图9－8)。

图9－6 密云水库－年丰－北务水文地质剖面图

图9－7 门头沟－凤河营水文地质剖面图

图9－8 大石河－码头镇水文地质剖面图

为揭示海底沉积物在垂直海岸线方向上及垂向上的沉积环境，本次调查分别在象山湾以南、三门湾、台州湾、瑞安近岸海域，垂直海岸线布置了4条剖面，沿剖面线方向间隔2 000～2 500 m布置一个柱状剖面采样站位，共设柱状剖面采样站位26个，同时在其他海域布置了14个柱状剖面采样站位，柱状剖面的深度在1～4 m不等，剖面包括了三角洲、障壁岛海域和开阔海域等典型海洋地貌单元。

通过对以上柱状剖面样品的粒度组成及参数分析研究，总体上可将浙东近岸浅海的上部沉积地层分为泥质粉砂和粉砂2层。

1泥质粉砂地层

该层为区内最主要地层，分布范围非常广泛。以灰色—黄灰色为主，含水量较高，软塑—可塑状态。层厚变化明显，自几十厘米至几米不等。第四、五号剖面显示有生物遗迹如虫孔，内充填粉砂，部分钻孔见贝壳碎片。部分钻孔见泥炭层或炭屑。另外以细砂或粉砂薄夹层为特征。该层总体粒度参数统计如表6-6所示。粒度分布在直方图上呈单峰态正偏态，粒度较集中，在概率累计曲线上主要为悬浮组分（总70%）与跳跃组分（占30%），总体分选差。

表6-6 浙东近岸泥质粉砂地层沉积物组分含量及粒度参数统计

2粉砂地层

该层为本区分布较为普遍的地层，除2号剖面外，主要以粉砂夹层的形式出现，其厚度变化也较大，但大多小于1m。以灰色—黄灰色为主，含水量较高，软塑-可塑状态。偶见贝壳碎片、虫孔及泥炭层。粒度参数统计如表6-7所示。

表6-7 浙东近岸粉砂地层沉积物组分含量及粒度参数统计

粉砂地层沉积物的粒度分布在直方图上呈单峰态正偏态，粒度分布集中。在概率累计曲线主要为跳跃组分（占60%）和悬浮组分（占40%），从沉积物组成来看，中值粒径在61～69Φ之间，表明粉砂是主要的组成成分，约占总体的70%，另外粘土含量次之，约占28%，砂的含量很小，仅为2%～3%。体现了一种低能的近海沉积环境。

从柱状剖面钻孔资料分析研究，近岸浅海浅层地层结构有以下特征。

1）象山湾以南Ⅰ号剖面表层以粉砂地层为主，仅在近岸（23～24钻孔）的表层有泥质粉砂层。其余都以泥质粉砂为主，个别钻孔中间有粉砂夹层。

2）椒江口及口外的地层变化较其他地区频繁，表明水动力环境和物源有较大变化。椒江具有山溪性强潮河口的性质，多年平均径流量为5172×108m3，输沙量约110×104t，其中75%左右的水沙主要集中于4～9月向海输送。不规则半日潮，平均潮差401 m，最大潮差达63 m，淤积物90%以上来源于长江海域输沙或潮汐和风暴引起大陆架再悬浮向岸搬运，尤其在冬半年，盛行北风吹送沿岸流携带大量悬沙自北而南，由于椒江口喇叭形地形的束缚，使潮流速向岸增加，在河口形成最大浑浊带，纵向跨度约20km，主要为粉砂和粘土2个粒级。河口口门底质几乎全为粉砂质泥，仅在心滩发育砂质粉砂等沉积物。由于径流和潮流的相互消长，最大浊度带的摆动即形成了粉砂和泥质粉砂的互层，在柱状剖面上互层层理清晰，变化频繁，与悬砂浓度的变化相对应。

3）表层地层自陆向海变化频繁，水体的季节性周期变化是导致沉积地层变化的主因。浙江省海岸蜿蜒曲折，河口港湾众多，沿海岛屿星罗棋布，对沿岸潮流有屏蔽作用，使水动力相对变弱，并且物源供应稳定，沉积了大量的细粒物质。浙江沿岸水体受长江径流的制约，使东南沿岸水团的主体，具有明显的季节变化，夏季长江入海径流增加，在长江口外形成长江冲淡水，一部分贴岸南下，形成近岸流，而东海沿岸流在西南季风作用下向北运动；冬季长江流量减少且盛行偏北风，长江冲淡水在浙江省沿岸向南运动，流速减小，这种变化是影响本区近岸浅海沉积作用的主要因素。

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