7.1 Ma以来运城盆地地表系统巨变及盐湖形成的构造背景
王强 李彩光 田国强 张文治 刘椿 宁联元 程自刚 何翠英 岳军
摘要 运城盐湖是在盆地内部断块自北向南阶梯性沉降背景下形成的.
7.1～3.6 Ma红土堆积期湖泊范围较今为大，古季风已形成;
3.6 Ma因青藏高原隆升的辐射效应，盆地北部基底突然抬升,
湖泊向南退缩; 2.6 Ma构造变动河流进入盆地北部,
2.0～1.9 Ma间风成作用增强, 开始黄土堆积.
由于湖区断块自1.8～1.0 Ma始加速沉降，
在天然水力梯度下有充足的地下水补给, 黄土在湖泊中的堆积速率小于湖泊构造沉降速率, 故形成了黄土高原上惟一的现代湖泊. 5.8～1.9 Ma间湖泊地层中有4次大的季风强度变化记录.
关键词 运城盐湖 地表系统巨变
黄土与湖泊 古季风 古湖泊学
黄土高原东部、河北省桑干河-山西省汾河、陕西省渭河地堑裂谷系中一系列晚新生代湖盆,
最迟在晚更新世即消亡, 仅有山西运城盐湖保存至今.
山西境内NNE-SSW走向的汾河， 在运城盆地东北侯马突然折向西流入黄河, 当与该盆地北部基底抬升有关. 为了解运城盐湖形成的构造背景，对盆地内黄土塬、黄土梁、冲积平原、湖区5个钻孔进行了岩石地层学、磁性地层学、沉积学、微体古生物学、地球化学等多学科的研究，同时了解了黄土高原东部湖泊中的古季风记录.
1 运城盆地的地形、地貌及构造学背景
运城盆地南侧及东南侧为中条山，北部有东西向分布的孤山、稷王山，且与中条山交会于盐湖东北方向. 孤山、稷王山上堆积的第三纪红土[1]和第四纪黄土-古土壤序列，皆为风力搬运的粉尘堆积[2]，形成了峨嵋岭黄土塬. 涑水河是现代运城盆地的主要河流，自东北向西南流经盆地,
最终汇入黄河. 由于古涑水河的切割，
在夏县水头东北方向形成呜条岗黄土梁， 水头西南方向则依次为残留的黄土梁和冲积平原. 在盆地北部基底抬升和中条山前的沉降作用背景下, 在天然水力坡度下, 自运城黄村至夏县大吕形成60
km长的封闭汇流湖泊及沼泽区, 其标高比西侧黄河水位还低10
m.
据地球物理资料，自临晋-临猗一线向中条山前约60 km距离内有6条NNE向断裂，造成新生界厚度由北向南由1
km增加到5 km；目前已发现临猗县城以北的峨嵋岭断层、陶村附近的呜条岗断层、盐湖北岸和南岸断层对第四系的影响.
自北向南盆地内可分为Ⅰ～Ⅳ断块(图1). 在断块差异运动背景下， 运城盆地出现了6种地貌类型， 即中山侵蚀地貌、黄土塬地貌、黄土梁地貌、冲积平原地貌、湖泊地貌及山前洪积扇裙地貌.
图1 YH孔和YK1孔磁场性地层学结比及区域断块划分
标×的年代资料示不合逻辑，放弃，左下角图中虚线为基底断层，
罗马字为断块编号，A为YH孔，孔口标高为368.24m；B主YK1孔，孔口标高为324.81m
2 运城盆地晚新生代地层单元
运城盆地出露的最早新生代沉积为中新世地层，由老到新有下列地层单元:
(1) 中新世南坛组 为半胶结的灰色砂层,
夹砾岩、红色和斑状泥岩.
(2) 早上新世静乐组 主要由深红、褐红、棕红色泥岩组成，在盆地边缘零星出露.
(3) 晚上新世游河组 (“绿三门组”)
以灰绿色泥岩为主，见于闻喜县仁和一带.
(4) 早更新世三门组 (“黄三门组”)
主要由黄、黄褐色砂、砂砾石组成，少见有粉砂质粘土夹层，在闻喜县多见三门马Equus
sanmeniensis等早更新世哺乳动物化石.
(5) 早更新世末-晚更新世黄土地层
多处可见黄土塬坐落在三门组砂砾石层上. 在呜条岗黄土梁570 m标高下地层中见6层古土壤，底部两层TL测年分别约为61和108 ka，应属于S5古土壤和上覆黄土序列.
(6)全新世地层 闻喜东镇钻孔(39°25′01″N，110°18′00″E，孔口标高480 m)11.50～11.70 m黑色粘土14C测年为(6 250±180) a. 运城盐湖湖滩YK1孔3.05～3.10 m灰绿色粘土14C测年为(8 880±190) a，该孔地层基本属于Brunhes极性时晚期. 运城市区(标高360～370 m) 无可做14C测年的材料. 从其北、东北方向残余黄土梁追索过来，运城市似乎坐落在近黄土底部或三门组之顶，
但市区YH孔18.20 m样显示的负极性漂移，可能相当于0.493～0.504 Ma的C1n-1亚时(图1)；这里使用的是Cande等人[3, 4]近年发表的新极性年表中的命名. 该孔地层基本属于Brunhes极性时早、中期，上部地层可能已被河流剥蚀, 地层中已见湖相微体生物. 断块间差异沉降由此可见.
但断块Ⅲ和Ⅳ之间确切断距的确定还有待对断块Ⅲ上的深孔研究.
3 运城盆地基准钻孔磁性地层学研究
选运城盐湖东北端P3孔、盆地中部呜条岗黄土梁下P4孔、盆地北部峨嵋岭黄土塬上P5孔、运城市区YH孔和盐湖北滩YK1孔进行磁性地层学研究；5孔总进尺1 686.43 m，共采样1 647块，用数字旋转磁力仪测量剩余磁性；除少量砂样仅能做交变退磁外，绝大部分样品用美制Schonstedi
TSD-1热退磁仪做逐步退磁(每50℃为一步)；多数样品加热到300～500℃时磁化强度衰减到原来的1/10. P3和YK1孔处于湖滨，样品最高加热到500℃;
另3个钻孔样品，因多风尘、赤铁矿，磁性较强，最高加热到600℃. P3孔有些样品加热到100～200℃时磁倾角发生倒转，但大多样品仍保持正极性; 样品磁倾角都接近现代地磁场倾角(54.5°).
钻孔位置、岩心磁倾角曲线、古地磁极性柱解释示于图1和2.
图2 运城盐湖地区地质图、深孔位置图、岩心磁倾角曲线及古地磁极性柱解释
A为P5孔， 孔口标高为677.00 m; B为P4孔, 孔口标高为472.50 m; C为P3孔，
孔口标高为343.57 m. 岩性柱边数字为深度(m)，磁性柱边数字为年代
(Ma).
左下角图中Arsm为太古界涑水群，X为上元古界西洋河群, R为上元古界汝阳群，
rδ为燕山期花岗岩. 1示黏土，2示粉砂质黏土，3示黏土质粉砂，4示砂，
5示砂砾石，6示黄土与古土壤, 7示正极性，8示负极性，9示填土，10示古土壤层编号
在P5孔采样267块，280
m以下岩芯劈理化未采样. 该孔Brunhes极性带位于0～99 m, Matuyama极性带位于99～191
m, Gauss极性带出现在191～250 m，250
m以下至孔底为Gilbert极性带, 其中0～143 m为黄土-古土壤序列，见8层厚度为0.41～3.15 m的褐红色古土壤,
143～195.06 m为三门组, 见两层砂层，177
m和178 m粒度分析确定为稳定河流深积,
180～171 m砂层下粗上细粒序是洪水泛滥沉积. 全孔以每米1样采样精度分析, 仅183 m样见50瓣纯净小玻璃介Candoniella
albicans和少量土星介诸种Ilyocypri spp., 一瓣装饰湖花介Limnocythere ornata, 表明砂层沉积前为短暂的浅水洼地或浅湖.
195～258 m为厚层红色-褐红色黏土夹薄层黏土质粉砂,
258 m以下至孔底为红色-褐红色黏土、浅褐红色粉砂质黏土,
底部为灰黄色砂砾石层， 普遍含砾石和钙核.
晚第三纪红土已进入上新世末[1, 5, 6]，P5孔红土则是近2.6 Ma结束. Réunion两个亚带较厚,
当与砂层快速沉积有关; 而黄土堆积始自Olduvai亚时前, 即约2.0 Ma, 与风尘搬运作用增强有关[7].
在P4孔测样563个, 0～62 m为Brunhes极性带, 62～179 m为Matuyama极性带, 179～260 m为Gauss极性带, 260～490 m为Gilbert极性带，490 m以下至孔底为第Ⅴ极性带. 0～83 m为黄土-古土壤序列，始于Olduvai亚时中, 约1.9 Ma，共见6个古土壤层.
37～41 m由3个样品反映的负极性漂移可能相当于C1n-1亚带. 图2中将呜条岗西端剖面及TL测年置于P4孔柱状图上方, 示两者可连接. 黄土地层之下为河流及相关沉积,
85～180 m见有4个河流沉积旋回，其中还有许多小旋回,
应为点砂坝及上覆的洪泛盆地沉积, 属三门组. 也许正因为河流沉积作用较快,
该段地层沉积速率较高; 且可能因河流摆动、冲刷,
造成Olduvai亚带分成两部分.
180～258 m沉积物虽然偏黄色, 但介形虫组合显示仍属于湖泊沉积(图3)，应为游河组. 258 m以下地层为红土，普遍见石膏晶体，岩芯可溶盐有频繁的波动，一般为5‰～13‰,
pH值曲线指示偏酸性；自此深度向上可溶盐突然降到＜1‰, pH值曲线指示偏碱性，表明约自3.6
Ma始该地已受河流影响. 自约2.6
Ma始河流作用影响明显增强，虽然三门组底部仍有少量介形虫出现，但该地基本结束了湖泊沉积.
图3 山西运城P4孔主要介形虫数量统计及岩芯CaCO3含量、可溶盐和pH值曲线
图中各介形虫种名下的横线代表数量 (瓣数):
1.5 mm为1～10, 2.5 mm为10～50, 3.5 mm为50～100.
Si.为Sinocytheridea impressa; Sp.为Spinileberis fruyaensis;
T.为Tanella opima; Cy.为Cyprideis torosa; Ca.为Candona sp.;
Ct.为Cytherissa lacustris; E.为Eucypris inflata;
D.为Darwinnula stevensoni;
I.为Ilyocypris spp.; L.为Limnocythere spp.
Brunhes极性带在P5孔黄土中开始，在P4孔古土壤之上开始. 山西地区构造运动活跃,不利于黄土稳定堆积[7], 故仅确定两孔B/M界线之上第一个古土壤为S7.
在P3孔采样584块，Brunhes极性带在0～254 m，Matuyama极性带在254～409 m, Gauss极性带在409～525m，525～632.51 m为未钻透的Gilbert极性带. Olduvai带可能是由两部分组成.
Brunhes极性带中的负极性漂移多为浊流、湖滨砂, 故略去. 推测166～168 m可能为C1n-1亚带.
湖滨YK1孔(175个样)中两个小幅度的极性偏移当略去，1个采自砂层的TL测年和两个释光(OSL)测年逻辑上不合理，故放弃. 冲积平原、盐湖北坎上YH孔(58个样)中一个明显的负极性漂移暂视作C1n-1亚带，则该孔19 m以上的地层可能形成于0.50
Ma以来(图1)，该陡坎应是在构造运动下形成的.
卫星照片显示夏县大吕村附近有一NW-SE向断层，由于浅层咸水在此地点附近结束，故该断层可能是盐湖断块东北边界，其西边界在硝池附近(图1).
4 运城盆地古季风记录与古湖泊学
运城盆地位于现代季风区西部，具大陆性半干旱气候特点, 保存有与红土、黄土相匹配的湖泊古季风记录.
现代运城盐湖由于紧邻中条山，在出山风作用下,
湖泊北岸常见石膏沙堆积. P4孔3.60
Ma以前红土中几乎连续出现石膏，在裂谷系中是仅有的一例，以致其古盐度高于P3孔. 由于P3孔深部地层仅有的几个达到统计数量(>100粒/150 g干样)的样品中未见亚热带孢粉,
反映只有短暂的松树略发育期, 其他样品基本皆为干旱型孢粉组合,
推测渭河盆地南侧秦岭6 Ma以前已抬升到足以抵挡西南季风的高度,
运城盆地已经干旱. P4孔红土中石膏密集出现,
只能与来自东南方向的风力吹扬有关，即可能是东南季风;
岩芯盐度曲线波动显示了季风的强度变化，且在约6.10～6.00
Ma期间一度减弱. 看来，约7.1
Ma前古季风已形成，加之指示固定水体的湖花介诸种
Limnocythere spp.在P4孔深部地层中的出现，表明当时盆地中部已成湖滨；偏酸性的环境可使广盐海相介形虫繁殖，约5.5～5.3
Ma开始出现凹陷中华美花介Sinocytheridea impressa, 古屋刺面介Spinileberis fruyaensis和丰满陈氏介Tanella
opima; 岩芯碳酸盐含量总体略高于10% (图3). 而P5孔碳酸盐总体低于10%，且pH值基本大于9.
在P3孔约4.9 Ma出现丰满陈氏介及湖花介(图4). Gilbert极性时后期，该地与P4孔皆为浅水湖泊，同样见少量典型湖泊种瘤正星介
Cyprideis torosa, 湖花介诸种与淡水的土星介诸种共生,
沉积物古盐度有上升趋势, pH值曲线反映偏酸性,
标志湖泊由碳酸盐型向硫酸盐-氯化钠型转化,
应是湖泊浓缩期.
图4 山西运城P3孔主要介形虫数量统计及岩芯CaCO3含量、可溶盐、pH值曲线
图例说明同图3
在黄土高原高碳酸盐段指示冷气候[8]，在华北湖相地层干冷期碳酸盐高，温湿气候下碳酸盐低[9,
10]. 在稳定沉积的湖泊地层(如P3孔下部)中, 碳酸盐含量更像是降水量/蒸发量的函数,也是季风变化的记录,
尚不足以直接指示温度变化.
P3孔以黏土、粉砂沉积为主，碳酸盐基本皆为方解石，该孔湖泊环境利于碳酸盐生成.
该孔岩芯pH值曲线反映了湖泊由偏碱性向偏酸性变化的2.5个旋回. Olduvai带之下(即361 m以下)地层中高碳酸盐段基本对应瘤正星介富集段.
瘤正星介为广盐种[11,12], 本区所见瘤正星介皆为渐盐水的光滑壳.
该种普遍见于中国西北地区，在此裂谷系以东的中国大陆晚新生代地层中没有出现，这一现象也是晚新生代中国东、西部生态分异、西部早已干旱的标志；其富集段共生淡水种很少时往往视为“半咸水”环境.对比pH值曲线可见, P3孔该种富集段对应的是偏酸性沉积期、或碱性湖泊中的高碳酸盐段,
皆反映湖泊浓缩, 故将正星介富集段笼统视为渐盐水段.
运城盐湖最底部的工业矿层(底板标高在230
m，相当于P3孔113 m深度)形成前, P3孔此时瘤正星介富集,
其后是中华美花介富集, 表明海相世系种更适合偏硫酸盐型环境.
鉴于约1.9 Ma黄土开始堆积, 推测此孔300 m以上地层中碳酸盐含量受到了黄土的影响.
故而, 对361 m以下地层中瘤正星介富集段视为湖泊蒸发期,
即冬季风强盛期；其间碳酸盐含量低段为降水多的夏季风强盛期.
结合古地磁极性柱初步推算(各亚段视为匀速沉积)，该孔下部主要冬季风强盛期约为3.6～3.3, 3.20～3.153,
2.82～2.58和2.17～2.14 Ma. 在Olduvai亚时(1.95 Ma)河流前三角洲砂入湖，湖水变浅,
淡水土星介和玻璃介连续出现；在Cobb M. 亚时(1.07～0.99 Ma)因同样原因，碳酸盐含量下降，水动力增强，介形虫稀少；其后出现典型湖相种Cytherissa
lacustris和Darwinula stevensoni. 自此因黄土在全区堆积,
开始了连续较高碳酸盐含量带. Brunhes时早、中期pH值相对低, 标志湖泊向硫酸盐-氯化钠湖转型迟于黄土堆积.
在100～110 m深度, pH值与CaCO3皆为最低值, 与区域干盐湖形成相符.
该孔上部仅80 m处见0.30 m厚的石膏，但受相邻矿层地下水迁移的影响，大段地层盐度非常高.
Brunhes时以来古季风变化细节将据更多的浅钻资料另行讨论.
5 7.1 Ma以来运城盆地地表系统巨变
(1) 7.10～5.90
Ma的红土堆积期. 运城盆地普遍接受了红土堆积.
渐盐水湖泊已经形成，位于现代盐湖和现代黄土梁之间.
古季风已经出现.
(2) 5.90～3.60 Ma盆地快速沉降期. 断块Ⅱ～Ⅳ此时为快速沉降期，且断块Ⅱ在Sidufjall亚时结束(4.89 Ma)至Cochiti亚时结束(4.18 Ma)之间沉降最快. P4孔Cochiti亚带和Nunivak亚带各由两部分组成，即可能与震荡式沉降中易引发浊流沉积有关.
(3) 3.60～2.58 Ma湖泊迁移、收缩期. 约3.60 Ma随着Gilbert /Gauss极性时转换发生的北部基底抬升，使湖泊沉积中心突然向南迁移，盆地中部断块Ⅱ上河流影响增强.
此期构造变动应与黄土高原抬升、即青藏高原隆升的辐射效应有关.
此时断块Ⅳ沉降速率为断块Ⅱ的1.46倍，是断块Ⅰ的2.01倍，显示自北向南断块阶梯性沉降.
(4) 2.58～0.78 Ma河流作用增强期. 随着Gauss / Matuyama极性时转换，盆地北部河流作用明显增强,
盆地中部河流沉积更快. 在1.95
Ma的前后, 黄土堆积速率超过了河流搬运能力，开始在盆地北部堆积，且很快推进到盆地中部. 湖区在2.58 Ma亦因构造运动出现河流影响，在约1.95和1.07～0.99 Ma加快沉降. 此时期湖区断块Ⅳ沉降速率是断块Ⅱ的1.32倍，是断块Ⅰ的1.68倍.
(5) 0.78 Ma以来湖区断块空前快速沉降期. 因中条山的快速抬升，断块Ⅳ沉降更快. 盆地北部、中部在这一时期依然接受着黄土堆积. 断块Ⅲ在Brunhes极性时早、中期与断块Ⅳ连成一体，其后分离.
断块Ⅳ快速沉降，黄土在此堆积速率低于断块构造沉降速率，在天然水力梯度下，湖区有充足的地下水和地表径流补给,
湖泊才得以保存. 运城盐湖最底部的工业矿层可能形成于大约0.30
Ma以前，现在开采的浅部干盐湖出现较晚.
峨嵋岭黄土塬南侧被切割形成呜条岗黄土梁, 应发生在晚更新世. 在闻喜县涑水河谷已见晚更新世哺乳动物群化石及前述部分全新世地层.
古涑水河与呜条岗南侧河流作用增强, 剥蚀了现代呜条岗西南方向的黄土地层，当与河流侵蚀基准面急剧下降、盆地北部的可能抬升有关.
由于运城盆地河流是向西南方向流入黄河的，故而，这一现象应与黄河外流有关.
在河南三门峡地区，已据对阶地测年，推测黄河由古三门湖流出进入中国东部大平原与150
ka BP的构造运动有关[13]. 运城盆地的工作似支持这一推论.
6 结论
运城盆地内部自北向南断块阶梯性沉降是封闭洼地形成的构造学背景，大区域河流水动力的突变、湖泊中心的突然迁移均是构造运动的表现. 目前运城盆地记录有地表系统巨变4个幕次， 即在约4.9～4.2, 3.6, 2.6和约1.8～1.0 Ma; 同时亦记录了黄土高原东部硫酸盐型湖泊沉积在6～7
Ma前即已出现. 大幅度的季风变化可使湖泊转型,
小幅度变化可体现在稳定湖泊地层中的碳酸盐含量变化上,
介形虫组合变化与之有很好的匹配.
国家自然科学基金（批准号：49672090）、原地质矿产部“九五”重点基础研究（批准号：9501113）、中国科学院南京地质古生物研究所现代地层学和古生物学实验室（批准号：933112）资助项目
王强（天津地质矿产研究所，天津
300170）（同济大学海洋地质教育部重点实验室，上海
200092）
李彩光（山西省地质矿产局214地质队, 运城043800）
田国强（中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081）
张文治（天津地质矿产研究所，天津 300170）
刘椿（中国科学院地质与地球物理研究所,北京 100029）
宁联元（山西省地质矿产局214地质队, 运城043800）
程自刚（山西省地质矿产局214地质队, 运城043800）
何翠英（山西省地质矿产局214地质队, 运城043800）
岳军（天津地质矿产研究所，天津 300170）
参 考 文 献
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