大同盆地地质特征及构造演化研究

刘爱荣，徐永婧，刘成林，庞尔成

(1.山西省地质勘查局二一一地质队，山西 忻州 034000；2.山西省地质勘查局二一七地质队，山西 大同 037008)

0 引 言

大同盆地位于华北克拉通北部的断陷盆地，一直深受广大研究学者的关注。前人研究工作主要集中于大同火山活动、大同盆地的形成及演化[1-7]等方面，认为大同盆地是一个经历多期构造运动的新生代断陷盆地[8-10]，发育于晚新生代，并在第四纪不断发展演化[11-14]、控盆断裂活动[15-16]。该区在古生界整体接受了寒武系、奥陶系和石炭系、二叠系沉积，在古生代处于相对的构造平稳期。中生代进入强烈构造活动阶段，并发生了大规模的逆冲推覆、北东向逆断层和北西向正断层为主的构造作用。新生代大同断陷盆地总体是在拉张构造环境下以继承性断裂活动为主，以中生代燕山期断裂的复活与反向发展为特征[17]。也有学者将大同盆地的形成过程划分为挤压破裂阶段，地幔上升、地壳剪切-拉张破裂断陷阶段[18-20]和断陷的形成发展阶段[21]。自晚更新世尤其全新世以来本区断陷活动有增强趋势，至今仍以年均0.5～1.2 mm速率下沉，这可能是该区地震活动强烈的主要原因。

本文在前人研究的基础上，结合怀仁县城北深部钻孔(终孔层位为老变质基底，并进行全孔取心)资料，利用层序地层学及成因地层分析方法[22]，对大同盆地内沉积地层的岩性、结构、厚度等地质特征及相应的沉积环境和沉积相进行研究，探讨了大同盆地的形成及构造演化，并得出新的认识。

1 区域地质概况

大同盆地位于华北板块中央地带的山西地台背斜之上，处在山西右旋剪切拉张带的尾端，北西以口泉断裂与洪涛山凸起为界，南东以六棱山山前与浑源断裂为界。断裂均为正断层性质，控制了盆地内地层沉积，并自西向东将整个盆地分割为朔州断阶、怀仁凹陷、黄花梁凸起、后所凹陷和浑源断阶5个次级构造单元[25]。盆地四周为中低山环绕，除东面相连于河北阳原盆地外，四周均以断层与山地相隔，盆地最宽处48 km，最窄处15 km，长约180 km。

区域断裂分布于大同盆地的边缘并控制了盆地的发育，包括盆地北西缘的口泉断裂、盆地南东缘的浑源断裂和六棱山山前断裂等。除盆地周缘主控断裂外，在盆地内部还发育次一级的活动断裂，这些断裂影响了盆地内部结构及沉积特征，均埋藏在地下，主要有里八庄断裂、阁老山断裂和应县断裂[25]。

大同地区地层发育较齐全，由老至新依次有太古宇集宁群，上元古界长城系、蓟县系，古生界寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系，中生界侏罗系、白垩系，新生界古近系、新近系和第四系(图1)。

图1 大同盆地及周边区域地质图(据黄汲清等[26]和庞尔成等[29]修改)Fig.1 Geologic map of Datong basin and its periphery (modified after Huang et al[26]and Pang et al[29])

太古宇集宁群主要由一套经深度变质作用及不同程度混合岩化的麻粒岩和片麻岩组成；上元古界长城系、蓟县系主要发育白云岩；古生界寒武系为一套海相碎屑岩-碳酸盐岩沉积建造；奥陶系仅发育有下统和中统，缺失上统，为一套碳酸盐岩建造；石炭系地层为海陆交互相的碎屑岩、泥质岩、可燃有机岩(煤)和碳酸盐岩等互层产出；二叠系地层总体为一套河湖相陆源碎屑岩建造；中生界侏罗系、白垩系地层局部地区出露，侏罗系地层主要是以冲-湖沉积为主的碎屑岩含煤建造及火山沉积岩序列两种类型组成[27]，白垩系地层为一套以冲洪积为主的陆相碎屑岩建造；新生界古近系总体以剥蚀为主，仅保存繁峙玄武岩，新近系上新统及其以后的地层发育较为齐全，主要分布在断陷盆地、山间盆地及边山黄土丘陵地带[28]。

研究区内以新太古代五台期岩浆活动最为强烈。新太古界五台期火山岩以五台岩群为代表，构成以基性火山岩为主体的火山-沉积建造，并经历了多期变形变质改造。元古宙岩浆活动的规模较小，吕梁期岩浆岩主要为脉状变质辉绿岩和变质云煌岩、变质花岗岩；中、新元古代岩浆岩主要为辉绿岩墙。中生代火山岩受北东向断裂控制及后期北西向断裂改造，为一套具旋回的基性—中酸性、偏碱性熔岩及各类火山碎屑岩。燕山期中酸性侵入岩划分为两个系列，即壳源型中深成花岗岩系列和壳幔过渡同熔型中浅成花岗岩系列，前者从早到晚由闪长岩-二长花岗岩-黑云母花岗岩组成；后者从早到晚一般为闪长岩-花岗闪长玢岩-花岗斑岩-石英斑岩[31]。新生代火山岩主要分布在新生代断陷盆地中，可分为古近纪繁峙玄武岩、新近纪汉诺坝玄武岩和第四纪册田玄武岩[32]。

2 大同盆地及周边地区地层

早期的变质岩、下古生界沉积岩与大同盆地的形成及演化关系不大，故本文从上古生界开始对大同盆地及周边地层的地质特征进行讨论。

2.1 上古生界

2.1.1 石炭系

石炭系以海陆交互相的碎屑岩、泥质岩、可燃有机岩(煤)和碳酸盐岩等互层产出，富含植物化石和煤、铝土矿、黏土矿等沉积矿产，广泛分布于大同煤田(跨大同市的云冈区、南郊区、左云及朔州市的右玉、怀仁、山阴等县区)、宁武煤田(包括朔州市的朔城区、平鲁区)，在浑源、灵丘亦有零星分布。太原组底部湖田段与下伏地层呈平行不整合接触，在北部忻州窑至小站村呈平行不整合覆于张夏组之上，在口泉覆于三山子组之上，下伏层位呈现由北向南逐渐抬高的特点。该段岩性、岩相、厚度等变化受奥陶系古侵蚀面控制。

2.1.2 二叠系

二叠系地层主要分布于大同煤田、宁武煤田和浑源煤田。其中下二叠统山西组在研究区西部发育较为齐全，与上覆下石盒子组呈渐变整合接触；东部除官王铺—西王铺一带零星出露少量石盒子组外，大部分地段被中生界不同层位不整合覆盖，由北西向南东具有上覆层位逐渐降低的特点。下石盒子组为二叠世的一套砂岩、页岩、煤和含锰铁质岩石构成的河流相沉积组合，主要分布于大同县鹅毛口—怀仁县吴家窑—神头镇下面高以西及西南角牛食窑地区，在东部唐河断裂带内亦有零星分布。下石盒子组总体为一套河湖相陆源碎屑岩建造，但东、西两侧岩性存在明显差异[33]。

总体来看，上古生界在本区以剥蚀残留为特征，分布呈近东西向，并具有两边薄、中间厚的特点。

2.2 中生界

大同地区缺失中生界早期的三叠系，侏罗系、白垩系仅局部地区出露较全[33]。

2.2.1 侏罗系

本区侏罗系大致分为两个类型：一是以冲-湖沉积为主的沉积碎屑岩含煤建造，局部有少量火山喷发岩；二是一套火山沉积岩序列，其中火山岩包括中性—基性、酸性等喷出岩[27]。下侏罗统永定庄组为一套不含煤的杂色河湖相碎屑岩系。中侏罗统大同组为一套河流—湖沼交互相含煤岩系；云岗组为一套河流冲积相碎屑岩，总体为一套成熟度较低的碎屑堆积；天池河组分布于云岗向斜的核部，其底界与云岗组整合接触，天池河组最后一层以黄绿色砂岩、泥岩结束，全部出现为紫红色泥岩、砂岩底划界，未见顶；髫髻山组为火山沉积序列，分布于浑源县紫眷、官王铺、大磁窑等地，为一套以基性—中基性火山喷出岩为主，夹有角砾凝灰岩、凝灰质砂砾岩等火山碎屑岩的火山—沉积地层，底部发育有15～30 m的灰—灰紫色砂质砾岩，其下伏由南向北层位与山西组—石盒子组呈角度不整合接触；土城子组为火山沉积序列，仅发育朋头沟段，为一套酸性火山碎屑岩夹火山熔岩、以含膨润土层为特征、底部具冲积砾岩的沉积-火山岩系，与下伏髫髻山组呈平行不整合接触，官王铺以南则直接角度不整合于山西组之上。上侏罗统张家口组为火山沉积序列，区内分两个岩性段：抢风岭段局限分布于浑源县中庄铺乡抢风岭及麻地坪以东一带，为一套以中基性火山喷出岩为主的火山-沉积地层；向阳村段分布于浑源县中庄铺乡向阳村、打虎沟、店房台一带，为一套以酸性火山碎屑岩(英安质流纹岩)、熔岩(流纹质、石英粗面质)为主的火山-沉积地层；大北沟组为火山沉积序列，区内分两个岩性段：下部野西沟段由基性-中性火山喷发(熔)岩与同时形成或先后沉积的紫红色、暗紫红色、灰绿色和灰黑色等杂色砂质泥岩组成；上部石墙子段分布于浑源县南中庄铺乡石墙子村及县城西北的西柏林一带，主要由灰白色流纹质角砾熔岩组成，底部具少量紫红色、浅灰绿色砂质泥岩及砾岩。与上覆地层义县组羊投崖段呈不整合接触。

2.2.2 白垩系

白垩系在本区发育较全，出露良好，分布于右玉、左云、大同、阳高、天镇、浑源等县(市)，为一套以冲洪积为主的陆相碎屑岩建造，下部夹含煤地层及火山喷发岩，含爬行类、介形类、双壳类、腹足类、叶肢介和植物等多门类化石。

下白垩统义县组为一套以河流冲洪积相粗碎屑岩夹煤层及杂色砂质泥岩为主的沉积-火山岩系，根据其岩性和岩石组合特征可分为4个岩性段。其中上部王家沟段、曹虎庵段仅见于浑源县中庄铺一带。下部羊投崖段、钟楼坡段则分布较广，在浑源县城西北的西柏林及大同县东庄、南庄、瓮城口一带尚有大面积出露。羊投崖段岩性为灰黑、黑色泥岩，质纯，较软，松散、破碎中等，见少量砾石，粒径3～10 mm，呈块状、棱角状，见砾石面，分选差，泥质胶结。通过对地层中的孢粉化石(图2)的观测，发现了众多早白垩世典型蕨类植物孢子、裸子植物花粉化石，主要包括希指蕨孢属、有突肋纹孢属、无突肋纹孢属、瘤面海金砂孢属、膜环弱缝孢属、徐氏孢属、克拉梭粉种、环圈克拉梭粉、克拉梭克拉梭粉、蛟河粉属等。其中以裸子植物花粉占绝对优势，主要为松科双气囊类花粉和掌鳞杉科环圈克拉梭花粉。通过与四川盆地北部、准噶尔盆地清水河组以及海拉尔盆地大磨拐河组对比，笔者认为义县组属于下白垩统。

图2 大同盆地孢粉种类照片[45]Fig.2 Photographs of palynology in Datong basin[45](a1)—(a10).无突肋纹孢属Cicatricosisporites；(b1)—(b2).光面单缝Laevigatosporites；(c1)—(c2).金毛狗孢属Cibotiumspora；(d1)—(d4).云杉粉属Piceaepollenites；(e1)—(e2).假云杉粉属Pseudopicea；(f1)—(f2).紫萁孢属Osmundacidites；(g1)—(g2).环圈克拉梭粉属Classopollis annulatus；(h1)—(h2).瘤面海金砂孢属Lygodioisporites；(i1)—(i2).古松柏粉属Paleoconiferus

下白垩统左云组以左云县城东南部发育最好，具代表性，故以此地为该组命名，为一套大陆冲积环境山前冲积扇及湖相沉积体系，具下部为红色砂岩、上部为砂砾岩夹泥岩的3个反韵律旋回。底部旋回中泥岩夹砂砾岩段约占30%，砂砾岩夹泥岩段约占70%。其下部泥岩为棕色，局部见棕褐色、紫褐色、褐红色，泥质结构，块状构造，其质较纯，局部略含粉砂，偶见少许砾石(砾径2～12 mm)，多处见灰白色灰质结核，性较软。该旋回上部为砂砾岩及棕色泥岩，砂砾岩整体为浅灰色，局部为棕色。砂砾结构，其中砾石含量55%～65%，分布不均，砾石成分以变质岩砾为主，少量燧石，砾径一般为2～15 mm，少量为25～30 mm，多呈次棱角状—棱角状，少量次圆状，块状构造，泥质胶结，岩性疏松。中部旋回中泥岩夹砂砾岩段约占60%，砂砾岩夹泥岩段约占40%。其下部泥岩底部旋回颜色特征相似，为棕色，局部为棕红色，泥质结构，块状构造，质较纯，局部略含粉砂和灰质，分布不均匀，多处见浅灰、浅棕色灰质团块结核分布。该旋回上部为砂砾岩及棕色泥岩，砂砾岩主要为灰白色，次为棕色、灰绿色等。砂砾结构，砾石含量为35%～45%，成分主要为石英砾，少量火山岩砾，砾径一般为2～4 mm，少量为10～15 mm，呈次棱角状—次圆状；砂质碎屑占55%～65%，成分为石英(75%)、长石(20%)、岩屑(5%)；粒级以粗砂为主，次为中砂，呈次棱角状—棱角状，整体分选性差，块状构造，泥质胶结为主，少量灰质胶结，岩性致密。上部旋回中泥岩夹砂砾岩段约占50%，砂砾岩夹泥岩段约占50%。其下部泥岩与下部颜色特征相似，棕色为主，局部夹少量灰绿色斑块，泥质结构，块状构造，质不纯，普遍含少量粉砂，分布不均匀，部分含少量灰质，性较硬，岩心整体较破碎。该旋回上部绿色含砾粗砂岩及棕色泥岩，灰绿色为主，外部表皮为灰白色。粗粒结构，其中砾石含量10%～20%，下部含砾相对较高，主要为石英砾，少量变质岩砾；砾径为2～20 mm不等。砂质成分以石英为主，少量长石及岩屑；颗粒呈次棱角—棱角状，整体分选性中等—差。块状构造，偶见滑动面构造，泥质(少量灰质)胶结，较致密。自下而上，左云组泥岩差异不大，砂岩相由杂色60%砾石含量的砂砾岩，至灰白色40%砾石含量的砂砾岩，再至灰绿色含砾粗砂岩，反映了水体增加、扇三角洲不断后退的特征。

上白垩统助马堡组主要分布在大同市新荣区助马堡，与下伏左云组呈平行不整合接触，多数地方与变质岩呈角度不整合接触，顶部被角度不整合的汉诺坝组玄武岩覆盖，为一套河湖相中—细粒碎屑岩及泥质岩沉积，具有两个主要旋回。助马堡组为河流相地层，具有普遍的二元结构。二元结构中的砂岩是以细砂岩为主，兼具粗砂岩及粉砂岩，以棕色、灰绿色为主，碎屑成分以石英为主，次为长石及岩屑，细粒结构，偶含细砾(1～3 mm)，颗粒呈次棱角—次圆状，分选性中等—好，块状构造，泥质胶结为主，含少量灰质，见少量浅灰色、浅棕色灰质大团块。二元结构中的泥岩较疏松，其特征与左云组相似，夹砾石、砂岩非常少。泥岩以棕红色为主，少量灰绿色。泥质结构，块状构造，质较纯，含少量粉砂。对比左云组，上白垩统助马堡组的砂岩粒度变细显著，分选变好明显，以灰色和灰绿色为主，正韵律结构明显，为典型河流相沉积体系。由左云组的湖泊相砂砾岩向助马堡组的河流相砂岩转换，反映了基准面下降的特点。

综上所述，本区中生界与上古生界展布形态近一致，均呈近东西向展布，其中中生界沉积中心有由南向北逐渐移动的趋势。

2.3 新生界

新生界主要分布于桑干河上游谷地和大同盆地及边山黄土丘陵地带[33]，左云县城以南低山丘陵区和基岩山区较大河谷两侧也有零星分布。由于构造、沉积环境的差异，各地貌单元沉积物具有明显的差别，地表除广泛分布有新近系—第四系松散堆积物外，还发育有古近系、新近系和第四系基性火山岩。

2.3.1 古近系

古近系总体剥蚀强烈，仅保存繁峙玄武岩，主要分布于繁峙、代县北山至应县跑马梁一带，最大厚度达850 m[33]。繁峙玄武岩产状平缓，主要为灰色—灰黑色伊丁石化粗粒岩、橄榄粗粒岩夹中细粒橄榄玄武岩。具多韵律、多旋回的层状构造。玄武岩同位素年龄为63 Ma[32]，属渐新世。

2.3.2 新近系

大同地区新近纪早期的中新统缺失；上新统及其以后的地层发育较为齐全，主要分布在断陷盆地、山间盆地及边山黄土丘陵地带。

上新世早期，发育于黄土丘陵区的地层称保德组，为亚热带湿热气候下河湖相沉积，富含鱼类、软体动物、微体古生物及植物化石，底部玄武岩与灰绿色粉砂岩和泥岩呈互层，中上部为大段的泥岩夹薄层的细砂岩和粉砂岩。根据泥岩的颜色能够划分为3个层段：底部泥岩为灰绿色，质纯，泥质结构，块状构造，性较软，断口较平整，具滑动构造，岩心多破碎成细块或细粒状，反映了盆地沉降强烈，水体较深，火山喷发；中部泥岩为棕黄色，见灰绿色斑块，泥质结构，块状构造，质较纯，略含粉砂，局部见浅灰色灰质团块和黑色植物碎片，岩心多较完整，少部分较破碎，反映水体变浅，以滨湖相为主；上部泥岩为棕褐色，局部见灰绿色、深灰色，泥质结构，块状构造，性软，吸水性强，可塑性好，断口较平整，部分岩心较破碎。同时，粉砂岩和细砂岩夹层明显增加，反映了水体开始变浅、陆缘碎屑逐渐增加的过程。上新统保德组泥岩为湖扩环境，其泥岩由棕色变绿色，再变为棕色的过程，反映了湖泊水体浅—深—浅的变化历程。

上新世晚期，发育于黄土丘陵区的地层称静乐组，岩性相对单一，以黏性较大的深红色黏土为特征，含大量铁锰质薄膜及结核，局部含零星钙质结核，风化后呈粉末状，厚度仅几米到十几米，呈岩被状产出，构成了表面平缓的溢流层状橄榄玄武岩台地或平顶山梁，顶面普遍存在古风化面，在石炭—二叠系不同层位多呈角度不整合或呈平行不整合覆于汉诺坝玄武岩之上，其上被马兰组呈平行不整合覆盖；发育于盆地区的地层称南榆林组，埋深168～728 m。与下伏寇寨组相比，静乐组中—粗砂岩层明显增多，与上覆泥河湾组、下伏寇寨组均为连续沉积[35]。静乐组主要为含砾砂岩和棕色泥岩互层。砂岩以灰白色为主，局部浅棕色，砂砾成分主要为石英，少量长石及岩屑。粗粒结构，局部中砂富集成薄层，块状构造。其中砾石含量5%～10%，分布不均，砾径2～20 mm不等，呈次圆状；砂质呈次棱角状—棱角状。整体分选性中等—好，质地疏松。泥岩为棕红色，泥质结构，块状构造，局部见灰白色灰质团块。静乐组含砾砂岩的分选再次变好，砾石含量低，磨圆较好，以石英为主，与区域较为平缓的背景一致，结合砂泥岩组合的正韵律明显，笔者认为再次发育河流相沉积。

2.3.3 第四系

本区第四系发育齐全，分布范围广，黄土丘陵区和断陷盆地内均有发育，由泥河湾组、离石组、马兰组、峙峪组、方村组、选仁组和沱阳组7个正式岩石地层单位组成，此外册田玄武岩作为非正式岩性段被单独划出，归属峙峪组。

下更新统泥河湾组，受压实作用的影响，主要发育黏土(未成岩泥岩)，岩性纯，局部含少量粉砂，分布较均匀，见少量钙质结核，性软，吸水性强，可塑性好，断口平整。泥河湾组为区域性的一次湖盆扩张所形成，地层及岩性发育稳定，自下而上呈褐色—灰绿色—褐色变化，反映了水体由浅—深—浅的旋回变化。

上更新统峙峪组，主要为细砂岩或未压实的砂岩(亚沙土)，与泥岩或未压实的泥岩(亚黏土)呈互层。细砂岩或未压实的砂岩(亚沙土)为棕灰色，砂质成分主要为石英，其次为云母，云母呈星点状分布，细粒结构，块状构造；部分泥质胶结，局部钙质富集成团块；结构松散。泥岩或未压实的泥岩(亚黏土)为红色，局部灰褐色，质不纯，含少量粉砂，白云母呈星点状分布；局部含少量灰岩砾，砾径5～20 mm，偶见灰黑色炭质碎屑条带和粉砂质纹层；上部见腹足类化石。峙峪组地层为砂泥岩互层，与现今地理环境相似，为河流相沉积。

3 构造特征及演化过程

古生代华北区域处于稳定克拉通阶段，本区总体稳定沉积，地层发育平稳。寒武系和奥陶系主要由碳酸盐岩和碎屑岩组成，无火山岩。至晚奥陶世，由于南北两侧洋壳挤压，使得本区发生大规模整体隆升[35]，并有近130 Ma长期处于隆升剥蚀的状态[36]，导致该区缺失上奥陶统至下石炭统。中石炭世时期，研究区再次沉降，形成了中—晚石炭世和早二叠世时期的海陆交互相沉积，晚二叠世时期则再次缓慢上升，沉积了以河流相为主的陆相沉积，至晚二叠世晚期，研究区再次隆起成山。

晚古生代中期—中生代中期(燕山运动之前)，北部西伯利亚板块与华北板块俯冲以及南部扬子板块与华北和华南板块俯冲，使得本区长期处于南北挤压的构造背景，形成了EW向或NWW向的凹陷并接受沉积[38]。沉积中心在石炭纪—二叠纪—侏罗纪时期逐渐由南向北迁移，至云岗组时期构造形迹明显向NE向转变[38](图3、图4)。在大同县东庄村东西向展布的古生代地层发现有向斜构造，向斜核部为石炭系上统太原组含煤岩系。在浑源县以东的官王铺—青磁窑一带的地层分布亦显示出了上述特点。

图3 大同盆地石炭系—二叠系太原组(a)和山西组(b)地层等厚线图[38]Fig.3 Isopach maps of Carboniferous-Permian Taiyuan Formation (a)and Shanxi Formation (b)in Datong basin [38]

图4 大同盆地二叠系下石盒子组(a)和上石盒子组(b)地层等厚线图[38]Fig.4 Isopach maps of the lower Shihezi Formation (a)and the upper Shihezi Formation (b)in Permian Datong basin [38]

中晚侏罗世开始，环太平洋构造体系域活动开始活跃。自中侏罗世开始，由于太平洋板块向欧亚板块的俯冲作用派生出强大的NW—NE向压应力[39]，同时存在板块的旋转及左旋剪切作用，至中侏罗世晚期进入主挤压阶段(170～161 Ma)[40]。在此期间，本区开始发育一系列大型NE向褶皱，从断陷向山区，由太古宇到侏罗系、白垩系形成了口泉背斜、黄花梁背斜、六棱山背斜、浑源向斜和大磁窑向斜[34](图5(a))。随着挤压作用的增强，NE向褶皱进一步发育，并形成北西翼倒转的紧闭褶皱(图5(b))。到晚侏罗世晚期本区西缘的口泉褶皱沿轴部断裂，形成口泉—鹅毛口大型逆冲推覆构造[42](图5(c)、图6和图7)。挤压作用形成推覆构造的同时，本区以断块的形式差异上升，并遭受强烈侵蚀夷平，剥蚀作用一直延续到侏罗纪结束[42](图5(d))。尽管此时期的剥蚀作用十分强烈，但是在近东西向和北东向两组褶皱向斜核部的叠加部位，仍然残留了晚古生代及中生代地层，由此推断，在大同盆地内部口泉一带和佛堂寺—吉家庄一带的构造叠加部位亦有残留晚古生代及中生代地层存在的可能。

图5 大同地区地质构造演化示意图Fig.5 Schematic diagrams of geological and structural evolution in Datong area

图6 大同盆地西缘构造带口泉一带素描图[32]Fig.6 Sketch map of the Kouquan segment in the western fault zone of Datong basin[32]O1y.冶里组；O1s.三山子组；C2t.太原组；P1s.山西组；J1y.永定庄组；J2d.大同组；J2y.云岗组

图7 大同盆地鹅毛口一带构造特征Fig.7 Structural features in the Emaokou segment of Datong basin(a)奥陶系灰岩中的反冲断层；(b)叠瓦状逆冲构造；(c)早奥陶世灰岩中具有明显构造运动指向的歪斜褶皱

白垩纪开始，本区挤压断块上升运动逐渐减弱，拉张运动开始。口泉断裂由挤压性质转向拉张性质，并在地层薄弱地带形成张性断层，由于重力作用，怀仁凹陷和后所凹陷两翼地层产状逐渐变缓，并接受白垩系地层沉积。早白垩世早期，首先形成一山间盆地，沉积早白垩世义县组羊头崖段(图5(e))；早白垩世晚期，沉积山前冲积扇河湖相泥岩的左云组，晚白垩世早期沉积河湖相的助马堡组[31](图5(f))。

在早白垩世，口泉断裂转换为正断层，从其东部下降盘上看，在早白垩世，本区整体处于伸展阶段，西部云岗盆地和大同断陷盆地整体进入沉降阶段，大面积的接受沉积，能够与区内普遍出露的地层分布匹配(图8)。助马堡组沉积后，大同地区上升，不再接受沉积，燕山运动结束。至此研究区盆地雏形形成，而后进入新生代，地质构造演化进入以伸张作用为主的喜山运动阶段。新生代整体的构造演化认识与前人成果基本一致。总体沉降的基础上经历了多次震荡[44]。新生代的强烈伸展断陷作用，使得华北地区形成了以NNE向和NE向为主的“盆山”构造体系[44]。对于大同断陷盆地而言，表现为口泉山、黄花梁凸起，六棱山的形成及抬升加强，后所凹陷、怀仁凹陷、浑源断阶和朔州断阶形成与加深，总体形成与现今相似的“三隆二凹”构造格局(图9(a))。至第四纪，伸展作用开始减弱，随着太平洋板块与印度板块对华北板块的挤压，形成具走滑性质的伸展构造背景，在大同断陷盆地表现为，沉降减慢，盆地填平扩张，同时走滑作用形成盆地构造演化末期的花状断裂(图9(b))。

图8 大同盆地早白垩世构造格局纲要图Fig.8 Tectonic outline of the Early Cretaceous Datong basin

4 讨 论

大同断陷盆地自早白垩世形成以来，主要经历了燕山运动的中晚期运动，以及喜山的3期运动。每一期的构造运动对大同断陷盆地的影响截然不同，从而塑造出地层多旋回、断层多期次以及多区带性的盆地。

这些构造运动形成的地质事件可以概括为多期张性断层活动事件、火山喷发形成玄武岩事件、后期走滑断层活动事件和多期沉积间断剥蚀事件。

多期张性断层活动事件：区域两期主要的构造运动——早白垩世的燕山运动和新近纪的喜山二幕运动产生伸展应力，引起口泉断裂的沉降是断陷盆地形成的原因。盆地地层厚度的差异表明白垩纪时期断裂活动强度中等，沉降速率较为平缓，地层厚度变化小，至新近纪时期断层活动强度大，沉积速度快，地层厚度变化巨大，形成典型半地堑的充填结构。

火山喷发形成的玄武岩事件：在保德组地层的下部，钻心表现为玄武岩和粉砂岩、泥岩互层。其中玄武岩的形成与保德组时期活动引起的中部大型断裂DF5有关，该时期断层活动强烈，向下贯穿基底，盆地底部的岩浆能够沿着活动断裂喷发，并在其周边聚集。

后期走滑断层活动事件：在中更新世晚期，受喜马拉雅三幕活动的影响，华北地台普遍具有走滑-伸展应力的特征。大同盆地主要表现为在DF5断层以及缓坡带周边形成类似“花状”断层，这些断层一般断距较小，主要发生在沉积地层的上部，能够与下部断层连通[45](图10)。

图10 大同盆地二维地震剖面构造解释及不整合特征(T0—T4为不整合位置,DF5为断裂)[45]Fig.10 Structural interpretation and unconformity characteristics of two-dimensional seismic profile in Datong basin (T0—T4 showing unconformity position,DF5 denoting a fault)[45]

多期沉积间断剥蚀事件：沉积地层中，出现多个明显角度不整合现象，记录了多次沉积间断事件。比较典型的沉积间断面有：基底面不整合，为变质岩与沉积岩界面；白垩纪顶部不整合，其整体地层接触平稳，缓坡部位出现削截，形成角度不整合；保德组顶部不整合，其下部地层强烈掀斜，形成角度不整合，界面上部有上超现象；静乐组不整合，其上下地层接触平稳，缓坡带具有很小的角度不整合，西部地层具有上超现象。总的来说，该区能够识别基底、白垩系顶、保德组顶、静乐组顶和泥河湾组顶5个主要的沉积间断事件。

总体来看，研究区白垩纪时期属于口泉断裂活动初期，沉降有限，恢复剥蚀量后可见地层厚度平稳，由西向东略微减薄。在断层发育方面，除控盆的口泉断层外，断层规模小，纵向上仅断穿基底。该时期，沉积地层厚度约3 000 m。

白垩纪末至古近纪，受燕山运动末期和喜山一幕构造活动影响，盆地地层整体抬升剥蚀，剥蚀厚度达1 900 m；至中新世中晚期，受喜山二幕构造活动影响，鄂尔多斯东部小型盆地开始沉积地层[47]，至大同盆地约2.5 Ma开始沉积地层，与本区玄武岩年的K/Ar测年数据2.01 Ma相对应。受伸展应力的影响，口泉断裂及中部断裂活动强烈，形成一系列小型的正断层。由于受到构造控制，研究区进入西断东超的断陷盆地发育阶段。保德组沉积时期属于强烈断陷阶段，主要断层活动致使两盘地层厚度差异巨大。中部构造运动引起火山活动，周边发育玄武岩，并且使盆地发生水平扭转式掀斜，东部地层随着掀斜剥蚀强烈，由西向东地层厚度变化明显，且顶部出现明显的角度不整合接触现象[47]。至静乐组沉积时期，断陷活动明显减弱，除了两组大断裂外，其他断层不活动，盆地开始填平补齐，受古地貌高差较大的影响，静乐组沉积时期地层西厚东薄的现象仍然明显。

至第四纪，盆地开始扩展，断陷湖泊开始连接成大型的河湖沉积体系，地层由之前倾斜地层转变为平整地层，早更新统泥河湾组接受沉积，之后受喜山运动三幕的影响，地层整体抬升并接受剥蚀，出现河谷下切的现象[13]。研究区域受到了伸展及伸展走滑运动的影响，形成类似花状的正断层，该时期发育的断裂引起东部埋深较小的保德组时期断裂复活连通，形成顶底断距大、中部断距小的断裂；而向盆地中部，由于保德组地层埋深变大，第四纪断裂难以向下沟通下部断裂而形成两组断裂。之后，沉积上更新统峙峪组河流相地层(图11)。

图11 大同盆地沉积层对比及地震测线构造演化剖面图Fig.11 Sedimentary stratigraphic correlation and tectonic evolution profile of seismic line in Datong basin

综上所述，大同盆地的充填历程复杂，可分为3个构造层：白垩系，为初始沉降层；新近系，为快速断陷层；第四系，为盆地扩展坳陷层。3期断裂发育期，分别为白垩纪早期、保德组沉积早期和泥河湾组沉积晚期，以及5个不整合面(图12)。

图12 大同盆地地层及构造层划分柱状图Fig.12 Stratigraphic and structural framework of Datong basin

5 结 论

(1)大同盆地发育地层自下而上包括白垩系义县组羊投崖段、左云组、助马堡组；新近系上新统保德组、上新统静乐组；下更新统泥河湾组、上更新统峙峪组。

(2)大同盆地形成于中生代晚侏罗世末期—早白垩世早期，其构造演化可分为白垩纪箕状断陷形成、新近纪典型箕状断陷发育和第四纪盆地定型3个阶段。该区充填历程复杂，包括：3个构造层，分别为白垩纪初始沉降、新近纪快速断陷、第四纪盆地扩展坳陷；3期断裂发育期，分别为白垩纪早期，保德组沉积早期及泥河湾组沉积晚期；五个不整合面。

(3)研究区在燕山运动以前存在EW向褶皱构造，燕山运动后在前期构造活动的基础上继续受到NW—SE向的挤压作用。此后尽管遭受了十分强烈的剥蚀作用，但在近EW向和NE向两组褶皱向斜核部的叠加部位，仍残留晚古生代及中生代地层。