洞庭盆地及江汉盆地地质概况

  洞庭、江汉两盆地（以下简称二湖盆地）分别位于长江以南的湖南境内及长江以北的湖北境内，介于北纬28°-31°，东经1 1 1°-115°之间。二湖盆地北邻荆山和大洪山，东靠九岭山、幕阜山，西连武陵山，南依雪峰山；它们的海拔高程多在1000m以上；二湖盆地间为华容附近的东山及望夫山等丘陵高地断续相隔，这里海拔高程在300-400m之间。二湖平原地势低平、标高多在30-50m之间。长江从二湖盆地之间流过，低洼的盆地地形，成为长江的天然调节水库。最大的湖泊有江汉盆地的洪湖、长湖、沉湖、排湖、台湖及仞汉湖等，洞庭盆地则有我国最大的淡水湖——洞庭湖及大通湖、目平湖、半壁湖、七里湖等。
 
  二湖盆地位于长江中游武汉一宜昌之间的狭长地段，其大地构造位置属于扬子断块区(张文佑，1986)，并横跨江南块褶带和扬子断块两个三级构造单元。北部江汉盆地在扬子断块的鄂西块隆之上，其基底由中、古生代地层组成；南部的洞庭盆地则位于江南块褶带的武陵块隆之上，基底以中、古生代及元古界地层为主组成。二湖盆地形成于晚白垩纪燕山运动的晚期。在经历长期隆起剥蚀之后，白垩纪晚期，二湖盆地下沉，开始了盆地发展的历史，潘国恩(1982)认为，在白垩-第三纪期间，二湖盆地四周均为犬的山系包围，构成一个与海隔绝的气候干旱的内陆盆地，膏、盐岩等蒸发岩系发育；但在白垩纪晚期及早第三系初，江汉盆地与洞庭盆地之间除在西部和东部相联外，中间为华容隆起所隔断。随后喜山运动使华  容隆起继续抬升，致使二湖盆地完全隔开，这时南部洞庭盆地在老第三纪除沅江和常德二凹陷接受沉积外，大部分地区都遭受剥蚀，因而洞庭盆地在晚白垩世和古新世至早始新世沉移了夹有碳酸柏岩的砂泥岩层，并含有少量岩盐和石膏的半咸水湖相沉积。其厚度在2000—4000m。曹淑韵(1984)在研究洞庭盆地下第三纪沅江组碳酸沉积环境时，根据地层中的生物化石和沉积矿物认为；洞庭盆地在白垩一第三纪时期是一个在东北部开口并与东部海盆相连通的半封闭盆地；只是在古新世至早新世新沟咀组沉积之后才形成一个独立的盆地。而江汉盆地则一直接受着沉积，但由于盆地内部断块构造活动的不均一性，而导致了盆地中次一级隆起和凹陷形成，白垩一第三系的沉积盖层直接受构造运动及其形态的控制。江汉盆地仅在始新世潜江组就堆积了1000余米的盐岩、膏岩、软泥岩、含膏含盐的砂泥岩层。巨厚的蒸发岩及其分布特征反映了当时湖水面的升降及区域地质构造活动和古气候的变化情况。
 
  二湖盆地的构造是十分复杂的，它们都发育着北东～北东东和北西一北西西两组断裂构造，中、古生代基底为断裂切割成断块，形成凹凸相间的构造格架。其中江汉盆地有江陵凹陷、万城凸起、丫角一新沟凸起、潜江凹陷、通海凸起、沔阳凹陷、习家凸起、沉湖凸起、小扳凹陷、天门一龙赛湖凸起，应城凹陷等。其中以潜江凹陷研究较为详细(胡炳煊、刘义正，1981)，它为一地堑式凹陷，裂陷最深达10000m，凹陷中心在广华寺一带。白垩一第三系地层发育最全，其沉积地层的岩性特征反映了盆地的发育历史。在第三纪从潜江组四层下到荆河镇组就发生过6次湖面升降，如将其合并为二个周期则在沉积地层的岩性组合方面将得到很好的反映，沉积物随着湖面的上升，岩性由细变粗，盐岩、芒硝盐岩和膏岩层则由厚层、多层到薄层、少层，二个周期形成明显的规律性（胡炳煊，刘义正，1981）。这种湖面的升降和由其控制的岩性组合的变化是由区域地壳活动所决定的。巨厚的盐岩层在压力和温度的相互作用下，使盐岩发生塑性流动，并常由凹陷流向隆起斜坡或断裂处而形成盐构造（谢泰俊祁直明等，1983）。潜江凹陷有许多盐构造，其中以王场构造研究较为详细(应维华等，1984)o洞庭盆地中有桃源凹陷、安乡一常德凹陷，沅江凹陷和汨罗凹陷，其间为太阳山凸起、目平湖凸起和新河口凸起所分割，凹陷和凸起以断裂为界，皆为老第三纪和晚白垩世的断陷地，多呈北东和北北东方向延伸。盆地的基底亦较古老；因此在构造和沉积环境等方面与爿部江汉盆地有着十分明显的区别。