陇县的地质构造是什么
㈠ 陇县的地理环境
陇县是一个地貌类型多样，地形破碎复杂的少数县之一，它位于关山和渭北高专原西部的千山之间，其县城属坐落在千河谷地的中部，总地势是西北高而东南低。全县有大小山头3429座，大小沟道1746条，主要河流四条，四条河的主要支流64条，其中最大的千河由西北流向东南，斜贯县境中部，其余三条分别流向南、北，交错切割，自然形成山岭重叠，沟壑纵横，梁峁谷坡，彼起此伏的复杂地形。这些复杂多样类型的形成，是各种自然条件综合作用的结果，其主导因素是地质条件，其次是气候及其它外营力等。陇县的地质条件复杂，地质构造系统代表着不同的构造形式的综合，境内可分为五个地貌单元：千山低山丘陵、黄土梁沟壑区；合谷阶地区；关山山区；六盘山丘陵山地区；景福山区。
㈡ 陇县中学怎么样
简介：陕西省陇县中学为陕西省标准化高中，学校位于陕西省宝鸡市陇县县城东大街。陇县中学是在1939年抗日战争的艰苦阶段，经由时任省教育厅中教科科长的石雨琴（陇县人）倡议，省教育厅决定将省立第二中学部分为基础西迁陇县，委派校长陈廷瓒（解放后任贵州大学教授）创办的。至今已有近七十年历史。1999年考入北京航天航空大学1人，2005年考入北京大学1人，2008年以来，教育质量更上一层楼，考入中国石油大学1人，中国地质大学1人，历年来考入西安交通大学数人。
注册资本：2876.38万人民币
㈢ 宝鸡地形介绍
宝鸡地处东径106°18′-108°03′，北纬33°35′-35°06′。东西长156.6公里，南北宽160.6公里。
宝鸡地质构造复杂，东、西、南、北、中的地貌差异大，具有南、西、北三面环山，以渭河为中轴向东拓展，呈尖角开口槽形的特点。山、川、原兼备，以山地、丘陵为主，呈显“六山一水三分田”格局。
宝鸡市位于中国内陆中心腹地，关中平原西部。属于中纬度暖温带，半湿润气候区。大陆性季风气候类型。冬冷夏热，春暖秋凉，四季分明。境内地形复杂，北部山区、中部川塬、南部秦岭，渭河横贯其中，因而气候类型多样，垂直差异明显，气象灾害频繁。宝鸡市年平均气温13度，全区在7.5-13.0度之间，4-9月为暖温期，10-3月为冷温期。全年无霜期在158-225天。极端最高气温42.7度(扶风)，极端最低气温-25.5度(太白)。宝鸡市平均降水量700毫米，全区在610-780毫米之间，4-10月份降水占全年总量的90%，5-9月为多雨期，7-9月为主汛期，7-9月降水量占全年的60%。历史年雨量最多是秦岭，达1137毫米，年雨量最少是扶风，仅325毫米。
宝鸡市的河流以秦岭为界，分属黄河、长江两大流域。秦岭以北为黄河流域的渭河及基支流水系；秦岭以南为长江流域的嘉陵江上游河段及汉江部分支流河源段水系。
宝鸡独特的地理和气侯条件，为各类植物、鸟类、兽类提供了良好的生态环境。共有资源植物2100多种，动物近500种，仅太白山自然保护区就有植物1550多种，野生鸟类192种，兽类62种。在野生动、植物中，有珍稀保护植物28种，珍稀保护动物28种。一类保护动物有大熊猫、金丝猴、羚牛、秦岭虎、朱鹮等5种。森林和草地是生态系统的主体。宝鸡的气候和地形适合植物成长，是陕西省重要的粮油和农副产品生产基地。中部平原有耕地40.5万公顷，盛产小麦、玉米、油菜、蔬菜等。山区有林地面积64.3万公顷，包括很多果园，种了苹果、核桃、板栗、柿子、梨，桃子等。秦岭，关山的天然森林和在太白县的原始森林中还有野生果树，如猕猴桃，五味子、山荆子、山楂、沙棘果等近百种。野生中药材有500多种，其中有党参、当归、黄芪、天麻、杜仲、山萸、贝母等。
宝鸡市自元古代至第四纪地层发育齐全，经历多旋回构造变动和岩浆活动以及复杂的质变作用，形成多种内生矿床和沉积矿床，矿产资源丰富。境内已发现矿产资源23种，产地255处，以有色金属矿占优势。有铁、铜、铅锌、镍、金银、钨、铂、汞、黄铁等金属矿产212种，石灰石、电石灰石、大理石、白云石、硅石、耐火粘土、萤石、磷块岩、石英岩等非金属矿产43种。宝鸡地区煤矿主要集中在凤县，有草滩沟、罗钵庵、扈家窑等煤矿，陇县娘娘庙、联游北马坊也有分布。境内地热资源比较丰富，主要分布在渭河谷地、渭河北岸断裂与秦岭山前断裂之间的狭长地带，眉县汤峪是陕西省内著名的温泉疗养地。
㈣ 地理位置的功用
揭示自然要素
前面已经论述，自然地理位置能很好的向人们展示出一个地理事物所具有的独特延期要素。
气候
以中国陇县为例，它位于中国大兴安岭--兰州--冈底斯山线以西，在非季风区内，属于过渡性的温带大陆性气候，但也会伴随着季风强弱的因素，有时也显示出季风性的特点。境内根据地形地貌的特点，从北到南，大致可分三个气候区：
Ⅰ、北部半干旱温和气候区；
因本地地处中国西北内陆区，远离海洋，加上重重山岭阻挡，海洋水汽难以大量到达。这种位置形成了这种特殊的气候。
Ⅱ、中南部浅山温凉半湿润区；其地形因素因海拔较低，来自太平洋的湿润气流会产生一些影响，导致本区相对气候温暖湿润些。
Ⅲ、南部中山湿润寒冷区。
另外，县城所在的川道地区，因处于我国暖温带位置，常年年平均气温10.7℃，≥0℃的平均积温4000℃，≥10℃的平均积温3400℃；年平均降雨量600.1毫米；无霜期为200天；年平均日照2033.3小时，日照百分率46%，≥0℃期间的平均日照1605.5小时，≥10℃期间的平均日照1103.8小时。表现出温带季风性气候的特征。总体而言，本区的气候状况我们是可以从所处我国的海陆位置和经纬度僮大致归纳出其气候表现的。
地貌
地理位置从另一个方面可反应出地形地貌的大致分布格局。陇县是一个地貌类型多样，地形破碎复杂的少数县之一，它位于关山和渭北高原西部的千山之间，其县城坐落在千河谷地的中部，总地势是西北高而东南低。看其地貌大势，位于中国第二级阶梯上，是中国四大高原之一黄土高原地区的一分子。这种背景决定其地形地貌不会脱离这种格局的影响。而这种表现也在某种程度上由中国大致格局第二极阶梯的地形位置特征所概括。全县有大小山头3429座，大小沟道1746条，主要河流四条，四条河的主要支流64条，其中最大的千河由西北流向东南，斜贯县境中部，其余三条分别流向南、北，交错切割，自然形成山岭重叠，沟壑纵横，梁峁谷坡,彼起此伏的复杂地形。这些复杂多样类型的形成，是各种自然条件综合作用的结果，其主导因素是是气候及其它外营力作用所致等。
地质
陇县按照世界所公认的板块构造学说来判断，应该处于亚欧板块与印度洋板块相互挤压断裂地带，地壳较为活跃。因此，其地质条件复杂，地质构造系统代表着不同的构造形式。境内可分为五个地貌单元：
1、 千山低山丘陵、黄土梁沟壑区；
2、合谷阶地区；
3、关山山区；
4、六盘山丘陵山地区；
5、景福山区。
当然，自然地理位置不只是揭示出这些要素，比如还可大致显示其他气象现象发生的情况。例如，台风多发地，梅雨发生地等，都需要用到其自然地理位置来刻画。
表征人文功能
地理位置的一个最为重要的地方，它能先天地与人们的主观需要发生不谋而合的结合，从而表征出独特的区位优势。
地理位置影响交通发展
地理位置对于交通事业的发展不容怀疑。例如，中国的海洋运输事业自古以来就很发达，首先归功于中国拥有东部曲折的海岸线，多优良港湾，为发展海洋运输带来奠定基础。随着人们交往的增多，物流量人流量的增多，其交通价值更是明显。这个功能也主要显示出强烈的地理位置优势，向东可到日本，美洲等国家，向南可到东南亚，南亚，西亚，非洲等地区；另外，中国大陆又背靠亚欧大陆，为建设陆上发达交通提供可能。中国的“第二亚欧大陆桥”可以一直从连云港向西到达欧洲荷兰国家境内。这充分显示出我国海陆位置的天然区位优势。这是从大尺度考察功能性位置的方面。当然，它首先是以自然地理位置为基础的。又如，欧洲各国的发达，也无不得益于便利的海运。海运的发达首先是离不开天然的曲折通幽的海岸线条件，有利于成就像早先发达的海运大国--英国。
地理位置影响经济开发
优良的地理位置，可以形成世界的集散中心。人流与物流会异常的兴盛。这特别是在世界经济贸易迅速发展的时期。例如，中国的香港，虽然在早期只是个小小的转运码头，但是其天然的地理位置却是得天独厚的。不仅是太平洋与亚洲边线的完美结合点，也是大西洋尤其是东岸英国与大西泮洋西岸尤其是美国连线的反向延长线的时区中点位置。这个位置意味着什么呢？意味着香港可以不受时差的限制而24小时全程全球性地开展业务工作。这在世界上是少有的。
地理位置影响政治中心选择
地理位置决定一个国家的政治中心建设，这在很多国家都有先例。以中国为例，自古以来，很多当政者都非常看重地理位置的选择。政治中心，是一个国家的工作心脏，是国家的大脑。因此，选好政治中心非同小可。中国把北京作为中华人民共和国的首都，其主要因素是因其特殊的地理位置所决定。北京位于中国东部沿海地区，而且扼守连结东北与关内的咽喉地带，属于雄鸡的咽喉地带（中国形状像一只雄鸡，故有此说），战略地位十分重要。同时，它靠近俄罗斯，蒙古两国，无战争之忧。东有渤海，有辽宁、山东两个半岛拱卫，战略上十分安全。此外，北京是明清两代五百年帝都，经受了历史的严格考验。
当然，地理位置还可以影响其它功能，如对外贸易功能，文化源地形成等。
㈤ 陕西省宝鸡市是一个什么样的城市
宝鸡，古称陈仓，是华夏始祖炎帝的故乡，周秦王朝的发祥地，素有“炎帝故里、青铜器之乡、佛骨圣地、民间美术之乡”美誉。位于陕西关中西部，地处陕、甘、宁、川四省（区）结合部，处于西安、兰州、银川、成都四个省会（首府）城市的中心位置，陇海、宝成、宝中铁路在此交会，是中国境内亚欧大陆桥上第三个大十字枢纽。辖九县三区，市域面积1.82万平方公里，总人口376万，其中市区人口75万，宝鸡地处东径106°18′~108°03′，北纬33°35′~35°06′。东西长156.6公里，南北宽160.6公里。东连咸阳市，南接汉中市，西、西北分别与甘肃省天水市和平凉市毗邻，全市总面积18172平方公里，其中市区面积555平方公里，建成区面积60.44平方公里。
宝鸡地质构造复杂，东、西、南、北、中的地貌差异大，具有南、西、北三面环山，以渭河为中轴向东拓展，呈尖角开口槽形的特点。山、川、原兼备，以山地、丘陵为主，山地占总面积56%，丘陵占总面积26.5%；川原占总面积17.5，呈现“六山一水三分田”格局。
(二)土地
全市土地总面积18172平方公里，其中耕地总面积568万亩，有效灌溉面积279万亩，占总耕地面积的53％。种植业面积较大，占66.4％，林业占4.4 ％，牧业占14.4％，副业占14.7％，渔业仅占0.1％。
(三)水资源
全市的河流以秦岭为界，分属黄河、长江两大流域 。秦岭以北为黄河流域的渭河及基支流水系;秦岭以南为长江流域的嘉陵江上游河段及汉江部分支流河源段水系。黄河流域各河流的流域面积占全区河流面积的70％左右;长江流域各河流的流域面积约占30％。全市的水资源总量为48.8亿立方米，其中地表水径流量41.3亿立方米，地下水可采量7.5亿立方米。根据现有工程设施，可控制利用水资源量为11亿立方米，占水资源总量的23％。
(四)生物
宝鸡独特的地理和气侯条件，为各类植物 、鸟类、兽类提供了良好的生态环境。共有资源植物2100多种，动物近500 种，仅太白山自然保护区就有植物1550多种，野生鸟类192种，兽类62种。 在野生动、植物中，有珍稀保护植物28种 ，占全省保护植物的75.7％，珍稀保护动物28种，占全省保护动物的93％。一类保护动物有大熊猫、金丝猴、羚牛、秦岭虎、朱鹮(朱缳)等5种，占全省一类保护动物的100％。森林和草地是生态系统的主体，全区森林面积935.8万亩，占全省森林面积的13％，森林覆被率达34％。
[旅游资源]
宝鸡古称陈仓，是华夏始祖炎帝的故乡，周秦文化的发祥地，名胜古迹众多，素有“青铜器之乡”，“民间艺术之乡”的美称。其中：周原遗址位于岐山，扶风交界处，是古周人早期都城岐邑所在地，出土了大量青铜器、陶器、甲骨文等；北首岭遗址位于市区金陵河对岸，距今7000多年，发现遗房32座、窑15个、墓439座及工具用具1700多件；市东的钓鱼台，为周朝姜太公钓鱼处；周公庙为西周周公旦的采邑；这些景点向人们显示了丰富的周秦文化。
位于扶风县法门镇的法门寺，素有“关中塔庙始祖”之称，建于1700多年前的东汉，是安放释迦牟尼真身舍利的著名寺院，是一个“世界级”的旅游胜地；金台观位于市区陵原北坡，洞内有张三丰塑像，内还展有周素文化和民间工艺品；麟游县的九成宫遗址，系隋唐皇家避暑胜地，现有众多古物书碑；此外，风翔县的东湖、陇县的龙门洞，景色优美；市区南部的太白山国家森林公园，山脚下有著名的汤峪温泉，山上风光秀丽，珍禽异兽、奇花古木繁多，还有芳香寺、玉皇地、南太门、太白庙等殿堂寺庙，形成了人间仙境般的景色。
㈥ 地质、地貌
一、地貌
鄂尔多斯盆地海拔为1000～1700m，地形总体从西北向东南倾斜，呈高原地貌景观，大致以长城为界，可分为两大地貌单元:北部属波状沙漠高原，大部分被沙漠覆盖，有库布齐沙漠和毛乌素沙地，地形平缓，呈波状起伏，海拔为1100～1500m，相对高差为30～80m;南部属黄土高原，构成我国黄土高原的主体部分，黄土厚100～200m，在姬塬一带厚度可达300余米，沟壑纵横，切割强烈，地形破碎。
子午岭将黄土高原分为东、西两部分，东部为陕北黄土高原，海拔为1300～1600m，地势自北向南、自西向东逐渐降低，地形切割破碎，多呈梁、峁地貌类型;西部为陇东黄土高原，地势自周围向中部的马莲河口降低，形成陇东盆地，中部和南部地区，黄土塬为主要地貌单元，如董志塬、长武塬、北极塬等，塬面平坦，往往被冲沟切割成众多塬块，面积23～227km2。
二、构造
1.盆地内构造
鄂尔多斯盆地是一个SN走向、不对称的中生代缓倾向斜盆地，周边以断裂为界。这些断裂深达盆地基底，活动时间长，自中生代早期至新生代均有活动，控制着盆地的形成与发育，分属不同构造体系，西部边界断裂为磴口-平凉断裂，属高角度逆冲断裂;北界为黄河断裂(磴口-托克托断裂)，南界为渭河盆地北缘断裂，均属裂谷型高角度正断裂;东部为离石断裂。向斜西翼受六盘山逆冲断裂带破坏，形成陡倾的逆冲断阶带，见图3-1-2。
鄂尔多斯盆地，北起伊盟隆起，南抵渭北断褶带，轴线SN走向，内部无大型断裂构造，为较完整缓倾不对称向斜，向斜东翼向西缓倾，岩层倾角多小于1°，又称伊陕斜坡;西翼距轴部10～20km，向东倾斜，倾角1°～10°;向斜轴部呈SN走向，地层倾角平缓，埋深最大，呈带状，紧邻盆地西缘，也称天环坳陷。
伊盟隆起位于盆地北部，北起黄河断裂，南接主体向斜，西连西缘逆冲断裂带，东靠晋西挠褶带，与河套断陷相邻。北界为一系列EW走向、北倾斜的高倾角正断层带(磴口-托克托断裂)，自南向北呈阶梯状断落，南升北降，古新世以来活动强烈。伊盟隆起基底为古老的结晶岩系，盖层为古生界和中生界，厚度不超过1km，地层从南向北超覆，北部缺失下古生界，隆起中部为二叠系和侏罗系。
图3-1-2 鄂尔多斯盆地横剖面示意图(据侯光才等，2008)
2.盆地周边构造带
盆地周边构造带由西缘逆冲构造带、渭北隆起和晋西挠褶带组成，分属不同构造体系。
(1)西缘逆冲构造带
东起磴口-平凉断裂，西至贺兰山-六盘山褶皱带，近SN走向，北起磴口，南至宝鸡一带，长约300km，为我国北方西部构造体系与东部构造体系的结合部。由一系列的高角度逆冲断裂组成，断距大且深，使基底发生错断。大体以青铜峡—马家滩为界，断裂带分为南、北两段。
北段:由一系列的高角度逆冲断层组成，断层倾向多样，基底卷入变形，前震旦系变质杂岩及下古生界灰岩常逆冲到中生代地层之上，出露地层普遍较老。近EW走向的平推断层将该断裂分割为3部分，北部的桌子山段，以西倾高角度逆冲断裂为主，由一系列SN走向的向斜、背斜组成;中部的石嘴山段，由东倾的逆冲断层组成，为一大型逆冲断隆;南部的陶乐—横山堡段，由一系列的东倾逆冲断裂组成，断层密集，规模大，由北向南断层密度和规模逐渐减小，至横山堡进入转换带。
南段:北起马家滩，南至平凉，属祁连山褶皱带与鄂尔多斯地块的结合部，由一系列西倾叠瓦状逆掩断裂组成，倾角上陡下缓，未波及基底，以逆冲推覆构造为特征。该段被东西向平推断裂分割成南、北两部分。北部，自马家滩至惠安堡，为南、北两大逆冲构造体系的转换带，由一系列叠瓦状逆掩断层和夹于其间的褶皱冲断席组成，逆掩推覆作用发育，剖面上地层多呈重复叠置;南部，北起沙子井，南至平凉，以西倾逆冲断层为主，推覆体主要为三叠系，其下为寒武系—奥陶系组成的大型背斜构造。
(2)渭北隆起
位于鄂尔多斯盆地南缘，沿千阳、永寿、铜川、黄龙、宜川一线分布，呈EW走向，为中生代燕山期隆起。新生代，南部断陷，以梯状断阶或以地堑、地垒相间的形式出现，构成渭河盆地的北缘。断裂多为正断层，走向NE50°～60°，断面南倾，倾角35°～55°。
(3)晋西挠褶带
离石断裂是晋西挠褶带的东部边界，同时也是鄂尔多斯盆地的东部边界。该断裂呈SN走向，北起林格尔，经兴县、方山县、蒲县，南至黑龙关，长约270km，为高角度逆冲深断裂，断至岩石圈，倾向多变，北部断面西倾，倾角60°～80°;中段断面东倾或西倾;南段主断面东倾，倾角45°～70°。燕山运动使断层东侧的吕梁山断块向西推挤，使离石断裂西部形成了近SN走向的一系列短轴背斜，构成晋西挠褶带。从区域上看，晋西挠褶带东翘西伏，岩层产状西倾，倾角5°～10°，可看成鄂尔多斯向斜东翼的上翘部分。
三、地层
鄂尔多斯盆地地层与华北地区基本相同，自下而上，地层基本序列为:太古宙—元古宙结晶片岩，中新元古界浅变质碎屑岩-碳酸盐岩及少量火山岩，古生界寒武-奥陶系碳酸盐岩，石炭系—侏罗系碎屑岩，白垩系碎屑岩以及新生界松散堆积物。其中，寒武-奥陶系碳酸盐岩、白垩系碎屑岩和第四系的黄土和砂砾石层是区内重要的含水岩系。盆地的向斜构造使老地层呈环带状出露在盆地周边，盆地内则主要出露中生代地层，表层多为第四系沉积物覆盖。
1.前寒武系
前寒武系主要出露在盆地周边的构造隆起区。太古宇主要为黑云母片麻岩、花岗片麻岩等，元古宇主要为浅变质绿片岩，在盆地内主要构成盆地的基底。
蓟县系主要为深灰—灰白色中厚层硅质条带或硅质团块白云岩，下部偶见砾岩透镜体。岐山一带厚度大于2000m，陇县一带厚度为500～700m，与下伏前长城系的砂页岩及火山岩和上覆寒武系均呈角度不整合接触。蓟县系在渭北西部、陇县、千阳、平凉和宁夏南部是重要的岩溶含水层。
2.寒武系
(1)下寒武统
猴家山组(1h):角度不整合或平行不整合在前震旦系之上，底部为灰黄色含砾石英砂岩、鲕粒灰岩，上部为紫灰色灰岩、砂质白云岩与页岩互层。
朱砂洞组(1zs):为一套灰白色、深灰色中厚层白云岩、白云质灰岩，厚13.1～47m。
馒头组(1m):为紫褐色砂质白云岩、灰白色石英砂岩、页岩、鲕状灰岩、白云质灰岩等，与上覆地层张夏组呈整合接触，厚50～535m。
(2)中寒武统
在盆地中部、东部、南部和西北部称为张夏组，而在西南部则称为陶思沟组和呼鲁斯台组。
张夏组(Є2 z) : 以灰色中厚层鲕状灰岩为主，夹薄层灰岩、竹叶状灰岩，与上下地层呈整合接触，厚49 ～ 354m，具南厚北薄、东厚西薄的特点。
陶思沟组(Є2 t) : 出露在宁夏青龙山一带，为灰白色、灰黄色薄层细粒石英砂岩、白云岩、灰岩和页岩，厚109.5m，整合在朱砂洞组之上。
呼鲁斯台组(Є2h) : 与下伏陶思沟组呈整合接触，为紫红色页岩与薄—中层灰岩、泥质条带灰岩不等厚互层，间夹鲕状灰岩和竹叶状灰岩，厚144.6m。
(3) 上寒武统
在盆地西缘称为炒米店组和阿不切亥组，在东部地区称为三山子组(延至奥陶系) 。
炒米店组(3 ch) : 主要分布在桌子山和岗德尔山背斜的两翼，岩性为灰色泥质条带灰岩、竹叶状灰岩、鲕状灰岩透镜体和页岩，厚215.6 ～ 337.6m。
阿不切亥组(Є 3-O1 ) : 分布于宁夏青龙山等地，为泥质条带灰岩，夹白云质灰岩、白云岩、竹叶状灰岩和鲕状灰岩及少量页岩，与下伏呼鲁斯台组呈整合接触，厚70.88 ～433.6m。
三山子组(Є 3-O1 ) : 广泛出露于盆地周边地区，上部为浅灰色中厚层含燧石细晶白云岩，下部为黄灰色夹紫灰色薄层细晶白云岩、竹叶状砾屑粉晶白云岩和薄层泥质粉晶白云岩。厚93 ～ 200m。
3.奥陶系
奥陶系出露于盆地周边，主要出露于西北缘桌子山及其南的经黑山、太阳山、云雾山，盆地南缘的景福山、铁瓦殿、金栗山以及东缘的稷王山、汉高山和偏关，总体呈U字形分布，盆地内奥陶系深埋于地下。
(1) 下、中奥陶统
马家沟组(O1-2m) : 盆地内广为分布。大体以泾河为界，东、西两部分岩性有所差异。东部地区，底部为灰褐色钙质砾岩、含砾砂岩，中部以黄绿色黄灰色泥灰岩、页岩为主，上部以灰色、深灰色中厚层白云质灰岩、灰岩为主，厚200 ～ 350m。西部地区，在岐山、泾河一带，为灰色、灰白色中厚层灰岩，厚度在1000m 以上; 在桌子山、青龙山一带，为灰色、深灰色中厚层泥灰岩、白云质灰岩，厚50 ～ 570m。该组与下伏寒武系呈整合接触。
(2) 中奥陶统
峰峰组(O2 f) : 分布在盆地东缘及富平以东，下段为灰黄色、褐黄色薄层泥灰岩与深灰色白云质灰岩、厚层灰岩互层，局部夹石膏; 上段为灰色中厚层白云质灰岩、灰岩及褐灰色白云岩。与下伏地层为整合接触，与上覆石炭系呈平行不整合接触，厚193.55 ～ 389.06m。
平凉组(O2p) : 主要分布在渭北地区，富平一带主要岩性以多层凝灰岩和混杂角砾岩和薄板状灰岩为特征，厚860m; 在渭北西部，为黄绿色、灰绿色页岩夹紫红色粉砂岩，间夹泥灰岩; 东部富平一带底部夹燧石条带灰岩，厚800m。
(3) 上奥陶统
主要分布在盆地的西缘。
西缘背锅山组(O3b) : 为灰色、肉红色中厚层、块状灰岩，夹少量黄绿色页岩。在陇县一带上部为黄绿色页岩，夹紫红色粉砂岩、灰色细砂岩和瘤状灰岩，下部为灰色块状灰岩、角砾状灰岩。
4.石炭系—侏罗系
加里东运动时期，本区抬升，在志留纪、泥盆纪和早石炭世遭受剥蚀，沉积缺失。到晚石炭世开始出现海陆交互相沉积，石炭系岩性为深灰色、黑色泥岩、页岩，煤层夹白色砂岩、薄层泥灰岩等，厚200～700m，平行不整合在奥陶系之上，陕北的太原组高产天然气，也是主力煤层。
二叠系:是一套碎屑岩夹煤系建造，主要有山西组(P1s)、石盒子组(P2sh)和孙家沟组(P3s)，大部分埋于地下，出露于桌子山地区和东部的沟谷中。岩性为中、细砂岩、泥岩互层，夹数层可采煤，厚300～500m。其中山西组和石盒子组是鄂尔多斯盆地北部重要的天然气产层和主力采煤层。
三叠系:为一套内陆河流、湖泊、沼泽相的碎屑建造，大面积出露于东部沟谷中，全盆地均可钻遇，厚度超过5000m。自下而上，刘家沟组(T1l)为一套砾岩、砂岩、粉砂岩、泥岩组成的完整沉积旋回;二马营组(T2e)以中粗粒长石砂岩、砂质泥岩、粉砂岩为主，上部夹炭质页岩、油页岩;延长组(T3y)、瓦窑堡组(T3w)以砂岩为主，夹泥岩、炭质页岩、油页岩及煤层，是鄂尔多斯盆地重要的产油层和含煤地层。
侏罗系:为一套河湖相碎屑岩夹煤层沉积，全盆地均有发育，平行不整合在三叠系之上，厚度超过2000m。早期，富县组(J1f)为河流-河流湖沼沉积，以泥岩、砂岩沉积为主，夹少量泥灰岩、砾岩、薄层煤;中期为河流-湖沼沉积，以砂岩、泥岩不等厚沉积为主，夹煤层、页岩、煤线，由下而上分为延安组(J2y)、直罗镇组(J2z)、安定组(J2a);晚期仅在盆地西缘的桌子山地区有山麓相的砂砾岩出露。侏罗系是盆地内煤、石油及砂岩型铀矿的主要产层。在煤层浅埋区和出露区有煤层自燃形成的烧变岩，其厚度不甚稳定，为5～15m，常成为地下水的补给通道。
5.白垩系
鄂尔多斯盆地在白垩纪时为完全封闭为统一的湖盆。碎屑沉积物埋藏浅，成岩程度较低，较为松散，孔隙发育，沉积厚度大，大于1300m，地下水蕴藏丰富，是盆地内主要的含水地层。盆地内地层可分为保安群和六盘山群。六盘山群，仅分布在盆地西南六盘山以东的平凉和陇县;保安群，分布于盆地的大部分地区，主要出露于伊盟隆起北部，在白于山以北为毛乌素沙地覆盖，仅在地形较高处有小面积出露。
(1)保安群
保安群自两翼向核部厚度逐渐增大，翼部为300～800m，核部则大于1000m，自下而上，可分为宜君组、洛河组、环合组、罗汉洞组等。
宜君组(K1y):为一套山前洪冲积物，岩性主要为杂色砾岩、砂砾岩，厚0～320m，呈扇状、丘状、透镜状产出，从盆地边缘向盆地内尖灭，或相变为河湖相的洛河组;主要出露在盆地南缘的千阳、彬县、旬邑及东缘的安寨、宜君、甘泉、耀县等地。
洛河组(K1l):为一套近源冲积扇、辫状河、沙漠相的沉积组合，岩性以砖红色、棕红色、紫红色长石砂岩、石英砂岩为主，具巨型交错层理和板状层理，分布稳定，盆地内均可钻遇，一般厚度为250～350m，最厚可达855m;大体在伊金霍洛旗—乌审旗—盐池—环县—泾川—长武一线以东，砂岩以沙漠相沉积为主;盆地南缘、西缘，盆地北部、东北部的鄂尔多斯以南则是以河流向沉积为主。该地层中，泥岩类地层不足10%，砂层所占比例高，占90%上，结构松散，孔隙发育，连通性好，延伸距离长，分布广，有巨大的储水空间，使之成为鄂尔多斯盆地最重要的含水层。
环河组(K1h):与下伏洛河组呈整合接触。分布范围比洛河组要向西收缩，一般厚度为200～600m;在向斜核部厚度最大，达800～900m;东部边缘厚度较薄，为0～100m。该组岩性变化较大，大体以白于山北—盐池—靖边一线为界，北部，大部分地区以辫状河相和曲流河沉积为主，岩性为紫灰色、棕红色、青灰色岩屑长石砂岩、长石砂岩、砂砾岩，夹棕红色泥岩和泥质粉砂岩，底部为粗大的砾岩;南部，以湖相沉积为主，岩性为青灰色、灰色细粒砂岩、粉砂岩、泥岩和少量膏岩等细粒沉积物，其中，砂层主要为水下、水上三角洲河道沉积，具有北厚南薄、西厚东薄的特点。
罗汉洞组(K1lh):主要分布在盆地北部的杭锦旗、伊克乌素和西部定边、环县、庆阳、泾川一线，一般厚0～150m;北部主要是洪积扇和辫状河沉积，由棕红色、姜黄色砂岩、含砾砂岩、砾岩夹泥岩透镜体组成;南部以辫状河与沙漠相沉积为主，为棕红色、紫红色中粒、不等粒岩屑长石砂岩、长石砂岩、钙质细砂岩夹紫红色泥岩。该组与下伏环河组呈侵蚀接触，超覆在奥陶系—三叠系之上。
(2)六盘山群
六盘山群分布在陇县和平凉地区，呈NW向展布，不整合在侏罗系之上。主要是一套紫红色、灰绿色山麓相、河流相和湖相碎屑沉积建造。自下而上，可分为三桥组、和尚铺组、李洼峡组等，各组间均为整合接触。
三桥组(K1s):分布于宁夏的西吉、同心、固原和泾源等县。岩性为山麓相的浅棕黄色、灰紫色块状砾岩，局部夹砂岩透镜体，钙质胶结，局部含灰岩质的砾石较多，易溶蚀成岩溶孔隙，成为良好的含水地段。
和尚铺组(K1hs):分布于宁夏的同心、固原，甘肃的华亭、庄浪和陕西的陇县、千阳等县。岩性为紫红色、棕红色、棕紫色砂砾岩、砂岩、粉砂岩、泥岩，加少量白色长石石英砂岩，有底砾层，属湖相沉积。该层厚度变化较大，在华亭厚度最大，达1216m，向东变薄;在宁夏境内厚度由北向南增大，厚度在38.7～762.4m之间;在陕西厚度为489m，东薄西厚。
李洼峡组(K1lw):分布在宁夏的同心、固原、西吉、彭阳，甘肃的华亭和陕西的陇县。岩性为一套紫色、灰绿色灰白色砂岩、泥岩、泥灰岩的湖相沉积，与和尚铺组为同层相变关系，厚度为90～618m。
6.新生代
(1)古近系—新近系
古近系—新近系在地表广泛出露于盆地中、西部，底部与下伏老地层呈不整合接触。发育地层有渐新统、中新统和上新统。
渐新统清水营组(E3q):分布于盆地西部，岩性为褐红色、砖红色泥岩、粉砂岩夹灰绿色砂岩、泥岩和石膏层，局部夹灰白色石英砂岩、砂质泥岩，厚度变化大，从几十米到数百米。
中新统红柳沟组(N1h):分布在桌子山、同心、固原等县。与下伏清水营组呈平行不整合接触，岩性为橘红色、橘黄色粘土、粘土质沙土夹灰白色石英砂岩、砂砾岩透镜体，厚73～956m。
上新统:呈残片状分布在盆地边缘，在东部地区称为保德组(N2b)和静乐组(N2j)。保德组，为洪积、冲洪积、湖积相的棕红色、棕黄色砂砾石层、粘土、亚粘土、层状钙质结核和灰绿色粘土、泥灰岩，厚2～070m;静乐组为河湖相的红色、灰绿色粘土夹砂砾石透镜体、泥灰岩和钙质结核层，厚10～25m。
(2)第四系
洪积层:第四系各统均有发育，主要分布在阴山、贺兰山、六盘山等山前地带，岩性为灰色或杂色砾卵石、砂砾石夹粘质砂土透镜体，厚5～130m。
黄土:包括下更新统的午城黄土、中更新统的离石黄土和晚更新统的马兰黄土，主要分布在盆地的东部、西部和南部，其余地区零星分布。午城黄土，下部为淡肉红色亚粘土(石质黄土)，夹数层至数十层棕红色古土壤层;上部为浅肉红色石质黄土层，夹10～20层钙质结核层，厚2～84m。离石黄土，为灰黄色、浅褐黄色粉砂质黄土，夹数层褐红色古土壤层和白色钙质结核层，柱状节理发育，厚2～235m。马兰黄土，为浅黄色粉砂质黄土，夹钙质结核，柱状节理发育，较为松散，厚5～70m。
湖积层:主要有上更新统的萨拉乌苏组和全新统的冲湖积层。萨拉乌苏组主要分布在盆地的东部和南部，为湖积相和风积相沉积，厚5～90m，底部有1～2m厚的泥炭层;中部为中粗砂与粉砂质粘土互层;顶部为浅灰色粘土质粉砂，是主要含水层。全新统的冲湖积层，分布在黄河两岸、银吴盆地、卫宁盆地等地形低洼处，岩性为灰黄色、灰黑色细砂、粉砂粘土和淤泥，厚1～30m。
冲洪积层:主要分布在各地山前冲积平原和大型河流的一、二级阶地，岩性主要为灰黄色砂砾石层、砂层夹薄层黏性土透镜体，厚1～30m，是主要含水层。
四、盆地发展史
早古生代:鄂尔多斯地区位于华北地台西部，寒武纪、奥陶纪广大的华北地台区为辽阔的海洋，以海相沉积为主，沉积了一套巨厚的碳酸盐岩地层;志留纪，本区随华北大部分地区抬升，遭受剥蚀，沉积缺失，一直延续到晚古生代的泥盆纪和早石炭世。晚石炭世，华北地台重新成为浅海，出现海陆交互相的煤系沉积。二叠纪，本区由浅海转变为宽阔的内陆盆地，以内陆河流、湖泊、沼泽相的碎屑建造为主。
中生代:三叠纪、侏罗纪，盆地仍以内陆河流、湖泊相沉积为主，煤系建造普遍发育，区内气候逐渐转为干燥炎热;白垩纪早期，气候干燥炎热，盆地内以洪冲积扇、辫状河及沙漠相沉积为主;白垩纪中后期，盆地整体抬升，遭受剥蚀。
新生代:受青藏高原隆升产生的边际效应影响，鄂尔多斯盆地继续沿断裂整体抬升，成为台地，并褶皱成向斜，形成碟状高原，渐新世盆地中西部地区重新接受沉积，新近纪沉积范围有所扩大，成为较稳定的内陆盆地。周围断陷盆地开始形成，银川盆地、河套盆地、汾河、渭河盆地形成裂谷型地堑盆地，盆地内沉积了河湖相的红色砂、泥岩。
第四纪:早更新世，本区延续新近纪构造格局，湖区面积缩小，仅在庆阳、静乐等局部地区有坳陷型河湖相沉积;而周边的裂谷断陷盆地继续深陷，湖泊广为发育，沉积了巨厚的河湖相沉积，如渭河断陷盆地在这一时期沉积厚度就超过1744.5m。中、晚更新世，全区以抬升为主，抬升差异性明显，在乌审旗、靖边和榆林一带形成相对的低洼区，形成萨拉乌苏组河湖相沉积，在东南部普遍有离石黄土和马兰黄土沉积，黄土厚100～300m;周边地堑盆地继续沉降，并伴有NE向断裂发生，形成一系列的斜列断阶和断隆;同时，河流侵蚀作用加强，相互袭夺联通，使银川盆地、河套盆地、渭河盆地以及汾河盆地相互连通，构成现代黄河中游水系，盆地中以河流沉积为主。晚更新世—全新世，本区继续抬升，但上升幅度有所减弱，南部及东部地区河谷下切作用强烈，形成晋陕大峡谷，河谷中常可见到3～4级阶地。
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㈧ 构造体系类型划分
该区发育多种构造体系，经研究发育了5 类大型的构造体系，即：纬向构造体系，华夏构造体系，新华夏构造体系，经向构造体系及祁吕贺兰“山”字型构造体系图2-1。在盆地中部发育两组棋盘格式构造，属中小型构造，但具有重要的控油作用。此外，还有小型旋扭构造及弧形断裂存在。
2.1.1 纬向构造体系
该体系主要发育在鄂尔多斯盆地北部，中部和南部，北部为阴山纬向构造体系，中部为区域东西构造带，南部为秦岭纬向构造体系。
2.1.1.1 阴山纬向构造体系
鄂尔多斯盆地北部及北缘地区，发育天山-阴山纬向构造体系的阴山段南部构造成分，构造发展史复杂，历经加里东期、海西期、印支期、燕山期及喜马拉雅期多次构造活动，构造活动控制着广大地带的岩浆活动、动力变质带、沉积相带的展布及其构造演化。盆地内其主体分布于伊盟隆起及隆起南邻地带，黄河断裂带是该盆地与阴山带的分界。该体系总体特点如下：
（1）基底断裂带
基底断裂带自北而南见图2-2。
1）五原北-呼和浩特断裂带：该断裂带是核桃地区与天山-阴山造山带的接触带，形成于元古宙，古生代活动明显，中新生代活动强烈，断裂倾向N，倾角30°～80°，是阴山带南缘一条深大断裂带。
2）临河-托克托断裂带：该断裂带是鄂尔多斯盆地北缘一带状断裂带，在重力和航磁异常图上均有明显反映，是异常区的分界带。
3）杭锦旗南-东胜南断裂：该断裂西起磴口西南，向东经杭锦旗南、东胜南，至大同西南，为一近EW向略向南凸弧形断裂，总体上近EW向展布。该断裂是位于伊盟隆起内部的一条断裂，是控制岩性的断裂之一，断裂以北为中下太古界集宁群，以南为上太古界乌拉山群（汤锡，1993）。
4）正谊关-偏关断裂：该断裂西起内蒙古宗别立，向东经正谊关、鄂托克旗、伊金霍洛旗南，再向NEE向延伸到偏关，总体上近EW向展布，在盆地内呈向南凸出的弧形，在西端（桌子山以西）出露地表，称之正谊关断裂，为断面北倾的压扭性断裂，个别地段表现为右行平移断裂。
（2）基底航磁异常
基底航磁表现为3个EW向正异常带和两个负异常带（图2-3），即：3个正异常带有：呼和浩特、托克托、那托克西-偏关；两个负异常带有：包头和东胜。
（3）基底重力异常
基底重力异常图（图2-4）：正异常带有：呼和浩特及托克托；负异常带有包头和杭锦旗。
图2-1 鄂尔多斯盆地及周缘构造体系特征图
图2-2 鄂尔多斯盆地及周缘基底断裂分布特征
（4）古生代纬向系
古生代纬向系表现为：阴山古陆、杭锦旗隆起及呼和浩特坳陷。纬向系控制寒武-奥陶纪的沉积，使其表现为EW向展布（图2-5）。
（5）晚古生代纬向系
晚古生代纬向系一直对石炭-二叠系起着明显的控制作用。
（6）中新生代活动
中新生代活动较微弱，但新生代由于阴山造山带快速抬升迫使河套下沉，形成断陷控制作用十分明显，发育较厚的新生界地层。
2.1.1.2 区域EW 向构造带
中宁-离石断裂带：
该断裂带沿北纬38°线EW向展布，张福礼等（1994）称其为定边-吴堡EW向构造带，王双明等（1996）称其为北纬38°EW向构造带，实际上该断裂反映的是一个隐伏的基底断裂带。该断裂带集中展布于北纬37°～38°20′之间，呈EW向延伸，西起中卫以西，经中宁、靖边、绥德，到离石并仍向东延伸，南北宽约100km，在盆内长约300km。
在区域磁场中，沿断裂带表现为EW向展布的磁异常带。根据磁异常特征及引起磁异常的主要因素——基底岩性分析，该构造带由一系列规模较大的基底断裂引起，可能形成于太古宙（王双明等，1996）。但在盆地内部的地震剖面中，并无明显的断裂显示，表明其后期没有强烈的活动。根据其对南北两侧沉积盖层的明显控制作用，推测其形成时代可追溯到古生代，并反映了古生代以来有特定方式的活动性。
图2-3 鄂尔多斯盆地航磁异常图
（据长庆油田，1983）
2.1.1.3 秦岭纬向构造体系
正如李四光教授指出的，秦岭纬向构造体系是一个经历长期反复多次构造运动形成的极其强烈复杂的挤压性构造带。无论地层走向、变质带、岩浆岩体的展布，还是断裂带、挤压带和山间小盆地等的走向，都异常明显地表现为EW向。
秦岭纬向构造带的范围在秦岭地区，一般记述的北界止于34°30′N左右，即华山山前一线。但笔者发现在这一线以北的一些构造形迹应与纬向构造体系有关。在渭北嵯峨山、老龙山、崛山一带，发育一些EW向的逆冲断层，形成于晚古生代以前，也就是在祁吕弧形成之前就已经存在了。在长武地区附近，大体已进入“山”字型构造的盾地范围，亦有一些EW向的褶皱和断裂散漫分布。据邻省资料，三门峡附近发育一些近EW向的压性断裂。在山西晋城和阳城以南（北纬35°35′以南）地区，存在一系列EW向的冲断层，局部还见有与之平行的褶皱，认为属于秦岭纬向构造带的北支。往东进入河南境内仍可见其踪迹，往西被新华夏系和祁吕“山”字型所截，只在局部地区，如垣曲、平陆和中条山区内有零星出现。同时，侯马、河津一带的磁场强度平面剖面图显示有EW向的异常带。吕梁山南段太古界内，发育有EW向的挤压带。韩城西部也有EW向的构造形迹存在，和西部嵯峨山、长武一带EW向构造遥相呼应，在同一纬度区内成带出现，说明了之间的必然联系。只是纬向构造带越往北变得越微弱，并被后期形成的构造体系所掩盖、干扰和改造，使之不甚清晰。但这些构造形迹作为秦岭纬向构造带的成分存在是确实无疑的，且贯穿汾渭盆地，成为控制盆地的基础构造体系。在盆地南部，早古生代为EW向展布。
图2-4 鄂尔多斯盆地布格重力异常图
（据长庆油田，1983）
秦岭纬向构造体系在基底断裂、航磁、重力异常方面和沉积特征上都有清楚显现。
（1）基底断裂带
基底断裂带自北而南为：庆阳-富县断裂、陇县-潼关断裂和宝鸡-洛南断裂，这些断裂在重磁图上均有反映，断裂形成于古生代，中生代活动强烈，为南倾的逆断裂，新生代反转为正断层。
宝鸡-潼关断裂沿渭河地堑北缘展布，地表多次出露，倾向ES，沿断裂具明显的重力线密集带（图2-4），但上延30 km后消失。地貌、卫星照片及磁力等也都有显示，沿断裂有温泉分布。该断裂可能形成于古生代，对其北侧的古生代可能有一定的控制。中生代时活动强烈，形成了向ES倾的逆断层，到新生代才反转为东北部兼右旋、西南部兼左旋的正断层。另外，还有宝鸡北-潼关断裂和宝鸡-洛南等断裂。
图2-5 鄂尔多斯盆地地区及早古生代构造略图
（据郭忠铭等，1994修改）
（2）基底航磁异常
基底航磁异常带有西南-潼关正异常带。
（3）重力异常
重力异常带有潼关正异常带和彬县负异常带。
（4）早古生代
早古生代的寒武-奥陶系为EW向的沉降带充填了较厚的沉积。
（5）晚古生代
晚古生代由于纬向构造体系的控制，显示为EW向沉降区，发育较厚的石炭-二叠系沉积。
（6）新生代
新生代由于秦岭造山带快速隆升，造就了山前断陷形成（渭河断陷），沉积了较厚的新生代地层。
2.1.2 华夏构造体系
华夏构造体系为中国东部“多”字型构造体系，主要成生发展于古生代至三叠纪中期。对古生代（特别是晚古生代）沉积建造和岩相带分布有着重要的控制作用。
华夏构造体系在该区的基底太古界内表现明显，为一套NE向展布的断裂和隆起与坳陷，该坳陷一直发育到二叠纪。
2.1.2.1 基底断裂带
基底断裂带自北而南见图2-2。
1）定边-榆林断裂和吴旗-大同断裂带。
2）庆阳-朔县断裂带：该断裂带呈NE向延伸，与富县-离石断裂平行，分别是古元古界和新太古界内部的断裂。反射地震资料在沉积盖层中未发现有断裂存在，从而推断该断裂带可能主要活动于新太古代—古元古代。
3）富县-离石断裂：该断裂亦呈NE向延伸，北起山西祁县，向南经离石、富县到永寿。该断裂在航磁图上反映明显，是正负磁场分界线，重力异常图上也有反映（图2-3，图2-4）。
据推断该断裂南北两侧的基底分别为新太古界和古元古界，因而也是控制基底岩性的断裂之一，属超壳断裂。断裂形成于古元古代，元古宙后活动微弱。可能是元古宙晋陕坳拉槽的南部边界。
2.1.2.2 基底航磁异常
基底航磁异常带为两个正异常带：陇县-延安和韩城，两个负异常带：吴旗-榆林和黄陵-离石（图2-3）。
2.1.2.3 基底重力异常
基底重力异常带为华池-兴县、黄陵-离石和韩城-临汾，两个正异常带夹一个负异常带（图2-4）。
2.1.2.4 中新元古代
中新元古代构造图显示NE向隆坳特点，预示了古NE向构造萌生。
2.1.2.5 早古生代
早古生代显示华夏构造体系有吕梁隆起和延安坳陷、庆阳隆起，另外，在寒武纪，出现NE向绥德-宜川坳陷带、乌审旗-华池断隆带。这一体系在晚古生代仍有活动，对沉积有一定的控制作用（图2-5，图2-6）。
2.1.2.6 晚古生代
晚古生代沉积相也呈现NE向隆坳分布特点。
2.1.3 新华夏构造体系
新华夏构造体系北起狼山以北，南经天水、岷山，切过龙门山西段，经雾中山，斜贯川滇经向构造带，达冕宁西侧锦屏山一带，呈NNE向地貌、卫星照片影像及构造形迹都比较清楚地显示了这一构造带的存在。该构造带以断裂为主，褶皱为次，伴有一些小型断陷盆地和构造动力变质带。从区域资料上看，该构造带北起俄罗斯奥列尼克隆起带，经外贝加尔褶皱带和蒙古的温都尔汗地区，延入我国与贺兰山隆起相循，向南经过锦屏山后，可能断续延至盐源—丽江一带，被青藏反“S”形构造所阻截，形迹不显。尽管现有资料显示其规模较小、延续性差，但确是新华夏系西部最重要的边界，也是中国东、西部构造形变分析的重要界线，深部表现为一个地壳厚度突变带。
根据地质矿产部物探研究所1979年编制的全国布格重力异常图，我国以内蒙古磴口—贺兰山—六盘山—龙门山—锦屏山—玉龙雪山一带为界，可划分为两个特征明显不同的重力场（区）。这个重力梯度带总体呈NNE向，宽约50～100 km。这个巨大的重力梯度带与贺兰山-雾中山-锦屏山构造基本吻合，它既是分隔中国东、西两个重力场区的分界带，又是中国陆壳晚古生代以来东、西两侧构造域的分界带，地貌、地质和物探异常基本一致，但地表构造则反映出不同区域内早期构造形迹、形体对这一构造带的干扰和影响。该构造带在中国境内自北而南可分为贺兰山-武都断隆带和雾中山-锦屏山断隆带。
图2-6 鄂尔多斯盆地寒武纪古构造图
（据赵重远，1996修改）
1）贺兰山-武都断隆带：该断裂带北起内蒙古自治区乌拉特后旗中蒙边境，过吉兰泰、贺兰山，经会宁、武山、天水、礼县而达舟曲、武都一带，北与温都尔汗带相循，南与雾中山段相应，总体为NE25°左右，由一些次级隆起、断陷组成“多”字型斜列带，伴有规模不等的NNE向和NE向压扭性断裂和小褶皱。乌拉特后旗-狼山断隆带发育于阴山纬向带中，由燕山晚期花岗岩体及其中的两条NNE向压扭性断裂带组成，该断裂带切过纬向带和阿拉善弧形东翼构造带。向南为NE30°的贺兰山断隆带，贺兰山东、西两侧为山前隐伏断裂，斜接复合于贺兰山经向构造带上。物探资料反映两侧隐伏断裂为电性标志层的急倾斜面或重力密度梯度带，断距500～3000m，断面陡，使贺兰山成为NE向地垒似隆起，由古生界和中生界组成NE20°～30°次级褶皱并有小冲断层群，且具逆向扭动。贺兰山两侧分别为吉兰泰断陷盆地和银川断陷盆地，盆地缺失中生代沉积，而新生代沉积达3000 m左右，断陷盆地属前古近纪产物，现今仍具有强烈活动性。沿该带地震活动强烈，称银川-吴忠地震活动带。狼山断裂带形成于早白垩世—古近纪，切割燕山晚期岩体。断裂带东侧巴音杭盖戈壁到海流图一带出露有NNE向古近纪玄武岩及NNE向排列的火山口等，应是该构造带定型时期活动的表现。
贺兰山-武都断隆带向南延入甘肃天水、武都地区，形成一组NE20°～25°的断隆、断陷带，自西向东为通渭-舟曲断隆带、隆德-天水-礼县断陷带、清水-成县隆起带。这些隆坳带间均有NNE向断裂带相分隔，其内低级序NE向和NNE向断裂发育，表明其为压扭性逆时针扭动（图2-7）。
图2-7 甘肃东部新华夏系断裂带分布图
（据甘肃省地质矿产局，1989）
1—断裂；2—隐伏断裂；3—褶皱
2）鄂尔多斯盆地内新华夏构造体系十分明显，自晚三叠世开始该区受控于新华夏构造体系控制，延长组沉积体为NNE向，地层缺失线亦为NNE向展布。
侏罗纪地层展布仍为NNE向，充分表明新华夏构造体系的控制作用。如中侏罗统直罗组和安定组残留厚度分布方向均为NNE向，两个组的缺失线亦为NNE向展布（图2-8，图2-9）。
白垩纪新华夏构造体系仍然控制其沉积。早白垩世由于吕梁造山带的抬升和贺兰山造山带的前缘沉降，造就了下白垩统东薄西厚的不对称格局，但展布方向仍为NNE向。从晚白垩世的剥蚀厚度进一步说明盆地东部抬升强烈，西部抬升远不如东部。东部最大剥蚀厚度为1600m，至盆地中部变为1000m，到西部地区剥蚀厚度为200～300m，而且，剥蚀厚度走向均为NNE向展布（图2-10，图2-11）。
图2-8 鄂尔多斯盆地中生代各期沉积等厚图（单位：m）
（据谭忠富，1989）
图2-9 鄂尔多斯盆地中侏罗统安定组残留厚度等值线图
图2-10 鄂尔多斯盆地下白垩统残留地层等厚图（单位：m）
（据谭忠富，1989）
2.1.4 经向构造体系
2.1.4.1 盆地西缘经向断裂
盆地西缘经向断裂分为南、中、北3段（图2-2）。
1）南段：青铜峡-固原断裂：该断裂呈反“S”形展布于盆地西南缘，自青铜峡向南经罗山东路、炭山、固原、华亭马峡口、陇县固关到宝鸡，总体呈NNW向延伸，长约480 km。此断裂自青铜峡向北西方向延伸至盆地外围。在重力异常图上沿断裂呈现高重力梯度带（图2-4），在磁异常图上亦有清晰的显示（图2-3），少数穿过该断裂的地震沿线也证实其存在。断裂所在位置也是中国地壳厚度陡变带，其东侧属中国中部大陆壳的中等厚壳区，西侧属中国西部厚壳区，且这一断裂于新生代作为中国东部区域拉张应力场与中国西部挤压应力场的分界线（孙国凡等，1983）。属岩石圈断裂或基底深断裂，是华北克拉通与秦祁褶皱带的分界断裂。开始发育于古元古代，在中元古代—早古生代活动强烈，直到中新生代仍在活动（汤锡元等，1993）。晚古生代中期（晚石炭世）以前是华北地台与秦岭海槽的分界，断裂两侧地层发育状况及各时代地层的岩性、厚度、分布、名称及其接触关系等都有较大差异。晚石炭世及之后，断裂活动趋于平静，差异已不明显。
图2-11 鄂尔多斯盆地前晚白垩世以来地层总剥蚀厚度等值线图
2）中段：银川地堑东界断裂，基底断裂。北起石嘴山，南至青铜峡东南，为断面西倾的正断层，断距南大北小，南部断距为670～2000m，北部断距为300～800m。
3）北段：磴口-石嘴山断裂，基底断裂，北起磴口南，向南经千里山及桌子山东麓至铁克苏庙地区，被千里山断裂和正谊关断裂右行错成3段。
2.1.4.2 盆地东缘断裂
离石断裂属地壳断裂，北起托克托东，经偏关、离石，向南延伸交于汾渭地堑北界断裂，长约500 km。该断裂带在偏关以南磁异常特征可辨，表现最清楚的是兴宁—临县以南地段。该断裂在兴县以南断续出露，在离石以北表现为一系列雁行排列的逆冲断层，断面西倾（山西省地质矿产局，1989）。该断裂是鄂尔多斯盆地与山西地块的分界线。不仅规模大，而且活动时间长，最晚至滹沱纪（吕梁期）以来一直都在活动，断裂两侧有超基性—碱性的多期岩浆岩侵入。
2.1.5 祁吕贺兰“山”字型构造体系
祁吕贺兰“山”字型构造体系位于我国中北部，跨越新疆、青海、甘肃、宁夏、陕西、山西、河北及北京等省、市（自治区），夹持于天山-阴山纬向构造体系和昆仑-秦岭纬向构造体系之间。其地理位置在东经92°00′～120°00′，北纬34°00′～41°00′之间，东西长达2000km，南北宽达900km，属巨型“山”字型构造体系（图2-12a、b）。其弧顶在天水—宝鸡一带与秦岭构造带重接复合，前弧西翼主体展布于祁连山，前弧东翼穿越山西隆褶带，与NE向和NNE向构造交接复合，脊柱与经向构造体系贺兰山南北带重接复合，东西两侧为伊陕盾地和阿宁盾地。
图2-12 祁吕贺兰“山”字型构造带及关系图
（据周济元，1989修改）
a—祁吕贺兰“山”字型构造与地震震中分布关系图；
b—几次八级以上大地震等烈度线与祁吕贺兰“山”字型构造带关系图
2.1.5.1 展布范围和组成成分
该“山”字型前弧展布于祁连山、龙首山、疏勒南山、拉脊山、吕梁山、五台山及恒山等地，为一横亘东西，向南凸出的弧形构造带，简称祁吕弧。前弧弧顶位于宝鸡附近。宝鸡以西，构造线由EW向逐渐转变为NW向，最显著的构造形迹有华家岭-宝鸡大背斜，天水-武山断裂带及礼县-同仁断裂带。宝鸡以东，构造线由EW向逐渐转变为NE向，最瞩目的构造是汾渭地堑，其次是铜川复背斜和中条山复背斜。弧顶与昆仑-秦岭纬向构造体系重接。
前弧西翼伸展于酒泉、民乐、兰州至定西一带，大致相当于合离山、龙首山、玛雅雪山、哈拉古山、拉脊山及祁连山的范围。由NW向的褶皱带、断裂带和夹于其中的槽地呈反“多”字型排列的型式显现出来。兰州以东，主要由前弧弧顶延入的华家岭-宝鸡大背斜、天水-武山断裂带和礼县-同仁断裂带的西段构成。兰州—临泽之间，以背斜和槽地平行相间排列为特征，并有同向冲断层伴生，自北而南依次为合黎山-龙首山褶皱带、张掖-民乐槽地、玛雅雪山大背斜、门源槽地、大通山-青石岭大背斜、西宁-民和槽地、日月山-拉脊山大背斜及循化槽地。临泽—酒泉之间，主要由重接在较老的西域系的构造带之上的大背斜和断裂带构成，自北而南依次有：祁连山主峰-走廊南山复背斜、黑河上游槽地、托来牧场槽地、托来山复背斜、大通河上游槽地、疏勒河上游槽地和疏勒南山复背斜。
前弧东翼伸展于韩城、离石、宁武至大同一带，大致相当于吕梁山、五台山及恒山的范围。由NE向的呈“多”字型排列的大背斜（或陆梁）和大向斜（或槽地）显现出来，并有同向冲断层伴生。自北向南依次为：阳原背斜、阳原南山断层、桑干河槽地、桑干河南-南口大背斜、浑源槽地、广灵-蔚县断层、恒山大背斜、百花山向斜、繁峙槽地、五台山-吕梁山大背斜及太原槽地。
祁吕贺兰“山”字型的脊柱展布于前弧北侧的磴口、银川、中宁至平凉一带，为一SN向的中部略向西凸出的狭长构造带，统称贺兰山褶皱带，重接于贺兰山经向构造体系之上，向北可能伸至天山-阴山纬向构造体系的南侧。该脊柱由SN向的褶皱和冲断层构成，自西向东依次为：得来记-青龙山-平凉大背斜及其东侧大断裂和盐池-环县大向斜。
其盾地分隔于脊柱的东西两侧。西侧为阿宁（阿拉善—会宁）盾地，中生代为一个少许抬升的盾地，仅局部地区沉积了中生界，直至新生代才是一个具有较大幅度的相对下降区；东侧为著名的伊陕盾地，是一个自三叠纪或侏罗纪开始直到古近纪—新近纪长期相对下降的盆地。其内岩层产状平缓，仅于边缘带出现宽缓的褶皱或穹窿。
祁吕贺兰“山”字型的反射弧，其西翼反射弧展布于酒泉、玉门、肃北至安南坝等地，为一向北凸出的弧形构造带，弧顶在桥湾之北，系由NEE—NWW向成弧形延伸的褶皱和冲断层构成。自北而南依次为：柳园断裂带及玉峰山-柳园-后红泉大向斜、桥湾-敦煌断裂带及安西-敦煌隆起带、玉门镇-嘉峪关北槽地、肃北-嘉峪关断裂带、昌马-玉门槽地。该反射弧北部伸入天山-阴山纬向构造带，向南其东、西两翼与该纬向构造体系斜接，中部与天山-阴山纬向构造体系重接。西翼反射弧脊柱展布于盐池湾、月牙湖及其以南的部分地区，主要由近SN向的冲断层和褶皱构成，向北在疏勒南山断裂带以南消失目前尚不十分清楚，可能于乌兰达坂山以北还有其踪迹。
东翼反射弧展布于大同、宣化、承德至秦皇岛等地，为一向北凸出的弧形构造带，弧顶在承德附近，系由NEE向—NWW向弧形延伸的褶皱、槽地和冲断层构成。外弧有涿鹿-怀来槽地、狼山-旧县断裂与大古城-永宁断裂、延庆槽地、滦平背斜与雾迷山断裂带、隆化背斜和承德向斜、青龙-秦皇岛背斜、迁安-昌黎背斜。内弧有滦县褶皱带、小汤山-下苍山褶皱带、北京西山褶皱带。该反射弧北部伸入天山-阴山纬向构造体系的南侧，其东、西两翼与该纬向构造体系斜接，中部与该纬向构造体系重接，另据物探资料揭示，该反射弧的成分在渤海、旅（顺）大（连）仍有踪迹可寻。
2.1.5.2 成生时代
现有资料表明，祁吕贺兰“山”字型弧形构造带在石炭纪开始萌生，晚三叠世时，脊柱开始显示。晚三叠世末的印支运动，该“山”字型的基本轮廓大体形成，前弧和脊柱继续隆起，伊陕盾地继续沉降，阿宁盾地少许抬升，前弧西翼出现了一系列反“多”字型槽地，为侏罗纪沉积提供了场所。晚侏罗世末至早白垩世末的早中期燕山运动，弧形构造带与脊柱先后成熟，整个祁吕贺兰“山”字型构造体系最后定型。晚白垩世时，该“山”字形构造体系整体隆起。古近纪—新近纪时，前弧西翼诸槽地和阿宁盾地、伊陕盾地又接受沉积。
祁吕贺兰“山”字型与其他构造体系的复合部位往往是沉积矿产和内生金属矿产的富集地带。贺兰脊柱前身为古生代沉降区，利于生油，后期为挤压褶皱带利于聚油。东侧盾地——鄂尔多斯盆地中、南部构造环境稳定，即利于生油气，地层平缓，两组扭裂隙发育，也利于油气运聚，更利于油气保存。祁吕贺兰“山”字型还是我国中北部重要的发震构造之一，天然地震相当频繁而强烈，7～8级地震沿前弧和反射弧成带分布，是一个强震活动带（图2-12a，b）。
除上述五大类构造体系外，在盆地中部（相当北纬38°带）广泛发育两组棋盘格式断裂：一组由EW向与SN向断裂近直交构成，另一组为NW向与NE向断裂组成网格，其性质从断裂笔直分析，似为扭性，其控油气作用令人关注。此外，前弧与盾地之间的盆地西南部可能有旋扭构造存在。
㈨ 碳酸盐岩地层与大地构造
一、碳酸盐岩地层
区内地层除缺失志留-泥盆系及下石炭统外，其余各时代地层均有出露（表1-1）。其中中新元古界、寒武系、奥陶系、石炭系以及六盘山前下白垩统为碳酸盐岩。
表1-1 中国北方地层简表
续表
从岩溶地质学角度看，这里侧重概述可溶岩地层主要特征及其分布的某些规律。区内从可溶岩化学成分可分为碳酸盐岩、石膏、岩盐三类。碳酸盐岩是区内分布最广泛的可溶岩类，主要沉积于中新元古代、早古生代，全区碳酸盐总分布面积68.5万km2。石膏、岩盐主要产于鄂尔多斯盆地东缘一带的中奥陶统中，近年来相继在陕北米脂、绥德、府谷等地勘探发现，此外在部分陆相盆地中也有分布（如山东大汶口盆地），多呈夹层或薄层状存在。
1.中新元古界碳酸盐岩
中新元古界。包括长城系，蓟县系、青白口系和震旦系。碳酸盐岩主要产出于长城系的中上部团山子组和高于庄组，蓟县系的中下部雾迷山组、杨庄组和上部的铁岭组、青白口系上部的井儿峪组以及复州湾区震旦系甘井子组、南芬组。以燕山、太行山北段及中条山区和鄂尔多斯盆地西南缘最为发育，鲁、皖、苏接界地区和旅大亦有分布（图1-2），为一套巨厚的白云岩为主的碳酸盐岩地层，总厚度505～9621m。其中以中元古界长城系高于庄组白云岩、灰岩和蓟县系雾迷山组燧石白云岩最为稳定，一般厚度在千米以上，最厚可达3400余米。部分地区可能由于后期剥蚀溶蚀关系，厚度小于500m，甚至缺失。其他各组虽然基本上也以白云岩、灰岩为主，但稳定性稍差，并夹有较多的碎屑岩，沉积厚度也较小，一般为100～400m，很少超过500m。在北京，高于庄组厚度1005m，雾迷山组超过2200m。蓟县系往南逐渐变薄至缺失，长城系也为碎屑岩所代替。本区中部的长城系与蓟县系为硅质条带灰岩，厚度达1230m。鄂尔多斯盆地西南缘陕西岐山、景福山、甘肃平凉和宁夏青龙山出露，岐山厚度大于2000m，千阳、陇县一带500～700m，在青龙山一带厚708m。
新元古界青白口系的碳酸盐岩出露面积不大，厚度亦小，且多为砂页岩及不纯碳酸盐岩。山东苍山及沂沐断裂西侧的沂水、沂南，以及冀西北的涿鹿等地有零星分布。
震旦系主要分布于燕山、徐淮、胶辽及豫西等地区，其中大连复州湾、徐州地区碳酸盐岩厚度较大，辽东万隆组、八道江组泥质灰岩、礁灰岩总厚度大于250m。安徽宿县至泗县以北和淮南-凤阳山区出露的震旦系岩层，以含硅钙镁碳酸盐沉积为主。淮南、淮北两地区岩相基本相同，岩性略有差异。豫西宜阳至平顶山一带的震旦系，中下部为砾岩、砂页岩及泥质白云岩，上部为冰碛砂砾岩，厚544m。鲁西震旦系土门组，分布于沂沐断裂带内及其西侧，不整合于泰山群之上。
2.下古生界碳酸盐岩
早古生代，华北地台被鄂尔多斯古隆起隔为东、西两部，东部以碳酸盐岩沉积为主；西部因毗邻秦岭和祁连海槽，故以台地边缘相和盆地相过渡的连续沉积碳酸盐岩、角砾岩和碎屑沉积为主。而在鄂尔多斯盆地北部一直是处于沉积间断的伊盟古陆。
下古生界的寒武系和奥陶系主要由碳酸盐岩组成。奥陶纪时，海侵进一步扩大，碳酸盐岩分布范围更加广泛，由于奥陶系与寒武系为连续沉积，岩相古地理具有继承性。其中山西和鲁中南是寒武-奥陶系集中出露分布区。
寒武系区内分布广泛（图1-3）。下统以紫红色页岩和砂岩为主，夹泥质白云岩，属不纯碳酸盐岩，向上碳酸盐纯度增大，碳酸盐岩沉积的连续性较好；中寒武统下部以砂质页岩及砂岩为主，夹灰岩（如北京昌平组，厚度可达50m，山东朱砂洞组，厚度约5m）；中统张夏组以厚层鲕状灰岩为主，在工作区西北桌子山一带泥质成分显著增多，成为泥质灰岩或钙质泥页岩；上寒武统崮山组、常山组以泥质条带灰岩、竹叶状灰岩为主，凤山组以中粗晶白云岩为主，总厚度104～1891m。
图1-2 中国北方中、新元古代地层出露分布图
图1-3 中国北方寒武纪地层出露分布图
下奥陶统包括冶里、亮甲山组，以中厚层微晶白云岩为主，含燧石结核与条带。中奥陶统除豫西南和鄂尔多斯盆地北部的伊盟古陆缺失外，在全区广泛沉积分布（图1-4），其中下马家沟组、上马家沟组和峰峰组为一套碳酸盐岩与硫酸盐岩混合建造，有三个明显的沉积旋回，各组从含石膏夹层的泥晶白云岩向豹皮灰岩和泥晶灰岩过渡，总厚度420～1002m。铜川—保德—石家庄—德州一线以南，河津—新乡以北地区出现白云岩、泥质白云岩及石膏沉积。大致在鄂尔多斯盆地西南缘华北地台与秦祁地槽接壤的条形地带，包括三道沟组及桌子山区的桌子山组和三道坎组，其岩性底部具含泥质白云岩的云坪相沉积，向上为一套岩性相对单一的中薄层白云岩或灰岩，缺少了二、三个旋回和石膏层。与此同时，这一带三道沟组之上还沉积了平凉组（包括陇县的段家峡组、桌子山区的克里摩里组、乌拉里力组）和奥陶系上统背锅山组（唐王岭组、拉什仲组），其岩性依次为页岩及少量碳酸盐岩夹凝灰岩、燧石白云岩和斜坡垮塌相砾岩。
3.中上石炭统碳酸盐岩
中上石炭统为海陆交互相含煤沉积。中统以泥页岩、铝土岩为主，上统为泥页岩夹砂岩和灰岩，含可采煤层。中上石炭统含煤碎屑岩建造中，所含碳酸盐岩夹层较薄，层数各地不等，如徐州一带有15层，而在阳泉一带有6层。中上石炭统总厚度一般40～350m。在鄂尔多斯盆地西南缘与秦祁地槽结合带厚度变化较大，在渭北岐山一带沉积缺失，而在乌达地区仅中统厚度就可达400～1205m。
4.下白垩统碳酸盐岩
鄂尔多斯盆地西南受中生代燕山构造运动影响，六盘山前及渭北西部在白垩系底部零星分布一套山麓相石灰质砾岩，其石灰质成分在一些地区可达80%以上，直接超覆于中奥陶统之上，最大厚度可达200m以上。
5.古近纪碳酸盐岩
主要分布在山东泰莱盆地、大汶口盆地以及新泰、蒙阴、平邑一带的官庄组（E3）二三段，为钙质胶结的石灰质砾岩、泥灰岩并夹有石膏透镜体，总厚度在1000m以上，为一套山麓相和湖相沉积。在泰安大汶口盆地夏张一带钻孔揭露灰质砾岩300～400m，日出水量可达到1000m3以上，上泉庄泉的形成与该含水层有密切关系。
此外，在北京洼里—中国地质大学一带，分布一套砾岩，砾岩岩性为灰白、深灰、土黄、紫红等杂色砾岩，呈砾状碎屑结构，砾石成分主要为白云岩、燧石、硅质条带白云岩，约占80%～90%。其次为石英岩、大理岩、泥质灰岩，偶见千枚岩、鲕状灰岩及火山岩类。砾岩被第四系覆盖，分布长约8km，宽约2km，面积约16km2。该层被认为属侏罗系。
二、大地构造概貌
华北地台北侧为内蒙古地轴，南侧的南西部为秦祁地槽，东南侧受郯庐断裂东南侧向北推移影响，石炭系与来自南部的扬子地台对接。在晚古生代前为长期以独立地台形式存在，大致于晚古生代末和中生代早期与西伯利亚地台和扬子地台联合。
图1-4 中国北方奥陶纪地层出露分布图
图1-5 华北地台二级构造单元分区略图
晚三叠世的印支运动开始，华北地台再次进入活化阶段，并经历了燕山运动和喜马拉雅运动。特别是喜马拉雅运动以来，受到印度板块的多次强烈碰撞和太平洋板块俯冲的长期挤压，使得华北地台产生剧烈构造变形。现今构造和地貌格局主要受控于燕山和喜马拉雅运动。华北地台作为一级构造单元，根据构造的差异性，本区分为8个二级构造单元（图1-5）。分别是：贺兰-六盘台褶带、鄂尔多斯台坳、山西断隆、燕山台褶带、辽东台隆、华北断坳、鲁西断隆和豫淮台褶带。
1.贺兰-六盘台褶带
从地质力学的观点，贺兰-六盘台褶带为祁-吕-贺兰山字形构造的脊柱，南部与陇西旋卷构造复合。西界为分割华北地台与秦祁地槽的北六盘山前的青铜峡-固原断裂，东界为与鄂尔多斯盆地分界的车道-阿色郎断裂，呈南北条带状展布，东西宽50～100km，南北长在600km以上。除六盘山、贺兰山外，还有构成南北古脊梁带的桌子山、青龙山、云雾山、陇山等。该构造带东侧是最具稳定性的鄂尔多斯地块，燕山期在由西向东强烈的推力作用下，沿早期南北走向背斜剖面X节理（东侧）发育成断裂构造，使得西侧轴部老地层推覆于东侧新地层之上并常常使东翼缺失（图1-6）。
图1-6 桌子山—巴音敖包构造剖面图
贺兰-六盘台褶带是由数条近南北向延伸的主干断裂，包括青龙山-党家爪断裂、青铜峡-固原断裂、车道-阿色郎断裂以及-系列次级断裂和相伴生的褶皱构造组成（北部桌子山背斜、卡布其向斜、岗德尔山背斜，中部青龙山背斜、韦州向斜、九连山背斜，南部太统山-电洼背斜、大台子背斜、峡门向斜、河川-新集向斜、云雾山-张家山向斜等），这些大型断褶构造组成向东逆冲的推覆体。另外还有两条北北东向的正断层，后者是新生代时追踪早期逆冲断层形成的，构成了银川地堑的边界断裂。
每一个主要逆冲断裂都相应形成一个推覆体，各个推覆体的峰端多为隆起背斜，出露老地层，构造变形强烈，尾端为凹陷和向斜，地层出露新，构造变形微弱。隆起的背斜峰端向该推覆体坳陷的尾端在地貌上表现为为平缓的斜坡，构造上为缓倾三维向斜或单斜，二者间无明显的界线（图1-6）。
该构造带在南北方向上总体呈北翘南倾，北东广泛出露太古宇地层，向南逐渐倾伏，多数地区被中、新生界所覆盖。但由于一些主要逆冲断层常分段向南断距逐渐变小而消失，同时出现一个新断层，所以本区在南北方向上出现四个北仰南倾的斜阶构造。
该区碳酸盐岩主要分布在南北龙岗状背斜西翼。
2.鄂尔多斯台坳
鄂尔多斯台坳为以天环向斜为中心的一个东西不对称巨型构造盆地，是由晚古生代以前的大华北盆地逐渐缩小而成。东侧为吕梁山复背斜西翼，地层向西缓倾；西界与贺兰-六盘台褶带以高角度断层接触（图1-7）。
图1-7 鄂尔多斯台坳东西地质剖面略图
区内碳酸盐岩在北部伊盟古陆缺失，其余地区均有分布但被晚古生代以后地层埋藏，埋藏厚度东浅西厚，在天环向斜轴部埋藏深度在4000m以上，碳酸盐岩地层仅在东缘离石大断裂西侧出露。
3.山西断隆
山西断隆西界离石大断裂，东界为太行山前断裂，是在中生代时期的印支、燕山运动受挤压隆起并在喜马拉雅期剪扭作用下的差异升降运动形成。其地形特征可概括为北北东走向的“两山一谷”，区域地质构造方面则主要是受控于西北侧吕梁山复背斜山、东南侧沁水向斜山、中部汾河地堑（图1-8）。
图1-8 山西断隆东西地质剖面示意图
西部吕梁山复背斜，太古宇、元古宇及下古生界地层沿背斜轴及两翼出露，西侧为鄂尔多斯台坳的伊陕斜坡过渡带，其间多数地段没有明显界线。
发育在中部的汾河地堑（汾渭地堑）由一系列北北东向斜的断陷盆地组成，包括大同、忻定、太原、临汾、运城及关中等盆地。汾渭地堑主要是在喜马拉雅期张扭力作用下继承早期东西向压性断裂逐步扩展陷落而成。盆地边缘断裂构造受控于现代地应力作用和前期地质结构，往往呈阶梯状或地堑、地垒相间的构造格局，这些断裂现今仍然处于积极活动阶段。汾渭地堑的总体形态以及其中一些盆地的局部形态，往往有总体上为北东走向，但在南侧具东西走向的特点。如最南部的关中盆地、太原盆地南侧的汾阳市一带、大同盆地南侧的朔县盆地都表现为东西走向，控制这种形态的是近东西向的具有压性性质的断裂，例如，渭河盆地北侧张性的口镇-关山断层虽然是关中盆地北缘的典型断裂，但在嵯峨山一带紧邻其北侧，现在仍保留了寒武纪地层逆冲于奥陶纪地层之上的压性断层面，同时在北东向张家山断层西缘部分为压性老龙山断层。汾阳市北侧控制了马刨神泉、峡口泉出流的山底-黄采坡逆断层，以及朔县盆地北侧的耿庄断层都近东西走向。这种形态表明汾渭地堑是在早期东西向压性结构基础上经后期北西—南东拉张作用下发展起来的。
山西断隆东部的太行山隆起区由沁水向斜、阜平隆起（背斜）、赞皇隆起（背斜）等三级构造组成。沁水向斜核部主要为三叠系碎屑岩；其他两个背斜轴部均出露太古宇古老变质岩系。
本区是我国北方早古生代碳酸盐岩最集中出露的地区，主要沿褶皱两翼分布。在沁水向斜轴部和多数地堑盆地内碳酸盐岩埋藏深度可达上千米到数千米之深。
4.燕山台褶带
燕山台褶带包括近东西的燕山和北东向辽西两个区，大地构造处于华北地台北缘，北接内蒙古地轴、南邻华北断坳。本区在晚古生代末期与西伯利亚板块缝合后的印支、燕山构造运动中留下了大量的构造形迹，特别是燕山运动对本区的地质结构影响最深刻。表现为：本区沉积了厚达35km以上的中生界，并大量分布中生代火成岩；走向北东东向的断褶带地层变形较大，地层产状较陡；印支期东西向压性断裂构造到燕山期后均改变为张性断裂。
北京市的地质构造格局能够体现燕山台褶带构造运动概貌（图1-9）。北京市位于华北地台-燕山台褶带的西段。现今的主体构造格架由燕山运动奠定并经后期喜马拉雅运动改造。一系列北东至北北东向隆起与凹陷相间排列，并有一组与之近于垂直的张性断裂，构成了北京地区的构造轮廓，即京西隆起、北京凹陷、大兴隆起、大厂凹陷和延庆盆地。其中重要的断裂有北东向的沿河城-南口断裂带、八宝山断裂、南苑-通县断裂、黄庄-高丽营断裂及北西向的南口-孙河断裂和永定河断裂、二十里长山断裂带等等，主要的褶皱构造有：百花山-髫髻山向斜、九龙山-香峪大梁向斜、大石河背斜、北岭向斜、谷积山背斜、霞云岭-龙门台复向斜、下苇甸背斜等，北东向和与之配套的北西向构造形迹构成子主体构造格架。
区内碳酸盐岩有元古宇及寒武奥陶系，且多以不连续的条带状或断块状产出。
5.辽东台隆
辽东台隆位于辽河谷地以东到黄海的区域，为长白山南延部分。该区受左旋郯庐断裂作用控制，区内断裂构造北部为北东、北北东走向，南部为北北东走向，多为压性断裂。碳酸盐岩地层主要分布在中部东西走向的太子河凹陷复式向斜内（上古生界）和南部复州湾区（以前寒武系为主）。
图1-9 北京市构造纲要图
6.华北断坳
华北断坳北侧、西侧分别与燕山台褶带和山西断隆并以断层形式分界，东侧为鲁西断隆，南界以新乡-封丘-兰考-商丘-芒山北西向隐伏断裂为界。华北断坳印支运动后进入大陆边缘带活动发展阶段，特别在燕山期受强烈运动，使得褶皱断裂十分发育并伴有大规模火山喷发和岩浆侵入，最终形成一系列北北东向排列的隆起和坳陷相间的次级构造。其中如冀中坳陷、沧县隆起、黄骅坳陷、埕宁隆起、临清坳陷、内黄隆起、开封坳陷、徐彤隆起等。这些断裂褶皱控制着碳酸盐岩地层的分布埋藏。
华北断坳主要于早白垩世开始陷落，区内碳酸盐岩主要有新元古界（主要分布在沧州以北）和早古生界，均被埋藏于松散层之下，埋藏深度为500～3000m。
7.鲁西断隆
鲁西断隆西界可分为两部分，其一是北部鲁中穹隆构造，其二是南部徐淮弧形构造。鲁中穹隆构造由中部凸起的泰山、鲁山、蒙山和徂徕山向四周渐变为丘陵及冲洪积平原并间夹一些东西向泰莱盆地、陶枣盆地、肥城盆地、羊庄盆地和北西向的泗水-费县谷地、新泰-蒙阴谷地构成（图1-10）。地层从中部太古宇泰山群向四周早的古生界，晚古生界和中、新生界变化。徐淮弧形构造由一系列总体北北东走向并向西北凸出的复式褶皱及平行于褶皱轴的压性断裂组成，包括萧县背斜、三闸向斜、皇藏峪-老龙脊背斜及与其轴部平行的断裂构造。东侧郯庐断裂在古生代后呈持续性、东侧长距离的向北东走滑运动状态，在整个穹隆构造的形成、发展演化过程中具有重要影响并成为其内部近东西或北西盆谷地（西南侧地层新、东北侧地层老）的动力来源。
图1-10 鲁西断隆地质略图
8.豫淮台褶带
豫淮台褶带从北向南包括扇形展布的崤山、熊耳山、外方山、伏牛山及各山脉间的谷地，淮河平原及东南淮南八公山等地，为秦岭东延余脉及山前平原。构造地处华北地台与秦岭地槽的接壤部位。宏观上，区内主要由规模大、延伸长的北西向断裂（例如，中牟-通徐-太康断裂、济源-巩县-许昌断裂、新安-伊川-午阳-息县断裂）控制下的中生代凸起和凹陷和次级东西向、北东向构造形迹组成。这些构造相互复合迁就控制碳酸盐岩的出露分布。
㈩ 陇县有地震吗
据我所知，中国有三大地震带，一个在唐山附近，一个在四川附近，一个在山东附近，不过，这东西不好说，连地震学家也预测不了。平时咱们要掌握点地震避难常识，以防万一。