越南松洪盆地在哪里

A. 中国八大平原是什么

相关如下：

东北平原：35万平方公里；(三江平原， 辽河平原，松嫩平原)。

华北平原：31万平方公里；(辽河 下游平原，海河平原，黄泛平原，淮河平原)。

长江中下游平原：20万平方公里；(两湖平原， 鄱阳湖平原，苏皖沿江平原，巢湖平原，长江三角洲平原)。

关中平原(渭河平原) ：3. 9万平方公里。

河套平原：2. 5万平方公里。

珠江三角洲平原: 1. 1万平方公里。

成都平原：0.8万平方公里(广义2.3万平方公里)。

台湾西部平原：0. 6万平方公里。

相关介绍：

平原(Plain)是地面平坦或起伏较小的一个较大区域，主要分布在大河两岸和濒临海洋的地区。

平原有两大类型:独立型平原，是世界五大陆地基本地形之一，例如长江下游平原。从属型平原，是某种更大地形里的构成单位，高原可以包括盆地(青藏高原就包括柴达木盆地)，而盆地常有大小不同的平原和丘陵等，例如关中平原、成都平原(在四川盆地)和长江中游几个平原都在盆地里。

盆地与平原的关系:一些盆地包括平原、丘陵和河谷，例如松辽盆地等几个盆地里的平原组成东北平原，两湖盆地包括两湖平原等;有的平原中间的大凹形区域也是盆地，如华北平原里有渤海-华北盆地的一部分，西伯利亚平原的大凹形就是西伯利亚盆地。

B. 求助 松阳 地理

松阳县位于浙江省西南部。地理坐标为北纬28°14′～28°36′，东经119°10′～119°42′（北纬28°27′，东经119°29′）。东连丽水市莲都区，南接龙泉市、云和县，西北靠遂昌县，东北毗武义县。最东至裕溪乡新渡，最西至枫坪乡龙虎坳，东西最宽处径距53.7千米；最北至赤寿乡大川，最南至大东坝镇大湾，南北最长径距40.2千米。总面积1406平方千米。总人口23.14万人（2005年底）。
县人民政府驻西屏镇府前街1号。

属浙西南山区，地处瓯江流域上游中低山、丘陵地带。整个地势以松古盆地为轴，呈两边高中部低，西南高东部低。山地占总面积76%。境内河流属瓯江水系。松阴溪为县内最大河流。属中亚热带季风气候，年平均气温17.7度，无霜期250天，年平均降水量1700毫米。[1]
地形地貌松阳县地处浙南山地，全境以中、低山丘陵地带为主，四面环山，中部盆地以其开阔平坦称“松古平原”，又称“松古盆地”，为县内主要产粮区。地势西北高，东南低。总面积中，山地占76%， 耕地占8%，水域及其他占16%，谓“八山一水一分田”。 瓯江支流松阴溪从西北向东南，斜贯松古平原，境内流长66.5公里，境内流域面积1302平方公里，占总面积92.6%。仙霞岭山脉逶迤松南、松北、松中和松西。主要山峰有箬岘、包山头、留明尖、高脂尖分布在松南、松北、松中和松西。
气候特点松阳县属亚热带季风气候，温暖湿润，四季分明，雨量充，无霜期长，冬暖春早,气候垂直差异明显。松古盆地年平均气温17.7℃,月平均气温最高为7月份,极端最高气温40℃,出现在1997年7月10日；最低为1月,极端最低气温崐-9.7℃,为1997年1月5日记录。境内多年平均降水量1700毫米，以3～6月为多雨季节，平均降水量816.8毫米；7～8月高温晴热，易出现伏旱；11月份雨量最小，仅40～50毫米。全年无霜期约236天。年日照时数1840小时。
水文状况松阳县境内河流属瓯江水系，主要有松荫溪和小港溪，分别自西北、西南蜿蜒流向东南。松荫溪为瓯江上游大溪一级支流，发源于遂昌县安口乡，流经县境内60.5km，南北分割松古盆地。流域面积占全县面积92.55%。此外，有四都、三都、板桥3乡部分山间小溪流注入宣平港；大东坝镇和枫坪乡的部分山间小溪注入龙泉溪，其流域面积占7.45%。

全县水系以松阴溪、小港为主干，众多山坑小溪在崇山峻岭中弯曲迂回，大多源短流急，河道狭浅坡降较大，流量受降水控制明显，水位易涨易落，洪、枯变化悬殊，多为山溪性河流。
自然资源县内已发现的金属矿有铅、锌、银、铁、钼、钨等，非金属矿有煤、高岭土、伊利石、瓷土、膨润土、萤石、明矾石、叶蜡石、白云母、花岗岩等。高岭土、煤、萤石、花岗岩、铜、钼等矿产已开采利用，高岭土矿品质优良，储量丰富，县高岭土公司年开采量5万余吨。

已开采利用的名药材有黄连、厚朴、金银花、前胡等。名树种有伯乐、香果、银杏、白豆杉、红豆杉等。

C. 我国四大盆地，具体分布在哪儿

塔里木盆地、准噶尔盆地、柴达木盆地和四川盆地是我国的四大盆地。

1、塔里木盆地是中国最大的内陆盆地，位于天山山脉和昆仑山脉之间。南北最宽处520千米，东西最长处1400千米。面积约40多万平方千米。

塔里木盆地是大型封闭性山间盆地，地质构造上是周围被许多深大断裂所限制的稳定地块。地块基底为古老结晶岩，基底上有厚约千米的古生代和元古代沉积覆盖层，上有较薄的中生代和新生代沉积层，第四纪沉积物的面积很大。

2、准噶尔盆地位于阿尔泰山与天山之间，西侧为准噶尔西部山地，东至北塔山麓。南北宽450千米，东西长700千米，面积达30多万平方千米，沙漠占30%。

地势向西倾斜，北部略高于南部，北部的乌伦古湖(布伦托海)湖面高程479．1米，中部的玛纳斯湖湖面270米，西南部的艾比湖湖面189米，是盆地最低点。盆地西侧有几处缺口，如额尔齐斯河谷、额敏河谷及阿拉山口。西风气流由缺口进入，为盆地及周围山地带来降水。

3、四川盆地是中国着名红层盆地，中国各大盆地中形态最典型、纬度最南、海拔最低的盆地。位于四川省东部，长江上游，面积26万余平方千米，占四川省面积的46%。四川盆地西依青藏高原和横断山地，北靠秦岭山地与黄土高原相望，东接湘鄂西山地，南连云贵高原。

4、柴达木盆地是中国三大内陆盆地之一，属封闭性的巨大山间断陷盆地。位于青海省西北部。四周被昆仑山脉、祁连山脉与阿尔金山脉所环抱，面积约25万平方千米。“柴达木”为蒙古语，意为“盐泽”。

盆地基底为前寒武纪结晶变质岩系。地势由西北向东南微倾，海拔自3000米渐降至2600米左右。地貌呈同心环状分布，自边缘至中心，洪积砾石扇形地(戈壁)、冲积一洪积粉砂质平原、湖积一冲积粉砂粘土质平原、湖积淤泥盐土平原有规律地依次递变。地势低洼处盐湖与沼泽广布。

(3)越南松洪盆地在哪里扩展阅读：

传统认识里，四大盆地是：新疆南部的塔里木盆地（40多万平方公里）、四川盆地（26万多平方公里）、青海西北部的柴达木盆地（25.78万平方公里）及新疆北部准噶尔盆地（30多万平方公里）。

新的认识：地质学上重视鄂尔多斯盆地（即陕甘宁盆地），37万平方公里，渤海—华北盆地30多万；东北松辽盆地（约26万）与柴达木盆地（25.78万）差不多；西藏羌塘盆地22万（不包括中央隆起带则为16万平方公里比准噶尔的13万大）。

海洋盆地：中国四大海盆是东海盆地（26万平方公里）、南黄海—苏北盆地（18万）、珠江口盆地。

D. 中国四大高原四大盆地原经纬度

一、中国四大高原的经纬度

青藏高原：介于北纬26°00′-39°47′，东经73°19′-104°47′之间。

内蒙古高原：介于北纬40°20′-50°50′，东经106°-121°40′之间。

云贵高原：介于东经100°-111°，北纬22°-30°之间。

黄土高原：介于北纬33°-41°，东经100°-114°之间。

二、中国四大盆地的经纬度

塔里木盆地：介于北纬37°-42°，东经75°-90°之间。

准噶尔盆地：介于北纬45°-48°，东经80°-90°之间。

柴达木盆地：介于90°16′-99°16′、35°00′-39°20′之间。

四川盆地：介于28°-32°，105°-110°之间。

(4)越南松洪盆地在哪里扩展阅读

四川盆地的地形特点是北高南低，内有平原、丘陵、低山分布，河流众多。它是我国着名红层盆地，地表岩石主要为紫红色砂岩和页岩，富含钙、磷、钾等营养元素，是我国最肥沃的自然土壤，这里的成都平原被誉为天府之国。

另外，相比较其他三个盆地而言，四川盆地的位置最南，所以他的纬度最南也最低，也是四大盆地中海拔最低的盆地。前三个盆地都是内陆盆地，四川盆地则是外流盆地，而且是我国面积最大的外流盆地。

除了四大盆地，还有一个吐鲁番盆地，位于新疆东部，是我国也是世界上海拔最低的盆地，这里还有我国海拔最低的湖泊艾丁湖，它是吐鲁番盆地的最低处，也是我国陆地的最低点。

E. 第四纪地质环境

(一)早更新世地质环境

1.构造环境及其变迁

本区早更新世构造环境由上新世构造环境演变而来。区内的地貌及第四纪地质研究结果可以看出，早更新世构造轮廓继承了新近纪早期构造轮廓。嫩江断裂、伊－舒断裂的东支断裂和西支断裂、四平－长春－德惠断裂、营口断裂、长胜－养畜牧河－法库断裂等再度发生继承性的差异升降运动，东部和西部山岳丘陵以及大黑山地垒继续断块上升，伊舒断陷平原和松辽断坳平原继续下降。本区当今的构造轮廓进一步显现。

2.气候环境及其变迁

第四纪气候的研究常常是通过对第四纪生物(特别是植被)、地貌和堆积物的研究来完成的。其中由于植被对气候的变化极为敏感，因此，通过植被(主要是通过孢粉的研究)来研究气候及其变迁更为常用。以往对本区生物、地貌和堆积物的调查与研究表明，第四纪地质期间本区气候发生了多次冷暖干湿的波动，植被第四纪堆积和地貌也随之发生了相应的变化，大致可以划分如下几个气候阶段。

(1)地貌和堆积物揭示的早更新世气候环境

对本区早更新世堆积物和地貌的研究可以看出，在早更新世早期阶段，松辽断坳已基本形成。低凹的松辽平原所接受的来自大兴安岭、小兴安岭和和长白山的碎屑堆积物形成松辽古大湖环境，为湖泊兴盛期(初本君，1998)，气候环境偏凉;早更新世晚期阶段主要为冰川和冰水堆积阶段，在松辽断坳盆地周边地区形成广大的冰水堆积平原。这些冰水堆积和广大的冰水堆积平原，由于其后受新构造运动和外动力作用的影响，大部分被后来的堆积物埋藏于地表以下，已不见冰水堆积平原的原始形态，但在一些地区仍然可以看到这些冰水堆积物和冰水堆积平原的局部存在。例如，在西部所见到的白城地区冰水堆积剖面和冰水堆积台地以及东部区怀德－府龙泉－王府一带的冰水堆积剖面和冰水堆积台地等等，都是早更新世冰水堆积物和冰水堆积地貌的一部分。除此，在长春的腰分水岭、吉林岔路何、伊通的大南镇一带以及松辽平原区钻孔所揭示的第四纪地质剖面中都能见到早更新世冰水堆积物和冰水堆积平原的存在。可见，早更新世晚期冰水堆积物和冰水堆积平原分布之广泛。

从上述的堆积物和地貌研究不难看出，早更新世期间本区经历了由温暖湿润气候环境向冰川和冰缘气候环境的转化过程。

(2)生物揭示的早更新世气候

早更新世气候由第三纪末期气候演变而来。中科院长春地理所夏玉梅等研究了吉林省中西部的早更新世植被和气候。据黑龙江省大庆7901孔、吉林省乾安令字井孔、扶余仲士屯孔、大安舍力孔、白城平台地质剖面、农安王府地质剖面、长春分水岭地质剖面中的孢子和花粉分析表明，第三纪末上新世早期吉林省西部植被与中新世比较，铁杉、罗汉松和山核桃等喜热树种含量明显减少，阔叶树中桦、赤杨、栎、榆、榛、胡桃及林下草本植物含量逐渐增加，从而显示出当时气候由温暖湿润向偏凉变干方向变化。

上新世末期，我国北方地区开始被大陆性气候控制，冬季干凉，夏季多雨。与上新世早期相比，气候变得更温凉。喜凉耐干的针阔叶混交林生长，出现草原型植被。

早更新世早期，本区在灰白色粘土层中前人发现部分介形虫化石，以土星介为主，计四种属(初本君，1998)。另外，本次遥感调查在伊通大南镇胜利屯采砂坑的早更新世地质剖面中，采集微体生物样品，经天津地质矿产所王强分析鉴定，发现在该剖面的灰白色粘土中含有纯净玻璃介和疏忽玻璃介。玻璃介作为广温种在全球皆有报道，在现代温暖环境亦可出现。但由于个别种出现在冷水中，例如，疏忽玻璃介就是典型冷水种之一，因此，在进行整体评价时，依然将其作为偏冷属。含有上述玻璃介的样品有机质含量较高，可粗略认为样品形成于中营养向富营养过渡的湖泊中。上述玻璃介的发现，不但填补了区内早更新世地层中微体生物的空白，还对揭示早更新世早期堆积形成于气候偏凉的湖泊环境提供了微体生物学证据。

早更新世后期，本区为由少量阔叶树参加的疏林草原。标志气候由冷干向温和半湿润方向发展。

由上述植被的演变可以看出，本区早更新世气候由偏凉向干冷过渡。这与早更新世堆积物和地貌揭示的早更新世气候特点是完全一致的。

同时，微体生物所揭示的本区早更新世堆积物中的形成环境与其中的孢粉所揭示的沉积环境是完全一致的。

3.地貌环境

本区第四纪初，现代构造地貌的基本格局已经形成。早更新世早期阶段松辽断坳平原和伊－舒断陷盆地为冰水河流和冰水湖环境，长白山和大兴安岭为剥蚀区，来自上述山区的碎屑物质源源不断的堆积于松辽断陷和伊－舒断陷盆地的冰水河湖中，受盆地古地形起伏的影响，盆地中堆积物的厚度并非均匀一致，湖盆中的高地则局部缺失早更新世堆积物，早更新世末，受本区新构造运动的影响，新断裂发生差异性升降运动，松辽盆地解体，东部高平原区伏龙泉和白城平台地区等抬升，浮出水面，形成当今的伏龙泉隆起河白城平台及当代高平原的基底地貌。松辽盆地湖泊的湖面自此开始萎缩。当今的白城平台河伏龙泉隆起自此再未接受风沙和风成黄土之外的任何堆积。

4.环境物质组成

早更新世期间，区内受新构造运动的影响，三山(东部山地、西部山地和大黑山－法库丘陵)两盆(松辽断坳盆地、伊－舒断陷盆地)的构造格局进一步形成，山岳丘陵基岩区不断遭受来自各种外动力的剥蚀，剥蚀的物质源源不断地堆积于伊－舒断陷盆地和松辽断坳盆地中，受早更新世冰川冰缘气候影响，形成冰川和冰水堆积物，这些堆积物以砂砾石夹灰白色粘土为特征，遍布于上述两个盆地中。

(二)中更新世地质环境

1.构造环境及其变迁

本区经历了早更新世构造变动后，中更新世本区构造环境除继承早更新世构造变动的某些特点外，三山继续上升，尤其法库断隆的继续抬升，使东北断坳平原以其为界分解为北部的松辽断坳盆地、伊－舒断陷盆地和南部的下辽河断坳盆，三大盆地继续下降。在上述三个断坳与断陷盆地内部，新构造运动也较为活跃。松辽断坳盆地内的双山－前郭北东向断裂发生南东盘上升，北西盘下降的差异性升降运动，怀德－伏龙泉－前郭隆起形成。白城平台前缘断裂发生南东盘下降，北西盘上升的差异性升降运动，白城白土山平台形成。平原内的上述新断裂运动使得早更新世阶段的松辽盆地被肢解，盆地内地形起伏加大，盆地面积首度被缩小。松辽盆地东部高平原形成;下辽河断坳盆地内的抚顺－营口北北东向断裂及西侧山前断裂、北部的北漂－沙河断裂继承活动，控制北、西、东侧周边断块山岳丘陵的抬升，断坳盆地整体下降。为中更新世地层堆积与形成提供了构造环境。

2.气候环境及其变迁

中更新世气候冷暖干湿多次波动为特点。

(1)地貌和堆积物揭示的中更新世气候环境

中更新世堆积物和地貌的研究认为，松辽平原东部垄岗状高平原区的中更新世堆积是以含铁锰结核和少量砾石的亚粘土为主的堆积，并形成广大的山麓和山前堆积平原。根据上述亚粘土分布的空间位置、岩相结构及所含生物认为该套亚粘土的成因为冲湖积(也有人认为是冲洪湖积)，由它形成的平原为冲湖积平原(即松辽高平原)，为区内黑土形成提供了重要母质条件。厚度较大而且大面积分布的冲湖亚粘土的形成表明本区中更新世处于半干旱和半湿润的气候环境。但也应该指出的是，对本区中更新世亚粘土多个剖面的研究可以看出，亚粘土剖面自下而上无论从颜色、层理、单层厚度及所含孢粉化石等都出现多个旋回，这些差异表明该套亚粘土并非形成于气候一成不变的环境当中，而是形成于气候干湿冷暖的多次波动过程中。

根据本次遥感调查成果表明，此时期下辽河平原，堆积形成海陆交互相的粘土质粉砂、砂层、淤泥，水平层理发育属于温和较湿或轻湿的气候环境。

(2)植被揭示的中更新世气候

根据乾安、长春、四平、大庆和哈尔滨等地中更新世地层剖面中的主要孢粉成分，结合扶余、龙江中更新世地层剖面中的孢粉组合，松嫩平原中更新世时期至少经历过四次大的气候波动。

第一阶段，中更新世初期麻黄出现，藜科植物迅速扩大，平原区再现草原型和桦林草原型植被景观，显示出大陆性低温干旱气候。

第二阶段，平原区阔叶树增加，水生植物和盘星藻、转板藻增加，说明此区有一定范围水域环境，湖沼发育，陆地分布阔叶疏林草甸草原和桦林草原，显示温和半湿润气候。

第三阶段，平原区云杉花粉增加，禾草类和蒿亦有增加，说明当时周围山区有云杉分布，显示当时是一种冷湿气候。

第四阶段，发生在中更新世末，平原区阔叶树、水生植物和藻类孢粉增多，显示气候再次变暖。

此时期，下辽河中断坳中更新世地层剖面中的孢粉组合反映早期为以桦属、云杉属为主的森林草原植被，反映古气候寒冷阴湿;晚期为疏林草原景观，古气候温和湿润。

由上不难看出，无论是从中更新世堆积物和地貌还是从中更新世植被都揭示出松辽平原中更新世气候冷暖干湿多次波动的特点。

3.地貌环境及其变迁

本区进入中更新世早期，松辽湖盆地区周边和伊－舒断陷盆地地区继续接受来自小兴安岭、老爷岭、张广才岭和大黑山－法库断隆的冰(碛)水碎屑堆积，湖泊中心接受砂质物质堆积。

中更新世中期，当今的高平原区接受来自上述山区和风积的冲湖相亚粘土堆积，并形成冲湖积平原。处于湖泊环境的西部低平原区形成湖相堆积，并埋藏于深部。中更新世末，新构造运动再次使当今的松辽高平原区上升，形成当今的冲湖积高平原地貌，为区内黑土形成提供了重要的地形地貌条件。

此时期，下辽河断坳盆地接受东西两侧和北部断块山岳丘陵区的亚粘土、亚砂土、细砂等碎屑物质堆积，并在靠海部分，接受第一次海侵。由于断坳盆地的下降，该地层埋深为179.4～98.2m。

4.环境物质组成

本区中更新世物质组成较早更新世有了较大的变化。这些变化主要体现在区内两个主要的盆地中。在中更新世这一地质时期，作为上升区的三山仍处于风化剥蚀阶段，除山岳和丘陵由于受到剥蚀其高度相对有所降低外，基岩区物质变化不明显。在区内的三大盆地中则不同，中更新世阶段，松辽、依－舒两盆地内部接受来自剥蚀区的亚粘土堆积物和风积亚粘土的堆积，为区内黑土形成提供了母质条件。

下辽河辽断坳盆地，形成以中更新世亚粘土、亚砂土、细砂为主的海陆交互相沉积。

(三)晚更新世地质环境

1.构造环境及其变迁

本区晚更新世阶段，其构造环境较中更新世又有了新的变化。晚更新世地质构造继承了中更新世地质构造轮廓，继承性新构造运动明显，山岳丘陵区再度上升，平原区继续下降。松辽平原区北部的讷河东西向断裂差异性作用，北部抬升，高平原形成。双山－前郭北东向断裂及白城平台前缘嫩江北东向断裂也再度发生差异性升降运动，怀德－伏龙泉－前郭隆起及白城平台进一步抬升，当今区内构造轮廓进一步显现。

除此，晚更新世作为松嫩断坳盆地内的突出的构造事件是松辽分水岭的隆起(长岭断隆)。遥感图像解译和地面调查可以看出，松辽断坳盆地中部有近东西向的隆起。这一隆起不仅是松花江水系和辽河水系的分水岭，而且也是松嫩平原和东西辽河平原的分界线，历来受到地质学家们的注意。本次遥感调查认为，松辽分水岭是区内弧形断隆系作用结果的显示。根据弧形断隆系所切割的第四纪堆积，其主要形成时期应为晚更新世末(距今18000a)。该弧形断隆系的形成改变了本区的构造环境和物质环境。可以看出，本区晚更新世阶段构造环境较中更新世有了较大的不同。

2.气候环境

(1)晚更新世早期地貌、堆沉积物揭示的气候环境

晚更新世早期(140～70ka)堆积物和地貌的研究认为，松辽平原东部波状高平原由亚粘土和亚砂土组成。根据上述亚粘土分布的空间位置、岩相结构特点和沉积过程中粘土颗粒呈均匀悬浮搬运形式(初本君，1988)，该套亚粘土的成因为冲湖积，由它形成的平原称为冲湖积平原(波状高平原)，是区内黑土形成的重要母质源区。下辽河平原由冲湖积黄土状亚砂土、粉细砂夹薄层亚砂土含砾的中粗砂透镜体等物质组成。其疏林－草原植被反映古气候偏干冷。

(2)晚更新世中期堆积物、地貌和生物揭示的末次冰期气候

松辽断坳盆地晚更新世中期的堆积物主要有风积、冰水堆积和冲湖积堆积等。风积物既有风积砂土堆积，也有风成黄土堆积。风积砂土组成风积平原，现呈构造岩片形式见于长岭弧形沙垄之间。风成黄土形成风积平原，主要见于本调查区的西部。遭受后来流水等外动力剥蚀切割，黄土平原已不连续，完整性差。风成黄土(70～30ka)和风积砂土形成于干凉或干冷的气候环境中，本区风积物和风积地貌可以揭示本区干冷的气候环境。

冰水堆积物主要见于本调查区西部洮儿河下游。其岩性为砂砾石层夹砂层或砂层透镜体，组成着名的洮儿河冰水冲积扇。很显然，本区冰水堆积物和冰水冲积扇的形成也揭示出本区晚更新世中期的干冷冰期气候。

冲湖积堆积物主要见于本调查区东部乾安－林甸地区。其岩性为亚砂土，形成低平原地貌。

对晚更新世中期堆积物中的孢粉已作过许多研究。中科院长春地理研究所夏玉梅和王曼华等对本区许多晚更新世堆积剖面进行过孢粉分析，积累了十分丰富的资料。根据晚更新世中期本区植被的总特点可以看出，本区晚更新世中期的气候是我国大陆第四纪以来最干冷的气候时期。这是因为青藏高原的隆起对来自西南的水汽和印度洋的暖湿气团起到愈来愈明显的屏障作用，使我国内陆地区降水明显减少，出现干旱。

工作区西部受内陆气候影响，植物组成中的木本成分更为简单，松、云杉、桦等为主要树种，草本植物中蒿、藜含量增加，在蕨类植物中出现一定数量的耐寒冷的阴地蕨，代表了吉林工作区西部大陆性干冷气候环境的形成。晚更新世是吉林工作区西部沙漠的形成和扩大的主要时期。也是耐干冷的草原发育的主要时期。

近年，邓金宪等对本区西部双辽勃勃吐火山顶部的风沙堆积剖面进行过详细研究。该风砂堆积剖面形成于距今(7.69±0.6)×10⁴a。风砂中孢粉含量极为贫乏，种属单调，代表干冷气候的蒿属、麻黄属等草本花粉含量较高，木本花粉仅有松、榆和榛属，且含量极低。古地磁研究表明，各风砂层中的磁化率和磁化强度为低值。上述诸现象可以看成是对末次冰期的响应。

此外，对本区多个晚更新世中期的第四纪地质剖面研究发现，本区晚更新世中期的堆积中大都含有我国北方晚更新世中期标准动物群———披毛犀－猛犸象动物群。该动物群生活在距今40ka左右的地质时期，被认为是冰期气候的指示动物群或冰期气候的产物。披毛犀－猛犸象动物群的存在同样表明，本区晚更新世晚期气候寒冷。

由上不难看出，本区的堆积物、地貌、植被和动物群共同表明了晚更新世中期本区处于由干冷的冰期气候环境中。

(3)晚更新世晚期地貌、堆沉积物和生物揭示的气候环境

晚更新世晚期(30～18ka)，受横亘于松辽平原中部的长岭断隆影响，由湖积砂组成湖积台地和弧形断隆束构成长岭分水岭。湖积台地为全新世风积与风蚀作用提供母质。

本次在通辽剖面采集的孢粉样品，分析结果表明，植物组合以针叶裸子植物松为主，阔叶被子植物桦及胡桃、栎和榆为辅组成的针阔叶混交林或针叶林，反映古气候温暖湿润。

而下辽河平原的沈阳道义屯剖面，揭示的物质为湖积亚砂土，采集¹⁴C测年距今为(16765±160)a～(12530±135)a。孢粉资料反映的针叶林或针阔叶混交林的植物组合特征，代表古气候温和较湿。

3.地貌环境及其变迁

本区进入晚更新世以后，地貌环境发生了深刻的变化。晚更新世中期发生的强烈地壳运动，松辽平原东部高平原开始抬升，晚更新世早期形成的冲湖积粘土堆积物质露出水面，二级湖成阶地形成，为区内黑土形成提供了有利的地貌条件。上升的高平原继续上升，剥蚀加剧，下降的西部低平原区不断下降，湖泊进一步萎缩，接受堆积。

晚更新世中期，在干旱气候不断加剧的情况下，在松辽平原的中西部地区形成风积黄土、砂土平原，东部湖泊萎缩，接受砂土的堆积。

晚更新世末，松辽弧形断隆形成，受其断隆控制，不但将原本相连通的晚更新世晚期古湖泊分解，形成西部地区断块与断坳相间的湖积台地和残留湖盆地貌组合;在松辽弧形逆冲断垄低洼部位和东部地区形成残留湖盆。并具备了当今所显现的松辽分水岭的基本形态。它的隆起除分割了松辽盆地湖泊外，也引起了松辽盆地内水系的若干变化，为当今松辽盆地水系的形成奠定了基础。

4.环境物质组成

晚更新世本区环境物质组成变化很大，主要体现在堆积区的环境物质组成出现了明显的变化。突出表现是早期形成湖泊环境堆积了砂土物质;中期本区松辽断坳平原西部的奈曼旗、通辽、双辽、长岭、白城、镇赉、洮南、松原、乾安、瞻榆、通榆一带有大面积的风积黄土和风砂堆积。东部齐齐哈尔、大庆一带发育湖积砂土、淤泥物质堆积;晚更新世晚期为的湖积砂堆积，为区内沙化(漠)形成提供了充足的物质条件。

(四)全新世(冰后期)地质环境

1.构造环境及其变迁

本区全新世地质构造轮廓和构造运动由更新世演变而来。就地质构造环境而言，全新世地质构造环境与更新世晚期构造环境没有多大差异，所不同的是自有人类记录以来，特别是随着地质、地震观测仪器和大地测量仪器的研制和发展，定性、定量、定点和连续的观测和监测地质环境的变化已成为可能。例如，地震观测仪器详细记录了区内四平－长春－德惠断裂(四平断裂段)的新活动引起的地震。大地测量仪器记录了大兴安岭、老爷岭和张广才岭现阶段的隆升和下降等等。揭示出了本区全新世构造环境的变化。

2.气候环境及其变迁

全新世又称冰后期，开始于距今约1.1万年。全新世气候及其变化是对当今人类生存环境影响最大和最直接的因素之一。不管是全球，还是我国疆域内(包括吉林工作区)，全新世气候及其演变的研究都较详细。经典的欧洲全新世气候分期是由斯堪的纳维亚人布列特(Blytte)和赛南德(Sernander)在20世纪末21世纪初创立的。他们把全新世气候划分为五个气候期(表4－1)。我国陈承惠等(1976)、孔昭震(1982)和王开发(1981)曾分别对辽南、北京和沪杭地区进行过全新世气候划分。上述研究对本区全新世气候划分具有重要的参考意义。全新世又分为早、中、晚三大阶段。

早全新世(1.1～7500a)，从东西辽河平原奈曼旗东南剖面遥感调查结果分析，下部含炭淤泥层，距今年代为(11590±130)a。而孢粉组合属于含一定量阔叶被子植物之针叶林或阔叶混交林，气候温和较湿或轻湿。

中全新世(7500～2500a)，早期气候温暖湿润，是气候最适宜时期，大庆－大安、长岭三县堡、前郭波拉屯和东西辽河平原、下辽河平原有多层泥炭形成。根据该期泥炭的堆积速率(最大0.4mm/a)、有机质含量(最大60%以上)、含砂量很少等特点，可以看出该区当时处于泥炭沼泽发育最佳条件时期，推测年平均气温3℃～5℃，干燥度<1，年降水量500～700mm，风砂固定，泥炭沼泽极为发育，沼泽中植物以芦苇为主，伴生有木贼、苔草、镰刀藓、睡莲等，其他植被松和禾本科占有相当的比例，是区内黑土形成时期。

晚全新世晚期(2500a～1100a)，本区是以含有风砂和淤泥夹层的泥炭为代表。其植被特点，松较前趋于减少，蒿藜明显增加，同时出现麻黄属花粉，说明吉林工作区西部该期由疏林草原过渡到半干旱草原，泥炭植物残体以苔草为主，伴生有芦苇、睡莲、镰刀藓、木贼、鸢尾等。由于气候变为干旱，风砂吹扬，大量粉砂落入泥炭沼泽，致使泥炭中含有大量风成砂。

另外，在双辽地区多座古近纪火山喷发所形成的火山盾(丘)的顶部有厚约5m的风成砂堆积，在这些风成砂的表面发育一层厚30～40cm的黑灰色粉砂层。其形成年代为(5405±80)a(邓金宪，1998～2000)。在岗丘顶部发育有黑灰色有机质堆积的现象，在四平十家堡团山子侵入岩体所形成的岗丘的顶部也有所见，这些高高耸立于平原之上的火成岩岗丘顶部的黑土层，显然非沼泽成因。该层黑土的形成表明，黑土形成时期气候温暖湿润，植被发育。显现出当时的气候是最宜于植被发育的有利时期。它的¹⁴C年龄测试结果表明该黑土层形成于中全新世大西洋期(气候最适宜期)。该现象说明，前中全新世形成的碎屑堆积物质，均可作为含粘土成分控制物质

3.地貌环境及其变迁

本区全新世地貌环境由晚更新世地貌环境演变而来，基本格局继承了晚更新世晚期地貌轮廓，并受长岭断隆和法库断块山岳丘陵的控制，形成以淤泥地平原为主体松嫩、东西辽河和下辽河三个低平原。河谷地貌为辅地貌环境。区内河流如嫩江、第二松花江、拉林河、洮儿河、霍林河、东辽河、西辽河、辽河等河流的平原区河段、下游河段摆荡不定，河谷加宽，形成宽阔的高河漫滩和低河漫滩地貌及冲积平原地貌，河床摆动过程中遗弃的古河床形成当今所见到的牛轭湖河沼泽地貌等。

本区湖泊特别是风砂地区的湖泊产生淤积，湖盆变浅，水深变小，湖滨形成沼泽。

受耕作、樵柴和过牧等原因的影响，全新世局部地段沙漠活化，沙丘移动，有的叠加于晚更新世形成的沙丘和沙垅之上，形成复合沙丘和沙垅。

中全新世气候最适宜期，松辽盆地高平原区(冲洪积平原区)形成大面积厚层典型黑土。随着黑土区人口的不断迁入和大面积耕作，伴随着流水的冲刷和土被的流失，黑土地区新的冲沟不断增加，老的冲沟再度加深、加宽、加长。黑土分布的高平原被切割得支离破碎，这已成为当今黑土区的重要环境地貌问题之一。

4.环境物质组成

虽然全新世与晚更新世比较，本区地质构造的基本格局没有多大的改变，显示出地表物质组成的相对一致性。但随着全新世内、外动力的作用及相互作用，随着人类对这块土地的开发和利用，全新世环境物质组成也在发生不断的和深刻的变化。

首先，本区中全新世形成了黑土。虽然在工作区的山岳区、丘陵区和平原区，平原的东部区和西部区，南部区和北部区，上升区和下降区，黑土的厚度有很大差异，但黑土的形成却标志着本区进入了一个新的第四纪地质环境之中。这是因为黑土不但大大改变了这里的环境物质组成，更重要的是，由于它的形成，大大改变了自形成之后这里的生态环境，特别是对本区当代人类生存环境的影响，更是巨大的和深远的。除此之外，在三个低平原区，形成丰富的含炭淤泥物质层是农业耕作的有利土壤，但受后期风沙运动、地下水位和干旱、半干旱气候的影响，在东西辽河低平原表层，即含炭淤泥物质层之上被现代风沙所覆盖;而在松嫩低平原表层发生强烈的沙化和盐渍化作用，直接影响农业耕作的发展。

区内其他因素也改变着这里的环境物质组成。流水等各种外动力对山岳、丘陵及高平原不断进行剥蚀，剥蚀的碎屑物质源源不断地堆积于下游河谷中，形成新的堆积。人类对山岳和丘陵区矿产的开发和对平原区的开垦，以及对牧区的放牧等造成水土流失，也不断改变着这里的环境物质组成等等。

由此看来，上述原因所造成的本区全新世环境物质组成的改变是显着的。

F. 盆地的海拔高度是多少特征

盆地的海拔高度：无固定的高度

盆地的特征：中心地势低、周边地势高

盆地主要是由于地壳运动形成的。在地壳运动作用下，地下的岩层受到挤压或拉伸，变得弯曲或产生了断裂就会使有些部分的岩石隆起，有些部分下降，如下降的那部分被隆起的那些部分包围，盆地的雏形就形成了。

(6)越南松洪盆地在哪里扩展阅读

中国主要盆地

1、塔里木盆地

位于新疆省南部的塔里木盆地。“塔里木盆地”为维吾尔语的汉译名，意为“无缰之马”的大盆地。盆地西起帕米尔高原，东至甘肃、新疆边境，东西长约1600公里左右，南北最宽处约为600公里左右，面积约为53万多平方公里（一说40多万），平均海拔约1000米，约占新疆总面积的二分之一。

2、鄂尔多斯盆地

陕甘宁盆地在地质学上称鄂尔多斯盆地：北起阴山、大青山，南抵陇山、黄龙山、桥山，西至贺兰山、六盘山，东达吕梁山、太行山，总面积37万平方公里，是我国第二大沉积盆地（居中国四大盆地第二位）。

3、渤海—华北盆地

相连的两个盆地即渤海湾盆地（22万）和南华北盆地（10多万），共30多万平方公里。

4、四川盆地

四川盆地属丘陵状盆地，面积约26万多平方公里，不但形式完整，而且是一个标准的构造盆地。四周邛崃山、龙门山、大巴山、巫山及大娄山环绕，海拔1000～3000米，多紫红色砂页岩，故有“紫色盆地”、“红色盆地”之称。

5、松辽盆地

松辽盆地形状近似菱形，西临大兴安岭，北与小兴安岭为界，东部为张广才岭，南接康平—法库丘陵地带。盆地中间是嫩江、松花江、辽河水系流经的平原沼泽区，地面海拔120～300m，长约750公里，宽330～370公里，主轴沿北北东方向展布，面积约26万平方公里。

G. （三）松辽盆地侏罗、白垩系含煤岩系沉积特征

松辽盆地中、新生界地层厚逾万米，泉头组以下地层为深部断陷型沉积组合，主要分布于断陷盆地，岩性变化较大，自下而上为：侏罗系中统白城组分布于白城、洮南一带，中央坳陷、东南隆起可能存在该组地层。由灰色砂岩、砾岩及灰黑色泥岩、粉砂岩夹紫红色凝灰岩、凝灰质砂岩、泥岩不等厚互层，夹薄煤层，厚370.3 m，与下伏二叠系不整合，与上覆火石岭组不整合。侏罗系上统火石岭组分布于深部断陷盆地附近，由一套中性、中基性及酸性火山岩、火山碎屑岩、碎屑岩组成，厚160～938 m。白垩系下统沙河子组，有多口深井钻遇该地层，为暗色含煤砂岩、砂砾岩、泥岩组成，厚114～1256.5 m，不整合或假整合于深部断陷火山岩系之上，或超覆于不同时代基岩之上。白垩系下统营城组分布于中央坳陷东部和东南隆起，其它地区大部分缺失，与上下层为不整合或假整合。有三种组合，一为酸性、中酸及中基性火山熔岩、碎屑岩，厚320 m；二为含煤砂、泥岩，偶夹凝灰岩，厚240～580 m；三为杂色砂岩、泥岩、偶夹凝灰质砂岩，厚337～515 m。白垩系下统登娄库组分布于中央坳陷、东南隆起的德惠、梨树一带。岩性组合有两类，一为自下而上砂砾岩段、暗色泥岩段、块状砂岩段、杂色砂泥岩段，厚1547 m；二为自下而上暗色泥岩夹粉细砂岩段、砂砾岩与暗色泥岩互层段、杂色砂岩夹粉细砂岩段，厚1209 m。

早白垩世断陷盆地沉积相，沙河子组总体为水进序列，岩性逐渐变细。初始充填期为冲积扇或河道冲积沉积，谷地占优势，有小面积湖泊沼泽。明显分化期为盆地中心形成浅水湖泊并不断扩大加深，周缘发育三角洲、扇三角洲。最大水进期形成深水湖泊，湖面扩大，周缘三角洲、扇三角洲缩小，水下重力流发育。湖盆转化期由补偿加速深水湖盆转化为浅水湖盆阶段。营城组为浅水湖盆期，已转化为浅水湖泊及周缘扇三角洲和三角洲，部分地区出现泥炭沼泽化。登娄库组为浅水湖盆周缘三角洲、扇三角洲、冲积平原。

早白垩世断陷盆地主要沉积类型为冲积扇—扇三角洲相。冲积扇沉积主要分布在断陷盆地底部和断陷陡坡一侧，洪水携带近源的泥、砂、砾进入盆地形成扇形体，当冲积扇进入盆地水体后形成扇三角洲。三角洲相在十屋、柳条断陷岩性为灰—深灰色泥岩、粉砂岩和中细砂岩，主要发育在十屋断陷东缓坡带和北部斜坡带。进积式（水退序列）三角洲相组合主要发育于沙河子组和营城组上部。退积式（水进序列）三角洲相组合主要发育于沙河子组和营城组下部。湖泊重力流相（狭小）包括滨浅湖泊沉积、深湖泥质沉积和水下重力流沉积。在长岭、乾安、德惠断陷湖泊沉积所占比例较小，主要为滨湖相及湖沼沉积，局部形成薄煤线。在湖泊被充填消亡阶段，有时出现扇三角洲、浅湖相沉积，有时出现含煤的冲积扇、扇前冲积平原相沉积，扇前冲积平原类型中辫状河型冲积平原含煤性差，网结河型冲积平原含煤性好。发育较好的冲积平原可以形成煤，当冲填后的湖泊被淤平沼泽化时，才能形成较好的煤层。十屋、柳条断陷湖泊沉积占比例较大，间夹中粗粒重力流沉积，火山岩或火山碎屑岩主要分布于盆地底部基岩之上。松辽盆地中新生代岩浆活动强烈，断陷形成的早期火山岩发育广泛，盆地北部和中部在营城期或期后，也有火山岩喷发或岩浆侵入，常见火山岩夹层或凝灰岩夹层。

松辽盆地含煤地层为侏罗系和下白垩统。分布在松辽盆地西缘万宝、扎鲁特、林西一带为早侏罗世红旗组、中侏罗世万宝组。红旗组为一套陆相含煤碎屑岩沉积，不整合于二叠系地层之上。下部为砾岩、砂岩及中酸性凝灰质砂岩，中部为细砂岩、粉砂岩与煤层互层，上部为粉砂岩、泥岩夹少量砂岩及薄煤层。北部厚100 m，南部780 m，局部达1300 m。含煤22层，可采煤15层，单层均厚1～1.5 m，最厚2.55 m。万宝组为陆相河湖相含煤碎屑沉积，夹有中酸性火山岩或火山碎屑岩，含煤性较差。

分布在松辽盆地东缘九台—营城、碑岭—陶家屯、四平、昌图沙河子一带为早白垩世沙河子组、营城组。沙河子组为一套陆相含煤碎屑夹火山碎屑沉积，由砂岩、粉砂岩、泥岩和煤层组成，厚210～690 m，含煤2～24层。沙河子组可分三个岩性段：下段含煤段为砂岩、粉砂岩、泥岩，含煤1～5层，1～4层为可采煤，厚15 m。中段为泥岩段，上段为砂泥岩段。营城一带含煤5～11层，可采煤2～4层，厚0.76～12.88 m。其它地区煤层厚5.93～7.0 m，可采煤厚0.76～11.78 m，一般为2.65～6.17 m。营城组为一套火山岩含煤沉积，由下而上为中基性火山岩段、酸性火山岩段、含煤段、火山岩段，厚877～1421.4 m，与下伏沙河子组整合或平行不整合接触。羊草沟一带下含煤段含煤14层，2层可采煤，上含煤段含煤8层，可采煤3层，煤厚5.93 m，最厚11.69 m。九台孙家沟含煤1层，厚1.37 m，刘房子含煤17层，可采煤11层，单层厚1～2 m。

分布在松辽盆地南缘铁法、康平一带含煤岩系为早白垩世沙海组和阜新组。沙海组为陆相含煤碎屑岩，厚578～1370 m。分三个岩性段：下部砾岩段为厚层砾岩、粗砂岩夹细砂岩，薄层粉砂岩，厚72 m；中部含煤段为粗至细砂岩及粉砂岩夹多层薄煤层及煤线，厚145 m；上部泥岩段为泥岩、泥质粉砂岩夹薄层砂岩、砾岩，厚371 m。康平、铁法以砂岩、砂砾岩为主夹泥岩、粉砂岩及砾岩，厚300～670 m。阜新组为一套粗碎屑含煤沉积，与沙海组为整合接触，厚655～1200 m。自下而上为高德段、太平段、中间段、孙家湾段、水泉段。高德段为粉砂岩、泥岩夹含砾砂岩，上部夹2～3层稳定薄煤层，厚20～25 m。其上四个段岩性相似，由含砾砂岩、粉砂岩互层，煤层、粉砂岩组成沉积旋回。太平段、中间段、孙家湾段为主要含煤段，上部均有巨厚煤层，顶部水泉段含10余层不稳定薄煤层。铁法含煤20层，可采煤层12层，厚15.3～31.3 m。

据已有钻井等勘探资料证实，在松辽盆地中央坳陷带徐家围子断陷有数口井在早白垩世地层中见有煤线，乾安、长岭断陷盆地及东部断陷带的德惠断陷盆地，在滨浅湖相与湖沼相沉积形成薄煤层。东部断陷带的十屋断陷盆地在滨湖、三角洲相带形成薄煤层。

对松辽盆地深部晚侏罗至早白垩世断陷盆地中的含煤岩系赋存状况，虽然已在诸多深井中见有煤层或煤线，由于深部勘探程度较低，总体面貌并不十分清晰，因此对其认识也有所不同。一种认为根据盆地自身和周缘、周邻盆地地质构造条件，推测深部断陷盆地中可能有较好的含煤岩系存在。另一种认为松辽盆地晚侏罗至早白垩世含煤岩系之所以发育不好，是因为松辽盆地内部断陷盆地面积较大，而盆地周缘可成煤的有机质—烃源岩的物源供给不足，造成盆地聚煤状况不佳。

松辽盆地地处西伯利亚板块与塔里木-华北板块相结合的部位，位于准噶尔—兴安、天山-赤峰活动带的东部，濒临太平洋陆缘活动带，燕山期形成的断陷—坳陷盆地基底为前震旦纪古老变质岩系，基础是显生宙以来褶皱系。松辽盆地含煤岩系形成于晚侏罗-早白垩世，其成煤期即是断陷盆地发育期，含煤地层主要分布在断陷盆地之中。松辽盆地含煤岩系主要发育在深部的断陷盆地，断陷盆地规模不等，主要为地堑型、半地堑型或复合型。含煤岩系属陆内沉积，为陆相沉积地层，有利聚煤相带形成于被充填的湖泊沼泽或扇前冲积平原相带。燕山期岩浆活动强烈，中晚侏罗世含煤地层往往发育在火山岩系与沉积岩系之间，早白垩世以陆相碎屑岩为主的含煤岩系往往亦有火山岩夹层。从盆地热演化分析，晚侏罗—早白垩世断陷含煤岩系埋深均已达到生烃门限。松辽盆地具有高热流值、高地温场特点，有机质演化的两个门限深度很浅。R_o为0.5%的门限深度约为1200～1400 m，R_o为1.3%的门限深度为2200～2400 m，比中国东部其它张性盆地浅1000 m，较西部压性盆地浅两倍以上。盆地内测定的镜质体反射率呈现盆地中部高，向盆地边缘逐减的趋势，反映了深部煤化程度深，煤阶增高的特点。从盆地含煤岩系的保存条件分析，晚侏罗—早白垩世含煤岩系组合上，有登娄库组及其以上晚白垩世沉积岩层大面积覆盖，在区域上对下伏煤系地层的保存十分有利。登娄库组沉积后沉积间断，对未被登娄库组覆盖的断陷盆地或登娄库组被剥蚀的断陷盆地保存都是不利的，但登娄库期后盆地深拗扩展，泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组在整个盆地披盖式的沉积，泥质岩类发育，对下伏的含煤岩系的保存又是有利的。

参见《中国煤层气盆地图集》“中国东北部晚中生代断陷盆地分布图”、“松辽晚侏罗—早白垩世断陷盆地分布图”、“松辽盆地地层综合柱状图”、“松辽盆地地质剖面图”、“松辽盆地晚侏罗—早白垩世早中期岩相古地理图”、“松辽盆地早白垩世晚期岩相古地理图”、“松辽盆地下白垩统营城组顶面构造图”、“松辽盆地下白垩统营城组—沙河子组厚度图”、“松辽盆地营城组顶面有机质演化程度图”。

H. 我国最小的盆地是

中国四大盆地最小的是柴达木盆地。

柴达木盆地自然景观为干旱荒漠，主要土类为盐化荒漠土和石膏荒漠土。后者主要分布于盆地西部，草甸土、沼泽土一般均有盐渍化现象。植被稀疏，种类单纯，总共不足200 种，以具有高度抗旱能力的灌木、半灌木 和草本为主，盐生植物较多。植被结构简单，约有6/10 的群丛系由一个或几个种组成。

在山麓洪积扇和冲积-洪积平原上以勃氏麻黄、梭梭和红砂灌木所组成的荒漠植被群落为主；在盐性沼泽及盐湖、河流沿岸，莎草科密生形成草丘，其中占优势的有深紫针蔺、丝藨草与黑苔草等盐生植被；盐湖与沼泽外围以芦苇与赖草为主。

柴达木盆地动物区系具有蒙新区向青藏区过渡的特征。野生动物主要有野骆驼、野驴、野牦牛、黄羊、青羊、旱獭、狼、马熊、獐、狐、獾等。由于垦殖和捕猎，野生动物大为减少，有的濒于绝迹。

I. 松嫩平原的地质基础

松嫩平原在大地构造上属新华夏构造体系第二沉降带北部，亦称松辽断陷。燕山运动以后，形成一地堑式盆地，四周为断裂所限，东西两侧为海西褶皱带，中部为地台构造，已具现代地貌的雏形。
松辽断陷开始于白垩纪，具有明显的不对称性，表现为东浅西深。基底为前震旦纪结晶片岩，东部在结晶岩上部有晚古生代沉积岩系和岩浆岩，西部基底由早古生代变质岩系组成。燕山运动时期，发生了北北东向的断裂活动，盆地内形成了一些互不相通的断陷湖盆地，但尚未形成与周围有显着差异的构造单元。早白垩世地壳运动加剧，形成大的凹陷，湖盆扩大，开始形成与周围地区差别较大的构造单元，沉积了厚约600米的湖相含油地层，以后盆地逐渐缩小。第三纪早期受喜马拉雅运动影响，盆地周围山地再次上升，东部隆起，遭受剥蚀。到第三纪晚期，盆地开始向西偏移，湖盆移至依兰——大庆——肇源以西，堆积了200—280米的内陆湖相地层。第四纪初，小兴安岭上升，使松嫩平原与苏联的结亚河盆地隔开，松辽分水岭隆起，分成松、辽两大水系，从此松嫩平原的基本轮廓才告形成。盆地中央下沉，湖盆向南移动形成了以林甸、杜尔伯特为中心的大湖，沉积黑色淤泥质亚粘土。全新世以来除了间歇性上升形成一级阶地外，仍然处于下沉状态。
松嫩平原区内第四纪地层的厚度及分布情况是：山前台地区以冲积洪积层为主，厚约10—100米，多数为10—20米。冲积平原区以冲积、湖积物为主，沼泽、风积次之，第四系最厚可达100—150米，一般为40—60米，东部薄，西部厚，在齐齐哈尔至杜尔伯特之间厚度达150米。岩相的变化是：由山地边缘台地区过渡到平原中部，由砂、砂砾石或粘土夹碎石逐渐变为粘土或黄土状亚粘土，下部为细砂，底部为砂、砾石。

J. 我国四大高原是哪四大

中国有四大高原：黄土高原、内蒙古高原、青藏高原、云贵高原。
高原（Plateau）是指海拔高度在5米以上，面积广大，地形开阔，周边以明显的陡坡为界，比较完整的大面积隆起地区。