地質演化中國
Ⅰ 地質演化史
地質發展史：
最早的地層是奧陶紀（D）的灰岩，上面是石炭紀（C）和二疊紀（P），著三版個地層權單元是整合接觸。之後發生構造運動，形成一個向斜（核部是二疊紀地層，兩翼是奧陶紀和石炭紀地層）。之後侏羅紀砂岩角度不整合接觸於之前的所有地層。白堊紀和侏羅紀整合接觸。最後全區整體發生構造變動。
Ⅱ 地質演化歷史
3.2.1 地質演化
膠州灣地區在大地構造上處於華南板塊與華北板塊的碰撞帶，屬魯東隆起和膠萊坳斷兩個Ⅲ級構造單元;區域構造線以NE向為主，次為NW;主要構造形跡為韌性剪切帶和脆性斷裂構造。
在地質歷史上，膠州灣地區經歷了呂梁運動和燕山運動兩次重大的構造運動以及新近紀以來的喜馬拉雅運動。
(1)呂梁運動
在距今20多億年前的元古宙，岩漿活動比較頻繁，形成了以火山岩為主的膠南群。元古宙晚期，火山作用漸弱，地層以海相為主。
大約在17億～19億年前的呂梁運動對本區影響較大，強烈的地應力使地層嚴重褶皺，膠南群內形成了多級頂厚等斜褶皺。此外，還形成了韌性剪切帶，並靠其主界面形成線狀混合花崗岩化帶或混合岩－混合花崗岩帶。韌性剪切帶還改造了其中的褶皺，使其成為無根或鉤形褶皺，並在大型韌性剪切帶的一些斷片及兩盤形成拖曳褶皺。呂梁運動使膠南群經受了區域變質作用，並伴有鈉質交代、有鉀質加入的區域性混合岩化作用。呂梁運動後期，本區開始了地質歷史上的第一次隆起。6億年前的薊縣運動，使膠州灣地區再次發生變質作用和隆起。
(2)燕山運動
大約在2.13億～0.65億年前的燕山運動對該區影響最為強烈。中生代侏羅紀後，本區產生了NE向的斷陷，並在斷陷盆地內產生了陸相碎屑岩沉積，形成了上侏羅統萊陽組。隨著構造運動的加劇，膠萊盆地因差異性活動而破裂，尤以其接合地帶最為顯著。大量火山噴發形成了白堊系青山群中、酸性火山岩系構成的東大洋火山岩帶。青山群由下至上分布面積驟減，反映了火山活動的減弱。至晚白堊世，出現了以陸相湖泊、河流堆積為主的王氏群;同時，新華夏系的構造應力場產生了一些NE向的深大斷裂，而這些深大斷裂又作為岩漿通道導致岩漿在應力作用下向上侵入，形成嶗山花崗岩帶。燕山運動晚期，本區第二次抬升，繼續遭受風化剝蝕並緩慢上升。
(3)喜馬拉雅運動
自新近紀以來的喜馬拉雅運動，一般稱之為新構造運動。在本區構造活動方式以垂直差異運動為主，水平運動次之。新構造運動對先期形成的老構造運動形跡有著明顯的繼承性，又有新生性。新構造運動與地貌、斷裂、地熱、地震、水系等有著密切聯系。
由於膠南隆起的抬升速度大於膠萊坳陷，在膠南隆起和膠萊坳陷邊界上造成差異升降，又由於一系列NE向斷裂和NW向斷裂交互切割，形成了棋盤格式的膠州灣陷落。膠州灣沿岸河流水道的沖刷、第四紀冰川作用的切割及全新世玉木冰後期海水入侵的共同作用，形成了現在的膠州灣。
3.2.2 第四紀地層及其特點
膠州灣近海是全新世海侵形成的海，構造上屬於穩定上升區。海底鬆散沉積物中只有全新世的海相地層，海相地層以下為晚更新世的河流、沼澤、沖洪積地層或中生代以前的基岩。下面根據物探、鑽探和柱狀取樣資料以及以往的地質調查成果，對膠州灣第四紀地層及其特點進行簡述。
(1)地層標志
膠州灣第四紀地層的劃分標志主要有海相層標志、沉積間斷面標志和14C年代學標志。
海相層標志:在海相沉積環境中，微體古生物的含量多、演化快，不同的屬種和組合反映了海相和海陸過渡相的沉積環境。研究區內以含「有孔蟲、寬卵中華麗花介、方地豆艷花介」的地層作為海相層，含「純凈小玻璃介、豐縣假玻璃介」等介形蟲的地層作為陸相層，陸相層中不含有孔蟲;在海陸過渡相層中，以畢克卷轉蟲為優勢種，該層可以和中國東部平原地區的卷轉蟲海侵進行對比。
沉積間斷面標志:海水的侵入使得研究區內的沉積環境完全發生變化，沉積作用改變的結果表現為形成沉積間斷面，該間斷面以不整合或假整合為特徵。海進初期的波浪作用使得沉積物表面形成富含砂、礫和貝殼的砂－粉砂－黏土質的海侵層。
14C年代學標志:14C年齡為更新統及全新統的劃分提供了准確的數據。測試樣品以黑色有機質淤泥、貝殼類及鈣質結核為主。貝殼類包括完整或有磨損的貝殼及牡蠣;鈣質結核礦物成分主要為方解石，不含文石和高鎂方解石，化學成分以富鈣、貧鎂、Sr/Ba比值小於1為特徵，是在陸地條件下由地表水的滲透、淋溶與毛細管作用形成的，同位素年齡為1.9萬～3.0萬年。
(2)地層劃分及其特點
膠州灣基岩面以上的鬆散沉積物較薄，地層結構簡單。其地層包括以殘坡積、洪沖積為主及後期以河湖、沼澤相沉積為主的晚更新世陸相地層和以濱海地帶海陸交互相為主的全新世海相地層。
根據青島海洋地質研究所的研究資料，膠州灣綜合地層剖面可歸納為圖3.1所示，更新統與全新統的界線為11.5ka。
圖3.1 膠州灣綜合地層柱狀剖面
結合其他調查成果，對第四紀地層進行研究與描述。
第四紀地層基本層序(圖3.2):26.30m以下為沖洪積層，26.10～8.59m為河流相，8.59～8.41m為濱岸沉積，8.41～0m為淺海相，其中8.41～7.00m表現為鹽沼沉積。
1)上更新統下段:紅褐色砂質黏土，26.28～29.76m，含礫較多，堅硬。該層廣泛分布在緩坡、現代河流一級階地的底部和膠州灣堆積區底部;洪沖積層的下部與基岩面直接接觸。岩性多為卵(碎)石、礫砂、中粗砂夾多層粉質黏土薄層;褐黃色，濕—飽和，稍密—中密，層狀構造，緊密結構，粗顆粒磨圓度以亞角狀為主，分選中等。粒度下粗上細，顆粒中間充填砂土、黏性土，以基底式－空隙式充填為主，物質成分以花崗岩、火山雜岩為主，具水平層理和斜層理。
圖3.2 膠州灣第四紀基本地層劃分
2)上更新統上段:該段的岩性以礫砂、中粗砂、細砂、砂質黏土為主，局部含鐵染和植物的根系物，表層含較多的鈣質結核。該層與上覆海相層呈不整合接觸。根據膠州灣自然環境報告中的孢粉及古生物測試，含有淡水生扁卷螺、河蜆、河蚌、中國圓田螺等遺殼，含有較多的藜科、蒿屬、菊科、水龍骨科、櫟屬、柳屬和松屬等孢粉化石，一般含有鈣質結核。
3)下全新統:8.41～8.59m，岩性為灰黑色泥質中細砂，可塑，含大量貝殼碎片。下伏地層為含鈣質結核的砂質黏土層，其間為不整合界面。
4)上全新統:0～8.41m，沉積物岩性為黏土質粉砂。7.44m以上為灰色，7.44m以下為深灰色，有機質含量較上端為高;軟塑—可塑，飽和，岩性均勻;含水量向下減小，局部見有機質富集條帶。7.2m和8.3m見蟲孔，內充填粉細砂;7.75m以下見泥、沙互層。另外，在該層中有4個粒徑大於2.5Φ的砂質組分含量較高的區段，分別為0～0.2m，0.7～1.0m，4.1～4.3m和7.5～7.8m。
(3)第四紀地層厚度及其控制因素
膠州灣口附近，沉積物都很薄，一般為0～5m;特別在團島—薛家島和團島—黃島之間基本無鬆散沉積物，基底直接出露。在團島與黃島中間一線，有一個沉積厚度的劇變區，自0m突變為20～40m，但范圍較窄，呈NS向線狀展布，北薄南厚。該沉積區與灣東岸兩個沉積中心呈NNE向線性排列。
海灣中、西部沉積厚度中心基本位於灣中心，與兩岸距離相差不大。膠州灣東岸沉積中心靠近東岸，形成以灣口北為頂點的「V」形分布中心。
灣外潮汐通道影響的范圍內，沉積物厚度較薄，一般為5～10m，向北靠岸附近逐漸增厚至10～15m，再向北則又減薄至基岩海岸的0m。在落潮通道的末端及南翼，沉積厚度明顯迅速增加，已經揭露的深度達到了40～45m。
總的來講，地質構造決定了晚更新世以來坡、洪積至末期河流相沉積物的充填形態;全新世海水動力將灣口沉積物侵蝕殆盡，潮流攜帶侵蝕物質搬運至灣口兩側沉積，形成溝、脊相間地貌。沉積物的供給形成了膠州灣西部的三角洲堆積;海侵過程中的海面快速上升、物源供應及現代潮流作用，形成了研究區東部的殘留沉積。
Ⅲ 地質變化 請問在千萬年以後,中國的地理位置和土地面積會發生怎樣的變化
1、變化是肯定的；
2、千萬年的時間在地質歷史上是非常短暫的,因此變化也專是微小的,比如陸地的漂移距離屬每年只有幾微米,千萬年也就是幾十米!
3、地面的風化剝蝕也是有變化的,比如喜瑪拉雅山脈的升高,冰川的消融都是變化.
Ⅳ 地質變化請問在千萬年以後，中國的地理位置和土地面積
請問你問的是武漢的還是北京的?
據說是地大的特色專業,我也是地大新生.比寶石,勘測等傳統優勢的那當然要差一點了.
Ⅳ 中國地貌格局形成過程
我國現代地貌所反映的基本特徵和地貌類型分布格局，是在內外營力綜合作用下長期發展演化的結果。影響我國地貌發育的內外力因素，主要有地質構造因素、氣候因素、地表組成物質因素、人類活動因素等。
一、地質構造對中國地貌形成的影響
我國地貌的宏觀分布與排列方向均與地質構造運動密不可分。中國地處歐亞板塊東南部，為印度板塊、太平洋板塊所夾峙。自早第三紀以來，各個板塊相互碰撞，對中國現代地貌格局和演變發生重要影響。自始新世以來，印度板塊向北俯沖，產生強大的南北向擠壓力，致使青藏高原快速隆起，形成喜馬拉雅山地，這次構造運動稱為喜馬拉雅運動。喜馬拉雅運動分早、晚兩期，早喜馬拉雅運動，印度板塊與亞洲大陸之間沿雅魯藏布江縫合線發生強烈碰撞。喜馬拉雅地槽封閉褶皺成陸，使印度大陸與亞洲大陸合並相連。與此同時中國東部與太平洋板塊之間則發生張裂，海盆下沉，使中國大陸東部邊緣開始進入邊緣海-島嶼發展階段。尤其重要的是發生於上新世一更新世的晚喜馬拉雅運動。在亞歐板塊、太平洋板塊、印度板塊三大板塊的相互作用下，發生了強烈的差異性升降運動，全國地勢出現了大規模的高低分異。差異運動的強度自東向西由弱變強。由於印度洋不斷擴張，推動著剛硬的印度板塊，沿雅魯藏布江縫合線向亞洲大陸南緣俯沖擠壓，使喜馬拉雅山和青藏高原大幅度抬升。這種以小的傾角俯沖於亞歐板塊之下的印度板塊持續向北的強大擠壓力，在北部遇到固結歷史悠久的剛性地塊（塔里木、中朝、揚子）的抵抗，產生強大的反作用力，使構造作用力高度集中，引起地殼的重疊，上地幔物質運動的加強和深層及表層構造運動的激化，導致地殼急劇加厚，促使地表大面積大幅度急劇抬升，於是形成雄偉的青藏高原，構成我國地形的第一級階梯。
我國西部地區受南北向擠壓力的作用，在青藏高原上的一些近東西向的山脈南麓均有向北傾斜的規模巨大的逆沖斷層，形成褶皺斷塊山地。各個山地的形成時代雖不同，但上述斷層在新構造時期均有明顯活動且規模巨大。其長度可達300—700千米，最長可達2000—3000千米，且多為逆沖斷層或逆沖走滑斷層。在青藏東南部地區，由於南北向擠壓力的作用，派生出向東擠壓作用，使川滇菱形塊體向南移動，因而形成一系列向東北方向突出的大型弧形斷裂，它們常控制山脈的走向，形成一些規模巨大的擠壓弧形山地，山嶺之間為深切的河谷。
在持續的擠壓環境下，西部各大古陸塊皆發育成為中-新生代的凹陷盆地。從上新世晚期開始，盆地周圍山地急劇上升，盆地本身也隨之抬高，而且盆地邊緣的第三系、第四系都產生最新褶皺的長垣緩崗，褶皺強度有從南向北減弱的趨勢。
中國東部受太平洋板塊對亞歐板塊作用的影響，處於弧後盆地的引張應力狀態，形成一系列斷陷盆地和北東走向的山脈。中生代以來，太平洋板塊的分異和相對運動較為復雜。早侏羅紀，太平洋板塊開始增生，以快速、低角度向東部大陸俯沖，因此，在仰沖側大陸產生廣泛的拱形隆起，並有頻繁的火山噴發和岩漿侵入。而其後方則產生大規模拗陷，形成以鄂爾多斯和四川盆地為代表的華夏向第一沉降帶。晚侏羅紀，由於海洋板塊的向北運動，前期對東部大陸正面擠壓的強大壓力消失，使東部廣闊的隆起帶應力鬆弛，在其中央地帶產生裂陷構造，形成松遼、華北與江漢盆地，即華夏式第二沉降帶，其西側為大興安嶺—太行山—武陵山第一隆起帶，其東側形成華夏式第二隆起帶。
始新世中末期至漸新世，東部海洋板塊重新分異，太平洋板塊擴展，向西俯沖，對東北、華北施加較大的推擠力，松遼平原抬升，此外，隨著日本海開裂所產生的側向推擠力，使長白山地翹升。在南方，台灣作為島弧與大陸碰撞的典型場所，其擠壓力可對福建、廣東大陸產生影響，而南海東緣是西太平洋唯一向東傾斜、反轉的俯沖帶。
二、氣候因素
在地貌形成發育過程中，外營力也占重要地位。尤以氣候的作用更為鮮明，不僅表現出現代氣候對地貌的深刻影響，而且也遺留有古氣候條件下的地貌痕跡。降水與氣溫的變化，影響著風化、搬運和堆積作用的過程與強度。
我國東部廣大地區，臨近海洋，降水豐沛。東南沿海地帶降水量高達2 000毫米以上，華北、東北地區也在400—800毫米之間。河流眾多，徑流豐富，流水的侵蝕與堆積作用占絕對優勢。山地、高原和丘陵地區，以坡面沖刷和溝谷下切的侵蝕作用為主；地勢低平的平原、盆地、窪地，主要進行著堆積作用，廣泛發育了各類流水地貌，如溝谷、河流階地、山麓洪積沖積扇、沖積平原、河口三角洲等。由於東部地區溫度狀況的南北差異，以流水作用為主的外營力的活動方式和強度也存在南北的變化。秦嶺—淮河以南屬高溫多雨的亞熱帶和熱帶地區，濕熱的環境，使得流水作用強烈，化學風化作用及碳酸鹽岩類分布區的岩溶作用均很顯著。地表河網稠密，侵蝕切割強烈，丘陵低山廣布。江南一帶由於淋溶作用旺盛，風化物中鐵、鋁富積，紅色風化殼發育。濕熱的環境使雨水、河水、地下水對碳酸鹽岩的侵蝕作用加強，這使得雲貴高原、廣西一帶喀斯特地貌發育，秦嶺-淮河以北的華北地區，為暖溫帶濕潤和半濕潤地區。許多地方的年蒸發量大於年降水量，河網密度比南方小，徑流量也較秦嶺-淮河以南河流銳減，但降水季節分配不均勻，主要集中在夏、秋兩季。流水作用強弱的季節變化也比南方突出。雨季地面侵蝕與河流泥沙的搬運和堆積都很強烈。黃河中游地區，黃土分布廣泛，質地疏鬆，抗蝕力差，在夏季降雨的沖刷下，坡面、溝谷侵蝕旺盛，溝壑縱橫。河流攜帶大量泥沙輸往下游，黃河、海河以及淮河水系的泥沙長期在下游堆積，從而形成了華北平原。東北地區屬溫帶和寒溫帶地區，東南部的長白山地，降水量豐富，流水地貌發育。西北部的大興安嶺和小興安嶺，地處我國北部高緯地區，氣候寒冷，凍土層分布廣，在凍融作用下，形成凍土和冰緣地貌。中部地勢低平，以接受河流沉積為主，形成廣闊的東北平原。另外，東部沿海海岸地帶，由於海水作用的不同，形成了侵蝕海岸與堆積海岸等海岸地貌。
西北內陸乾旱區，降水量小，蒸發量大，氣溫日變化和年變化劇烈。風力強勁，乾燥剝蝕作用和風力作用成為重要的地貌外營力。形成雅丹、沙丘、戈壁等風蝕、風積地貌。西北內陸盆地外圍的高峻山脈，外營力隨氣候的垂直變化也呈明顯的帶狀分布，山麓為乾燥剝蝕作用帶，山腰為流水作用帶，山頂為冰川、冰緣作用帶。由於山脈坡向和所處的地段不同，一般來說，從北疆至南疆，隨著水汽的減少，乾燥剝蝕帶幅度逐漸加大，雪線逐漸升高，冰川規模相應變小，外營力的垂直分帶界線也相應發生變化。
青藏高原，地勢高峻，形成了特殊的高寒乾燥環境。高原北部柴達木盆地和阿爾金山，同氣候乾旱的西北地區相鄰，也是全國降水量最少、蒸發量最大的地區，乾燥剝蝕作用與風蝕、風積作用為主要外營力，形成乾燥剝蝕山地、平原及沙丘、戈壁等地貌類型。藏北地區主要是地勢高峻導致的高寒低溫環境，使地下保存著廣泛的多年凍土。高山上則是我國現代冰川的主要分布區。因此，由凍融作用、冰川作用形成的冰緣、冰川地貌現象分布廣泛。高原東南部邊緣地帶，鄰近印度洋，受西南暖濕氣流影響，降水豐富，流水作用居主導地位。但高山頂部，白雪皚皚，以冰川、冰緣作用為主。
以上所述地貌類型及其分布與我國現代地理環境是完全相適應的。此外，在近代地質發展史上，我國氣候曾有過不同程度的變遷，古氣候條件下所產生的地貌在一些地區遺留下來，表現著與現代外營力作用不相適應的形態。例如，青藏高原珠穆朗瑪峰地區，在海拔5000米左右的遮普惹山和昂章山上，有峰林和落水洞等喀斯特地貌存在；在青藏高原，塔里木盆地和華北地區普遍堆積有第三紀三趾馬紅土層；在雲貴高原有深厚的紅色風化殼；在內蒙古、新疆乾旱區有與近代流水侵蝕作用不相適應的寬闊河谷、湖濱和河流階地、發育良好的水文網等地貌形態；我國西部海拔2700—3500米的山地，還常可見到第四紀古冰川作用的遺跡等。這使得我國地貌更加復雜。長江以南地區，基本上繼承了第四紀以前濕熱的熱帶、亞熱帶環境，塑造地貌的地表營力中，化學淋溶作用得以繼續進行，流水作用也從未間斷，使得紅色風化殼深厚，紅層地貌與岩溶地貌得以保存和發展。我國其餘地區，由於氣候的變遷，地表營力和地貌形態在地質時期（主要是第三紀及第四紀初期）都有所變化。
三、地表組成物質因素
我國地表的組成物質千差萬別，分布復雜錯綜。由於地表物質的不同，抗風化、侵蝕的強度不一，在一定的外營力作用條件下，可以發育成形態各異的地貌形態。
我國山地眾多，岩漿岩和變質岩常大面積出露，由於岩性緻密堅硬，或經再結晶使剛性增強，常構成崇山峻嶺、危崖陡壁。其中，侵入岩以花崗岩分布面積最廣，山地中多有分布，與多旋迴岩漿頻繁活動密切相關。花崗岩堅硬緻密，抗蝕力強，經斷塊抬升，往往形成高峻山地，如秦嶺的太白山、湖南的衡山、山東的嶗山、浙江的天目山、廣東的羅浮山均為花崗岩山峰。奇峰峻峭的黃山和華山，因系花崗岩株構造，山勢更顯挺拔。
地表出露的噴出岩以基性的玄武岩分布最廣。多為第四紀火山頻繁活動噴發形成的玄武岩熔岩流，以東北、華北和東南沿海一帶分布最廣。大面積玄武岩熔岩流常構成階梯狀的熔岩台地，如長白山地、張北高原、海南島北部等。此外還分布著火山錐、火口湖、熔岩壟崗等多種火山地貌。
各類沉積岩分布廣泛，占我國陸地面積的3/4，常形成一些特殊的地貌形態。在長江以南地區，從白堊紀直至現在，氣候濕熱，故在中、新生代陷落盆地中堆積了一套陸相為主的紅色岩系。堅硬而層厚的礫岩、砂礫岩，因流水沿裂縫和節理侵蝕，形成許多峭壁懸崖、石峰林立的丹霞地形；而岩性比較松軟的砂頁岩，因流水侵蝕而形成比較低緩的紅色丘陵，構成了江南獨具一格的紅層地貌。在雲貴高原、廣西一帶，古生代碳酸鹽岩深厚，形成了峰林、溶洞、地下河等喀斯特地貌類型。廣泛分布於我國北方的第四紀黃土，構成了獨特的黃土地貌區。黃土未經充分膠結，質地疏鬆，易被雨水沖刷和流水切割，溝壑十分發育，地表支離破碎，形成了塬、梁、峁等地貌形態。其中以甘肅中部和東部、陝西北部以及山西的黃土高原最典型。我國北方內陸，沙漠面積廣大，沙丘累累，這固然與地處內陸，氣候極端乾燥密切相關，但和第四紀疏鬆沉積物分布廣泛，具有就地起沙的大量沖積、洪積、湖積物質也有密切關聯。
四、人類活動因素
人類與自然環境關系密切。在長期的生產實踐過程中，人類不斷地加深對自然界的認識和影響，同時也使地表形態發生著重大的變化。我國是世界上歷史悠久，人口眾多，文化發達的文明古國，在長期的生產活動中，在利用自然、改造自然的斗爭中，對地貌的影響較為深刻。我國國土面積中除了約佔19％的沙質荒漠、戈壁、寒漠、永久積雪和冰川、石骨裸露的山地等人跡罕至的地方外，其餘81％均為城市、工礦、交通、農、林、牧、漁的用地或可利用土地，地表形態無不打上人類活動影響的烙印。
人類興建的一些工程設施對地表形態有明顯的改變作用。早在秦代，我國先民就已在南嶺修建了靈渠，溝通了長江與珠江兩大水系，使區域河流地貌發生了變化。黃河下游的人工堤防工程龐大宏偉，形成高於華北平原之上的地上河床，構成華北平原上明顯的分水嶺。南北各地陸續開鑿運河，特別是貫穿華北平原和長江下游平原的京杭大運河，在世界運河史上開鑿最早，里程最長。它把海河、黃河、淮河、長江、錢塘江五大東西向水系溝通起來，改變了東部平原地區的水系面貌，新河道的開挖、河道堤壩的修築以及截彎取直、堰閘修建等都影響和改變著河川流量、水文特徵，使河流的侵蝕、搬運、堆積過程發生顯著變化，從而導致地貌形態的變化。另外，廣大山地、高原、丘陵上修築的層層梯田，沿海地帶興建的護岸海塘、防波堤壩以及移山填溝、圍湖造田等都顯著地改變著地表的地貌形態。大的建設項目，如開山劈嶺，築路架橋，開挖礦山，興修國防設施等巨大工程，挖墊土石方量巨大，也不斷改變著地表面貌。如大的露天煤礦的開挖，常要剝掉煤層上的蓋層，大量土石運往他處堆積，對地表形態影響顯著；選礦地礦碴與煤矸石堆積起來的小山，起伏相連，也非常醒目。
隨著科學技術的發展，人類的活動對自然環境的影響愈來愈深刻，對地貌的影響也愈來愈明顯。不合理的利用自然，可導致自然界生態平衡的破壞，造成災害性地貌過程的發生和發展。最突出的例子就是黃土高原植被的嚴重破壞，引起了水土的大量流失，使下遊河床淤塞填高，頻繁發生河流決口、改道，釀成水患。尤以黃河、永定河下遊河道決口改道次數最多，在華北平原上遺留了許多古河道的遺跡。我國南方地區水土流失也很嚴重。氣候濕熱，風化物深厚，當地表植被破壞後，侵蝕速度范圍迅速增大。如貴州省，隨著森林覆蓋率的下降，水土流失面積已由1964年的3.5萬平方千米增加到了現在的5萬平方千米，全省每年通過河流外泄泥沙總量達5800萬噸。除了毀林、毀草外，盲目開墾也是水土流失加劇的重要原因。貴州省很多大於30—40度的坡地都曾被開墾，這無疑使其地表侵蝕作用趨於增強。在我國乾旱與半乾旱地區，長期以來，由於人口數量的增加，濫墾、濫牧、濫伐現象加劇，沙區的天然植被遭到破壞，使風沙危害越來越嚴重。許多無沙地區被風沙吞沒，固定沙丘變為流動沙丘。據史料記載，陝北榆林、靖邊一帶的毛烏素沙地，至少在唐代以前還是水草豐美的地方，經過明、清兩代不適當的耕墾，草原被破壞，流沙南侵，使長城以外數十千米的地帶流沙廣布。近些年來，我國沙漠化過程又有所加劇。我國對於治沙工作重視，個別地區的沙漠治理取得了一定成效。如包蘭鐵路線上的沙坡頭，吐魯番盆地中的五星鄉等地，採用工程措施與生物措施，又使原來的流動沙丘變為固定或半固定沙丘。
Ⅵ 中國大陸地殼演化
中國大陸地殼的形成演化可以追溯到距今約38億年以前。在這一漫長的地質歷史時期，中國大陸地殼，由不同時期的陸緣岩系、洋殼殘片、陸內沉積岩和火山岩，以及不同地質時期侵入或噴發的少量幔源岩漿岩等組成。這些岩石組合的形成，基本上都可以歸因於板塊之間的相互作用。李錦軼將中國大陸地殼的形成演化劃分為太古宙—古元古代、中元古代—新元古代中期、新元古代晚期以來3個構造階段[16]。
2.2.1 太古宙—古元古代階段（3800～1800Ma）
除了始太古代只發現富鉀酸性岩漿活動外，其他時期都發育幔源超鎂鐵侵入雜岩、拉斑玄武質和鈣鹼系列岩漿岩、表殼岩和強烈的構造變形、普遍的中—高級區域變質等地質作用。在中朝陸塊內，中太古代及更古老的地質體僅呈殘留體出現，它們形成時的構造格局已經難以恢復；而新太古代和古元古代的地質體則表現出一定的塊帶鑲嵌特徵。太行山以東地區的太古宙地質體具有與顯生宙活動陸緣岩系類似的特徵，太行山地區的新太古代和古元古代地質體與碰撞造山帶的組成有一定的相似性，而中朝陸塊北緣，從內蒙古的大青山向東直到遼南和吉南地區，古元古代的地質體具有明顯的線型分布特徵。因此，一些學者認為這些線狀帶是新太古代末或古元古代末板塊碰撞帶的殘片。而古元古代晚期1.9～1.8Ga的岩漿活動和變質作用的發生與發展，似乎都可以歸因於大陸裂解的伸展構造體制。
有些學者根據變質演化或同位素地質研究，認為新太古代以前以地幔柱作用為主，從新太古代開始才發育板塊構造體制。如果僅從中國大陸范圍看，新太古代以前的地質體的出露很少且多呈塊狀展布，似乎支持這一認識。但是，不論從全球大陸的組成與演化還是中朝陸塊的新元古代以前的岩石組合看，板塊構造體制有可能開始得更早一些。
在塔里木和揚子陸塊，以及東北、東南和中央等造山區，雖然也發育這一時期的地質體，但是主體是新太古代和古元古代的，個別地區雖然獲得了一些中太古代和古太古代的信息，但是沒有發現保存完好的古老地質體。
從這些古老地質體保存的地質信息和中元古代大陸裂解、大陸邊緣演化資料看，中國乃至全球的太古宙和古元古代地質體，很可能曾經在古元古代晚期聚合成為一個超大陸，但是目前獲得的資料還不能把各個塊體的相互關系建立起來。在國外文獻中有些學者根據對北美的研究，將該超大陸命名為哥倫比亞超大陸，並且認為1.9～1.5Ga是該超大陸的聚合時期。但是如上文所述，從中國獲得的資料看，尚不完全支持這一論點。如果確實曾經存在這樣一個超大陸，那麼其聚合過程可能主要發生在古元古代期間，從古元古代晚期開始，該超大陸已經發生了裂解作用。
2.2.2 中元古代—新元古代中期階段（1800～630Ma）
侵入中朝陸塊太古宙和古元古代基底的1.8Ga前後的岩漿岩、揚子地塊基底中侵入四堡群的基性岩牆，以及中朝地塊北部燕遼坳陷和南部熊耳山等地的中元古代堆積物，都表明在古元古代末期至中元古代早期發生了大陸裂解作用，使中朝陸塊成為獨立的微大陸，而中國大陸地殼中其他的太古宙和古元古代地質體成為洋中的大陸碎塊。
中元古代期間，中朝陸塊范圍內持續發育岩漿活動，其他碎塊周圍則大部分表現出島弧或活動陸緣的特徵。800Ma左右花崗岩和區域變質作用的廣泛發育及塔里木盆地西北部阿克蘇附近被震旦系不整合覆蓋的藍片岩，表明新元古代中期各個分離的陸塊聚合成統一的大陸。
新元古代中期地殼變動的構造屬性，目前還是一個爭議比較大的問題。有些學者認為活動陸緣的演化直到700Ma 還沒有結束。關於古大陸裂解的時間，有些學者認為在800Ma前後，有些學者認為可能要晚一些。盡管如此，震旦紀陡山沱組和燈影組等具有典型的被動陸緣岩系特徵，與下伏地質體普遍為不整合接觸，表明以震旦系底界為界，前後確是2個不同的大洋打開與閉合和相應的大陸裂解與重組的構造旋迴。
許多中國學者認為，新元古代中期的所謂晉寧運動形成了由中國境內所有古陸組成的古大陸，稱之為古中國地台。從全球構造角度看，組成中國大陸的這些古陸和古造山帶規模較小，它們在全球洋陸格局中的位置，以及與被稱為Rodinia（羅迪尼亞）的超大陸的關系，還是一個有待於研究的問題。
2.2.3 震旦紀至第四紀（630Ma至今）
從震旦紀開始，到古生代初期，古超大陸裂解形成的大洋，把組成中國大陸內由前震旦紀地質體構成的各個陸塊分隔開來。此後的地質演化主要表現為這些陸塊的匯聚乃至最後拼合形成現今所見到的歐亞大陸的東部。這一階段形成的地質記錄保存得比較好，其演化過程研究得也比較清楚。這一階段的地質演化又可以劃分為震旦紀—二疊紀（三疊紀？）聯合大陸（Pangea）的逐漸形成（一般指非岡瓦納大陸地區）、侏羅紀—古近紀早期歐亞大陸的增生乃至與印度板塊的碰撞、古近紀晚期以來亞洲大陸東部的裂解等3個亞階段。
在潘吉亞大陸聚合過程中，在中朝陸塊和塔里木陸塊以北地區，主要表現為西伯利亞地台的不斷向洋增生。塔里木陸塊與西伯利亞地台之間，發育阿爾泰、准噶爾、哈薩克、吐哈、喀拉塔格和星星峽等地塊。阿爾泰地塊北部被動陸緣在奧陶紀早期沿薩彥嶺—蒙古湖區一線與西伯利亞地台南緣的活動陸緣碰撞；准噶爾地塊北部活動陸緣在志留紀期間沿扎河壩—北塔山一線與西伯利亞地台南緣的活動陸緣碰撞。在泥盆紀因西伯利亞古板塊南緣的裂解形成東准噶爾—南蒙古邊緣洋盆，而與西伯利亞古板塊分離，在早石炭世其北部被動陸緣沿卡拉麥里—莫欽烏拉一線與西伯利亞古板塊南緣再次碰撞，成為西伯利亞古板塊的一部分。這兩個地塊與塔里木陸塊及哈薩克古板塊之間，被齋桑—北天山洋盆所分隔。哈薩克古板塊是在古生代早期由古亞洲洋西段的一些微大陸聚合形成的。石炭紀中期，齋桑-北天山洋盆關閉，哈薩克古板塊和吐哈、喀拉塔格、星星峽等地塊或島弧與石炭紀早期增生後的西伯利亞古板塊碰撞；二疊紀早期，南天山洋盆關閉，塔里木陸塊被動陸緣與石炭紀中期增生後的西伯利亞古板塊碰撞，西北造山區形成。
在東北造山區，奧陶紀期間，額爾古納地塊和中蒙古、圖瓦等地塊大體同時相繼與西伯利亞古板塊南緣碰撞，蒙古-鄂霍次克洋盆形成。大體同時，與西北造山區的形成類似，古亞洲洋東段的一些微陸塊聚合形成了布列亞-佳木斯古板塊，但不同的是中朝陸塊北緣為活動陸緣並向洋增生；石炭紀早期，隨著南蒙古邊緣洋盆的關閉，布列亞-佳木斯古板塊與西伯利亞古板塊南緣碰撞；石炭紀至二疊紀期間，中朝陸塊北緣演變為類似安第斯型的活動陸緣，並在二疊紀沿索倫山—白城—長春—吉林一線，與西伯利亞古板塊的活動陸緣碰撞，古亞洲洋關閉。從泥盆紀開始，蒙古-鄂霍次克洋岩石圈板塊開始向西伯利亞古板塊之下俯沖並一直持續到侏羅紀。
中朝陸塊和塔里木陸塊以南面臨著古特提斯洋。盡管沒有證據表明這2個陸塊在古生代期間如前人推測的那樣連接在一起，但是它們面臨古特提斯洋的陸緣都為活動陸緣。在早古生代晚期，中祁連、柴達木、西秦嶺、南秦嶺、桐柏-大別等地塊增生到中朝陸塊的南緣，西昆侖北部的古陸碎塊增生到塔里木陸塊的南緣。在泥盆紀期間，發生與西伯利亞古板塊南緣和新生代美洲大陸西緣類似的拉張作用，早古生代增生陸緣發生裂解，形成了塔里木南緣和柴北緣等地的晚古生代邊緣洋盆、南秦嶺等地誌留紀岩牆及岩漿活動，可能是類似陸緣裂解拉張的產物。有些學者認為，南秦嶺等地的志留紀岩漿活動是揚子陸塊北緣裂解的產物，但是目前沒有任何其他方面的證據表明揚子地塊北緣在志留紀和泥盆紀期間遭受了拉張作用，國外其他地區也沒有類似被動陸緣裂解的實例。
揚子陸塊北緣長江中下游地區震旦紀至三疊紀中期的地層具有被動陸緣的沉積特徵，中三疊世至中侏羅世的地層具有前陸盆地堆積物的特徵。該區三疊紀中期沉積環境的變化、大別山超高壓變質岩的形成及隨後的快速折返、南秦嶺勉略帶晚三疊世強烈構造變形事件的發生，以及昆侖山南緣構造變形及沉積環境變化大致在同一時期發生，表明古特提斯洋在三疊紀期間關閉，揚子陸塊與北側的中朝等陸塊的邊緣發生碰撞，它們共同組成了當時的歐亞大陸板塊，成為聯合大陸的一部分。
很明顯，聯合大陸形成以後，揚子、中朝和塔里木等陸塊都位於該大陸的邊緣，由於蒙古-鄂霍次克洋當時還沒有關閉，所以當時作為潘吉亞大陸一部分的歐亞大陸的中國部分，與現今還有很大差別。近年來，從雅魯藏布江等西南造山區其他地區古洋岩石圈殘片頂部遠洋沉積物中陸續發現的三疊紀和二疊紀放射蟲化石，以及東北造山區東部張廣才嶺等地三疊紀—侏羅紀陸緣岩漿活動證據和三疊紀遠洋沉積物的發現，都表明作為潘吉亞大陸東部的中國大陸部分地區，西南部與印度大陸之間，東部與美洲大陸之間，都面臨著大洋，分別稱之為特提斯洋和古太平洋。
侏羅紀開始（西南造山區的東部和北部地區可能從三疊紀開始），歐亞大陸開始了向洋增生。羌塘、拉薩等地塊相繼增生到歐亞大陸邊緣，並在白堊紀末至古近紀初印度板塊與歐亞大陸板塊發生碰撞。
在歐亞大陸東部地區，侏羅紀前陸盆地的識別和構造變形、古地磁的研究，表明蒙古-鄂霍次克洋直到侏羅紀晚期才關閉，洋殼俯沖作用導致了東北造山區三疊紀至侏羅紀鈣鹼系列岩漿活動的發生。
同時，在布列亞-佳木斯古板塊以東，牡丹江及其以東地區的寶清等地，向北到布列亞山東坡，發育的晚古生代侵入岩和寶清等地泥盆紀至二疊紀的火山沉積岩系，反映出古太平洋或庫拉-太平洋板塊向歐亞大陸板塊或組成地塊之下的俯沖開始於泥盆紀。近年來，張廣才嶺出露的前人置於早古生代的花崗岩通過精確定年被確定為是侏羅紀的，這可能也是古太平洋板塊俯沖的結果。這一俯沖增生作用除了形成上述活動陸緣以外，還在歐亞大陸東北緣形成了那丹哈達嶺、錫霍特-阿林、庫頁島等向洋逐漸變新的增生造山帶。如果把蒙古-鄂霍次克洋也作為古太平洋的一部分，或者從牡丹江市以東到布列亞山東坡的地質演化看，古太平洋板塊的俯沖至少始於泥盆紀，但是當時其俯沖帶上盤的大陸分別是西伯利亞古板塊和布列亞-佳木斯古板塊，該大洋板塊向歐亞大陸之下俯沖的時代應該是歐亞大陸形成以後，即三疊紀以後。
中國東部晚侏羅世時可能形成了高聳的山脈，其成因被認為可能與古太平洋板塊與歐亞大陸板塊的碰撞有關，這一認識近年得到了侵入岩研究結果的支持，但是就東北造山區而言，類似的高原可能是蒙古—鄂霍次克洋關閉的結果。
從白堊紀開始，中國東部地區自北向南發育北東走向的岩漿岩帶，其岩石組合和化學成分顯示出雙峰式的特徵。有些學者根據岩石學的研究，認為該區當時岩石圈發生了減薄作用。但是從東北造山區的情況看，白堊紀地殼演化可能具有比較復雜的成因，古高原的演化和古太平洋板塊的俯沖可能都有重要的作用。
古近紀以來，以三江平原、下遼河凹陷和華北平原的形成，以及古近紀和新近紀幔源玄武岩的噴發為標志，東亞大陸邊緣發生裂解作用，日本海和台灣海峽等相繼形成。而在西南造山區，印度與歐亞大陸的碰撞之後，青藏高原隆起。同時這一碰撞作用還導致了西北造山區天山陸內再造山和中國西部高原-盆地-山脈格局的形成。
綜上所述，如果把中國大陸地殼震旦紀以來的形成和構造演化置於全球洋陸格局的演變之中則不難發現，其形成和演化可能分別與古西伯利亞地台與中朝陸塊和塔里木陸塊之間的古亞洲洋、中朝陸塊和塔里木陸塊與揚子地塊之間的古特提斯洋、額爾古納陸塊與阿爾丹地盾之間的蒙古-鄂霍次克洋、中生代期間歐亞大陸面臨的古太平洋和特提斯洋的演化有關。這些洋盆的關閉，形成了中國境內的中央、西北、東北、西南和東南造山區。眾所周知，不同洋盆的演化具有不同的動力學體制，因此與中國大陸地殼震旦紀以來形成演化有關的動力學體制可以劃分為古亞洲洋、古特提斯洋、古太平洋（包括蒙古-鄂霍次克洋和庫拉-太平洋）、特提斯洋和現今太平洋等動力學體制，與其相關的造山作用發生地區稱之為造山域，分別為古亞洲、古特提斯、古太平洋、特提斯和太平洋造山域。西北造山區是古亞洲造山域的一部分，經歷了特提斯造山域造山作用的改造；東北造山區的主體也是古亞洲造山域的一部分，古太平洋和現今太平洋造山域造山作用對該造山區的形成也有重要貢獻，並對古亞洲造山域部分有強烈改造；中央造山區是古特提斯造山域的組成部分，其西段和東段分別遭受了特提斯造山域和太平洋造山域造山作用的改造；西南造山區的形成是特提斯造山域造山作用的產物；東南造山區的形成則比較復雜，古特提斯、古太平洋和現今太平洋造山域的造山作用可能對其都有貢獻。
Ⅶ 區域地質演化
以三次大海侵為標志,可以把三清山地區10億多年的地質演化發展歷史分為三大的演化階段,若干個演化時期,見表2.1。
表2.1 三清山地區構造運動演化
(據楊明桂等,2009;章森桂等,2009修改)
(1)從中元古代到震旦紀中期
距今1400Ma的中元古代,當時三清山地區的地殼運動處於沉降階段,海水浸沒達4億年之久,沉積數千米厚的復理石沉積建造,並夾雜有海底火山噴發物。晉寧運動才結束了三清山的沉降歷史,地殼開始逐漸抬升為陸地,三清山地區進入相對穩定的地台發展階段。
距今1000Ma的新元古代,三清山地區是華南洋中的一個島弧,北為揚子古板塊、南為華夏古板塊。約900Ma前後,揚子古板塊與華夏古板塊碰撞,成為羅迪尼亞(Rodinia)超大陸的組成部分,洋盆消失,形成了贛東北古板塊結合帶,留下了珍貴的古洋殼殘跡,即蛇綠混雜岩帶和藍閃石片岩(是古板塊對接的重要見證)。
距今800Ma左右,三清山地區進入裂谷期,羅迪尼亞超大陸裂解,三清山位於揚子大陸板塊與華南裂谷海盆之間的過渡帶,形成海相磨拉石、復理石和雙峰式火山岩建造。區內處於陸表海的沉積環境,以碎屑建造為主;隨著「雪球地球」事件出現,留下了古冰川活動遺跡——南沱組冰磧礫岩。
(2)震旦紀晚期到晚奧陶世
在距今600Ma的震旦紀晚期,海水又浸沒了三清山地區達1.6億年之久,一直延續到奧陶紀末期。震旦紀晚期,陸殼基本固結,氣候轉暖,冰雪消融,並形成了廣泛的海侵,其間沉積超過4000 m厚的淺海相砂岩和碳酸鹽岩建造,並出現了三葉蟲、筆石和海綿等海相古生物。
早寒武世,三清山地區為半障壁性質的潮下淺水海盆,屬缺氧環境,形成了富含釩、鈾、硫、磷等元素的黑色頁岩,底部夾石煤層。早寒武世晚期—晚寒武世,海侵范圍擴大,沉積了約數百米厚的淺海相碳酸鹽岩和鈣泥質沉積物,並發生了生物大爆發,三葉蟲、腕足類生物大量出現。
奧陶紀早中期,海洋水體比較穩定,有利於筆石動物的繁衍,形成了筆石頁岩建造。奧陶紀晚期沉積了介殼相碳酸鹽岩建造。奧陶紀末,地殼總體處於逐漸抬升狀態,水體變淺。加里東造山運動第一幕使三清山地區再次「變海為陸」。
(3)早志留世到第四紀
在距今440Ma的志留紀早期,發生第三次大海侵。志留紀早中期,沉積了具類復理石構造特徵的碎屑建造。加里東運動使地殼整體抬升,遭受較長時期的剝蝕夷平,因而三清山地區缺失志留紀中後期、泥盆紀早中期的沉積。
晚泥盆世時,古特提斯海水侵入華南古大陸,三清山地區在晚泥盆世至三疊紀早期沉積了以濱淺海相泥砂質建造、碳酸鹽岩建造、海陸交互相的碎屑建造和含煤建造。
中三疊世末,印支運動強烈作用,結束了包括三清山在內的大規模海侵歷史,歐亞板塊與太平洋板塊發生強烈碰撞並產生擠壓抬升,蓋層繼而發生強烈褶皺與斷裂,發生了區域性地殼隆升,形成了中、上三疊統間普遍的角度不整合接觸。華南古大陸成了歐亞大陸板塊的組成部分(程裕淇等,1994;馬麗芳等,2002)。印支期我國的地質構造應力場發生轉變,構造應力場以北西西向為主,中國大陸結束了南海北陸的狀況,開始東西分異(黃定華等,1999)。
距今180Ma的燕山運動也是我國地質構造發展的另一個新階段。燕山期中國東部地區岩漿活動十分強烈,中期達到頂峰,並伴有大規模的酸性火山噴發和岩漿侵入活動。晚侏羅世至早白堊世,隨著太平洋板塊的俯沖擠壓,三清山地區發生中酸性岩漿噴發活動,形成鈣鹼性的中酸性火山岩組合,可劃分為石溪和周家店兩個岩漿活動旋迴(同位素年齡為91.7～110.8Ma與119.2～128.3Ma,王勇等,2002)。早白堊世在拉張的構造環境下,三清山地區酸性岩漿大規模強烈上侵冷凝,形成了大面積的「三清山花崗岩體」(張星蒲,2001)。三清山花崗岩體的物質基礎從此形成,三清山進入內陸發展的新階段。可以說,中生代是三清山花崗岩的奠基時期。此後,又通過新生代的塑造,才造就了現今的奇特的花崗岩景觀和獨特的生態系統,特別是距今2～3Ma的新構造運動將三清山花崗岩體多次抬升,才形成現在的地質地貌和生態格局。
Ⅷ 區域地質演化簡史
研究區的地質發展史可以由第四紀上溯到太古宙，歷時約 3000 Ma，特徵可用 「五次重要地質事件、兩個重大轉折時期和三個大地構造發展階段」來概括。其中五次重要的地質事件指阜平運動、呂梁運動、印支運動、燕山運動和喜馬拉雅運動; 兩個重大的轉折時期是呂梁期和印支期; 三個大地構造發展階段分別為地台結晶基底陸核形成階段 ( 太古宙—古元古代) 、准地台蓋層形成階段 ( 中元古代—中生代中三疊世) 和濱太平洋大陸邊緣活動帶發展階段 ( 晚三疊世晚期—現代) 。
北京地質礦產局 ( 1991) 據此將本區地質構造發展劃分為三個大階段、六個旋迴及相應的構造層，六個旋迴分別是遷西、阜平、五台-呂梁、後呂梁-印支、燕山、喜馬拉雅旋迴 ( 表 2. 1) 。
太古宙末的阜平運動是前長城紀時期的一次重要的地質事件，它結束了本區優地槽的發展，是中朝雛地台的一個重要的形成時期。發生在中元古代末的呂梁運動是本區地質發展史中的第一個重大轉折，這一運動規模浩大，影響很廣，在南北向擠壓應力的作用下本區和中朝地台的大部分地區一樣，基底固化，呂梁運動以後，燕遼地區經歷了裂陷槽的發展與消亡階段，並進入了地台蓋層發育階段。印支運動是區內中生代的一次重要地質事件，也是中國大地構造發展史中的一次變革運動，它使中國古生代地槽全部褶皺封閉，最後形成了古亞洲構造域，從此結束了中國大陸自古生代以來一直存在著的南北分異、匯聚的古構造格局。這次運動不僅是區內最後一次大規模的南北向擠壓運動，而且還是本區地史發展中的第二個重大轉折。它結束了本區穩定地台蓋層發展階段，也是中朝准地台解體的開始，並從此同中國東部廣大地區一起進入了濱太平洋大陸邊緣活動帶發展階段。
自晚三疊世晚期起，本區由中元古代以來的以海相沉積為主、岩漿作用和構造形變表現微弱的大面積整體升降為特徵的相對穩定的發展階段，逐漸過渡為具有強烈的火山噴發、岩漿侵入和構造形變，沉積作用以斷陷盆地中的火山-碎屑岩建造為特徵的大陸邊緣活動帶發展階段。其中，發生在侏羅紀和白堊紀期間的燕山運動的規模巨大，伴有強烈的火山活動和岩漿侵入，其影響波及整個燕山地區及中國東部; 喜馬拉雅期主要表現為軸向北東的大面積引張斷陷、岩漿作用以玄武岩的噴溢為特點。整個發展階段中除第四紀初期可能有過一次短暫的海漫外，全部為陸相沉積。
Ⅸ 中國地殼形成演化概況
礦床形成與地殼演化有密切關系，因此認識地殼演化的基本特徵是闡述區域成礦作用的基礎。中國地殼演化大體可分為如下4個階段（程裕淇等，1994）：
第一階段為古陸核形成階段。這時地殼是處於活動狀態，並在活動過程中將微小或較小型的硅鋁質地體聚合成規模較大的陸核，而物質組分的分異與富集則不明顯。在我國該階段主要發生在古太古代，如華北古陸核等。
第二階段為陸塊形成階段。這時期在相對穩定的古陸核周圍或之間的海槽中發生了火山噴發-沉積作用和沉積作用，並開始有物質組分的富集現象，當其褶皺隆起，將使古陸核不斷發展與擴大，形成較大或巨大的穩定古陸塊（地台）。這階段在我國主要發生於古太古代晚期至古元古代晚期，形成了華北地台、揚子地台等。
第三階段為陸緣發展階段。這階段在古陸塊周圍發生了不同規模的裂解或古陸塊之間發生碰撞、拼合等作用，並伴有岩漿活動與沉積作用，物質分異與富集現象明顯，形成了不同性質的活動帶與成礦帶。這階段主要於古元古代晚期至晚古生代或中生代早期，如秦嶺活動帶、天山-興安活動帶等。
第四階段為陸內變異階段。由於大規模海底擴張與洋殼俯沖使距陸緣很遠距離的大陸內部發生大型斷裂構造、岩漿活動和褶皺變形以及與它相關的成礦作用。該階段在中國主要發生在中生代中期以後，如中國東部地區。
上述4個演化階段表明，在中國地殼發展演化中存在兩種性質完全不同的構造單元，即相對穩定的陸塊與相對活動的活動帶。它們不但有各自發生和發展的歷史，而且也產生各不相同的成礦作用，從而構成了兩種成礦的區域地質背景。它們之間雖然性質不同，但相互又有聯系，並且在空間上呈一定規律分布。活動帶總是圍繞相對穩定的陸塊周邊發展，並受陸塊活動的局限，而相對穩定的陸塊在其周邊活動帶演化中又遭受不斷地遷移與改造，以致陸塊不斷得到增生、擴大，所以穩定陸塊往往處於主體地位，並對構造格局與礦產分布起到了框定作用。
Ⅹ 地質演化簡史
圖1.3 地質演化示意圖來（據張國偉等自,1996）
河南省的地質演化記錄可追溯至36億至34億年前的古太古代。25億年前的太古宙末,華北、揚子兩個古陸塊結晶基底基本形成。18億年前的中元古代初,華北、揚子兩個大陸板塊與古秦嶺洋洋殼板塊之間的古板塊運動發端。4.1億年前的古生代中期古秦嶺洋殼在兩大板塊運動作用之下消減完畢,華北、揚子板塊前緣開始對接,統一的中國東部陸塊形成。隨後的陸內疊加造山產生了宏偉的秦嶺山系（圖1.3）。
在距今2億年左右,揚子板塊北部地殼的上部向北仰沖到華北板塊之上,這部分仰沖的地殼之後演變成現今桐柏-大別山,下部向北俯沖到華北板塊之下。從約6500萬年前的中生代末起,河南省境內主要受太平洋板塊和歐亞板塊之間相對運動的影響,西部山地隆起,東部平原沉降,形成了北東向隆起與凹陷相間的現代地貌格局。新生代的地質演化,特別是260萬年以來的第四紀氣候變遷、新構造運動和外動力地質作用,為古人類的起源和進化提供了基礎條件,造就了當代人類生存的地質環境。