什麼是區域地質演化史
㈠ 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。
㈡ 區域地質發展史
根據上述地層與構造的特點，為探討本區地熱資源的形成與演變，本節 重點追溯與其關系密切的晚侏羅世早期以後的地質發展史。
印支運動以後，區域性北東向構造已形成，燕山運動早期，又形成了北北東向構造。這些構造的強烈活動，導致岩漿沿構造帶運移，發生強烈的火山噴發，形成了分布於我國東部的北北東向、北東向展布的火山岩帶。
區內此段地質發展史可分為3個時期。
1.燕山運動早期
這是火山強烈活動時期。區內經歷了兩個發展階段。
第一階段（晚侏羅世早期）：該階段早中期，火山活動強烈；晚期火山活動由噴發轉為爆溢，岩漿從火山口溢出，在霞浦、柴橋、白峰及大榭西部等地冷卻凝固，形成厚度巨大的貌似花崗岩的晶屑熔結凝灰岩（J3g）。與上覆砂礫岩假整合面的存在，顯示該階段火山活動強度漸弱，暫告結束。
第二階段（晚侏羅世晚期）：經過第一階段火山活動後，區內相對寧靜，處於剝蝕狀態，在河流、湖泊等低窪區內首先堆積了該階段的底部紫紅色砂岩、砂礫岩，它代表濕熱氧化的環境，標志第二階段的開始。此後，由於北東向、北北東向構造帶再次強烈活動，岩漿急劇上升，在構造有利部位發生中心式多口火山爆發。此後，火山活動又經歷了岩漿噴發—寧靜—岩漿噴溢—岩漿超淺成侵入—再次岩漿超淺成侵入—火山活動止息的過程。同時，先後形成了分布在靈峰山火山穹窿、太白山火山機體四周的上侏羅統西山頭組（J3x）火山碎屑流相的火山碎屑岩、茶灣組（J3c）火山沉積岩、九里坪組（J3j）噴溢相流紋斑岩、靈峰山石英霏細斑岩、四顧山潛火山岩，顯示出火山活動由強變弱，直至止息。
2.燕山運動晚期
經過早期強烈火山活動後，燕山運動晚期岩漿活動進入較為寧靜的時期，運動方式也發生了變化。伴隨構造帶的繼續運動，區內有微弱的火山活動、較弱的岩漿侵入和明顯的垂直差異運動。
第一階段（白堊紀早期）：溫州—鎮海北北東向斷裂帶由擠壓轉為拉張，其東西側下降，接受沉積。在蛤蟆山一帶出露的紫紅色砂岩夾安山岩、安玄岩層，顯示該階段以河湖相沉積為主，有微弱中基性岩漿噴溢，標志著新火山活動開始。
第二階段（白堊紀早期）：區內處於全面隆起剝蝕狀態，未留下堆積產物。而伴隨隆起的垂直運動，導致岩漿多次侵入，先後形成白峰石英閃長岩、三山二長花崗岩、盧鄭鉀長花崗岩、育王寺花崗斑岩等小岩體。區內的鉛鋅礦、鐵礦、螢石礦、黃鐵礦等是這一時期岩漿期後氣液活動和有用元素富集作用的結果。
3.喜馬拉雅運動時期
進入新生代後，新構造運動控制了區內的地質發展。
新近紀時區域應力場發生重大變化，處於近東西向擠壓應力作用下，地殼全面隆起，遭受剝蝕，一直延續到第四紀早更新世，從而缺失了新近系和下更新統地層。第四紀中期起，由全面隆起轉為隆起與下陷交替進行，垂直差異運動明顯。靈峰山—四顧山繼續處於隆起狀態，新碶—大碶則出現下陷，形成新凹陷，並延續到全新世。在構造運動和氣候條件的雙重因素作用下，凹陷內出現四次海侵，沉積了厚達百餘米的海相、河湖相產物，大碶平原形成；在山麓部位則由沖洪積、坡洪積和坡積組成，形成溝谷小平原。
㈢ 區域地質發展簡史
研究區所在的大地構造位置圍限於揚子陸塊、柴達木陸塊及羌塘-昌都陸塊之間，它的形成及演化必將與3個陸塊的離散與匯聚有關，故在長期的地質時期演進過程中盆地性質亦幾經轉化，最終於晚三疊世晚期或侏羅紀初期盆地充填封閉，並由此形成松潘-甘孜古特提斯-特提斯造山帶（汪校鋒，2005）。依據區域地質資料，其演化過程大體經歷了如下幾個階段：
1.原特提斯階段（Z—S）
黃河源區褶皺基底主體部位未出露。區域上揚子陸塊西緣經晉寧運動後，由中、新元古代的活動陸緣轉變為被動陸緣，於前震旦紀火山弧的基底上發育了一套震旦紀—志留紀巨厚淺海—深海相沉積蓋層。西傾山（揚子陸塊裂離的微陸塊）沉積史表明，大約在泥盆紀—石炭紀開始了碳酸鹽緩坡、台地的發育，由此黃河源區進入了古特提斯演化階段。
2.古特提斯階段（D—T2）
為巴顏喀拉古特提斯演化的主要時期。從早古生代昆侖前峰弧和康滇陸緣弧裂離出來的唐古拉-他念他翁殘余弧，構成了泛華夏大陸西南緣的晚古生代前峰弧（潘桂棠等，2002），此時期巴顏喀拉山盆地則構成這一殘余弧之北的弧後盆地，並可能由於熱幔柱上涌而引起弧後盆地的不斷擴張，出現了阿尼瑪卿、甘孜-理塘、金沙江等一系列擴張脊，導致巴顏喀拉古特提斯多島洋形成，在區內發育了一套淺海—次深海相馬爾爭組生物灘、中基性火山溢流噴發、高密度濁流沉積組合。晚二疊世，因揚子陸塊的向西楔入，巴顏喀拉洋域雙向（北向柴達木陸塊，南向羌塘-昌都陸塊）俯沖消減，在其南北活動陸緣形成了一系列蛇綠混雜岩帶（阿尼瑪卿、甘孜-理塘、金沙江）、火山島弧（義敦、江達-德欽、巴塘等）及弧前增生楔。北緣洪水川組、鬧倉堅溝組碎屑岩明顯地表現為北薄南厚的增生特徵，並在弧前增生楔及阿尼瑪卿蛇綠混雜岩帶的南側斜坡部位，發育了巴顏喀拉山群砂岩板岩組（TB1）和砂岩組（TB2）海底扇（中內扇-中扇）濁流沉積。
3.特提斯階段（T2—T3）
中—晚三疊世因古太平洋的向西俯沖，驅動了揚子陸塊向巴顏喀拉作陸內楔入，柴達木隆起及東昆侖山鏈向南沖斷（兼有左行走滑）位移，使巴顏喀拉因沖斷荷載而發生地殼撓曲沉降，周緣前陸盆地形成，沉積了一套早期同造山（TB2、TB3）淺海-次深海復理石中-外扇細濁積岩。同造山後期早侏羅世年保組陸相火山質磨拉石沉積顯示，巴顏喀拉-松潘-甘孜造山帶形成而結束了洋陸轉換的全過程，相應特提斯主海域也遷至班公湖-怒江一帶。
4.侏羅紀—新近紀區域持續擠壓階段
據區域資料，侏羅紀—新近紀，黃河源區處於陸內持續擠壓、隆升造山的盆山構造期。在這一時期的早—中侏羅世，僅於巴顏喀拉東南部等地區發育局部裂陷，形成內陸湖泊成煤盆地，並兼有陸相裂陷或中酸性火山噴發活動。白堊紀局部斷陷成湖，形成紅色陸相碎屑岩沉積，與侏羅紀地層一並構成了巴顏喀拉周緣前陸盆地之零星沉積蓋層。但本區缺乏相應的沉積記錄，從而表明在這一演化階段，黃河源區可能一直處於區域性持續擠壓、陸內隆升造山之中，隆升與剝蝕占據主導地位。
5.新近紀內陸群湖發展階段
進入新近紀，受印度板塊與歐亞板塊碰撞應力遠程效應影響，黃河源區構造活動性加劇，出現一系列斷塊山與斷陷盆地間列的構造-古地理格局，且貫穿巴顏喀拉山主脊及其南北兩側。研究區內曲果組相對強烈的斷裂及褶皺變形及巴顏喀拉山群普遍逆沖其上，也表明了新近紀與第四紀之交構造運動較為強烈，並由此進入第四紀演化階段。
㈣ 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。
㈤ 區域地質演化史
前人大量的同位素年代學及同位素示蹤研究表明，新疆北部地區存在有4個不同時代基底的大陸地塊，即塔里木地塊——具有太古宙基底；天山地塊——具有古元古代的基底；准噶爾地塊——具有中元古代—新元古代的基底；阿爾泰地塊——具有古—中元古代的基底。新疆北部地區的地質歷史最早應追溯到3300～3000Ma前，在塔里木地塊北緣庫魯克塔格地區的一套古—中元古代雜岩構成了我國西部地區古—中元古代的原始大陸地核，並可以與歐亞大陸中其他大陸核相呼應。塔里木地塊古—中元古代大陸核經過大約2800Ma和2500Ma前的構造、變質、岩漿活動，逐漸擴大和成熟，形成了塔里木地塊的古老基底，且干布拉克礦區混合岩化斜長角閃岩Sm-Nd全岩等時線年齡為2453Ma，εNd（t）=+2，西山口一帶被震旦系不整合覆蓋的藍石英花崗岩中單粒鋯石蒸發Pb同位素年齡（2487.7±5.1）Ma（高振家，1990），大陸地殼進一步擴大（例如，辛格爾南片麻狀花崗岩的全岩Rb-Sr等時年齡為2028Ma±82Ma）。辛格爾運動（大約2500～2400Ma前）之後，進入了元古宙的演化階段。隨著海洋的逐漸擴大，出現了巨厚的陸源碎屑岩和碳酸鹽岩的沉積，局部地區也有火山噴發活動，興地塔格群不整合覆蓋於太古宙雜岩上，為第一個元古宙的蓋層，其底界年齡由Pb-Pb全岩等時線年齡確定為（2399±33）Ma，εNd（t）＝+4.3。在大約2000～1900Ma前，正值興地運動期間，塔里木北緣地區普遍發生了一次區域變質作用，形成大量的混合岩化花崗岩，使得在大約2000～1800Ma前的一次重要的殼幔分異事件形成了近東西向的天山基底，天山東段星星峽群變質岩系得到的Sm-Nd全岩等時線年齡為（1829±143）Ma，εNd（t）=4.5；天山西段溫泉群變質岩1727Ma，εNd（t）=＋5.3，以及一些花崗岩的Sm-Nd模式年齡等均說明了這次地殼增生事件的存在，與世界上廣泛發生的一次地殼構造運動相一致。
阿爾泰地塊的基底也在這一時期形成，阿爾泰地區一系列花崗岩、火山岩及變質岩的單個樣品的Sm-Nd同位素模式年齡多數在1600～1300Ma范圍內，這與富蘊附近出露的變質岩的時代，以及西延至哈薩克部分的鋯石U-Pb年齡大約1400Ma是相一致的，因此，它可能反映了基底物質的地殼存留時間，考慮到「混合」的因素，1600～1300Ma應該是基底中古老地殼物質的最低年齡，即阿爾泰的基底應該至少是中元古代的。何國琦等（1989）在福海縣達汗的里等花崗片麻岩中曾獲得過1800～2400Ma的U-Pb年齡；本文在用鉛同位素討論阿爾泰諾爾特地區阿提什花崗岩體的成因時，也推算得到了2071Ma的殼幔分異時間，該年齡反映了阿爾泰地區地殼的形成時間。因此，阿爾泰地塊應具有古—中元古代的基底。
大約1600Ma前，進入中元古代後，天山與塔里木地區有著不同的特徵。在塔里木地塊北緣，愛爾基幹群不整合覆蓋於興地塔格群之上；在柯坪塔格，出露了產狀平緩的阿克蘇群等，其Pb-Pb全岩等時線年齡為（1663±16）Ma和（1596±66）Ma，可以作為這段地質歷史時間的記錄。天山地區缺乏這段時間地質作用的同位素年齡記錄。但是到了中元古代的中期，即長城紀末，天山以北地區卻發生了大規模的構造、岩漿、變質作用。在天山西段，長城紀時處於相對穩定沉積環境的特克斯群發生褶皺運動，其上被薊縣系科克蘇群不整合覆蓋；在天山活動區，則取得了大量大約1400Ma的年齡數據，如和靜縣艾肯達坂硅質岩Rb-Sr全岩等時線年齡（朱傑辰等，1986）。另外，在阿爾泰地區富蘊附近沿東西向分布的混合岩化片麻岩等變質岩也可能是這個時期殼幔分異作用產生的大陸地殼，但是尚無地質證據來支持大約1400Ma的地質作用。這一時期，塔里木北緣地區，相對比較穩定。薊縣紀時期，全區相對穩定，除局部地區褶皺隆起外，天山和塔里木大部分地區都處於長期穩定的沉積狀態。在廣闊的濱海、淺海環境中普遍沉積了巨厚的以鎂質為主的碳酸鹽岩層。薊縣紀末期的阿爾金運動影響范圍比較廣泛。塔里木邊緣開始褶皺隆起，在東大山震旦系冰磧礫岩中，巨大花崗岩礫石的黑雲母40Ar/39Ar年齡譜中出現的視年齡1080Ma就是這一運動的反映。在天山地區，地質構造運動表現得比較強烈，不但發生了變質作用，同時還伴有岩漿的侵入，甚至發生了殼幔分異作用。
塔里木運動發生在大約800Ma前，尤其在塔里木北緣地區，大量的年齡數據表明900～800Ma前，這里發生過強烈的區域變質、混合岩化作用。之後，在局部地區，如辛格爾以南地區，開始隆起。在天山地區，由於後期地質運動的影響，尤其是受到海西運動強烈的改造，僅局部保留了這個時期的運動痕跡。塔里木運動使塔里木及天山的前震旦系地塊最終形成。此後，在整個范圍內，震旦系不整合覆蓋於青白口系之上。震旦紀時期，塔里木北緣除局部地區處於沉積環境外，大部分地區處於隆起、剝蝕構造環境，而天山與阿爾泰地區則處於沉積變質環境。
在古生代，准噶爾大洋殼的形成、擴張以及大陸塊的俯沖等構造運動制約了新疆北部大陸地殼的演化與發展。由唐巴勒蛇綠岩套淺色輝長岩榍石及長石的Pb-Pb等時線以及輝長岩的Sm-Nd等時線的年齡結果表明，西准噶爾大洋殼形成的時間大約從500Ma前開始，並延續到大約400Ma前。由於洋殼的逐步形成、擴張以及不斷地向北部西伯利亞板塊和南部的塔里木板塊俯沖等，使新疆北部大陸地殼活躍起來，處於多次的拉張－擠壓過程，岩漿侵入，火山噴發作用十分頻繁，從新疆北部地區所獲得的同位素年齡數據看，在400Ma、350Ma、300Ma、250Ma等年齡范圍內獲得了大量的年齡數據，在年齡統計圖中形成高峰值，尤其在海西早期400Ma及中—晚期300Ma和250Ma尤為明顯。在這個階段，由於板塊之間的碰撞、深大斷裂的形成、殼幔物質相互循環等，一些成礦元素不斷由地幔帶入地殼，通過殼內岩漿作用進一步演化富集成礦。因此，晚古生代是天山、准噶爾、阿爾泰等地區貴金屬和有色金屬的成礦期。在大約350～300Ma前，由於板塊之間的碰撞，新大陸形成，3個板塊逐漸閉合成一體。古生代以後，塔里木北緣在振盪式的隆起過程中，處於一個相對穩定的環境。因此有利於生油、儲油，而天山以北地區造山運動頻繁，提供了金屬礦產的成礦條件。二疊紀之後，整個新疆北部呈現整體上升的格局，從過去的動盪不定逐漸走向穩定的過程。
在中、新生代時期，南北方向上的擠壓使構造活動又活躍起來。前人及本次研究在阿爾泰地區獲得一些印支、燕山期時間范圍內的年齡數據，特別是一些40Ar/39Ar,Rb-Sr全岩等時線、鋯石U-Pb等計時方法的年齡結果均表明中生代構造、變質作用及成礦作用的存在，並可能存在中生代的岩漿活動。另外，由40Ar/39Ar計時方法確定了青河西北的玄武岩屬新第三紀，年齡為18Ma（胡靄琴等，1994），證實了新疆北部阿爾泰地區有新生代的火山噴發活動。
㈥ 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。
㈦ 區域構造演化史
2.3.1 太古宙(2500Ma以前)
1997年，雲南地質局通過1∶5萬區調，將原「點蒼山變質岩系」下部的深變質岩部分劃出建立了「溝頭箐岩群」，從中獲得同位素年齡2019.71～2050.75Ma、2408Ma(Sm-Nb全岩等時線);分布於同德天寶寨、冷水箐等地的變質蘇長輝石岩可能是本區最古老的地殼深部岩石，其全岩Pb-Pb同位素年齡為(3320±0.35)Ma(成都理工學院，1999)。因此，「菱形地塊」內確有太古宙地層出露，表明存在統一的由太古宙結晶基底組成的「新太古代康滇克拉通」(馬玉孝，2001;吳學益等，1997;吳根耀，1997)。
2.3.2 元古宙(2500～540Ma)
延續2000Ma的元古宙階段，發生全球性擴張，「菱形地塊」也有強烈表現，構造運動與火山-岩漿活動十分活躍，原先穩定的克拉通出現分裂解體(馬玉孝等，2001;何斌等，2003;陳智梁等，1987;馬玉孝等，2002;吳根耀，2003;羅志立等，2004;從柏林等，1993;何斌等，2003;宋謝炎等，2002)。
(1)古元古代(2500～1600Ma)
古元古代代表性地層為大紅山群(不含底巴都組)、錳崗河群(不含普登組)、鹽邊群等，主要是一套海相火山-沉積變質岩系，為優地槽沉積建造，並具有明顯的三分特點:下部為碎屑岩-碳酸鹽岩建造，中部為海相火山岩建造，上部為深海復理石建造。類似的沉積建造同樣見於元謀-大田、會理、鹽邊地區的相同層位，表明「菱形地塊」古元古代地層沉積建造相似，本區地殼還未出現分裂跡象。
(2)中元古代-新元古代(1600～540Ma)
古元古代隴川運動，導致南北向深大斷裂生成，促使「菱形地塊」解體為3個次級構造單元，構成「兩塹夾一壘」的構造格局，從此開始了次級構造單元各自不同的地質演化史。
中-新元古代階段，康滇斷隆帶全面隆起遭受剝蝕，缺失中-新元古界沉積。東部會理-昆明裂陷帶呈斷陷沉積，接受厚逾10000m的中元古界、新元古界(昆陽群、會理群、峨邊群、登相營群及震旦系)。以晉寧運動不整合面為界，下伏地層為一套淺變質岩系，屬冒地槽沉積;上覆震旦系未變質，屬沉積蓋層的磨拉石沉積。西部鹽源-麗江裂陷帶同樣呈斷陷沉積，沉積了以羅平山群、石鼓群及震旦系為代表的中元古界、新元古界，與東部裂陷帶極為相似。
2.3.3 古生代(540～250Ma)
古生代「菱形地塊」仍維持兩塹一壘的格局:中部康滇斷隆帶仍處於隆起剝蝕狀態，缺失古生界;東西兩側裂陷帶仍繼續沉降，古生界發育完整;從寒武系至二疊系，會理-昆明裂陷帶僅缺失個別統級地層單元，為一套連續的海相地層;而在西部鹽源-麗江裂陷帶，不僅缺失系級地層(志留系)，統級地層缺失更多，顯示地殼垂直振盪比東部頻繁。
2.3.4 中生代(250～65Ma)
早三疊世，揚子陸塊再次經歷大陸裂解作用，特提斯洋橫貫中國中部，四川西北部地區松潘-甘孜捲入特提斯構造域，「菱形地塊」位於揚子陸塊西緣與特提斯構造域的結合部位，西部鹽源-麗江與特提斯洋相連。華力西運動導致菱形地塊內部箐河-程海斷裂和安寧河-綠汁江斷裂次級單元邊界復活，3個次級構造單元地殼發生反轉升降運動，由中生代前的「兩塹夾一壘」轉變為中生代「兩壘夾一塹」的構造格局。具體表現為:在印支-燕山運動強烈影響下，西部鹽源-麗江裂陷帶三疊系發育齊全，缺失侏羅系、白堊系沉積;中部康滇斷隆帶則相反，缺失中三疊統，僅發育上三疊統及厚度巨大、層序齊全的侏羅系、白堊系，為大型內陸湖泊沉積;東部會理-昆明裂陷帶則僅發育厚數百米的中三疊統、下三疊統碎屑岩-碳酸鹽岩建造，缺失侏羅系和白堊系沉積。
「菱形地塊」中部康滇斷隆帶攀枝花地區攀西裂谷經過晚二疊世大規模火山-侵入岩漿活動，造成上地幔-下地殼岩漿房空耗，沿攀枝花斷裂發生斷陷作用，斷裂東側形成地壘，西側形成狹長的寶鼎和紅泥盆地。此時攀枝花地貌為南東高聳、北西低緩、向西北傾緩的平原，平原北面與鹽源-麗江海相通，海水由北向南、由西向東推進，寶鼎和紅泥盆地因海平面變化和靠近東南物源區，沉積了一套濱海相、沖積扇相和海陸交互相地層(丙南組)。
早三疊世晚期裂谷盆地系統由北向南關閉，攀枝花斷裂的斷塊活動減弱並整體上升，裂谷盆地在乾熱氣候下形成陸相鹽湖。
中三疊世(241～227Ma)裂谷及其以東地區沒有沉積記錄，處於剝蝕區。
至晚三疊世，受西部晚三疊世松潘-甘孜造山帶的關閉及特提斯邊緣微陸塊與揚子地台西緣軟碰撞構造地———攀枝花斷裂繼續活動影響，攀枝花斷裂復活，斷裂西側早三疊世形成的寶鼎、紅泥盆地再度下降，並繼承性地與西北部鹽源-麗江海槽溝通，形成晚三疊世含煤建造，其地層序列下部為大蕎地組，上部為寶鼎組。其古地理格局如圖2.2所示。
2.3.5 新生代(65Ma—現今)
喜馬拉雅運動導致青藏高原崛起，本區地殼隨之全面隆升。在東部裂陷帶和西部裂陷帶，新生代斷陷盆地和高原湖泊較發育，而在中部斷隆帶則以風化剝蝕為主。
㈧ 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。
㈨ 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。