地質簡史怎麼分析
⑴ 地質歷史分析
如前所述，包括本區在內的華北地區，從晚古生代至早中生代為一統一而穩定的巨型盆地，具有典型克拉通盆地的性質。研究區上石炭統至三疊系連續沉積，至今尚未發現岩漿活動的證據。由此表明，本區的海西期與印支期仍屬同一構造旋迴，大地構造具有地台的特徵，晚古生代煤層埋藏歷史第一階段的古地熱場屬正常地熱場范疇，煤化作用服從深成變質規律。
進入燕山早期以後，整個華北地區的構造分異作用加劇。但是，就整個華北地區而言，侏羅紀岩漿岩僅見於北緣的陰山—燕山地區和東緣的郯廬深斷裂帶，屬陸殼型岩漿。然而，在研究區未見侏羅紀岩漿活動證據，該期古地熱場特徵未發生重大變化，晚古生代煤層埋藏歷史第二階段中的古地熱場可能仍屬正常地熱場范疇。
燕山中期是華北晚古生代以來最重要的岩漿-熱事件發生時期，地殼深部熱流機制發生了變化，古地熱場特徵發生顯著轉變。在此期間，我國東部地質發展史經歷了重大變革，上地幔物質強烈活動，並伴隨劇烈的地殼運動。據中外學者研究，燕山中期直至老第三紀，太平洋北部的庫拉—太平洋洋脊逐漸傾沒於亞洲東部邊緣島弧之下，傾沒的洋脊及洋脊兩側熱板塊的側向擴張作用，使我國東部的構造應力場由北西向的擠壓體制轉變為北西向的拉張體制（時振良等，1973;Uyeda等，1974;Hilde等，1977；環文林等，1982）。在拉張體制的作用下，我國東部地區在原先坳隆相間的構造格局基礎上發展為一系列大型的拉張性地塹。由於均衡調整，地塹發育地區地殼厚度變薄，地幔上拱，形成地幔隆起帶。由於地殼變薄，導致深部熱流向地殼淺部對流的強度增大；同時，隨地殼的拉張，幔源物質上涌，深部岩漿沿深大斷裂噴溢至地表或侵入地殼淺部，形成規模不等的附加熱源。由此，創造了異常古地熱場形成的地質條件。
研究區及其鄰區同樣存在著多處燕山中期岩漿活動的證據。區內西南角襄汾—浮山—翼城之間有閃長岩體大面積出露，面積達100餘平方公里。岩體侵位於三疊系，上覆第三繫上新統沉積，其鉀-氬放射性同位素年齡分布於91～138Ma之間，主要集中在130～140Ma，即岩漿活動的鼎盛期持續了約10Ma（表1-2），屬早白堊世岩漿活動的產物。在研究區東南邊緣及外圍的晉城、平順一帶見燕山期低溫熱液鉛鋅礦點，燕山期第二幕（早白堊世）具幔源岩漿性質的中-基性岩體分布在林縣、輝縣一帶，燕山中期岩漿岩在東部外圍的長治、左權及西北部外圍的太原等地也有廣泛分布。研究區內部不存在岩漿岩侵位於晚古生代以來沉積地層的現象，但在霍州東部的峪里、尉家壟、南峪等地見到穿插於太古宇霍縣群混合岩化片麻岩中的燕山期閃雲煌岩脈。
燕山中期的構造-岩漿活動背景，在研究區形成了異常古地熱場，強大的地熱流使區內沉積蓋層的古地溫梯度高達6℃/100m以上（下述），對晚古生代煤層在埋藏史第三階段的煤化作用進程以及煤層氣的生成與保存產生了深刻影響。異常古地熱場作用的結果，在晚古生代煤系中形成了分布廣泛的熱液脈體，脈體中發育的流體包裹體的各種性質為研究異常古地熱場的特徵提供了可靠依據。
進入新生代以後，太平洋板塊的運動方向發生變化，華北地區再次遭受北東東—南西西向的強烈擠壓。此時，雖然仍殘留一些表現為張性構造的地殼變形，但水平擠壓應力場作用下的剪切構造已佔主要地位，這對深部流體的大面積上湧起著某種程度的遏製作用。在這種大地構造背景之下，本區地殼逐漸冷卻，古地熱場逐漸恢復正常。
華北地區新生界岩漿活動主要發生於北部和東部邊緣地帶，沁水盆地東部外圍的左權一帶有沿北西—南東向分布的第四紀玄武岩產出，研究區內部未見新生代岩漿活動的證據。華北斷陷盆地現代大地熱流平均值為1.47HFU，平均地溫梯度為3.71℃/100m（陳墨香，1988）。本區現代地熱場的大地熱流值為1.5～1.65HFU，地溫梯度在3℃/100m左右（表4-1）。因此，研究區在新生代處於正常古地熱場的作用之下。由於地溫梯度減小，煤層埋深變淺，煤層受熱溫度和強度顯著低於燕山運動中期。據煤化作用不可逆原理可知，本區晚古生代煤的煤化作用程度在埋藏歷史的第四、第五階段不會得以進展。換言之，研究區晚古生代煤層的煤級及其展布格局基本上定型於燕山中期的早白堊世。
顯而易見，本區晚古生代以來的古地熱場演化經歷了以下四個發展階段（表4-2）。
第一階段，正常古地熱場，對應於煤層在海西後期—印支期的快速埋藏階段。隨著煤層埋深的逐漸增大，煤級在地溫升溫率的作用下緩慢增高。
第二階段，仍具正常古地熱場的性質，出現於燕山運動早期，相當於煤層埋藏史的穩定或波動階段。古地溫溫度雖隨煤層埋深的波動而有所升降，但由於波動極小，故煤化作用幾乎沒有進展。
表4-2山西南部晚古生代以來古地熱場發展歷史及階段
第三階段，異常高熱地熱場出現，發生於燕山運動中期，對應於煤層埋深顯著變淺階段。盡管煤層埋深顯著小於第二階段，但高地溫增溫率的存在致使煤層受熱溫度急劇增高，可能導致煤化作用得以長足發展，並有二次生烴作用顯著發生。
第四階段，古地熱場恢復正常，從燕山運動晚期延續至現代，包括了煤層埋藏史的第四、第五階段。由於煤層受熱溫度降低，煤化作用在這一階段已經完全停止。
⑵ 地質歷史分析法
地質歷史分析法是根據勘查和其他方法所獲得的資料，運用工程地質學等多學科知識對潛在崩塌體進行穩定性分析的一種方法。它包括變形史分析法、工程地質類比法、岩體穩定的結構分析法(含圖解分析法)，以及其他一些分析方法。在分析中應體現相互有機聯系原則、整體性原則、有序性原則和動態原則。
(一)岩體穩定的結構分析法
岩體穩定的結構分析法主要基於岩體結構及其特性，依據岩體中結構體之間相互依存、相互制約的關系，抓住主要結構面並根據結構面之間、結構面與臨空面之間的組合關系，確定可能失穩的結構體的形態、規模與空間分布，同時判定不穩定塊體可能移動的方向和破壞方式。
結構分析法主要採用圖解分析法。圖解分析法主要有邊坡穩定摩擦圓法、玫瑰圖法、赤平極射投影法、節理統計極點圖與等密度圖、平面投影法和實體比例投影法等。
(二)工程地質類比分析法
依據相似性原則將已經發生過的崩滑的地質體特徵、形成條件、驅動力、崩塌類型和形成機理等先驗實例與被勘查對象進行類比，分析其穩定性，其實質是把集成經驗(理論)應用到條件相似的工程中去。
類比的相似性原則，包含下列方面:
(1)崩滑體岩體性質、主控結構面、岩土體結構、斜坡結構和崩滑體介質結構條件等的相似性。
(2)崩滑體賦存條件的相似性。
(3)動力因素的相似性。
(4)發育階段的相似性等。
集成經驗具有地域性和實踐性，並與實踐者的認知水平有關。為提高其水平，可建立崩塌地質災害穩定性分析的專家系統，以供危險性評估使用。
(三)變形史分析法
變形史分析法主要依據崩塌發育規律中的發生周期性和階段性特徵，追溯潛在崩塌體的變形發育史，判定其現今所處階段，進而分析其穩定性。分析內容包括:
(1)崩滑體發育的區域性規律，包括周期性、階段性、時段性、動力因素及誘發因素的統一性。
(2)根據被勘查崩滑體的變形形跡和變形速率(監測資料)，分析崩滑體現今所處的發育階段。
(3)調查了解其變形歷史，包括訪問和搜集地方誌和有關的資料。
(四)地質綜合分析
在上述各項分析的基礎上，對被勘查的崩滑體的形體特徵、地質構成、成災條件、成災動力、成災因素、成災機理、變形破壞形式和特徵、失穩條件和機制等進行全面系統地整理、歸納，進而評價崩塌體現階段的穩定性，並預測其發展趨勢、評價其失穩的必要條件、相關因素、失穩的可能性和失穩的規模、方式、方向，預測失穩的時間。
⑶ 分析地質發展簡史
分析什麼 構造？ 不整合 斷層 背斜向斜
各種岩性 還有火山岩
⑷ 地質構造發展簡史
根據遙感地質解譯結果和已知資料的綜合分析，區內地質發展史可劃分出前華力西期（新元古代）、華力西期（晚古生代）、燕山期—喜馬拉雅期（中生代中、晚期—新生代）三大階段。
1.前華力西期構造
新元古代早期，西伯利亞板塊南緣增生塊體回降，沉積了一套准地槽型海相碎屑岩夾陸相中基性火山岩，即青白口系加疙瘩組。晚期海槽繼續回落過程中在額爾古納河流域，沉積了一套類復理石建造相當於震旦系額爾古納河組，並與下伏加疙瘩組保持連續沉積。該套岩系具有冒地槽性質，屬深變質的碎屑岩、碳酸鹽岩夾酸性火山岩-沉積建造。地質作用以斷裂隆升和岩漿侵入為主導。
區內早—中寒武世由於受早加里東運動的影響，缺失中下寒武統的沉積。早中奧陶世時主要沉積了一套海相復理石建造——島弧型基性、中基性火山岩。
2.華力西期構造
早石炭世發生的華力西中期構造運動使區內地殼明顯抬升，大量的華力西中期花崗質岩漿廣泛侵位，形成喜桂圖旗中華力西地槽褶皺帶的額爾古納褶皺隆起地塊，構成了區內達賴溝-金林北東向中生代火山沉積岩系和花崗質侵入岩的基底主體部分。同期的華力西中期地槽褶皺帶與西伯利亞板塊再一次拼接，在區內局部地域接受了一套海相泥質及火山-復理石沉積建造（C1h）。
受華力西中晚期構造運動的影響，新元古代岩系遭到變質，導致加疙瘩組和額爾古納河組變形變質，並受岩漿侵入作用的影響，形成大小不一的塊體。
3.燕山期—喜馬拉雅期構造
1）中生代地質構造運動發展階段
區內進入中生代以後地質構造發生了顯著的變化，地殼開始重新活動。晚侏羅世開始的燕山運動，斷裂和岩漿噴溢活動進入鼎盛時期，形成了著名的北東向大興安嶺火山岩（侵入岩）帶，即區內達賴溝—金林北東向分布的中上侏羅統（J2-3t、J3s、J3y）。早白堊世局部地段出現斷陷盆地，並開始接受河湖相沉積，即下白堊統大磨拐河組（K1d）。
2）火山作用與旋迴
遙感解譯結果表明，區內火山岩主要存在於中生界中、上侏羅統塔木蘭溝組、吉祥峰組、上庫力組和伊力克得組地層內。因此，說明區內在中、晚侏羅世時只少量存在有四期亞旋迴火山活動的遺跡。
（1）塔木蘭溝期火山旋迴
該期火山旋迴發生於中晚侏羅世，以基性—中基性火山岩漿溢出為主，並交替出現少量酸性火山岩漿噴發。在噴溢旋迴中形成一套厚度大於2000 m的玄武質夾少量安山質火山熔岩、碎屑岩及超淺成玢岩脈。呈灰黑色緻密堅硬的玢岩脈，以順層或斜穿形式密布於火山岩地層內，致使地表常常形成凸凹相間的微突起地貌景觀，亦TM圖像上顯示的柏葉狀圖斑紋理。
（2）吉祥峰期火山旋迴
該期火山旋迴在區內活動甚微，僅在南部青年嶺東存在一處面積約6 km2的次火山岩。其岩性為鹼性流紋岩、英安岩等。
（3）上庫力期火山旋迴
該期火山旋迴是晚侏羅世後期火山活動最強烈的一次。它以中心式噴發及裂隙式溢出酸性—中酸性火山岩漿為主要特點。在強烈的火山噴發中除形成了一套巨厚（＞1500 m）火山碎屑和熔岩外，在個別地段還形成並保留有部分火山穹隆和凹陷，即火山機構群遺跡。在地表上常常存在有串珠狀或孤立的錐體山或同心放射狀溝谷（火山錐、火山口）如金林西、達賴溝東南等地。在TM圖像上顯示出的大小不一的環形影像。
（4）伊力克得期火山旋迴
該期火山旋迴是晚侏羅世末期區內最後一次火山活動。它以基性—中基性火山岩漿寧靜噴溢為主，形成厚度大於200 m的玄武質火山熔岩、鉀質粗安-粗面岩，間夾碎屑岩等組成的一套岩系。
3）新生代地質構造發展階段
區內進入新生代後，喜馬拉雅構造運動影響甚微，只在莫爾道嘎河下游入河口處的平安島一帶，發育有一級階地。
區內進入全新世後植被發育、各種哺乳動物繁衍，此時在溝谷低窪處接受湖積、洪積、沖積、坡積和殘積等類型的陸相沉積。
總之，通過該幅遙感地質填圖在基礎地質和找礦等方面有如下認識：
（1）按影像岩石譜系單位、影像構造-岩石單位劃分方案，將區內侵入岩劃分出 2 個片麻岩體，7個侵入體單元，並歸並為2個序列（彩圖5-2）。
（2）依據地質解譯結果，在區內東南部達賴溝—金林一帶解譯圈定出一處火山窪陷構造盆地。
（3）在進行野外驗證時在北阿布打溝腦青白口系厚層硅質板岩內，發現一條走向北西、寬1.5～2.0 m的蝕變構造破碎帶，Au最高含量達到3.0×10-6。
（4）通過1∶25萬遙感地質解譯編圖總結認為，在1∶20萬區調空白區內先期開展遙感地質解譯編圖，成果可作為指導1∶25萬地面地質填圖的主要依據，亦可以為野外路線調查減少一定的工作量。
（5）根據區內青白口系加疙瘩組和震旦系額爾古納河組的分布特點，以及結合其他資料的綜合分析，認為它們是捕虜塊體無根漂浮於晚石炭世侵入岩序列之上。
（6）根據區域構造展布與已知礦產分布特點的綜合分析，認為區內北東向斷裂為控岩、導礦構造，而北西向展布的次級構造應屬於控礦或容礦構造，據此，在今後的礦產勘查中應引起足夠的重視。
⑸ 40分敬上！中科院普通地質學乙真題答案，如何分析地質發展簡史
運用穿插規律，抄就是說襲後生成的地質體穿插先生成的地質體。
這個圖你得先看出來 左下和右上的寒武奧陶地層是一個向斜褶曲。以這個主要的構造為基本推理其他
震旦之所以出露是因為有一個沉積間斷，接受風化剝蝕。之後接受沉積，也就是看到的大部分的侏羅的地層。
侵入體穿插侏羅的沉積岩層，是晚於侏羅的。
同理左右的兩個斷層也是晚於侏羅紀中世底層的。
同時也可以看出向斜中間可能是由兩個正斷層形成的地塹。（可能啊，我不太確定。）
這個圖反映的東西太多了，我也是菜鳥，看到什麼就說了，沒什麼條理，希望能幫助到你。
你有答案的話也告訴我一下哈。我也有幾個不理解的地方。
⑹ 地質發展簡史
本區位於華北地台燕山台褶帶的東段，地質發展歷史與華北地台發展史基本一致，曾經歷過基底形成、蓋層演化、構造變形改造等幾個重要階段。
從區域地質背景來看，華北地台結晶基底的形成，經歷了太古代及早元古代這一漫長的地槽發展階段，呂梁運動造成地槽褶皺回返，形成了華北地台的統一結晶基底。本區雖然未見有大面積太古界及早元古界變質岩系的出露，但是尚可以看到新太古界綏中花崗岩。
自呂梁運動以後，華北地台進入了一個相對穩定的蓋層發展階段，但在中、新元古代(特別是中元古代)地形起伏還是比較明顯的，地台北部的燕山地區發育北東東向的狹長海槽，並有隆起帶相間。本區缺失中元古界，其原因與台拱區西界的青龍-灤縣大斷裂密切相關。該斷裂為基底型斷裂，古元古代初期至新元古代早期，該斷裂兩側呈明顯的差異升降活動，西盤持續下降，堆積了厚達數萬米的海相地層。東盤即台拱區則不斷隆起，沉積間斷，遭受剝蝕並為西盤提供了沉積物源。在新元古代中期，華北地台整體下降，海侵范圍急劇擴大，向東越過了青龍-灤縣大斷裂，直達山海關一帶，在本區形成了濱淺海相的青白口系長龍山組和景兒峪組。在新元古代晚期，即8.0億～5.7億年的震旦紀，華北地台主體部分上升成陸，因此在實習區沒有接受沉積。
從寒武紀至中奧陶世末期，華北地台總體處於海侵環境，地殼運動主要發生在海盆內部。早寒武世華北地台再度下降，在本區表現為下寒武統府君山組假整合於青白口系景兒峪組之上。早寒武世府君山期，本區地殼又開始上升，曾一度出現沉積間斷，即饅頭組與下伏府君山組呈假整合接觸;而其餘時期雖有短期上升，但沉積是連續的，地層之間為整合接觸關系。
中奧陶世晚期，整個華北地台再次全面上升成陸，轉入長期遭受風化剝蝕的地史時期，因此，實習區和華北地台其他地區一樣，缺失這一時期的沉積，並形成廣泛分布的古風化殼。在古風化殼上形成了殘積型為主的山西式鐵礦和鋁土礦。
中石炭世，華北地台又開始緩慢沉降，中、晚石炭世沉積的主體為一套海陸交互相的含煤碎屑岩。
晚石炭世末期地殼上升，致使華北地台的主體基本脫離海洋環境，轉為陸地環境。早二疊世沉積為一套以河湖相、沼澤相為主的含煤碎屑建造，晚二疊世沉積為一套不含煤的河湖相碎屑建造。
早-中三疊世本區處於上升階段，缺失沉積。中三疊世末的印支運動在東鄰遼寧省內比較強烈，往西進入實習區明顯減弱。在實習區，印支運動造成了下侏羅統北票組與下伏古生界之間呈角度不整合接觸關系。
在侏羅紀發生了對我國東部地區影響極為強烈的燕山運動。早侏羅世末的燕山運動Ⅰ幕較弱，在本區表現為由局部掀動而造成的中、下侏羅統之間的弱角度不整合接觸關系。中侏羅世以來，地殼活動進一步發展，基底斷裂繼承性活動，發生了裂隙式火山噴發，並有岩漿侵入，在本區形成了中侏羅統蘭旗組中性火山岩。
中侏羅世末的燕山運動Ⅱ幕比較強烈，在北西-南東向擠壓應力作用下，廣泛發育軸向以北東向為主的褶皺，基底斷裂復活並產生新斷裂。實習區最重要的地質構造———柳江向斜的初始形態就是由燕山運動Ⅱ幕造成的，可能當時的軸向是北東向或北北東向，兩翼傾角都是比較平緩並且接近相等的。
晚侏羅世為地殼劇烈活動時期，火山活動有中性和酸性岩漿噴發，在實習區形成上侏羅統孫家梁組火山岩。晚侏羅世末的燕山運動主幕———第Ⅲ幕造成了區域性的強烈構造變形和大規模岩體侵入。在實習區表現為大規模的酸性深成侵入活動，形成響山花崗岩基和後湖山花崗岩株，它們侵入於孫家梁組及更老的地層中。位於柳江向斜南端西側的響山花崗岩岩基侵入時對周圍產生側向擠壓，導致柳江向斜進一步變形。向斜南端西側受到由西向東的擠壓力，造成褶皺軸向由近北東向或北北東向變為近南北向，向斜西翼地層產狀變陡，發育南北向逆斷層，局部地層直立、倒轉或缺失;而東翼地層受影響很小，傾角較緩，南北向逆斷層不發育。
燕山運動Ⅱ、Ⅲ幕形成了區域主體構造格局，在實習區形成了柳江向斜和一些新斷裂，並且使老斷裂重新活動。從白堊紀開始，區域構造運動強度總體上逐漸減弱，全區總體上升遭受剝蝕，局部地區出現裂谷系和斷陷盆地。實習區地殼上升運動明顯，並且西北部抬升幅度大於東南部，全區缺失白堊紀—新近紀的沉積，在古近紀—第四紀早期發育了海拔大約為600m、450m、300m的三級夷平面，在第四紀形成了多級河流階地和溶洞。
由此可見，侏羅紀燕山運動，特別是晚侏羅世末的燕山運動Ⅲ幕，對實習區的地質演化過程起到至關重要的作用。這次運動奠定了實習區現今構造格局的基本輪廓，以後的地質作用只是在此基礎上進行改造而已。
⑺ 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。
⑻ 地質學方面描述地質發展歷史
其實這道題並不難
分析：圖中展示的是一套斷層-褶皺-不整合的地層（地層代號的版角標我看不清楚），古生界沉積了權奧陶、石炭、二疊三個系的地層，奧陶與石炭之間缺失志留系地層，但新老地層產狀基本一致，是平行不整合。發育斷層，右側斷盤上升，為逆斷層，斷層的年代晚於二疊紀早於侏羅紀，右側斷盤底部為花崗岩侵入體，為熱事件，缺失奧陶系地層，石炭-二疊系地層發生褶皺，為逆沖推覆。二疊系之上缺失三疊系地層、下-中侏羅統地層，為角度不整合，之上沉積了上侏羅統地層（我看著好像是），之後又缺失下白堊統地層，形成平行不整合，後又沉積了一套上白堊統地層，中生界地層與上覆第四系地層又為角度不整合接觸。
簡單歸納這一地區的地質發展簡史：
早古生界，區內沉積了一套奧陶系地層，之後抬升為陸，缺失志留系沉積，之後下降接受沉積，形成石炭-二疊系地層。二疊紀之後區內經歷熱事件，花崗岩體侵位，造成斷層發育並使右側斷盤抬升，形成逆沖斷層和右側斷盤的背斜褶皺，該區抬升成陸並接受風化剝蝕，至晚侏羅世下降接受沉積，後又抬升，至晚白堊世，該區又接受沉積，形成上白堊統地層，之後又抬升成陸，遭受剝蝕，至第四紀下降接受沉積。
⑼ 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。
⑽ 地質調查簡史
浙江江山地區地質研究開展較早，過去多以生物地層研究為主。1869 年德國的李希霍芬，1911～1917年日本地質學者先後來本區進行地質調查。1927年劉季辰、趙亞曾到本區進行礦產調查研究時，對地層作了初步劃分，著有《浙江西部之地質》一文，有一定參考價值。1951年盛莘夫在《浙江之地質》一文中，對本區地層作了較詳細的劃分，首次肯定本區有寒武系存在。1955 年盧衍豪、穆恩之、侯祜堂、張日東、劉弟墉等發表《浙西古生代地層新見》一文，對本區古生代（尤其是早古生代）地層作了系統的劃分，是該區地層研究的重大進展，其劃分方案至今仍為人們樂於沿用（盧衍豪等，1955）。1959年全國地層會議在浙西召開地層現場會議，由劉鴻允、盧衍豪、李星學、顧知微等人對浙西各紀地層作了全面總結，奠定了本區地層研究的基礎（全國地層委員會，1963）。1959～1965年北京地質學院和浙江省區測隊先後在本區進行1∶20 萬區域地質測量，對本區的地層、構造、岩漿活動及礦產分布規律進行了全面的調查。此外，李捷、張文佑（1937）對煤田構造的研究，侯祜堂（1959）對奧陶介形類的研究，穆恩之與李積金（1958）、葛梅鈺（1964）、朱敏達（1965）、穆恩之（1984）、肖承協（1987）對筆石的研究，張日東（1964）對頭足類的研究，李蔚穠（1965）對Arthricocephalus（節頭蟲）的發現，盧衍豪等（1965，1980，1985）對三葉蟲的研究，趙修祜等（1986）對石炭紀植物群的研究，岳昭等（1989）小殼動物群的發現，盧衍豪等（1984）對寒武系—奧陶系界線的研究，鞠天吟（1989）對浙江寒武紀地層的研究等，均使本區的生物地層研究日趨深入。
1978年張敬禮、韓乃仁、李羅照、金玉書等在《浙江江山古生代地層的幾點新認識》一文中，對江山震旦紀及古生代地層補充了大量新資料，對地層的劃分與對比提出了新的見解。1980年李羅照、韓乃仁等在江山及其鄰近地區采獲大量三分貝科化石，發表了《浙西奧陶紀三分貝科腕足動物化石的新材料》一文，補充描述了許多新的屬種，引起了國內外古生物學界的重視（李羅照等，1980）。李羅照（1981）對上奧陶統頭足類的研究，韓乃仁等（1983，1985）對下奧陶統三葉蟲和筆石的研究，豐富了對奧陶系生物組合的認識。1984年韓乃仁、李羅照、金玉書在《浙江江山下奧陶統寧國組的新認識》一文中提出寧國組底部存在灰岩透鏡體。Liu et al.（1984），Yang et al.（1984），Zhao et al.（1984）做了初步化學地層研究。林天瑞、韓乃仁（1986）描述了硯瓦山組的三葉蟲化石。1987年韓乃仁、金玉書發表《浙江江山西山地層地質問題》，提出西山為一向南東傾斜的倒轉背斜。盧衍豪等（1989）對江山寒武紀三葉蟲動物群及其生態特徵進行了全面總結，韓乃仁（1996）對本區古生代地層研究做了綜合述評。值得指出的是，1976 年華東地質學院師生在江山碓邊發現的寒武系剖面，經中國科學院南京地質古生物研究所與該院進行合作研究，已成為我國東南區寒武系—奧陶系界線標准剖面。1985 年浙江省人民政府在江山碓邊建立寒武系—奧陶系界線地質保護區。蒲心純等（1993）、賴才根等（1993）、曾允孚等（1993）、張瑛等（1993）、陳宏明等（1994）、馮增昭等（1998，2001）在中國南方開展的岩相古地理研究中，涉及本區的沉積相特徵。
綜上所述，前人對該區做了大量古生物學、傳統地層學方面的工作，取得了豐碩成果，在該區建立的黃泥崗組、硯瓦山組等7個組已被廣泛應用於浙江西部乃至皖南、贛東北地區。在較小比例尺大范圍的岩相古地理調查中，對本區沉積相從不同側面做過不同程度的工作。但在沉積岩石學、沉積相古地理演化和盆山構造相關性等方面的研究工作比較薄弱。