地质演化中国
Ⅰ 地质演化史
地质发展史：
最早的地层是奥陶纪（D）的灰岩，上面是石炭纪（C）和二叠纪（P），着三版个地层权单元是整合接触。之后发生构造运动，形成一个向斜（核部是二叠纪地层，两翼是奥陶纪和石炭纪地层）。之后侏罗纪砂岩角度不整合接触于之前的所有地层。白垩纪和侏罗纪整合接触。最后全区整体发生构造变动。
Ⅱ 地质演化历史
3.2.1 地质演化
胶州湾地区在大地构造上处于华南板块与华北板块的碰撞带，属鲁东隆起和胶莱坳断两个Ⅲ级构造单元;区域构造线以NE向为主，次为NW;主要构造形迹为韧性剪切带和脆性断裂构造。
在地质历史上，胶州湾地区经历了吕梁运动和燕山运动两次重大的构造运动以及新近纪以来的喜马拉雅运动。
(1)吕梁运动
在距今20多亿年前的元古宙，岩浆活动比较频繁，形成了以火山岩为主的胶南群。元古宙晚期，火山作用渐弱，地层以海相为主。
大约在17亿～19亿年前的吕梁运动对本区影响较大，强烈的地应力使地层严重褶皱，胶南群内形成了多级顶厚等斜褶皱。此外，还形成了韧性剪切带，并靠其主界面形成线状混合花岗岩化带或混合岩－混合花岗岩带。韧性剪切带还改造了其中的褶皱，使其成为无根或钩形褶皱，并在大型韧性剪切带的一些断片及两盘形成拖曳褶皱。吕梁运动使胶南群经受了区域变质作用，并伴有钠质交代、有钾质加入的区域性混合岩化作用。吕梁运动后期，本区开始了地质历史上的第一次隆起。6亿年前的蓟县运动，使胶州湾地区再次发生变质作用和隆起。
(2)燕山运动
大约在2.13亿～0.65亿年前的燕山运动对该区影响最为强烈。中生代侏罗纪后，本区产生了NE向的断陷，并在断陷盆地内产生了陆相碎屑岩沉积，形成了上侏罗统莱阳组。随着构造运动的加剧，胶莱盆地因差异性活动而破裂，尤以其接合地带最为显著。大量火山喷发形成了白垩系青山群中、酸性火山岩系构成的东大洋火山岩带。青山群由下至上分布面积骤减，反映了火山活动的减弱。至晚白垩世，出现了以陆相湖泊、河流堆积为主的王氏群;同时，新华夏系的构造应力场产生了一些NE向的深大断裂，而这些深大断裂又作为岩浆通道导致岩浆在应力作用下向上侵入，形成崂山花岗岩带。燕山运动晚期，本区第二次抬升，继续遭受风化剥蚀并缓慢上升。
(3)喜马拉雅运动
自新近纪以来的喜马拉雅运动，一般称之为新构造运动。在本区构造活动方式以垂直差异运动为主，水平运动次之。新构造运动对先期形成的老构造运动形迹有着明显的继承性，又有新生性。新构造运动与地貌、断裂、地热、地震、水系等有着密切联系。
由于胶南隆起的抬升速度大于胶莱坳陷，在胶南隆起和胶莱坳陷边界上造成差异升降，又由于一系列NE向断裂和NW向断裂交互切割，形成了棋盘格式的胶州湾陷落。胶州湾沿岸河流水道的冲刷、第四纪冰川作用的切割及全新世玉木冰后期海水入侵的共同作用，形成了现在的胶州湾。
3.2.2 第四纪地层及其特点
胶州湾近海是全新世海侵形成的海，构造上属于稳定上升区。海底松散沉积物中只有全新世的海相地层，海相地层以下为晚更新世的河流、沼泽、冲洪积地层或中生代以前的基岩。下面根据物探、钻探和柱状取样资料以及以往的地质调查成果，对胶州湾第四纪地层及其特点进行简述。
(1)地层标志
胶州湾第四纪地层的划分标志主要有海相层标志、沉积间断面标志和14C年代学标志。
海相层标志:在海相沉积环境中，微体古生物的含量多、演化快，不同的属种和组合反映了海相和海陆过渡相的沉积环境。研究区内以含“有孔虫、宽卵中华丽花介、方地豆艳花介”的地层作为海相层，含“纯净小玻璃介、丰县假玻璃介”等介形虫的地层作为陆相层，陆相层中不含有孔虫;在海陆过渡相层中，以毕克卷转虫为优势种，该层可以和中国东部平原地区的卷转虫海侵进行对比。
沉积间断面标志:海水的侵入使得研究区内的沉积环境完全发生变化，沉积作用改变的结果表现为形成沉积间断面，该间断面以不整合或假整合为特征。海进初期的波浪作用使得沉积物表面形成富含砂、砾和贝壳的砂－粉砂－黏土质的海侵层。
14C年代学标志:14C年龄为更新统及全新统的划分提供了准确的数据。测试样品以黑色有机质淤泥、贝壳类及钙质结核为主。贝壳类包括完整或有磨损的贝壳及牡蛎;钙质结核矿物成分主要为方解石，不含文石和高镁方解石，化学成分以富钙、贫镁、Sr/Ba比值小于1为特征，是在陆地条件下由地表水的渗透、淋溶与毛细管作用形成的，同位素年龄为1.9万～3.0万年。
(2)地层划分及其特点
胶州湾基岩面以上的松散沉积物较薄，地层结构简单。其地层包括以残坡积、洪冲积为主及后期以河湖、沼泽相沉积为主的晚更新世陆相地层和以滨海地带海陆交互相为主的全新世海相地层。
根据青岛海洋地质研究所的研究资料，胶州湾综合地层剖面可归纳为图3.1所示，更新统与全新统的界线为11.5ka。
图3.1 胶州湾综合地层柱状剖面
结合其他调查成果，对第四纪地层进行研究与描述。
第四纪地层基本层序(图3.2):26.30m以下为冲洪积层，26.10～8.59m为河流相，8.59～8.41m为滨岸沉积，8.41～0m为浅海相，其中8.41～7.00m表现为盐沼沉积。
1)上更新统下段:红褐色砂质黏土，26.28～29.76m，含砾较多，坚硬。该层广泛分布在缓坡、现代河流一级阶地的底部和胶州湾堆积区底部;洪冲积层的下部与基岩面直接接触。岩性多为卵(碎)石、砾砂、中粗砂夹多层粉质黏土薄层;褐黄色，湿—饱和，稍密—中密，层状构造，紧密结构，粗颗粒磨圆度以亚角状为主，分选中等。粒度下粗上细，颗粒中间充填砂土、黏性土，以基底式－空隙式充填为主，物质成分以花岗岩、火山杂岩为主，具水平层理和斜层理。
图3.2 胶州湾第四纪基本地层划分
2)上更新统上段:该段的岩性以砾砂、中粗砂、细砂、砂质黏土为主，局部含铁染和植物的根系物，表层含较多的钙质结核。该层与上覆海相层呈不整合接触。根据胶州湾自然环境报告中的孢粉及古生物测试，含有淡水生扁卷螺、河蚬、河蚌、中国圆田螺等遗壳，含有较多的藜科、蒿属、菊科、水龙骨科、栎属、柳属和松属等孢粉化石，一般含有钙质结核。
3)下全新统:8.41～8.59m，岩性为灰黑色泥质中细砂，可塑，含大量贝壳碎片。下伏地层为含钙质结核的砂质黏土层，其间为不整合界面。
4)上全新统:0～8.41m，沉积物岩性为黏土质粉砂。7.44m以上为灰色，7.44m以下为深灰色，有机质含量较上端为高;软塑—可塑，饱和，岩性均匀;含水量向下减小，局部见有机质富集条带。7.2m和8.3m见虫孔，内充填粉细砂;7.75m以下见泥、沙互层。另外，在该层中有4个粒径大于2.5Φ的砂质组分含量较高的区段，分别为0～0.2m，0.7～1.0m，4.1～4.3m和7.5～7.8m。
(3)第四纪地层厚度及其控制因素
胶州湾口附近，沉积物都很薄，一般为0～5m;特别在团岛—薛家岛和团岛—黄岛之间基本无松散沉积物，基底直接出露。在团岛与黄岛中间一线，有一个沉积厚度的剧变区，自0m突变为20～40m，但范围较窄，呈NS向线状展布，北薄南厚。该沉积区与湾东岸两个沉积中心呈NNE向线性排列。
海湾中、西部沉积厚度中心基本位于湾中心，与两岸距离相差不大。胶州湾东岸沉积中心靠近东岸，形成以湾口北为顶点的“V”形分布中心。
湾外潮汐通道影响的范围内，沉积物厚度较薄，一般为5～10m，向北靠岸附近逐渐增厚至10～15m，再向北则又减薄至基岩海岸的0m。在落潮通道的末端及南翼，沉积厚度明显迅速增加，已经揭露的深度达到了40～45m。
总的来讲，地质构造决定了晚更新世以来坡、洪积至末期河流相沉积物的充填形态;全新世海水动力将湾口沉积物侵蚀殆尽，潮流携带侵蚀物质搬运至湾口两侧沉积，形成沟、脊相间地貌。沉积物的供给形成了胶州湾西部的三角洲堆积;海侵过程中的海面快速上升、物源供应及现代潮流作用，形成了研究区东部的残留沉积。
Ⅲ 地质变化 请问在千万年以后,中国的地理位置和土地面积会发生怎样的变化
1、变化是肯定的；
2、千万年的时间在地质历史上是非常短暂的,因此变化也专是微小的,比如陆地的漂移距离属每年只有几微米,千万年也就是几十米!
3、地面的风化剥蚀也是有变化的,比如喜玛拉雅山脉的升高,冰川的消融都是变化.
Ⅳ 地质变化请问在千万年以后，中国的地理位置和土地面积
请问你问的是武汉的还是北京的?
据说是地大的特色专业,我也是地大新生.比宝石,勘测等传统优势的那当然要差一点了.
Ⅳ 中国地貌格局形成过程
我国现代地貌所反映的基本特征和地貌类型分布格局，是在内外营力综合作用下长期发展演化的结果。影响我国地貌发育的内外力因素，主要有地质构造因素、气候因素、地表组成物质因素、人类活动因素等。
一、地质构造对中国地貌形成的影响
我国地貌的宏观分布与排列方向均与地质构造运动密不可分。中国地处欧亚板块东南部，为印度板块、太平洋板块所夹峙。自早第三纪以来，各个板块相互碰撞，对中国现代地貌格局和演变发生重要影响。自始新世以来，印度板块向北俯冲，产生强大的南北向挤压力，致使青藏高原快速隆起，形成喜马拉雅山地，这次构造运动称为喜马拉雅运动。喜马拉雅运动分早、晚两期，早喜马拉雅运动，印度板块与亚洲大陆之间沿雅鲁藏布江缝合线发生强烈碰撞。喜马拉雅地槽封闭褶皱成陆，使印度大陆与亚洲大陆合并相连。与此同时中国东部与太平洋板块之间则发生张裂，海盆下沉，使中国大陆东部边缘开始进入边缘海-岛屿发展阶段。尤其重要的是发生于上新世一更新世的晚喜马拉雅运动。在亚欧板块、太平洋板块、印度板块三大板块的相互作用下，发生了强烈的差异性升降运动，全国地势出现了大规模的高低分异。差异运动的强度自东向西由弱变强。由于印度洋不断扩张，推动着刚硬的印度板块，沿雅鲁藏布江缝合线向亚洲大陆南缘俯冲挤压，使喜马拉雅山和青藏高原大幅度抬升。这种以小的倾角俯冲于亚欧板块之下的印度板块持续向北的强大挤压力，在北部遇到固结历史悠久的刚性地块（塔里木、中朝、扬子）的抵抗，产生强大的反作用力，使构造作用力高度集中，引起地壳的重叠，上地幔物质运动的加强和深层及表层构造运动的激化，导致地壳急剧加厚，促使地表大面积大幅度急剧抬升，于是形成雄伟的青藏高原，构成我国地形的第一级阶梯。
我国西部地区受南北向挤压力的作用，在青藏高原上的一些近东西向的山脉南麓均有向北倾斜的规模巨大的逆冲断层，形成褶皱断块山地。各个山地的形成时代虽不同，但上述断层在新构造时期均有明显活动且规模巨大。其长度可达300—700千米，最长可达2000—3000千米，且多为逆冲断层或逆冲走滑断层。在青藏东南部地区，由于南北向挤压力的作用，派生出向东挤压作用，使川滇菱形块体向南移动，因而形成一系列向东北方向突出的大型弧形断裂，它们常控制山脉的走向，形成一些规模巨大的挤压弧形山地，山岭之间为深切的河谷。
在持续的挤压环境下，西部各大古陆块皆发育成为中-新生代的凹陷盆地。从上新世晚期开始，盆地周围山地急剧上升，盆地本身也随之抬高，而且盆地边缘的第三系、第四系都产生最新褶皱的长垣缓岗，褶皱强度有从南向北减弱的趋势。
中国东部受太平洋板块对亚欧板块作用的影响，处于弧后盆地的引张应力状态，形成一系列断陷盆地和北东走向的山脉。中生代以来，太平洋板块的分异和相对运动较为复杂。早侏罗纪，太平洋板块开始增生，以快速、低角度向东部大陆俯冲，因此，在仰冲侧大陆产生广泛的拱形隆起，并有频繁的火山喷发和岩浆侵入。而其后方则产生大规模拗陷，形成以鄂尔多斯和四川盆地为代表的华夏向第一沉降带。晚侏罗纪，由于海洋板块的向北运动，前期对东部大陆正面挤压的强大压力消失，使东部广阔的隆起带应力松弛，在其中央地带产生裂陷构造，形成松辽、华北与江汉盆地，即华夏式第二沉降带，其西侧为大兴安岭—太行山—武陵山第一隆起带，其东侧形成华夏式第二隆起带。
始新世中末期至渐新世，东部海洋板块重新分异，太平洋板块扩展，向西俯冲，对东北、华北施加较大的推挤力，松辽平原抬升，此外，随着日本海开裂所产生的侧向推挤力，使长白山地翘升。在南方，台湾作为岛弧与大陆碰撞的典型场所，其挤压力可对福建、广东大陆产生影响，而南海东缘是西太平洋唯一向东倾斜、反转的俯冲带。
二、气候因素
在地貌形成发育过程中，外营力也占重要地位。尤以气候的作用更为鲜明，不仅表现出现代气候对地貌的深刻影响，而且也遗留有古气候条件下的地貌痕迹。降水与气温的变化，影响着风化、搬运和堆积作用的过程与强度。
我国东部广大地区，临近海洋，降水丰沛。东南沿海地带降水量高达2 000毫米以上，华北、东北地区也在400—800毫米之间。河流众多，径流丰富，流水的侵蚀与堆积作用占绝对优势。山地、高原和丘陵地区，以坡面冲刷和沟谷下切的侵蚀作用为主；地势低平的平原、盆地、洼地，主要进行着堆积作用，广泛发育了各类流水地貌，如沟谷、河流阶地、山麓洪积冲积扇、冲积平原、河口三角洲等。由于东部地区温度状况的南北差异，以流水作用为主的外营力的活动方式和强度也存在南北的变化。秦岭—淮河以南属高温多雨的亚热带和热带地区，湿热的环境，使得流水作用强烈，化学风化作用及碳酸盐岩类分布区的岩溶作用均很显著。地表河网稠密，侵蚀切割强烈，丘陵低山广布。江南一带由于淋溶作用旺盛，风化物中铁、铝富积，红色风化壳发育。湿热的环境使雨水、河水、地下水对碳酸盐岩的侵蚀作用加强，这使得云贵高原、广西一带喀斯特地貌发育，秦岭-淮河以北的华北地区，为暖温带湿润和半湿润地区。许多地方的年蒸发量大于年降水量，河网密度比南方小，径流量也较秦岭-淮河以南河流锐减，但降水季节分配不均匀，主要集中在夏、秋两季。流水作用强弱的季节变化也比南方突出。雨季地面侵蚀与河流泥沙的搬运和堆积都很强烈。黄河中游地区，黄土分布广泛，质地疏松，抗蚀力差，在夏季降雨的冲刷下，坡面、沟谷侵蚀旺盛，沟壑纵横。河流携带大量泥沙输往下游，黄河、海河以及淮河水系的泥沙长期在下游堆积，从而形成了华北平原。东北地区属温带和寒温带地区，东南部的长白山地，降水量丰富，流水地貌发育。西北部的大兴安岭和小兴安岭，地处我国北部高纬地区，气候寒冷，冻土层分布广，在冻融作用下，形成冻土和冰缘地貌。中部地势低平，以接受河流沉积为主，形成广阔的东北平原。另外，东部沿海海岸地带，由于海水作用的不同，形成了侵蚀海岸与堆积海岸等海岸地貌。
西北内陆干旱区，降水量小，蒸发量大，气温日变化和年变化剧烈。风力强劲，干燥剥蚀作用和风力作用成为重要的地貌外营力。形成雅丹、沙丘、戈壁等风蚀、风积地貌。西北内陆盆地外围的高峻山脉，外营力随气候的垂直变化也呈明显的带状分布，山麓为干燥剥蚀作用带，山腰为流水作用带，山顶为冰川、冰缘作用带。由于山脉坡向和所处的地段不同，一般来说，从北疆至南疆，随着水汽的减少，干燥剥蚀带幅度逐渐加大，雪线逐渐升高，冰川规模相应变小，外营力的垂直分带界线也相应发生变化。
青藏高原，地势高峻，形成了特殊的高寒干燥环境。高原北部柴达木盆地和阿尔金山，同气候干旱的西北地区相邻，也是全国降水量最少、蒸发量最大的地区，干燥剥蚀作用与风蚀、风积作用为主要外营力，形成干燥剥蚀山地、平原及沙丘、戈壁等地貌类型。藏北地区主要是地势高峻导致的高寒低温环境，使地下保存着广泛的多年冻土。高山上则是我国现代冰川的主要分布区。因此，由冻融作用、冰川作用形成的冰缘、冰川地貌现象分布广泛。高原东南部边缘地带，邻近印度洋，受西南暖湿气流影响，降水丰富，流水作用居主导地位。但高山顶部，白雪皑皑，以冰川、冰缘作用为主。
以上所述地貌类型及其分布与我国现代地理环境是完全相适应的。此外，在近代地质发展史上，我国气候曾有过不同程度的变迁，古气候条件下所产生的地貌在一些地区遗留下来，表现着与现代外营力作用不相适应的形态。例如，青藏高原珠穆朗玛峰地区，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，塔里木盆地和华北地区普遍堆积有第三纪三趾马红土层；在云贵高原有深厚的红色风化壳；在内蒙古、新疆干旱区有与近代流水侵蚀作用不相适应的宽阔河谷、湖滨和河流阶地、发育良好的水文网等地貌形态；我国西部海拔2700—3500米的山地，还常可见到第四纪古冰川作用的遗迹等。这使得我国地貌更加复杂。长江以南地区，基本上继承了第四纪以前湿热的热带、亚热带环境，塑造地貌的地表营力中，化学淋溶作用得以继续进行，流水作用也从未间断，使得红色风化壳深厚，红层地貌与岩溶地貌得以保存和发展。我国其余地区，由于气候的变迁，地表营力和地貌形态在地质时期（主要是第三纪及第四纪初期）都有所变化。
三、地表组成物质因素
我国地表的组成物质千差万别，分布复杂错综。由于地表物质的不同，抗风化、侵蚀的强度不一，在一定的外营力作用条件下，可以发育成形态各异的地貌形态。
我国山地众多，岩浆岩和变质岩常大面积出露，由于岩性致密坚硬，或经再结晶使刚性增强，常构成崇山峻岭、危崖陡壁。其中，侵入岩以花岗岩分布面积最广，山地中多有分布，与多旋回岩浆频繁活动密切相关。花岗岩坚硬致密，抗蚀力强，经断块抬升，往往形成高峻山地，如秦岭的太白山、湖南的衡山、山东的崂山、浙江的天目山、广东的罗浮山均为花岗岩山峰。奇峰峻峭的黄山和华山，因系花岗岩株构造，山势更显挺拔。
地表出露的喷出岩以基性的玄武岩分布最广。多为第四纪火山频繁活动喷发形成的玄武岩熔岩流，以东北、华北和东南沿海一带分布最广。大面积玄武岩熔岩流常构成阶梯状的熔岩台地，如长白山地、张北高原、海南岛北部等。此外还分布着火山锥、火口湖、熔岩垄岗等多种火山地貌。
各类沉积岩分布广泛，占我国陆地面积的3/4，常形成一些特殊的地貌形态。在长江以南地区，从白垩纪直至现在，气候湿热，故在中、新生代陷落盆地中堆积了一套陆相为主的红色岩系。坚硬而层厚的砾岩、砂砾岩，因流水沿裂缝和节理侵蚀，形成许多峭壁悬崖、石峰林立的丹霞地形；而岩性比较松软的砂页岩，因流水侵蚀而形成比较低缓的红色丘陵，构成了江南独具一格的红层地貌。在云贵高原、广西一带，古生代碳酸盐岩深厚，形成了峰林、溶洞、地下河等喀斯特地貌类型。广泛分布于我国北方的第四纪黄土，构成了独特的黄土地貌区。黄土未经充分胶结，质地疏松，易被雨水冲刷和流水切割，沟壑十分发育，地表支离破碎，形成了塬、梁、峁等地貌形态。其中以甘肃中部和东部、陕西北部以及山西的黄土高原最典型。我国北方内陆，沙漠面积广大，沙丘累累，这固然与地处内陆，气候极端干燥密切相关，但和第四纪疏松沉积物分布广泛，具有就地起沙的大量冲积、洪积、湖积物质也有密切关联。
四、人类活动因素
人类与自然环境关系密切。在长期的生产实践过程中，人类不断地加深对自然界的认识和影响，同时也使地表形态发生着重大的变化。我国是世界上历史悠久，人口众多，文化发达的文明古国，在长期的生产活动中，在利用自然、改造自然的斗争中，对地貌的影响较为深刻。我国国土面积中除了约占19％的沙质荒漠、戈壁、寒漠、永久积雪和冰川、石骨裸露的山地等人迹罕至的地方外，其余81％均为城市、工矿、交通、农、林、牧、渔的用地或可利用土地，地表形态无不打上人类活动影响的烙印。
人类兴建的一些工程设施对地表形态有明显的改变作用。早在秦代，我国先民就已在南岭修建了灵渠，沟通了长江与珠江两大水系，使区域河流地貌发生了变化。黄河下游的人工堤防工程庞大宏伟，形成高于华北平原之上的地上河床，构成华北平原上明显的分水岭。南北各地陆续开凿运河，特别是贯穿华北平原和长江下游平原的京杭大运河，在世界运河史上开凿最早，里程最长。它把海河、黄河、淮河、长江、钱塘江五大东西向水系沟通起来，改变了东部平原地区的水系面貌，新河道的开挖、河道堤坝的修筑以及截弯取直、堰闸修建等都影响和改变着河川流量、水文特征，使河流的侵蚀、搬运、堆积过程发生显著变化，从而导致地貌形态的变化。另外，广大山地、高原、丘陵上修筑的层层梯田，沿海地带兴建的护岸海塘、防波堤坝以及移山填沟、围湖造田等都显著地改变着地表的地貌形态。大的建设项目，如开山劈岭，筑路架桥，开挖矿山，兴修国防设施等巨大工程，挖垫土石方量巨大，也不断改变着地表面貌。如大的露天煤矿的开挖，常要剥掉煤层上的盖层，大量土石运往他处堆积，对地表形态影响显著；选矿地矿碴与煤矸石堆积起来的小山，起伏相连，也非常醒目。
随着科学技术的发展，人类的活动对自然环境的影响愈来愈深刻，对地貌的影响也愈来愈明显。不合理的利用自然，可导致自然界生态平衡的破坏，造成灾害性地貌过程的发生和发展。最突出的例子就是黄土高原植被的严重破坏，引起了水土的大量流失，使下游河床淤塞填高，频繁发生河流决口、改道，酿成水患。尤以黄河、永定河下游河道决口改道次数最多，在华北平原上遗留了许多古河道的遗迹。我国南方地区水土流失也很严重。气候湿热，风化物深厚，当地表植被破坏后，侵蚀速度范围迅速增大。如贵州省，随着森林覆盖率的下降，水土流失面积已由1964年的3.5万平方千米增加到了现在的5万平方千米，全省每年通过河流外泄泥沙总量达5800万吨。除了毁林、毁草外，盲目开垦也是水土流失加剧的重要原因。贵州省很多大于30—40度的坡地都曾被开垦，这无疑使其地表侵蚀作用趋于增强。在我国干旱与半干旱地区，长期以来，由于人口数量的增加，滥垦、滥牧、滥伐现象加剧，沙区的天然植被遭到破坏，使风沙危害越来越严重。许多无沙地区被风沙吞没，固定沙丘变为流动沙丘。据史料记载，陕北榆林、靖边一带的毛乌素沙地，至少在唐代以前还是水草丰美的地方，经过明、清两代不适当的耕垦，草原被破坏，流沙南侵，使长城以外数十千米的地带流沙广布。近些年来，我国沙漠化过程又有所加剧。我国对于治沙工作重视，个别地区的沙漠治理取得了一定成效。如包兰铁路线上的沙坡头，吐鲁番盆地中的五星乡等地，采用工程措施与生物措施，又使原来的流动沙丘变为固定或半固定沙丘。
Ⅵ 中国大陆地壳演化
中国大陆地壳的形成演化可以追溯到距今约38亿年以前。在这一漫长的地质历史时期，中国大陆地壳，由不同时期的陆缘岩系、洋壳残片、陆内沉积岩和火山岩，以及不同地质时期侵入或喷发的少量幔源岩浆岩等组成。这些岩石组合的形成，基本上都可以归因于板块之间的相互作用。李锦轶将中国大陆地壳的形成演化划分为太古宙—古元古代、中元古代—新元古代中期、新元古代晚期以来3个构造阶段[16]。
2.2.1 太古宙—古元古代阶段（3800～1800Ma）
除了始太古代只发现富钾酸性岩浆活动外，其他时期都发育幔源超镁铁侵入杂岩、拉斑玄武质和钙碱系列岩浆岩、表壳岩和强烈的构造变形、普遍的中—高级区域变质等地质作用。在中朝陆块内，中太古代及更古老的地质体仅呈残留体出现，它们形成时的构造格局已经难以恢复；而新太古代和古元古代的地质体则表现出一定的块带镶嵌特征。太行山以东地区的太古宙地质体具有与显生宙活动陆缘岩系类似的特征，太行山地区的新太古代和古元古代地质体与碰撞造山带的组成有一定的相似性，而中朝陆块北缘，从内蒙古的大青山向东直到辽南和吉南地区，古元古代的地质体具有明显的线型分布特征。因此，一些学者认为这些线状带是新太古代末或古元古代末板块碰撞带的残片。而古元古代晚期1.9～1.8Ga的岩浆活动和变质作用的发生与发展，似乎都可以归因于大陆裂解的伸展构造体制。
有些学者根据变质演化或同位素地质研究，认为新太古代以前以地幔柱作用为主，从新太古代开始才发育板块构造体制。如果仅从中国大陆范围看，新太古代以前的地质体的出露很少且多呈块状展布，似乎支持这一认识。但是，不论从全球大陆的组成与演化还是中朝陆块的新元古代以前的岩石组合看，板块构造体制有可能开始得更早一些。
在塔里木和扬子陆块，以及东北、东南和中央等造山区，虽然也发育这一时期的地质体，但是主体是新太古代和古元古代的，个别地区虽然获得了一些中太古代和古太古代的信息，但是没有发现保存完好的古老地质体。
从这些古老地质体保存的地质信息和中元古代大陆裂解、大陆边缘演化资料看，中国乃至全球的太古宙和古元古代地质体，很可能曾经在古元古代晚期聚合成为一个超大陆，但是目前获得的资料还不能把各个块体的相互关系建立起来。在国外文献中有些学者根据对北美的研究，将该超大陆命名为哥伦比亚超大陆，并且认为1.9～1.5Ga是该超大陆的聚合时期。但是如上文所述，从中国获得的资料看，尚不完全支持这一论点。如果确实曾经存在这样一个超大陆，那么其聚合过程可能主要发生在古元古代期间，从古元古代晚期开始，该超大陆已经发生了裂解作用。
2.2.2 中元古代—新元古代中期阶段（1800～630Ma）
侵入中朝陆块太古宙和古元古代基底的1.8Ga前后的岩浆岩、扬子地块基底中侵入四堡群的基性岩墙，以及中朝地块北部燕辽坳陷和南部熊耳山等地的中元古代堆积物，都表明在古元古代末期至中元古代早期发生了大陆裂解作用，使中朝陆块成为独立的微大陆，而中国大陆地壳中其他的太古宙和古元古代地质体成为洋中的大陆碎块。
中元古代期间，中朝陆块范围内持续发育岩浆活动，其他碎块周围则大部分表现出岛弧或活动陆缘的特征。800Ma左右花岗岩和区域变质作用的广泛发育及塔里木盆地西北部阿克苏附近被震旦系不整合覆盖的蓝片岩，表明新元古代中期各个分离的陆块聚合成统一的大陆。
新元古代中期地壳变动的构造属性，目前还是一个争议比较大的问题。有些学者认为活动陆缘的演化直到700Ma 还没有结束。关于古大陆裂解的时间，有些学者认为在800Ma前后，有些学者认为可能要晚一些。尽管如此，震旦纪陡山沱组和灯影组等具有典型的被动陆缘岩系特征，与下伏地质体普遍为不整合接触，表明以震旦系底界为界，前后确是2个不同的大洋打开与闭合和相应的大陆裂解与重组的构造旋回。
许多中国学者认为，新元古代中期的所谓晋宁运动形成了由中国境内所有古陆组成的古大陆，称之为古中国地台。从全球构造角度看，组成中国大陆的这些古陆和古造山带规模较小，它们在全球洋陆格局中的位置，以及与被称为Rodinia（罗迪尼亚）的超大陆的关系，还是一个有待于研究的问题。
2.2.3 震旦纪至第四纪（630Ma至今）
从震旦纪开始，到古生代初期，古超大陆裂解形成的大洋，把组成中国大陆内由前震旦纪地质体构成的各个陆块分隔开来。此后的地质演化主要表现为这些陆块的汇聚乃至最后拼合形成现今所见到的欧亚大陆的东部。这一阶段形成的地质记录保存得比较好，其演化过程研究得也比较清楚。这一阶段的地质演化又可以划分为震旦纪—二叠纪（三叠纪？）联合大陆（Pangea）的逐渐形成（一般指非冈瓦纳大陆地区）、侏罗纪—古近纪早期欧亚大陆的增生乃至与印度板块的碰撞、古近纪晚期以来亚洲大陆东部的裂解等3个亚阶段。
在潘吉亚大陆聚合过程中，在中朝陆块和塔里木陆块以北地区，主要表现为西伯利亚地台的不断向洋增生。塔里木陆块与西伯利亚地台之间，发育阿尔泰、准噶尔、哈萨克斯坦、吐哈、喀拉塔格和星星峡等地块。阿尔泰地块北部被动陆缘在奥陶纪早期沿萨彦岭—蒙古湖区一线与西伯利亚地台南缘的活动陆缘碰撞；准噶尔地块北部活动陆缘在志留纪期间沿扎河坝—北塔山一线与西伯利亚地台南缘的活动陆缘碰撞。在泥盆纪因西伯利亚古板块南缘的裂解形成东准噶尔—南蒙古边缘洋盆，而与西伯利亚古板块分离，在早石炭世其北部被动陆缘沿卡拉麦里—莫钦乌拉一线与西伯利亚古板块南缘再次碰撞，成为西伯利亚古板块的一部分。这两个地块与塔里木陆块及哈萨克斯坦古板块之间，被斋桑—北天山洋盆所分隔。哈萨克斯坦古板块是在古生代早期由古亚洲洋西段的一些微大陆聚合形成的。石炭纪中期，斋桑-北天山洋盆关闭，哈萨克斯坦古板块和吐哈、喀拉塔格、星星峡等地块或岛弧与石炭纪早期增生后的西伯利亚古板块碰撞；二叠纪早期，南天山洋盆关闭，塔里木陆块被动陆缘与石炭纪中期增生后的西伯利亚古板块碰撞，西北造山区形成。
在东北造山区，奥陶纪期间，额尔古纳地块和中蒙古、图瓦等地块大体同时相继与西伯利亚古板块南缘碰撞，蒙古-鄂霍次克洋盆形成。大体同时，与西北造山区的形成类似，古亚洲洋东段的一些微陆块聚合形成了布列亚-佳木斯古板块，但不同的是中朝陆块北缘为活动陆缘并向洋增生；石炭纪早期，随着南蒙古边缘洋盆的关闭，布列亚-佳木斯古板块与西伯利亚古板块南缘碰撞；石炭纪至二叠纪期间，中朝陆块北缘演变为类似安第斯型的活动陆缘，并在二叠纪沿索伦山—白城—长春—吉林一线，与西伯利亚古板块的活动陆缘碰撞，古亚洲洋关闭。从泥盆纪开始，蒙古-鄂霍次克洋岩石圈板块开始向西伯利亚古板块之下俯冲并一直持续到侏罗纪。
中朝陆块和塔里木陆块以南面临着古特提斯洋。尽管没有证据表明这2个陆块在古生代期间如前人推测的那样连接在一起，但是它们面临古特提斯洋的陆缘都为活动陆缘。在早古生代晚期，中祁连、柴达木、西秦岭、南秦岭、桐柏-大别等地块增生到中朝陆块的南缘，西昆仑北部的古陆碎块增生到塔里木陆块的南缘。在泥盆纪期间，发生与西伯利亚古板块南缘和新生代美洲大陆西缘类似的拉张作用，早古生代增生陆缘发生裂解，形成了塔里木南缘和柴北缘等地的晚古生代边缘洋盆、南秦岭等地志留纪岩墙及岩浆活动，可能是类似陆缘裂解拉张的产物。有些学者认为，南秦岭等地的志留纪岩浆活动是扬子陆块北缘裂解的产物，但是目前没有任何其他方面的证据表明扬子地块北缘在志留纪和泥盆纪期间遭受了拉张作用，国外其他地区也没有类似被动陆缘裂解的实例。
扬子陆块北缘长江中下游地区震旦纪至三叠纪中期的地层具有被动陆缘的沉积特征，中三叠世至中侏罗世的地层具有前陆盆地堆积物的特征。该区三叠纪中期沉积环境的变化、大别山超高压变质岩的形成及随后的快速折返、南秦岭勉略带晚三叠世强烈构造变形事件的发生，以及昆仑山南缘构造变形及沉积环境变化大致在同一时期发生，表明古特提斯洋在三叠纪期间关闭，扬子陆块与北侧的中朝等陆块的边缘发生碰撞，它们共同组成了当时的欧亚大陆板块，成为联合大陆的一部分。
很明显，联合大陆形成以后，扬子、中朝和塔里木等陆块都位于该大陆的边缘，由于蒙古-鄂霍次克洋当时还没有关闭，所以当时作为潘吉亚大陆一部分的欧亚大陆的中国部分，与现今还有很大差别。近年来，从雅鲁藏布江等西南造山区其他地区古洋岩石圈残片顶部远洋沉积物中陆续发现的三叠纪和二叠纪放射虫化石，以及东北造山区东部张广才岭等地三叠纪—侏罗纪陆缘岩浆活动证据和三叠纪远洋沉积物的发现，都表明作为潘吉亚大陆东部的中国大陆部分地区，西南部与印度大陆之间，东部与美洲大陆之间，都面临着大洋，分别称之为特提斯洋和古太平洋。
侏罗纪开始（西南造山区的东部和北部地区可能从三叠纪开始），欧亚大陆开始了向洋增生。羌塘、拉萨等地块相继增生到欧亚大陆边缘，并在白垩纪末至古近纪初印度板块与欧亚大陆板块发生碰撞。
在欧亚大陆东部地区，侏罗纪前陆盆地的识别和构造变形、古地磁的研究，表明蒙古-鄂霍次克洋直到侏罗纪晚期才关闭，洋壳俯冲作用导致了东北造山区三叠纪至侏罗纪钙碱系列岩浆活动的发生。
同时，在布列亚-佳木斯古板块以东，牡丹江及其以东地区的宝清等地，向北到布列亚山东坡，发育的晚古生代侵入岩和宝清等地泥盆纪至二叠纪的火山沉积岩系，反映出古太平洋或库拉-太平洋板块向欧亚大陆板块或组成地块之下的俯冲开始于泥盆纪。近年来，张广才岭出露的前人置于早古生代的花岗岩通过精确定年被确定为是侏罗纪的，这可能也是古太平洋板块俯冲的结果。这一俯冲增生作用除了形成上述活动陆缘以外，还在欧亚大陆东北缘形成了那丹哈达岭、锡霍特-阿林、库页岛等向洋逐渐变新的增生造山带。如果把蒙古-鄂霍次克洋也作为古太平洋的一部分，或者从牡丹江市以东到布列亚山东坡的地质演化看，古太平洋板块的俯冲至少始于泥盆纪，但是当时其俯冲带上盘的大陆分别是西伯利亚古板块和布列亚-佳木斯古板块，该大洋板块向欧亚大陆之下俯冲的时代应该是欧亚大陆形成以后，即三叠纪以后。
中国东部晚侏罗世时可能形成了高耸的山脉，其成因被认为可能与古太平洋板块与欧亚大陆板块的碰撞有关，这一认识近年得到了侵入岩研究结果的支持，但是就东北造山区而言，类似的高原可能是蒙古—鄂霍次克洋关闭的结果。
从白垩纪开始，中国东部地区自北向南发育北东走向的岩浆岩带，其岩石组合和化学成分显示出双峰式的特征。有些学者根据岩石学的研究，认为该区当时岩石圈发生了减薄作用。但是从东北造山区的情况看，白垩纪地壳演化可能具有比较复杂的成因，古高原的演化和古太平洋板块的俯冲可能都有重要的作用。
古近纪以来，以三江平原、下辽河凹陷和华北平原的形成，以及古近纪和新近纪幔源玄武岩的喷发为标志，东亚大陆边缘发生裂解作用，日本海和台湾海峡等相继形成。而在西南造山区，印度与欧亚大陆的碰撞之后，青藏高原隆起。同时这一碰撞作用还导致了西北造山区天山陆内再造山和中国西部高原-盆地-山脉格局的形成。
综上所述，如果把中国大陆地壳震旦纪以来的形成和构造演化置于全球洋陆格局的演变之中则不难发现，其形成和演化可能分别与古西伯利亚地台与中朝陆块和塔里木陆块之间的古亚洲洋、中朝陆块和塔里木陆块与扬子地块之间的古特提斯洋、额尔古纳陆块与阿尔丹地盾之间的蒙古-鄂霍次克洋、中生代期间欧亚大陆面临的古太平洋和特提斯洋的演化有关。这些洋盆的关闭，形成了中国境内的中央、西北、东北、西南和东南造山区。众所周知，不同洋盆的演化具有不同的动力学体制，因此与中国大陆地壳震旦纪以来形成演化有关的动力学体制可以划分为古亚洲洋、古特提斯洋、古太平洋（包括蒙古-鄂霍次克洋和库拉-太平洋）、特提斯洋和现今太平洋等动力学体制，与其相关的造山作用发生地区称之为造山域，分别为古亚洲、古特提斯、古太平洋、特提斯和太平洋造山域。西北造山区是古亚洲造山域的一部分，经历了特提斯造山域造山作用的改造；东北造山区的主体也是古亚洲造山域的一部分，古太平洋和现今太平洋造山域造山作用对该造山区的形成也有重要贡献，并对古亚洲造山域部分有强烈改造；中央造山区是古特提斯造山域的组成部分，其西段和东段分别遭受了特提斯造山域和太平洋造山域造山作用的改造；西南造山区的形成是特提斯造山域造山作用的产物；东南造山区的形成则比较复杂，古特提斯、古太平洋和现今太平洋造山域的造山作用可能对其都有贡献。
Ⅶ 区域地质演化
以三次大海侵为标志,可以把三清山地区10亿多年的地质演化发展历史分为三大的演化阶段,若干个演化时期,见表2.1。
表2.1 三清山地区构造运动演化
(据杨明桂等,2009;章森桂等,2009修改)
(1)从中元古代到震旦纪中期
距今1400Ma的中元古代,当时三清山地区的地壳运动处于沉降阶段,海水浸没达4亿年之久,沉积数千米厚的复理石沉积建造,并夹杂有海底火山喷发物。晋宁运动才结束了三清山的沉降历史,地壳开始逐渐抬升为陆地,三清山地区进入相对稳定的地台发展阶段。
距今1000Ma的新元古代,三清山地区是华南洋中的一个岛弧,北为扬子古板块、南为华夏古板块。约900Ma前后,扬子古板块与华夏古板块碰撞,成为罗迪尼亚(Rodinia)超大陆的组成部分,洋盆消失,形成了赣东北古板块结合带,留下了珍贵的古洋壳残迹,即蛇绿混杂岩带和蓝闪石片岩(是古板块对接的重要见证)。
距今800Ma左右,三清山地区进入裂谷期,罗迪尼亚超大陆裂解,三清山位于扬子大陆板块与华南裂谷海盆之间的过渡带,形成海相磨拉石、复理石和双峰式火山岩建造。区内处于陆表海的沉积环境,以碎屑建造为主;随着“雪球地球”事件出现,留下了古冰川活动遗迹——南沱组冰碛砾岩。
(2)震旦纪晚期到晚奥陶世
在距今600Ma的震旦纪晚期,海水又浸没了三清山地区达1.6亿年之久,一直延续到奥陶纪末期。震旦纪晚期,陆壳基本固结,气候转暖,冰雪消融,并形成了广泛的海侵,其间沉积超过4000 m厚的浅海相砂岩和碳酸盐岩建造,并出现了三叶虫、笔石和海绵等海相古生物。
早寒武世,三清山地区为半障壁性质的潮下浅水海盆,属缺氧环境,形成了富含钒、铀、硫、磷等元素的黑色页岩,底部夹石煤层。早寒武世晚期—晚寒武世,海侵范围扩大,沉积了约数百米厚的浅海相碳酸盐岩和钙泥质沉积物,并发生了生物大爆发,三叶虫、腕足类生物大量出现。
奥陶纪早中期,海洋水体比较稳定,有利于笔石动物的繁衍,形成了笔石页岩建造。奥陶纪晚期沉积了介壳相碳酸盐岩建造。奥陶纪末,地壳总体处于逐渐抬升状态,水体变浅。加里东造山运动第一幕使三清山地区再次“变海为陆”。
(3)早志留世到第四纪
在距今440Ma的志留纪早期,发生第三次大海侵。志留纪早中期,沉积了具类复理石构造特征的碎屑建造。加里东运动使地壳整体抬升,遭受较长时期的剥蚀夷平,因而三清山地区缺失志留纪中后期、泥盆纪早中期的沉积。
晚泥盆世时,古特提斯海水侵入华南古大陆,三清山地区在晚泥盆世至三叠纪早期沉积了以滨浅海相泥砂质建造、碳酸盐岩建造、海陆交互相的碎屑建造和含煤建造。
中三叠世末,印支运动强烈作用,结束了包括三清山在内的大规模海侵历史,欧亚板块与太平洋板块发生强烈碰撞并产生挤压抬升,盖层继而发生强烈褶皱与断裂,发生了区域性地壳隆升,形成了中、上三叠统间普遍的角度不整合接触。华南古大陆成了欧亚大陆板块的组成部分(程裕淇等,1994;马丽芳等,2002)。印支期我国的地质构造应力场发生转变,构造应力场以北西西向为主,中国大陆结束了南海北陆的状况,开始东西分异(黄定华等,1999)。
距今180Ma的燕山运动也是我国地质构造发展的另一个新阶段。燕山期中国东部地区岩浆活动十分强烈,中期达到顶峰,并伴有大规模的酸性火山喷发和岩浆侵入活动。晚侏罗世至早白垩世,随着太平洋板块的俯冲挤压,三清山地区发生中酸性岩浆喷发活动,形成钙碱性的中酸性火山岩组合,可划分为石溪和周家店两个岩浆活动旋回(同位素年龄为91.7～110.8Ma与119.2～128.3Ma,王勇等,2002)。早白垩世在拉张的构造环境下,三清山地区酸性岩浆大规模强烈上侵冷凝,形成了大面积的“三清山花岗岩体”(张星蒲,2001)。三清山花岗岩体的物质基础从此形成,三清山进入内陆发展的新阶段。可以说,中生代是三清山花岗岩的奠基时期。此后,又通过新生代的塑造,才造就了现今的奇特的花岗岩景观和独特的生态系统,特别是距今2～3Ma的新构造运动将三清山花岗岩体多次抬升,才形成现在的地质地貌和生态格局。
Ⅷ 区域地质演化简史
研究区的地质发展史可以由第四纪上溯到太古宙，历时约 3000 Ma，特征可用 “五次重要地质事件、两个重大转折时期和三个大地构造发展阶段”来概括。其中五次重要的地质事件指阜平运动、吕梁运动、印支运动、燕山运动和喜马拉雅运动; 两个重大的转折时期是吕梁期和印支期; 三个大地构造发展阶段分别为地台结晶基底陆核形成阶段 ( 太古宙—古元古代) 、准地台盖层形成阶段 ( 中元古代—中生代中三叠世) 和滨太平洋大陆边缘活动带发展阶段 ( 晚三叠世晚期—现代) 。
北京地质矿产局 ( 1991) 据此将本区地质构造发展划分为三个大阶段、六个旋回及相应的构造层，六个旋回分别是迁西、阜平、五台-吕梁、后吕梁-印支、燕山、喜马拉雅旋回 ( 表 2. 1) 。
太古宙末的阜平运动是前长城纪时期的一次重要的地质事件，它结束了本区优地槽的发展，是中朝雏地台的一个重要的形成时期。发生在中元古代末的吕梁运动是本区地质发展史中的第一个重大转折，这一运动规模浩大，影响很广，在南北向挤压应力的作用下本区和中朝地台的大部分地区一样，基底固化，吕梁运动以后，燕辽地区经历了裂陷槽的发展与消亡阶段，并进入了地台盖层发育阶段。印支运动是区内中生代的一次重要地质事件，也是中国大地构造发展史中的一次变革运动，它使中国古生代地槽全部褶皱封闭，最后形成了古亚洲构造域，从此结束了中国大陆自古生代以来一直存在着的南北分异、汇聚的古构造格局。这次运动不仅是区内最后一次大规模的南北向挤压运动，而且还是本区地史发展中的第二个重大转折。它结束了本区稳定地台盖层发展阶段，也是中朝准地台解体的开始，并从此同中国东部广大地区一起进入了滨太平洋大陆边缘活动带发展阶段。
自晚三叠世晚期起，本区由中元古代以来的以海相沉积为主、岩浆作用和构造形变表现微弱的大面积整体升降为特征的相对稳定的发展阶段，逐渐过渡为具有强烈的火山喷发、岩浆侵入和构造形变，沉积作用以断陷盆地中的火山-碎屑岩建造为特征的大陆边缘活动带发展阶段。其中，发生在侏罗纪和白垩纪期间的燕山运动的规模巨大，伴有强烈的火山活动和岩浆侵入，其影响波及整个燕山地区及中国东部; 喜马拉雅期主要表现为轴向北东的大面积引张断陷、岩浆作用以玄武岩的喷溢为特点。整个发展阶段中除第四纪初期可能有过一次短暂的海漫外，全部为陆相沉积。
Ⅸ 中国地壳形成演化概况
矿床形成与地壳演化有密切关系，因此认识地壳演化的基本特征是阐述区域成矿作用的基础。中国地壳演化大体可分为如下4个阶段（程裕淇等，1994）：
第一阶段为古陆核形成阶段。这时地壳是处于活动状态，并在活动过程中将微小或较小型的硅铝质地体聚合成规模较大的陆核，而物质组分的分异与富集则不明显。在我国该阶段主要发生在古太古代，如华北古陆核等。
第二阶段为陆块形成阶段。这时期在相对稳定的古陆核周围或之间的海槽中发生了火山喷发-沉积作用和沉积作用，并开始有物质组分的富集现象，当其褶皱隆起，将使古陆核不断发展与扩大，形成较大或巨大的稳定古陆块（地台）。这阶段在我国主要发生于古太古代晚期至古元古代晚期，形成了华北地台、扬子地台等。
第三阶段为陆缘发展阶段。这阶段在古陆块周围发生了不同规模的裂解或古陆块之间发生碰撞、拼合等作用，并伴有岩浆活动与沉积作用，物质分异与富集现象明显，形成了不同性质的活动带与成矿带。这阶段主要于古元古代晚期至晚古生代或中生代早期，如秦岭活动带、天山-兴安活动带等。
第四阶段为陆内变异阶段。由于大规模海底扩张与洋壳俯冲使距陆缘很远距离的大陆内部发生大型断裂构造、岩浆活动和褶皱变形以及与它相关的成矿作用。该阶段在中国主要发生在中生代中期以后，如中国东部地区。
上述4个演化阶段表明，在中国地壳发展演化中存在两种性质完全不同的构造单元，即相对稳定的陆块与相对活动的活动带。它们不但有各自发生和发展的历史，而且也产生各不相同的成矿作用，从而构成了两种成矿的区域地质背景。它们之间虽然性质不同，但相互又有联系，并且在空间上呈一定规律分布。活动带总是围绕相对稳定的陆块周边发展，并受陆块活动的局限，而相对稳定的陆块在其周边活动带演化中又遭受不断地迁移与改造，以致陆块不断得到增生、扩大，所以稳定陆块往往处于主体地位，并对构造格局与矿产分布起到了框定作用。
Ⅹ 地质演化简史
图1.3 地质演化示意图来（据张国伟等自,1996）
河南省的地质演化记录可追溯至36亿至34亿年前的古太古代。25亿年前的太古宙末,华北、扬子两个古陆块结晶基底基本形成。18亿年前的中元古代初,华北、扬子两个大陆板块与古秦岭洋洋壳板块之间的古板块运动发端。4.1亿年前的古生代中期古秦岭洋壳在两大板块运动作用之下消减完毕,华北、扬子板块前缘开始对接,统一的中国东部陆块形成。随后的陆内叠加造山产生了宏伟的秦岭山系（图1.3）。
在距今2亿年左右,扬子板块北部地壳的上部向北仰冲到华北板块之上,这部分仰冲的地壳之后演变成现今桐柏-大别山,下部向北俯冲到华北板块之下。从约6500万年前的中生代末起,河南省境内主要受太平洋板块和欧亚板块之间相对运动的影响,西部山地隆起,东部平原沉降,形成了北东向隆起与凹陷相间的现代地貌格局。新生代的地质演化,特别是260万年以来的第四纪气候变迁、新构造运动和外动力地质作用,为古人类的起源和进化提供了基础条件,造就了当代人类生存的地质环境。