地质简史怎么分析
⑴ 地质历史分析
如前所述，包括本区在内的华北地区，从晚古生代至早中生代为一统一而稳定的巨型盆地，具有典型克拉通盆地的性质。研究区上石炭统至三叠系连续沉积，至今尚未发现岩浆活动的证据。由此表明，本区的海西期与印支期仍属同一构造旋回，大地构造具有地台的特征，晚古生代煤层埋藏历史第一阶段的古地热场属正常地热场范畴，煤化作用服从深成变质规律。
进入燕山早期以后，整个华北地区的构造分异作用加剧。但是，就整个华北地区而言，侏罗纪岩浆岩仅见于北缘的阴山—燕山地区和东缘的郯庐深断裂带，属陆壳型岩浆。然而，在研究区未见侏罗纪岩浆活动证据，该期古地热场特征未发生重大变化，晚古生代煤层埋藏历史第二阶段中的古地热场可能仍属正常地热场范畴。
燕山中期是华北晚古生代以来最重要的岩浆-热事件发生时期，地壳深部热流机制发生了变化，古地热场特征发生显著转变。在此期间，我国东部地质发展史经历了重大变革，上地幔物质强烈活动，并伴随剧烈的地壳运动。据中外学者研究，燕山中期直至老第三纪，太平洋北部的库拉—太平洋洋脊逐渐倾没于亚洲东部边缘岛弧之下，倾没的洋脊及洋脊两侧热板块的侧向扩张作用，使我国东部的构造应力场由北西向的挤压体制转变为北西向的拉张体制（时振良等，1973;Uyeda等，1974;Hilde等，1977；环文林等，1982）。在拉张体制的作用下，我国东部地区在原先坳隆相间的构造格局基础上发展为一系列大型的拉张性地堑。由于均衡调整，地堑发育地区地壳厚度变薄，地幔上拱，形成地幔隆起带。由于地壳变薄，导致深部热流向地壳浅部对流的强度增大；同时，随地壳的拉张，幔源物质上涌，深部岩浆沿深大断裂喷溢至地表或侵入地壳浅部，形成规模不等的附加热源。由此，创造了异常古地热场形成的地质条件。
研究区及其邻区同样存在着多处燕山中期岩浆活动的证据。区内西南角襄汾—浮山—翼城之间有闪长岩体大面积出露，面积达100余平方公里。岩体侵位于三叠系，上覆第三系上新统沉积，其钾-氩放射性同位素年龄分布于91～138Ma之间，主要集中在130～140Ma，即岩浆活动的鼎盛期持续了约10Ma（表1-2），属早白垩世岩浆活动的产物。在研究区东南边缘及外围的晋城、平顺一带见燕山期低温热液铅锌矿点，燕山期第二幕（早白垩世）具幔源岩浆性质的中-基性岩体分布在林县、辉县一带，燕山中期岩浆岩在东部外围的长治、左权及西北部外围的太原等地也有广泛分布。研究区内部不存在岩浆岩侵位于晚古生代以来沉积地层的现象，但在霍州东部的峪里、尉家垄、南峪等地见到穿插于太古宇霍县群混合岩化片麻岩中的燕山期闪云煌岩脉。
燕山中期的构造-岩浆活动背景，在研究区形成了异常古地热场，强大的地热流使区内沉积盖层的古地温梯度高达6℃/100m以上（下述），对晚古生代煤层在埋藏史第三阶段的煤化作用进程以及煤层气的生成与保存产生了深刻影响。异常古地热场作用的结果，在晚古生代煤系中形成了分布广泛的热液脉体，脉体中发育的流体包裹体的各种性质为研究异常古地热场的特征提供了可靠依据。
进入新生代以后，太平洋板块的运动方向发生变化，华北地区再次遭受北东东—南西西向的强烈挤压。此时，虽然仍残留一些表现为张性构造的地壳变形，但水平挤压应力场作用下的剪切构造已占主要地位，这对深部流体的大面积上涌起着某种程度的遏制作用。在这种大地构造背景之下，本区地壳逐渐冷却，古地热场逐渐恢复正常。
华北地区新生界岩浆活动主要发生于北部和东部边缘地带，沁水盆地东部外围的左权一带有沿北西—南东向分布的第四纪玄武岩产出，研究区内部未见新生代岩浆活动的证据。华北断陷盆地现代大地热流平均值为1.47HFU，平均地温梯度为3.71℃/100m（陈墨香，1988）。本区现代地热场的大地热流值为1.5～1.65HFU，地温梯度在3℃/100m左右（表4-1）。因此，研究区在新生代处于正常古地热场的作用之下。由于地温梯度减小，煤层埋深变浅，煤层受热温度和强度显著低于燕山运动中期。据煤化作用不可逆原理可知，本区晚古生代煤的煤化作用程度在埋藏历史的第四、第五阶段不会得以进展。换言之，研究区晚古生代煤层的煤级及其展布格局基本上定型于燕山中期的早白垩世。
显而易见，本区晚古生代以来的古地热场演化经历了以下四个发展阶段（表4-2）。
第一阶段，正常古地热场，对应于煤层在海西后期—印支期的快速埋藏阶段。随着煤层埋深的逐渐增大，煤级在地温升温率的作用下缓慢增高。
第二阶段，仍具正常古地热场的性质，出现于燕山运动早期，相当于煤层埋藏史的稳定或波动阶段。古地温温度虽随煤层埋深的波动而有所升降，但由于波动极小，故煤化作用几乎没有进展。
表4-2山西南部晚古生代以来古地热场发展历史及阶段
第三阶段，异常高热地热场出现，发生于燕山运动中期，对应于煤层埋深显著变浅阶段。尽管煤层埋深显著小于第二阶段，但高地温增温率的存在致使煤层受热温度急剧增高，可能导致煤化作用得以长足发展，并有二次生烃作用显著发生。
第四阶段，古地热场恢复正常，从燕山运动晚期延续至现代，包括了煤层埋藏史的第四、第五阶段。由于煤层受热温度降低，煤化作用在这一阶段已经完全停止。
⑵ 地质历史分析法
地质历史分析法是根据勘查和其他方法所获得的资料，运用工程地质学等多学科知识对潜在崩塌体进行稳定性分析的一种方法。它包括变形史分析法、工程地质类比法、岩体稳定的结构分析法(含图解分析法)，以及其他一些分析方法。在分析中应体现相互有机联系原则、整体性原则、有序性原则和动态原则。
(一)岩体稳定的结构分析法
岩体稳定的结构分析法主要基于岩体结构及其特性，依据岩体中结构体之间相互依存、相互制约的关系，抓住主要结构面并根据结构面之间、结构面与临空面之间的组合关系，确定可能失稳的结构体的形态、规模与空间分布，同时判定不稳定块体可能移动的方向和破坏方式。
结构分析法主要采用图解分析法。图解分析法主要有边坡稳定摩擦圆法、玫瑰图法、赤平极射投影法、节理统计极点图与等密度图、平面投影法和实体比例投影法等。
(二)工程地质类比分析法
依据相似性原则将已经发生过的崩滑的地质体特征、形成条件、驱动力、崩塌类型和形成机理等先验实例与被勘查对象进行类比，分析其稳定性，其实质是把集成经验(理论)应用到条件相似的工程中去。
类比的相似性原则，包含下列方面:
(1)崩滑体岩体性质、主控结构面、岩土体结构、斜坡结构和崩滑体介质结构条件等的相似性。
(2)崩滑体赋存条件的相似性。
(3)动力因素的相似性。
(4)发育阶段的相似性等。
集成经验具有地域性和实践性，并与实践者的认知水平有关。为提高其水平，可建立崩塌地质灾害稳定性分析的专家系统，以供危险性评估使用。
(三)变形史分析法
变形史分析法主要依据崩塌发育规律中的发生周期性和阶段性特征，追溯潜在崩塌体的变形发育史，判定其现今所处阶段，进而分析其稳定性。分析内容包括:
(1)崩滑体发育的区域性规律，包括周期性、阶段性、时段性、动力因素及诱发因素的统一性。
(2)根据被勘查崩滑体的变形形迹和变形速率(监测资料)，分析崩滑体现今所处的发育阶段。
(3)调查了解其变形历史，包括访问和搜集地方志和有关的资料。
(四)地质综合分析
在上述各项分析的基础上，对被勘查的崩滑体的形体特征、地质构成、成灾条件、成灾动力、成灾因素、成灾机理、变形破坏形式和特征、失稳条件和机制等进行全面系统地整理、归纳，进而评价崩塌体现阶段的稳定性，并预测其发展趋势、评价其失稳的必要条件、相关因素、失稳的可能性和失稳的规模、方式、方向，预测失稳的时间。
⑶ 分析地质发展简史
分析什么 构造？ 不整合 断层 背斜向斜
各种岩性 还有火山岩
⑷ 地质构造发展简史
根据遥感地质解译结果和已知资料的综合分析，区内地质发展史可划分出前华力西期（新元古代）、华力西期（晚古生代）、燕山期—喜马拉雅期（中生代中、晚期—新生代）三大阶段。
1.前华力西期构造
新元古代早期，西伯利亚板块南缘增生块体回降，沉积了一套准地槽型海相碎屑岩夹陆相中基性火山岩，即青白口系加疙瘩组。晚期海槽继续回落过程中在额尔古纳河流域，沉积了一套类复理石建造相当于震旦系额尔古纳河组，并与下伏加疙瘩组保持连续沉积。该套岩系具有冒地槽性质，属深变质的碎屑岩、碳酸盐岩夹酸性火山岩-沉积建造。地质作用以断裂隆升和岩浆侵入为主导。
区内早—中寒武世由于受早加里东运动的影响，缺失中下寒武统的沉积。早中奥陶世时主要沉积了一套海相复理石建造——岛弧型基性、中基性火山岩。
2.华力西期构造
早石炭世发生的华力西中期构造运动使区内地壳明显抬升，大量的华力西中期花岗质岩浆广泛侵位，形成喜桂图旗中华力西地槽褶皱带的额尔古纳褶皱隆起地块，构成了区内达赖沟-金林北东向中生代火山沉积岩系和花岗质侵入岩的基底主体部分。同期的华力西中期地槽褶皱带与西伯利亚板块再一次拼接，在区内局部地域接受了一套海相泥质及火山-复理石沉积建造（C1h）。
受华力西中晚期构造运动的影响，新元古代岩系遭到变质，导致加疙瘩组和额尔古纳河组变形变质，并受岩浆侵入作用的影响，形成大小不一的块体。
3.燕山期—喜马拉雅期构造
1）中生代地质构造运动发展阶段
区内进入中生代以后地质构造发生了显著的变化，地壳开始重新活动。晚侏罗世开始的燕山运动，断裂和岩浆喷溢活动进入鼎盛时期，形成了著名的北东向大兴安岭火山岩（侵入岩）带，即区内达赖沟—金林北东向分布的中上侏罗统（J2-3t、J3s、J3y）。早白垩世局部地段出现断陷盆地，并开始接受河湖相沉积，即下白垩统大磨拐河组（K1d）。
2）火山作用与旋回
遥感解译结果表明，区内火山岩主要存在于中生界中、上侏罗统塔木兰沟组、吉祥峰组、上库力组和伊力克得组地层内。因此，说明区内在中、晚侏罗世时只少量存在有四期亚旋回火山活动的遗迹。
（1）塔木兰沟期火山旋回
该期火山旋回发生于中晚侏罗世，以基性—中基性火山岩浆溢出为主，并交替出现少量酸性火山岩浆喷发。在喷溢旋回中形成一套厚度大于2000 m的玄武质夹少量安山质火山熔岩、碎屑岩及超浅成玢岩脉。呈灰黑色致密坚硬的玢岩脉，以顺层或斜穿形式密布于火山岩地层内，致使地表常常形成凸凹相间的微突起地貌景观，亦TM图像上显示的柏叶状图斑纹理。
（2）吉祥峰期火山旋回
该期火山旋回在区内活动甚微，仅在南部青年岭东存在一处面积约6 km2的次火山岩。其岩性为碱性流纹岩、英安岩等。
（3）上库力期火山旋回
该期火山旋回是晚侏罗世后期火山活动最强烈的一次。它以中心式喷发及裂隙式溢出酸性—中酸性火山岩浆为主要特点。在强烈的火山喷发中除形成了一套巨厚（＞1500 m）火山碎屑和熔岩外，在个别地段还形成并保留有部分火山穹隆和凹陷，即火山机构群遗迹。在地表上常常存在有串珠状或孤立的锥体山或同心放射状沟谷（火山锥、火山口）如金林西、达赖沟东南等地。在TM图像上显示出的大小不一的环形影像。
（4）伊力克得期火山旋回
该期火山旋回是晚侏罗世末期区内最后一次火山活动。它以基性—中基性火山岩浆宁静喷溢为主，形成厚度大于200 m的玄武质火山熔岩、钾质粗安-粗面岩，间夹碎屑岩等组成的一套岩系。
3）新生代地质构造发展阶段
区内进入新生代后，喜马拉雅构造运动影响甚微，只在莫尔道嘎河下游入河口处的平安岛一带，发育有一级阶地。
区内进入全新世后植被发育、各种哺乳动物繁衍，此时在沟谷低洼处接受湖积、洪积、冲积、坡积和残积等类型的陆相沉积。
总之，通过该幅遥感地质填图在基础地质和找矿等方面有如下认识：
（1）按影像岩石谱系单位、影像构造-岩石单位划分方案，将区内侵入岩划分出 2 个片麻岩体，7个侵入体单元，并归并为2个序列（彩图5-2）。
（2）依据地质解译结果，在区内东南部达赖沟—金林一带解译圈定出一处火山洼陷构造盆地。
（3）在进行野外验证时在北阿布打沟脑青白口系厚层硅质板岩内，发现一条走向北西、宽1.5～2.0 m的蚀变构造破碎带，Au最高含量达到3.0×10-6。
（4）通过1∶25万遥感地质解译编图总结认为，在1∶20万区调空白区内先期开展遥感地质解译编图，成果可作为指导1∶25万地面地质填图的主要依据，亦可以为野外路线调查减少一定的工作量。
（5）根据区内青白口系加疙瘩组和震旦系额尔古纳河组的分布特点，以及结合其他资料的综合分析，认为它们是捕虏块体无根漂浮于晚石炭世侵入岩序列之上。
（6）根据区域构造展布与已知矿产分布特点的综合分析，认为区内北东向断裂为控岩、导矿构造，而北西向展布的次级构造应属于控矿或容矿构造，据此，在今后的矿产勘查中应引起足够的重视。
⑸ 40分敬上！中科院普通地质学乙真题答案，如何分析地质发展简史
运用穿插规律，抄就是说袭后生成的地质体穿插先生成的地质体。
这个图你得先看出来 左下和右上的寒武奥陶地层是一个向斜褶曲。以这个主要的构造为基本推理其他
震旦之所以出露是因为有一个沉积间断，接受风化剥蚀。之后接受沉积，也就是看到的大部分的侏罗的地层。
侵入体穿插侏罗的沉积岩层，是晚于侏罗的。
同理左右的两个断层也是晚于侏罗纪中世底层的。
同时也可以看出向斜中间可能是由两个正断层形成的地堑。（可能啊，我不太确定。）
这个图反映的东西太多了，我也是菜鸟，看到什么就说了，没什么条理，希望能帮助到你。
你有答案的话也告诉我一下哈。我也有几个不理解的地方。
⑹ 地质发展简史
本区位于华北地台燕山台褶带的东段，地质发展历史与华北地台发展史基本一致，曾经历过基底形成、盖层演化、构造变形改造等几个重要阶段。
从区域地质背景来看，华北地台结晶基底的形成，经历了太古代及早元古代这一漫长的地槽发展阶段，吕梁运动造成地槽褶皱回返，形成了华北地台的统一结晶基底。本区虽然未见有大面积太古界及早元古界变质岩系的出露，但是尚可以看到新太古界绥中花岗岩。
自吕梁运动以后，华北地台进入了一个相对稳定的盖层发展阶段，但在中、新元古代(特别是中元古代)地形起伏还是比较明显的，地台北部的燕山地区发育北东东向的狭长海槽，并有隆起带相间。本区缺失中元古界，其原因与台拱区西界的青龙-滦县大断裂密切相关。该断裂为基底型断裂，古元古代初期至新元古代早期，该断裂两侧呈明显的差异升降活动，西盘持续下降，堆积了厚达数万米的海相地层。东盘即台拱区则不断隆起，沉积间断，遭受剥蚀并为西盘提供了沉积物源。在新元古代中期，华北地台整体下降，海侵范围急剧扩大，向东越过了青龙-滦县大断裂，直达山海关一带，在本区形成了滨浅海相的青白口系长龙山组和景儿峪组。在新元古代晚期，即8.0亿～5.7亿年的震旦纪，华北地台主体部分上升成陆，因此在实习区没有接受沉积。
从寒武纪至中奥陶世末期，华北地台总体处于海侵环境，地壳运动主要发生在海盆内部。早寒武世华北地台再度下降，在本区表现为下寒武统府君山组假整合于青白口系景儿峪组之上。早寒武世府君山期，本区地壳又开始上升，曾一度出现沉积间断，即馒头组与下伏府君山组呈假整合接触;而其余时期虽有短期上升，但沉积是连续的，地层之间为整合接触关系。
中奥陶世晚期，整个华北地台再次全面上升成陆，转入长期遭受风化剥蚀的地史时期，因此，实习区和华北地台其他地区一样，缺失这一时期的沉积，并形成广泛分布的古风化壳。在古风化壳上形成了残积型为主的山西式铁矿和铝土矿。
中石炭世，华北地台又开始缓慢沉降，中、晚石炭世沉积的主体为一套海陆交互相的含煤碎屑岩。
晚石炭世末期地壳上升，致使华北地台的主体基本脱离海洋环境，转为陆地环境。早二叠世沉积为一套以河湖相、沼泽相为主的含煤碎屑建造，晚二叠世沉积为一套不含煤的河湖相碎屑建造。
早-中三叠世本区处于上升阶段，缺失沉积。中三叠世末的印支运动在东邻辽宁省内比较强烈，往西进入实习区明显减弱。在实习区，印支运动造成了下侏罗统北票组与下伏古生界之间呈角度不整合接触关系。
在侏罗纪发生了对我国东部地区影响极为强烈的燕山运动。早侏罗世末的燕山运动Ⅰ幕较弱，在本区表现为由局部掀动而造成的中、下侏罗统之间的弱角度不整合接触关系。中侏罗世以来，地壳活动进一步发展，基底断裂继承性活动，发生了裂隙式火山喷发，并有岩浆侵入，在本区形成了中侏罗统兰旗组中性火山岩。
中侏罗世末的燕山运动Ⅱ幕比较强烈，在北西-南东向挤压应力作用下，广泛发育轴向以北东向为主的褶皱，基底断裂复活并产生新断裂。实习区最重要的地质构造———柳江向斜的初始形态就是由燕山运动Ⅱ幕造成的，可能当时的轴向是北东向或北北东向，两翼倾角都是比较平缓并且接近相等的。
晚侏罗世为地壳剧烈活动时期，火山活动有中性和酸性岩浆喷发，在实习区形成上侏罗统孙家梁组火山岩。晚侏罗世末的燕山运动主幕———第Ⅲ幕造成了区域性的强烈构造变形和大规模岩体侵入。在实习区表现为大规模的酸性深成侵入活动，形成响山花岗岩基和后湖山花岗岩株，它们侵入于孙家梁组及更老的地层中。位于柳江向斜南端西侧的响山花岗岩岩基侵入时对周围产生侧向挤压，导致柳江向斜进一步变形。向斜南端西侧受到由西向东的挤压力，造成褶皱轴向由近北东向或北北东向变为近南北向，向斜西翼地层产状变陡，发育南北向逆断层，局部地层直立、倒转或缺失;而东翼地层受影响很小，倾角较缓，南北向逆断层不发育。
燕山运动Ⅱ、Ⅲ幕形成了区域主体构造格局，在实习区形成了柳江向斜和一些新断裂，并且使老断裂重新活动。从白垩纪开始，区域构造运动强度总体上逐渐减弱，全区总体上升遭受剥蚀，局部地区出现裂谷系和断陷盆地。实习区地壳上升运动明显，并且西北部抬升幅度大于东南部，全区缺失白垩纪—新近纪的沉积，在古近纪—第四纪早期发育了海拔大约为600m、450m、300m的三级夷平面，在第四纪形成了多级河流阶地和溶洞。
由此可见，侏罗纪燕山运动，特别是晚侏罗世末的燕山运动Ⅲ幕，对实习区的地质演化过程起到至关重要的作用。这次运动奠定了实习区现今构造格局的基本轮廓，以后的地质作用只是在此基础上进行改造而已。
⑺ 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。
⑻ 地质学方面描述地质发展历史
其实这道题并不难
分析：图中展示的是一套断层-褶皱-不整合的地层（地层代号的版角标我看不清楚），古生界沉积了权奥陶、石炭、二叠三个系的地层，奥陶与石炭之间缺失志留系地层，但新老地层产状基本一致，是平行不整合。发育断层，右侧断盘上升，为逆断层，断层的年代晚于二叠纪早于侏罗纪，右侧断盘底部为花岗岩侵入体，为热事件，缺失奥陶系地层，石炭-二叠系地层发生褶皱，为逆冲推覆。二叠系之上缺失三叠系地层、下-中侏罗统地层，为角度不整合，之上沉积了上侏罗统地层（我看着好像是），之后又缺失下白垩统地层，形成平行不整合，后又沉积了一套上白垩统地层，中生界地层与上覆第四系地层又为角度不整合接触。
简单归纳这一地区的地质发展简史：
早古生界，区内沉积了一套奥陶系地层，之后抬升为陆，缺失志留系沉积，之后下降接受沉积，形成石炭-二叠系地层。二叠纪之后区内经历热事件，花岗岩体侵位，造成断层发育并使右侧断盘抬升，形成逆冲断层和右侧断盘的背斜褶皱，该区抬升成陆并接受风化剥蚀，至晚侏罗世下降接受沉积，后又抬升，至晚白垩世，该区又接受沉积，形成上白垩统地层，之后又抬升成陆，遭受剥蚀，至第四纪下降接受沉积。
⑼ 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。
⑽ 地质调查简史
浙江江山地区地质研究开展较早，过去多以生物地层研究为主。1869 年德国的李希霍芬，1911～1917年日本地质学者先后来本区进行地质调查。1927年刘季辰、赵亚曾到本区进行矿产调查研究时，对地层作了初步划分，著有《浙江西部之地质》一文，有一定参考价值。1951年盛莘夫在《浙江之地质》一文中，对本区地层作了较详细的划分，首次肯定本区有寒武系存在。1955 年卢衍豪、穆恩之、侯祜堂、张日东、刘弟墉等发表《浙西古生代地层新见》一文，对本区古生代（尤其是早古生代）地层作了系统的划分，是该区地层研究的重大进展，其划分方案至今仍为人们乐于沿用（卢衍豪等，1955）。1959年全国地层会议在浙西召开地层现场会议，由刘鸿允、卢衍豪、李星学、顾知微等人对浙西各纪地层作了全面总结，奠定了本区地层研究的基础（全国地层委员会，1963）。1959～1965年北京地质学院和浙江省区测队先后在本区进行1∶20 万区域地质测量，对本区的地层、构造、岩浆活动及矿产分布规律进行了全面的调查。此外，李捷、张文佑（1937）对煤田构造的研究，侯祜堂（1959）对奥陶介形类的研究，穆恩之与李积金（1958）、葛梅钰（1964）、朱敏达（1965）、穆恩之（1984）、肖承协（1987）对笔石的研究，张日东（1964）对头足类的研究，李蔚秾（1965）对Arthricocephalus（节头虫）的发现，卢衍豪等（1965，1980，1985）对三叶虫的研究，赵修祜等（1986）对石炭纪植物群的研究，岳昭等（1989）小壳动物群的发现，卢衍豪等（1984）对寒武系—奥陶系界线的研究，鞠天吟（1989）对浙江寒武纪地层的研究等，均使本区的生物地层研究日趋深入。
1978年张敬礼、韩乃仁、李罗照、金玉书等在《浙江江山古生代地层的几点新认识》一文中，对江山震旦纪及古生代地层补充了大量新资料，对地层的划分与对比提出了新的见解。1980年李罗照、韩乃仁等在江山及其邻近地区采获大量三分贝科化石，发表了《浙西奥陶纪三分贝科腕足动物化石的新材料》一文，补充描述了许多新的属种，引起了国内外古生物学界的重视（李罗照等，1980）。李罗照（1981）对上奥陶统头足类的研究，韩乃仁等（1983，1985）对下奥陶统三叶虫和笔石的研究，丰富了对奥陶系生物组合的认识。1984年韩乃仁、李罗照、金玉书在《浙江江山下奥陶统宁国组的新认识》一文中提出宁国组底部存在灰岩透镜体。Liu et al.（1984），Yang et al.（1984），Zhao et al.（1984）做了初步化学地层研究。林天瑞、韩乃仁（1986）描述了砚瓦山组的三叶虫化石。1987年韩乃仁、金玉书发表《浙江江山西山地层地质问题》，提出西山为一向南东倾斜的倒转背斜。卢衍豪等（1989）对江山寒武纪三叶虫动物群及其生态特征进行了全面总结，韩乃仁（1996）对本区古生代地层研究做了综合述评。值得指出的是，1976 年华东地质学院师生在江山碓边发现的寒武系剖面，经中国科学院南京地质古生物研究所与该院进行合作研究，已成为我国东南区寒武系—奥陶系界线标准剖面。1985 年浙江省人民政府在江山碓边建立寒武系—奥陶系界线地质保护区。蒲心纯等（1993）、赖才根等（1993）、曾允孚等（1993）、张瑛等（1993）、陈宏明等（1994）、冯增昭等（1998，2001）在中国南方开展的岩相古地理研究中，涉及本区的沉积相特征。
综上所述，前人对该区做了大量古生物学、传统地层学方面的工作，取得了丰硕成果，在该区建立的黄泥岗组、砚瓦山组等7个组已被广泛应用于浙江西部乃至皖南、赣东北地区。在较小比例尺大范围的岩相古地理调查中，对本区沉积相从不同侧面做过不同程度的工作。但在沉积岩石学、沉积相古地理演化和盆山构造相关性等方面的研究工作比较薄弱。