什麼叫地質演化
⑴ 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。
⑵ 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。
⑶ 區域地質演化和地殼結構
西天山萊歷斯高爾-達巴特一帶出露最古老地層是溫泉群，為古元古代時期形成的一套副片麻岩與片岩互層夾有變質中基性火山岩的深變質岩系，屬拉張型被動陸緣含火山活動的斜坡相濁流沉積建造。這套地層的存在表明在斜坡之上的陸棚基底和物源剝蝕區可能有太古宇的基底。中—新元古代，西天山地區為一套穩定型大陸被動陸緣碎屑岩、碳酸鹽岩沉積，火山物質很少，這一時期天山地區、塔里木地區及甘肅北山地區的沉積環境基本相似。青白口紀末—早震旦世初塔里木運動熱事件使塔里木板塊、伊犁微板塊、准噶爾洋殼微板塊形成了一個泛大陸(羅迪尼亞超大陸)。在寒武紀時期，寬闊的古亞洲洋已基本成型，但其打開時間還不太明確，在其後的俯沖消減和碰撞階段都有斑岩銅礦產生，形成特徵明顯的古亞洲斑岩銅礦成礦域。在新疆北部，古中亞洋的裂解擴張有自北向南逐漸推移的趨勢，並且可能具有雙向的俯沖特徵。在中晚寒武世—奧陶紀期間，隨著羅迪尼亞超大陸的裂解，准噶爾洋殼微板塊和伊犁微板塊發生分離，形成准噶爾洋。奧陶紀—志留紀，准噶爾洋板塊發生了雙向的俯沖，即向北俯沖到西伯利亞板塊之下，形成阿爾泰加里東島弧;往南俯沖到伊犁地塊之下，在賽里木-博羅科洛一帶形成早古生代島弧帶，其火山-侵入岩帶特徵較明顯，火山活動在早、中、晚志留世均有發生，但活動強度不大，分布也不均勻。泥盆紀—石炭紀期間，准噶爾洋板塊繼續向西伯利亞板塊之下俯沖，形成了南阿爾泰成熟島弧;另一側則繼續向伊犁板塊俯沖，形成了依連哈比爾尕晚古生代弧前-海槽帶、阿拉套-汗吉尕晚古生代陸緣盆地和博羅霍洛晚古生代島弧帶。阿拉套-汗吉尕晚古生代陸緣盆地內火山-侵入岩帶特徵較明顯，火山活動和岩漿侵入較強烈，泥盆紀火山岩為中酸性火山碎屑岩和熔岩，侵入岩為岩株狀花崗斑岩、花崗閃長斑岩和閃長玢岩等，石炭紀火山岩為中酸性火山碎屑岩和中基性熔岩，侵入岩為岩株狀和岩基狀二長花崗岩、花崗岩、花崗閃長岩、花崗斑岩和流紋斑岩等，形成有喇嘛蘇斑岩-矽卡岩型銅礦、喇嘛薩依矽卡岩型銅礦、達巴特斑岩型銅礦和科克賽斑岩型銅礦。早石炭世，在博羅霍洛晚古生代島弧帶，產生吐拉蘇上疊斷陷盆地，出現下石炭統鹼性-鈣鹼性系列中酸性火山碎屑岩、中-基性熔岩和淺成中酸性斑岩體以及深成相中酸性花崗岩，形成以阿希金礦為中心、與火山岩、次火山岩有關的淺成低溫熱液型和斑岩型金礦帶;在該帶的東部由於准噶爾洋殼的俯沖發生局部熔融，在熔融過程中同時析出金屬，並且可能是因為在擠壓背景下由於板塊之間作用方式的調整而產生的短時間張性環境，致使深部含礦岩漿沿深大斷裂的上升侵位，在岩體頂部富集形成萊歷斯高爾銅鉬礦。石炭世—早二疊世，准噶爾洋停止俯沖並且開始逐漸閉合，構造環境為鬆弛-拉張階段，准噶爾板塊與伊犁板塊碰撞對接，西天山地區進入板內活動時期，應力性質由擠壓變為伸展。
西天山作為古亞洲造山帶的一部分，其動力地球學演化與相鄰地區密切相關。西天山銅金多金屬成礦帶與哈薩克巴爾喀什銅金成礦帶相比，兩者的大地構造單元同屬伊犁板塊，銅金多金屬礦床的賦礦岩石主要為晚古生代火山岩或次火山岩，控礦構造主要為NWW向區域性斷裂與火山機構環形斷裂，成岩成礦時代多為海西期。銅鉬鎢礦床均以斑岩型為主，分布在伊犁板塊北部的晚古生代島弧帶內。在巴爾喀什銅金成礦帶的北帶，有多個大型-超大型斑岩型銅礦床(阿克賽、阿克托蓋、科恩納德等)分布，西天山銅金成礦帶北部的西天山萊歷斯高爾-達巴特一帶目前已發現有喇嘛蘇、達巴特、萊歷斯高爾、哈勒尕提等斑岩型中小型銅鉬礦床和淺成低溫熱液型阿希金礦床、吉爾格朗金礦床，尤其是近年在吐拉蘇金礦帶、科古琴山銅鉬礦帶、博羅霍洛銅鉬礦帶新發現的淺成低溫熱液型吉爾格朗金礦、科克賽和萊歷斯高爾斑岩型銅鉬礦已展示出很好的找礦前景。由此可見，西天山北部銅金成礦帶與哈薩克巴爾喀什銅金成礦帶具有相似的成礦地質條件和成礦動力學演化特點，是尋找大型-超大型銅、金礦床的有利地區。該區域特別是西天山萊歷斯高爾-達巴特一帶是新疆今後成礦理論研究和找礦勘查的重點地區之一。
⑷ 什麼是地質環境演變模式,具體說一下什麼意思！多謝啦！
地質環境：geological environment 自然環境的一種，指由岩石圈、水圈和大氣圈組成的環境系統回。在長期的地質歷答史演化的過程中，岩石圈和水圈之間、岩石圈和大氣圈之間、大氣圈和水圈之間進行物質遷移和能量轉換，組成了一個相對平衡的開放系統。人類和其他生物依賴地質環境生存發展，同時，人類和其他生物又不斷改變著地質環境。
⑸ 地球經歷的天文演化和地質演化是什麼意思
地球自形成以來，經歷了約46億年的演化過程，進行過錯綜復雜的物理、化學變化，同內時 雅丹地貌還容受天文變化的影響，所以各個層圈均在不斷演變。約在35億年前，地球上出現了生命現象，於是生物成為一種地質應力。最晚在距今200～300萬年前，開始有人類出現。人類為了生存和發展，一直在努力適應和改變周圍的環境。利用堅硬岩石作為用具和工具，從礦石中提取銅、鐵等金屬，對人類社會的歷史產生過劃時代的影響。
⑹ 地質結構及其演化
柴達木盆地為中新生代斷陷盆地，盆地總體結構表現為東昆侖山和祁連山相向盆地擠壓對沖，阿爾金山向東南方向逆沖，形成四周隆升成山而盆地沉降的構造格局。柴達木盆地四周環山，盆地與山區均以斷裂為界，四周邊界呈不規則的菱形。盆地內區域性深大斷裂發育，多為逆斷層，有的長達數百公里，在山區出露於地面，在平原區為隱伏斷裂。盆地北西側為阿爾金山左行走滑斷裂，北側為向南逆沖的柴北緣斷裂，南側為祁漫塔格山北緣向北逆沖的昆北斷裂，盆地中部是三湖大斷裂。盆地基底由前古近-新近紀地層組成，蓋層為古近-新近系和第四系。盆地周邊山區以前古近紀地層為主，盆地區及盆緣帶以古近-新近紀地層為主，第四系主要分布於盆地之中和山間寬谷區。
一、盆地基底
前寒武紀地層。盆地的構造基底與塔里木-中朝地台相似。盆地前寒武系出露呈平行帶狀分布為其特徵，一條在盆地東部出露於沙柳河和布赫特山一帶；中部出露於賽什騰山、達肯達坂、錫鐵山、歐龍布魯克；西部出露於蘇干湖北阿爾金山、俄博梁。另外，昆侖中部構造旋迴帶，它僅出露在那陵格勒河上游的兩側。
早古生代地層。早古生代沉積區是圍繞著前寒武紀地層出露，它包裹或覆蓋了前寒武系塊體。該套地層分布較廣，主要有黨河南山柴北構造帶；自阿爾金山丁字口，經賽什騰山、綠梁山至烏蘭盆地北邊緣柴中構造帶；昆侖山北部和南部帶構成的柴南構造帶，其中昆侖山北部帶西起祁漫塔格山，向東潛沒於盆地東部復現於沙柳河，南部帶沿博卡雷克塔格山和布爾汗布達山南坡出露。在上述沉積帶上的早古生代地層是一套海相碎屑-火山沉積，屬淺變質相。
晚古生代地層。由早古生代進入晚古生代，區域上經歷了一次強烈的構造變動和較長時間的隆起剝蝕階段。盆地北部區晚古生代沉積始於晚泥盆世，而且進入了構造上的相對穩定的大陸區，形成了一套陸相為主的沉積地層。
中生代地層。晚古生代末期盆地經歷過一次構造運動，一般表現為隆起活動。三疊紀時海水進入，盆地成為淺海或海灣；至三疊紀末，唐古拉山再次隆起成陸。侏羅紀時盆地仍為較大的內陸湖盆，侏羅系十分發育，主要分布於盆地北部地區。
二、盆地蓋層
新生代地層。始新世以後，印度與歐亞大陸碰撞的遠程效應，使包括圖區在內的青藏高原崛起，全面進入陸內疊覆造山階段。古造山帶再生，盆地進入以強烈上升運動為主，但昆侖山和祁連山抬升速率較大，導致兩塊體間的盆地相對下沉運動加劇，盆地區古近-新近系廣泛分布，為一套沖積扇-河流-湖泊相碎屑岩建造，盆地西部沉積厚度大於5000m。
第四紀時期盆地經歷了早更新世的河湖期、中更新世山區冰川發育期、晚更新世時盆地湖區出現了局部隆起整體的湖盆開始解體，在乾旱氣候條件下湖泊逐漸退縮形成的現代盆地中心的鹽湖湖泊及盆地邊緣的山間鹽湖。柴達木盆地以祁連山和昆侖山的側向擠壓而形成了相對的多個坳陷區，從而成為第四紀地層的沉積中心；但由於各坳陷區的沉降幅度相差較大，使第四系厚度橫向變化甚大。盆地西部的雁列式隆起帶，老茫崖，各盆地近山前大部地區和山間寬谷區第四系厚度多小於500m；盆地西北部的花土溝、冷湖、蘇干湖等地和各盆地近山前—中部過渡帶大部地區第四系厚度多為500～1000m；盆地西北部的一里坪、馬海盆地和東、西台吉乃爾等盆地中部地區第四系厚度1000～2000m，部分地區大於2000m；東達布遜湖和西達布遜湖地區是盆地最大的沉降中心，第四系厚度大於3000m。
三、地質結構模型
三維地質結構模型是通過對獲得的鑽孔資料、地質與水文地質剖面圖等有關於地層結構的信息進行分析，認識地質結構，經過一定的人為分層處理，通過一定的技術手段，重現地質實體三維結構的一種可視化模型。
（一）資料收集分析
柴達木盆地三維地質結構模型，主要是依據收集到的水文地質鑽孔資料和水文地質剖面以及相關成果報告進行區域綜合對比分析，確定地質結構的岩性分類，並經過進一步概化鑽孔地層結構（圖2-6），確定地層結構的岩性組合關系，建立地質結構模型。
根據水文地質鑽孔的鑽探深度情況，絕大多數水文地質鑽孔的鑽探深度在300m以內。因此，將第四系的底界確定為地質結構模型的底界。
圖2-6 水文地質鑽孔分析示意圖
根據水文地質鑽孔的岩性記錄，將柴達木盆地第四系地質結構按岩性概化為5類：鹽土（包括石鹽等）、砂土（包括粗砂、中砂、細砂、粉砂等）、粘性土包括粉土、亞砂土、亞粘土、粘土）、礫石土（包括砂礫石、卵礫石）、基岩包括砂岩、泥岩等）。
根據水文地質鑽孔和實際的地質及水文地質剖面，將柴達木盆地的地層結構概化為15層，從地表到最底層的岩性分別為：鹽土、礫石土、粘性土、砂土、粘性土、砂土、礫石土、砂土、粘性土、砂土、礫石土、砂土、粘性土、未知區、基岩。
在完成了613個水文地質鑽孔的地層合並概化之後，建立了地層結構資料庫表2-9）。在表中，X坐標為省去六度分區代碼的坐標。根據GMS軟體對資料庫的要求，層面標號是從最底層開始的，模型的最後一層的底界編號為0，倒數第二層的底界（最後一層的頂界）編號為1，依此類推，地表的頂界編號為15。相對應的每一個層面都有自己的高程，每一層的岩性也都有對應的代號。
根據水文地質鑽孔分布的密集情況，除了建立柴達木盆地的地質結構模型之外，還選取了鑽孔分布相對比較稠密的地區———格爾木地區、德令哈地區和烏圖美仁地區，分別建立了三個地區的地質結構模型。
表2-9 地層結構資料庫表
備註：1001—鹽土，1002—砂土，1003—粘性土，1004—礫石土，1005—基岩，1006—未知區。
（二）三維地質結構模型建立
三維地質結構模型的內容主要分為地表模型和地層結構模型。地表模型是通過分析下載的SRTM-DEM數據，經過一定的三維效果處理建立的；地層結構模型，是採用由美國Brigham Young大學環境模擬研究實驗室（Environmental Modeling Research Laboratory）研製的GMS軟體中的SOLID模塊來實現的。
在准備完建立地層結構所需要的地層結構資料庫之後，將數據調入GMS軟體中，建立地層結構模型。
在打開GMS軟體之後，在文件下拉菜單中的打開選項可直接把准備好的地層結構資料庫調入，具體步驟為：調入地層結構資料庫、調入地層結構資料庫；再調入邊界文件，定義三角剖分網格的屬性，然後進行三角網格的剖分；利用軟體中的Horizons →Solids模塊，形成體文件。
形成體文件之後，就可利用軟體中的渲染功能，進行地層結構模型的三維顯示；同時，還可以利用軟體中的切剖面模塊，對形成的地質實體進行任意剖面的切割。
（三）三維地質結構模型
除建立了柴達木盆地的地質結構模型外（圖2-7、圖2-8、圖2-9、圖2-10），還分別建立了格爾木地區（圖2-11、圖2-12）、德令哈地區（圖2-13、圖2-14）和烏圖美仁地區的地質結構模型。地層結構模型主要是通過地層結構模型圖、地層結構立體圖和任意的剖面來展示。
圖2-7 柴達木盆地地層結構立體圖
通過建立柴達木盆地三維地質結構模型，可以清晰、直觀地展示出柴達木盆地的地表和地層結構的信息；同時，還可以實現任意方向上剖面的切割，彌補了鑽孔資料缺乏的不足。
在建立地質結構模型的過程中，由於水文地質鑽孔分布的不均勻性和鑽探深度的限制，可能對實際地層結構認識程度不夠，導致局部地段的地層結構有些失真或與實際情況有些偏差。
四、盆地的形成及其演化
太古宙階段（2500Ma以前），以白日其利、察汗河表殼組合為代表，分別有3280Ma、3456Ma的Sm-Nd年齡信息，殼幔物質添加、陸殼增生，形成早期大陸殼，經五台運動，中朝、西域、揚子等陸核焊合；古元古代階段（2500～1800Ma），裂陷體時期，殼幔分離，原始中國古陸裂解，昆侖、祁連原裂陷海槽形成，中朝、西域揚子等陸塊分離，呂梁運動，上述諸陸塊聯合，古中國大陸初步固結，結晶基底形成；中新元古代階段（1800～800Ma），裂陷體向亞板塊體過渡，包括盆區在內的古中國大陸裂解，區內在北祁連、柴北緣及昆侖劇烈裂陷，局部古再生洋萌芽，西域、中朝、揚子等陸塊有限裂離，約在800Ma晉寧運動上述諸陸塊聯結，古中國大陸最終固結；南華紀—早寒武世階段—泛非或興凱旋迴（800～513Ma），板內變形為主向板緣變形為主過渡，區內歐龍布魯克陸塊上下寒武統與中寒武統之間的平行不整合關系表明是一次微弱的造陸作用，盆區東昆侖、中祁連、柴北緣等地產生了規模不大的類似於CCG或POG型花崗岩，由此看來泛非或興凱事件的性質可能具有板緣變形與板內變形過渡體制的特徵；早古生代階段（513～410Ma），古板塊體制時期，區域上第二代古亞洲洋形成，包括盆地區在內的秦祁昆———系海底裂谷進化為多島洋，古中國大陸（地台）便解體成以西域、中朝、揚子、羌塘-昌都等陸塊為主體的泛華夏陸塊群，大體於中晚奧陶世在西域板塊的南緣演化為一系列弧盆系，並在志留紀晚期—泥盆紀初期發生了廣泛的加里東運動，弧-陸碰撞→陸陸碰撞，秦祁昆多島洋結束發展，西藏—馬來—華南三叉裂谷系最終封閉，形成了相應的造山系，上述諸陸塊重新匯聚，中國與核心岡瓦納連起來，完成了大洋岩石圈構造體制向大陸岩石圈構造體制的轉變；晚古生代—早中生代階段（410～205Ma），即泥盆紀—三疊紀，主要為（北）古特提斯演化階段，於晚三疊世隨著巴顏喀拉殘留海前陸盆地的封閉，進入陸塊間強烈的疊覆造山階段，並最終焊合為一體；晚中生代階段（205～65Ma），中特提斯洋演化與發展，羌（北）古特提斯造山系進入陸內疊覆造山階段，西域板塊總體進一步縮短和改造，區內所有陸塊進一步焊合；新生代階段（65Ma以來），印度洋及歸並於印度洋的新特提斯洋強烈擴張，始新世以後印度與歐亞大陸碰撞的遠程效應，使包括圖區在內的青藏高原崛起，全面進入陸內疊覆造山階段，古造山帶再生，推覆成盆，盆地向再生的造山帶楔入造山，盆山耦合，現代構造-地貌形成。
圖2-8 柴達木盆地剖面位置圖
圖2-9 柴達木盆地1—1′剖面
水準測量表明，由於昆侖山、祁連山和阿爾金山的不斷隆升，盆地區則以每年3mm的速率整體沉降，因此在昆侖山前形成第四紀巨型單斜式斷拗盆地，其前端往往出現中、晚更新世以來由於拗陷作用形成的湖泊，如達布遜湖；盆地北部形成中、新生界的隆起帶，在阿爾金山—祁連山的前山褶皺帶斷續分布小型的第四紀山間盆地，如大柴旦、小柴旦、馬海和冷湖等。總之，柴達木盆地成因及發展演化特徵可歸納為以下幾點。
圖2-10 柴達木盆地2—2′剖面
圖2-11 格爾木地區地質結構模型圖
1）柴達木盆地的鑄型主要經歷了早—中侏羅世斷陷湖盆的形成與晚侏羅世—白堊紀類前陸盆地發展階段；古近紀拉分斷陷的形成與新近紀至第四紀類前陸盆地的持續發育、現代大陸水圈形成階段。雛形始於始新世晚期的阿爾金左行走滑斷裂，使得阿爾金山不斷崛起，至晚更新世導致柴達木盆地與塔里木徹底分野，成為封閉湖盆，盆地現代大陸水圈也逐步形成。柴達木盆地經過前第四紀數次構造變動後，祁連山和昆侖山隆起抬升使盆地與共和盆地隔絕，封閉了盆地東部及西南部，其時唯有盆地西北部與塔里木相連，成為柴達木-塔里木古淡水湖；由於阿爾金山在晚更新世初期或中更新世末期隆升，使柴達木盆地與塔里木分野，成為封閉的古湖盆，柴達木盆地正式形成，據地震局對阿爾金山沖洪積扇頂沉積物作石英-熱釋光測試，其年齡（BP）為160ka。
圖2-12 格爾木地區地層結構立體圖
圖2-13 德令哈地區地質結構模型圖
盆地的封閉性加之青藏高原不斷上升，導致了地區氣候逐漸轉向干寒。阿爾金山抬升的同時，古湖盆中西部也隨之相應上升，使古湖水向東流泄；其時古湖盆的氣候狀況與現在相似，亦即中、西部較東部乾燥，古湖水補給量逐漸減少，蒸發量加大，使古湖水濃縮咸化，水中的生物，淡水貝類等順水東遷，聚斂於古諾木洪北水域。據對努爾河中游表露的河蜆貝殼堤中的貝殼14 C測試，年齡約30ka左右［50m深處泥炭層中貝殼年齡（BP）（35120±625）a］，上層28～15ka。據達布遜和別勒灘鑽孔資料，埋深在50～80m深度內灰色及灰黃色硬粘土層中河蜆貝殼，其地層年齡（BP）（21.5±3.1）～（35.5±3.4）ka，其上覆地層始見鹽粒及鹽層。由此可認為自阿爾金山隆起後古湖盆淡水咸化至形成鹽湖相持約十幾萬年，乾旱氣候與濕潤氣候相互交替，總的趨勢轉向乾旱，盆地真正成為鹽湖約在1.5×104a以後。以察爾汗為例，按現代水體中攜帶的鹽類物質測算察爾汗古河流水體帶入該區中的鹽分與目前查明的主要固鹽和鹵水、鹹水中的儲量相近似，由此分析，阿爾金山抬升後盆地仍處於淡水、濱淺湖環境至少持續100ka左右；其後由西及東古湖水逐漸咸化，約在15ka以後這段時間內盆地完成了成鹽過程，現在的鹽湖及鹽灘多是當時的殘留湖和窪地。
2）隨新近紀—第四紀周邊造山帶的向盆地擠壓推覆，從推覆山鏈剝蝕下來的陸屑流向盆地，在垂向上形成向上變粗、水平方向上由盆地邊緣的沖洪積扇粗粒沉積為主，向盆地中心的細粒相沖湖積、湖積過渡的充填序列。
圖2-14 德令哈地區地層結構立體圖
3）受新近紀以來形成的逆沖-褶皺構造影響，在盆地內由邊部向盆地中心依次發育盆內斷層三角構造帶（如那北構造）和盆內沖起構造帶（如諾木洪北早更新世地層的沖起）。在周邊逆沖-褶皺構造帶與盆內斷層三角構造帶之間多發育山前沖洪積平原，形成山前戈壁帶單層型潛水局部地下水系統；受盆內沖起構造帶阻攔，向盆地中心沉積物顆粒變細，地層相變趨於復雜，在盆內沖起構造帶———盆地中心逐步由雙層型潛水與一層承壓水局部地下水系統向湖積平原多層型鹹水、鹽鹵水局部地下水系統過渡。
五、第四紀沉積環境演化
第四紀是地球歷史上至關重要的時期，詳盡地探討柴達木盆地第四紀環境演化，不僅有力地促進柴達木盆地第四紀環境演化的研究程度，而且對今後的資源開發有明顯的指導作用。柴達木盆地的演化與盆地鹽湖資源的形成與開發一直是柴達木盆地研究中的焦點問題，然而，由於初始研究時方法的局限和技術的制約，使得其研究很局限，本章節主要綜合前人的研究成果和近年內施工的鑽孔資料，對整個盆地的演化做詳細的描述。
（一）早更新世
由於三湖凹陷區第四系沉積巨厚，本項目施工的ZK2孔未能揭穿至早更新世地層，所以這里根據該區另一孔察爾汗水6孔及西北部鑽孔的有關資料加以闡述。第四紀早更新世時，氣候明顯變冷，冷暖交替頻繁，冷暖波動旋迴最多達9.5次。其底界位於古地磁M/G界限附近，年代（BP）為2.387～2.55Ma之間；而其頂界則是由冷轉暖，界面位於B/M界限之下不遠，年代（BP）為0.674～0.777Ma之間。第四紀早更新世伴隨青藏運動B、C幕的發生、發展，區內伴隨阿爾金山左旋走滑的加劇，盆內一系列反「S」型中生代蓋層褶皺隆起與凹陷此起彼伏，並改變了柴達木古湖盆地貌，使東部的賽什騰山裸露地面接受剝蝕；而西部及中部的油砂山、南翼山、大風山、俄博梁、冷湖構造帶則初露頭角，使柴達木古湖進一步分化為大浪灘、昆特依、一里坪、南八仙等沉積盆地雛形，花海-馬海古湖沉積環境開始形成，沉積中心由西向東遷移，使東西台吉乃爾湖處於深湖環境中，同時湖水迅速東擴至達布遜湖區一線。此時鹽類沉積中心由大浪灘向外擴展到大鹽灘、昆特依、一里坪、南八仙及冷湖地區，出現石鹽薄層、石膏層和含石膏碎屑層。
（二）中更新世
中更新世時，昆黃運動的發生、發展，柴達木盆地西北部及阿爾金山繼續抬升。一方面，使阿爾金山進入臨界冰凍圈行列，北部冰雪融水及碎屑物源增加，致使成鹽期最早的大浪灘地區在中更新世晚期［距今（12.5～30）×104a］鹽層比例明顯降低，碎屑比例明顯增高。另一方面，盆地內部次級背斜隆起，西部尕斯庫勒湖及東部馬海湖從古柴達木湖內分離成為獨立的水文地質系統，大浪灘、大鹽灘、昆特依、一里溝等地進入終端自析鹽系統。結合察爾汗水6孔的相關資料，推出該層下界位於B/M界限附近，年代（BP）為0.77～0.72Ma，上界（BP）為0.12～0.15Ma。盆地氣候仍繼承早更新世冷暖交替的特點，冷暖波動旋迴可達8次之多，這種冷暖波動特徵，在本次施工的ZK2孔磁化率變化曲線和色度變化曲線上都有明顯的反映（圖2-15、圖2-16、圖2-17），其中在色度b*上的反映最為明顯，且和磁化率的相關性最好，達到0.886。
圖2-15 ZK2孔中更新統色度變化曲線
結合察爾汗水6孔的相關資料，可以得出古氣候變化的如下事實：從中更新世開始到0.125Ma之間（BP）古氣候呈現出溫涼半乾燥的特徵，類似的氣候變化階段有：0.72～0.68Ma之間（BP），寒冷乾燥；0.68～0.48Ma之間（BP），氣候呈現出周期性的干濕冷暖振盪，0.34～0.24Ma之間（BP），古氣候明顯變得暖濕，0.23～0.18Ma之間（BP）又變得寒冷乾燥，之後氣候變得溫暖濕潤。
圖2-16 ZK2孔中更新統磁化率變化曲線
圖2-17 ZK2孔中更新統磁化率與色度b*變化對比圖
（三）晚更新世
共和運動的發生、發展，使整個柴達木盆地周邊山體及內部隆起區范圍迅速擴大，大浪灘、大鹽灘、察汗拉斯圖、昆特依等盆地率先進入干鹽湖環境，而尕斯庫勒湖、馬海湖、一里坪仍處於鹽湖或咸化湖淺湖環境中。
晚更新世以來，本區的沉積環境發生了很大的變化，首先是經歷了末次間冰期溫暖濕潤的氣候環境。其中，柴達木盆地的末次間冰期的特徵與其他地區有所不同，該區末次間冰期過早地結束，約為90ka前後（BP），在末次間冰期，磁化率和色度b*的變化都呈現出高值（圖2-18、圖2-19、圖2-20），較晚更新世前有較大的不同，從90ka以後（BP），又表現出從寒冷乾燥到溫暖略濕的周期性變化，這種變化可與古里雅冰心等所記錄的古氣候變化趨勢基本一致。再次，這種由暖濕到乾冷的變化區間上，可以劃分出末次間冰期以來古氣候變化的5個階段，第5段又可以劃分成5個亞階段。該變化特徵說明柴達木盆地中古氣候的變化有全球的一致性，即驅動因子相同。除此之外，色度曲線和磁化率曲線的周期性變化還與ZK2孔所在區域的湖泊在地質歷史時期曾發生幾次較大規模的湖水進退有關，湖水的退縮是一個漸變的過程；而相對而言，湖水的推進則是一個突變的過程，這可能是周邊山區的冰蓋在經歷了冰期後，消融速度相對迅速的緣故。
圖2-18 晚更新世以來ZK2孔磁化率變化曲線
圖2-19 晚更新世以來ZK2孔色度b*變化曲線
圖2-20 晚更新世以來ZK2孔色度b*與標准曲線的對比圖
（四）全新世
全新世之前，由於受到發生在30ka左右（BP）的末次構造強烈抬升的影響，加之氣候已經極度乾旱，盆地西北部分地區已進入干鹽湖階段，東南部及察爾汗盆地湖水急劇濃縮，開始形成廣布的石鹽沉積，普遍進入鹽湖階段，並在全新世中期部分鹽湖乾涸成干鹽灘，僅東、西台吉乃爾湖因受那陵格勒河的扇前補給，尕斯庫勒湖、蘇干湖、馬海湖受河谷潛流補給而維持鹽湖環境。發生在全新世初期的新仙女木事件，在ZK2孔色度b*和磁化率上均有明顯的記錄，只是在盆地東南部的ZK2孔色度b*和磁化率記錄上，大約（BP）為12～11ka，發生的時間明顯地偏早。
⑺ 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。
⑻ 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。
⑼ 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。
⑽ 地質演化史怎麼寫
按時間寫啊，可以寫構造演化史，沉積演化史和生物進化史