地質演化什麼意思
A. 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。
B. 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。
C. 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。
D. 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。
E. 晚侏羅紀以來的地質演化
很顯然，上述大地構造單元在晚侏羅世以前，屬於性質截然不同的地質發展區。可是大約到了距今190Ma前，太平洋板塊生成，並逐漸向西北方向遷移。到晚侏羅世，其作用明顯加強，板塊作用逐漸成為亞洲大陸東部邊緣地質發展的主宰。伴隨板塊作用而發展起來的燕山運動，使已經穩定了的東北大陸再度活動起來，打破了原來的構造格局，開始了濱太平洋構造域的發展時期。縱觀這個地質歷史時期的特點是：在不同的地質背景上出現了性質相似、方向相同（北北東向），具有統一的、各自獨立而又互相制約的構造局面。這個時期，松遼—捷雅地塹及其鄰近盆地（三江—阿穆爾地塹）開始下沉，地幔上拱，兩側山地強烈褶皺伴有擠壓推覆，岩漿活動加劇，並有斷裂發生。
到了晚白堊世，大約距今85Ma，由於太平洋板塊庫拉脊的強烈擴張，更加劇了斷裂復活和裂谷生成。隨著板塊作用的弧後擴張的繼續發展，上述盆地與斷裂逐步發展成地塹和裂谷。目前東北地區被公認的裂谷有：松遼—捷雅地塹、伊通—依蘭裂谷、敦化—密山裂谷、三江—阿穆爾地塹。這些方向一致、近於平行的裂谷，包括鄰近斷陷盆地，統稱東北大陸裂谷系（圖1-4、圖1-5）
圖1-4東北大陸裂谷系與莫霍面厚度圖
（一）裂谷系概述
東北大陸裂谷系是一個整體，其形成與演化如下。
1.松遼—捷雅地塹
位於大興安嶺、遼西山地以東，小興安嶺、東部山地和遼東山地以西，長約1400km，東西寬20～350km。以松嫩盆地為主體，向北過孫吳地塹與俄羅斯境內的捷雅盆地相通，向南越松遼分水嶺與下遼河盆地相連。南端與華北裂谷系的渤海灣—中原裂谷相接。大約在晚侏羅世到早白堊世發生強烈拗陷，並接受厚達6～7km河湖相沉積。晚白堊世末到古新世發生了大量的火山噴發（距今60～86Ma），說明地塹已經裂開。這一地質事件發生的時間恰好與太平洋板塊庫拉脊的強烈擴張相對應（距今80～85Ma）。距今49～27Ma在雙遼與下遼河一帶均有強烈火山噴發，表明地塹活動加劇，裂谷發展到高潮。到新近紀以來，火山活動基本平息，表明裂谷開始收縮封閉。進入第四紀早、中期，松嫩平原以孫吳—安達深斷裂為界，以東強烈收縮抬升，以西斷陷下沉接受約200m厚的第四系沉積。
圖1-6三江平原構造略圖
上地幔發生斷裂之前，地殼始終處在膨脹、擠壓和高熱流作用狀態。其水平運動是深部上拱擠壓引起的。這是裂谷形成前期階段，可稱拉張、凹陷、擠壓階段（圖1-7a）。
當地幔斷裂發生後，上地幔物質大量急劇上涌，引起底劈和側向擴張，使前期的總體擠壓轉化為總體拉張。這個時期總的特點是：基性玄武岩漿沿上地幔斷裂帶大量噴溢，盆地裂陷加劇，裂谷形成。由於上地幔岩漿大量湧出，持續不斷消耗內能，使壓力、溫度降低，地幔物質外溢而減少，導致上地幔收縮，於是裂谷走向封閉。正如，松遼—捷雅地塹大約在45Ma，裂谷達到高峰，隨後走向收縮。這個時期為裂谷發育成熟階段，可稱拉張、裂陷、收縮階段（圖1-7b）。
2.其他裂谷的形成及演化
這里所說的其他裂谷，包括前面提到的伊通—依蘭裂谷、敦化—密山裂谷和三江—阿穆爾地塹。它們的形成機制與演化過程，不完全受板塊俯沖所控制，而主要受西側裂谷的拉張與收縮（西側為松遼—捷雅地塹，東側為日本海盆）所制約。因此，有必要概略敘述日本海盆的形成過程。
圖1-7盆地形成模式圖
日本海盆成因眾說紛紜，但趨向一致的認識，是分裂成因說。即在弧後擴張作用下，由大陸邊緣解體而成。它裂開時間約距今45Ma，而裂開高峰距今25Ma，約在10Ma開始收縮，趨向穩定。到第四紀進一步收縮，並引起兩岸火山對峙噴發。無疑，日本海盆收縮必然給兩岸帶來強大引張力。
東北大陸裂谷系，是以松遼—捷雅地塹為主體，向大陸邊緣逐漸展開的。裂谷的形成與演化時間依次向後推移。松遼—捷雅地塹約距今85Ma裂開，40～45Ma裂開達到高峰，25Ma開始收縮；伊通—依蘭裂谷晚白堊世有活動，距今14～13Ma，達到高峰，隨後轉向收縮；敦化—密山裂谷距今45Ma開始活動，距今11～7Ma達到高峰。到第四紀仍有活動。由此可見，松遼—捷雅地塹裂開時，伊通—-依蘭裂谷開始活動，松遼—捷雅裂谷達到裂開高峰時，依蘭—伊通裂谷開始裂開。此時，敦化—密山裂谷開始活動，當伊通—依蘭裂谷達到裂開高峰，敦化—密山裂谷開始裂開。伊通—依蘭裂谷活動減弱了，敦化—密山裂谷裂開達到高峰。然而，三江—阿穆山地塹例外，它開始活動時間幾乎與松遼—捷雅地塹相同，但裂開時間較晚，大約與敦化—密山裂谷同時裂開。這是由於日本海盆強裂擴張（距今45～25Ma），使三江—阿穆爾地塹受到擠壓所致。日本海盆強烈收縮（距今約10Ma）使三江—阿穆爾地塹裂開。
以上事實表明：東北大陸裂谷系的松遼—捷雅地塹和日本海盆為主體裂谷，其形成機制和演化過程與板塊俯沖密切相關。而處在它們之間裂谷（伊通—依蘭）（敦化—密山和三江—阿穆爾地塹）的形成機制與演化，不完全受板塊運動所控制，更主要的是受兩側裂谷作用所制約。
F. 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。
G. 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。
H. 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。
I. 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。