簡述地質演化史怎麼寫
『壹』 簡述地質時期生物的演化發展歷史
地質時期生物的演化發展簡史大概是：
原始的藍細菌、藻類→埃迪卡拉動物版群→小殼動權物群→澄江動物群→寒武紀生命爆發，三葉蟲等原始節肢動物繁盛→半索動物出現、魚類出現、腔腸動物繁盛、海洋節肢動物開始衰落、頭足類、腕足類出現→泥盆紀植物登陸，之後節肢動物登陸、魚類登陸→兩棲動物及原始爬行動物出現→爬行動物繁盛，海洋中魚類繁盛，陸地蕨類及原始裸子植物繁盛→恐龍繁盛，菊石繁盛，裸子植物繁盛→恐龍絕滅，爬行動物衰落，菊石絕滅，裸子植物衰落，原始哺乳動物和被子植物出現→哺乳動物和被子植物繁盛→人類出現
『貳』 地質發展史
本區位於中朝准地台燕山台褶帶的東段。在古太古代（3000Ma前），中朝准地台西起內蒙古大青山，向東經山西陽高、河北懷安、遵化、遷安，經本區再向東進入遼寧新金一帶，最先出現了海底火山噴發，形成了以火山岩建造為主的遷西群堆積，其中已測得了3500M a左右的Sm-Nd法同位素年齡。在古太古代晚期，中朝准地台出現了初始陸核，並開始了陸殼和洋殼的分異。在距今3000Ma左右，包括本區在內的華北地區發生了一次重大的構造－變質熱事件，造成了遷西群的強烈變質和混合岩化作用，局部可見混合花崗岩。這次構造－變質熱事件產生的構造形跡主要是短軸褶皺——穹窿。新太古代末期，秦皇島及其周邊地區發生了大規模的酸性岩漿侵入。本區所在的山海關台拱區主要就是由新太古代花崗岩組成的，整體為一個花崗岩穹窿。
本區缺失古－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。該斷裂形成於新太古代晚期，導致了當時沿斷裂的海底中基性熔岩噴發，從古元古代初期至新元古代早期，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碎屑岩系和火山岩系；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，華北地區地殼整體下降，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，在本區形成了淺海相的青白口系長龍山組。
在新元古代晚期，即800～570Ma的震旦紀，整個中朝准地台上升成陸，沒有接受沉積。在本區表現為下寒武統府君山組假整合於青白口系長龍山組之上。
從寒武紀至中奧陶世末期，中朝准地台總體處於海侵環境，地殼運動主要發生在海盆內部。在早寒武世出現沉積間斷，即饅頭組與下伏府君山組假整合接觸；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
從晚奧陶世開始，整個中朝准地台再次全面上升成陸，直到晚石炭世才重新下降，接受沉積。因此，本區和中朝准地台其他地區一樣，缺失這一時期的沉積。
進入晚石炭世，中朝准地台又開始緩慢沉降。晚石炭世沉積的主體為一套海陸交互相的含煤碎屑岩。由於遭受了晚奧陶世—早石炭世的長期風化剝蝕，在古風化面上富集了大量的鐵鋁質礦物；當海水再次入侵時，富含鐵鋁質礦物的碎屑岩最先沉積在凹凸不平的風化面上，結果在本溪組底部形成了以殘積型為主的山西式鐵礦和鋁土礦，根據古風化殼中含有較多鋁土礦可知，在晚奧陶世—早石炭世，中朝准地台位於低緯度（N10°～20°）地區，以後發生了大規模的水平運動才到達現今的位置。
晚石炭世末期地殼上升，致使中朝准地台的主體到早二疊世基本脫離海洋環境；至晚二疊世海水全部退出華北地區，轉變為陸地環境。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境內比較強烈，往西進入本區明顯減弱。在本區，印支運動造成了下侏羅統下花園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髫髻山組中性火山岩 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。本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，在本區形成上侏羅統張家口組火山岩。晚侏羅世末的燕山運動主幕——第Ⅲ幕造成了強烈的區域逆沖構造變形和規模不大的中性中深成岩漿侵入活動。燕山運動Ⅱ、Ⅲ幕形成了區域主體構造格局，在本區形成了柳江向斜和一些新斷裂，並且使老斷裂重新活動。
在早白堊世，本區及鄰區進入了重要的伸展構造活動時期，區域構造應力場轉換成大致為北西－南東向伸展的應力狀態，發生了強烈的伸展構造作用和大規模的岩漿活動 在鄰區形成了構造帶主要呈北東向的伸展斷裂系統與伴生斷陷盆地，產生了強烈的中酸性火山噴發活動。在本區發生了大規模的中性、酸性深成侵入活動，形成了燕塞湖石英正長岩岩株、後石湖山花崗岩岩株（118Ma）和響山花崗岩岩基（110Ma），它們侵入於張家口組及更老的地層中 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（見圖2-1，圖2-3）。
從白堊紀開始，區域構造運動強度總體上逐漸減弱。直到現在，華北地區構造運動呈減弱趨勢，全區總體上升遭受剝蝕，局部地區出現裂谷系和斷陷盆地。在本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高度大約為600m、450m、300m的三級夷平面，在第四紀形成了多級河流階地、海蝕階地和其他古海蝕地貌。
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，對本區的地質演化過程起到至關重要的作用。這次運動奠定了本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。
『叄』 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。
『肆』 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。
『伍』 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。
『陸』 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
『柒』 地史演化簡述
研究區南起喜馬拉雅、北至岡底斯，與岡瓦納大陸北緣陸塊群之一的印度地盾有密切的親緣關系，其演化是以印度板塊北緣陸殼增生而起源的，之後的地質演化受控於特提斯的演化史。三疊紀末起由於雅江洋盆的擴張，岡底斯和仲巴成為印度板塊北緣裂離出來的微陸塊。晚白堊世雅江洋盆萎縮，印度板塊向北俯沖-碰撞，自此開始了本區的隆升造山運動。
據現有資料，可將研究區劃分為以下演化階段:
一、前奧陶紀印度板塊陸殼增生階段
前震旦紀喜馬拉雅地區和岡底斯地區由於印度板塊北緣陸殼基底增生，分別沉積了聶拉木群和念青唐古拉群，在經變形變質後奠定了本區的沉積基底，從此揭開了研究區地質演化的序幕。
震旦紀—寒武紀喜馬拉雅地區(含仲巴微陸塊)形成了肉切村群沉積。
寒武紀末由於加里東運動的影響，本區隆升成陸，普遍出現奧陶紀底礫岩(中國地質調查局，成都地質礦產研究所，2004)。
二、奧陶紀至二疊紀陸表建造階段
本期總體表現為較為穩定的以淺海相為主的沉積特點，至晚二疊世，除達機翁-馬攸木斷裂一帶出現上二疊統姜葉瑪組深海含有孔蟲硅質灰岩夾硅質岩沉積外，喜馬拉雅地區和岡底斯地區全部上升成陸，缺失沉積。泥盆紀—二疊紀期間由於北部古特提斯洋萎縮的影響，在岡底斯地區和喜馬拉雅地區出現拉張，發育有火山岩，岡底斯地區上石炭統—下二疊統中火山岩夾層具有較明顯的大陸邊緣(弧後)裂陷-裂谷性質;而喜馬拉雅地區石炭系—二疊系中火山岩夾層具初始大陸裂谷性質。
1)喜馬拉雅地區(含仲巴地區):奧陶紀—泥盆紀形成以碳酸鹽岩為主的台地碳酸鹽岩-碎屑岩組合，反映開闊的陸棚台地淺海沉積環境;石炭紀—二疊紀形成淺水碳酸鹽岩-冰海墜積岩-碎屑岩-少量基性火山岩組合，反映近陸冰海沉積環境。
2)岡底斯地區奧陶紀—二疊紀發育陸表建造沉積系列，其中的奧陶系—志留系為台地碳酸鹽岩-碎屑岩組合，為穩定背景下的淺海環境沉積建造。泥盆系—下石炭統為台地碳酸鹽岩-濱海碎屑岩-少量基性火山岩組合。上石炭統—下二疊統為台地/台間碳酸鹽岩-冰海碎屑岩-類復理石-基性火山岩組合。
三、三疊紀至早白堊世雅江洋盆擴張階段
三疊紀雅江洋盆開始擴張，喜馬拉雅被動陸緣雛形開始形成，至晚三疊世末雅江洋盆形成，致使阿依松日居地體裂離出來而形成仲巴微陸塊。而岡底斯主體直至早白堊世晚期仍為隆起，南北分別為雅江洋和班怒洋所圍限。
1.喜馬拉雅地區被動陸緣的形成
三疊紀至早侏羅世:北喜馬拉雅為近陸沉積帶，發育淺水碳酸鹽岩-碎屑岩組合，反映濱岸-陸棚沉積環境;拉軌崗日為遠陸沉積帶，發育半深水細碎屑岩-類復理石-滑塌岩組合，反映陸隆-陸坡沉積環境。
晚侏羅世—早白堊世藏南表現為殘余海盆沉積特點。
2.岡底斯地區南北緣活動型大陸邊緣轉化
岡底斯主體繼承了晚二疊世格局，保持陸相背景，中晚侏羅世北緣(班怒洋南側)出現活動型復理石沉積。岡底斯的南緣，由於雅江海盆的擴張，晚三疊世發育有修康群活動型沉積而顯示出活動陸緣特點，明顯區別於喜馬拉雅地區，而且南緣發育的中晚三疊世火山岩、中晚侏羅世—早白堊世火山岩為島弧火山岩性質，反映出這兩個階段岡底斯南緣具匯聚活動邊緣的特點。
3.仲巴微陸塊的形成
由於晚三疊世末雅江南北海盆的擴張成洋，使阿依松日居地體從喜馬拉雅-岡底斯統一陸塊中裂離出來，形成了為雅江南北洋盆所挾持的仲巴微陸塊。南北海盆晚三疊世時，在中下三疊統淺海相碳酸鹽岩、細碎屑岩沉積上，發育中基性火山岩、放射蟲硅質岩的深水火山硅質岩建造並含二疊系外來岩塊，至晚侏羅世—早白堊世北側洋盆發育嘎學群深海含中基性火山熔岩建造，標志著雅江洋盆自晚三疊世末的形成。
四、晚白堊世以來雅江洋盆萎縮-青藏高原匯聚造山階段
1)晚白堊世雅江洋盆消減、俯沖階段:岡底斯南緣I型花崗岩基開始形成，並發育島弧火山岩，洋殼組分被刮削成為增生楔。
2)古近紀陸(弧)-陸碰撞階段:岡底斯南緣S型花崗岩侵位及板內火山岩噴發。縫合帶部位出現殘余海盆磨拉石沉積，並開始出現陸相磨拉石沉積。
3)中新世以來碰撞隆升後伸展階段:主要表現為大陸隆升與伸展構造環境，以南北向系列斷裂的形成和高位花崗岩、花崗斑岩的侵位為標志。
『捌』 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。
『玖』 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。
『拾』 地質發展史（字）
結合區域構造環境和區內地層與沉積相、構造類型與構造特徵等資料，分析本區構造發展歷史。