太行山地質怎麼形成的

① 請幫忙找一下關於太行山地質方面的資料

太行山是黃土高原和華北平原的天然分界線。北宋時代傑出的科學家專沈括看到太行山的山崖之間屬「怯怯御螺貝殼及石子如鳥卵者，橫亘石壁如帶」，他經過研究指出：「此乃昔日之海濱，今東距海已近千里。」現代地質研究證實了他的論斷。在六億年以前，太行山地區是一片汪洋大海，後來經過了頻繁的地殼活動，地面上升、下降，海水時進時退，當海退時，這里沼澤廣布，氣候溫暖潮濕，生長著茂密的森林，因此形成了今天太行山區豐富的煤炭資源。以後的一次次地殼活動，使太行山脈逐漸隆起。後有與東西的華北大平原斷裂，形成太行東部陡峭，西部徐緩的地貌形態。

② 太行山岩層的年代

它首次從精來確年代學研究自證實雲台山地區太古宙地質體的存在，意味著在華北地區南部的冀魯豫陸塊南緣存在一個古老的「陸核」，也就是說要對這一地區的地球演化史進行重新認識和改寫了。其次是太行山南部的沁水盆地可能是古老「陸核」鋯石的源頭。
34億年前古太古代岩層的發現，還有一個更為重要的意義，那就是可以喚起人們對我們身邊山山水水的重新認識。地質遺跡是不可再生的，一旦遭受破壞就根本無法恢復了。雲台山世界地質公園里還有大量的古生物化石，而據科學家估算，當年1億個古生物中大約僅有1個能夠成為化石，而1億個古生物化石中大約僅有1個能被人們發現，因此發現古生物化石的難度比考古的難度還大，這些就足以證明古生物化石的珍貴。而當我們了解了這些知識以後，相信不論是地質公園的管理部門還是我們每一位遊客，都會在這些彌足珍貴的歷史遺產面前油然生發一種鍾愛之情，並進而自覺增強愛護地質遺跡、保護自然環境的意識。

③ 太行山是怎樣形成的

太行山 又名五行山、王母山、女媧山。中國東部地區的重要山脈和地理分界線。聳於北京、河北、山西、河南4省、市間。北起北京西山，南達豫北黃河北崖，西接山西高原，東臨華北平原，綿延400餘公里，為山西東部、東南部與河北、河南兩省的天然界山。

太行山北高南低，大部分海拔在1200米以上。2000米以上的高峰有河北的小五台山、靈山、東靈山，山西的太白山、南索山、陽曲山、白石山等。北端最高峰為小五台山，高2882米；南端高峰為陵川的佛子山、板山，海拔分別為1745米、1791米。

地勢
[編輯本段]
太行山山勢東陡西緩，西翼連接山西高原，東翼由中山、低山、丘陵過渡到平原。山中多雄關，著名的有位於河北的紫荊關，山西的娘子關、虹梯關、壺關、天井關等。山西高原的河流經太行山流入華北平原，流曲深澈，峽谷毗連，多瀑布湍流。河谷及山前地帶多泉水，以娘子關泉為最大。河谷兩崖有多層溶洞，著名的有陵川的黃圍洞、晉城的黃龍油、黎城的黃崖洞和北京房山的雲水洞等。在太行山深山區河北贊皇縣，有世界最大的天然迴音壁。

太行山的自然植被被垂直溫差面異，如小五台山南坡，1000米以下為灌叢；1000米以上偶有雲極或落葉松。北坡1600米以下是夏綠林，1600～2500米是高亞草原。礦藏，從北到南，煤炭資源豐富，還有鐵、銅、鉬、金、鎢等。

④ 太行山暖脊形成的原因有哪些

太行山抄是南北走向的 地處溫帶季襲風季風氣候 冬季因為冷空氣的影響刮西北風 冷氣流的風是乾燥的由於山脈阻擋 冷干氣流被阻在山脈以東 夏季 刮東南風 由於山脈阻擋夏季風的暖濕氣流過不去 就造成了太行山脈東側出現乾熱風

⑤ 太行山是什麼時候形成的,其主要成因是什麼

約在抄240萬年前開始大幅度隆起並逐漸形成。

在六億年以前，太行山地區是一片汪洋大海，後來經過了頻繁的地殼活動，地面上升下降，海水時進時退，當海退時，這里沼澤廣布，氣候溫暖潮濕，生長著茂密的森林，因此形成了太行山區豐富的煤炭資源。

以後的一次次地殼活動，使太行山脈逐漸隆起。後又與東西的華北大平原斷裂，形成太行東部陡峭、西部徐緩的地貌形態。

(5)太行山地質怎麼形成的擴展閱讀：

地質地貌：

太行山脈的地質基底是復式單斜褶皺。東側為斷層構造，相對高差達1500~2000米，山前發育典型的洪積扇以及沖洪積平原。從北向南有小五台山（海拔2882米）、太白山、白石山、狼牙山、南坨山、陽曲山、王莽嶺等山峰。

山西高原東部河流多切過太行山進入河北平原，匯入海河水系。只有西南部的沁河水系向南匯入黃河。

太行山是中國東部的一條重要地理界線。東部的華北平原是落葉闊葉林地帶，西側的黃土高原是森林草原地帶和乾草原地帶，兩側的植被、土壤垂直帶特徵也存在明顯差異。

⑥ 太行山大峽谷的形成過程

根據研究，構成太行山大峽谷最古老的岩石年齡可以追溯至距今 25 億年以前的太古界，這是一種占老的花崗片麻岩，在青龍峽谷底底部可以略窺一斑。花崗片麻岩之上為距今 12 億年前中元古時期沉積於濱海地帶的紫紅色的石英砂岩，砂岩層面上種類繁多的波痕和泥裂構造就是當時地質環境的寫照。
丹壁同兩側重重疊疊的岩層，形成於距今 5 億至 4 億多年的寒武 奧陶紀，當時這里是典型的陸表海環境。那是一種現已消失的古海洋類型，溫暖的海水淺而動盪，十分有利於生物生長和碳酸鹽沉積，因此在這些地層中可以發現古生物三葉蟲化石。
在形成上述岩層之後，區內又歷經了多期次的大地構造運動，在這些岩層中產生了多組宏大而垂直的構造節理（岩石中沒有位移的裂隙），成為大峽谷形成與演化的導控因素。
距今 2500 萬年的新近紀以來，區內地殼迅速抬升。岩層重直節理處在風吹、日曬、雨淋以及山澗洪水浸蝕下，形成破碎帶。破碎帶進一步分化，形成峽谷。距今 15 萬年的晚更新世以來，區內升降運動明顯增強，山頂受季節性暴雨沖刷形成峰叢，山澗洪水沿著這里多組方向節理、裂隙迅速下切，形成峰迴路轉、蜿蜒曲折的嶂谷景觀。在八泉峽、五指峽、紅豆峽的谷底與側壁上布滿的沖刷槽和水蝕旋潭，都是峽谷形成過程中山澗洪水強烈沖蝕和渦流側蝕作用的結果。
距今 1 萬年以來的全新世，區內轉為乾旱少雨環境，大峽谷中水量明顯減少，沖刷作用減弱，新生嶂谷的形成減緩。 目前，嶂谷的形成進入衰退階段。

⑦ 太行山地區的構造演化序列

太行山地區的構造演化，經歷了三個大的階段，若干個發展時期，本節主要以太行山地區的構造演化序列進行初步討論。

一、華北板塊形成階段 ( 3600 ～1750Ma)

( 1) 古陸核形成時期在古 － 中太古代，在西起內蒙古烏拉山、大青山，向東經內蒙古集寧，山西陽高，河北懷安、遷西，到遼寧的凌源、新金的東部一帶，最早出現海底火山噴發，形成了以火山岩建造為主的遷西群及相當建造，並夾有大量超基性岩體，形成了華北地區的島鏈狀初始古陸核。其形成時間應在 3500 ～3600Ma 之間 ( 武家善等，1991) ，距今 3000Ma 左右發生的構造 － 變形 － 變質熱事件使遷西群發生強烈變形變質和混合岩化作用。

( 2) 古陸核增生時期遷西運動以後，在古陸核的南側發育成大規模的坳陷，快速堆積了阜平群巨厚的基性火山岩 － 碎屑岩 － 鎂質碳酸鹽建造，大約在 2800Ma 前後發生的阜平運動使阜平群發生了強烈變形 － 變質和混合岩化作用，同時使前期遷西群發生退變質。

( 3) 五台期裂谷的拉開和閉合時期。阜平運動之後，地殼的剛度進一步增大，在北西 － 南東的拉張體系作用下，形成了五台裂谷，快速堆積了大套中基性火山岩、中酸性凝灰質砂岩、碎屑岩、碳酸鹽岩和含鐵硅質岩，表明其形成於活動的、比較深的構造環境，具裂谷性質，其深度至少達到硅鎂層，屬於綠岩帶建造。

大致發生於 2500Ma 的五台運動，以其巨大的規模、強大的擠壓力，使五台裂谷封閉並發生復雜的多期褶皺變形，第一期為區域性大型平卧褶皺，在褶皺倒轉翼往往形成順層韌性剪切滑動，或者形成一系列倒轉褶皺，倒轉翼也可形成韌性剪切滑動，發生面理、置換層。第二期褶皺為共軸疊加褶皺，以層為參考面形成一系列背、向形。五台期褶皺總體走向以近東西向為主。第三期總體上呈現向外擠出的復式背形。與此同時，在南東向強大擠壓力的作用下，將阜平群上部地層強烈置換，改造成規模巨大的斜移逆沖韌性剪切變形帶，並使阜平主軸線以西的近東西向褶皺構造發生橫跨疊加褶皺，把原始東西向線性褶皺改造成一系列穹盆構造。

( 4) 呂梁期裂陷槽的形成和形變時期。五台運動使華北基底陸殼連接成一體，初步形成了規模巨大的華北古板塊。但隨著地殼剛性的進一步加強，古元古代脆 － 韌性斷裂已成為非常重要的構造類型。太行山地區 NNE 向斷裂活動，在阜平古陸塊上形成滹沱裂陷槽。在滹沱裂陷槽中古元古界建造厚度巨大，形成一套砂礫岩 － 黏土質岩 － 基性火山岩 －鎂質碳酸鹽岩組合，滹沱期大量拉斑玄武岩噴溢和侵入 ( 在白鹿角、測魚一帶佔地層厚度的 2/3 以上) 標志著裂陷槽性質、構造環境和巨大的切割深度。相比之下，裂陷槽火山岩成分較少，以碎屑岩建造為主。

值得指出的是，滹沱期的斷裂較發育，阜平古陸塊東西兩側的裂陷槽也並非單一完整的裂陷槽，而是發育有與之大體平行排列的次級裂陷槽，其形成時代也可有較大的差別。如贊皇地區紅鶴裂陷槽只相當於滹沱群下部的封龍山組，但與同期地層相比，沉積厚度並不小。山西地區也具有多條裂陷槽平行排列的特徵。

發生在 2000Ma 前後的呂梁運動，使古元古代裂陷槽擠壓封閉，形成區域性的同斜褶皺，同時使早期褶皺構造更加復雜化，呂梁期的擠壓兼具有左行壓扭剪切作用，在阜平古陸塊的東西緣形成規模巨大的韌性剪切變形帶，阜平南部地區的主期褶皺被剪切拖曳成北東走向。龍泉關 － 閏家莊五台期韌性剪切變形帶中也疊加了呂梁期的韌性剪切作用。古元古代階段是從太古宙脆塑性地殼向中新元古代剛性地殼轉化的地質歷史時期，表現為早期克拉通的裂陷解體和再次克拉通化的歷史過程，其總的趨勢是導致地殼垂向加厚和剛性增加，並向類似於現代板塊構造體系過渡。

二、華北板塊穩定發展階段 ( 2000 ～230Ma)

進入中元古代以後，華北板塊轉入了相對穩定的發展時期。

( 1) 中新元古代的拗陷沉積時期。中新元古代時期，華北板塊主要表現為板內及板緣的再次裂陷，但其規模和強度與古元古代有著明顯的區別。太行山中段實際上是中條、薊縣兩個三聯裂谷的消亡支，從中條山、薊縣向中間發展，表現為向中部地區時間變晚，沉積厚度減薄，以碎屑岩、碳酸鹽岩沉積為主的特徵。此外，由於進入中元古代後，地殼剛度增強，脆性裂隙發育，太行山地區廣泛發育的北西向岩牆群就是侵位於太古至早元古界基底岩石中，被古生界不整合覆蓋，已獲得的 K － Ar 法年齡在 1664 ～1229Ma 之間。岩牆群的空間展布平直穩定，大體垂直造山帶展布，岩漿成分屬於大陸拉斑玄武岩類，來源於上地幔的熔融體 ( 馬杏垣等，1987) ，這從另一方面證實了華北板塊性質的轉變。

從華北板塊中新元古代裂陷槽的展布、沉積 － 火山建造、變形 － 變質作用等特徵來看，是介於克拉通內盆地和典型地槽構造之間的過渡類型，它既不具有典型地槽的蛇綠岩套，又不具有典型造山帶的岩漿活動和復雜的構造變形。而表現出較為明顯的剛性板塊特徵。三聯裂谷的形成，也反映了與板塊活動有關的地幔熱點垂向作用和地殼的剛度。

( 2) 古生代的總體升降運動時期。古生代華北板塊以總體升降運動為主，到寒武紀早期，經歷了近 200Ma 的侵蝕風化後，華北板塊又總體下降，發生大范圍海侵，形成了寒武 － 奧陶紀一套碎屑岩 － 碳酸鹽岩建造。晚奧陶 － 早石炭世華北板塊再次全面上升，接受風化剝蝕，直到中石炭世才又重新下降，接受中石炭世 － 二疊紀的沉積。中、晚石炭為海陸交互相含煤單陸屑建造，二疊紀基本為陸相含煤建造，並開始出現火山岩和凝灰岩。整個古生代都表現為較穩定的構造環境。

三、華北板塊強烈活動階段 ( 230Ma ～ 現今)

( 1) 中生代翻天覆地之巨變。中生代以來，中亞、印度、太平洋三大板塊構成三足鼎立之勢，尤以太平洋板塊影響巨大，位於三聯點之中的華北板塊進入了強烈活動時期。由於太平洋板塊的強烈俯沖作用，導致地幔發生平行於俯沖帶的波狀起伏。晚三疊世以後出現以太行山為界的東隆西沉的格局，陝甘寧晉繼續拗陷沉積的同時，東部隆起，並在總體隆起背景上發育小規模斷塹，同時發生沿北東的斷裂展布的中酸性火山噴發和岩漿侵入。到中晚白堊世時，陝甘寧晉地區轉為隆起，東部則裂陷作用加強，東西分異加劇。

( 2) 新生代升降加劇變質核雜岩形成。進入新生代在太平洋板塊持續的俯沖擠壓作用下，地幔的起伏更加明顯，華北斷陷區整體下陷，成為半塹半壘的典型盆嶺構造，深陷區僅新生代地層就厚達 6000m 以上，並夾有多期次噴發的層狀玄武岩。太行山區在深部擠壓。淺部伸展構造控制下快速隆起，阜平群變質基底岩石升隆到地表，形成典型的變質核雜岩。在隆陷區邊緣形成長距離、大規模、低角度、正向拆離滑脫斷層。晚期山前受正斷作用切割拆離斷層，並將其斷陷至深部。形成地史中罕見的大規模差異升降運動。體現了構造運動強度和物質運動的四維空間調整。

⑧ 太行山其他區域的層狀地貌特徵

圖3-3 華北地區第四紀構造-地貌簡圖

(據袁寶印等，1980，修改)

1—強烈隆起的中山；2—中度隆起的中低山；3—輕微隆起的高原；4—輕微隆起的低山；5—玄武岩台地；6—強烈斷陷盆地；7—中度坳陷平原；8—輕微坳陷平原；9—海洋；10—第四紀活動斷裂

太行山整體上屬於走向北北東向的山脈，其西界為「S」形的山西裂谷帶，東側邊界是河北平原(圖3-3)。對橫跨太行山的地形剖面進行分析可以發現，太行山地區的三期夷平面結構非常明顯，除了北台期夷平面僅見於五台山的北台頂外，太行面和唐縣面在不同地區幾乎都可見到。但由於北北東向斷裂兩側的垂直差異運動，太行山的東西兩側明顯不對稱。根據現今地勢高低和夷平面的海拔高度變化，大致以紫荊關斷裂帶為界，可以被分為東、西兩部分(圖3-4)。其中西部山地海拔較高，屬於中山區，太行面的海拔為2100～1800m。而東側山地較低，為中低山區與低山區，太行期夷平面海拔600～1000m(圖3-4，圖3-5)。唐縣面的拔河高度相近，都為90～150m，靠近山麓地區比較小，為50～60m。宏觀上，兩個地貌單元之間被高度達300～500m不等的地形梯度帶所分割，這在南太行地區最為明顯；北太行地區，由於後期的侵蝕切割致使地形變緩而不太顯著。雖然存在內部差異，但在不同的地貌單元中都具備前述的太行山地區基本的地貌結構和特徵，並且從山麓到山地腹地或河谷上游，可以依次觀察到由河流階地、唐縣面和太行面等層狀地貌面所構成的典型的層狀地形。如位於太行山東麓的唐河流域的馬耳山及其東西兩側(圖3-5)，太行面分布於海拔700～1000m的山峰附近和河流上游的分水嶺地帶。其中在分水嶺一帶夷平面保存最好，常構成面積數平方千米或數十平方千米的山塬面。而靠近山麓地區，隨著水網密度的增加以及相應的河流侵蝕活動的加劇，該期夷平面或被侵蝕切割為山樑面和山峁面，或被破壞殆盡而不復存在。進入盆地區，由於斷陷作用，該期夷平面被埋藏於盆地中。在切割太行期夷平面的谷地中充填了後期的沉積物，並發育了唐縣期夷平面。這在山麓地帶海拔350～500m的高度和河谷中拔河60～120m的高度上可以觀察到，常構成一些比較低緩的山頂、山坡埡口和古河道。在山前地帶，唐縣面也被多被侵蝕切割分解為山樑面和山峁面。在太行面和唐縣面之間發育的是正在被侵蝕的山樑、山脊和陡崖狀的地形陡坎。切割唐縣面則是深數十米至上百米的「U」形或「V」形峽谷。在峽谷中又發育了階地、裂點和岩坎等地貌。

圖3-4 橫切太行山的地形剖面及其中的層狀地貌面

圖3-5 太行山東麓的地形剖面所揭示的層狀地貌面

上述層狀地貌結構在太行山的許多景區都可以觀察到，典型的如臨城的天台山和邢台峽谷群景區。前者位於泜河流域內，是臨城水庫西北一小型河流支谷溝頭溯源侵蝕所形成的一套地貌景觀組合。該區地層產狀平緩，並具有明顯的層狀結構。其中山體下部出露太古宇的變質基底，中上部為元古宇的紫紅色砂岩地層，頂部為寒武系的灰岩地層。在山體頂部海拔500m左右高度可見殘余古夷平面形態，其下為近水平的石英砂岩地層構成的高200m左右的陡崖地貌，再下是拔河50～60m的唐縣期侵蝕面，再下是切入石英砂岩地層中的「V」形峽谷或嶂谷地貌，並發育河流裂點。此處岩層的分布也在一定程度上影響著地貌的形態，如石英砂岩發育區，谷坡常呈現陡峻形態，而變質岩地帶，谷坡則多為渾圓狀。在邢台峽谷群景區則屬於略有差異的層狀地貌組合。後一景區位於邢台縣路羅鎮西北，屬沙河流域，也是該河一條支流溝頭附近河流溯源侵蝕過程中所形成的地貌景觀區。該區河谷底部局部出露太古宙變質岩，其他大部分區域主要分布元古宇石英砂岩。由於太行期夷平面在該區已被河流侵蝕作用剝蝕殆盡，目前分布於山頂附近的是剝蝕山脊面，向下是高聳的陡崖地貌，再下局部有唐縣面殘余，但大多都處於剝蝕狀態，唐縣面之下是峽谷地形，當河流切入砂岩中時多形成隘谷和嶂谷，切入變質岩中則常形成寬谷。由於唐縣期之後的多期侵蝕旋迴作用，在砂岩區的唐縣面之下，還常見在垂向上上、下嵌套的「谷中谷」層狀地貌形態，上部是較寬的「V」形谷或「U」形寬谷，向下是極窄的峽谷或隘谷、嶂谷，顯示了最近一期河流強烈下切的跡象。

河南關山位於雲台山東側，也是雲台地貌的典型代表。

古近紀東亞裂谷使山西高原迅速抬升至海拔2000m，相對於海拔較低的華北平原，其階梯狀地貌特徵十分明顯。

中—新元古界，紅色石英砂岩厚達1000m，濱淺海相沉積特徵保存完好，其上為厚層狀下古生界碳酸鹽岩，強烈的新構造運動，造成岩石的斷裂，流水冰劈形成崩塌區內峽谷縱橫，砂岩、灰岩形成峰牆、峰柱、峰林，峰叢。長崖斷壁發育層狀階梯，懸泉瀑布從谷中谷噴涌而下，裝點著怪石深潭和瓮谷，近山頂處亦見碳酸鹽岩形成的岩溶地貌，這些地質景觀都是雲台山十分常見的。

從關山向北至林州、壺關一帶的太行大峽谷也如雲台山一樣，下部為紅色石英砂岩，上部為厚層狀灰岩，在太行山前斷裂差異升降和垂直節理的控制下，其層狀峽谷地貌的發育十分完好，也是雄偉壯觀奇險峻拔的雲台山地貌的典型區域之一。

圖3-6 河北贊皇嶂石岩

河北贊皇嶂石岩地貌成景主要地層是中元古界長城系石英砂岩(圖3-6)，層理水平，紅色層面波痕，泥裂典型，保存完好。巨厚水平岩層斷崖長牆高聳入雲。分三層赤羿峰屏，每層高100～300m，有萬丈紅綾，綿延10km。蓤層頁岩夾層形成天然棧道，最頂一層為寒武系厚層灰岩，「U」形谷發育，發育眾多垂直溝壑，沿節理裂隙發育，岩石稜角尖銳。因頂部碳酸鹽岩層有一定含水性，地下水常沿岩石裂隙噴涌，有時形成懸泉飛瀑，經年不竭。其南的武安、邢台，其北的臨城、天台山，特徵亦似於此，雖規模大小各異，但從地貌形態組合與配置，地形演化歷史和進程，以及地貌的層狀峽谷特徵是基本可以與修武雲台山地區的典型地貌特徵和演替進程一致的，是可以歸入雲台山地貌這一類型的。

豫西洛陽黛眉山地區，也有一多峽谷群，組成岩石時代、岩相特徵、岩石類型也都與雲台山近似，古近紀末形成的太行期夷平面，後約相當於雲台上升，河谷下切，分割肢解太行面的夷平面，於上新世—更新世初形成唐縣期夷平面，更新世太行山一帶上升加劇，開始了紅石峽期切割，破壞了原唐縣面的完整性，並在原「U」形谷或盤谷底部形成谷中谷，谷底流水。因岩性差異，在不少河谷裂點上形成瀑布激流和深潭，沿河谷又產生了新的一線天、隘谷、側壁石門、瓮谷崖廊、天然棧道眾多，壺穴、沖蝕槽痕也十分常見。根據地質背景的分析對比，本區的形成地質背景和地形特徵與雲台地貌十分類似。

綜上所述，太行山地區的地貌特徵主要體現在不同類型和不同世代的地貌面或地貌體在垂向上相間分布的層狀地貌組合特點，或不同類型的地貌形態組合在河谷縱向上進行有序交替變化的特徵，並且上述地貌發育特徵在太行山區的各個景區內往往有不同形式的表現。需要指出的是，除了夷平面、階地和山谷等地形-地貌在垂向上呈層狀分布外，該區的岩溶洞穴也同樣顯示出層狀分布的特點。綜合不同景區的岩溶洞穴可以發現，它們常常集中出現在上述的「盤狀」、「U」形或「V」形等谷地的谷壁下部或谷肩部位，大致相當於海拔1100～1200m、700～800m和200～500m高度附近。另外，在多數景區內常見的發育在河谷縱剖面上、有序排列的岩坎與跌水和裂點與瀑布等地貌景觀，實際上也是一種獨具特色的縱向上的層狀地貌組合。

⑨ 太行山大峽谷是怎麼形成的

太行山大峽谷的形成，是在6.5萬年前的地球活動造山期，由於東亞板塊的東滑下沉而形成。
求採納為滿意回答。

⑩ 太行山是如何形成的

在六億年以前，太行山地區是一片汪洋大海，後來經過了頻繁的地殼活動，地面上升下降，海水時進時退，當海退時，這里沼澤廣布，氣候溫暖潮濕，生長著茂密的森林，因此形成了太行山區豐富的煤炭資源。以後的一次次地殼活動，使太行山脈逐漸隆起。後又與東西的華北大平原斷裂，形成太行東部陡峭，西部徐緩的地貌形態。
約在240萬年前開始大幅度隆起並逐漸形成。早在28億年前，太行山地區被海水淹沒，沉積了巨厚的碎屑岩、含鐵硅質岩及碳酸鹽地層，受五台運動和呂梁運動的影響，區內古老的地層普遍遭受褶皺、變質，並伴隨有斷裂和石英岩脈的侵入。至距今18億年，形成了混合岩化的結晶基底岩層。
自距今18億年的呂梁運動以後，本區地殼進入差異升降階段，並由此導致了海水的進退往復，分別形成了中元古代地台沉積蓋層，以及上覆的古生界寒武、奧陶、石炭和二疊系地層。其中奧陶和二疊系為含煤地層。發生在中生代的燕山運動使太行山新華夏式褶皺帶逐漸形成並發育太行山前深大斷裂帶。
發生在新生代的喜馬拉雅運動使太行山強烈隆升，而山前的華北平原則相對下沉，經過數百萬年的千古錘煉，太行山終於產生。
山地受拒馬河、滹沱河、漳河、沁河等切割，多橫谷，當地稱為"陘"，古有"太行八陘"之稱，為東西交通重要孔道。太行山東翼斷陷盆地中分布有井陘、臨城、峰峰、六河溝等著名煤礦。太行山為重要地理分界，山以西為黃土高原，以東為黃淮海平原。山地對夏季風有明顯阻滯作用，迎風坡降水較多，並形成暴雨區。山地東側為地震強烈活動帶。
太行山脈的的地質基底是復式單斜褶皺。東側為斷層構造，相對高差達1500~2000米，山前發育典型的洪積扇以及沖洪積平原。從北向南有小五台山(海拔2882米)、太白山、白石山、狼牙山、南坨山、陽曲山、王屋山等山峰。山西高原東部河流多切過太行山進入河北平原，匯入海河水系。只有西南部的沁河水系向南匯入黃河。
太行山是中國東部的一條重要地理界線。東部的華北平原是落葉闊葉林地帶，西側的黃土高原是森林草原地帶和乾草原地帶，兩側的植被、土壤垂直帶特徵也存在明顯差異。
太行山脈多東西向橫谷，自古就是交通要道，商旅通衢。古時有著名的"太行八陘"。
太行山北高南低，大部分海拔在1200米以上。2000米以上的高峰有河北的小五台山、靈山、東靈山、白石山，山西的太白魏山、南索山、陽曲山等。北端最高峰為小五台山，海拔高2882米;南端高峰為陵川的佛子山、板山，海拔分別為1745米、1791米。
太行山山勢東陡西緩，山西高原東部河流多切過太行山進入河北平原，匯入海河水系。只有西南部的沁河水系向南匯入黃河。
太行山脈西翼連接山西高原，東翼由中山、低山、丘陵過渡到平原。山中多雄關，著名的有位於河北的紫荊關，山西的娘子關、虹梯關、壺關、天井關等。
太行山是黃土高原和華北平原的天然分界線。北宋時代傑出的科學家沈括看到太行山的山崖之間"怯怯御螺貝殼及石子如鳥卵者，橫亘石壁如帶"，經過研究指出:"此乃昔日之海濱，今東距海已近千里。"現代地質研究證實了他的論斷。太行山崖間的螺蚌殼，顯系古生代地層中的腕足動物或軟體動物化石。