什么叫地质演化
⑴ 地质演化史
地质发展史：
最早的地层是奥陶纪（D）的灰岩，上面是石炭纪（C）和二叠纪（P），着三版个地层权单元是整合接触。之后发生构造运动，形成一个向斜（核部是二叠纪地层，两翼是奥陶纪和石炭纪地层）。之后侏罗纪砂岩角度不整合接触于之前的所有地层。白垩纪和侏罗纪整合接触。最后全区整体发生构造变动。
⑵ 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。
⑶ 区域地质演化和地壳结构
西天山莱历斯高尔-达巴特一带出露最古老地层是温泉群，为古元古代时期形成的一套副片麻岩与片岩互层夹有变质中基性火山岩的深变质岩系，属拉张型被动陆缘含火山活动的斜坡相浊流沉积建造。这套地层的存在表明在斜坡之上的陆棚基底和物源剥蚀区可能有太古宇的基底。中—新元古代，西天山地区为一套稳定型大陆被动陆缘碎屑岩、碳酸盐岩沉积，火山物质很少，这一时期天山地区、塔里木地区及甘肃北山地区的沉积环境基本相似。青白口纪末—早震旦世初塔里木运动热事件使塔里木板块、伊犁微板块、准噶尔洋壳微板块形成了一个泛大陆(罗迪尼亚超大陆)。在寒武纪时期，宽阔的古亚洲洋已基本成型，但其打开时间还不太明确，在其后的俯冲消减和碰撞阶段都有斑岩铜矿产生，形成特征明显的古亚洲斑岩铜矿成矿域。在新疆北部，古中亚洋的裂解扩张有自北向南逐渐推移的趋势，并且可能具有双向的俯冲特征。在中晚寒武世—奥陶纪期间，随着罗迪尼亚超大陆的裂解，准噶尔洋壳微板块和伊犁微板块发生分离，形成准噶尔洋。奥陶纪—志留纪，准噶尔洋板块发生了双向的俯冲，即向北俯冲到西伯利亚板块之下，形成阿尔泰加里东岛弧;往南俯冲到伊犁地块之下，在赛里木-博罗科洛一带形成早古生代岛弧带，其火山-侵入岩带特征较明显，火山活动在早、中、晚志留世均有发生，但活动强度不大，分布也不均匀。泥盆纪—石炭纪期间，准噶尔洋板块继续向西伯利亚板块之下俯冲，形成了南阿尔泰成熟岛弧;另一侧则继续向伊犁板块俯冲，形成了依连哈比尔尕晚古生代弧前-海槽带、阿拉套-汗吉尕晚古生代陆缘盆地和博罗霍洛晚古生代岛弧带。阿拉套-汗吉尕晚古生代陆缘盆地内火山-侵入岩带特征较明显，火山活动和岩浆侵入较强烈，泥盆纪火山岩为中酸性火山碎屑岩和熔岩，侵入岩为岩株状花岗斑岩、花岗闪长斑岩和闪长玢岩等，石炭纪火山岩为中酸性火山碎屑岩和中基性熔岩，侵入岩为岩株状和岩基状二长花岗岩、花岗岩、花岗闪长岩、花岗斑岩和流纹斑岩等，形成有喇嘛苏斑岩-矽卡岩型铜矿、喇嘛萨依矽卡岩型铜矿、达巴特斑岩型铜矿和科克赛斑岩型铜矿。早石炭世，在博罗霍洛晚古生代岛弧带，产生吐拉苏上叠断陷盆地，出现下石炭统碱性-钙碱性系列中酸性火山碎屑岩、中-基性熔岩和浅成中酸性斑岩体以及深成相中酸性花岗岩，形成以阿希金矿为中心、与火山岩、次火山岩有关的浅成低温热液型和斑岩型金矿带;在该带的东部由于准噶尔洋壳的俯冲发生局部熔融，在熔融过程中同时析出金属，并且可能是因为在挤压背景下由于板块之间作用方式的调整而产生的短时间张性环境，致使深部含矿岩浆沿深大断裂的上升侵位，在岩体顶部富集形成莱历斯高尔铜钼矿。石炭世—早二叠世，准噶尔洋停止俯冲并且开始逐渐闭合，构造环境为松弛-拉张阶段，准噶尔板块与伊犁板块碰撞对接，西天山地区进入板内活动时期，应力性质由挤压变为伸展。
西天山作为古亚洲造山带的一部分，其动力地球学演化与相邻地区密切相关。西天山铜金多金属成矿带与哈萨克斯坦巴尔喀什铜金成矿带相比，两者的大地构造单元同属伊犁板块，铜金多金属矿床的赋矿岩石主要为晚古生代火山岩或次火山岩，控矿构造主要为NWW向区域性断裂与火山机构环形断裂，成岩成矿时代多为海西期。铜钼钨矿床均以斑岩型为主，分布在伊犁板块北部的晚古生代岛弧带内。在巴尔喀什铜金成矿带的北带，有多个大型-超大型斑岩型铜矿床(阿克赛、阿克托盖、科恩纳德等)分布，西天山铜金成矿带北部的西天山莱历斯高尔-达巴特一带目前已发现有喇嘛苏、达巴特、莱历斯高尔、哈勒尕提等斑岩型中小型铜钼矿床和浅成低温热液型阿希金矿床、吉尔格朗金矿床，尤其是近年在吐拉苏金矿带、科古琴山铜钼矿带、博罗霍洛铜钼矿带新发现的浅成低温热液型吉尔格朗金矿、科克赛和莱历斯高尔斑岩型铜钼矿已展示出很好的找矿前景。由此可见，西天山北部铜金成矿带与哈萨克斯坦巴尔喀什铜金成矿带具有相似的成矿地质条件和成矿动力学演化特点，是寻找大型-超大型铜、金矿床的有利地区。该区域特别是西天山莱历斯高尔-达巴特一带是新疆今后成矿理论研究和找矿勘查的重点地区之一。
⑷ 什么是地质环境演变模式,具体说一下什么意思！多谢啦！
地质环境：geological environment 自然环境的一种，指由岩石圈、水圈和大气圈组成的环境系统回。在长期的地质历答史演化的过程中，岩石圈和水圈之间、岩石圈和大气圈之间、大气圈和水圈之间进行物质迁移和能量转换，组成了一个相对平衡的开放系统。人类和其他生物依赖地质环境生存发展，同时，人类和其他生物又不断改变着地质环境。
⑸ 地球经历的天文演化和地质演化是什么意思
地球自形成以来，经历了约46亿年的演化过程，进行过错综复杂的物理、化学变化，同内时 雅丹地貌还容受天文变化的影响，所以各个层圈均在不断演变。约在35亿年前，地球上出现了生命现象，于是生物成为一种地质应力。最晚在距今200～300万年前，开始有人类出现。人类为了生存和发展，一直在努力适应和改变周围的环境。利用坚硬岩石作为用具和工具，从矿石中提取铜、铁等金属，对人类社会的历史产生过划时代的影响。
⑹ 地质结构及其演化
柴达木盆地为中新生代断陷盆地，盆地总体结构表现为东昆仑山和祁连山相向盆地挤压对冲，阿尔金山向东南方向逆冲，形成四周隆升成山而盆地沉降的构造格局。柴达木盆地四周环山，盆地与山区均以断裂为界，四周边界呈不规则的菱形。盆地内区域性深大断裂发育，多为逆断层，有的长达数百公里，在山区出露于地面，在平原区为隐伏断裂。盆地北西侧为阿尔金山左行走滑断裂，北侧为向南逆冲的柴北缘断裂，南侧为祁漫塔格山北缘向北逆冲的昆北断裂，盆地中部是三湖大断裂。盆地基底由前古近-新近纪地层组成，盖层为古近-新近系和第四系。盆地周边山区以前古近纪地层为主，盆地区及盆缘带以古近-新近纪地层为主，第四系主要分布于盆地之中和山间宽谷区。
一、盆地基底
前寒武纪地层。盆地的构造基底与塔里木-中朝地台相似。盆地前寒武系出露呈平行带状分布为其特征，一条在盆地东部出露于沙柳河和布赫特山一带；中部出露于赛什腾山、达肯达坂、锡铁山、欧龙布鲁克；西部出露于苏干湖北阿尔金山、俄博梁。另外，昆仑中部构造旋回带，它仅出露在那陵格勒河上游的两侧。
早古生代地层。早古生代沉积区是围绕着前寒武纪地层出露，它包裹或覆盖了前寒武系块体。该套地层分布较广，主要有党河南山柴北构造带；自阿尔金山丁字口，经赛什腾山、绿梁山至乌兰盆地北边缘柴中构造带；昆仑山北部和南部带构成的柴南构造带，其中昆仑山北部带西起祁漫塔格山，向东潜没于盆地东部复现于沙柳河，南部带沿博卡雷克塔格山和布尔汗布达山南坡出露。在上述沉积带上的早古生代地层是一套海相碎屑-火山沉积，属浅变质相。
晚古生代地层。由早古生代进入晚古生代，区域上经历了一次强烈的构造变动和较长时间的隆起剥蚀阶段。盆地北部区晚古生代沉积始于晚泥盆世，而且进入了构造上的相对稳定的大陆区，形成了一套陆相为主的沉积地层。
中生代地层。晚古生代末期盆地经历过一次构造运动，一般表现为隆起活动。三叠纪时海水进入，盆地成为浅海或海湾；至三叠纪末，唐古拉山再次隆起成陆。侏罗纪时盆地仍为较大的内陆湖盆，侏罗系十分发育，主要分布于盆地北部地区。
二、盆地盖层
新生代地层。始新世以后，印度与欧亚大陆碰撞的远程效应，使包括图区在内的青藏高原崛起，全面进入陆内叠覆造山阶段。古造山带再生，盆地进入以强烈上升运动为主，但昆仑山和祁连山抬升速率较大，导致两块体间的盆地相对下沉运动加剧，盆地区古近-新近系广泛分布，为一套冲积扇-河流-湖泊相碎屑岩建造，盆地西部沉积厚度大于5000m。
第四纪时期盆地经历了早更新世的河湖期、中更新世山区冰川发育期、晚更新世时盆地湖区出现了局部隆起整体的湖盆开始解体，在干旱气候条件下湖泊逐渐退缩形成的现代盆地中心的盐湖湖泊及盆地边缘的山间盐湖。柴达木盆地以祁连山和昆仑山的侧向挤压而形成了相对的多个坳陷区，从而成为第四纪地层的沉积中心；但由于各坳陷区的沉降幅度相差较大，使第四系厚度横向变化甚大。盆地西部的雁列式隆起带，老茫崖，各盆地近山前大部地区和山间宽谷区第四系厚度多小于500m；盆地西北部的花土沟、冷湖、苏干湖等地和各盆地近山前—中部过渡带大部地区第四系厚度多为500～1000m；盆地西北部的一里坪、马海盆地和东、西台吉乃尔等盆地中部地区第四系厚度1000～2000m，部分地区大于2000m；东达布逊湖和西达布逊湖地区是盆地最大的沉降中心，第四系厚度大于3000m。
三、地质结构模型
三维地质结构模型是通过对获得的钻孔资料、地质与水文地质剖面图等有关于地层结构的信息进行分析，认识地质结构，经过一定的人为分层处理，通过一定的技术手段，重现地质实体三维结构的一种可视化模型。
（一）资料收集分析
柴达木盆地三维地质结构模型，主要是依据收集到的水文地质钻孔资料和水文地质剖面以及相关成果报告进行区域综合对比分析，确定地质结构的岩性分类，并经过进一步概化钻孔地层结构（图2-6），确定地层结构的岩性组合关系，建立地质结构模型。
根据水文地质钻孔的钻探深度情况，绝大多数水文地质钻孔的钻探深度在300m以内。因此，将第四系的底界确定为地质结构模型的底界。
图2-6 水文地质钻孔分析示意图
根据水文地质钻孔的岩性记录，将柴达木盆地第四系地质结构按岩性概化为5类：盐土（包括石盐等）、砂土（包括粗砂、中砂、细砂、粉砂等）、粘性土包括粉土、亚砂土、亚粘土、粘土）、砾石土（包括砂砾石、卵砾石）、基岩包括砂岩、泥岩等）。
根据水文地质钻孔和实际的地质及水文地质剖面，将柴达木盆地的地层结构概化为15层，从地表到最底层的岩性分别为：盐土、砾石土、粘性土、砂土、粘性土、砂土、砾石土、砂土、粘性土、砂土、砾石土、砂土、粘性土、未知区、基岩。
在完成了613个水文地质钻孔的地层合并概化之后，建立了地层结构数据库表2-9）。在表中，X坐标为省去六度分区代码的坐标。根据GMS软件对数据库的要求，层面标号是从最底层开始的，模型的最后一层的底界编号为0，倒数第二层的底界（最后一层的顶界）编号为1，依此类推，地表的顶界编号为15。相对应的每一个层面都有自己的高程，每一层的岩性也都有对应的代号。
根据水文地质钻孔分布的密集情况，除了建立柴达木盆地的地质结构模型之外，还选取了钻孔分布相对比较稠密的地区———格尔木地区、德令哈地区和乌图美仁地区，分别建立了三个地区的地质结构模型。
表2-9 地层结构数据库表
备注：1001—盐土，1002—砂土，1003—粘性土，1004—砾石土，1005—基岩，1006—未知区。
（二）三维地质结构模型建立
三维地质结构模型的内容主要分为地表模型和地层结构模型。地表模型是通过分析下载的SRTM-DEM数据，经过一定的三维效果处理建立的；地层结构模型，是采用由美国Brigham Young大学环境模拟研究实验室（Environmental Modeling Research Laboratory）研制的GMS软件中的SOLID模块来实现的。
在准备完建立地层结构所需要的地层结构数据库之后，将数据调入GMS软件中，建立地层结构模型。
在打开GMS软件之后，在文件下拉菜单中的打开选项可直接把准备好的地层结构数据库调入，具体步骤为：调入地层结构数据库、调入地层结构数据库；再调入边界文件，定义三角剖分网格的属性，然后进行三角网格的剖分；利用软件中的Horizons →Solids模块，形成体文件。
形成体文件之后，就可利用软件中的渲染功能，进行地层结构模型的三维显示；同时，还可以利用软件中的切剖面模块，对形成的地质实体进行任意剖面的切割。
（三）三维地质结构模型
除建立了柴达木盆地的地质结构模型外（图2-7、图2-8、图2-9、图2-10），还分别建立了格尔木地区（图2-11、图2-12）、德令哈地区（图2-13、图2-14）和乌图美仁地区的地质结构模型。地层结构模型主要是通过地层结构模型图、地层结构立体图和任意的剖面来展示。
图2-7 柴达木盆地地层结构立体图
通过建立柴达木盆地三维地质结构模型，可以清晰、直观地展示出柴达木盆地的地表和地层结构的信息；同时，还可以实现任意方向上剖面的切割，弥补了钻孔资料缺乏的不足。
在建立地质结构模型的过程中，由于水文地质钻孔分布的不均匀性和钻探深度的限制，可能对实际地层结构认识程度不够，导致局部地段的地层结构有些失真或与实际情况有些偏差。
四、盆地的形成及其演化
太古宙阶段（2500Ma以前），以白日其利、察汗河表壳组合为代表，分别有3280Ma、3456Ma的Sm-Nd年龄信息，壳幔物质添加、陆壳增生，形成早期大陆壳，经五台运动，中朝、西域、扬子等陆核焊合；古元古代阶段（2500～1800Ma），裂陷体时期，壳幔分离，原始中国古陆裂解，昆仑、祁连原裂陷海槽形成，中朝、西域扬子等陆块分离，吕梁运动，上述诸陆块联合，古中国大陆初步固结，结晶基底形成；中新元古代阶段（1800～800Ma），裂陷体向亚板块体过渡，包括盆区在内的古中国大陆裂解，区内在北祁连、柴北缘及昆仑剧烈裂陷，局部古再生洋萌芽，西域、中朝、扬子等陆块有限裂离，约在800Ma晋宁运动上述诸陆块联结，古中国大陆最终固结；南华纪—早寒武世阶段—泛非或兴凯旋回（800～513Ma），板内变形为主向板缘变形为主过渡，区内欧龙布鲁克陆块上下寒武统与中寒武统之间的平行不整合关系表明是一次微弱的造陆作用，盆区东昆仑、中祁连、柴北缘等地产生了规模不大的类似于CCG或POG型花岗岩，由此看来泛非或兴凯事件的性质可能具有板缘变形与板内变形过渡体制的特征；早古生代阶段（513～410Ma），古板块体制时期，区域上第二代古亚洲洋形成，包括盆地区在内的秦祁昆———系海底裂谷进化为多岛洋，古中国大陆（地台）便解体成以西域、中朝、扬子、羌塘-昌都等陆块为主体的泛华夏陆块群，大体于中晚奥陶世在西域板块的南缘演化为一系列弧盆系，并在志留纪晚期—泥盆纪初期发生了广泛的加里东运动，弧-陆碰撞→陆陆碰撞，秦祁昆多岛洋结束发展，西藏—马来—华南三叉裂谷系最终封闭，形成了相应的造山系，上述诸陆块重新汇聚，中国与核心冈瓦纳连起来，完成了大洋岩石圈构造体制向大陆岩石圈构造体制的转变；晚古生代—早中生代阶段（410～205Ma），即泥盆纪—三叠纪，主要为（北）古特提斯演化阶段，于晚三叠世随着巴颜喀拉残留海前陆盆地的封闭，进入陆块间强烈的叠覆造山阶段，并最终焊合为一体；晚中生代阶段（205～65Ma），中特提斯洋演化与发展，羌（北）古特提斯造山系进入陆内叠覆造山阶段，西域板块总体进一步缩短和改造，区内所有陆块进一步焊合；新生代阶段（65Ma以来），印度洋及归并于印度洋的新特提斯洋强烈扩张，始新世以后印度与欧亚大陆碰撞的远程效应，使包括图区在内的青藏高原崛起，全面进入陆内叠覆造山阶段，古造山带再生，推覆成盆，盆地向再生的造山带楔入造山，盆山耦合，现代构造-地貌形成。
图2-8 柴达木盆地剖面位置图
图2-9 柴达木盆地1—1′剖面
水准测量表明，由于昆仑山、祁连山和阿尔金山的不断隆升，盆地区则以每年3mm的速率整体沉降，因此在昆仑山前形成第四纪巨型单斜式断拗盆地，其前端往往出现中、晚更新世以来由于拗陷作用形成的湖泊，如达布逊湖；盆地北部形成中、新生界的隆起带，在阿尔金山—祁连山的前山褶皱带断续分布小型的第四纪山间盆地，如大柴旦、小柴旦、马海和冷湖等。总之，柴达木盆地成因及发展演化特征可归纳为以下几点。
图2-10 柴达木盆地2—2′剖面
图2-11 格尔木地区地质结构模型图
1）柴达木盆地的铸型主要经历了早—中侏罗世断陷湖盆的形成与晚侏罗世—白垩纪类前陆盆地发展阶段；古近纪拉分断陷的形成与新近纪至第四纪类前陆盆地的持续发育、现代大陆水圈形成阶段。雏形始于始新世晚期的阿尔金左行走滑断裂，使得阿尔金山不断崛起，至晚更新世导致柴达木盆地与塔里木彻底分野，成为封闭湖盆，盆地现代大陆水圈也逐步形成。柴达木盆地经过前第四纪数次构造变动后，祁连山和昆仑山隆起抬升使盆地与共和盆地隔绝，封闭了盆地东部及西南部，其时唯有盆地西北部与塔里木相连，成为柴达木-塔里木古淡水湖；由于阿尔金山在晚更新世初期或中更新世末期隆升，使柴达木盆地与塔里木分野，成为封闭的古湖盆，柴达木盆地正式形成，据地震局对阿尔金山冲洪积扇顶沉积物作石英-热释光测试，其年龄（BP）为160ka。
图2-12 格尔木地区地层结构立体图
图2-13 德令哈地区地质结构模型图
盆地的封闭性加之青藏高原不断上升，导致了地区气候逐渐转向干寒。阿尔金山抬升的同时，古湖盆中西部也随之相应上升，使古湖水向东流泄；其时古湖盆的气候状况与现在相似，亦即中、西部较东部干燥，古湖水补给量逐渐减少，蒸发量加大，使古湖水浓缩咸化，水中的生物，淡水贝类等顺水东迁，聚敛于古诺木洪北水域。据对努尔河中游表露的河蚬贝壳堤中的贝壳14 C测试，年龄约30ka左右［50m深处泥炭层中贝壳年龄（BP）（35120±625）a］，上层28～15ka。据达布逊和别勒滩钻孔资料，埋深在50～80m深度内灰色及灰黄色硬粘土层中河蚬贝壳，其地层年龄（BP）（21.5±3.1）～（35.5±3.4）ka，其上覆地层始见盐粒及盐层。由此可认为自阿尔金山隆起后古湖盆淡水咸化至形成盐湖相持约十几万年，干旱气候与湿润气候相互交替，总的趋势转向干旱，盆地真正成为盐湖约在1.5×104a以后。以察尔汗为例，按现代水体中携带的盐类物质测算察尔汗古河流水体带入该区中的盐分与目前查明的主要固盐和卤水、咸水中的储量相近似，由此分析，阿尔金山抬升后盆地仍处于淡水、滨浅湖环境至少持续100ka左右；其后由西及东古湖水逐渐咸化，约在15ka以后这段时间内盆地完成了成盐过程，现在的盐湖及盐滩多是当时的残留湖和洼地。
2）随新近纪—第四纪周边造山带的向盆地挤压推覆，从推覆山链剥蚀下来的陆屑流向盆地，在垂向上形成向上变粗、水平方向上由盆地边缘的冲洪积扇粗粒沉积为主，向盆地中心的细粒相冲湖积、湖积过渡的充填序列。
图2-14 德令哈地区地层结构立体图
3）受新近纪以来形成的逆冲-褶皱构造影响，在盆地内由边部向盆地中心依次发育盆内断层三角构造带（如那北构造）和盆内冲起构造带（如诺木洪北早更新世地层的冲起）。在周边逆冲-褶皱构造带与盆内断层三角构造带之间多发育山前冲洪积平原，形成山前戈壁带单层型潜水局部地下水系统；受盆内冲起构造带阻拦，向盆地中心沉积物颗粒变细，地层相变趋于复杂，在盆内冲起构造带———盆地中心逐步由双层型潜水与一层承压水局部地下水系统向湖积平原多层型咸水、盐卤水局部地下水系统过渡。
五、第四纪沉积环境演化
第四纪是地球历史上至关重要的时期，详尽地探讨柴达木盆地第四纪环境演化，不仅有力地促进柴达木盆地第四纪环境演化的研究程度，而且对今后的资源开发有明显的指导作用。柴达木盆地的演化与盆地盐湖资源的形成与开发一直是柴达木盆地研究中的焦点问题，然而，由于初始研究时方法的局限和技术的制约，使得其研究很局限，本章节主要综合前人的研究成果和近年内施工的钻孔资料，对整个盆地的演化做详细的描述。
（一）早更新世
由于三湖凹陷区第四系沉积巨厚，本项目施工的ZK2孔未能揭穿至早更新世地层，所以这里根据该区另一孔察尔汗水6孔及西北部钻孔的有关资料加以阐述。第四纪早更新世时，气候明显变冷，冷暖交替频繁，冷暖波动旋回最多达9.5次。其底界位于古地磁M/G界限附近，年代（BP）为2.387～2.55Ma之间；而其顶界则是由冷转暖，界面位于B/M界限之下不远，年代（BP）为0.674～0.777Ma之间。第四纪早更新世伴随青藏运动B、C幕的发生、发展，区内伴随阿尔金山左旋走滑的加剧，盆内一系列反“S”型中生代盖层褶皱隆起与凹陷此起彼伏，并改变了柴达木古湖盆地貌，使东部的赛什腾山裸露地面接受剥蚀；而西部及中部的油砂山、南翼山、大风山、俄博梁、冷湖构造带则初露头角，使柴达木古湖进一步分化为大浪滩、昆特依、一里坪、南八仙等沉积盆地雏形，花海-马海古湖沉积环境开始形成，沉积中心由西向东迁移，使东西台吉乃尔湖处于深湖环境中，同时湖水迅速东扩至达布逊湖区一线。此时盐类沉积中心由大浪滩向外扩展到大盐滩、昆特依、一里坪、南八仙及冷湖地区，出现石盐薄层、石膏层和含石膏碎屑层。
（二）中更新世
中更新世时，昆黄运动的发生、发展，柴达木盆地西北部及阿尔金山继续抬升。一方面，使阿尔金山进入临界冰冻圈行列，北部冰雪融水及碎屑物源增加，致使成盐期最早的大浪滩地区在中更新世晚期［距今（12.5～30）×104a］盐层比例明显降低，碎屑比例明显增高。另一方面，盆地内部次级背斜隆起，西部尕斯库勒湖及东部马海湖从古柴达木湖内分离成为独立的水文地质系统，大浪滩、大盐滩、昆特依、一里沟等地进入终端自析盐系统。结合察尔汗水6孔的相关资料，推出该层下界位于B/M界限附近，年代（BP）为0.77～0.72Ma，上界（BP）为0.12～0.15Ma。盆地气候仍继承早更新世冷暖交替的特点，冷暖波动旋回可达8次之多，这种冷暖波动特征，在本次施工的ZK2孔磁化率变化曲线和色度变化曲线上都有明显的反映（图2-15、图2-16、图2-17），其中在色度b*上的反映最为明显，且和磁化率的相关性最好，达到0.886。
图2-15 ZK2孔中更新统色度变化曲线
结合察尔汗水6孔的相关资料，可以得出古气候变化的如下事实：从中更新世开始到0.125Ma之间（BP）古气候呈现出温凉半干燥的特征，类似的气候变化阶段有：0.72～0.68Ma之间（BP），寒冷干燥；0.68～0.48Ma之间（BP），气候呈现出周期性的干湿冷暖振荡，0.34～0.24Ma之间（BP），古气候明显变得暖湿，0.23～0.18Ma之间（BP）又变得寒冷干燥，之后气候变得温暖湿润。
图2-16 ZK2孔中更新统磁化率变化曲线
图2-17 ZK2孔中更新统磁化率与色度b*变化对比图
（三）晚更新世
共和运动的发生、发展，使整个柴达木盆地周边山体及内部隆起区范围迅速扩大，大浪滩、大盐滩、察汗拉斯图、昆特依等盆地率先进入干盐湖环境，而尕斯库勒湖、马海湖、一里坪仍处于盐湖或咸化湖浅湖环境中。
晚更新世以来，本区的沉积环境发生了很大的变化，首先是经历了末次间冰期温暖湿润的气候环境。其中，柴达木盆地的末次间冰期的特征与其他地区有所不同，该区末次间冰期过早地结束，约为90ka前后（BP），在末次间冰期，磁化率和色度b*的变化都呈现出高值（图2-18、图2-19、图2-20），较晚更新世前有较大的不同，从90ka以后（BP），又表现出从寒冷干燥到温暖略湿的周期性变化，这种变化可与古里雅冰心等所记录的古气候变化趋势基本一致。再次，这种由暖湿到干冷的变化区间上，可以划分出末次间冰期以来古气候变化的5个阶段，第5段又可以划分成5个亚阶段。该变化特征说明柴达木盆地中古气候的变化有全球的一致性，即驱动因子相同。除此之外，色度曲线和磁化率曲线的周期性变化还与ZK2孔所在区域的湖泊在地质历史时期曾发生几次较大规模的湖水进退有关，湖水的退缩是一个渐变的过程；而相对而言，湖水的推进则是一个突变的过程，这可能是周边山区的冰盖在经历了冰期后，消融速度相对迅速的缘故。
图2-18 晚更新世以来ZK2孔磁化率变化曲线
图2-19 晚更新世以来ZK2孔色度b*变化曲线
图2-20 晚更新世以来ZK2孔色度b*与标准曲线的对比图
（四）全新世
全新世之前，由于受到发生在30ka左右（BP）的末次构造强烈抬升的影响，加之气候已经极度干旱，盆地西北部分地区已进入干盐湖阶段，东南部及察尔汗盆地湖水急剧浓缩，开始形成广布的石盐沉积，普遍进入盐湖阶段，并在全新世中期部分盐湖干涸成干盐滩，仅东、西台吉乃尔湖因受那陵格勒河的扇前补给，尕斯库勒湖、苏干湖、马海湖受河谷潜流补给而维持盐湖环境。发生在全新世初期的新仙女木事件，在ZK2孔色度b*和磁化率上均有明显的记录，只是在盆地东南部的ZK2孔色度b*和磁化率记录上，大约（BP）为12～11ka，发生的时间明显地偏早。
⑺ 区域地质演化简史
研究区的地质发展史可以由第四纪上溯到太古宙，历时约 3000 Ma，特征可用 “五次重要地质事件、两个重大转折时期和三个大地构造发展阶段”来概括。其中五次重要的地质事件指阜平运动、吕梁运动、印支运动、燕山运动和喜马拉雅运动; 两个重大的转折时期是吕梁期和印支期; 三个大地构造发展阶段分别为地台结晶基底陆核形成阶段 ( 太古宙—古元古代) 、准地台盖层形成阶段 ( 中元古代—中生代中三叠世) 和滨太平洋大陆边缘活动带发展阶段 ( 晚三叠世晚期—现代) 。
北京地质矿产局 ( 1991) 据此将本区地质构造发展划分为三个大阶段、六个旋回及相应的构造层，六个旋回分别是迁西、阜平、五台-吕梁、后吕梁-印支、燕山、喜马拉雅旋回 ( 表 2. 1) 。
太古宙末的阜平运动是前长城纪时期的一次重要的地质事件，它结束了本区优地槽的发展，是中朝雏地台的一个重要的形成时期。发生在中元古代末的吕梁运动是本区地质发展史中的第一个重大转折，这一运动规模浩大，影响很广，在南北向挤压应力的作用下本区和中朝地台的大部分地区一样，基底固化，吕梁运动以后，燕辽地区经历了裂陷槽的发展与消亡阶段，并进入了地台盖层发育阶段。印支运动是区内中生代的一次重要地质事件，也是中国大地构造发展史中的一次变革运动，它使中国古生代地槽全部褶皱封闭，最后形成了古亚洲构造域，从此结束了中国大陆自古生代以来一直存在着的南北分异、汇聚的古构造格局。这次运动不仅是区内最后一次大规模的南北向挤压运动，而且还是本区地史发展中的第二个重大转折。它结束了本区稳定地台盖层发展阶段，也是中朝准地台解体的开始，并从此同中国东部广大地区一起进入了滨太平洋大陆边缘活动带发展阶段。
自晚三叠世晚期起，本区由中元古代以来的以海相沉积为主、岩浆作用和构造形变表现微弱的大面积整体升降为特征的相对稳定的发展阶段，逐渐过渡为具有强烈的火山喷发、岩浆侵入和构造形变，沉积作用以断陷盆地中的火山-碎屑岩建造为特征的大陆边缘活动带发展阶段。其中，发生在侏罗纪和白垩纪期间的燕山运动的规模巨大，伴有强烈的火山活动和岩浆侵入，其影响波及整个燕山地区及中国东部; 喜马拉雅期主要表现为轴向北东的大面积引张断陷、岩浆作用以玄武岩的喷溢为特点。整个发展阶段中除第四纪初期可能有过一次短暂的海漫外，全部为陆相沉积。
⑻ 区域地质演化史
前人大量的同位素年代学及同位素示踪研究表明，新疆北部地区存在有4个不同时代基底的大陆地块，即塔里木地块——具有太古宙基底；天山地块——具有古元古代的基底；准噶尔地块——具有中元古代—新元古代的基底；阿尔泰地块——具有古—中元古代的基底。新疆北部地区的地质历史最早应追溯到3300～3000Ma前，在塔里木地块北缘库鲁克塔格地区的一套古—中元古代杂岩构成了我国西部地区古—中元古代的原始大陆地核，并可以与欧亚大陆中其他大陆核相呼应。塔里木地块古—中元古代大陆核经过大约2800Ma和2500Ma前的构造、变质、岩浆活动，逐渐扩大和成熟，形成了塔里木地块的古老基底，且干布拉克矿区混合岩化斜长角闪岩Sm-Nd全岩等时线年龄为2453Ma，εNd（t）=+2，西山口一带被震旦系不整合覆盖的蓝石英花岗岩中单粒锆石蒸发Pb同位素年龄（2487.7±5.1）Ma（高振家，1990），大陆地壳进一步扩大（例如，辛格尔南片麻状花岗岩的全岩Rb-Sr等时年龄为2028Ma±82Ma）。辛格尔运动（大约2500～2400Ma前）之后，进入了元古宙的演化阶段。随着海洋的逐渐扩大，出现了巨厚的陆源碎屑岩和碳酸盐岩的沉积，局部地区也有火山喷发活动，兴地塔格群不整合覆盖于太古宙杂岩上，为第一个元古宙的盖层，其底界年龄由Pb-Pb全岩等时线年龄确定为（2399±33）Ma，εNd（t）＝+4.3。在大约2000～1900Ma前，正值兴地运动期间，塔里木北缘地区普遍发生了一次区域变质作用，形成大量的混合岩化花岗岩，使得在大约2000～1800Ma前的一次重要的壳幔分异事件形成了近东西向的天山基底，天山东段星星峡群变质岩系得到的Sm-Nd全岩等时线年龄为（1829±143）Ma，εNd（t）=4.5；天山西段温泉群变质岩1727Ma，εNd（t）=＋5.3，以及一些花岗岩的Sm-Nd模式年龄等均说明了这次地壳增生事件的存在，与世界上广泛发生的一次地壳构造运动相一致。
阿尔泰地块的基底也在这一时期形成，阿尔泰地区一系列花岗岩、火山岩及变质岩的单个样品的Sm-Nd同位素模式年龄多数在1600～1300Ma范围内，这与富蕴附近出露的变质岩的时代，以及西延至哈萨克斯坦部分的锆石U-Pb年龄大约1400Ma是相一致的，因此，它可能反映了基底物质的地壳存留时间，考虑到“混合”的因素，1600～1300Ma应该是基底中古老地壳物质的最低年龄，即阿尔泰的基底应该至少是中元古代的。何国琦等（1989）在福海县达汗的里等花岗片麻岩中曾获得过1800～2400Ma的U-Pb年龄；本文在用铅同位素讨论阿尔泰诺尔特地区阿提什花岗岩体的成因时，也推算得到了2071Ma的壳幔分异时间，该年龄反映了阿尔泰地区地壳的形成时间。因此，阿尔泰地块应具有古—中元古代的基底。
大约1600Ma前，进入中元古代后，天山与塔里木地区有着不同的特征。在塔里木地块北缘，爱尔基干群不整合覆盖于兴地塔格群之上；在柯坪塔格，出露了产状平缓的阿克苏群等，其Pb-Pb全岩等时线年龄为（1663±16）Ma和（1596±66）Ma，可以作为这段地质历史时间的记录。天山地区缺乏这段时间地质作用的同位素年龄记录。但是到了中元古代的中期，即长城纪末，天山以北地区却发生了大规模的构造、岩浆、变质作用。在天山西段，长城纪时处于相对稳定沉积环境的特克斯群发生褶皱运动，其上被蓟县系科克苏群不整合覆盖；在天山活动区，则取得了大量大约1400Ma的年龄数据，如和静县艾肯达坂硅质岩Rb-Sr全岩等时线年龄（朱杰辰等，1986）。另外，在阿尔泰地区富蕴附近沿东西向分布的混合岩化片麻岩等变质岩也可能是这个时期壳幔分异作用产生的大陆地壳，但是尚无地质证据来支持大约1400Ma的地质作用。这一时期，塔里木北缘地区，相对比较稳定。蓟县纪时期，全区相对稳定，除局部地区褶皱隆起外，天山和塔里木大部分地区都处于长期稳定的沉积状态。在广阔的滨海、浅海环境中普遍沉积了巨厚的以镁质为主的碳酸盐岩层。蓟县纪末期的阿尔金运动影响范围比较广泛。塔里木边缘开始褶皱隆起，在东大山震旦系冰碛砾岩中，巨大花岗岩砾石的黑云母40Ar/39Ar年龄谱中出现的视年龄1080Ma就是这一运动的反映。在天山地区，地质构造运动表现得比较强烈，不但发生了变质作用，同时还伴有岩浆的侵入，甚至发生了壳幔分异作用。
塔里木运动发生在大约800Ma前，尤其在塔里木北缘地区，大量的年龄数据表明900～800Ma前，这里发生过强烈的区域变质、混合岩化作用。之后，在局部地区，如辛格尔以南地区，开始隆起。在天山地区，由于后期地质运动的影响，尤其是受到海西运动强烈的改造，仅局部保留了这个时期的运动痕迹。塔里木运动使塔里木及天山的前震旦系地块最终形成。此后，在整个范围内，震旦系不整合覆盖于青白口系之上。震旦纪时期，塔里木北缘除局部地区处于沉积环境外，大部分地区处于隆起、剥蚀构造环境，而天山与阿尔泰地区则处于沉积变质环境。
在古生代，准噶尔大洋壳的形成、扩张以及大陆块的俯冲等构造运动制约了新疆北部大陆地壳的演化与发展。由唐巴勒蛇绿岩套浅色辉长岩榍石及长石的Pb-Pb等时线以及辉长岩的Sm-Nd等时线的年龄结果表明，西准噶尔大洋壳形成的时间大约从500Ma前开始，并延续到大约400Ma前。由于洋壳的逐步形成、扩张以及不断地向北部西伯利亚板块和南部的塔里木板块俯冲等，使新疆北部大陆地壳活跃起来，处于多次的拉张－挤压过程，岩浆侵入，火山喷发作用十分频繁，从新疆北部地区所获得的同位素年龄数据看，在400Ma、350Ma、300Ma、250Ma等年龄范围内获得了大量的年龄数据，在年龄统计图中形成高峰值，尤其在海西早期400Ma及中—晚期300Ma和250Ma尤为明显。在这个阶段，由于板块之间的碰撞、深大断裂的形成、壳幔物质相互循环等，一些成矿元素不断由地幔带入地壳，通过壳内岩浆作用进一步演化富集成矿。因此，晚古生代是天山、准噶尔、阿尔泰等地区贵金属和有色金属的成矿期。在大约350～300Ma前，由于板块之间的碰撞，新大陆形成，3个板块逐渐闭合成一体。古生代以后，塔里木北缘在振荡式的隆起过程中，处于一个相对稳定的环境。因此有利于生油、储油，而天山以北地区造山运动频繁，提供了金属矿产的成矿条件。二叠纪之后，整个新疆北部呈现整体上升的格局，从过去的动荡不定逐渐走向稳定的过程。
在中、新生代时期，南北方向上的挤压使构造活动又活跃起来。前人及本次研究在阿尔泰地区获得一些印支、燕山期时间范围内的年龄数据，特别是一些40Ar/39Ar,Rb-Sr全岩等时线、锆石U-Pb等计时方法的年龄结果均表明中生代构造、变质作用及成矿作用的存在，并可能存在中生代的岩浆活动。另外，由40Ar/39Ar计时方法确定了青河西北的玄武岩属新第三纪，年龄为18Ma（胡霭琴等，1994），证实了新疆北部阿尔泰地区有新生代的火山喷发活动。
⑼ 区域地质演化
以三次大海侵为标志,可以把三清山地区10亿多年的地质演化发展历史分为三大的演化阶段,若干个演化时期,见表2.1。
表2.1 三清山地区构造运动演化
(据杨明桂等,2009;章森桂等,2009修改)
(1)从中元古代到震旦纪中期
距今1400Ma的中元古代,当时三清山地区的地壳运动处于沉降阶段,海水浸没达4亿年之久,沉积数千米厚的复理石沉积建造,并夹杂有海底火山喷发物。晋宁运动才结束了三清山的沉降历史,地壳开始逐渐抬升为陆地,三清山地区进入相对稳定的地台发展阶段。
距今1000Ma的新元古代,三清山地区是华南洋中的一个岛弧,北为扬子古板块、南为华夏古板块。约900Ma前后,扬子古板块与华夏古板块碰撞,成为罗迪尼亚(Rodinia)超大陆的组成部分,洋盆消失,形成了赣东北古板块结合带,留下了珍贵的古洋壳残迹,即蛇绿混杂岩带和蓝闪石片岩(是古板块对接的重要见证)。
距今800Ma左右,三清山地区进入裂谷期,罗迪尼亚超大陆裂解,三清山位于扬子大陆板块与华南裂谷海盆之间的过渡带,形成海相磨拉石、复理石和双峰式火山岩建造。区内处于陆表海的沉积环境,以碎屑建造为主;随着“雪球地球”事件出现,留下了古冰川活动遗迹——南沱组冰碛砾岩。
(2)震旦纪晚期到晚奥陶世
在距今600Ma的震旦纪晚期,海水又浸没了三清山地区达1.6亿年之久,一直延续到奥陶纪末期。震旦纪晚期,陆壳基本固结,气候转暖,冰雪消融,并形成了广泛的海侵,其间沉积超过4000 m厚的浅海相砂岩和碳酸盐岩建造,并出现了三叶虫、笔石和海绵等海相古生物。
早寒武世,三清山地区为半障壁性质的潮下浅水海盆,属缺氧环境,形成了富含钒、铀、硫、磷等元素的黑色页岩,底部夹石煤层。早寒武世晚期—晚寒武世,海侵范围扩大,沉积了约数百米厚的浅海相碳酸盐岩和钙泥质沉积物,并发生了生物大爆发,三叶虫、腕足类生物大量出现。
奥陶纪早中期,海洋水体比较稳定,有利于笔石动物的繁衍,形成了笔石页岩建造。奥陶纪晚期沉积了介壳相碳酸盐岩建造。奥陶纪末,地壳总体处于逐渐抬升状态,水体变浅。加里东造山运动第一幕使三清山地区再次“变海为陆”。
(3)早志留世到第四纪
在距今440Ma的志留纪早期,发生第三次大海侵。志留纪早中期,沉积了具类复理石构造特征的碎屑建造。加里东运动使地壳整体抬升,遭受较长时期的剥蚀夷平,因而三清山地区缺失志留纪中后期、泥盆纪早中期的沉积。
晚泥盆世时,古特提斯海水侵入华南古大陆,三清山地区在晚泥盆世至三叠纪早期沉积了以滨浅海相泥砂质建造、碳酸盐岩建造、海陆交互相的碎屑建造和含煤建造。
中三叠世末,印支运动强烈作用,结束了包括三清山在内的大规模海侵历史,欧亚板块与太平洋板块发生强烈碰撞并产生挤压抬升,盖层继而发生强烈褶皱与断裂,发生了区域性地壳隆升,形成了中、上三叠统间普遍的角度不整合接触。华南古大陆成了欧亚大陆板块的组成部分(程裕淇等,1994;马丽芳等,2002)。印支期我国的地质构造应力场发生转变,构造应力场以北西西向为主,中国大陆结束了南海北陆的状况,开始东西分异(黄定华等,1999)。
距今180Ma的燕山运动也是我国地质构造发展的另一个新阶段。燕山期中国东部地区岩浆活动十分强烈,中期达到顶峰,并伴有大规模的酸性火山喷发和岩浆侵入活动。晚侏罗世至早白垩世,随着太平洋板块的俯冲挤压,三清山地区发生中酸性岩浆喷发活动,形成钙碱性的中酸性火山岩组合,可划分为石溪和周家店两个岩浆活动旋回(同位素年龄为91.7～110.8Ma与119.2～128.3Ma,王勇等,2002)。早白垩世在拉张的构造环境下,三清山地区酸性岩浆大规模强烈上侵冷凝,形成了大面积的“三清山花岗岩体”(张星蒲,2001)。三清山花岗岩体的物质基础从此形成,三清山进入内陆发展的新阶段。可以说,中生代是三清山花岗岩的奠基时期。此后,又通过新生代的塑造,才造就了现今的奇特的花岗岩景观和独特的生态系统,特别是距今2～3Ma的新构造运动将三清山花岗岩体多次抬升,才形成现在的地质地貌和生态格局。
⑽ 地质演化史怎么写
按时间写啊，可以写构造演化史，沉积演化史和生物进化史