地质演化什么意思
A. 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。
B. 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。
C. 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。
D. 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。
E. 晚侏罗纪以来的地质演化
很显然，上述大地构造单元在晚侏罗世以前，属于性质截然不同的地质发展区。可是大约到了距今190Ma前，太平洋板块生成，并逐渐向西北方向迁移。到晚侏罗世，其作用明显加强，板块作用逐渐成为亚洲大陆东部边缘地质发展的主宰。伴随板块作用而发展起来的燕山运动，使已经稳定了的东北大陆再度活动起来，打破了原来的构造格局，开始了滨太平洋构造域的发展时期。纵观这个地质历史时期的特点是：在不同的地质背景上出现了性质相似、方向相同（北北东向），具有统一的、各自独立而又互相制约的构造局面。这个时期，松辽—捷雅地堑及其邻近盆地（三江—阿穆尔地堑）开始下沉，地幔上拱，两侧山地强烈褶皱伴有挤压推覆，岩浆活动加剧，并有断裂发生。
到了晚白垩世，大约距今85Ma，由于太平洋板块库拉脊的强烈扩张，更加剧了断裂复活和裂谷生成。随着板块作用的弧后扩张的继续发展，上述盆地与断裂逐步发展成地堑和裂谷。目前东北地区被公认的裂谷有：松辽—捷雅地堑、伊通—依兰裂谷、敦化—密山裂谷、三江—阿穆尔地堑。这些方向一致、近于平行的裂谷，包括邻近断陷盆地，统称东北大陆裂谷系（图1-4、图1-5）
图1-4东北大陆裂谷系与莫霍面厚度图
（一）裂谷系概述
东北大陆裂谷系是一个整体，其形成与演化如下。
1.松辽—捷雅地堑
位于大兴安岭、辽西山地以东，小兴安岭、东部山地和辽东山地以西，长约1400km，东西宽20～350km。以松嫩盆地为主体，向北过孙吴地堑与俄罗斯境内的捷雅盆地相通，向南越松辽分水岭与下辽河盆地相连。南端与华北裂谷系的渤海湾—中原裂谷相接。大约在晚侏罗世到早白垩世发生强烈拗陷，并接受厚达6～7km河湖相沉积。晚白垩世末到古新世发生了大量的火山喷发（距今60～86Ma），说明地堑已经裂开。这一地质事件发生的时间恰好与太平洋板块库拉脊的强烈扩张相对应（距今80～85Ma）。距今49～27Ma在双辽与下辽河一带均有强烈火山喷发，表明地堑活动加剧，裂谷发展到高潮。到新近纪以来，火山活动基本平息，表明裂谷开始收缩封闭。进入第四纪早、中期，松嫩平原以孙吴—安达深断裂为界，以东强烈收缩抬升，以西断陷下沉接受约200m厚的第四系沉积。
图1-6三江平原构造略图
上地幔发生断裂之前，地壳始终处在膨胀、挤压和高热流作用状态。其水平运动是深部上拱挤压引起的。这是裂谷形成前期阶段，可称拉张、凹陷、挤压阶段（图1-7a）。
当地幔断裂发生后，上地幔物质大量急剧上涌，引起底劈和侧向扩张，使前期的总体挤压转化为总体拉张。这个时期总的特点是：基性玄武岩浆沿上地幔断裂带大量喷溢，盆地裂陷加剧，裂谷形成。由于上地幔岩浆大量涌出，持续不断消耗内能，使压力、温度降低，地幔物质外溢而减少，导致上地幔收缩，于是裂谷走向封闭。正如，松辽—捷雅地堑大约在45Ma，裂谷达到高峰，随后走向收缩。这个时期为裂谷发育成熟阶段，可称拉张、裂陷、收缩阶段（图1-7b）。
2.其他裂谷的形成及演化
这里所说的其他裂谷，包括前面提到的伊通—依兰裂谷、敦化—密山裂谷和三江—阿穆尔地堑。它们的形成机制与演化过程，不完全受板块俯冲所控制，而主要受西侧裂谷的拉张与收缩（西侧为松辽—捷雅地堑，东侧为日本海盆）所制约。因此，有必要概略叙述日本海盆的形成过程。
图1-7盆地形成模式图
日本海盆成因众说纷纭，但趋向一致的认识，是分裂成因说。即在弧后扩张作用下，由大陆边缘解体而成。它裂开时间约距今45Ma，而裂开高峰距今25Ma，约在10Ma开始收缩，趋向稳定。到第四纪进一步收缩，并引起两岸火山对峙喷发。无疑，日本海盆收缩必然给两岸带来强大引张力。
东北大陆裂谷系，是以松辽—捷雅地堑为主体，向大陆边缘逐渐展开的。裂谷的形成与演化时间依次向后推移。松辽—捷雅地堑约距今85Ma裂开，40～45Ma裂开达到高峰，25Ma开始收缩；伊通—依兰裂谷晚白垩世有活动，距今14～13Ma，达到高峰，随后转向收缩；敦化—密山裂谷距今45Ma开始活动，距今11～7Ma达到高峰。到第四纪仍有活动。由此可见，松辽—捷雅地堑裂开时，伊通—-依兰裂谷开始活动，松辽—捷雅裂谷达到裂开高峰时，依兰—伊通裂谷开始裂开。此时，敦化—密山裂谷开始活动，当伊通—依兰裂谷达到裂开高峰，敦化—密山裂谷开始裂开。伊通—依兰裂谷活动减弱了，敦化—密山裂谷裂开达到高峰。然而，三江—阿穆山地堑例外，它开始活动时间几乎与松辽—捷雅地堑相同，但裂开时间较晚，大约与敦化—密山裂谷同时裂开。这是由于日本海盆强裂扩张（距今45～25Ma），使三江—阿穆尔地堑受到挤压所致。日本海盆强烈收缩（距今约10Ma）使三江—阿穆尔地堑裂开。
以上事实表明：东北大陆裂谷系的松辽—捷雅地堑和日本海盆为主体裂谷，其形成机制和演化过程与板块俯冲密切相关。而处在它们之间裂谷（伊通—依兰）（敦化—密山和三江—阿穆尔地堑）的形成机制与演化，不完全受板块运动所控制，更主要的是受两侧裂谷作用所制约。
F. 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。
G. 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。
H. 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。
I. 地质演化历史
3.2.1 地质演化
胶州湾地区在大地构造上处于华南板块与华北板块的碰撞带，属鲁东隆起和胶莱坳断两个Ⅲ级构造单元;区域构造线以NE向为主，次为NW;主要构造形迹为韧性剪切带和脆性断裂构造。
在地质历史上，胶州湾地区经历了吕梁运动和燕山运动两次重大的构造运动以及新近纪以来的喜马拉雅运动。
(1)吕梁运动
在距今20多亿年前的元古宙，岩浆活动比较频繁，形成了以火山岩为主的胶南群。元古宙晚期，火山作用渐弱，地层以海相为主。
大约在17亿～19亿年前的吕梁运动对本区影响较大，强烈的地应力使地层严重褶皱，胶南群内形成了多级顶厚等斜褶皱。此外，还形成了韧性剪切带，并靠其主界面形成线状混合花岗岩化带或混合岩－混合花岗岩带。韧性剪切带还改造了其中的褶皱，使其成为无根或钩形褶皱，并在大型韧性剪切带的一些断片及两盘形成拖曳褶皱。吕梁运动使胶南群经受了区域变质作用，并伴有钠质交代、有钾质加入的区域性混合岩化作用。吕梁运动后期，本区开始了地质历史上的第一次隆起。6亿年前的蓟县运动，使胶州湾地区再次发生变质作用和隆起。
(2)燕山运动
大约在2.13亿～0.65亿年前的燕山运动对该区影响最为强烈。中生代侏罗纪后，本区产生了NE向的断陷，并在断陷盆地内产生了陆相碎屑岩沉积，形成了上侏罗统莱阳组。随着构造运动的加剧，胶莱盆地因差异性活动而破裂，尤以其接合地带最为显著。大量火山喷发形成了白垩系青山群中、酸性火山岩系构成的东大洋火山岩带。青山群由下至上分布面积骤减，反映了火山活动的减弱。至晚白垩世，出现了以陆相湖泊、河流堆积为主的王氏群;同时，新华夏系的构造应力场产生了一些NE向的深大断裂，而这些深大断裂又作为岩浆通道导致岩浆在应力作用下向上侵入，形成崂山花岗岩带。燕山运动晚期，本区第二次抬升，继续遭受风化剥蚀并缓慢上升。
(3)喜马拉雅运动
自新近纪以来的喜马拉雅运动，一般称之为新构造运动。在本区构造活动方式以垂直差异运动为主，水平运动次之。新构造运动对先期形成的老构造运动形迹有着明显的继承性，又有新生性。新构造运动与地貌、断裂、地热、地震、水系等有着密切联系。
由于胶南隆起的抬升速度大于胶莱坳陷，在胶南隆起和胶莱坳陷边界上造成差异升降，又由于一系列NE向断裂和NW向断裂交互切割，形成了棋盘格式的胶州湾陷落。胶州湾沿岸河流水道的冲刷、第四纪冰川作用的切割及全新世玉木冰后期海水入侵的共同作用，形成了现在的胶州湾。
3.2.2 第四纪地层及其特点
胶州湾近海是全新世海侵形成的海，构造上属于稳定上升区。海底松散沉积物中只有全新世的海相地层，海相地层以下为晚更新世的河流、沼泽、冲洪积地层或中生代以前的基岩。下面根据物探、钻探和柱状取样资料以及以往的地质调查成果，对胶州湾第四纪地层及其特点进行简述。
(1)地层标志
胶州湾第四纪地层的划分标志主要有海相层标志、沉积间断面标志和14C年代学标志。
海相层标志:在海相沉积环境中，微体古生物的含量多、演化快，不同的属种和组合反映了海相和海陆过渡相的沉积环境。研究区内以含“有孔虫、宽卵中华丽花介、方地豆艳花介”的地层作为海相层，含“纯净小玻璃介、丰县假玻璃介”等介形虫的地层作为陆相层，陆相层中不含有孔虫;在海陆过渡相层中，以毕克卷转虫为优势种，该层可以和中国东部平原地区的卷转虫海侵进行对比。
沉积间断面标志:海水的侵入使得研究区内的沉积环境完全发生变化，沉积作用改变的结果表现为形成沉积间断面，该间断面以不整合或假整合为特征。海进初期的波浪作用使得沉积物表面形成富含砂、砾和贝壳的砂－粉砂－黏土质的海侵层。
14C年代学标志:14C年龄为更新统及全新统的划分提供了准确的数据。测试样品以黑色有机质淤泥、贝壳类及钙质结核为主。贝壳类包括完整或有磨损的贝壳及牡蛎;钙质结核矿物成分主要为方解石，不含文石和高镁方解石，化学成分以富钙、贫镁、Sr/Ba比值小于1为特征，是在陆地条件下由地表水的渗透、淋溶与毛细管作用形成的，同位素年龄为1.9万～3.0万年。
(2)地层划分及其特点
胶州湾基岩面以上的松散沉积物较薄，地层结构简单。其地层包括以残坡积、洪冲积为主及后期以河湖、沼泽相沉积为主的晚更新世陆相地层和以滨海地带海陆交互相为主的全新世海相地层。
根据青岛海洋地质研究所的研究资料，胶州湾综合地层剖面可归纳为图3.1所示，更新统与全新统的界线为11.5ka。
图3.1 胶州湾综合地层柱状剖面
结合其他调查成果，对第四纪地层进行研究与描述。
第四纪地层基本层序(图3.2):26.30m以下为冲洪积层，26.10～8.59m为河流相，8.59～8.41m为滨岸沉积，8.41～0m为浅海相，其中8.41～7.00m表现为盐沼沉积。
1)上更新统下段:红褐色砂质黏土，26.28～29.76m，含砾较多，坚硬。该层广泛分布在缓坡、现代河流一级阶地的底部和胶州湾堆积区底部;洪冲积层的下部与基岩面直接接触。岩性多为卵(碎)石、砾砂、中粗砂夹多层粉质黏土薄层;褐黄色，湿—饱和，稍密—中密，层状构造，紧密结构，粗颗粒磨圆度以亚角状为主，分选中等。粒度下粗上细，颗粒中间充填砂土、黏性土，以基底式－空隙式充填为主，物质成分以花岗岩、火山杂岩为主，具水平层理和斜层理。
图3.2 胶州湾第四纪基本地层划分
2)上更新统上段:该段的岩性以砾砂、中粗砂、细砂、砂质黏土为主，局部含铁染和植物的根系物，表层含较多的钙质结核。该层与上覆海相层呈不整合接触。根据胶州湾自然环境报告中的孢粉及古生物测试，含有淡水生扁卷螺、河蚬、河蚌、中国圆田螺等遗壳，含有较多的藜科、蒿属、菊科、水龙骨科、栎属、柳属和松属等孢粉化石，一般含有钙质结核。
3)下全新统:8.41～8.59m，岩性为灰黑色泥质中细砂，可塑，含大量贝壳碎片。下伏地层为含钙质结核的砂质黏土层，其间为不整合界面。
4)上全新统:0～8.41m，沉积物岩性为黏土质粉砂。7.44m以上为灰色，7.44m以下为深灰色，有机质含量较上端为高;软塑—可塑，饱和，岩性均匀;含水量向下减小，局部见有机质富集条带。7.2m和8.3m见虫孔，内充填粉细砂;7.75m以下见泥、沙互层。另外，在该层中有4个粒径大于2.5Φ的砂质组分含量较高的区段，分别为0～0.2m，0.7～1.0m，4.1～4.3m和7.5～7.8m。
(3)第四纪地层厚度及其控制因素
胶州湾口附近，沉积物都很薄，一般为0～5m;特别在团岛—薛家岛和团岛—黄岛之间基本无松散沉积物，基底直接出露。在团岛与黄岛中间一线，有一个沉积厚度的剧变区，自0m突变为20～40m，但范围较窄，呈NS向线状展布，北薄南厚。该沉积区与湾东岸两个沉积中心呈NNE向线性排列。
海湾中、西部沉积厚度中心基本位于湾中心，与两岸距离相差不大。胶州湾东岸沉积中心靠近东岸，形成以湾口北为顶点的“V”形分布中心。
湾外潮汐通道影响的范围内，沉积物厚度较薄，一般为5～10m，向北靠岸附近逐渐增厚至10～15m，再向北则又减薄至基岩海岸的0m。在落潮通道的末端及南翼，沉积厚度明显迅速增加，已经揭露的深度达到了40～45m。
总的来讲，地质构造决定了晚更新世以来坡、洪积至末期河流相沉积物的充填形态;全新世海水动力将湾口沉积物侵蚀殆尽，潮流携带侵蚀物质搬运至湾口两侧沉积，形成沟、脊相间地貌。沉积物的供给形成了胶州湾西部的三角洲堆积;海侵过程中的海面快速上升、物源供应及现代潮流作用，形成了研究区东部的残留沉积。