简述地质演化史怎么写
『壹』 简述地质时期生物的演化发展历史
地质时期生物的演化发展简史大概是：
原始的蓝细菌、藻类→埃迪卡拉动物版群→小壳动权物群→澄江动物群→寒武纪生命爆发，三叶虫等原始节肢动物繁盛→半索动物出现、鱼类出现、腔肠动物繁盛、海洋节肢动物开始衰落、头足类、腕足类出现→泥盆纪植物登陆，之后节肢动物登陆、鱼类登陆→两栖动物及原始爬行动物出现→爬行动物繁盛，海洋中鱼类繁盛，陆地蕨类及原始裸子植物繁盛→恐龙繁盛，菊石繁盛，裸子植物繁盛→恐龙绝灭，爬行动物衰落，菊石绝灭，裸子植物衰落，原始哺乳动物和被子植物出现→哺乳动物和被子植物繁盛→人类出现
『贰』 地质发展史
本区位于中朝准地台燕山台褶带的东段。在古太古代（3000Ma前），中朝准地台西起内蒙古大青山，向东经山西阳高、河北怀安、遵化、迁安，经本区再向东进入辽宁新金一带，最先出现了海底火山喷发，形成了以火山岩建造为主的迁西群堆积，其中已测得了3500M a左右的Sm-Nd法同位素年龄。在古太古代晚期，中朝准地台出现了初始陆核，并开始了陆壳和洋壳的分异。在距今3000Ma左右，包括本区在内的华北地区发生了一次重大的构造－变质热事件，造成了迁西群的强烈变质和混合岩化作用，局部可见混合花岗岩。这次构造－变质热事件产生的构造形迹主要是短轴褶皱——穹窿。新太古代末期，秦皇岛及其周边地区发生了大规模的酸性岩浆侵入。本区所在的山海关台拱区主要就是由新太古代花岗岩组成的，整体为一个花岗岩穹窿。
本区缺失古－中元古界，其原因与台拱区西界的青龙－滦县大断裂密切相关。该断裂形成于新太古代晚期，导致了当时沿断裂的海底中基性熔岩喷发，从古元古代初期至新元古代早期，断裂两侧呈明显的差异升降活动，西盘持续下降，堆积了厚达数万米的碎屑岩系和火山岩系；东盘即台拱区则不断隆起，沉积间断，遭受剥蚀并为西盘提供了沉积物源。在新元古代中期，华北地区地壳整体下降，海侵范围急剧扩大，向东越过了青龙－滦县大断裂，直达山海关一带，在本区形成了浅海相的青白口系长龙山组。
在新元古代晚期，即800～570Ma的震旦纪，整个中朝准地台上升成陆，没有接受沉积。在本区表现为下寒武统府君山组假整合于青白口系长龙山组之上。
从寒武纪至中奥陶世末期，中朝准地台总体处于海侵环境，地壳运动主要发生在海盆内部。在早寒武世出现沉积间断，即馒头组与下伏府君山组假整合接触；而其余时期虽有短期上升，但沉积是连续的，地层之间为整合接触关系
从晚奥陶世开始，整个中朝准地台再次全面上升成陆，直到晚石炭世才重新下降，接受沉积。因此，本区和中朝准地台其他地区一样，缺失这一时期的沉积。
进入晚石炭世，中朝准地台又开始缓慢沉降。晚石炭世沉积的主体为一套海陆交互相的含煤碎屑岩。由于遭受了晚奥陶世—早石炭世的长期风化剥蚀，在古风化面上富集了大量的铁铝质矿物；当海水再次入侵时，富含铁铝质矿物的碎屑岩最先沉积在凹凸不平的风化面上，结果在本溪组底部形成了以残积型为主的山西式铁矿和铝土矿，根据古风化壳中含有较多铝土矿可知，在晚奥陶世—早石炭世，中朝准地台位于低纬度（N10°～20°）地区，以后发生了大规模的水平运动才到达现今的位置。
晚石炭世末期地壳上升，致使中朝准地台的主体到早二叠世基本脱离海洋环境；至晚二叠世海水全部退出华北地区，转变为陆地环境。早二叠世沉积为一套以河湖相、沼泽相为主的含煤碎屑建造，晚二叠世沉积为一套不含煤的河湖相碎屑建造。
早—中三叠世本区处于上升阶段，缺失沉积。中三叠世末的印支运动在东邻辽宁省境内比较强烈，往西进入本区明显减弱。在本区，印支运动造成了下侏罗统下花园组与下伏古生界之间呈角度不整合接触关系。
在侏罗纪发生了对我国东部地区影响极为强烈的燕山运动，早侏罗世末的燕山运动Ⅰ幕较弱，在本区表现为由局部掀动而造成的中、下侏罗统之间的弱角度不整合接触关系。中侏罗世以来，地壳活动进一步发展，基底断裂继承性活动，发生了裂隙式火山喷发，并有岩浆侵入，在本区形成了中侏罗统髫髻山组中性火山岩 中侏罗世末的燕山运动Ⅱ幕比较强烈.在北西－南东向挤压应力作用下，广泛发育轴向以北东向为主的褶皱，基底断裂复活并产生新断裂。本区最重要的地质构造——柳江向斜的初始形态就是由燕山运动Ⅱ幕造成的，可能当时的轴向是北东向或北北东向，两翼倾角都是比较平缓并且接近相等的。
晚侏罗世为地壳剧烈活动时期，火山活动有中性和酸性岩浆喷发，在本区形成上侏罗统张家口组火山岩。晚侏罗世末的燕山运动主幕——第Ⅲ幕造成了强烈的区域逆冲构造变形和规模不大的中性中深成岩浆侵入活动。燕山运动Ⅱ、Ⅲ幕形成了区域主体构造格局，在本区形成了柳江向斜和一些新断裂，并且使老断裂重新活动。
在早白垩世，本区及邻区进入了重要的伸展构造活动时期，区域构造应力场转换成大致为北西－南东向伸展的应力状态，发生了强烈的伸展构造作用和大规模的岩浆活动 在邻区形成了构造带主要呈北东向的伸展断裂系统与伴生断陷盆地，产生了强烈的中酸性火山喷发活动。在本区发生了大规模的中性、酸性深成侵入活动，形成了燕塞湖石英正长岩岩株、后石湖山花岗岩岩株（118Ma）和响山花岗岩岩基（110Ma），它们侵入于张家口组及更老的地层中 位于柳江向斜南端西侧的响山花岗岩岩基侵入时对周围产生侧向挤压，导致柳江向斜进一步变形。向斜南端西侧受到由西向东的挤压力，造成褶皱轴向由近北东向或北北东向变为近南北向，向斜西翼地层产状变陡，发育南北向逆断层，局部地层直立、倒转或缺失；而东翼地层受影响很小，倾角较缓，南北向逆断层不发育（见图2-1，图2-3）。
从白垩纪开始，区域构造运动强度总体上逐渐减弱。直到现在，华北地区构造运动呈减弱趋势，全区总体上升遭受剥蚀，局部地区出现裂谷系和断陷盆地。在本区地壳上升运动明显，并且西北部抬升幅度大于东南部，全区缺失白垩纪－新近纪的沉积，在古近纪－第四纪早期发育了海拔高度大约为600m、450m、300m的三级夷平面，在第四纪形成了多级河流阶地、海蚀阶地和其他古海蚀地貌。
由此可见，侏罗纪燕山运动，特别是晚侏罗世末的燕山运动Ⅲ幕，对本区的地质演化过程起到至关重要的作用。这次运动奠定了本区现今构造格局的基本轮廓，以后的地质作用只是在此基础上进行改造而已。
『叁』 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。
『肆』 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。
『伍』 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。
『陆』 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
『柒』 地史演化简述
研究区南起喜马拉雅、北至冈底斯，与冈瓦纳大陆北缘陆块群之一的印度地盾有密切的亲缘关系，其演化是以印度板块北缘陆壳增生而起源的，之后的地质演化受控于特提斯的演化史。三叠纪末起由于雅江洋盆的扩张，冈底斯和仲巴成为印度板块北缘裂离出来的微陆块。晚白垩世雅江洋盆萎缩，印度板块向北俯冲-碰撞，自此开始了本区的隆升造山运动。
据现有资料，可将研究区划分为以下演化阶段:
一、前奥陶纪印度板块陆壳增生阶段
前震旦纪喜马拉雅地区和冈底斯地区由于印度板块北缘陆壳基底增生，分别沉积了聂拉木群和念青唐古拉群，在经变形变质后奠定了本区的沉积基底，从此揭开了研究区地质演化的序幕。
震旦纪—寒武纪喜马拉雅地区(含仲巴微陆块)形成了肉切村群沉积。
寒武纪末由于加里东运动的影响，本区隆升成陆，普遍出现奥陶纪底砾岩(中国地质调查局，成都地质矿产研究所，2004)。
二、奥陶纪至二叠纪陆表建造阶段
本期总体表现为较为稳定的以浅海相为主的沉积特点，至晚二叠世，除达机翁-马攸木断裂一带出现上二叠统姜叶玛组深海含有孔虫硅质灰岩夹硅质岩沉积外，喜马拉雅地区和冈底斯地区全部上升成陆，缺失沉积。泥盆纪—二叠纪期间由于北部古特提斯洋萎缩的影响，在冈底斯地区和喜马拉雅地区出现拉张，发育有火山岩，冈底斯地区上石炭统—下二叠统中火山岩夹层具有较明显的大陆边缘(弧后)裂陷-裂谷性质;而喜马拉雅地区石炭系—二叠系中火山岩夹层具初始大陆裂谷性质。
1)喜马拉雅地区(含仲巴地区):奥陶纪—泥盆纪形成以碳酸盐岩为主的台地碳酸盐岩-碎屑岩组合，反映开阔的陆棚台地浅海沉积环境;石炭纪—二叠纪形成浅水碳酸盐岩-冰海坠积岩-碎屑岩-少量基性火山岩组合，反映近陆冰海沉积环境。
2)冈底斯地区奥陶纪—二叠纪发育陆表建造沉积系列，其中的奥陶系—志留系为台地碳酸盐岩-碎屑岩组合，为稳定背景下的浅海环境沉积建造。泥盆系—下石炭统为台地碳酸盐岩-滨海碎屑岩-少量基性火山岩组合。上石炭统—下二叠统为台地/台间碳酸盐岩-冰海碎屑岩-类复理石-基性火山岩组合。
三、三叠纪至早白垩世雅江洋盆扩张阶段
三叠纪雅江洋盆开始扩张，喜马拉雅被动陆缘雏形开始形成，至晚三叠世末雅江洋盆形成，致使阿依松日居地体裂离出来而形成仲巴微陆块。而冈底斯主体直至早白垩世晚期仍为隆起，南北分别为雅江洋和班怒洋所围限。
1.喜马拉雅地区被动陆缘的形成
三叠纪至早侏罗世:北喜马拉雅为近陆沉积带，发育浅水碳酸盐岩-碎屑岩组合，反映滨岸-陆棚沉积环境;拉轨岗日为远陆沉积带，发育半深水细碎屑岩-类复理石-滑塌岩组合，反映陆隆-陆坡沉积环境。
晚侏罗世—早白垩世藏南表现为残余海盆沉积特点。
2.冈底斯地区南北缘活动型大陆边缘转化
冈底斯主体继承了晚二叠世格局，保持陆相背景，中晚侏罗世北缘(班怒洋南侧)出现活动型复理石沉积。冈底斯的南缘，由于雅江海盆的扩张，晚三叠世发育有修康群活动型沉积而显示出活动陆缘特点，明显区别于喜马拉雅地区，而且南缘发育的中晚三叠世火山岩、中晚侏罗世—早白垩世火山岩为岛弧火山岩性质，反映出这两个阶段冈底斯南缘具汇聚活动边缘的特点。
3.仲巴微陆块的形成
由于晚三叠世末雅江南北海盆的扩张成洋，使阿依松日居地体从喜马拉雅-冈底斯统一陆块中裂离出来，形成了为雅江南北洋盆所挟持的仲巴微陆块。南北海盆晚三叠世时，在中下三叠统浅海相碳酸盐岩、细碎屑岩沉积上，发育中基性火山岩、放射虫硅质岩的深水火山硅质岩建造并含二叠系外来岩块，至晚侏罗世—早白垩世北侧洋盆发育嘎学群深海含中基性火山熔岩建造，标志着雅江洋盆自晚三叠世末的形成。
四、晚白垩世以来雅江洋盆萎缩-青藏高原汇聚造山阶段
1)晚白垩世雅江洋盆消减、俯冲阶段:冈底斯南缘I型花岗岩基开始形成，并发育岛弧火山岩，洋壳组分被刮削成为增生楔。
2)古近纪陆(弧)-陆碰撞阶段:冈底斯南缘S型花岗岩侵位及板内火山岩喷发。缝合带部位出现残余海盆磨拉石沉积，并开始出现陆相磨拉石沉积。
3)中新世以来碰撞隆升后伸展阶段:主要表现为大陆隆升与伸展构造环境，以南北向系列断裂的形成和高位花岗岩、花岗斑岩的侵位为标志。
『捌』 地质学方面描述地质发展历史
其实这道题并不难
分析：图中展示的是一套断层-褶皱-不整合的地层（地层代号的版角标我看不清楚），古生界沉积了权奥陶、石炭、二叠三个系的地层，奥陶与石炭之间缺失志留系地层，但新老地层产状基本一致，是平行不整合。发育断层，右侧断盘上升，为逆断层，断层的年代晚于二叠纪早于侏罗纪，右侧断盘底部为花岗岩侵入体，为热事件，缺失奥陶系地层，石炭-二叠系地层发生褶皱，为逆冲推覆。二叠系之上缺失三叠系地层、下-中侏罗统地层，为角度不整合，之上沉积了上侏罗统地层（我看着好像是），之后又缺失下白垩统地层，形成平行不整合，后又沉积了一套上白垩统地层，中生界地层与上覆第四系地层又为角度不整合接触。
简单归纳这一地区的地质发展简史：
早古生界，区内沉积了一套奥陶系地层，之后抬升为陆，缺失志留系沉积，之后下降接受沉积，形成石炭-二叠系地层。二叠纪之后区内经历热事件，花岗岩体侵位，造成断层发育并使右侧断盘抬升，形成逆冲断层和右侧断盘的背斜褶皱，该区抬升成陆并接受风化剥蚀，至晚侏罗世下降接受沉积，后又抬升，至晚白垩世，该区又接受沉积，形成上白垩统地层，之后又抬升成陆，遭受剥蚀，至第四纪下降接受沉积。
『玖』 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。
『拾』 地质发展史（字）
结合区域构造环境和区内地层与沉积相、构造类型与构造特征等资料，分析本区构造发展历史。