地質歷史
① 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。
② 地質演化簡史
圖1.3 地質演化示意圖（據張國偉等,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。
③ 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（地層代號的角標我看不清楚），古生界沉積了奧陶、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。
④ 地質歷史分析
如前所述，包括本區在內的華北地區，從晚古生代至早中生代為一統一而穩定的巨型盆地，具有典型克拉通盆地的性質。研究區上石炭統至三疊系連續沉積，至今尚未發現岩漿活動的證據。由此表明，本區的海西期與印支期仍屬同一構造旋迴，大地構造具有地台的特徵，晚古生代煤層埋藏歷史第一階段的古地熱場屬正常地熱場范疇，煤化作用服從深成變質規律。
進入燕山早期以後，整個華北地區的構造分異作用加劇。但是，就整個華北地區而言，侏羅紀岩漿岩僅見於北緣的陰山—燕山地區和東緣的郯廬深斷裂帶，屬陸殼型岩漿。然而，在研究區未見侏羅紀岩漿活動證據，該期古地熱場特徵未發生重大變化，晚古生代煤層埋藏歷史第二階段中的古地熱場可能仍屬正常地熱場范疇。
燕山中期是華北晚古生代以來最重要的岩漿-熱事件發生時期，地殼深部熱流機制發生了變化，古地熱場特徵發生顯著轉變。在此期間，我國東部地質發展史經歷了重大變革，上地幔物質強烈活動，並伴隨劇烈的地殼運動。據中外學者研究，燕山中期直至老第三紀，太平洋北部的庫拉—太平洋洋脊逐漸傾沒於亞洲東部邊緣島弧之下，傾沒的洋脊及洋脊兩側熱板塊的側向擴張作用，使我國東部的構造應力場由北西向的擠壓體制轉變為北西向的拉張體制（時振良等，1973;Uyeda等，1974;Hilde等，1977；環文林等，1982）。在拉張體制的作用下，我國東部地區在原先坳隆相間的構造格局基礎上發展為一系列大型的拉張性地塹。由於均衡調整，地塹發育地區地殼厚度變薄，地幔上拱，形成地幔隆起帶。由於地殼變薄，導致深部熱流向地殼淺部對流的強度增大；同時，隨地殼的拉張，幔源物質上涌，深部岩漿沿深大斷裂噴溢至地表或侵入地殼淺部，形成規模不等的附加熱源。由此，創造了異常古地熱場形成的地質條件。
研究區及其鄰區同樣存在著多處燕山中期岩漿活動的證據。區內西南角襄汾—浮山—翼城之間有閃長岩體大面積出露，面積達100餘平方公里。岩體侵位於三疊系，上覆第三繫上新統沉積，其鉀-氬放射性同位素年齡分布於91～138Ma之間，主要集中在130～140Ma，即岩漿活動的鼎盛期持續了約10Ma（表1-2），屬早白堊世岩漿活動的產物。在研究區東南邊緣及外圍的晉城、平順一帶見燕山期低溫熱液鉛鋅礦點，燕山期第二幕（早白堊世）具幔源岩漿性質的中-基性岩體分布在林縣、輝縣一帶，燕山中期岩漿岩在東部外圍的長治、左權及西北部外圍的太原等地也有廣泛分布。研究區內部不存在岩漿岩侵位於晚古生代以來沉積地層的現象，但在霍州東部的峪里、尉家壟、南峪等地見到穿插於太古宇霍縣群混合岩化片麻岩中的燕山期閃雲煌岩脈。
燕山中期的構造-岩漿活動背景，在研究區形成了異常古地熱場，強大的地熱流使區內沉積蓋層的古地溫梯度高達6℃/100m以上（下述），對晚古生代煤層在埋藏史第三階段的煤化作用進程以及煤層氣的生成與保存產生了深刻影響。異常古地熱場作用的結果，在晚古生代煤系中形成了分布廣泛的熱液脈體，脈體中發育的流體包裹體的各種性質為研究異常古地熱場的特徵提供了可靠依據。
進入新生代以後，太平洋板塊的運動方向發生變化，華北地區再次遭受北東東—南西西向的強烈擠壓。此時，雖然仍殘留一些表現為張性構造的地殼變形，但水平擠壓應力場作用下的剪切構造已佔主要地位，這對深部流體的大面積上湧起著某種程度的遏製作用。在這種大地構造背景之下，本區地殼逐漸冷卻，古地熱場逐漸恢復正常。
華北地區新生界岩漿活動主要發生於北部和東部邊緣地帶，沁水盆地東部外圍的左權一帶有沿北西—南東向分布的第四紀玄武岩產出，研究區內部未見新生代岩漿活動的證據。華北斷陷盆地現代大地熱流平均值為1.47HFU，平均地溫梯度為3.71℃/100m（陳墨香，1988）。本區現代地熱場的大地熱流值為1.5～1.65HFU，地溫梯度在3℃/100m左右（表4-1）。因此，研究區在新生代處於正常古地熱場的作用之下。由於地溫梯度減小，煤層埋深變淺，煤層受熱溫度和強度顯著低於燕山運動中期。據煤化作用不可逆原理可知，本區晚古生代煤的煤化作用程度在埋藏歷史的第四、第五階段不會得以進展。換言之，研究區晚古生代煤層的煤級及其展布格局基本上定型於燕山中期的早白堊世。
顯而易見，本區晚古生代以來的古地熱場演化經歷了以下四個發展階段（表4-2）。
第一階段，正常古地熱場，對應於煤層在海西後期—印支期的快速埋藏階段。隨著煤層埋深的逐漸增大，煤級在地溫升溫率的作用下緩慢增高。
第二階段，仍具正常古地熱場的性質，出現於燕山運動早期，相當於煤層埋藏史的穩定或波動階段。古地溫溫度雖隨煤層埋深的波動而有所升降，但由於波動極小，故煤化作用幾乎沒有進展。
表4-2山西南部晚古生代以來古地熱場發展歷史及階段
第三階段，異常高熱地熱場出現，發生於燕山運動中期，對應於煤層埋深顯著變淺階段。盡管煤層埋深顯著小於第二階段，但高地溫增溫率的存在致使煤層受熱溫度急劇增高，可能導致煤化作用得以長足發展，並有二次生烴作用顯著發生。
第四階段，古地熱場恢復正常，從燕山運動晚期延續至現代，包括了煤層埋藏史的第四、第五階段。由於煤層受熱溫度降低，煤化作用在這一階段已經完全停止。
⑤ 地質歷史分析法
地質歷史分析法是根據勘查和其他方法所獲得的資料，運用工程地質學等多學科知識對潛在崩塌體進行穩定性分析的一種方法。它包括變形史分析法、工程地質類比法、岩體穩定的結構分析法(含圖解分析法)，以及其他一些分析方法。在分析中應體現相互有機聯系原則、整體性原則、有序性原則和動態原則。
(一)岩體穩定的結構分析法
岩體穩定的結構分析法主要基於岩體結構及其特性，依據岩體中結構體之間相互依存、相互制約的關系，抓住主要結構面並根據結構面之間、結構面與臨空面之間的組合關系，確定可能失穩的結構體的形態、規模與空間分布，同時判定不穩定塊體可能移動的方向和破壞方式。
結構分析法主要採用圖解分析法。圖解分析法主要有邊坡穩定摩擦圓法、玫瑰圖法、赤平極射投影法、節理統計極點圖與等密度圖、平面投影法和實體比例投影法等。
(二)工程地質類比分析法
依據相似性原則將已經發生過的崩滑的地質體特徵、形成條件、驅動力、崩塌類型和形成機理等先驗實例與被勘查對象進行類比，分析其穩定性，其實質是把集成經驗(理論)應用到條件相似的工程中去。
類比的相似性原則，包含下列方面:
(1)崩滑體岩體性質、主控結構面、岩土體結構、斜坡結構和崩滑體介質結構條件等的相似性。
(2)崩滑體賦存條件的相似性。
(3)動力因素的相似性。
(4)發育階段的相似性等。
集成經驗具有地域性和實踐性，並與實踐者的認知水平有關。為提高其水平，可建立崩塌地質災害穩定性分析的專家系統，以供危險性評估使用。
(三)變形史分析法
變形史分析法主要依據崩塌發育規律中的發生周期性和階段性特徵，追溯潛在崩塌體的變形發育史，判定其現今所處階段，進而分析其穩定性。分析內容包括:
(1)崩滑體發育的區域性規律，包括周期性、階段性、時段性、動力因素及誘發因素的統一性。
(2)根據被勘查崩滑體的變形形跡和變形速率(監測資料)，分析崩滑體現今所處的發育階段。
(3)調查了解其變形歷史，包括訪問和搜集地方誌和有關的資料。
(四)地質綜合分析
在上述各項分析的基礎上，對被勘查的崩滑體的形體特徵、地質構成、成災條件、成災動力、成災因素、成災機理、變形破壞形式和特徵、失穩條件和機制等進行全面系統地整理、歸納，進而評價崩塌體現階段的穩定性，並預測其發展趨勢、評價其失穩的必要條件、相關因素、失穩的可能性和失穩的規模、方式、方向，預測失穩的時間。
⑥ 地質發展簡史
本區位於華北地台燕山台褶帶的東段，地質發展歷史與華北地台發展史基本一致，曾經歷過基底形成、蓋層演化、構造變形改造等幾個重要階段。
從區域地質背景來看，華北地台結晶基底的形成，經歷了太古代及早元古代這一漫長的地槽發展階段，呂梁運動造成地槽褶皺回返，形成了華北地台的統一結晶基底。本區雖然未見有大面積太古界及早元古界變質岩系的出露，但是尚可以看到新太古界綏中花崗岩。
自呂梁運動以後，華北地台進入了一個相對穩定的蓋層發展階段，但在中、新元古代(特別是中元古代)地形起伏還是比較明顯的，地台北部的燕山地區發育北東東向的狹長海槽，並有隆起帶相間。本區缺失中元古界，其原因與台拱區西界的青龍-灤縣大斷裂密切相關。該斷裂為基底型斷裂，古元古代初期至新元古代早期，該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海相地層。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，華北地台整體下降，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，在本區形成了濱淺海相的青白口系長龍山組和景兒峪組。在新元古代晚期，即8.0億～5.7億年的震旦紀，華北地台主體部分上升成陸，因此在實習區沒有接受沉積。
從寒武紀至中奧陶世末期，華北地台總體處於海侵環境，地殼運動主要發生在海盆內部。早寒武世華北地台再度下降，在本區表現為下寒武統府君山組假整合於青白口系景兒峪組之上。早寒武世府君山期，本區地殼又開始上升，曾一度出現沉積間斷，即饅頭組與下伏府君山組呈假整合接觸;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。
中奧陶世晚期，整個華北地台再次全面上升成陸，轉入長期遭受風化剝蝕的地史時期，因此，實習區和華北地台其他地區一樣，缺失這一時期的沉積，並形成廣泛分布的古風化殼。在古風化殼上形成了殘積型為主的山西式鐵礦和鋁土礦。
中石炭世，華北地台又開始緩慢沉降，中、晚石炭世沉積的主體為一套海陸交互相的含煤碎屑岩。
晚石炭世末期地殼上升，致使華北地台的主體基本脫離海洋環境，轉為陸地環境。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內比較強烈，往西進入實習區明顯減弱。在實習區，印支運動造成了下侏羅統北票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蘭旗組中性火山岩。
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。實習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，在實習區形成上侏羅統孫家梁組火山岩。晚侏羅世末的燕山運動主幕———第Ⅲ幕造成了區域性的強烈構造變形和大規模岩體侵入。在實習區表現為大規模的酸性深成侵入活動，形成響山花崗岩基和後湖山花崗岩株，它們侵入於孫家梁組及更老的地層中。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。
燕山運動Ⅱ、Ⅲ幕形成了區域主體構造格局，在實習區形成了柳江向斜和一些新斷裂，並且使老斷裂重新活動。從白堊紀開始，區域構造運動強度總體上逐漸減弱，全區總體上升遭受剝蝕，局部地區出現裂谷系和斷陷盆地。實習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和溶洞。
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，對實習區的地質演化過程起到至關重要的作用。這次運動奠定了實習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。
⑦ 什麼叫地質時期，歷史時期，近代時期
地質時期
指地球歷史中有地層記錄的一段漫長的時期。由於目前已經發現地球上版最老的地權層同位素年齡值約46億年左右。因此，一般以46億年為界限，將地球歷史分為兩大階段，46億年以前階段稱為「天文時期」或「前地質時期」，46億年以後階段稱為「地質時期」。
另：
地質時期，為地球的地質歷史所佔據的漫長的時間范圍， 從大約39億年前(相當於已知最老岩石的年齡)延續到今天，實際上就是由地層所代表並記錄在地層中的那一段地球的歷史。
歷史時期是指人類活動的歷史 包括史前歷史在內
近代分世界近代 既英國資產階級革命(1640年)開始 中國近代時期是從1840年鴉片戰爭開始到1949年中華人民共和國成立
⑧ 地質史
夾皮溝金礦區是金礦密集區。它位於華北地台北緣東段邊緣構造活動帶上，主要產出在夾皮溝花崗岩－綠岩帶的西南側，呈NW向展布，延綿30餘公里，有十餘個大、中、小型礦床和上百個礦點，發現的含金石英脈上千條，主要礦床有夾皮溝本區、三道岔、二道溝、八家子、板廟子、小北溝、四道岔、大線溝等。金礦帶分布在夾皮溝綠岩帶與啞鈴狀鉀質花崗岩之間的綠岩帶一側，礦體產出在韌性剪切帶中。綠岩帶、鉀質花崗岩和韌性剪切帶是與金礦密切相關的3個主要地質因素（圖1-2）。
夾皮溝綠岩帶位於樺甸市東南大紅石砬子—老牛溝—夾皮溝一帶，呈NW向長條狀分布在華北地台鐵嶺－靖宇隆起和古亞洲吉林褶皺區交界處的台區一側，並受濱太平洋大陸邊緣活動的影響，綠岩帶延伸約45km，寬4～10km，面積約315km2，北東側與以華力西晚期為主的黃泥嶺花崗岩相接，西南側以韌性剪切帶和新太古代鉀質花崗岩與龍崗麻粒岩－片麻岩區相鄰，北西端以輝發河斷裂為界，南東部分被鉀質花崗岩和燕山期花崗岩切斷。綠岩帶本身又被太古宙英雲閃長質－奧長花崗質片麻岩侵入，肢解成大小不等、形態不一的殘塊。花崗質岩石出露面積占總面積的65%左右，綠岩帶約佔35%，兩者之比約5:3。綠岩帶地層為夾皮溝岩群，下部老牛溝岩組，其原岩建造以鎂鐵質火山岩為主夾少量超鎂鐵質岩，厚度為2500m；上部三道溝岩組，原岩主要由鎂鐵質火山岩、長英質火山岩、沉積岩和條帶狀鐵建造等組成，厚度為1300m。夾皮溝岩群中安山質岩石不發育。整個岩序形成一個巨型的火山－沉積旋迴，又可再細分為多個次級火山－沉積旋迴。
圖1-2夾皮溝太古宙花崗岩－綠岩帶地質及礦床分布略圖
1—呼蘭群；2—夾皮溝岩群三道溝岩組；3—夾皮溝岩群老牛溝岩組；4—片麻岩－麻粒岩區；5—太古宙英雲閃長質－奧長花崗質片麻岩；6—華力西期花崗岩；7—鉀質花崗岩；8—金礦床；9—韌性剪切帶；10—地質界線；11—推斷地質界線
對夾皮溝金礦區地質認識的不斷深化是與採金和找金的實踐緊密相聯的，是與地質科學不斷發展密切相關的。對金礦帶賦存的控礦構造從主蝕變帶→NW向構造帶→韌性剪切帶的認識，從地表找礦到研究礦體的分布規律，從單一的地質找礦方法到以地質為主，物化遙的綜合信息找礦，從對礦床成因岩漿期後熱液礦床到綠岩帶有關的熱液金礦床，無不浸透著廣大地質工作者辛勤的勞動和無窮的智慧；隨著對地質認識上的一次次深化，促進了找礦工作的一次次突破，充分說明了科學技術是第一生產力的顛撲不破的真理。
在1960年以前，夾皮溝礦區雖然開采黃金已一百多年，但當時找金工作主要局限在主蝕變帶，且僅有一張26km2的1:5000千地形地質圖。圖上僅表示出幾條蝕變帶和岩脈（圖1-3）。主蝕變帶是指鞍山群三道溝組角閃斜長片麻岩經退變質作用形成的綠泥片岩、綠泥絹雲石英片岩等，其中疊加有硅化、絹雲母化、黃鐵礦化等熱液蝕變及含金石英脈等的地質體。主蝕變帶走向NEE，長約5000m，寬200～300m，開采了16條含金石英脈，最大礦脈的延長和延深均達600～700m。當時的認識是含金石英脈受構造控制，金的成礦物質來自燕山期花崗岩，礦床成因屬於岩漿期後熱液充填，工業遠景礦脈皆產在NEE向的主蝕變帶內。這些認識，在本區早期找礦時曾起過一定的作用，但後來根據這些認識將主要勘探工程（約6000多米鑽探，800多米的坑道）都投入到主蝕變帶，卻沒有取得新的進展，不得不在1960年10月夾皮溝本區宣布閉坑停產。
圖1-31960年前夾皮溝礦區地質圖
（據程玉明，1986）
1—太古宙岩石；2—主蝕變帶；3—花崗閃長岩；4—夕卡岩；5—含金石英脈；6—竣工鑽孔
在夾皮溝地區找礦工作面臨山窮水盡的情況下，在本區工作的廣大地質工作者，特別是604隊的地質人員，在反復研究了約20多處金礦點後，發現其共同的特點就是受斷裂構造控制明顯。雖然它們各自的產狀不同，但空間上多分布在NW向擠壓破碎帶一側的次級構造中，而且當時在NW向擠壓斷裂帶上的小北溝金礦床開採的深度已近400m，因而說明NEE向主蝕變帶控礦構造不是唯一的，還應注意NW向斷裂帶的控礦作用。在對NW向構造帶認識的基礎上，604隊的地質人員經反復論證和篩選，先對二道溝五號礦點進行地質勘查工作。
在1909年（宣統元年）在二道溝地表發現有礦脈。從1956年到1960年的5年內，先後有4個單元對5號礦點作了地質評價，他們都對地表僅有的3條規模不大的含金石英脈（長30～50m，寬0.5～1m）做了無工業遠景的結論。自1961年起，604隊的地質人員在突出加強礦區構造的研究後，著眼於由礦脈的地表規模，轉到控礦構造的特點和規模上。二道溝5號礦點地表礦脈規模雖小，但含礦斷裂延伸達400多米，與無礦的結論似乎不一致。他們在進行深部地質評價中，第一鑽就見到了工業礦體，礦體厚度為6.43m，金品位為17.27g/t，坑道中也見到了工業礦體。通過4個月的地勘工作，肯定了礦床的工業遠景，從而使礦山恢復了生產。這是跳出主蝕變帶，突破礦體空間展布的「禁區」，找到的第一個大中型礦床，為形成北西向斷裂控礦的新認識，邁開了十分可喜的一步。
再如三道岔6號礦點，含金石英脈地表長僅10～20m，寬0.1～0.3m，品位只有0.4～0.8g/t。如單從地表的規模與礦石的品位來看，其遠景就不很樂觀；但礦點位於北西斷裂構造帶上盤，與已知工業礦床相比，礦化特徵相似，且控礦構造十分發育。604隊先用平硐探礦，見到含金石英脈後連續布3鑽孔，孔孔見礦，發現了隱伏的三道岔大型金礦床。
認識來源於實踐，實踐更深化了認識。出露在地表的金礦化，經常是零散的。604隊的地質人員通過對零星礦化現象分析，探索其賦存規律，認識控礦系統，選出最佳成礦地段進行評價，這是夾皮溝地區找金的有效經驗。如1904年在八家子西部發現兩條含金石英脈，長50m，寬20m，品位27g/t，斷續評價至1964年，因著眼於兩條小脈，收效甚微，而且作了否定的結論；後來用控礦系統觀點，再認識八家子礦點，發現該含金石英脈分布在石英正長斑岩的上下盤，兩者關系密切，確立了控礦系統的存在，在石英正長斑岩向東延長1000多米處，結合控礦因素，選擇有利地段，發現了隱伏的中型金礦床。四道岔、菜
70年代末期，二道溝深部礦體的發現，可以說是本區找金工作又一次重大突破，並進而深化了對礦床成因的認識。在二道溝金礦發現初期，認為含金石英脈的形成是與花崗閃長岩有關的岩漿期後熱液礦床，因而礦體應分布在花崗閃長岩的上盤，所以前期鑽孔幾乎都停留在花崗閃長岩里。直到70年代末期，在375m中段，在閃長玢岩下盤發現了富含方鉛礦的含金石英脈後，提出二道溝深部可能出現第二個富集地段，經過勘探，在花崗閃長岩的下部又找到了深部礦體（圖1-4），從而認識到花崗閃長岩不是含金石英脈的成礦母體，而是切穿礦體，其形成晚於金礦體，這是對本區金礦床成因認識上的又一次飛躍。
80年代以來，隨著改革開放的不斷深入，和國民經濟的飛速發展國家需要有充足的、豐富的黃金資源，國家對黃金工業給予了足夠的重視；同時國際合作交流進一步發展，國外有關綠岩帶、韌性剪切帶和綠岩帶金礦成礦理論的引入，對本區的地質研究和找金工作也起了極大的推動作用。在此期間，604地質隊、夾皮溝金礦、吉林有色地勘局地質研究所、長春地質學院、長春黃金研究所、沈陽地礦所、天津地礦所、吉林地質科學研究所（下稱吉林地科所）、東北大學、南京大學等單位在本區進行了地層、構造、變質岩、花崗岩、礦床、地球化學、同位素地質、綜合信息找礦等多學科研究工作，對礦區的綠岩帶地質、構造格架、韌性剪切帶、TTG岩系特徵、成岩成礦特徵、同位素年代、成礦機制和控礦因素、礦床成因、綜合信息找礦模式等整理出了豐富的資料，促進了本區的找礦工作；此外，還提交了研究報告，發表了大量學術論文、出版了一些專著，其中較為重要的有：《夾皮溝金礦控礦因素與富集規律》（604隊程玉明，1979），《華北板塊北緣東段金多金屬成礦帶成礦遠景區劃》（吉林地礦局劉長安等，1985），《夾皮溝金礦帶地質條件、成礦規律和找礦方向》（吉林有色地勘局研究所胡安國、王義文等，1985），《吉林南部夾皮溝地區早前寒武紀地質及金的成礦作用》（沈陽地礦所林寶欽、阮忠義，1986），《華北陸台太古宙花崗岩－綠岩地體中金礦床類型和演化》（天津地礦所沈保豐、駱輝等，1989），《吉林省夾皮溝－金城洞花崗岩－綠岩區成礦作用及找礦方向》（吉林地科所戴薪義等，1989），《吉林夾皮溝金礦床含金石英脈的40Ar/39Ar快中子活化年齡測定》（吉林有色地勘局研究所吳尚全，1991），《吉林夾皮溝金礦區綜合信息成礦預測及深部預測》（長春黃金研究所朱太天等，1992），《遼北－吉南太古宙地質及成礦》（天津地礦所沈保豐、駱輝等，1994），《夾皮溝金礦帶花崗岩－綠岩地體金礦的成礦規律與成礦預測》（吉林有色地勘局研究所程玉明等，1994），《清原－夾皮溝綠岩帶地質及金的成礦作用》（天津地礦所李俊建、沈保豐等，1995）；《吉南太古宙高級變質地體及金礦床》（孫曉明、徐克勤等，1996）。總之，本區研究程度很高，由於掌握資料有限，可能還有些較重要的論文、專著、報告沒有提及，尚請諒解。
圖1-4二道溝金礦床0線地質剖面圖
（據604地質隊）
1—角閃斜長片麻岩；2—花崗閃長岩；3—閃長玢岩；4—含金石英脈
⑨ 地質發展簡史
早古生代以來，因多期沉降，鄂爾多斯盆地形成了厚達5000～10000m的沉積蓋層，後經多期抬升，形成了加里東期、印支期和燕山期多個明顯侵蝕面。盆地沉積主要經歷了三大發育階段，即早古生代陸表海、晚古生代濱海平原及中生界內陸湖盆。
元古宙末，盆地開始沉降，出現早古生代最早的淺海台地。早寒武紀，整個的中東部、北部的廣大地區為古陸，而西南區首先沉降並接受沉積，從西、南兩側向古陸超覆，形成了一套邊緣海的砂頁岩和碳酸鹽岩。
中寒武張夏期，盆地整體下降，是長城紀以來下降和海侵規模最大的一次。除北部的烏蘭格爾古陸以外，其餘地區均接受了沉積，西南部沉積了一套較厚的盆地邊緣相灰岩和頁岩，中央古隆起地區沉積較薄，為一套潮坪相的含泥雲岩和顆粒灰岩；在其餘地區，主要為淺灘相的顆粒灰岩沉積。
晚寒武紀，盆地又趨於抬升，海水從中央古隆起逐漸退縮，此時中央古隆起和北部烏蘭格爾為古陸，西南部沉積了一套盆地邊緣相白雲岩，而在慶陽和烏蘭格爾古陸周緣沉積了一套較薄的潮坪雲岩，東部為局限海白雲岩。
早奧陶紀冶里期和亮甲山期，盆地繼續抬升。西部抬升的早且幅度大，致使西部和中北部廣大地區為古陸，而在東南部的坳陷區，沉積了一套潮坪相雲岩和泥質雲岩。
奧陶紀馬家溝期，除烏蘭格爾外，整個盆地再次整體下沉，為繼寒武紀以後的又一次大幅度、大范圍海侵。在中央古隆起的西部為開闊海環境的灰岩沉積，其東部為閉塞的台地膏鹽湖相沉積，表現為膏鹽岩、白雲岩和灰岩互層。此時的中央古隆起地區為潮上環境的膏鹽和雲岩。
中奧陶世平涼組，海水退縮至西部和南部，使該區沉積了一套黑色灰岩和泥質灰岩，晚奧陶世後，因加里東運動，整個盆地全部抬升為陸，缺失了志留系、泥盆系和下石炭統，並經歷了近1.5億年之久的風化剝蝕和大氣淡水淋濾，形成了較厚的奧陶系頂部風化殼，它是下古生界天然氣運移聚集的重要儲集場所。
中石炭世晚期，華北海和祁連海同時從東、西兩個方向侵入盆地，但中間仍被中央古隆起分隔，形成東、西兩個不同的沉積海域，其中西部海域沉降幅度大。
晚石炭世太原期，海侵范圍擴大，華北海和祁連海連為一體，東、西沉積差別消失，海水淹沒了整個盆地，沉積了一套太原組黑色泥岩、炭質泥岩、煤及局部生物灰岩。
圖2-2鄂爾多斯盆地綜合地層柱狀圖及石油地質基本特徵（據馮福闓等，1995，有修改）
早二疊世山西期，海水從中央古隆起的兩側向東、西方向退出，至此開始了鄂爾多斯盆地的陸相沉積期。早二疊世晚期以後（石盒子期），湖沼面積縮小，煤層變薄，至二疊紀末期，以乾旱氣候為主，又發育了大面積湖沼雜色沉積，這期間可形成儲集層及良好的蓋層。到中生代才形成統一的盆地——鄂爾多斯盆地。
鄂爾多斯盆地地溫梯度介於2.3～3.2℃/100m，平均為2.8℃/100m。石油地質基本特徵見圖2-2。縱向上，鄂爾多斯盆地被劃分為三套含油氣系統。中部氣田即處於下古生界含氣系統中，它是以下古生界奧陶系頂部風化殼為儲層，直接被石炭系底部鋁土質泥岩覆蓋，以上古生界石炭－二疊系含煤地層為區域蓋層。
⑩ 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。