地质历史
① 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。
② 地质演化简史
图1.3 地质演化示意图（据张国伟等,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。
③ 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（地层代号的角标我看不清楚），古生界沉积了奥陶、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。
④ 地质历史分析
如前所述，包括本区在内的华北地区，从晚古生代至早中生代为一统一而稳定的巨型盆地，具有典型克拉通盆地的性质。研究区上石炭统至三叠系连续沉积，至今尚未发现岩浆活动的证据。由此表明，本区的海西期与印支期仍属同一构造旋回，大地构造具有地台的特征，晚古生代煤层埋藏历史第一阶段的古地热场属正常地热场范畴，煤化作用服从深成变质规律。
进入燕山早期以后，整个华北地区的构造分异作用加剧。但是，就整个华北地区而言，侏罗纪岩浆岩仅见于北缘的阴山—燕山地区和东缘的郯庐深断裂带，属陆壳型岩浆。然而，在研究区未见侏罗纪岩浆活动证据，该期古地热场特征未发生重大变化，晚古生代煤层埋藏历史第二阶段中的古地热场可能仍属正常地热场范畴。
燕山中期是华北晚古生代以来最重要的岩浆-热事件发生时期，地壳深部热流机制发生了变化，古地热场特征发生显著转变。在此期间，我国东部地质发展史经历了重大变革，上地幔物质强烈活动，并伴随剧烈的地壳运动。据中外学者研究，燕山中期直至老第三纪，太平洋北部的库拉—太平洋洋脊逐渐倾没于亚洲东部边缘岛弧之下，倾没的洋脊及洋脊两侧热板块的侧向扩张作用，使我国东部的构造应力场由北西向的挤压体制转变为北西向的拉张体制（时振良等，1973;Uyeda等，1974;Hilde等，1977；环文林等，1982）。在拉张体制的作用下，我国东部地区在原先坳隆相间的构造格局基础上发展为一系列大型的拉张性地堑。由于均衡调整，地堑发育地区地壳厚度变薄，地幔上拱，形成地幔隆起带。由于地壳变薄，导致深部热流向地壳浅部对流的强度增大；同时，随地壳的拉张，幔源物质上涌，深部岩浆沿深大断裂喷溢至地表或侵入地壳浅部，形成规模不等的附加热源。由此，创造了异常古地热场形成的地质条件。
研究区及其邻区同样存在着多处燕山中期岩浆活动的证据。区内西南角襄汾—浮山—翼城之间有闪长岩体大面积出露，面积达100余平方公里。岩体侵位于三叠系，上覆第三系上新统沉积，其钾-氩放射性同位素年龄分布于91～138Ma之间，主要集中在130～140Ma，即岩浆活动的鼎盛期持续了约10Ma（表1-2），属早白垩世岩浆活动的产物。在研究区东南边缘及外围的晋城、平顺一带见燕山期低温热液铅锌矿点，燕山期第二幕（早白垩世）具幔源岩浆性质的中-基性岩体分布在林县、辉县一带，燕山中期岩浆岩在东部外围的长治、左权及西北部外围的太原等地也有广泛分布。研究区内部不存在岩浆岩侵位于晚古生代以来沉积地层的现象，但在霍州东部的峪里、尉家垄、南峪等地见到穿插于太古宇霍县群混合岩化片麻岩中的燕山期闪云煌岩脉。
燕山中期的构造-岩浆活动背景，在研究区形成了异常古地热场，强大的地热流使区内沉积盖层的古地温梯度高达6℃/100m以上（下述），对晚古生代煤层在埋藏史第三阶段的煤化作用进程以及煤层气的生成与保存产生了深刻影响。异常古地热场作用的结果，在晚古生代煤系中形成了分布广泛的热液脉体，脉体中发育的流体包裹体的各种性质为研究异常古地热场的特征提供了可靠依据。
进入新生代以后，太平洋板块的运动方向发生变化，华北地区再次遭受北东东—南西西向的强烈挤压。此时，虽然仍残留一些表现为张性构造的地壳变形，但水平挤压应力场作用下的剪切构造已占主要地位，这对深部流体的大面积上涌起着某种程度的遏制作用。在这种大地构造背景之下，本区地壳逐渐冷却，古地热场逐渐恢复正常。
华北地区新生界岩浆活动主要发生于北部和东部边缘地带，沁水盆地东部外围的左权一带有沿北西—南东向分布的第四纪玄武岩产出，研究区内部未见新生代岩浆活动的证据。华北断陷盆地现代大地热流平均值为1.47HFU，平均地温梯度为3.71℃/100m（陈墨香，1988）。本区现代地热场的大地热流值为1.5～1.65HFU，地温梯度在3℃/100m左右（表4-1）。因此，研究区在新生代处于正常古地热场的作用之下。由于地温梯度减小，煤层埋深变浅，煤层受热温度和强度显著低于燕山运动中期。据煤化作用不可逆原理可知，本区晚古生代煤的煤化作用程度在埋藏历史的第四、第五阶段不会得以进展。换言之，研究区晚古生代煤层的煤级及其展布格局基本上定型于燕山中期的早白垩世。
显而易见，本区晚古生代以来的古地热场演化经历了以下四个发展阶段（表4-2）。
第一阶段，正常古地热场，对应于煤层在海西后期—印支期的快速埋藏阶段。随着煤层埋深的逐渐增大，煤级在地温升温率的作用下缓慢增高。
第二阶段，仍具正常古地热场的性质，出现于燕山运动早期，相当于煤层埋藏史的稳定或波动阶段。古地温温度虽随煤层埋深的波动而有所升降，但由于波动极小，故煤化作用几乎没有进展。
表4-2山西南部晚古生代以来古地热场发展历史及阶段
第三阶段，异常高热地热场出现，发生于燕山运动中期，对应于煤层埋深显著变浅阶段。尽管煤层埋深显著小于第二阶段，但高地温增温率的存在致使煤层受热温度急剧增高，可能导致煤化作用得以长足发展，并有二次生烃作用显著发生。
第四阶段，古地热场恢复正常，从燕山运动晚期延续至现代，包括了煤层埋藏史的第四、第五阶段。由于煤层受热温度降低，煤化作用在这一阶段已经完全停止。
⑤ 地质历史分析法
地质历史分析法是根据勘查和其他方法所获得的资料，运用工程地质学等多学科知识对潜在崩塌体进行稳定性分析的一种方法。它包括变形史分析法、工程地质类比法、岩体稳定的结构分析法(含图解分析法)，以及其他一些分析方法。在分析中应体现相互有机联系原则、整体性原则、有序性原则和动态原则。
(一)岩体稳定的结构分析法
岩体稳定的结构分析法主要基于岩体结构及其特性，依据岩体中结构体之间相互依存、相互制约的关系，抓住主要结构面并根据结构面之间、结构面与临空面之间的组合关系，确定可能失稳的结构体的形态、规模与空间分布，同时判定不稳定块体可能移动的方向和破坏方式。
结构分析法主要采用图解分析法。图解分析法主要有边坡稳定摩擦圆法、玫瑰图法、赤平极射投影法、节理统计极点图与等密度图、平面投影法和实体比例投影法等。
(二)工程地质类比分析法
依据相似性原则将已经发生过的崩滑的地质体特征、形成条件、驱动力、崩塌类型和形成机理等先验实例与被勘查对象进行类比，分析其稳定性，其实质是把集成经验(理论)应用到条件相似的工程中去。
类比的相似性原则，包含下列方面:
(1)崩滑体岩体性质、主控结构面、岩土体结构、斜坡结构和崩滑体介质结构条件等的相似性。
(2)崩滑体赋存条件的相似性。
(3)动力因素的相似性。
(4)发育阶段的相似性等。
集成经验具有地域性和实践性，并与实践者的认知水平有关。为提高其水平，可建立崩塌地质灾害稳定性分析的专家系统，以供危险性评估使用。
(三)变形史分析法
变形史分析法主要依据崩塌发育规律中的发生周期性和阶段性特征，追溯潜在崩塌体的变形发育史，判定其现今所处阶段，进而分析其稳定性。分析内容包括:
(1)崩滑体发育的区域性规律，包括周期性、阶段性、时段性、动力因素及诱发因素的统一性。
(2)根据被勘查崩滑体的变形形迹和变形速率(监测资料)，分析崩滑体现今所处的发育阶段。
(3)调查了解其变形历史，包括访问和搜集地方志和有关的资料。
(四)地质综合分析
在上述各项分析的基础上，对被勘查的崩滑体的形体特征、地质构成、成灾条件、成灾动力、成灾因素、成灾机理、变形破坏形式和特征、失稳条件和机制等进行全面系统地整理、归纳，进而评价崩塌体现阶段的稳定性，并预测其发展趋势、评价其失稳的必要条件、相关因素、失稳的可能性和失稳的规模、方式、方向，预测失稳的时间。
⑥ 地质发展简史
本区位于华北地台燕山台褶带的东段，地质发展历史与华北地台发展史基本一致，曾经历过基底形成、盖层演化、构造变形改造等几个重要阶段。
从区域地质背景来看，华北地台结晶基底的形成，经历了太古代及早元古代这一漫长的地槽发展阶段，吕梁运动造成地槽褶皱回返，形成了华北地台的统一结晶基底。本区虽然未见有大面积太古界及早元古界变质岩系的出露，但是尚可以看到新太古界绥中花岗岩。
自吕梁运动以后，华北地台进入了一个相对稳定的盖层发展阶段，但在中、新元古代(特别是中元古代)地形起伏还是比较明显的，地台北部的燕山地区发育北东东向的狭长海槽，并有隆起带相间。本区缺失中元古界，其原因与台拱区西界的青龙-滦县大断裂密切相关。该断裂为基底型断裂，古元古代初期至新元古代早期，该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海相地层。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，华北地台整体下降，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，在本区形成了滨浅海相的青白口系长龙山组和景儿峪组。在新元古代晚期，即8.0亿～5.7亿年的震旦纪，华北地台主体部分上升成陆，因此在实习区没有接受沉积。
从寒武纪至中奥陶世末期，华北地台总体处于海侵环境，地壳运动主要发生在海盆内部。早寒武世华北地台再度下降，在本区表现为下寒武统府君山组假整合于青白口系景儿峪组之上。早寒武世府君山期，本区地壳又开始上升，曾一度出现沉积间断，即馒头组与下伏府君山组呈假整合接触;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。
中奥陶世晚期，整个华北地台再次全面上升成陆，转入长期遭受风化剥蚀的地史时期，因此，实习区和华北地台其他地区一样，缺失这一时期的沉积，并形成广泛分布的古风化壳。在古风化壳上形成了残积型为主的山西式铁矿和铝土矿。
中石炭世，华北地台又开始缓慢沉降，中、晚石炭世沉积的主体为一套海陆交互相的含煤碎屑岩。
晚石炭世末期地壳上升，致使华北地台的主体基本脱离海洋环境，转为陆地环境。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内比较强烈，往西进入实习区明显减弱。在实习区，印支运动造成了下侏罗统北票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兰旗组中性火山岩。
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。实习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，在实习区形成上侏罗统孙家梁组火山岩。晚侏罗世末的燕山运动主幕———第Ⅲ幕造成了区域性的强烈构造变形和大规模岩体侵入。在实习区表现为大规模的酸性深成侵入活动，形成响山花岗岩基和后湖山花岗岩株，它们侵入于孙家梁组及更老的地层中。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。
燕山运动Ⅱ、Ⅲ幕形成了区域主体构造格局，在实习区形成了柳江向斜和一些新断裂，并且使老断裂重新活动。从白垩纪开始，区域构造运动强度总体上逐渐减弱，全区总体上升遭受剥蚀，局部地区出现裂谷系和断陷盆地。实习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和溶洞。
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，对实习区的地质演化过程起到至关重要的作用。这次运动奠定了实习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。
⑦ 什么叫地质时期，历史时期，近代时期
地质时期
指地球历史中有地层记录的一段漫长的时期。由于目前已经发现地球上版最老的地权层同位素年龄值约46亿年左右。因此，一般以46亿年为界限，将地球历史分为两大阶段，46亿年以前阶段称为“天文时期”或“前地质时期”，46亿年以后阶段称为“地质时期”。
另：
地质时期，为地球的地质历史所占据的漫长的时间范围， 从大约39亿年前(相当于已知最老岩石的年龄)延续到今天，实际上就是由地层所代表并记录在地层中的那一段地球的历史。
历史时期是指人类活动的历史 包括史前历史在内
近代分世界近代 既英国资产阶级革命(1640年)开始 中国近代时期是从1840年鸦片战争开始到1949年中华人民共和国成立
⑧ 地质史
夹皮沟金矿区是金矿密集区。它位于华北地台北缘东段边缘构造活动带上，主要产出在夹皮沟花岗岩－绿岩带的西南侧，呈NW向展布，延绵30余公里，有十余个大、中、小型矿床和上百个矿点，发现的含金石英脉上千条，主要矿床有夹皮沟本区、三道岔、二道沟、八家子、板庙子、小北沟、四道岔、大线沟等。金矿带分布在夹皮沟绿岩带与哑铃状钾质花岗岩之间的绿岩带一侧，矿体产出在韧性剪切带中。绿岩带、钾质花岗岩和韧性剪切带是与金矿密切相关的3个主要地质因素（图1-2）。
夹皮沟绿岩带位于桦甸市东南大红石砬子—老牛沟—夹皮沟一带，呈NW向长条状分布在华北地台铁岭－靖宇隆起和古亚洲吉林褶皱区交界处的台区一侧，并受滨太平洋大陆边缘活动的影响，绿岩带延伸约45km，宽4～10km，面积约315km2，北东侧与以华力西晚期为主的黄泥岭花岗岩相接，西南侧以韧性剪切带和新太古代钾质花岗岩与龙岗麻粒岩－片麻岩区相邻，北西端以辉发河断裂为界，南东部分被钾质花岗岩和燕山期花岗岩切断。绿岩带本身又被太古宙英云闪长质－奥长花岗质片麻岩侵入，肢解成大小不等、形态不一的残块。花岗质岩石出露面积占总面积的65%左右，绿岩带约占35%，两者之比约5:3。绿岩带地层为夹皮沟岩群，下部老牛沟岩组，其原岩建造以镁铁质火山岩为主夹少量超镁铁质岩，厚度为2500m；上部三道沟岩组，原岩主要由镁铁质火山岩、长英质火山岩、沉积岩和条带状铁建造等组成，厚度为1300m。夹皮沟岩群中安山质岩石不发育。整个岩序形成一个巨型的火山－沉积旋回，又可再细分为多个次级火山－沉积旋回。
图1-2夹皮沟太古宙花岗岩－绿岩带地质及矿床分布略图
1—呼兰群；2—夹皮沟岩群三道沟岩组；3—夹皮沟岩群老牛沟岩组；4—片麻岩－麻粒岩区；5—太古宙英云闪长质－奥长花岗质片麻岩；6—华力西期花岗岩；7—钾质花岗岩；8—金矿床；9—韧性剪切带；10—地质界线；11—推断地质界线
对夹皮沟金矿区地质认识的不断深化是与采金和找金的实践紧密相联的，是与地质科学不断发展密切相关的。对金矿带赋存的控矿构造从主蚀变带→NW向构造带→韧性剪切带的认识，从地表找矿到研究矿体的分布规律，从单一的地质找矿方法到以地质为主，物化遥的综合信息找矿，从对矿床成因岩浆期后热液矿床到绿岩带有关的热液金矿床，无不浸透着广大地质工作者辛勤的劳动和无穷的智慧；随着对地质认识上的一次次深化，促进了找矿工作的一次次突破，充分说明了科学技术是第一生产力的颠扑不破的真理。
在1960年以前，夹皮沟矿区虽然开采黄金已一百多年，但当时找金工作主要局限在主蚀变带，且仅有一张26km2的1:5000千地形地质图。图上仅表示出几条蚀变带和岩脉（图1-3）。主蚀变带是指鞍山群三道沟组角闪斜长片麻岩经退变质作用形成的绿泥片岩、绿泥绢云石英片岩等，其中叠加有硅化、绢云母化、黄铁矿化等热液蚀变及含金石英脉等的地质体。主蚀变带走向NEE，长约5000m，宽200～300m，开采了16条含金石英脉，最大矿脉的延长和延深均达600～700m。当时的认识是含金石英脉受构造控制，金的成矿物质来自燕山期花岗岩，矿床成因属于岩浆期后热液充填，工业远景矿脉皆产在NEE向的主蚀变带内。这些认识，在本区早期找矿时曾起过一定的作用，但后来根据这些认识将主要勘探工程（约6000多米钻探，800多米的坑道）都投入到主蚀变带，却没有取得新的进展，不得不在1960年10月夹皮沟本区宣布闭坑停产。
图1-31960年前夹皮沟矿区地质图
（据程玉明，1986）
1—太古宙岩石；2—主蚀变带；3—花岗闪长岩；4—夕卡岩；5—含金石英脉；6—竣工钻孔
在夹皮沟地区找矿工作面临山穷水尽的情况下，在本区工作的广大地质工作者，特别是604队的地质人员，在反复研究了约20多处金矿点后，发现其共同的特点就是受断裂构造控制明显。虽然它们各自的产状不同，但空间上多分布在NW向挤压破碎带一侧的次级构造中，而且当时在NW向挤压断裂带上的小北沟金矿床开采的深度已近400m，因而说明NEE向主蚀变带控矿构造不是唯一的，还应注意NW向断裂带的控矿作用。在对NW向构造带认识的基础上，604队的地质人员经反复论证和筛选，先对二道沟五号矿点进行地质勘查工作。
在1909年（宣统元年）在二道沟地表发现有矿脉。从1956年到1960年的5年内，先后有4个单元对5号矿点作了地质评价，他们都对地表仅有的3条规模不大的含金石英脉（长30～50m，宽0.5～1m）做了无工业远景的结论。自1961年起，604队的地质人员在突出加强矿区构造的研究后，着眼于由矿脉的地表规模，转到控矿构造的特点和规模上。二道沟5号矿点地表矿脉规模虽小，但含矿断裂延伸达400多米，与无矿的结论似乎不一致。他们在进行深部地质评价中，第一钻就见到了工业矿体，矿体厚度为6.43m，金品位为17.27g/t，坑道中也见到了工业矿体。通过4个月的地勘工作，肯定了矿床的工业远景，从而使矿山恢复了生产。这是跳出主蚀变带，突破矿体空间展布的“禁区”，找到的第一个大中型矿床，为形成北西向断裂控矿的新认识，迈开了十分可喜的一步。
再如三道岔6号矿点，含金石英脉地表长仅10～20m，宽0.1～0.3m，品位只有0.4～0.8g/t。如单从地表的规模与矿石的品位来看，其远景就不很乐观；但矿点位于北西断裂构造带上盘，与已知工业矿床相比，矿化特征相似，且控矿构造十分发育。604队先用平硐探矿，见到含金石英脉后连续布3钻孔，孔孔见矿，发现了隐伏的三道岔大型金矿床。
认识来源于实践，实践更深化了认识。出露在地表的金矿化，经常是零散的。604队的地质人员通过对零星矿化现象分析，探索其赋存规律，认识控矿系统，选出最佳成矿地段进行评价，这是夹皮沟地区找金的有效经验。如1904年在八家子西部发现两条含金石英脉，长50m，宽20m，品位27g/t，断续评价至1964年，因着眼于两条小脉，收效甚微，而且作了否定的结论；后来用控矿系统观点，再认识八家子矿点，发现该含金石英脉分布在石英正长斑岩的上下盘，两者关系密切，确立了控矿系统的存在，在石英正长斑岩向东延长1000多米处，结合控矿因素，选择有利地段，发现了隐伏的中型金矿床。四道岔、菜
70年代末期，二道沟深部矿体的发现，可以说是本区找金工作又一次重大突破，并进而深化了对矿床成因的认识。在二道沟金矿发现初期，认为含金石英脉的形成是与花岗闪长岩有关的岩浆期后热液矿床，因而矿体应分布在花岗闪长岩的上盘，所以前期钻孔几乎都停留在花岗闪长岩里。直到70年代末期，在375m中段，在闪长玢岩下盘发现了富含方铅矿的含金石英脉后，提出二道沟深部可能出现第二个富集地段，经过勘探，在花岗闪长岩的下部又找到了深部矿体（图1-4），从而认识到花岗闪长岩不是含金石英脉的成矿母体，而是切穿矿体，其形成晚于金矿体，这是对本区金矿床成因认识上的又一次飞跃。
80年代以来，随着改革开放的不断深入，和国民经济的飞速发展国家需要有充足的、丰富的黄金资源，国家对黄金工业给予了足够的重视；同时国际合作交流进一步发展，国外有关绿岩带、韧性剪切带和绿岩带金矿成矿理论的引入，对本区的地质研究和找金工作也起了极大的推动作用。在此期间，604地质队、夹皮沟金矿、吉林有色地勘局地质研究所、长春地质学院、长春黄金研究所、沈阳地矿所、天津地矿所、吉林地质科学研究所（下称吉林地科所）、东北大学、南京大学等单位在本区进行了地层、构造、变质岩、花岗岩、矿床、地球化学、同位素地质、综合信息找矿等多学科研究工作，对矿区的绿岩带地质、构造格架、韧性剪切带、TTG岩系特征、成岩成矿特征、同位素年代、成矿机制和控矿因素、矿床成因、综合信息找矿模式等整理出了丰富的资料，促进了本区的找矿工作；此外，还提交了研究报告，发表了大量学术论文、出版了一些专著，其中较为重要的有：《夹皮沟金矿控矿因素与富集规律》（604队程玉明，1979），《华北板块北缘东段金多金属成矿带成矿远景区划》（吉林地矿局刘长安等，1985），《夹皮沟金矿带地质条件、成矿规律和找矿方向》（吉林有色地勘局研究所胡安国、王义文等，1985），《吉林南部夹皮沟地区早前寒武纪地质及金的成矿作用》（沈阳地矿所林宝钦、阮忠义，1986），《华北陆台太古宙花岗岩－绿岩地体中金矿床类型和演化》（天津地矿所沈保丰、骆辉等，1989），《吉林省夹皮沟－金城洞花岗岩－绿岩区成矿作用及找矿方向》（吉林地科所戴薪义等，1989），《吉林夹皮沟金矿床含金石英脉的40Ar/39Ar快中子活化年龄测定》（吉林有色地勘局研究所吴尚全，1991），《吉林夹皮沟金矿区综合信息成矿预测及深部预测》（长春黄金研究所朱太天等，1992），《辽北－吉南太古宙地质及成矿》（天津地矿所沈保丰、骆辉等，1994），《夹皮沟金矿带花岗岩－绿岩地体金矿的成矿规律与成矿预测》（吉林有色地勘局研究所程玉明等，1994），《清原－夹皮沟绿岩带地质及金的成矿作用》（天津地矿所李俊建、沈保丰等，1995）；《吉南太古宙高级变质地体及金矿床》（孙晓明、徐克勤等，1996）。总之，本区研究程度很高，由于掌握资料有限，可能还有些较重要的论文、专著、报告没有提及，尚请谅解。
图1-4二道沟金矿床0线地质剖面图
（据604地质队）
1—角闪斜长片麻岩；2—花岗闪长岩；3—闪长玢岩；4—含金石英脉
⑨ 地质发展简史
早古生代以来，因多期沉降，鄂尔多斯盆地形成了厚达5000～10000m的沉积盖层，后经多期抬升，形成了加里东期、印支期和燕山期多个明显侵蚀面。盆地沉积主要经历了三大发育阶段，即早古生代陆表海、晚古生代滨海平原及中生界内陆湖盆。
元古宙末，盆地开始沉降，出现早古生代最早的浅海台地。早寒武纪，整个的中东部、北部的广大地区为古陆，而西南区首先沉降并接受沉积，从西、南两侧向古陆超覆，形成了一套边缘海的砂页岩和碳酸盐岩。
中寒武张夏期，盆地整体下降，是长城纪以来下降和海侵规模最大的一次。除北部的乌兰格尔古陆以外，其余地区均接受了沉积，西南部沉积了一套较厚的盆地边缘相灰岩和页岩，中央古隆起地区沉积较薄，为一套潮坪相的含泥云岩和颗粒灰岩；在其余地区，主要为浅滩相的颗粒灰岩沉积。
晚寒武纪，盆地又趋于抬升，海水从中央古隆起逐渐退缩，此时中央古隆起和北部乌兰格尔为古陆，西南部沉积了一套盆地边缘相白云岩，而在庆阳和乌兰格尔古陆周缘沉积了一套较薄的潮坪云岩，东部为局限海白云岩。
早奥陶纪冶里期和亮甲山期，盆地继续抬升。西部抬升的早且幅度大，致使西部和中北部广大地区为古陆，而在东南部的坳陷区，沉积了一套潮坪相云岩和泥质云岩。
奥陶纪马家沟期，除乌兰格尔外，整个盆地再次整体下沉，为继寒武纪以后的又一次大幅度、大范围海侵。在中央古隆起的西部为开阔海环境的灰岩沉积，其东部为闭塞的台地膏盐湖相沉积，表现为膏盐岩、白云岩和灰岩互层。此时的中央古隆起地区为潮上环境的膏盐和云岩。
中奥陶世平凉组，海水退缩至西部和南部，使该区沉积了一套黑色灰岩和泥质灰岩，晚奥陶世后，因加里东运动，整个盆地全部抬升为陆，缺失了志留系、泥盆系和下石炭统，并经历了近1.5亿年之久的风化剥蚀和大气淡水淋滤，形成了较厚的奥陶系顶部风化壳，它是下古生界天然气运移聚集的重要储集场所。
中石炭世晚期，华北海和祁连海同时从东、西两个方向侵入盆地，但中间仍被中央古隆起分隔，形成东、西两个不同的沉积海域，其中西部海域沉降幅度大。
晚石炭世太原期，海侵范围扩大，华北海和祁连海连为一体，东、西沉积差别消失，海水淹没了整个盆地，沉积了一套太原组黑色泥岩、炭质泥岩、煤及局部生物灰岩。
图2-2鄂尔多斯盆地综合地层柱状图及石油地质基本特征（据冯福闿等，1995，有修改）
早二叠世山西期，海水从中央古隆起的两侧向东、西方向退出，至此开始了鄂尔多斯盆地的陆相沉积期。早二叠世晚期以后（石盒子期），湖沼面积缩小，煤层变薄，至二叠纪末期，以干旱气候为主，又发育了大面积湖沼杂色沉积，这期间可形成储集层及良好的盖层。到中生代才形成统一的盆地——鄂尔多斯盆地。
鄂尔多斯盆地地温梯度介于2.3～3.2℃/100m，平均为2.8℃/100m。石油地质基本特征见图2-2。纵向上，鄂尔多斯盆地被划分为三套含油气系统。中部气田即处于下古生界含气系统中，它是以下古生界奥陶系顶部风化壳为储层，直接被石炭系底部铝土质泥岩覆盖，以上古生界石炭－二叠系含煤地层为区域盖层。
⑩ 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。