长江三峡河段,西起四川奉节的白帝城,东迄湖北宜昌的南津关,全长193km,两岸谷壁陡直,谷中水流浩荡。峡区地貌独具一格,峡岸风光如画,是驰名中外的游览胜地。关于长江三峡的形成和演化,国内外地学界都有浓厚的兴趣,其中许多学者曾发表过自己的见解。
早在1924年,李四光便发表“长江峡谷区(从宜昌到秭归)地质与发育史”一文。其后，相继有叶良辅和谢家荣、李春星、李承三、沈玉昌、杨达源等、吴锡浩等,对三峡的起源和时代提出了自己的看法。此外,B.wily、B。brour等外国学者都曾研究过三峡的起源问题。现择其要者简述如下:
李四光认为,三峡地区在侏罗纪初期发生了强烈的褶皱(包括黄陵背斜的隆起)。在中生代一直到第三纪初,黄陵背斜成为华西和华东的分水岭,黄陵背斜以西的华西地区相对上升,黄陵背斜以东的华中、华东地区相对下降,岭西之水流入归州盆地和四川盆地,岭东之水则向东流。第三纪后期，西部水系全部改变流向,横贯三峡地区,成为连续的大江,时代约在等三纪后期。这种情况可能延续到。
叶良辅（1925）、李承三（1956）等则认为,三峡是“由于黄陵背斜东翼水系的溯源侵蚀和袭夺，以致沟通了黄陵背斜西翼的水系而形成的,这一过程可能发生在侏罗纪-白垩纪。
李春显（1934）、任美愕（1958）等认为,长江三峡河段是先成河,早在白垩纪末就已经开始东西沟通,或者认为至少长江三峡的东段为先成河性质。
B.wily认为,长江三峡在燕山运动之前就已形成,是先成河。B.rbour（巴尔博，1936）则认为,长江三峡是从夷平面上向下切割而形成的,属迭置河。
1965年,沈玉昌先生在《长江上游河谷地貌》一书中,根据他等全面调查的资料就长江三峡的起源与演变问题作了较详细的描述,结论是:在早第三纪时,长江已流经三峡地区为一条长河,但三峡下段原本是经目前位置的南侧的仙女山、红崖子与清江北的红色岩系分布区东流的,到山原期夷平面形成(上新世或更新世早期)之后才改道到目前位置,而三峡河谷的形成是地壳隆起、长江剧烈下切的结果,但所有的“峡”则系受石灰岩岩性的控制,与新构造运动隆起的强烈与否无直接联系。杨达源在1988年认为,“三峡是在第三纪以来三峡地区构造上升的基础上通过溯源深切与河流袭夺贯通的”，并同时指出,三峡的形成时代与发展阶段是不一样的,贯通的时代是2.0±0.20MaB.P。1992年,杨达源又研究认为,三峡贯通的时代是1.0士0.20MaB.P.
二、洞庭湖的形成
前人对洞庭湖的成因有构造湖、伴生湖、残留湖、混成湖等多种认识。张修桂、梁杏等依据洞庭盆地中现代湖泊与沉降中心一致性，认为洞庭湖的形成主要由构造沉降所致，是构造湖；官子和、杨达源等认为洞庭湖是历史时期受长江和四水变化所制约的江河附属产物，属河川型伴生湖；李春初则强调形成洞庭湖的非构造沉降因素，认为它是古云梦泽的残留湖；来红州、苏成等提出洞庭湖是多成因的混成湖，认为尽管洞庭湖盆是由构造运动形成的断陷盆地，但是洞庭湖的形成与江河作用以及人类活动有着密切的关系。前人不同的认识与所强调的研究因素有关，但也说明其成因的复杂性。无论如何，燕山运动引起洞庭湖盆断陷沉降奠定基本格局是地学界历经几十年勘探得出的并得到广泛认同的共识，其后，洞庭湖盆几经抬升剥蚀、断陷沉降，并叠加了江河作用以及人类活动等多因素作用。因此，洞庭湖的演化是内力地质作用、外力地质作用和人为地质作用共同作用的结果。
洞庭湖区在大地构造单位划分上,属于江南台背斜的北部。湖区东面为幕阜、九岭隆起,主要岩层为远古代的冷家溪群；湖区西面为武陵隆起，出露地层主要为下古生代的砂岩、灰岩。湖区东面的幕阜、九岭隆起与湖西面的武陵隆起均为北东、西南向延伸,尤其是西面武陵隆起石门亚带与湖区东面的临湘构造亚带,几乎是一致的北东东向构造带,只是中间被洞庭湖所隔开。湖区南面为雪峰隆起,亦为北东走向,出露地层为远古代冷家溪群、板溪群及古生代地层,湖区北面为华容隆起,呈北西西方向延伸,该隆起出露地层主要为远古代的冷家溪群及加里东期花岗岩。从湖区钻孔岩芯的岩层及其层序特征看,湖盆基底岩层同湖区周边岩层样,亦为远古代冷家溪群、板溪群及古生代岩层,其上突然转变为上白垩纪、下第三纪、第四纪地层。这明显地显示出洞庭湖湖盆形成于中生代晚期的燕山运动断裂下沉而成的拗陷盆地，拗陷平面形态成菱形。洞庭拗陷形成以后,虽有短暂的抬升,但总的趋势是下沉,第四纪沉积物最厚处达230米以上。由此清楚的看出，在洞庭湖盆形成的因素中,构造下沉是主要因素。
三、洞庭湖的历史演变
（一）前第四纪时期洞庭湖的演变
洞庭盆地的地质发展历史经历了褶皱隆起、抬升剥蚀、断陷沉降等三个地壳演变阶段。中元古代末期的武陵运动、晚元古代的雪峰运动和早古生代末期的加里东运动，致使区内以强烈的褶皱运动为主，并出现压性断裂和岩浆活动，形成了由中元古界—志留系（Pt2-S）组成的浅变质岩系地层，构成了湖盆的基底；晚古生代的海西运动和中三迭世未的印支运动，使本区强烈抬升，缺失泥盆系—侏罗系（D-J）地层；侏罗纪末—白垩纪的燕山运动，使区内东部和西部分别形成NNE向的岳阳-湘阴断裂和临澧-河袱断裂，南部和北部分别形成NW向的常德-益阳-长沙断裂和石首-桃花山-岳阳断裂（图1），湖盆断陷沉降。
洞庭湖盆的形成始于燕山运动。中生代晚期燕山运动,使古老的江南台背斜上褶皱形成了武陵、幕阜、九岭、雪峰等北东走向的山地,断裂作用在今湖区产生了地堑式凹陷,形成了洞庭湖湖盆的原始雏形，在湖盆外围形成隆起的山地。这种地貌上的差异,为山地风化的碎屑物质,随斜坡流水搬运堆积于湖盆洼地创造了条件。从今湖区内茶盘洲、肖家湾、及遭县附近的深钻孔的岩芯看,均有厚层的白垩纪、下第三纪褐红色的砂砾岩,砂岩、紫红色的粉砂岩、泥岩等。下第三纪末期衡山运动使洞庭拗陷抬升,遂此在洞庭拗陷之内未发现上第三纪的沉积物。沙断裂和石首-桃花山-岳阳断裂（图1），湖盆断陷沉降。
据周国棋《洞庭湖的由来和演变》，白垩纪早期，在西部桃源和常德以西一带形成山间凹陷盆地，并逐步向北扩张到石门一带，形成了洞庭湖凹陷盆地的雏型；中部目平湖-华容为区内隆起主体；东部岳阳-湘阴也有小块凹陷区的存在。当时气候炎热，凹陷盆地内沉积了最大厚度达2600m的红色陆屑建造。
至中晚白垩世时，洞庭湖凹陷盆地由西向东迁移，并逐步扩大，形成了由西向东的一系列凹陷，主要有石门-澧县凹陷，安乡-汉寿凹陷，沅江-湘阴凹陷，其中常德东部及桃源南部沉降最深，成为安乡-汉寿凹陷及整个洞庭湖盆地的沉降中心。石门-澧县凹陷的北部与江汉盆地直接沟通，西侧太阳山凸起与武陵隆起连成一体成为盆地西部屏障。南部沅江-湘阴凹陷向东扩展至宁乡、汩罗，向南扩展到益阳，其西与安乡-汉寿凹陷相互连通；东部大通湖-漉湖一线也有所沉降而接受沉积成为沅江-湘阴凹陷向北的扩大部分。此时盆地内沉积厚度最大达1800—3450m。
从古近纪开始，西部凹陷区已退缩到常德-桃源一带，其它地区多隆升为陆地，安乡-汉寿凹陷抬升与原目平湖隆起连成一体，湖盆区东部、南部只在沅江、湘阴、汩罗一带接受沉积，其中沅江-湘阴凹陷为盆地的沉降中心，北部的澧县凹陷明显缩小，盆地西部边界明显东移，但仍与江汉盆地连通，沉降中心的厚度最大达1800m。古近纪后期，特别是新近纪以来，湖区内地壳全面抬升，遭受强烈的风化剥蚀。洞庭湖盆地第一个大的沉降旋回到此结束。
（二）第四纪时期的洞庭湖演变
2.48MaB.p的第四纪（华田期早期）以来，洞庭盆地又开始不均衡沉降，气候条件也逐渐由炎热、干旱向温暖、潮湿转化，开始在湖盆区形成几个独立的小湖盆，即澧县湖盆、临澧湖盆、汉寿湖盆、沅江—湘阴湖盆，广兴洲湖盆，几个湖盆之间互不相连，之间有太阳山凸起，赤山凸起，华容凸起，明山—君山凸起。2.00MaB.p左右（华田期晚期），各湖盆逐渐扩大到互相连通，同时也与江汉盆地发生了水力联系，湖盆总面积从5400km2扩大到9500km2。沉积厚度一般为80—100m，最大沉积厚度达156m，沉积物主要为红色粘土，膏盐类沉积及砂砾石等。湖盆周边地形陡峭，为各活动断裂所控制。
1.61MaB.p左右的早更新世晚期，气候条件明显转为温、湿，但仍间有寒冷、潮湿的气候段。由于各湖盆地壳沉陷的加深、湖泊范围扩大，使原先的凸起区大大缩小，赤山、明山、大乘寺、君山等成为湖中孤岛，除西部临澧湖盆仍为独立的狭谷型小湖盆外，其他各凹陷湖盆均互相连接，成为广阔的洞庭湖盆地。湖盆中河流纵横，水系发育，湖中水流分别从华容隆起的东西两侧注入北部的江汉盆地和洞庭湖。此时洞庭湖盆地区面积已达1.33×104km2，沉积的厚度一般为50m，最厚达127m。其沉积物主要特征是下部为长石、石英组成的砂、砂砾石，上部为灰白与灰绿色高岭质粘土，且此种二元结构的岩性组合呈多韵律出现，充分反映了当时的气候条件为潮湿多雨，水流活动强烈，周缘区强风化剥蚀，水流搬运来的物质主要为花岗岩类的碎屑，此种沉积在湖盆区的东部表现更为突出。
730—100kaB.p左右的第四纪中更新世，前期湖盆进一步扩大，主要是向南、向西扩展，原来各凸起区之间几乎全成为湖泊。尤其是南部的地壳沉降幅度较大，此时期仅北部广兴洲一带被抬升成陆不接受沉积，它与北部的华容隆起及东部幕阜隆起是此时期的地壳上升区。中期湖泊范围达到最大为1.79×104km2，湖盆地区除太阳山、赤山、明山、大乘寺、桃花山、广兴洲为湖中岛屿外，其他均为湖泊范围。此时期水量丰富，水流急促，水动力强度大，由四水河道搬运而来的大量粗碎屑物进入洞庭湖，湖盆内各地接受厚度不等的河湖相沉积物，形成厚度达10—40m的砂砾石层，砂砾石层与上部粘土层构成多个韵律结构层。中期晚时距今约400kaB.p（马王堆期），湖盆地又开始缩小，西、南、东、北四面均出现抬升，原湖中岛屿又与周边隆起区连接，如太阳山成为武陵隆起的东延部分，赤山成为雪峰隆起向北延伸的半岛，华容桃花山向东与幕阜九岭隆起相接，湖泊总面积缩小到只有1.1×104km2，虽然四水各河流仍较发育，主流线特征突出，但较前逊色不少。此时湖中水流仍由华容隆起之东西两侧流注江汉盆地。
100kaB.p开始，进入第四纪晚更新世，地壳运动使洞庭湖急剧衰减，100—40kaB.p期间，湖盆地全面上升成陆，湖泊基本消失，为沉积间断时期。40kaB.p（白水江期）开始，盆地又再度小幅度沉降，在安乡-常德、万子湖-钱粮湖、沅江-益阳-湘阴、东洞庭湖及东部边缘小河入湖口地带和北部澧水河道北岸等地区，形成了湖泊，湖泊总面积约为0.8—1.0×104km2。前人[170-171]根据此时期沉积物特征分析，区域内水量相对较小，各河流均处于衰减阶段，搬运能力较弱，一般沉积物厚度仅5—6m，较厚的可达20m，为细砂、粉砂及上部黄土，部分河道主流区才有含砾砂及砂砾石的存在。本时期末，区内地壳运动活跃，地面抬升，断裂运动也频繁发生，如君山的隆起、洞庭湖东岸陡崖的产生等，最后湖区又全部隆升成陆，第四纪更新世时期几次湖进湖退的发展历史至此基本告一段落。
（三）人文时期的洞庭湖演变
11kaB.p的全新世开始，为人类文化历史时期。据文物考古资料研究，此时古人在广泛发育的洞庭湖河湖平原上依陆傍水生存，随着河湖位置的变化而迁移，伴随湖区地壳缓慢的沉降而进入新的演变时期。
11—7.5kaB.p的第四纪全新世早期，洞庭湖水域主要分布在湖盆中部及四水河道的下游，面积很小，约2000km2，湖泊为典型的过水型湖泊。湖盆主体分布于牛鼻滩、三仙湖、大通湖、东洞庭湖、广兴洲一带，于现岳阳西部进入江汉盆地。鉴于当时河湖水动力场较弱，根据古植物特征反映气候为温湿偏凉的环境，湖盆中沉积物主要为灰、灰黑、灰绿色的泥质砂、粉砂粘土、淤泥质粘土，仅少部分出现含砾砂。一般厚度小于10m，最大厚度可超过30m。在广阔的洞庭湖河网化平原上居住着人类，根据文物考古的研究[185-187]，早在8—9kaB.p时洞庭湖地区就已开始了稻田的耕作，澧县彭头山文化层中出土的稻谷文物就是最好的证明，古人在寻求生存与繁演空间的同时创造了文化。
洞庭湖的发展进入到2.5kaB.p以来，人类文明历史进入了高度发展时期，人为地质作用日益明显加强，自然地质作用与人为地质作用使洞庭湖的演化开创了新的格局，其演变过程亦有较多的文字记载和史料可查。
春秋战国至先秦汉晋时期（700B.C.—400A.D.），《汉书、地理志》记有“湘水北至下隽入江，沅水至益阳入江、资水东北至益阳入沅、澧水东至下隽入江”，为一幅河网交错的沉降平原地貌景观，此时期的洞庭湖水域只是一个方圆260里的小湖，面积至多1000km2，当时长江之水还未进入洞庭湖盆地。到先秦汉晋时（200B.C.—400A.D.），洞庭湖北部地区下沉，湖域稍有扩大，澧水一支入江、一支入湖。
南朝时期（400—600A.D.），洞庭湖区地壳进一步沉降，湖域扩展，不仅四水入湖，且长江水南注入湖，洞庭湖迅速扩大，《水经注》称“洞庭湖方圆500华里，湘、资、沅、澧分别流注湖中”。
唐宋时期（600—1280A.D.），洞庭湖继续扩大，西吞赤沙，南连青草，横亘七、八百里、烟波浩渺，号称八百里洞庭，由于地壳持续下沉，洞庭湖的深度增大，《元和群县志》记述，岳州湘阴就有“夏秋水涨、深可数十尺”，这可能是洞庭湖在人类历史记载中水深最大值。长江分流的沦水仍入注洞庭，调弦口之水也入洞庭湖。
明朝嘉靖到清朝道光期间，湖盆进一步下沉，洞庭湖再度向南、向西扩展，据道光《洞庭湖志》记载“洞庭湖东北属巴陵、龙阳、沅江带益阳而寰湘阴，凡四府一州九邑，横亘八、九百里，日月皆出没其中”。此时期洞庭湖湖域的面积可达6000km2。湘、资、沅、澧各河流出口均已退至湖盆地边缘。同时由于长江分流的水流也给洞庭湖增加了来水量。
据历史记载，早在晋朝（325A.D.），已开始在江陵筑堤防水，并开始围垦造田；南宋时期又大举筑堤围垦；唐宋时期荆江有九穴十三口分流江水，向南分流者五处、向北分流者八处，在泥沙逐渐淤塞的前提下，1542年长江北岸最后一口-郝穴人工堵塞，统一的荆江大堤全面完成。由此，荆江结束了向南北两岸分流的历史，开始仅向南岸分流。调弦口于1570—1684年形成，太平口于1675—1679年形成，藕池于1852年溃口1860年成河，松滋口于1870年溃口1873年成河，至此长江分洪四口形成。
洞庭湖在明末清初达到极盛时期，据1825年《洞庭湖志》附图计算，当时湖泊面积达6000km2，随着长江水从四口入湖，加上原四水入湖之水沙量剧增，大量泥沙沉淤湖底、洪道，湖区内三角洲、湖心洲滩迅速发展，湖底淤高。清末以来，湖盆地壳沉降虽然仍在持续，但泥沙淤积的速度远远超过了沉降速度，加之大量的人工围垦蚕食湖域，使洞庭湖的面积、容积越来越小。
四、洞庭湖的近现代演变
《洞庭湖全图》显示，清光绪22年（1896）洞庭湖横贯东西，赤山以西的西洞庭湖（大榕湖、倒浃湖、江后湖）浩瀚辽阔，它们与东洞庭湖（坪六湖）连为一体；南洞庭湖尚未形成，仅鹤龙湖、横岭湖、万子湖等规模比现在小得多的相对独立湖泊经湘江、资水与东洞庭湖连接（图2）。其时，洞庭湖区通江湖泊面积达5216.37km2。清宣统3年（1911），松滋、太平两口和沅、澧两水在湖区西北部沉积，西洞庭湖面积减少了1/3以上。与此同时，藕池河东支携带的泥沙在东洞庭湖注滋口一带淤积，河流三角洲快速向东发育；藕池河中支则在大通湖南部沉沙落淤，渐次成洲，形成“广袤二百里”（324.24km2）沃野，于民国2年（1913）建立南县的“南洲”，洞庭湖面积减小至4932.86km2。民国中期（1935），西洞庭湖（鳝鱼湖、西湖）和大通湖周边湖泊进一步淤积成陆，七里湖从鳝鱼湖分离，洞庭湖被分割为东、南、西三个通江湖泊，南洞庭湖南侵扩大，万子湖、横岭湖等原来独立湖泊演变为南洞庭湖的组成部分。迨至民国末年（1949），因东洞庭湖北部长江沿线洲滩围垦和南洞庭湖北部茶盘洲向南发育扩展，洞庭湖面积萎缩至4392.47km2。此时，南洞庭湖中的堤垸错综穿插，西洞庭湖面积仍然有973.31km2。
清末以来典型时段洞庭湖面积变化如表1和图3。
表1清末以来洞庭湖通江湖泊面积时序变化表单位：km2
东洞庭湖
南洞庭湖
目平湖
七里湖
合计
1896年
5216.37
1911年
4932.86
1935年
2130.02
1349.66
1015.92
67.51
4563.11
1949年
2057.12
1297.20
973.31
64.84
4392.47
1954年11-12月
1754.17
1174.50
915.24
92.22
3936.13
1958年
1498.57
1095.19
528.97
80.04
3202.81
1968年10月
1494.49
931.18
524.09
3029.80
1973年12月
1441.74
911.74
428.32
68.42
2850.22
1978年12月
1307.42
420.24
2707.84
1983年12月
900.05
419.77
66.40
2693.40
1987年12月
1307.18
1998年01月
898.89
2692.24
1999年01月
427.81
2700.28
2000年01月
899.97
427.87
2701.42
2002年09月
901.29
2702.74
2007年12月
2014年12月
2021年01月
可以看出，1896年以来，通江湖泊总面积从5216.37km2减少到2702.74km2，减幅为2513.63km2，萎缩率48.19%，年均萎缩20.44km2。其中，洞庭湖尚未分割前（1935年之前）面积减少653.26km2，洞庭湖分割为东、南、西洞庭湖后（1935年之后）面积减少1860.37km2。
洞庭湖区位于东经111°40'-113°40'，北纬28°30'-30°20'之间，辖区范围系指长江中游荆江河段(枝城-城陵矶)以南，京广线以西，长常桃公路(长沙-益阳-常德-桃源路段)以北和太阳山-凤凰山-嘉山以及枝柳线(枝城-石门路段)以东的广大平原湖泊水网地区，海拔高程变幅约25-50m。洞庭湖区总面积18780km2，湖北为3580km2。现有天然湖泊2691km2，划分为三大块，即东洞庭湖1328km2、南洞庭湖920km2、西洞庭湖443km2(目平湖349km2、七里湖94km2)。洞庭湖区是一个以堤垸控制面积为主的圩垸地区。现有堤垸控制面积12600km2，其中湖南9323km2，加上四水尾闾地区堤垸保护面积895km2，湖南合计为10218km2。
洞庭湖区按现有行政区辖常德、益阳、长沙、岳阳、湘潭、株洲六个市的27个县(市、区)及15个国营农场，分别是常德市的汉寿、安乡、临澧、澧县、津市、桃源、武陵、鼎城、涔澹、西洞庭湖、西湖、贺家山，益阳市的赫山、资阳、沅江、南县、茶盘洲、金盆、北洲子、大通湖、千山红、南湾湖，岳阳市的湘阴、汩罗、岳阳县、岳阳楼区、云溪区、临湘市、华容县、君山区、钱粮湖、建新、君山、黄盖湖、屈原，长沙市的长沙县、望城、宁乡，株洲市的市郊及株洲县、湘潭市的市郊及湘潭县。
洞庭湖区有耕地面积868万亩，占全省耕地面积的1/6，人口598万，占全省人口总数的1/9。湖区是一个以粮为主，多种农产品综合经营的商品生产基地，在全省国民经济中具有举足轻重的地位。
洞庭湖区洪、涝灾害发生频繁，平均3-5年要发生一次大的洪灾，2年左右发生一次涝灾。洞庭湖区也是血吸虫病流行严重的疫区，千百年来长期危害着湖区人民的生命安全。上述县(市区、农场)除湘潭县及县市郊外，均为血吸虫病流行区。
洞庭湖原本是我国第一大天然淡水湖泊，唐宋时期周极八百里，清中叶以后又迅速淤塞萎缩成为目前的湖沼平原地貌。这是它独特的地质地貌条件、水文条件和人类活动条件相互作用的结果。而荆江河段向南分流所肇致的复杂江湖关系，则是其中最活跃的因素。荆江来水扩大了洞庭湖，荆江来沙又淤塞了洞庭湖，终至使八百里洞庭湖淤积成八百万亩良田。湖泊水面减少到只有2691km，在全国大型淡水湖泊排序中，由原来的第一位退居江西鄱阳湖之后，成为第二大淡水湖泊。
（一）洞庭湖演化的阶段划分及过程
洞庭湖自形成至今，主要经历了远古时期的大地构造运动的演化，形成湖盆格局和全新世以来的江湖关系演化，使洞庭湖成为我国最大的淡水湖泊，再由大变小的沧桑演变过程。
1.洞庭湖盆地构造演化过程与规律
洞庭湖盆大地构造位置主体属杨子准地台的江南地轴东西向构造带，北部分属杨子准地台的南部东西向鄂中凹陷。由洞庭湖凹陷、华容隆起和江汉凹陷三个东西向构造单元组成，整体呈现二凹夹一隆起格局。其中江汉凹陷内实质发育一系列北西至近东西向断裂及其控制的凹陷，而洞庭湖凹陷则以东西向构造为基础，在此基础上叠加了一些东北向(或北北东向)断裂至使白垩纪至第三纪洞庭湖盆地内部呈多凹多凸相间的构造特征;后期受近东西向和南北向两组新构造断裂的强裂作用形成新的断块格局。
根据地质学家和前人资料概括划分，构造演化阶段划分为:洞庭湖盆地前白垩纪基底构造;洞庭湖盆地白垩纪构造;洞庭湖盆地第三纪构造和洞庭湖盆地第四纪构造等四个阶段。
（1）洞庭盆地前白垩纪基底构造及演化
洞庭盆地是在东西向构造叠加复合基础上发展起来的中生代断陷盆地，处于杨子准地台的江南地轴东西向构造带与北北东向白垩纪构造沉降带的复合部位。加里东运动以来，洞庭湖区与周边隆起区一起隆起上升遭受剥蚀，仅西部临澧、石门一带及西南角军山铺一带下降接受了部分古生代及中生代晚三叠纪沉积，中上元古界线变质岩多则成为盆地褶皱上升的剥蚀区。洞庭湖地区震旦纪时的地层形成宽缓的褶皱，轴线呈近东西向，并叠加发育一系列北东向压性或压扭性断层，崔家桥、军山铺以南复向斜核部及其北翼发育一系列近东西向压性断裂。表明东西向构造在盆地形成之前便已存在，在燕山期控制着区域构造演化，白垩纪时才沿前白垩纪东西向并叠加了北东向基底断裂发生断陷，开始了洞庭湖盆地的形成与演化。
（2）洞庭盆地白垩纪构造与演化
洞庭湖盆地的形成和发展受制于白垩纪基底构造。在近东西向构造带控制下，北东向断陷盆地开始发育，晚期被北东、北北东向断裂切割与改造。北东向凸凹相间的基本格局在白垩纪已初步形成，实质由五个构造单元构成，北北东向的太阳山断裂及北东向沙湖一湘阴断裂、宁乡一公田断裂分列于盆地东西两侧。早白垩纪北东向基底断裂由压性可压扭性变为张性，多是北西盘沉降接受早白垩世沉积，在桃源、汨罗一带形成山间断陷盆地整体下沉凹陷面积扩大造成一次大的超覆，并使早白垩纪各自分割的箕状凹陷相互沉降由西向东，由南向北发展。其北部石门一带沿东西向澧水大断裂进一步断陷也形成近东西向展布的盆地，往北其西接受北北东向断裂控制，东与江汉盆地直接相连，晚白垩纪时洞庭湖盆地通过澧县盆地首次与江汉盆地勾通。晚白垩纪以来，华容隆起石首以西也相对下降接受沉积，使洞庭湖盆地与北侧江汉盆地连为一体。由于五强溪、太阳山一带上升，使洞庭湖盆地与沅江盆地逐渐分离。中部目平湖凸起北延与华容隆起相连将湖盆分成两大部份，并影响到晚白垩纪、第三纪各自的沉积。
（3）洞庭湖盆地第三纪构造演化
在白垩纪盆地基础上，北东向和北西向两组断裂相互作用形成菱形断块，使第三纪盆地复杂化。在整体抬升过程中由于北东向或北北东向断裂与凸起的切割作用形成几个孤立的、形体成北东向的箕状凹陷常德凹陷、沅江凹陷、湘阴凹陷仍在南部呈东西向展布，北部是大面积分布的东西向华容隆起，并使洞庭湖盆地与江汉盆地分离，仅西北澧县凹陷与江汉盆地勾通。各凹陷东侧都分布着北东向、北北东向张性断裂，使沉积中心多在断裂附近。同时由于受东西向构造带中北西向断裂的作用，使每个凹陷被进一步分割成北西向次凹和次凸。早第三纪凹凸盆地并形成七个构造单元。
①五强溪一太阳山凸起西与武陵隆起相连，东隔津市一九垸断裂，常德一小渡口断裂与常德凹陷相邻。
②常德凹陷两侧受桃源断裂与鹰湖至陡山断裂控制，南东侧深，西北侧浅。
③安乡--汉寿凸起实为白垩纪目平湖凸起的扩展。
④沅江断陷其内发育北东、北西两组断裂，构成两凹夹一凸的格局，总体呈北东东走向的“S”型复向斜。
⑤麻河口凸起夹持于北东向右君山--迎风桥与北北东向岳阳---湘阴断裂之间，第三纪才形成。
⑥湘阴凹陷”由三个相互分离沉积中心构成。
⑦澧县凹陷呈北东东向延伸与江汉盆地勾通，北部西侧受北北东向盐井一复兴断裂所限。由于晚白垩世末期地壳区域性不均衡上升一南升北降，使盆地沉降发生明显变迁.旱现北降特点，使南部洞庭湖盆地抬升萎缩，各凹陷范围缩小而彼此孤立。盆地西侧上升较快使沉积中心东迁，而凹陷东侧受北东向断裂的控制，使早第三纪沉积东厚西薄。渐新世全区开始隆升，并于渐新世末全区已经准平原化，结束了内陆湖盆沉积。
（4）洞庭湖盆地第四纪构造演化
2.全新世以来江湖关系的演化
洞庭湖区在全新世纪以来的江湖演化主要经历了以下过程:
（二）洞庭湖区变迁的主要因素
洞庭湖泊形成至今，历经沧桑变化，是由于地质构造运动内外动力作用和地貌水文条件及人文活动等主要因素相互作用的结果。
1.洞庭湖盆地与江汉平原的演化关系
2.长江荆江段是江汉平原与洞庭湖盆地演化的桥
长江从宜昌出山口进入江汉盆地，即沿东西向构造带向正东武汉方向延伸。但由于江汉盆地南半部受东西向断裂地向南掀斜运动的控制，长江古河道则不断向南摆动，伴随掀斜下降幅度不断淤积，从而形成了大幅度的江汉冲积平原。长江又受南北向断裂构造控制，即由西向东近等间距排列的南北向断裂，其东盘依次下降，又依此向南推移，迫使长江河道由东西向转为南北向，成肘状拐弯，直至石首一监利段被华容隆起北侧东西向断层所阻，至监利又直转南下到荆江门，而后人为的阻挡于君山农场以北，使长江至城陵矶段受阻后沿北北向的断裂带流向武汉。
3.内外动力地质作用在洞庭湖区江湖演化和泥沙淤积中的作用
内动力地质作用即地质构造的形成与演化是控制沉积盆地形成演化的主要因素，即区域构造作用控制盆地的形成，盆地内构造控制盆地的演化;构造形迹及其间构造块体是控制江河湖形成、分布、形态及其演化的基本因素。区域性构造形迹和构造块体将控制大型河流水系和湖泊局部性构造形迹和构造性块体控制地区性水系格局，这是不以人们意志为转移的。例如长江从宜昌地区出山口为什么向东流又往南流，经多个肘状拐弯到荆江门-城陵矶才往北北东流;洞庭湖从西往东的形成与发展，从小变大，再从大变小，又从积水型到过水型湖泊，以及它的形状等都是受区域性构造作用所控制的。
外动力地质作用受控于内动力地质作用而存在、发展，即没有构造隆起就没有剥蚀作用的发生，没有凹陷就没有沉积作用的存在，没有流水作用就没有水动力的侵蚀作用和冲积的作用。所以，洞庭湖区与江汉平原的形态、规模及分布揭示了区域构造作用的发生，其内部江湖水系分布格局和沉积物类型分布，揭示了具体构造形迹和构造块体的存在与相互关系，江湖演化、沉积物类型分布规律又揭示了构造形迹的分布及其演化规律，从而极大地促进了对洞庭湖区未来演化趋势的研究。
五、洞庭盆地的形成
距今约1．4亿年的中生代侏罗纪末，开始发生了燕山运动。这是洞庭湖区地质史上的一大转折，延续了四亿多年的江南古陆已告结束，扬子准地台内的江南地轴从中折断，从而翻开了湖区地质史上洞庭断陷盆地形成和发展的新篇章。
燕山运动是湖南境内自中生代以来规模最大、影响最为强烈的一次构造运动，它奠定了湖南地貌的基本格局。燕山运动可以划分为两幕，它们分别发生在诛罗纪末和白至纪末。
距今1.4亿年发生于佛罗纪末的早期燕山运动，即燕山运动第一幕，使湖区边缘地带自震旦纪以来的地台沉积盖层全部招皱并伴随发生纵向的逆断层和正断层，其构造线方向主要为北东向和北东东向。湖区以东的幕阜山等地，因岩浆活动形成大片花岗岩体。早白至世时，雪峰弧在来自东南方向的挤压力作用下继续稻皱隆起，其西侧的怀化、沅陵一带所形成的拗陷则继续下陷，接受了下白玉统沉积，形成不对称型的沅麻拗陷盆地，盆地的西北侧以高角度的正断层为边界，东南侧以逆断层过渡为雪峰山隆起。沅麻盆地呈东北向展布，位于五强溪以东至河袱之间的早白至世常桃盆地，即可看作为它向东北延伸？的一部分，常桃盆地东止河袱，北达石门，南抵雪峰山麓，其中沉积的下白玉统地层厚度达400—2980米，沉降中心在桃源洼莲山和向家桥。它是当时湖区最大的拗陷区，也是开始形成的洞庭盆地雏形。另外，在湖区东南的泪罗盆地，下白要统沉积厚度仅14—78米。分隔这两个盆地而位于华容沉江的隆起带，实际上相当于雪峰隆起伸向东北的延续部分。早白里世洞庭盆地沉积范围见图1—3。
图1—3早白至世洞庭盆地沉积范围
距今约1亿年至O．7亿年起始于早、晚白至世之间的晚期燕山运动，即燕山运动第二幕，表现为强烈的差异升降和块断运动。雪峰弧进一步隆起上升，其北侧的常桃盆地加速沉降，拗陷范围也迅速向东扩大，与东部的泪罗盆地相连接，形成了西起石门、灌县，东至岳阳、湘阴，北抵安乡、南县，南达益阳、宁乡的洞庭内陆湖盆。湖盆中堆积的上白要统分北拗组，为一套巨厚的、分选和磨圆较差的山间盆地型沉积。西部的常桃盆地内，分水拗组自下而上由棕紫色砾岩、砂砾岩、长英砂岩和棕红色泥岩夹粉砂岩组成，厚1161米；东部岳阳一带主要由红褐、紫红色巨厚层砾岩和砂砾岩组成，厚达3646米。这种巨厚的类磨拉石建造的堆积，表明当时盆地陷落的深度极大。
晚期燕山运动在造成洞庭盆地陷落的同时，也促进盆地周边原有老断裂的复活。湖区外围的幕阜隆起、武陵隆起及雪峰隆起则发生差异性抬升，与洞庭拗陷盆地形成明显的地形反差。这些隆起所形成的外围山地，在接受强烈剥蚀、侵蚀后产生大量碎屑物质，经短距离搬运就聚积到盆地内堆积。因此，洞庭盆地中的沉积物，以山麓洪积相的粗碎屑堆积为特色。
在洞庭盆地形成过程中，由于盆地内部的不均匀沉陷，还形成一系列北东向次一级的凸起与凹陷。从西到东，可划分为石门一湾县凹陷、太阳山凸起、常德一安乡凹陷、目平湖凸起和沉江一湘阴凹陷等五个次一级构造单元。早第三纪洞庭盆地沉积范围及次级构造单元见图1—4。其中7个次级构造单元为：lffi县断陷，11太阳山凸起，见常德断陷，N安乡一汉寿凸起，V沅江断陷，N白马寺凸起，Vll泪罗一湘阴断陷。
白里纪以后，进入地质史上的新生代，包括第三纪和第四纪两个阶段。第三纪期间发生的早期喜马拉雅山运动，在湖南各地均表现为以大面积隆起和块断升降运动为主，断裂活动有所增强，而拗折型皱格运动表现微弱。
早第三纪时，湖区外围的武陵隆起、雪峰隆起和幕阜隆起继续上升；湖区次一级构造中，西侧的太阳山凸起和国平湖凸起范围扩大，而石门一湾县凹陷则分为两个各由断层所围限的盆地。
图1—4早第三纪洞庭盆地沉积范围及次级构造单元
随着泥沙的堆积充填，湖盆不断缩小，湖盆四周及盆地内各次级凸起的地形也因剥蚀而渐趋夷平，强烈的蒸发作用使汇入湖盆的流域地面径流变得十分微弱。至晚第三纪时，湖盆已完全干涸。当时洞庭湖区与湖南其他地区一样，普遍处于地壳运动宁静、升降微弱的阶段，形成一片起伏微缓的广阔准平原洞庭盆地进入第四纪以来，地壳运动又活动起来。第四纪湖区的新构造运动，继承了第三纪时期的早期喜马拉雅运动特征，以差异升降和块断沉陷为主，使湖盆成为接纳湘、资。院渲四水，北注长江的淡水大湖，同时接受了总面积超过1200平方公里，厚度达300米以上的河湖相、河流相、湖沼相沉积，形成一个以洞庭湖为中心的向心辐合水系及宽广低平的滨湖平原。
在长达200余万年的第四纪中，虽然在沉陷幅度和强弱上发生过多次变化，湖盆多次扩大、缩小，甚至淤填夷平，但湖区地壳运动总趋势是持续沉降，湖区广泛分布的第四纪堆积物证明，湖盆沉陷总幅度已达300米以上。现代水准测量资料表明湖区仍处于地壳沉降状态；1925年扬子江水利委员会沿江布置水准点，中华人民共和国建国后，长江水利委员会1953年又进行重复水准测量，测量结果表明，湖区的湘阴、华容等地28年中沉降了0．25—0．32米，沉降率达8．9—11．4毫米／年。
在湖盆沉降的同时，湖区边缘又发生隆起上升，在湖区外侧形成海拔200—5O0米以上的丘陵。如湖盆北侧的桃花山海拔369米、黄山头海拔246米，西侧的太阳山海拔526米，南侧的南庵山海拔310米、乌山海拔297米；东侧的鹰嘴山海拔353米、玉池山海拔705米。它们分布较为零散，中间隔以四水尾阎区及江湖连通区的河谷冲积平原。丘陵区外围在第四纪中继续抬升，形成海拔500—1500米以上的构造剥蚀中低山。如：西侧的武陵山脉，东侧的幕阜山脉，南侧的雪峰山脉。
在湖盆沉降、周围隆起抬升的过程中，由于这种差异性升降运动强度和幅度的节奏性，湖盆中先沉积的更新统堆积物除在湖盆腹地被埋藏到全新统之下外，边缘地区还形成多级滨湖阶地。其海拔高度在50—150米左右，通常有三级以上，依次为河湖阶地、丘陵、中低山，呈现梯级增高的环状地貌结构。
在湖区中部，由于受新构造运动的差异升降影响，由第四纪沉积厚度差异所表现出的一系列凸起与凹陷。它们自西向东分别为：道县凹陷：西部以北北东向的盐井一伍家峪断裂为界，南沿澧水断裂，故西、南两面基地四人最深。为湖区第四纪时期最深的凹陷，第四纪最大沉积厚度达426米，一般均在200米左右。其中以早更新世凹陷幅度最大，沉积物厚度最大达345米，一般15O—200米之间。该凹陷向东北可延至江汉盆地。
太阳山凸起：西为临法一河袱断裂，东为渡口一常德断裂，北为渲水断裂，为一北北东向的地垒构造，地貌上构成低山、丘陵及台地，垂直断距在IO0米以上。
目平湖凹陷：西以渡口一常德断裂与太阳山凸起分界，东以目平湖断裂与赤山凸起分界，北至明山一槐湾一线，南至军山铺一石门桥一线。该凹陷北部在黄山头以南与渲县凹陷相通，东部在茅草街、三仙湖等地与沉江一湘阴凹陷相通。
赤山凸起：西为目平湖断裂，东为大通湖一草尾断裂，形成一南北向的地垒构造。大通湖一草尾断裂走向北东，其东盘下降，形成下陷深达150米以上的洗江一湘阴凹陷；西盘上升，出露了上白要统和中更新统地层，断距150米以上。
沉江一湘阴凹陷：西界为赤山凸起，东界为公田一宁乡断裂，南界为迎风桥一泉交河断裂，北界为槐湾一明山断裂。
洞庭湖区第四纪沉积物分布广，厚度大，沉积类型复杂。主要沉积环境类型有河流相、湖沼相、河湖过渡相、洪积相。残坡积相等，其中以河湖过渡相和湖沼相最为普遍。早更新世至全新世湖盆沉积和变化情况为：
1．早更新世阶段（距今约200万一60万年）
早更新世初，洞庭湖盆因断裂再次活动，分化出一系列凸起和凹陷，尤其是纵贯湖区中央的赤山凸起与华容隆起南北相连，将湖盆分隔为东、西两部分，即分别以沉江一湘阴凹陷与目平湖凹陷为主体的两大片湖面。
2．中更新世阶段（距今约60万一20万年）
中更新世初，湖区发生强烈的差异升降运动，湖盆外围强烈上升，湖盆继续沉降，地形反差增大。
由于早更新世晚期东部的湘阴陷凹进一步沉陷扩大，与北部今岳阳广兴洲一带的早更新世湖面贯通汇合，故中更新世早、中期的水域范围扩大，为第四纪以来湖盆发展的极盛时期。湖水北有两处出口，一处仍在湖区西北，由今安乡以北经渲县凹陷进入江汉盆地；另一处在湖盆东北，由今岳阳以西的广兴洲一带北流汇入长江。
湖区西南边缘的沅水下游、东南部的湘资二水下游、北部的桃花山麓一带，中更新统地层出露地表，它们一般超复于早更新统地层上，构成高出现代河湖水面20—30米、45—70米两级阶地。
根据对湖区各钻孔剖面中更新统沉积结构特征的分析，可分为下列四个沉积类型区：（1）湖区酉南部的目平湖及沅江一带，中更新剖面由三个沉积旋回组成，厚50—122米。（2）湖区南部的南洞庭湖及资水下游尾阎地带，中更新统沉积组合单一，几乎纯为河流相的砂砾卵石，剖面总厚度103米。（3）湖区西南边缘及东部边缘，中更新统多具有二元结构的特点：上部由粘土、砂质粘土及中细砂组成，出露地表后多形成网纹状红土；下部由砂
砾石、砾卵石组成。如汉寿周文庙3OI孔中更新统剖面，厚度达121米。（4）湖盆北部的洼县、安乡、南县、华容至湖北公安等地，沉积物粒度较细，主要由粘土、砂质粘土及中粗砂组成，局部底部也有不厚的砂砾石层出现。现沉积物颜色较深，以灰色为主，具螺蚌化石，为典型的湖泊沉积物。如华容梅田湖36孔中更新统白沙井组剖面，厚度为米。
3．晚更新世（距今约20万年至1万年）
晚更新世初，随着世界性低海面的出现，长江干流河床发生强烈下切，长江老谷底已被抬升为沿江分布的雨花台砾石台地等。由于洞庭湖出口水位的下降，导致湖水迅速排干和湖面急剧萎缩，湖盆底部大多露出成陆，形成一片由滨湖阶地环绕的河网平原。晚更新世后期，因湖盆边缘的阶地、丘陵进一步抬高，特别是湖盆中央赤山凸起与北部华容隆起的进一步抬升，在赤山两侧围成目平湖和南洞庭湖两片凹陷盆地，而成为各入湖河流的汇合地带，并在一些沉降中心，如湘阴西侧、沉江黄茅洲、茶盘洲、北大市及安乡、南县酉北等地形成若干浅水小湖。东、西洞庭湖区的水系各自南向北流，东支经君山。城陵矾汇入长江，西支经安乡东北至石首团山，由今藕池口一带北流进入长江。西支可能还经过南县三仙湖、中鱼口一带与东支相通。
4．全新世（距今约1万年至今）
近一万年以来的全新世阶段，湖盆仍具有下沉趋势。现代重复水准测量资料表明，湖盆至今仍以每年6．4—11．4毫米的速度下沉。但在人类历史时期，随着人类社会的经营和开发活动加强，人为因素对湖盆沉积环境的影响，已大大超过构造沉降所造成的自然因素，使荆江与洞庭湖水位高低的对比关系发生多次变化。荆江分洪入湖期间所带入的泥沙淤积量，已远胜于以湘、资、沉、法四水为主的洞庭湖水系自身带入的泥沙淤积量。而人类在湖区的围湖垦殖，又相应地约束和限制着不同时期天然湖面与淤积区的分布范围。全新世早、中期的湖盆沉积物，仍表现为以自然因素起主要作用的特点。全新世晚期，特别是近2500年期间，人为因素的影响却越来越大。
根据湖区沉积特征分析，全新世初期湖区仍保持着晚更新世的平原水网景观，湖面狭窄，湖水较浅。在构造凹陷中心地带，当时气候偏于凉爽干燥，湖区边缘的自然植被以针叶树为主，阔叶乔木及草本植物较少，湖区藏类植物较为繁茂，但组成单一，缺少喜热的藻类植物成份。全新世中期，湖区气候转为温暖湿润，滨湖地区多常绿阔叶林和针阔混交林，水生植物及草本植物也相当丰富。在距今6000年至3000年期间，气候转为温暖湿润，湖区周围地区植被属亚热带常绿阔叶林带，林下及林外的湖盆边缘地带，草木及藻类植物均很繁茂。
考古资料证明，最迟在距今10万年以前，已有人类活动于湖南境内。湖南的原始先民为开拓和征服三湘四水，依靠自己的智慧、勤劳、勇敢，创造出具有湖南特色的原始文明。在距今约9000年至7000年间，渔猎和采集经济虽仍占有重要地位，但以培植稻谷为主的原始农业和牛、猪等动物饲养业已经产生，人们已学会建筑房屋和储备食物，从茹毛饮血变为炊煮熟食，开始过着定居的原始农耕生活。当时湖南先民主要活动在洞庭湖边缘和澧水中下游，以及湘、资、沉水流域河谷地带，居住地一般都在靠近水边和临近丘陵的台地上。位于洞庭湖畔洼县梦溪乡八十挡数万粒原始栽培稻的考古发现，说明当时在地势宽阔平坦的湖沼地带边缘有以稻谷为主的农业存在。
迄今在湖区发现的新石器文化遗址已达40多处，反映了全新世初中期，人类活动已普遍进入湖区。在这些文化遗址中，较早的是灌县梦溪乡八十挡8000多年前的遗址。其中安乡度家岗遗址经CI‘测定为距今5350上110年，南县南湖遗址距今约为6000年，南岸的新石器文化遗存则绝大多数为距今4000—4500年的龙山期。据此推测新石器早中期，湖面偏南，新石器晚期南岸陆地淤涨，湖面又向北发生迁移。
湖区考古研究表明，绝大多数新石器时代文化遗存仅延至龙山期，湖区腹地普遍缺失商周文化层。由此可见，全新世中期的暖湿气候环境，导致洞庭湖的重新扩大，使早先已成陆的滨湖平原连同早期人类文化遗址又重新沉埋湖下。也就是说，我国历史记载的距今4000年前的尧舜时代大洪水，在湖盆范围内又重新形成了历史时期汪洋浩渺的洞庭巨浸。