中国古大陆形成及古生代演化特征
中国古生代古地理、古构造发展史
扬子板块志留纪时华南裂谷盆地萎缩、消亡早期海域限于北部，中晚期海退，主体抬升成陆，志留纪后期的加里东运动使华夏板块与扬子板块拼合统一东缘（湘中过渡带）类复理石沉积华南裂谷盆地仅在钦防地区残留深水海槽。北部边缘（南秦岭）裂谷盆地。西缘构造环境比较复杂，活动性较强
扬子板块寒武纪继承了震旦纪的古地理格局，以稳定型陆表海为特征，南部为被动大陆边缘
扬子板块与华夏板块之间为裂谷盆地
寒武纪扬子板块海侵广泛，地层具明显两分性：
下统为泥砂质和碳酸盐沉积，化石丰富
中上统以镁质碳酸盐沉积为主，化石稀少
石炭纪时，华北板块的北缘为活动大陆边缘，南缘东段为被动大陆边缘，南缘西段为活动大陆边缘
石炭纪时，华南板块的北、西和东南均为被动大陆边缘。岩关期间，滇黔桂地区有岩相分异；湘粤地区陆表海碳酸盐岩及碎屑岩沉积。湘赣交界至广东陆丰处是海相碎屑沉积；赣东、浙闽处是陆相沉积。大塘期间，滇黔桂地区：碳酸盐岩为主；湘粤:下部为滨海沼泽,上部为浅水灰岩。湘赣交界处是滨海含煤碎屑沉积；赣东、浙闽处是陆相含煤沉积。下扬子地区：滨海碎屑沉积至碳酸盐沉积。晚石炭世：海侵扩大，陆棚浅水碳酸盐沉积，岩相、厚度稳定
华南裂谷盆地早奥陶世古地理格局与寒武纪相似，也由闽粤浅海相和赣粤桂次深海相二个大相带控制，寒武纪末云开和粤东上升成陆，沿着古陆周缘规律地出现滨海、陆棚次级环境分布。中奥陶世以后，华南盆地加速萎缩，晚奥陶世为厚度较大的浊积岩。奥陶纪末华南区主体成陆相。
奥陶纪早期基本承袭寒武纪的古地理、古构造特征
晚期华北板块主体抬升，华南盆地规模的收缩加剧
华北板块南部的北秦岭地区没有志留系的记录，推测受加里东运动的影响已形成古陆或山地。
远古世界地图-地球陆地的演变过程
远古世界地图——地球陆地的演变过程形成於11亿年前的超大陆"罗迪尼亚（Rodinia）"在前寒武纪晚期开始分裂，此时的气候与今天非常类似，是一个"冰室"的世界。
由於缺少具有硬壳的化石以及可信的古地磁资料，使得我们要重建前寒武纪时期的古地理图非常地困难，依据我们所能获得的资料，这张六亿五千万年前的古地理图是我们所能描绘出最古老的时期了。
然而在前寒武纪晚期是一个特别有趣的年代，因为所有的大陆互相碰撞，形成了超大陆"罗迪尼亚"，同时地球的气候是属於一个大冰期的年代。
大约在11亿年前，超大陆"罗迪尼亚"聚合而成，虽然它的正确大小与组成我们并不清楚，但它显示北美洲当时位於罗迪尼亚的中心，北美东岸紧连著南美的西岸，而北美西岸则是连接著澳洲大陆与南极洲。
罗迪尼亚大约在七亿五千万年前分裂成两半，打开了古大洋（Panthalassic Ocean）。
北美洲往南向著冰雪覆盖的南极旋转。
罗迪尼亚大陆的北半部基本上包括了：南极大陆(Antarctica)、澳洲(Australia)、印度(Ind ia)、阿拉伯(Arabia)，以及成为今天中国的一部份大陆碎块(North China, South China)，以逆时针的方向旋转，向北穿越严寒的北极。
介於分成两半的罗迪尼亚大陆之间，是第三大陆 - 刚果地盾(Congo)，它组成了中、北非洲的大部分。
当罗迪尼亚大陆的两半互相碰撞在一起的时候，刚果地盾就正好被挤在中间，因此在前寒武纪即将结束之际，大约距今五亿五千万年前，这三个大陆再次因为碰撞而形成了一个新的超大陆潘诺西亚（Pannotia），与这次碰撞相关的造山运动事件则被称为泛非（Pan-African）褶皱造山活动。
如同我们先前所提到，在前寒武纪晚期的地球气候是非常寒冷的。
我们可以在所有邻近大陆上找到冰河的证据，但是为什麼严寒的气候如此广泛地分布各地，至今仍困惑著地质学家们，曾经有很多假设被提出来，却一一都被否定。
地史总结
二、古生代地史特征
1、生物界
古生代距今5.43—2.50亿年。它划分为六个纪，即寒武纪、奥陶纪、 志留纪、泥盆纪、石炭纪和二叠纪。
2、构造运动与世界古地理轮廊
动物方面： 海生无脊椎动物门类众多。 寒武纪以三叶虫为代表，故寒武纪又称“三叶虫时代”； 杨子贝、角石类是奥陶纪的代表；笔石类是奥陶和志留纪代表；珊瑚类、腕足类是晚古生代的代表， 蜓是石炭纪的代表。 脊椎动物从早寒武纪开始，出现了淡水原始的鱼类无颌类，泥盆纪为鱼类时代；石炭—二叠是两栖 类时代。 在植物界方面：寒武、奥陶纪都是以海生藻类为主，到了志留纪，已出现半陆生的裸蕨植物，泥盆 为裸蕨植物时代；石炭—二叠纪为蕨类植物时代。
一、前寒武纪地史特征
冥古宙、太古宙、元古宙（46—5.43亿年），冥 古宙（46－38）、太古宙（38－25）、元古宙 （25－5.43） 1、气圈及水体 太古宙具有缺氧的气圈及水体；元古宙从缺氧气 圈到贫氧气圈发展。 2、具有薄弱的地壳和频繁的岩浆活动。 3、岩石变质很深 4、海洋占绝对优势
5、陆核－古地台的形成（构造运动） 在太古宙晚期的构造运动阜平运动之后，中国和世界大 陆上都出现了小规模的稳定核心，称为陆核。早元古代中 期的构造运动，在中国称五台运动；早元古代晚期的构造 运动，在中国称吕梁运动。通过这些运动，陆核进一步扩 大，形成规模较大的稳定地区，称为原地台。到中元古代 晚期原地台进一步扩大，在世界上终于出现了若干大规模 稳定的古地台。 6、太古宙萌芽了原始生命；元古宙从原核生物发展到 真核生物。震旦纪时，后生动物的大量出现和高级藻类的 繁盛。 7、矿产 太古宙为磁铁铁矿、金矿和铀矿；元古宙主要为赤铁 矿、锰矿，震旦纪主要形成铁、锰、磷、盐类等矿产。 8、最古老的一次大冰期——震旦纪冰期
I第六章大地构造演化
中朝—塔里木陆块 之南的洋壳向北俯冲， 使昆仑地槽和秦岭地槽 的大部分褶皱隆起，进 一步扩大了中朝—塔里 木陆块的范围。
古 生 代 阶 段 海 西 旋 回 ( )
6.3.2
东南沿海地槽和延边地槽也在海西旋回褶皱封闭，这是由于 太平洋洋壳板块向西俯冲挤压而致。
古 生 代 阶 段 海 西 旋 回 ( )
一、扬子旋回
中 晚 元 古 代 扬 子 旋 回 ( )
6.2.1
指元古代中、晚期 （不含震旦纪）的一个 构造旋回。川中、江汉 以及南黄海地块，通过 晋宁运动联结起来，构 成扬子准地台的基底， 同时形成塔里木地台的 基底，震旦系是这两地 台最老的盖层沉积。
我国天山、祁连、昆仑、秦岭等褶皱系中的古老变质岩多为 Pt2+3界，沉积类型属扬子型，在这些褶皱系内的中间隆起带上， Pt2+3直接出露地表。Z系与扬子准地台、塔里木地台一样属地台 型沉积。这说明晋宁运动之后，天山、柴达木、昆仑、祁连、秦 岭与扬子准地台塔里木地台一起，曾经是一个范围很大的地台区， 并与中朝准地台相连为一体，构成一个巨大的古中国地台。
6.2.2
3.扬子旋回形成的古中国地台在兴凯旋回开始解体。证据有：
中 晚 元 古 代 兴 凯 旋 回 ( )
中国晚古生代古地理古环境特征
中国晚古生代古地理古环境特征晚古生代时限距今410—250Ma，延续时间160 Ma。
包括泥盆纪（410--354）、石炭纪（354--295）和二叠纪（295-250）。
晚古生代是一个地史发展的新阶段，全球有机界和无机界均发生很大的变化。
在有机界海生无脊椎动物发生了重要变革，陆生植物开始大量繁盛，脊椎动物爬行类开始征服大陆，形成一派生机盎然的局面。
泥盆纪是鱼类的全盛时代，又被称为“鱼类时代”。
早泥盆世鱼类以无颌类为主，属于低等鱼类，中、晚泥盆世以盾皮鱼类为主，晚泥盆世生物征服大陆，鱼类向两栖类转化。
两栖类在石炭纪得到蓬勃发展，并占统治地位，石炭纪晚期原始爬行类出现。
早泥盆世晚期至中泥盆世卡是出现根茎叶分化明显的原始松类，晚泥盆世裸蕨类灭绝，乔木状植物占优势，并出现小规模森林，石炭纪陆生植物进一步繁荣，晚石炭世是全球重要的聚煤期。
无机界，在中国华夏板块和扬子板块碰撞形成华南板块，全球范围内形成联合古大陆。
泥盆纪处于加里东向海西—印支转折的重要时期，大部分地区处于伸展的构造体制。
加里东运动之后，扬子上升为陆，因此，在泥盆纪初期，除东南钦—防地区残留海槽和滇东一带见到陆相泥盆系与志留系连续沉积外，华南其他地区均为遭受剥蚀的古陆或山地。
早泥盆世主要限于滇黔桂海，以碎屑岩及泥灰质沉积为主；晚期开始出现南丹型和象州型岩相分异。
中晚泥盆世由于地势平缓，海侵范围扩大，岩相分异加剧。
滇黔桂地区以南丹型和象州型为主，湘粤地区为超覆区,上统上部锡矿山组下部为灰岩、泥灰岩及泥质岩为主，含著名的“宁乡式”鲕状赤铁矿，锡矿山上部以砂岩、粉砂岩为主，反映泥盆纪末期形成的海退沉积。
湘赣交界、鄂西以海陆交互碎屑岩沉积为主，内夹灰岩、泥质灰岩和泥灰岩。
闽中为山前断陷盆地的磨拉石粗碎屑沉积，下扬子地区：五通组以近海河湖相沉积为主，夹海相层（小腕足化石）代表潮湿气候条件下的近海河湖盆地沉积。
华北板块为发现泥盆系沉积，因此可推断华北板块在泥盆系处于剥蚀古陆。
简明扼要地总结中国区域大地构造时空演化规律
简明扼要的总结中国区域大地构造时空演化规律一、中国区域构造演化阶段太古代以来，中国大陆岩石圈经历了从无到有，从小到大，从岛状古陆到大陆板块的发展过程。
根据大陆岩石圈构造演化的地球动力学体制和不同时期东亚大陆岩石圈的板块构造格局，将我国区域构造演化历史粗略地分为以下四个发展阶段(表4.3)：1. 古陆核形成演化阶段(Ar～Pt1)2. 元古大陆板块演化阶段(Pt2～Pt3)3. 古板块形成演化阶段(Z～T2)4. 活动大陆边缘与板内构造演化阶段(T3～Q)表4.3 中国大地构造演化阶段二、中国区域构造演化及其主要特点（一）区域地球动力学体制(系)的交替区域构造是在一定的地球动力学体制(系)作用下的产物。
不同的地球动力学体制(系)产生不同特征的区域构造，因而区域构造的演化反映地球动力学体制(系)的交替。
现在比较一致的观点认为，在太古代至早元古代，地球动力学体制可能与板块构造体制有本质的区别。
但这一阶段中究竟属于一种什么样的地球动力学体制，目前尚不十分清楚。
早元古代后，即距今1600Ma以来，板块构造体制开始占据主导地位。
在这种地球动力学体制中，大陆岩石圈的构造发展主要受控于与其相邻的大洋盆地的构造演化。
因此，我国大地构造学家常以在区域构造演化中起主导作用的大洋盆地来命名不同的地球动力学体系。
从我国区域构造演化来看，自中元古代至今曾出现过以下几个不同的地球动力学体系；1. 古蒙古洋地球动力学体系前中生代，我国北方大陆(即塔里木和华北板块)与西伯利亚板块之间曾被古蒙古洋占据。
随着古蒙古洋的扩张、消减闭合，塔里木一华北板块出现裂陷、褶断，大陆地壳向北增生、扩大，并最终于古生代末与向南扩大的西伯利亚板块碰撞对接。
因此在前中生代，我国区域构造的形成与发展主要受古蒙古洋地球动力学体系的控制。
2. 古太平洋地球动力学体系自二叠纪至早白垩世，我国东部处于古太平洋西岸，古太平洋的扩张、消减、关闭，直接控制着中国东部区域古生代晚期至中生代的构造演化。
第三节 晚古生代中国地史概况
第三节晚古生代中国地史概况一、由海向大陆环境转化晚古生代，中国也和世界许多地方一样，是由海洋占优势向陆地面积进一步扩大发展的时代。
虽然，晚古生代也曾多次发生海侵，有时海侵范围还相当广泛，但就整个时代看，主要还是陆地在不断扩大。
在华北地台区（包括东北南部），从晚奥陶世就已经脱离了海洋环境形成古陆，沉积间断约达一亿数千万年之久。
到了中石炭世和晚石炭世，华北有过多次的海侵，但每次海侵时间都很短暂，时而为海，时而为陆，沉积了海陆交互相的地层。
到二叠纪时，又全部隆起成陆，沉积了陆相地层，一直延续到现代。
虽然在新生代海水曾经漫覆过平原地区，但与过去的规模相比，是微不足道的。
在扬子地台区，早古生代时广大地区曾长期沉没于海水之中，后来由于受加里东运动影响，到泥盆纪初期，大部分地区隆起为陆。
但此后又多次海侵，差不多整个晚古生代都是在海水浸漫之下，沉积了海相为主的地层。
到晚二叠世早期，扬子地台产生大规模裂隙，川、滇、黔地区有大面积的玄武岩喷发活动（峨眉玄武岩）。
总的来看，华南要比华北活动性大，地理环境也比华北复杂。
在海西构造阶段，介于各地台间的地槽活动区沉积了巨厚的碎屑岩、碳酸岩、火山岩等，从数千米到一万多米。
到晚古生代末期，海西运动十分强烈，天山、昆仑、秦岭、蒙古-兴安等地槽相继褶皱隆起，并伴随着广泛的岩浆侵入活动。
华北地台与西伯利亚地台对接在一起，华北地台与塔里木地台也基本联结在一起。
稳定地台区进一步扩大。
扬子地台的边缘地带在晚古生代末期仍然十分活动，直到三叠纪印支运动中才褶皱隆起，但扬子地台内部及边缘在海西期产生强烈的张裂和拗陷作用，导致了中国西南地区大范围玄武岩裂隙喷发活动。
经过海西运动，海水已经大规模撤退，环列中国西北和北方的各地槽都已褶皱为山，华北、东北以及华南的一部分，已连结成广阔的大陆，只在西藏、西南和华南等相对狭小的地方，还有海水存在。
所以说，晚古生代是从海洋向陆地转化的重大变革时期，也是使中国出现陆地空前占优势的时代。
远古世界地图——地球陆地的演变过程
远古世界地图——地球陆地的演变过程形成於11亿年前的超大陆"罗迪尼亚（Rodinia）"在前寒武纪晚期开始分裂，此时的气候与今天非常类似，是一个"冰室"的世界。
由於缺少具有硬壳的化石以及可信的古地磁资料，使得我们要重建前寒武纪时期的古地理图非常地困难，依据我们所能获得的资料，这张六亿五千万年前的古地理图是我们所能描绘出最古老的时期了。
然而在前寒武纪晚期是一个特别有趣的年代，因为所有的大陆互相碰撞，形成了超大陆"罗迪尼亚"，同时地球的气候是属於一个大冰期的年代。
大约在11亿年前，超大陆"罗迪尼亚"聚合而成，虽然它的正确大小与组成我们并不清楚，但它显示北美洲当时位於罗迪尼亚的中心，北美东岸紧连著南美的西岸，而北美西岸则是连接著澳洲大陆与南极洲。
罗迪尼亚大约在七亿五千万年前分裂成两半，打开了古大洋（Panthalassic Ocean）。
北美洲往南向著冰雪覆盖的南极旋转。
罗迪尼亚大陆的北半部基本上包括了：南极大陆(Antarctica)、澳洲(Australia)、印度(India)、阿拉伯(Arabia)，以及成为今天中国的一部份大陆碎块(North China, South China)，以逆时针的方向旋转，向北穿越严寒的北极。
介於分成两半的罗迪尼亚大陆之间，是第三大陆- 刚果地盾(Congo)，它组成了中、北非洲的大部分。
当罗迪尼亚大陆的两半互相碰撞在一起的时候，刚果地盾就正好被挤在中间，因此在前寒武纪即将结束之际，大约距今五亿五千万年前，这三个大陆再次因为碰撞而形成了一个新的超大陆潘诺西亚（Pannot ia），与这次碰撞相关的造山运动事件则被称为泛非（Pan-African）褶皱造山活动。
如同我们先前所提到，在前寒武纪晚期的地球气候是非常寒冷的。
我们可以在所有邻近大陆上找到冰河的证据，但是为什麼严寒的气候如此广泛地分布各地，至今仍困惑著地质学家们，曾经有很多假设被提出来，却一一都被否定。
第十一章 中国古大陆的形成和生物记录
中国前寒武纪生物记录
1 太古宙和元古宙：叠层石（我国华北板块和扬子板块的元古宇） 20-17亿年：格鲁纳叠层石和喀什叠层石为主； 16-12亿年：锥状叠层石和假裸枝叠层石为主； 12-10亿年：贝加尔叠层石为主； 10-8亿年：裸枝叠层石和林奈叠层石为主 2 元古宙：藻类（alga） • • •
Pt2早期藻类个体小（直径小于10цm），膜壳较薄，纹饰简单。如光面
单塔子群
Ar1-2：
迁西群
Ar1-2壳幔物质交换频繁； Ar2-3沉积岩增加，出现砂岩、碳
酸盐岩等浅海沉积，说明陆地面积和浅海沉积范围扩大， 且较为稳定。迁西运动后，硅铝质地壳加厚，形
成较为稳定的块体----陆核
Pt1原地台形成:五台-吕梁山区剖面
吕梁运动I（1850Ma) 滹沱群下部
吕梁运动II（1750Ma) 滹沱群上部（上下共〉8000m）变质砂砾岩（红色磨拉石沉积组合）
2、扬子板块南华纪和 震旦纪古地理特征
扬子板块内部南华纪和震旦纪 地层序列及古地理
扬子板块大陆边缘南华纪和震 旦纪地史特征
天柱山段
遗迹化石
碳酸盐台地 浅滩、潮坪 -泻湖沉积
98年在贵州的陡山 沱组中发现了动物 胚胎
深水滞流沉积
Nh
冰川-冰海沉积 河流-滨海
扬 子 板 块 内 地部 层南 序华 列纪 和 震 旦 纪
朱士兴,1999, (常州沟组宏观藻类化石, Hebei, ca 1.7Ga)
朱士兴, 1995, Chi Sci Bull, 40(12) (团山子组宏观藻类 1.65Ga, Tianjin)
螺旋状宏观藻类, 1.5-1.4Ga, India, China, Canada, USA
Pt2, 河北行唐高于庄组 (1.6Ga
13-中国古大陆的形成和生物记录
第十一章中国古大陆的形成和生物记录一、前寒武纪的时限及地质年代划分•地球年龄约为46亿年•发现最古老的沉积变质岩层为37.5亿年，为格陵兰岛的伊苏阿（Isua）群•显生宙第一个地史年代为寒武纪，始于5.43亿年•距今5.43亿年以前的地质时代，统称前寒武纪，相应年代的地层统称为前寒武系中国前寒武纪地质年代划分二、始太古代（36亿年前）原始生命开始形成，观点有二：•原始海洋中的H2、NH3、CH4和水，在紫外线、闪电等自然条件下，合成氨基酸，再经过更为复杂的过程，合成蛋白质，再进一步使蛋白质形成外膜，开始新陈代谢，形成具有繁殖能力的原始生命。
•生命源于其它星体，后来被带到地球地球处于天文演化阶段，经历了地幔熔融阶段，可能形成拉斑玄武岩和超镁铁岩的初始地壳（硅镁质）。
三、古太古代——中太古代——新太古代（36～25亿年，陆核的形成阶段）1. 常见的地层类型：•麻粒岩相：变质程度较深，为温度>700C、压力>109Pa下形成的各种变质岩，主要为片麻岩和麻粒岩。
•角闪岩相：变质程度中等，温度575～700C，压力3～8×109Pa，常见片麻岩、变粒岩、角闪岩•绿片岩相：变质程度较浅，主要为各种片岩、千枚岩、变质砂岩、变质火山岩2.我国古太古界～新太古界的分布限于华北（中朝）板块，可能包括塔里木板块鄂尔多斯陆核冀辽陆核河淮陆核中朝板块界线及推测界线3.地层层序及原岩形成环境古太古界（3600～3000Ma）：迁西群、鞍山群：原岩以基性火山喷发岩为主，上部夹有中酸性火山岩——粘土质岩及硅铁质岩沉积，经历了火山喷溢－沉积物质的沉积过程，为硅铝壳逐步加厚的过程，形成了陆壳雏形。
中太古界～新太古界（3000～2500Ma）：鞍山群上部-单塔子群-阜平群－龙泉关群：超基性、基性喷出岩相对减少，中酸性的火山岩增多，沉积岩发育，沉积岩包括巨厚的碎屑岩（类复理石沉积组合）、粘土岩、碳酸盐岩及硅铁质岩，碎屑岩中发育典型交错层理，表明陆源面积及浅海沉积环境的扩大，硅铝质陆壳增长。
早晚古生代古地理及板块特征
早古生代1.中国东部早古生代沉积古地理华北板块—∈13—O1滨浅海沉积; O2-C1缺失，其南、北为大洋环境。
扬子板块—相对稳定的滨浅海沉积环境，北缘：南秦岭裂谷盆地东南缘：华南被动大陆边缘及华，南裂谷盆地、华夏板块。
(1)Cambrian，寒武纪1）扬子板块寒武纪古地理特征继承了震旦纪的古地理、古构造格局，扬子板块：以稳定型陆表海为特征，东南部：为被动大陆边缘，扬子板块与华夏板块之间：华南裂谷盆地。
寒武纪扬子区海侵广泛，地层具明显两分性：下统为泥、砂质和碳酸盐沉积，化石丰富，中-上统以镁质碳酸盐沉积为主，化石稀少。
标准剖面：滇东晋宁梅树村剖面;宜昌三峡剖面详见图集。
扬子板块及其东南大陆边缘横向古地理变化2)华北板块寒武纪古地理特征华北板块主体自晚元古代后期抬升，后一直遭受风化剥蚀，早寒武世晚期开始海侵。
寒武纪华北板块为稳定的陆表海碳酸盐沉积，其南缘以活动大陆边缘与秦岭洋毗邻。
标准剖面：山东张夏剖面华北板块南缘主动大陆边缘—商丹(商州-丹凤)缝合线以北，蛇绿岩套及丹凤群的岛弧火山岩、二郎坪群的弧后火山岩，由于秦岭洋向北俯冲，在华北板块南缘形成了活动大陆边缘。
华北板块北缘和西南缘北缘推测寒武纪在白云鄂博一带处于稳定大陆边缘状态，逐渐向活动型过渡，西南侧与柴达木古陆之间为古祁连洋，早寒武世时未接受沉积，中寒武世起祁连山南北坡都张裂成裂陷海槽。
北祁连海槽中发育较深海含放射虫硅质岩、中基性火山岩及砂泥质复理石。
（2）Ordovician，奥陶纪早期基本承袭寒武纪的古地理、古构造特征，晚期华北板块主体抬升，华南盆地规模的收缩加剧。
自西向东依然为：扬子克拉通、江南被动大陆边缘及华南裂谷盆地三个沉积区，华南裂谷盆地逐渐萎缩，中奥陶世后萎缩加剧，导致O3的古地理格局明显变化。
1）扬子板块奥陶纪古地理典型剖面:宜昌黄花场剖面东南被动大陆边缘西部为湘桂次深海（湘中地区奥陶纪是一套深灰至灰黑色含碳质、硅质的笔石页岩，代表一种非补偿滞流还原环境），东部为浙皖次深海（浙西早中奥陶世也为滞流环境的笔石页岩相，晚奥陶世沉积了一套巨厚的浅水浊积岩)。
区域大地构造(第五章_中国古板块构造概况)
南海—印支古板块是一个裂解的前寒武纪地块，现大部分位于海水 以下: 1. 西沙群岛的永兴岛钻孔打到前寒武纪陆壳基底，印支地块大面 积出露前寒武纪变质岩系，盖层沉积在海南岛南端三亚地区见 到。 2. 三亚地区盖层寒武纪地层层序、沉积特征（稳定类型的碳酸岩 和碎屑岩）、含矿性与澳大利亚相似，推测当时南海古板块与 冈瓦纳大陆关系密切。 3. 古生代是南海—印支古板块北部陆缘带发育的主要阶段，包括 早古生代和晚古生代两个构造旋回，石炭纪时南海古板块北部 陆缘带与华南古板块南部陆缘带仍存在13°的纬度差，海西后 期，南海—印支古板块裂离冈瓦纳大陆向北漂移，并于白垩纪 （中期）与欧亚大陆拼贴。 晚白垩—喜山期南海—印支古板块裂解解体，南海打开。南海盆地 的扩张根据海底磁异常条带有两期： 早期：形成西北海盆，磁异常条带呈北东——南西向，时间 25~30Ma 晚期：形成中央海盆， 磁异常条带近东西向，时间17~23Ma
（一）哈萨克斯坦一准噶尔古板块
包括了飘浮在古亚洲洋中的各大小陆块， 如伊犁、中天山、准噶尔、吐一哈等。 包括了中哈萨克斯坦一北天山及巴尔喀什 一准噶尔等广大地区。
AR TS JS SL WD DB
这些古陆块位于古亚洲洋以北。 性质有不同认识： 1. 属于西伯利亚板块南部大陆边缘。与西伯利 亚板块具有亲缘关系。 2. 为一系列独立古陆块，各陆块间及与西伯利 亚板块之间表现为多旋回开合演化，较明显 的是哈萨克斯坦古板快与北部的西伯利亚古 板块之间沿阿尔曼泰缝合带发生两次开合运 动，缝合时间分别为早古生代末和晚古生代 中期（C1末期)。与南部的塔里木—华北古 板块沿中天山北缘或南天山（李锦轶）—西 拉木伦缝合带对接，最后对接时期为晚古生 代中期（ C1末期）。
第五章 中国古板块构造
一、中国古大陆板块组成 世界一些大陆往往有统一的克拉通，如北 美是以北美克拉通为主体、欧洲是以俄 罗斯克拉通为主体。 中国乃至亚洲并不存在统一的巨型前寒武 纪克拉通，而是由一些小克拉通和众多 的微陆块（microcontinent)及其间的造 山带组合而成的复合大陆（composite continent)
中生代中国地史概况
中生代中国地史概况中国的地理位置，东靠古太平洋，南邻古特提斯海，恰好夹在环太平洋和古特提斯海两大活动地带的中间，所以中国中生代构造运动和岩浆活动的规模和强度，是古生代以来任何时期无法比拟的。
中生代除受印支运动影响外，还受到燕山运动极为强烈的影响。
燕山运动大体又可分为三期，一期在中、晚侏罗世，一期在侏罗、白垩纪间，最后一期在白垩纪末。
由于这些运动，中生代中国地质构造和古地理轮廓都发生了巨大的变化，归纳其特征大致如下：一、印支运动结束南海北陆的局面，中国基本形成大陆环境三叠纪初期，中国华南地区仍然为海水所占据，形成南海北陆的形势。
三叠纪中、晚期，即印支运动期，扬子地台与华北地台之间、扬子地台与塔里木地台之间，形成印支褶皱带，互相对接在一起。
向西又与巴颜喀喇和三江、滇西的广大印支褶皱区相连。
故印支运动期以后，中国和亚洲的主要部分已全部固结，欧亚古大陆主体最终形成。
到侏罗纪，在中国只有在西藏、青海南部、两广沿海以及东北乌苏里江下游等处仍有海侵。
到白垩纪亦大致如此，只有在西南边陲还有海侵，特提斯海淹没了西藏地区，还在新疆喀什地区伸进了一个狭长的海湾，在台湾地区也发现过早白垩世的菊石和海相双壳类化石。
除此之外，可以说在印支运动以后，从侏罗纪开始中国已经基本结束了南海北陆的分布格局，南北东西形成一片宽广的大陆环境。
二、燕山运动期从南北分异转向东西分异印支运动以后，中国大部分地区处于大陆环境，新形成的古昆仑山、古秦岭横贯大陆东西，对于分隔南北古气候产生一定影响。
但在中国东部地区，沿着NNE-SSW方向，即从大兴安岭-太行山-武陵山一线东西两侧，显示出更为明显的分异现象。
该线以西出现大型稳定内陆盆地，如北方的鄂尔多斯盆地（亦称陕甘宁盆地）和川鄂盆地，该线以东则属于环太平洋强烈的地壳构造运动和岩浆活动带，形成一系列新华夏小型裂谷盆地群，从北方的大兴安岭、内蒙古、燕山地区，到南方的闽浙沿海，在侏罗纪和白垩纪有多次大规模的火山喷发活动。
中国大地构造基本轮廓介绍(2)
中国大地构造基本轮廓介绍（2）胡经国三、中国大地构造的发展1、古生代以前阶段在古生代以前，中国大地构造的发展可以分为以下两个阶段：⑴、太古－早元古代即前震旦阶段主要是中朝准地台的形成（终止于距今17亿年左右）。
⑵、晚元古即震旦亚代阶段主要是扬子准地台和塔里木地台的形成（终止于距今7～8亿年左右）。
这里需要特别强调的是扬子旋回的重要性。
扬子旋回是指元古代末的一个构造旋回，以滇东为代表，主要的构造运动称为晋宁运动，年龄值为距今8亿年左右；另一个重要的构造运动称为澄江运动，年龄值为距今7亿年左右。
现有一些资料说明，扬子造山旋回形成的地台的范围远不限于扬子准地台和塔里木地台。
柴达木北缘、东昆仑、秦岭、阿尔金等地均发现相当于震旦系的地台型沉积不整合于经受褶皱变质的震旦亚界或前震旦亚界之上。
而在天山、北山等地则可见和扬子、中朝南部、塔里木等地一样的地台型早、中寒武世含磷岩系。
说明这些地方当时还不是处于活动的地槽状态，而是处于稳定的地台状态。
这也就是说，经过扬子造山旋回，曾在中国境内形成了一个范围辽阔的地台，暂称其为古中国地台。
这个地台在震旦系和下寒武统沉积时，经历了差不多2亿年的发展。
2、古生代以来阶段古生代以来，中国大地构造的发展明显地可以分为两个阶段，即：古生代阶段和中、新生代阶段。
在空间上，发展成为三大构造域，即：古亚洲构造域、滨太平洋构造域和特提斯－喜马拉雅构造域。
⑴、古生代阶段古生代阶段，主要是古亚洲构造域的形成。
古亚洲构造域经历了兴凯、加里东、华力西三个旋回的发展。
早寒武世末，当萨彦－北蒙古－额尔古纳地槽褶皱隆起时，中国境内扬子构造旋回形成的古中国地台开始解体，形成昆仑、秦岭等中国中、西部的古生代地槽。
经过加里东旋回，到华力西旋回之后，随着中亚蒙古地槽的完全封闭，西北利亚地台和塔里木、中朝、扬子等地台连成一体形成一个巨大的克拉通，即古亚洲。
⑵、中、新生代阶段中、新生代阶段，中国主要处于滨太平洋构造域和特提斯－喜马拉雅构造域的控制之下。
中国大陆的形成及演化
华北 、华南 、塔里木 、准噶尔 、青藏等陆块拼合成为中国古大陆
图 １ 中国华南 — 塔里木 — 准噶尔 — 西伯利亚古生代盆地演化剖面图
第 ３０ 卷第 ３ 期 本 期 视 点
·３·
１ ．２ 塔里木 、扬子与华北地块对比 研究表明 ，除扬子与塔里木克拉通化的特点和时 代具有相似性外 ，新元古代早期发育的钙碱性富铝花 岗岩 、南华纪裂解型岩浆活动和同时代冰碛层的发育 提供了重要的证据 。 但华北克拉通中 — 新元古代主要 处于相对宁静的构造状态 ，地层记录中出现了巨厚的 碳酸盐岩沉积 ，它们与塔里木 — 扬子克拉通中 — 新元 古代 地 质 历 史 存 在 着 重 要 差 异 ，表 现 在 下 列 几 个 方面［４‐５］ ： １）克拉通化完成的时间存在明显差异 。 克拉通化 是一个地质块体从相对活动状态转变为相对稳定状态 的重要过程 ，它不仅表现在地壳的厚度增大和地表山 脉的形成 ，而且深部壳 、幔物质发生强烈交换 。 因此克 拉通化的时间和特点是一个地质块体地史演化历程中 的里程碑 。 华北克拉通化发生于距今 １ ８５０ ～ ２ ０００ Ｍ ａ 之间 。 而塔里木 — 扬子克拉通化则是通过晋宁运 动或塔里木造山运动完成了从相对活动状态到相对稳 定状态的转变 ，其时间介于距今 ８５０ ～ １ ０００ Ｍ ａ ，比华 北克拉通化结束时间晚了近 １０ 亿年 。 ２）中元古代末至新元古代早期历史存在明显差 异 。 当塔里木 — 扬子地块经历这一时期的造山历程 时 ，克拉通边缘出现了指示汇聚和碰撞带的岛弧火山 岩带和大量深成侵入岩 ，克拉通内部则发育弧后盆地 及克拉通盆地沉积 。 因此 ，在塔里木 — 扬子克拉通边 缘保留了大量新元古代早期热 — 构造事件的地质记 录 。 而此时的华北克拉通正经历从中元古代广海碳酸 盐岩盆地沉积到青白口纪局限盆地的调整过程中 。 克 拉通内部及边缘的青白口系出现碎屑岩 ＋ 碳酸盐岩组 合 ，没有大量的火山喷发和深成侵入活动 ，其相对宁静 的构造状态与塔里木 — 扬子克拉通所处的极为活动的
论述中国三叠纪的古地理特征
论述中国三叠纪的古地理特征始于距今2.5亿年延至2.03亿年,延续了约5000万年。
海西运动以后,许多地槽转化为山系,陆地面积扩大,地台区产生了一些内陆盆地。
这种新的古地理条件导致沉积相及生物界的变化。
从三叠纪起,陆相沉积在世界各地,尤其在中国及亚洲其它地区都有大量分布。
古气候方面,三叠纪初期继承了二叠纪末期干旱的特点;到中、晚期之后,气候向湿热过渡,由此出现了红色岩层含煤沉积、旱生性植物向湿热性植物发展的现象。
植物地理区也同时发生了分异。
三叠纪(Triassic)是2.5亿至2亿年前的一个地质时代,它位于二叠纪(Permian)和侏罗纪(Jurassic)之间,是中生代的第一个纪。
三叠纪的开始和结束各以一次灭绝事件为标志。
虽然这段时间的岩石标志非常明显和清晰,其开始和结束的准确时间却如同其它古远的地质时代无法非常精确地被确定。
其误差在正负数百万年。
三叠纪的名称是1834年弗里德里希•冯•阿尔伯提起的,他将在中欧普遍存在的位于白色的石灰岩和黑色的页岩之间的红色的三层岩石层统称为三叠纪。
今天,三叠纪被分成更多亚层。
标志三叠纪的典型的红色砂岩说明当时的气候比较温暖干燥,没有任何冰川的迹象。
今天一般认为当时在两极没有陆地或覆冰。
因为当时地球上只有一个大陆,因此当时的海岸线比今天要短得多,三叠纪时遗留下来的近海沉积比较少,只有在西欧比较丰富。
因此三叠纪的分层主要是依靠暗礁地带的生物化石来分的。
由于三叠纪以一次灭绝事件开始,因此其生物开始时分化很厉害。
六放珊瑚亚纲是这时候出现的,第一批被子植物和第一种会飞的脊椎动物(翼龙)可能也是这时候出现的。
三叠纪-地层世界的三叠系广泛分布于陆地和其边缘海域及各类拼贴带上,也见于大陆内部的内陆盆地内。
按照沉积相特点,国际上通常分为海陆交互相的德国型三叠系、海相的阿尔卑斯型三叠系和陆相红层的英国型三叠系。
近年来,有的学者又提出特提斯南缘浅海相的塞伐狄克型三叠系和北方海域的北极型三叠系等。
中国大地构造简介
中国大地构造简介黄汲清认为，按主要构造型式、形成时间和机制的不同，划分出古亚洲式、太平洋式和特提斯喜马拉雅式。
这三种构造型式分布于三个地区，显示为不同的三大地质块体。
他认为，在华力西期西伯利亚地台向南推进，作用于蒙古地槽，以及塔里木地块与中亚地槽相互作用，使蒙古地槽产生弧形褶皱，中亚地槽产生以东西向构造占优势的褶皱，因而形成古亚洲大陆，即古亚洲式。
他指出：“在中生代时期，当古亚洲大陆向太平洋推进时，太平洋以强大的推力回击，因而产生太平洋式褶皱”，“它的构造线主要为东北—西南”方向。
至于喜马拉雅式的形成，他解释：“向南推进的古亚洲大陆遭遇到向北移动的冈瓦纳大陆的巨大抵抗，由此而产生的强大水平压力，把深厚的特提斯沉积变成特提斯喜马拉雅式的褶皱”。
不仅如此，他还指出：“阿萨密弧束的生成和帕米尔喜马拉雅弧束一样，可解释为系受一种强大的下插作用的结果，这一作用来自冈瓦纳大陆的喜龙突出带，而在滇缅结晶杂岩带之下进行着。
”对喜马拉雅山的形成，他也强调了冈瓦纳大陆向北运动和向欧亚大陆之下运动的这种地球动力学机制。
总体上看，从全球动力学角度看中国大地构造中国大地构造主要可以分出古亚洲、特提斯和环太平洋三大构造域。
古亚洲构造域是在古亚洲洋动力体系作用和影响下形成的一个构造区域, 特提斯和环太平洋构造域是在特提斯-古太平洋和印度洋-太平洋 2 个前后相继的动力体系作用下形成的 2 个构造区域。
由于几个全球性动力体系的依次作用以及它们在中国的叠加、复合, 使同一地带在不同构造阶段经受不同的动力体系的作用, 从而使中国大地构造显示出十分复杂的多旋回分阶段演化过程, 造成中国及邻区地壳十分醒目的镶嵌式结构和地壳-上地幔不同层次间的非耦合关系, 即立交桥式结构, 使中国成为全球大陆构造中最复杂的一个区域。
早元古代，中条旋回之后，中朝准地台形成；晚元古代扬子旋回之后，古中国地台形成；古生代初兴凯旋回之后，古中国地台解体，中国古生代构造格局逐步建立；晚古生代，华力西旋回之后，古亚洲大陆（古亚洲构造域）形成；中新生代，印支旋回以来，滨（环）太平洋和特提斯—喜马拉雅构造域逐步形成。
中国古大陆及其边缘早古生代层序地层及海平面变化的基本特征
中国古大陆及其边缘早古生代层序地层及海平面变化的基本特征31997年7月16日收稿.3国家基础性研究重大项目“中国古大陆及其边缘层序地层及海平面变化研究(SSLC )”资助.贾振远杨家 李志明蔡忠贤(石油地质系,武汉430074)(地球科学学院,武汉430074)(石油地质系,武汉430074)摘 要 着重总结了我国古大陆及其边缘早古生代大层序(megasequence ,一级层序)和中层序(mesosequence ,二级层序),以及一级、二级海平面变化的基本特征,并与国外早古生代海平面变化进行对比.我国3大古陆(华北陆块、扬子陆块、塔里木陆块)及其边缘早古生代大层序可划分为两个(M G -1,M G -2).中层序划分为5个(MS -1,MS -2,MS -3,MS -4,MS -5).M G -1包括MS -1,MS -2和MS -3,时限为94～112Ma (寒武纪和早奥陶世),底以巨大不整合为界,顶以著名巨大沉没不整合为限,沉积了我国显生宙大部分的碳酸盐岩,赋存着丰富的油气和各种金属及非金属矿产.M G -2包括MS -4和MS -5,时限为58～68Ma (中、晚奥陶世和志留纪),底界以巨大沉没不整合为界,为硅质碎屑-碳酸盐岩组合.海平面变化的级别划分对应于层序.中国3大古陆及其边缘早古生代海平面变化的总貌:M GSC -1初期普遍发生快速海进,海平面升高,尔后海平面下降,其间有多期次的小幅度海进和海退变化.M GSC -2则普遍海平面升高,上升幅度大于M GSC -1,尔后逐渐下降.关键词 大层序,中层序,海平面变化,华北陆块,扬子陆块,塔里木陆块.中图法分类号 P534.4第一作者简介 贾振远,男,教授,1934年生,1957年毕业于北京地质学院石油系,现从事沉积学、储层地质及油气勘探研究工作. 中国3个古大陆(即克拉通盆地),华北陆块、扬子陆块和塔里木陆块,面积250×104km 2,这些古大陆长期稳定地接受了巨厚的沉积.早古生代聚集了显生宙的大部分碳酸盐岩,形成碳酸盐岩古大陆.这是我国古大陆演化的一个重要特殊阶段,正是这个特殊阶段赋存着丰富的油气和各种金属、非金属矿产资源.所以开展中国古大陆及其边缘层序地层学的研究,具有重要的意义.通过层序地层的研究,来正确认识古大陆的地质结构格架和演化特征,为进一步寻找资源提供地质依据和指出方向.这次我们有幸参加了以王鸿祯院士为首的国家基础性研究重大关键项目和地矿部基础性研究重大项目:“中国古大陆及边缘层序和海平面变化研究(SSLC )”中的古生代的研究工作,由于时间和资金有限,我们对华北陆块和扬子陆块做了有限的工作,各古大陆的正层序(orthosequence ,三级层序)和海平面变化已另撰文论述.除此,我们在八五期间对塔里木盆地早古生代也开展了有限的层序地层学的研究,在此一并就层序地层问题及综合我国3个古大陆及其边缘早古生代的海平面变化述之.1 中国古大陆及其边缘早古生代层序地层 关于华北陆块和扬子陆块早古生代的正层序以及准层序组和准层序的划分及其特点已有专文论述,这里依据我们对层序地层的划分观点讨论大层序(一级层序)和中层序(二级层序).1.1 大层序(megasequence ,一级层序)由表1可以看出,我国3个古大陆早古生代地层可以划分为两个大层序(M G -1,M G -2).M G -1.在华北陆块包括寒武纪和奥陶纪的冶里组、亮甲山组、马家沟组和峰峰组,时限为102Ma.它由一个完整的一级海进和海退旋回组成,由第22卷第5期地球科学———中国地质大学学报Vol.22 No.51997年9月Earth Science ———Journal of China University of G eosciencesSep. 1997表1 中国古大陆及其边缘早古生代一级层序划分Table 1Megasequence of Early Paleozoic paleocontinents and their margins inChina浑水沉积演化到清水沉积,最后演化成蒸发型沉积盆地.它的下界是震旦系和寒武系之间的不整合,是一个明显的侵蚀面.顶界在华北陆块内为下奥陶统与中石炭统之间的巨大不整合,是一个著名的侵蚀间断,形成一个对油气和铝土矿有重要意义的古风化壳.这个风化壳在鄂尔多斯地区已证明是一个重要的含气目的层.在扬子陆块该大层序包括寒武纪和奥陶纪的两河口期、红花园期、大湾期和牯牛期的沉积,其时限为112Ma.它也是由一个一级海进和海退旋回组成,除了早寒武世海平面突然升高,其他时期的海平面变化幅度不大.在陆块内这个大旋回也是由浑水沉积演化到清水沉积,最后在海退背景下演变成浑水沉积.该大层序的底界是震旦系与寒武系之间的不整合,是典型的SB 1,侵蚀面上具有切谷.顶部是一个巨大的沉没不整合[1].在塔里木陆块该大层序包括寒武纪和早奥陶世的蓬莱坝期、鹰山期和大湾沟期的沉积,其时限达94Ma.底界为震旦系与寒武系之间的不整合,侵蚀面具较微弱的切谷和充填物.顶界为大湾沟组与萨545 第5期贾振远等:中国古大陆及其边缘早古生代层序地层及海平面变化的基本特征尔干组之间巨大的沉积不整合①,局部形成喀斯特侵蚀面,发育有深数米的溶洞,业已证明是一个重要的油气勘探目的层.它也是由一个一级海进和海退组成,最初是浑水沉积,然后变成具蒸发性的清水沉积,最后演变为正常清水沉积.①蔡忠贤,贾振远.塔里木盆地北部早古生代早—中奥陶世一次典型的碳酸盐岩台地沉没事件.现代地质,1997(待刊)由上所述,在我国3个古大陆上第一大层序非常发育,时限为94～112Ma ,在这个大层序中主要形成盆内沉积,形成巨厚的碳酸盐岩.这套巨厚的碳酸盐岩由一个一级海进和海退形成.该大层序顶、底由重要的不整合所限,相当于Sauk 的巨层序.M G -2.第二大层序在华北陆块包括中、晚奥陶世的赵老峪组、上店组、背锅山组和志留系,时限为61Ma.底界在华北陆块内是一个巨大的侵蚀面,顶界是巨大的侵蚀不整合,但在华北陆块西部和西南部边缘则底界为沉没不整合.第二大层序在华北陆块只发育于西部和西南部边缘,它包含3个明显的海进-海退旋回,时代分别是中、晚奥陶世、早、中志留世和晚志留世.在扬子陆块该大层序包括中、晚奥陶世和早、中志留世,时限为41Ma ,底界为巨大的沉没不整合,顶界为巨大的角度不整合或侵蚀不整合.在陆块内下、中志留统直接为下二叠统覆盖,陆块东南缘为泥盆系覆盖.它由两个明显的海进-海退旋回组成,中晚奥陶世组成一个海进-海退旋回,早、中志留世组成另一个海进-海退旋回;下部旋回由硅质碎屑-碳酸盐岩组成,上部旋回由碎屑岩夹碳酸盐岩组成.在塔里木陆块该大层序包括中、上奥陶统和志留系,时限为68Ma ,底界为巨大的沉没不整合,顶界为巨大的不整合.它由两个大的海进-海退旋回组成,中、上奥陶统是一个大的海进-海退旋回,由碎屑岩-碳酸盐岩组成,志留系是另一个大的海进-海退旋回,基本上由碎屑岩组成.基本特征与扬子陆块第二大层序相似.由上所述,我国古大陆及其边缘第二大层序,其时限为41～68Ma ,底界均为沉没不整合,顶界为巨大的不整合,相当于Tippe Canoe 巨层序.该沉没不整合并不存在侵蚀间断,但是它对我国3大古陆及其边缘的发展起着巨大作用.首先,它结束了扬子陆块和塔里木陆块早古生代清水碳酸盐台地型沉积,从而转变成硅质碎屑-碳酸盐缓坡沉积.第二使各陆块的沉积古地形发生了巨大变化,塔里木陆块尤为明显,形成北高南低的古地理格局,向南水深逐渐加大.华北陆块在西部和西南部边缘水深突然加大;扬子陆块形成早期西北高东南低,而晚期为东南高西北低的古地形.第三使各陆块的沉积体系发生了巨大变化,由纯碳酸盐沉积转化成硅质碎屑和碳酸盐混合沉积,直到最后变成硅质碎屑沉积,接近岛弧附近的古陆边缘则夹有火山碎屑沉积;在陆块的边缘形成斜坡沉积体系和盆地沉积体系,盆地沉积体系由非补偿性转化成补偿性的沉积.大量研究资料证实,该沉没不整合是由于陆块边缘由被动大陆边缘向主动大陆边缘转化所致.华北陆块西部及西南部边缘由于东秦岭出现岛弧而形成弧后盆地沉积,扬子陆块在第二大层序由伸张性克拉通盆地转化成挤压-拉张性的克拉通盆地[2],塔里木陆块同样在第二大层序期间由伸张性克拉通盆地向挤压性转化.所以我国古大陆及其边缘早古生代第一大层序与第二大层序之间的沉没不整合是我国古大陆及其边缘演化的一个重要边界.它不仅显示在海平面变化上,以及沉积体系的改变上,而且也反映在盆地演化上.1.2 中层序(mesosequence ,二级层序)这是一个地球自然周期中非常重要的周期.文献[3]已做了详细论述.根据我国中、新生代划分的中层序[4]和古生代层序划分证明,以及天文学家们所推算的太阳系穿越银道面的数据,中层序的时限最佳在35Ma 左右,我国古大陆及其边缘早古生代层序可划分为5个(MS -1,MS -2,MS -3,MS -4,MS -5,表1).下面就前4个中层序作简单论述.MS -1.在扬子陆块由早寒武世地层组成,时限为34Ma ,顶、底界均为不整合,都为SB 1.它是由一个完整的海进-海退组成,海进迅速,海退迟缓.沉积物由浑水沉积环境形成,主要为砂、泥岩相,含有磷灰岩.在华北陆块是由早寒武世地层组成,时限为34Ma.底界为侵蚀不整合,相当SB 1,顶界也为不整合.它基本上也由一个二级海进-海退组成,海进迅速,海退迟缓.沉积物由浑水沉积环境形成.在塔里木陆块也是由早寒武世地层组成,时限为36Ma ,底界为不整合,相当SB 1,顶界为不整合.它也是由一个二级海进-海退组成,海进迅速,海退缓慢.下部为浑水沉积环境,上部为蒸发性的碳酸盐沉积环境.由上所述,可见MS -1在我国3大古陆和边缘地域时限为34～36Ma ,均由二级海进-海退组成,都表现出海进迅速,海退缓慢,均为浑水沉积环境组645地球科学———中国地质大学学报第22卷合.底部都发育有磷灰石,可供勘探开采.MS-2.在扬子陆块是由中、晚寒武世地层组成,时限为26Ma,底界为不整合,顶部也为不整合.它是由一个二级海进-海退组成.海进迅速,海退缓慢.沉积为清水碳酸盐台地沉积.在华北陆块也是由中、上寒武世地层组成,时限为26Ma,底界为不整合,顶部为区域性不整合.它是由一个二级海进-海退组成,海进迅速,海退缓慢.沉积为清水碳酸盐台地沉积环境形成.在塔里木陆块也是中、上寒武统组成,时限为35Ma,底、顶界均为不整合所限,沉积为清水碳酸盐台地沉积环境形成.由上所述,MS-2在我国3大古陆及其边缘均有发育,时限为26～35Ma,包含中、晚寒武世.它是由一个二级海进-海退旋回组成,海进迅速,海退缓慢,顶底均为不整合所限.沉积为清水碳酸盐台地沉积环境形成,均为纯碳酸盐岩相组成.MS-3.在扬子陆块包括早奥陶世地层(两河口组、红花园组、大湾组、牯牛潭组),时限为42Ma,底界以寒武系与奥陶系之间不整合所限,顶则以下、中奥陶统之间的沉积不整合为界.它是由一个二级海进-海退旋回组成,成正态分布,最高海平面在红花园期和大湾期之间.沉积为清水碳酸盐沉积环境形成.在华北陆块包括早奥陶世地层(冶里组、亮甲山组、马家沟组和峰峰组),时限为42Ma,底界为寒武系与奥陶系之间不整合,顶以峰峰组顶的著名侵蚀不整合为界.它是由二级海退-海进旋回组成,海退非常缓慢,海进在峰峰期突然发生.沉积蒸发性的碳酸盐沉积,具有典型的萨布哈沉积层序.在塔里木陆块,中层序包括早奥陶世地层(蓬莱组、鹰山组和大湾沟组),时限为34Ma,底界为寒武系与奥陶系之间的不整合,顶界为下奥陶统与中奥陶统之间的巨大沉没不整合.沉积以正常浅海碳酸盐沉积为主.由上所述,MS-3由下奥陶统组成,底界为寒武系与奥陶系之间的不整合,而顶界为下奥陶统与中奥陶统之间的重要沉没不整合.它是由二级海进-海退旋回组成,沉积以正常浅海碳酸盐为主,仅华北陆块为蒸发性碳酸盐沉积.MS-4.在扬子陆块包括中、晚奥陶世,时限为29Ma,底界为下、中奥陶统之间的巨大沉没不整合,顶界为奥陶系与志留系之间的不整合,属SB1型界面.它是由一个二级海进-海退旋回组成,海平面升高的幅度比MS-3要高得多,形成较深水的硅质碎屑-碳酸盐岩沉积组合.在华北陆块该中层序同样包括中、上奥陶统,时限为29Ma,底界为下奥陶统与中奥陶统之间的巨大沉没不整合,顶界为上奥陶统与中石炭统之间的巨大沉积间断或与志留系之间的不整合.它是由一个二级海进-海退旋回组成.在华北陆块西部和西南部边缘形成以碳酸盐岩为主的斜坡沉积体系和盆地沉积体系.在塔里木陆块,该中层序同样包括中、上奥陶统,时限为37Ma,底部以下、中奥陶统之间的巨大沉没不整合为界,顶界为上奥陶统与志留系之间的不整合.它也是由一个二级海进-海退旋回组成,形成硅质碎屑-碳酸盐岩组合的沉积.由上所述,MS-4在我国3大陆块及其边缘均有发育,在扬子和塔里木陆块发育较全,仅华北陆块发育于西部和西南部边缘,分布局限.时限为29～37Ma,都为一个二级海进-海退旋回组成,底界均为巨大沉没不整合,顶界均为不整合,形成一套特有的缓坡沉积体系.形成该中层序后,我国3大古陆及其边缘结束了台地的沉积,而进入一个新的沉积盆地演化阶段.2 我国古大陆及其边缘早古生代海平面变化 海平面变化是地球表面沉积作用的一个重要控制因素.大量地质和天文资料证明,海平面变化是受控于星际运动周期.由于不同范围的星际运动周期而形成不同级别范围的海平面变化.海平面变化是控制层序与旋回的重要因素,所以海平面变化与层序是完全相对应的[3].关于我国古大陆及其边缘早古生代三、四、五、六级海平面变化在本专集的其他论文中已有详述.这里仅讨论一、二级海平面变化.2.1 我国古大陆及其边缘早古生代一级海平面变化我国3大古陆及其边缘早古生代划分为两个一级层序(M G-1,M G-2),相对应为两个一级海平面变化(M GSC-1,M GSC-2).M GSC-1.在扬子陆块该一级海平面变化总趋势为海退-海进旋回组成.寒武纪在突然海进之后,长期地逐渐海退;早奥陶世则开始了海进,至早奥陶世晚期又发生短时期的海退(图1),形成扬子陆块上巨厚的碳酸盐岩沉积.在华北陆块该一级海平面变化总趋势基本上由一个海进-海退旋回组成.寒745 第5期贾振远等:中国古大陆及其边缘早古生代层序地层及海平面变化的基本特征武纪基本为海进,海平面不断升高,张夏期达到海平面最高位;仅到晚寒武世开始突然地海退;早奥陶世继续海退,直到峰峰期发生突然地海进(图1),形成华北陆块上巨厚的碳酸盐岩沉积.在塔里木陆块该一级海平面变化总趋势也是由海进-海退旋回组成.寒武纪基本上为海进,早奥陶世为海退.中寒武世晚期和晚寒武世早期海平面达到最高位(图1),形成巨厚的碳酸盐岩沉积.图1 我国古大陆及其边缘早古生代一级海平面变化Fig.1First order sea level cycles of Early Paleozoic paleo 2continents and their margins in China ②蔡忠贤,贾振远.八五国家重点科技攻关项目(85-101-04-01-04):新疆塔里木盆地北部震旦—奥陶系储盖条件与油气富集条件研究.1994.③贾振远,蔡忠贤.八五国家基础性研究重大关键项目(8502208):鄂尔多斯盆地南部及南缘寒武—奥陶纪层序地层及海平面变化研究.1996. 综上所述,可以看出我国3大古陆及其边缘第一大层序相对应的一级海平面变化,基本上都是由海进-海退组成.寒武纪基本上是海进,早奥陶世为海退,但是海平面达最高位时期各古陆块有些不同.华北陆块在张夏期末海平面达最高位,扬子陆块是在长山期达最高位,而塔里木陆块则在相当张夏期的阿瓦塔格期的晚期.M GSC -2.这是第二大层序相对应的一级海平面变化.在扬子陆块总趋势为海进-海退组成.总的海平面升高,幅度比M GSC -1要大得多.海进较突然,尔后海退缓慢,海进时期较短,海退时期较长(图1).在华北陆块海平面变化情况复杂,总体上M G -1之后,古华北陆块升出海平面,长期侵蚀,M G -2在华北陆块西部和西南部边缘才有发育,也就是说在M G -1末期在华北陆块广大面积发生大规模的海退,很快华北陆块暴露出海平面,形成古陆,而由于板块的碰撞,在华北陆块西部和西南部边缘转化成主动大陆边缘,形成M G -2的沉积.在华北陆块的西部和西南部边缘发生了M GSC -2的变化.其一级海平面变化与扬子陆块相似,总趋势为海进-海退组成.海平面大幅度地升高,海进很快,而海退缓慢(图1).在塔里木陆块,该一级海平面变化总貌与扬子陆块和华北陆块相似,总趋势也是为海进-海退组成,但海进突然,海退缓慢,晚期又发生海进(图1).2.2 我国古大陆及其边缘早古生代二级海平面变化二级海平面变化相对应于二级层序.MSSC -1.在华北陆块该二级海平面变化是由较大幅度变化的海退-海进组成,海退缓慢,海进也缓慢,但在MS -1初期发生了快速的海进,尔后才形成缓慢的海退和海进(图2).在扬子陆块,大体与华北陆块相似,MS -1初期发生快速海进,嗣后为缓慢的海退,再发生海进(图2).在塔里木陆块该二级海平面变化与扬子陆块非常近似,MS -1初期发生快速的海进,尔后产生缓慢的海退(图2).MSSC -2.在华北陆块总趋势是由海进-海退组成,两者均匀进退(图2).海平面最高位位于张夏期末.而扬子陆块该MSSC -2总趋势也为海进-海退组成,具有3个次级海进-海退组成,而海进-海退变化幅度,由下而上越来越小(图2).在塔里木陆块则该海平面变化是由海进-海退组成,两者均匀进退,在MS -2晚期发生海退.MSSC -3.在华北陆块海平面变化总趋势基本上是海退,仅在峰峰期发生突然的短期海进,随海平面的不断下降(图2),蒸发作用增强,产生大面积蒸发岩的沉积,形成膏盐湖性的台地沉积体系.在扬子陆块内海平面变化的特点与华北陆块相似,而扬子陆块边缘则有所不同,海平面变化总趋势由海进-海退组成,两者均匀进退.但明显的是多次次级的海进-海退波动(图2).在塔里木陆块该海平面变化845地球科学———中国地质大学学报第22卷图2 我国古大陆及其边缘早古生代二级海平面变化Fig.2Second order sea level cycles of Early Paleozoic paleo 2continents and their margins in China总趋势是以海进为主(图2).MSSC -4.在华北陆块该层序海水全部退出,仅在陆块西部及西南部形成主动大陆边缘,发生海平面的变化,它是由海进-海退组成,海进迅速,海平面快速升高,尔后海平面缓慢下降,直到整个华北陆块及其边缘退出海水为止.在扬子陆块与华北陆块基本近似,海平面变化由海进-海退组成,同样表现出海进快速,海退缓慢.在塔里木陆块该海平面变化也是由海进-海退组成,海进迅速,海退缓慢,包括两个次级的海进-海退波动,与华北陆块相似(图2),仅晚期又发生了海进(图2).2.3 我国古大陆及其边缘早古生代海平面变化特点小结根据上述我国3大古陆及其边缘早古生代一级和二级海平面变化的特点,可以看出中国古大陆及其边缘早古生代海平面变化的总貌(图3).图3 我国古大陆及其边缘早古生代海平面变化的总貌Fig.3G eneral trend of sea level changes of Early Paleozoic paleocontinents and their magins in China(1)寒武纪初期,我国3大古陆及其边缘都发生了快速的海进,海平面迅速升高,形成较深水的黑色页岩相,并且普遍含有磷灰石,这是我国古大陆显生宙第一次发生普遍的缺氧事件.(2)MS -1和MS -2,我国3大古陆及其边缘海平面变化总体上是海进-海退组成.MSSC -1是以海进为主,在我国3大古陆上及其边缘普遍是浑水台地沉积.MSSC -2是由海进-海退组成,但是海平面变化幅度小,在我国3大古陆上形成清水台地的沉积,其水深在10～50m 米之间变化.(3)MS -3相当于早奥陶世,但是该中层序的顶界,塔里木陆块属早奥陶世晚期,华北陆块属中奥陶世早期,扬子陆块则属早、中奥陶世界线.相应的MSSC -3总体上在我国3大古陆块上海进-海退幅度很小.因此在扬子陆块和塔里木陆块上形成稳定的正常碳酸盐沉积,而唯有华北陆块由于海平面的不断下降,蒸发作用增强,因此形成蒸发型的碳酸盐台地沉积体系.(4)MSSC -4,在我国3大古陆块及其边缘总体上有一个共同的特点,就是海平面升高,其幅度都比下伏的中层序的二级海平面要大得多,形成较深水的缓坡沉积体系(图3).2.4 我国古大陆及其边缘早古生代海平面变化与其他区域早古生代海平面变化的对比根据Vail 等[7],Ross 等[8],Osleger 和Read [9],Schutter [10]等人的研究成果,与我国古大陆及其边缘早古生代海平面变化对比.Vail 等[7]发表了显生宙时期的一级和二级全球性海平面相对变化曲线.在这个曲线上,早古生代寒945 第5期贾振远等:中国古大陆及其边缘早古生代层序地层及海平面变化的基本特征图4 显生宙一级和二级全球性海平面相对变化周期Fig.4G lobal cycles of relative sea level changes of Phanero2 zoic武纪主要为海进,海平面不断地升高,到晚期开始海退,奥陶纪则由海退-海进组成(图4).这与我国古大陆及其边缘早古生代一级、二级海平面变化有较大的区别.我国3大古陆及其边缘早古生代海平面变化总貌是初期迅速海进,海平面升高,尔后海进-海退变化幅度较小,在很长时期内形成清水碳酸盐台地沉积体系,在早古生代晚期,由于沉没不整合而海水突然升高,尔后逐渐海退.Ross等[11]发表的奥陶纪全球海平面变化曲线(图5),与我国3大古陆及其边缘奥陶纪海平面变化总貌非常相似.Ross的曲线可以分为两部分,下部(Tremadoc,Arenig, Llanvira)海平面变化较小,而以浅水为主,而上部(Caradoc,Ashgill)海平面早期不断升高,尔后逐渐下降.图5 Ross的奥陶纪海平面变化曲线Fig.5The curve of sea level changes from Ordovician from RossSchutter[10]的早古生代全球海平面变化曲线,总貌变化特点可以分为两部分,M G-1(包括寒武纪和早奥陶世)是由一个一级海进-海退旋回组成(图6);M G-2(包括中、晚奥陶世)又是由一个一级海进-海退旋回组成(图6),与我国3大古陆及其边缘一级海平面变化的海进-海退旋回组合类似.但是M GSC-2两者幅度不同,我国3大古陆块及其边缘海平面变化的幅度大得多,而Schutter的曲线海平面变化幅度小得多.Osleger和Read[9]曾经用沉降分析法对北美早古生代几个地区的海平面变化进行了定量分析,获得了重要的结果(见本期蔡忠图6 Schutter全球海平面变化曲线Fig.6The curve of global sea level changes from Schutter贤等[12]图4).该图是用R2曲线通过可容纳空间的变化来表示海平面变化,由图可见北美早古生代不同地区海平面变化不完全相同,但总体上有相似之处.整个寒武纪都是由一个大的海进-海退旋回组成,但是海平面最高位不完全相同,阿帕拉契亚海进055地球科学———中国地质大学学报第22卷。
中国大陆形成史
中国大陆位于欧亚板块南缘。
不同于其他大陆，中国大陆板块是经过多次地质运动（板块缝合）形成的。
现代地球板块结构图现代中国大陆板块结构图久远的地球板块结构由于板块不断变化并且留下的遗迹太少已很难还原。
但经过地质学家的努力已经可以还原到5亿年之内的地球板块结构，并且绘制成图。
晚寒武纪世界地图（5.14亿年前）5.14亿年前中国华南陆块处于赤道附近，华北陆块大约处于北纬30度显生宙的早古生代（5.5-4亿年前，包括寒武纪，奥陶纪和志留纪）期间全球范围发生了名为“加里东运动的地质运动。
在晚寒武纪和早奥陶纪时，当时中国西北部陆块活动剧烈，几个小的陆块发生拼合，阿尔泰地块，准格尔-东哈萨克斯坦地块和额尔古纳地块发生碰撞拼合，形成阿尔泰-准格尔-额尔古纳碰撞带，这是中国各地块中最早一批拼合到欧亚板块（当时还未形成）之上的地块。
这期间蒙古中部地块也与西伯利亚板块碰撞拼合并形成外贝加尔碰撞带。
在此期间或稍晚一些时候（4亿年前）中国西域的大部分地槽（包括天山地槽，祁连山地槽，昆仑-可可西里-巴颜喀拉山地槽，念青唐古拉山-唐古拉山-怒山地槽，横断山-秦岭-大别山地槽等都受到挤压而成为褶皱山系。
中奥陶纪世界地图（4.58亿年前）加里东运动时阿尔泰地块，准格尔-东哈萨克斯坦地块和额尔古纳地块发生碰撞拼合，形成阿尔泰-准格尔-额尔古纳碰撞带，一些地槽褶皱成山。
按照复原的古地图，志留纪时由非洲古陆，南极古陆，阿拉伯，华南，澳大利亚甚至包括华北陆块拼合在一起构成贯穿南极到北纬３０°的超级冈瓦纳古大陆，而由美洲，劳伦西亚古大陆，菠萝地甚至西伯利亚陆块拼接成的被成为劳亚古陆的大型陆块在赤道附近形成。
在志留纪整个华北陆块完全隆起，所以整个华北陆块处于剥蚀区而没有形成志留纪沉积，而华南陆块相对沉降，所以中国华南保留有较多的志留纪沉积地层。
由于志留纪形成两块超级大陆，水汽难以到达陆地中部，所以这个时期的表现为干燥的大陆气候。
还要值得一提的是在这个纪原来存在于劳伦古陆和欧洲陆块（波罗地）之间的古大西洋由于两个陆块闭合而消失，在两个陆块之间形成加里东褶皱带。