地质学基础
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/ 地质学基础　
一、岩性地层单位　　为了了解一个地区的地层层序及沉积环境的演变，为了便于按一定的地 层单位填绘地质图，野外地质工作首先应该把一个地方的分散的不连续地层 剖面，进行野外分层，把它们连缀起来成为一个完整的综合剖面，然后再进 行地层划分。地层划分的根据主要是岩性变化及岩性组合差异、沉积韵律（岩 层节奏）、沉积间断（平行不整合、角度不整合等）等。组是地方性的最基本的地层单位。凡是岩相、岩性和变质程度大体一致的，与上下地层之间有明确的界限的，在一定地理范围内比较稳定的地层， 都可以划分为一个组。组采用最初建组的地名（山名、村名等）命名，如华 北中寒武统包括徐庄组和张夏组等。比组大的地方性地层单位叫群。凡是厚度巨大、岩性较复杂而又具有一定的相似性，但又无明确界限可以分组的一套岩系，或者是连续的、在成因 上互相联系的几个组的组合，都可以划分成一个群。群也是用专门地理名称 命名的，如阜平群，五台群。组还可以根据岩性特征进一步划分为段。例如燕山地区蓟县系雾迷山组可以分成四个或五个段，分别称为雾迷山组第一段、第二段?。 上述地层的划分，主要以岩性为根据，仅仅反映一定地理范围的沉积过程及沉积环境，只适用于一定地区，所以属于地方性的地层单位。二、年代地层单位　　对于岩性地层单位，应该利用一切手段来确定其地质时代的位置。为了 认识大区域，甚至全世界的地层发育和地理环境全貌，认识地球发展的全部 历史进程，建立和逐步完善地质年代表，就必须建立大区域性和国际性的地 层单位。这种地层单位必须和地质时代单位相对应。换言之，这种单位是一 定地质时期所形成地层总体的名称，是超越地区性具体差异的抽象概括。例 如，白垩系代表白垩纪这个地质时代所形成的地层总和，不同地区的白垩系 的岩性、厚度、化石分布状况等可能有很大差异，但其所代表的时间长度必　　须是相等的，其上下界面必须是等时面。由于这种地层划分是以地质时代为标准，所以称为年代地层单位。 确定和对比地层的时代，可以利用同位素年龄、地磁倒转时间表等方法，但其基本方法是利用生物地层学方法。由于生物界发展的不可逆性和阶 段性，在同一时期生物界总体面貌大体具有全球或大区域的一致性，这就有 可能根据生物门类（纲、目、科、属、种）的演化阶段，把地层划分为大小 不同的年代地层单位，如宇、界、系、统、阶等。　　根据地层中标准化石和化石组合，可以把地层划分为阶（每一个阶还可 以包括几个生物带）。阶与阶之间的生物在属和种的范围内有显著差异。阶 以地名命名，如华北地区上寒武统根据三叶虫的种类划分为崮山阶、长山 阶、凤山阶。阶是全国性或大区域性的年代地层单位。　　比阶更高一级的年代地层单位叫统。一个统可以包括数目不等的阶。由 于统所代表的时间较长，所以统与统之间的生物在科、目范围内有显著的变 化，统是全球性的年代地层单位。例如，在中国和澳大利亚的下寒武统中都 有莱氏三叶虫（科），而在欧美都有小油节虫（科），二者都以多节、多刺、 小尾为共同特征，说明下寒武统所代表的时代是三叶虫演化的原始阶段。统 的名称和系相同，另冠以下、上或下、中、上字样，如下寒武统、中寒武统、 上寒武统。第三系和第四系所划分的统则另有专门名称。更高一级的年代地层单位叫系。一个系可以分为 2—3 个统。系与系之间的生物在目、纲范围内有很大变化。如泥盆系以鱼纲的大发展，石炭系以 两栖纲的大发展为主要特征。系一般是根据首次研究的典型地区的古地名、 古民族名或岩性特征等命名，如寒武系、奥陶系、石炭系、白垩系等。根据生物界重大门类的演化阶段所划分的单位叫界。如中生界含有丰富的爬行类化石，新生界含有种类众多的哺乳动物化石，等等。一个界包括 2—3 甚至 6 个系。界以象征生物发展阶段的古生、中生和新生等命名。 最高级的年代地层单位叫宇。根据生物的出现和最低硬壳化石带以及较高级动物的大量出现，把全部地层分为 3 个宇，即太古宇、元古宇和显生宇，后者包括古生界、中生界和新生界。三、地质时代单位　　地质时代单位是从年代地层单位（它们都代表地层的实体）概括抽象出 来的时间概念，所以年代地层单位都有一个层型，作为比较研究的根据。组 成地壳的全部地层（从最老到最新）所代表的时代称地质时代，不同级别的 年代地层单位所代表的时代，称地质时代单位。形成一个宇的地层所占的时 间称为宙；形成一个界的地层所占的时间称为代；形成一个系的地层所占的 时间称为纪；形成一个统的地层所占的时间称为世；形成一个阶的地层所占 的时间称为期。　　岩性地层单位反映一个地区沉积过程的特殊性，年代地层单位反映全球时代划分的一致性和等时性，各具有不同的目的和作用。表 10-1 表明两类 地层分类单位的级别和关系以及年代地层单位与地质时代单位的对应关 系。表 10-1 地层分类系统表地质时代单位 年代地层单位 岩性地层单位*宙 宇 大群代 界 群纪 系 组世 统 段期 阶 层*岩性地层单位下所列各级名称只表示级别顺序，与左边年代地层单位 无一定的对应关系。四、地层符号　　在地质制图和地质记录等实际工作中，各级地层单位经常用各种专门地 层符号来表示。其中宇、界、系的符号基本上是采用原拉丁文名称的第一个字母或再加一个字母表示。（一）宇的符号用两个大写字母表示，如 冥古宇（Hadean） HD 太古宇（Archaean） AR 元古宇（Proterzoic） PT 显生宇（Phanerozoic） PH（二）界的符号用两个字母表示，第一个大写，第二个小写，如古生界（Paleozoic） Pz 中生界（Mesozoic） Mz 新生界（Cenozoic） Cz（三）系的符号一般用一个大写字母表示，如志留系（Silurian） S 泥盆系（Devonian） D　　（四）统的符号一般在系的符号右下角加阿拉伯数字 1、2 或 1、2、3 字样，分别代表下统和上统，或下统、中统和上统，如　　　　（五）阶、群、组、段的符号阶的符号是按照汉语拼音方案，采取阶名 的第一个字母或两个字母，放在统的符号之后（小写正体）。在同一个统内， 阶名第一字母有重复时，时代较老的阶用一个字母；较新的阶则在第一个字 母后再加一个最接近的子音字母。例如：　　群的符号是在相应的统或系或界的符号后，加上群名汉语拼音第一个字 母，或第一个字母后再加上最接近的子音字母（小写斜体）。例如：下太古界密云群 Ar1m
组的符号未作统一规定。现习惯上是按照汉语拼音方案，采取组名第一 个字母或第一个字母再加最接近的子音字母（小写斜体），放在统的符号之 后。例如：　　关于段的符号未作统一规定。有人采用在组名右上角加 1、2、3 等，表 示第一段，第二段，第三段??。　　第十一章 前寒武纪——太古宙和元古宙　　前寒武纪又称前古生代，指寒武纪或古生代以前即距今 5.7 亿年以前的 地质时代，是地球历史最早的地质阶段。这一时期形成的地层称前寒武系。 地球的年龄为 46 亿年，大约从 40 亿年前开始进入地质阶段，故前寒武纪时 距约为 34 亿年，约占地质历史 85％的时间。1930 年，G.H.查德威克将全部 地质时代分为两部分，寒武纪以前称隐生宙，寒武纪到第四纪称显生宙。隐 生宙即相当于前寒武纪。距今 46 亿年到 38 亿年，是缺乏确实资料可考的时 代，P.克劳德称其为冥古宙（HD）。长期以来，把前寒武纪即隐生宙划分为 太古代（界）和元古代（界）。1977 年，国际地层委员会前寒武纪地层分会 第四次会议，将前寒武纪划分为太古宙和元古宙，界线放在 25 亿年，太古 宙的下限放在 38 亿年。1979 年第五次会议，根据地层、地质和年龄测定资 料提出对太古宙和元古宙均进行三分的建议。后经第六次（1983）、第七次（1985）、第八次（1988）会议反复讨论，提出把元古宙划分为古元古代、 中元古代和新元古代的建议，并将界线定为 16 亿年和 10 亿年；同时对代以 下纪的划分和名称也提出以阶段地质特征为依据的初步方案；至于太古宙， 认为尚不具备进一步划分的充分依据。1989 年，国际地层委员会通过了元古 宙分为 3 个代的方案，已于全球地层表 11-1 元古宙年代划分和主要地质特征年代地层 生物演化 主要地质特征前寒武纪地层分会方案(1989)纪（百宙 代万年）构造大气圈阶段沉积 纪 代显 古生 生 寒武纪后宙600 生动 物震旦纪 阶小壳动 物群伊迪卡 拉动物 群富氧 气圈( ＞ 10%)生物沉 积加 广 布里 东冰川沉阶积古寒武纪 生 代570“新元古Ⅲ纪”650新800元1代0501400青白口 纪*蠕虫、须段腕动物群宏观藻 类植物 群贫段 成冰850 元膏盐沉 1000 古积 代广 布拉 12001400真元 蓟县纪 核高级藻 氧类 气可燃有晋 机岩出狭变纪1600古 生宙 中 物圈 宁 现 扩张纪 中阶元古18002350古 元 古阶 段长城纪原滹沱纪核生真核生 物低级藻( ＜ 10%)段吕梁 阶段蒸发盐出现红层及 碳 酸盐出 现1800 元盖层纪古2050 代固结纪2300造山纪熔岩纪 古 元成铁纪 古代 高凡纪 物 类 五 代2500太古 宙3800阶五台纪 段缺 台氧 阶气 段 硅铁沉圈 积广 布此表据王鸿祯＊以下各纪为区域性年代地层单位；＊＊以下各纪均不具层型剖面，各纪名称译名亦未统一。　　表中采用。中国全国地层委员会于 1989 年底同意元古宙分为 3 个代的 方案，但界线置于 18 亿年和 10 亿年。　　代（界）下的单位纪（系），是地质年代表中最主要的单位。国际地层 委员会前寒武纪地层分会虽然建议把元古宙划分为成铁纪、层侵纪（又译为 熔岩纪）?等 10 个纪，但其中 9 个纪都不具备层型剖面。当前在国际上计 划先建立新元古代最上面的和寒武纪下面的一个纪，并选定出来这个纪的层 型剖面。中国提出建立震旦纪（系），并选定它的层型，然而并没有被普遍 接受。在国际地质年代表上暂时称这个纪为“新元古Ⅲ纪”（表 11-1）。　　　　　　　　　　　　　　　　　　第一节 太古宙一、太古宙的一般地史特征　　太古宙大约经历了十多亿年（38—25 亿年）的时间，已经形成了薄而活 动的原始地壳，出现了水圈和气圈，蕴育和诞生了低级的生命。（一）缺氧的气圈及水体 从太古宙，在地球表面虽然已经形成了岩石圈、水圈和大气圈，但它们的性质和规模跟后来的有明显不同。海水中所含的盐类比现在要低，富含氯 化物。大气成分以水蒸气、二氧化碳、硫化氢、氨、甲烷、氯化氢等为主。由于岩浆活动强烈，又无植物进行光合作用，故大气中 CO2 含量比后来要高。太古宙地层中含有丰富的普遍的由低价铁沉积而成的铁矿，这些都说明当时 大气组分和水体性质都处于缺氧的还原状态。（二）薄弱的地壳和频繁的岩浆活动 太古宙形成的地壳厚度还不大，也远没有像现在那样坚固和复杂。据推测，原始陆壳的组分可能与上地幔更为接近，也就是尚未进行充分的分异过程。由于地壳厚度较小，幔源物质容易沿裂隙上行，常有大规模的超基性、 基性断裂喷溢活动，并和硬砂岩、泥岩等一起经变质形成特殊火山沉积组合 的绿岩带。此外，也有频繁的中酸性岩浆活动和火山活动，花岗岩、片麻岩、 混合岩等常与绿岩带相间排列。由于地壳岩石强度较低，地热梯度较高，因 而岩层中多塑性变形构造（如揉皱、肠状褶皱等）。（三）岩石变质很深　　在漫长的时间中，多次的岩浆活动、构造运动，使岩石普遍发生热变质、 深变质（区域变质），和强烈的混合岩化，改变了原来的岩相特征，再加上 缺少生物化石，因而给恢复古地理面貌和沉积环境造成很大困难，所以对地 层划分受到很大限制。（四）海洋占绝对优势　　在当今大陆壳的范围内，长期处于活动不稳定状态，陆表海占绝对优 势，海底喷溢活动频繁而强烈。陆地面积不大，又不十分稳定，所以不易形 成分异充分的沉积。（五）陆核形成 陆壳经过多次的岩浆喷出侵入，变质混合，塑性变形，某些局部地方开始固结硬化，向着稳定方向发展，终于在太古宙中、晚期形成了稳定的基底 地块——陆核。但规模仍比后来的地台小得多（图 11-1）。陆核的形成标志 着地壳构造发展的第一大阶段的结束。（六）原始生命萌芽 在最古老的时代，地球上还没有生命现象，到处是一片荒凉死寂。大约经过十几亿年，地球上有了水和空气以后，才出现最原始的生物。目前已知最古老的生物化石是在南非发现的 32 亿年前的超微化石——古杆菌和巴贝 通球藻（利用电子显微镜观察）。这是最原始的原核生物，个体呈圆形和椭 圆形，整个个体只有一个细胞组成，没有细胞核。据推测，这种细菌形式的 原始生命可能在范围不大，而温度较高的水体中开始出现的，这与当时的火 山活动有密切关系。在南非布拉维群（Bulawayan）灰岩中，还发现了年龄值 31 亿年的原核细胞蓝绿藻类（形成大型化石叠层石），说明至少在 31 亿 年前蓝绿藻类已经开始繁殖。但这种生物还缺少硬体部分，大部分个体又十 分微小，加上岩层高度变质，所以，在太古宙的地层中保存下来的化石是很 贫乏的。地球上从无生命到有生命，这不仅是地球本身发展史中的重要事 件，而且也是宇宙星体发展史中已知的唯一事件。（七）构造运动 太古宙有多少构造运动，目前研究得很不清楚，在世界范围内可能有 3次主要构造运动。在中国比较确认的是太古宙晚期的阜平运动。此时期缺少 板块构造运动的证据，多数人认为太古宙尚未发生板块运动。目前一些人主 张板块构造最早发生于古元古代。二、中国的太古宙地层　　中国的太古宙地层主要分布于华北及东北南部地区，即东经 105°以 东，北纬 31°—43°之间，构成华北地台的基底（图 11-2）。地层划分暂 时分下太古界和上太古界，其界线为 29—30 亿年。自北而南，大致可分为 三带：北带自宁夏吉兰泰，经内蒙古乌拉山到冀东燕山，东延至吉林南部的 龙冈山及辽东地区，其中以燕山东段地区的岩层时代最老，称迁西群，以深 变质麻粒岩与片麻岩为主，同位素年龄为 31—36 亿年（铷锶法），是我国 已知最老的岩系，属下太古界。原岩以超基性及基性火山岩为主，并含多层 硅铁沉积（符号 BIF），变质后成为条带状磁铁石英岩，形成重要铁矿。在 辽吉地区划分为龙岗群和鞍山群，鞍山群属上太古界，下部以角闪片麻岩、 黑云母片麻岩等为主；上部是浅粒岩、片岩及磁铁石英岩，形成著名的鞍山 式铁矿。在晋北、内蒙古阴山一带的太古宇旧称桑干群，现划分为下部的集 宁群和上部的乌拉山群，以片麻岩、混合岩、蛇纹大理岩等为主。中带主要 分布于吕梁山、太行山和鲁西地区，太行山地区可以分为阜平群和龙泉关 群，二者之间呈不整合接触，称阜平运动（与此运动相当的有建屏运动、鞍 山运动、嵩阳运动、铁堡运动等），是我国已知最早的一次构造运动。鲁西 地区称泰山群，以黑云母片麻岩、角闪片麻岩、角闪岩及变粒岩等为主，主 要由古老的侵入岩变质而成，难以进行地层划分。南带主要分布于关中、豫 西、大别山、安徽淮阳地区，呈 NW-SE 走向，分别称太华群、登封群、大别 群等。至于中国西北地区，即东经 105°以西、北纬 35°—45°之间，也分　　布有古老变质岩系，但太古宇和下元古界目前尚未进行划分。太古宙主要地层见表 11-2。 在太古宙地层分布地区，当时有强烈的超基性、基性以至中酸性火山活动，并有普遍的硅铁质沉积或碳酸盐岩沉积。但是到了早太古代末，这些活 动地区逐渐形成陆核。如图 11-3 所示：计有 4 个古陆核，它们是吉（林） 南（部）陆核、冀东陆核、河套陆核和鲁中陆核。到了太古宙末，这些陆核 又进一步发展扩大。而在陆核的边缘及各陆核之间，则为继续活动的地槽 区：如北部边缘为内蒙古地槽，东部边缘为胶辽地槽，南部边缘为豫皖地槽， 斜贯南北为山西地槽等。三、太古宙地层的重要矿产　　太古宙地层中含有重要的矿产，其中尤以铁矿具有世界性的普遍意义。 例如，辽宁鞍山一带的鞍山群中含磁铁石英岩，铁矿与石英交互成层，呈条 带状，品位较低，但层位稳定，储量较大，常构成大型及特大型铁矿床。这 种矿床称鞍山式铁矿。此外，如本溪、北京密云群、冀东迁西、吕梁等大铁 矿，均产于太古宙地层中。在国外，如北美苏必利尔湖铁矿，南美圭亚那铁矿，北欧瑞典的基隆纳铁矿，澳大利亚西部的铁矿，南非卡普瓦尔陆核和印度铁矿山区的铁矿等， 都是产于太古宙地层的著名铁矿。这类铁矿属于沉积变质铁矿，占世界铁矿 总储量的 60％，太古宙及其以后的早元古代是世界性的重要铁矿成矿期之 一。此时普遍形成铁矿，这与古地理环境如沉积介质条件、火山活动以及细菌作用等分不开。在太古宙时，陆壳表面大部分被海水覆盖，由于大气及水 体中富含 CO2，海水中 HCO3 浓度较大，从而增加岩石的溶解能力及水体的化学搬运能力，使低价铁源源不断地经过溶解汇入海盆。但当时毕竟陆地规模 较小，因此，推测频繁的海底火山活动是铁矿物质的主要来源。同时因当时 大气及水体处于缺氧还原条件下，低价铁可以长期积累和运移，使其分布的 范围广远。然而，这些低价铁必须变成高价铁才能导致沉淀，无疑这与当时 的还原性水介质形成矛盾。P.克劳德认为，后来在水体中可能出现大量放氧 的生物（如细菌），生物的放氧量恰好可以使水体中的低价铁氧化成高价铁 而沉淀，使氧化还原处于平衡状态。这样既可保持成矿作用的继续进行，又 可维持低级生物的生存，从而造成地史上这种特殊类型铁矿床广泛形成。这 类铁矿当时是氢氧化铁和胶体 SiO2（蛋白石类）同时沉积，所以称硅铁沉积（BIF）。后来遭受区域变质作用，使氢氧化铁脱水和重结晶变成磁铁矿或 赤铁矿，胶体 SiO2 变成石英，结果使原来致密隐晶质的铁质碧玉岩变成条带 状磁铁（赤铁）石英岩。几乎在所有古地块的有关地层中皆形成石英脉金矿（与花岗岩侵入有关），如澳洲西部、南非和北美。我国山东招远、河北遵化、青龙等地也都产金矿。在后期侵入的伟晶岩中常有锂、铋、钨、锡以及白云母、稀有元素、 稀土元素等（如内蒙古）。在侵入的基性及超基性岩中常有镍、铬、铜等矿 床，如美国的苏必利尔湖区和南非的津巴布韦等。我国河北大庙有钒钛磁铁 矿、山西中条山有大型铜矿等。另外，南非和加拿大等古老岩系中皆有铀矿。　　　　　　　　　　　　　　　　第二节 元古宙一、元古宙的一般地史特征　　元古宙同位素年龄从 25—6 或（5.7）亿年，共经历 19 亿年的悠久时间。 元古宙划分为 3 个代。25—18 亿年为古元古代，18—10 亿年为中元古代，10—6 或（5.7）亿年为新元古代。其中新元古代的后半段，即 8—6 或（5.7） 亿年单划分称震旦纪。元古宙的地史具有下述特征。（一）从缺氧气圈到贫氧气圈由于藻类植物日益繁盛，它们营光合作用不断吸收大气中的 CO2，放出O2，使气圈和水体从缺氧发展到含有较多氧的状态。大约从中元古代开始，地层有含铁紫红色石英砂岩（如常州沟组、大虹峪组等）及赤铁矿层（如串 岭沟组宣龙式铁矿）形成，说明当时大气中已含有相当多的游离氧。大气及 水体中氧的增多，不仅影响岩石风化及沉积作用的方式及进程，而且也给生 物发展和演化准备了物质条件（参阅表 11-1）。（二）从原核生物到真核生物　　太古宙已出现菌类和蓝绿藻类，到元古宙得到进一步发展。在岩层中广 布蓝绿藻类的群体，经生物作用和沉积作用形成综合体。这种综合体常保存 在石灰岩和白云岩中。从横剖面上看呈同心圆状、椭圆状等。从纵剖面上看 呈向上凸起的弧形或锥形叠层状，就象扣放着的一摞碗，称做叠层石（图11-4）。　　叠层石的基本构造单位叫基本层，一般为弧形或锥形，向上凸起。基本 层组成集合体，最常见的形状为柱状、锥状、棒锤状，有的呈墙状（图 11-5）。集合体有各种不同的分叉现象（图 11-6）。集合体组成大群体，在地层中多呈透镜状、似层状等礁体现象。叠层石主要分布于滨海的潮间带和潮 上带，有的能分布于潮下 100m 深处。近年根据叠层石的形态、分叉形式、 体壁构造、纹饰及内部构造，划分为许多类、群、型，对于地层的划分和对 比有一定意义。另外，近年在元古宙地层中分离出形体微小的（常小于 10μm）微古植物，主要指一些单细胞藻类。到了晚元古代，微古植物形体增大（50—100 μm），种类繁多。大约从中元古代起还出现了褐藻及红藻等高级藻类。近 年在中国北部中元古代串岭沟组地层中发现最古老的真核细胞生物化石，名 为丘阿尔藻（Chuaria），距今 16—17 亿年。1978 年在中元古代雾迷山组中 也发现真核生物化石，命名为震旦塔乌藻（Tawuia），距今 12—14 亿年。 这些单细胞藻类，分类位置尚不明，总称为疑源类（Acritarcha）。太古宙 从无生命到有生命，是生物演化史上的一次飞跃，而元古宙则是从原核生物 到真核生物，从单细胞到多细胞，标志着在地球发展史和生命演化过程中进 入一个新阶段（参阅表 11-1）。（三）由陆核到原地台和古地台　　在太古宙晚期的构造运动即阜平运动之后，中国和世界大陆上都出现了 小规模的稳定核心，称为陆核，这是陆壳构造发展的第一阶段。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，在原地台上开始沉积了类似盖层的沉积类型。由于沉积、喷发、侵 入、挤压、褶皱、变质、固结等作用反复进行，陆壳某些部分更趋稳定，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（参阅图 11-11）。由陆核到原地台和古地台，是陆壳构造发展的第二 个阶段。（四）古元古代地层和中、新元古代地层有很大区别 从岩石性质看，古元古代地层即下元古界往往和上太古界具有共性，多属活动类型沉积和浊流沉积变质而成的绿岩系，同时和上太古界一样，常含 有规模巨大的铁矿床，性质和鞍山式铁矿近似，以低价铁为主，反映当时大气和水体的缺氧状态。下元古界（Pt1）和上太古界（Ar2）共同构成地台的基底。到了中、新元古代，原地台已经出现，出现了稳定地台浅海，真核及 藻类生物繁盛，大气及水体中含氧量增加，红层、高价铁、碳酸盐等沉积出 现，形成地台盖层，因此，中元古界（Pt2）特别是上元古界（Pt3）震旦系（Z）已经属于盖层沉积的范畴。二、中国的元古宙古地理和地层（一）古元古代 在古元古代，中国北方已经形成华北原地台，南方形成扬子原地台，西部则形成塔里木原地台。在华北地区，在初步固结的基础上，发生断裂拗陷，形成了以滹沱群为代表的碎屑-火山沉积和含叠层石的白云岩沉积；在五台- 太行山地区则形成造山后的磨拉石堆积。这些都属于地槽活动型堆积。在河 南则形成嵩山群，在安徽形成凤阳群，它们都属于稳定类型，以分选较好的 碎屑岩、碳酸盐等为主，很少有火山岩。上述沉积经过褶皱夷平，上面为中、 新元古界不整合覆盖，这个不整合面分布广泛，即吕梁运动。华北地区经吕 梁运动后，进一步固结，形成华北原地台。　　在中国西南，包括川中、鄂西，基底以上太古界崆岭群变质岩系为代表。 下元古界分布不广，主要为岛弧型火山沉积岩系，川西一带也有类似沉积。 后来下元古界连同上太古界褶皱形成扬子原地台。　　中国西部，塔里木地区下元古界以浅变质火山沉积岩系为主，属于活动 类型，称兴地塔格群。早元古代末形成了原地台（参阅表 11-3）。表 11-3 中国元古宇地层划分和特征简表（据李廷栋）层序 主要岩性组合 时代相当地层 变质程度上 震旦系元古800界青白口系1050中 蓟县系元1400古界 长城系1800滹沱群下元2350古界五台群*2500上统：砂泥页岩 下 统：碎 屑岩 ， 冰碛岩白 云岩， 白云 质 灰 岩，砂 岩， 页 岩 ，夹砂 砾岩 ， 下部夹火山岩角 闪片岩 ，斜 长 角闪岩，变粒岩辽东半岛：金县群，五行山群 祁连山：多若诺尔群 塔里木：库鲁克塔格群神农架区：马槽园群 塔里木：帕尔岗塔格群扬子地区：昆阳群，神 农架群，四堡群，板溪 群， 塔里木：扬吉布拉克群， 爱尔基干群辽东：辽河群，豫西： 嵩山群， 胶东：粉子山群 燕山：青龙河群辽东：宽甸群，阴山： 二道洼群， 燕山：双山子群，塔里 木：兴地塔格群未变质基 本 未 变 质基 本 未 变 质 或 浅 变 质（南方）低 级 绿 片 岩相绿片岩相注：同位素年龄据王鸿祯，单位 100 万年五台群的地位有争议，近年研究发现五台群的上部高凡亚群，岩性与滹沱群相似， 同位素年龄为 24 亿年，且与中下部为不整合接触，故将五台群上部划归下元古界， 其时代称高凡纪；五台群中下部为绿片岩相，划归上太古界。又将滹沱群的时代称为滹沱纪（见表 11-1 ）。（二）中元古代和新元古代　　古元古代末期，在中国已经出现了华北、扬子、塔里木等相对稳定的原 地台，但陆壳稳定情况仍存在很大差异。　　1.华北地区 早在太古宙末，中国北部和辽宁南部已形成几个稳定陆 核，陆核之间是活动地区，其间填充了五台群和滹沱群，经过吕梁运动褶皱 变质固结，它们把陆核连接起来，形成较大规模的稳定地区——华北原地 台。这个原地台地形高低起伏，相当复杂。有些地区在久经剥蚀之后，又开 始下沉，形成浅海；而有些地区则高出海面，形成古陆，如图 11-7 所示， 中国北部除内蒙古北部及东北北部属比较活动的地槽外，其余皆属华北原地 台范围。原地台大致呈三角形，周围被高地环绕：北有内蒙古古陆，南有淮 阳古陆，东边是胶东古陆（后来发展成胶辽古陆）；古陆之间是一片陆表浅　　海，海中耸立着若干山地和陆岛。如鲁西古陆和晋陕古陆便是较大的古陆。在这片浅海中沉积了类似盖层的中上元台界，所以在辽宁、吉林南部、河北、 山西（部分地区）、大青山、贺兰山、鲁中、豫西和皖北均有出露，但沉积 发育情况各地不一。可大体分为三种类型：强烈沉降带沉积，稳定浅海沉积， 隆起区的陆相沉积。　　（1）燕辽沉降带 位于内蒙古古陆南侧，是华北地区强烈拗陷地带， 如图 11-8 所示，拗陷中心在河北兴隆、天津蓟县以及北京平谷一带，沉积 厚达 10000m，地层发育完全，分层清楚，是北方中上元古界划分和对比的标 准地区①。图 11-9 为燕山地区平谷一带中上元古界综合柱状剖面。　　在图 11-9 剖面中，根据沉积旋回、岩性和沉积间断可分为 3 个系 12 个 组。长城系下部以碎屑岩为主，并夹火山喷发岩，上部为碳酸盐岩；蓟县系 以碳酸盐岩为主，厚度最大，分布较广；青白口系以砂页岩、石灰岩为主， 厚度较小，分布较窄。中上元古界由下而上代表一个巨大的沉积旋回；在这 个旋回中又可分为三个次一级旋回，各旋回间都存在着明显的间断；次一级 旋回中还包含着更小旋回。据此，说明以剖面为代表的这一时代初期，海侵 开始，堆积了巨厚的滨海浅海碎屑岩，并有海底火山喷发活动；中期海侵扩 大，向四周超覆（图 11-10）形成了广厚的碳酸盐建造；后期地壳上升，海 水渐退，又以碎屑岩沉积为主。在大旋回中，夹着次一级和更次一级旋回， 说明整个地区是波浪式的发展过程。位于淮阳古陆北缘的豫西-淮南沉降带，其发育过程大致和燕辽沉降带相似。　　（2）华北地区其他部分 包括现在山东、河南、安徽等部分地区，是 一片相对稳定的陆表浅海，沉降幅度较小，沉积厚度一般在 1000m 左右，下 部以碎屑岩相为主，上部以碳酸盐岩相为主。　　（3）晋陕古陆 为浅海所包围，是一个长期遭受剥蚀的隆起区，其边 缘部分只有当海侵超覆时才形成不厚的滨海相沉积；内部低地堆积了陆相石 英砂岩，分选良好，交错层发育，厚度仅 100m 左右。总之，华北地区在中元古代开始了新的发展阶段，虽然吕梁运动后已经基本上形成比较稳定地区，但尚有局部活动性较大的地区，如燕辽沉降带即 是。沉降带为传统名称，其形成可能与古陆边缘深断裂有关，目前或认为与 板块边界活动有关。这些活动单位经过中、新元古代的长期发展才逐渐相对 稳定下来，到新元古代初期，已经发展为大规模的相对稳定的华北地台，也 称中朝地台。　　2.中国西部塔里本地区 在北天山的北山地区，中上元古界分布广 泛，为相对稳定型的浅变质，含碳酸盐沉积，沉积类型与中朝地台相似。沿 中、南天山东段，有走向 NWW 的强烈沉降带，沉积厚度逾万米，与燕辽沉降　　带有类似之处。　　3.中国南部 中国南部和中国北部地壳发育过程有很大不同，在那里缺 少太古界地层，而元古界地层则广泛发育。南方扬子原地台（包括四川及湘、 鄂、黔、桂等一部分，四川盆地为其核心部分）是一个相对稳定的地区，在 它的周围出现了一些活动地带，如在其东部的鄂西地区出露崆岭群，以黑云 斜长片麻岩、混合岩、角闪岩等为主，上部夹大理岩，总厚度大于 5000m， 时代属下元古界。在其附近出露浅变质的神农架群，以碳酸盐岩为主，下部 和上部含有火山物质及硅质、铁质沉积，大约相当于北方的中、上元古界。 在扬子原地台的东南缘，中上元古界出露非常广泛，下部称四堡群或梵 净山群，上部称板溪群，二者以不整合接触。板溪群以浅变质岩为主，包括 砂质板岩、千枚岩、泥灰岩，有时含细碧岩、火山喷发岩，或具海底喷发的 枕状构造，间有复理石式沉积，各处厚度不等（m）。广泛分布 于湘西、黔东、桂北等地。有人认为板溪群非常近似大陆边缘从大陆架海、边缘海、大陆坡到火山岛弧海沉积，然后向外过渡到外海。 在扬子原地台的西侧，即川滇交界地区，也是相对活动地带，沉积了厚达 8500m 以上的浅变质的会理群，下部和上部有火山沉积，中部以碳酸盐沉积夹泥砂质沉积为主，中、上元古界之间及上部与下震旦统之间，皆为不整 合接触，分别代表晋宁运动早、晚两期。通过晋宁运动，扬子原地台周围固 结扩大，到后来形成大型稳定的扬子地台。总之，从太古宙到元古宙，中国南北地层分布不同的特点，说明地壳发展的不平衡性，北方在早元古代末吕梁运动之后已经形成稳定的基底，其上 的活动区只限于沉降带（与古陆边缘断裂有关），火山活动不多；从晚元古 代开始，已几乎全部固结，形成华北地台；而南方则在扬子原地台的两侧， 活动相当强烈，特别是从中元古代起，发育了边缘海及岛弧海，火山活动相 当频繁，经晋宁运动，原地台扩大才发展为扬子地台。这种在同一时期北方 相对稳定、南方相对活动的特征，一直延续到古生代。三、中国元古宙的矿产　　元古代所经历的时间很长，沉积的厚度也很大，如燕山地区中、上元古 界最厚达 10000m，相当于同一地区古生界地层的若干倍。因此，这一部分地 层中含有比较丰富的矿产。（一）铁矿 中元古代，在华北地区，特别是沿内蒙古古陆的南侧，沉积了大量浅海相鲕状和肾状赤铁矿。以河北宣化、龙关一带的宣龙式铁矿最为典型。矿层 位于长城系串岭沟组底部（图 11-8，11-9），多为富矿。这些都是吕梁运动 后，古陆经长期风化和剥蚀作用，铁质在滨海地区不断富集形成沉积赤铁 矿。在燕山地区的蓟县系铁岭组中，也可见到沉积赤铁矿，称四海式铁矿（因北京延庆四海而命名）。在青白口系下马岭组底部，有时也存在一层不规则 的风化壳型铁矿。（二）锰矿 在华北地区长城系高于庄组中下部，常夹有一层锰矿或含锰页岩及含锰灰岩。如在蓟县高于庄组中有含锰带，称蓟县式锰矿，但多为低品位。除此， 在蓟县系铁岭组中部，含铁锰，在辽宁朝阳瓦房子一带形成锰矿层，称瓦房 子式锰矿。（三）其他 在苏北东海锦屏山、皖北大别山等处，下元古界变质岩中形成重要磷矿，称东海式磷矿。在北方长城系串岭沟组和大虹峪组中常含有含钾层位（绿 色海绿石页岩）。在豫北发现含钾页岩矿床，即位于串岭沟组中。最近，在 华北平原掩覆下的雾迷山组白云岩中发现储藏大量石油，如华北油田（河北 任丘）最早发现古潜山油田，这些含油古潜山就是由雾迷山组白云岩构成 的。此外，在北方元古界中有大量的碳酸盐沉积，其最大特征为富含镁质，绝大部分为白云岩和白云质灰岩，质纯者可作为冶金熔剂。其中辽宁大石桥 一带的下元古界辽河群中产有大型菱镁矿床。中、上元古界中纯灰岩不多， 在燕山地区一些地方的高于庄组上部、铁岭组上部等，有较纯灰岩，可以作 为水泥和石灰等原料。含有叠层石的白云岩及白云质灰岩，磨光后是美观的 建筑材料。第三节 震旦纪　　震旦纪距今 8—6（5.7）亿年，属于新元古代的晚期。震旦为中国之古 称，作为地层专名，始于德国 F.von 李希霍芬。1922 年 A.W.葛利普根据对 中国地层的研究重新厘订震旦系的涵义，正式提出震旦系是系一级的地层单 位。1924 年李四光、赵亚曾在长江三峡地区建立完整的震旦系剖面；后来高 振西等在蓟县建立了华北地区的震旦系标准剖面。近年用同位素测定，北方 的震旦系年龄为 18—10 亿年；而南方震旦系则为 8—6 亿年，二者不是同时 关系而是上下关系。当今以兴隆蓟县剖面为代表的原震旦系已划归中、上元 古界。本节所说的震旦纪是指以长江三峡剖面为代表的震旦纪，属于新元古 代最后期的一个纪，是从元古宙向古生代寒武纪过渡的一个纪，也是在中国 命名并向国际推荐的一个纪一级的地质年代单位。震旦纪形成的地层为震旦 系（Z），震旦纪划分为早、晚两个世，相应地层为下、上两个统（Z1，Z2）。一、世界古地理基本轮廓到了元古宙末期即震旦纪，大陆壳已经形成为许多大规模的稳定的部分——古地台。构成古地台基底的岩石都是变质的岩石，如各种片麻岩、角闪 岩、混合岩、片岩、千枚岩、大理岩、石英岩等，厚度很大，其中经常穿插 着各种侵入体。这些古地台，有的部分到后来一直屹立于海面之上，未接受 新的沉积，构成地盾部分；但大部分又经历了多次沧桑变化，为以后的盖层 所覆盖，一般认为从震旦纪开始，才在稳定的地台上发育了稳定类型的盖 层。因此，从大地构造演化或沉积发育的角度来看，震旦纪处于从新元古代 向古生代过渡的阶段，它既是前古生代的尾声，也是古生代的序幕。这时候 全世界形成的古地台①有（图 11-11）：Ⅰ.中国地台（主要包括华北地台，塔里木地台，扬子地台）；Ⅱ.西伯利亚地台（又称安卡拉地台）； Ⅲ.俄罗斯地台（又称东欧地台，包括俄罗斯、波罗的海沿岸、芬兰及斯堪的纳维亚半岛大部地区）；　　Ⅳ.加拿大地台（又称北美地台，包括美国中北部、加拿大地盾，格陵 兰地台）；Ⅴ.巴西地台（又称南美地台，主要包括巴西）； Ⅵ.非洲地台（除去非洲北部及南部，包括非洲的广大地区、马达加斯加岛和阿拉伯半岛地块）； Ⅶ.印度地台（包括印度中南部）； Ⅷ.澳大利亚地台（包括澳大利亚中、西部）。根据南半球地台分布情况及构造特点，上述巴西地台、非洲地台、印度地台和澳大利亚地台是一个稳定的联合古陆，在中生代以前它们还没有分裂，总称冈瓦纳古陆①。　　在古地台之间或其周围，是一些相对活动的地带，从大地构造角度叫地 槽，从古地理角度可以叫海槽。各地槽的名称和分布如图 11-11 所示。在地 槽中进行着剧烈拗陷和巨厚沉积。与此同时，在许多古陆上有海水侵入形成 浅海，在其中进行了数百到数千米的沉积，形成地台的盖层。但也有些古陆， 如加拿大古陆中心部分，以及南方的冈瓦纳古陆等，则长期位于海面之上， 没有接受沉积。　　从板块角度推测，从震旦纪开始，直到古生代末期，是冈瓦纳古陆联合 阶段，而北方古陆则处于分裂阶段。到后来则正相反，冈瓦纳古陆逐渐解体， 而北方各陆则趋向于联合。二、繁盛藻类和后生动物大量出现　　震旦纪生物界的演化与前期相比，出现迅速和突变的趋势。总的说来， 早震旦世（距今 8—7 亿年）大体是继承青白口纪，微古植物群（如各种刺 球藻，属种繁多）和宏观藻类非常繁盛，后者在地层中形成多种叠层石。在 皖南震旦系蓝田组中还发现丛状藻类（Epiphytaleans）植物群，具有明显 的分枝现象，属于红藻门，是地质历史上出现最早的灌木丛状原叶体大型藻 类植物群。这种植物在以后的早寒武世大量繁衍起来。晚震旦世时，门类多样的后生动物大量出现，反映生物界的一次飞跃。首先是在澳大利亚南部弗林德斯山伊迪卡拉（Ediacara）发现了丰富的无壳 动物，其中以腔肠动物门水母类为主，兼有环节动物及可能属于节肢动物的 一些化石，是一个以软躯体后生动物为主体的动物群，称为伊迪卡拉裸露动 物群。由于这类动物缺少硬体，很难成为化石保存下来。但该动物群的一些 分子目前已在欧、亚、非、美等洲发现。中国近年也不断报道黑龙江、陕南、 辽宁、湖南等地发现伊迪卡拉群化石，其中主要为蠕形动物和腔肠动物，而 前者横向分布更广，纵向分布亦较长；腔肠动物主要为类水母动物，如环轮 水母（Cyclomedusa）属；在三峡地区震旦系上统还发现了海鳃目的恰尼虫（Charnia）属。　　总之，从生物地层学角度，如后生动物的大量出现和高级藻类的繁盛， 震旦纪具有承前启后的特色，是寒武纪生物群发展的前奏，或者说地质历史 即将进入一个新纪元。三、中国震旦纪古地理轮廓及震旦系　　震旦纪到来之前，在中国曾发生一次强烈而影响宽广的构造运动，即晋 宁运动。受晋宁运动影响，中国古地理形成一种新的格局（图 11-12），许　　多地区隆起为陆，如从西到东，横亘着断续的稳定地带，塔里木地台、柴达木地块、华北地台等几乎连成一体，特别是华北和东北广大地区在震旦纪始 终屹立于海面之上，称为华北古陆。中国南部的扬子地台，也出露于海面之 上，称为扬子古陆，和其东部的淮扬古陆等连在一起。古陆的周围或边缘， 则是拗陷活动地带，北边是天山-蒙古-兴安地槽，南边是昆仑地槽、祁连地 槽、秦岭地槽。扬子古陆西侧川滇地区是活动地带；它的东侧湘、桂、皖、 浙、闽、粤一带，震旦纪长期海侵，有些岛屿耸立海水之中，称为华夏岛海， 这也是非常活动的地带。　　震旦纪地层在华南广泛发育，西北地区也有分布，华北地区因当时形成 古陆，未曾沉积震旦系，只在南缘和东缘（如辽南、胶东地区）略有分布。 震旦系可分两种主要类型，即北方型和南方型。北方型主要分布在华北地台 东缘，早期以滨海相为主，沉积物为砂岩、页岩，含海绿石；晚期以浅海相 为主，沉积物为碳酸盐岩；末期发生海退，又以砂页岩为主。南方型广泛分 布于华南各省以及青海和新疆的局部地区，沉积相和华北有近似处，具明显 的二分特点，即早期以陆相-滨海相沉积为主，多为碎屑沉积（紫红色砂岩、 砾岩等），并有火山岩及火山碎屑岩，早震旦世晚期发生大面积冰川作用， 冰碛层分布极为广泛（图 11-12）；晚期浅海广布，以碳酸盐岩沉积为主， 形成白云岩-硅质岩建造。中国各地震旦系划分和对比见表 11-4。湖北宜昌三峡地区为中国震旦系标准剖面出露地区，其地层划分和岩性特征见表 10-5。从剖面中可以看出地史发展的几个特点：1）地层二分相明 显，反映由陆相、滨海相向浅海相发展的海侵过程；2）早震旦世开始，有 火山活动，莲沱组中有凝灰岩沉积；3）早震旦世曾经发生冰川作用，以南 沱组中含冰碛岩为代表；4）震旦系底部与上太古界崆岭群呈不整合接触， 说明震旦纪之前有一次构造运动，即晋宁运动；5）震旦系上统称灯影组， 主为浅海相碳酸盐沉积，在其顶部（天柱山段）近年发现小型软舌螺等化石， 通称小壳化石。国际上认为寒武系底界应从过去的三叶虫带下移至始见小壳 化石的层位，因此灯影组顶部小壳化石带成为连续剖面中震旦系与寒武系的 重要界线模式之一（云南亦具备此种模式）。表 11-4 中国震旦系（部分）划分对比简表（据邢裕盛）地区地层下寒武统上灯影组东龙潭组 皮园村组淮北群 辽南群汉格尔乔克组△ 水泉组
统 陡山沱组 鲁拿寺组 蓝田组震旦 南沱组 雷公坞组育 肯 沟 组 扎 摩提组系 大塘坡组下 古城组南沱组洋安组下涯埠组寿县组淮南长岭子组复州统莲沱组 澄江组 休宁组群 刘 老 碑 组群
桥头组下伏地层 青白口系 管家郢组青白口系南芬组青白口系北塞纳尔塔格组注：表中年龄数字，单位 100 万年；△冰碛岩；断线表示平行不整合；折线表示角度不整合，大部分表示晋宁运动。中国的震旦系具有全球性意义（此外还有俄、澳、加拿大等）。从地壳演化、 生物演化、古气候角度，震旦纪都代表一个特定的地质历史时期。近年我国 对三峡、云南等震旦系进行了比较深入研究，已获得丰富的生物地层学、同 位素年代学、磁性地层学等资料。1988 年末，国际上决定在前寒武系最上部 建立一个新系（纪），中国震旦系是建立这个新系的重要候选者之一。表 11-5 三峡地区震旦系剖面地 层 厚度（ m ） 岩 性下寒武统水井沱组 灰绿色页岩夹灰岩，含莱氏三叶虫等化石天柱山段 35.6 灰白色含磷砂质白云岩，富含小壳化石灯
白马沱段 390 灰白色，中、厚层细晶白云岩，硅质白云上 岩夹燧石层及燧石结核，含藻类及孢子影
石板滩段 148 黑色薄层沥青质石灰岩及硅质石灰岩，含震 藻类及孢子统 组
蛤蟆井段 135 灰白 色硅质 内碎屑 白 云岩， 夹鲕状 白 云 岩，白云质灰岩下统 陡山沱组 230 灰、褐灰色细晶白云岩，灰白色细晶白云旦 岩夹黑色炭质页岩，含孢子南沱组 64 暗绿、灰绿色瑳冰碛泥砾岩大塘坡组 20 黑色 薄层炭 质粉砂 岩 及砂质 页岩夹 含 锰 灰岩系 古城组 10 灰绿色冰碛砾岩，中部为冰碛纹泥岩莲沱组 102 紫红色厚层含砾长石石英砂岩，紫红、灰 绿色细岩屑砂岩，长石质砂岩，晶屑、玻 屑凝灰岩，下部含微植物前震旦系 崆岭群 片麻岩，黑云母斜长花岗岩四、最古老的一次大冰期——震旦纪冰期　　在震旦纪时，不仅中国许多地方发现有冰川沉积，而且在澳大利亚、非 洲、南美、北美、亚欧等大陆上普遍出现冰川，这是已知的具有世界意义的 最古老的一次冰期——震旦纪大冰期。这次大冰期至少可能包括两期：一是 7.4—7 亿年，冰碛层分布最广；一是 6.5 亿年。在前一冰期之后，许多地方形成膏盐和白云岩沉积，说明气 候转为干燥炎热。在后一冰期之后，世界许多地方发现了以伊迪卡拉动物群 为代表的软体裸露动物群，这也说明气候状况有很大变化。我国震旦纪冰期遗迹，最早是在湖北宜昌南沱发现的南沱冰碛层。以后，在滇、湘、黔、鄂、赣、皖、豫、甘、宁、新等省区都相继发现。所以， 冰川广泛分布是震旦纪一个重要的地质事件。五、中国震旦系矿产　　震旦纪是沉积矿产的重要成矿期之一。这一时期主要形成铁、锰、磷、 盐类等矿产，分布于中南及西南各省。其中具代表性的有湘、鄂一带南沱组 的锰矿，川西观音崖组的铁矿，湘、鄂、黔地区陡山沱组的磷矿。含磷建造 主要形成于晚震旦世早期，当时已处于冰川时期之后，中国大部地区低平， 气候变暖，华南和西北地区广泛海侵，沉积了碎屑岩，并形成磷矿。晚震旦 世晚期，浅海广阔，气候渐趋干热，白云岩等发育，川南、黔北有蒸发海盆　　出现，形成膏盐建造。上述各矿，以磷矿分布面积广、储量大，具有重要经济意义。磷矿和盐矿也是世界范围内的成矿时期。另外，1955 年，在西北祁 连山地区变质岩层中，发现有铁矿，矿床与火山喷发活动有关，称镜铁山式 铁矿。含铁层位近年研究，为震旦系。这一发现对在西北下古生界中寻找铁 矿有重要意义。第十二章 早古生代古生代因地史上出现大批较高级生物而得名。它又可以分为早古生代（Pz1）和晚古生代（Pz2）。　　早古生代距今 6（5.7）—4.09 亿年。早古生代形成的地层叫下古生界。 它划分为三个纪，即寒武纪、奥陶纪和志留纪。寒武纪是古生代的第一个纪， 约开始于 5.7 亿年（另一种意见开始于 6 亿年）前，结束于 5.1 亿年前。寒 武纪形成的地层称寒武系（），1835 年英国 A.塞奇威克取名于英国西部威 尔士的坎布连山脉（Cambrian 日译寒武，我国沿用）。志留纪约开始于 4.39 亿年前，结束于 4.09 亿年前。志留纪形成的地层称志留系（S），1835 年英国 R.I.莫企逊取名于英国南威尔士地区的一个古老部族的名称（Silures）。1879 年，英国 C.拉普沃思将上述二人命名的寒武系和志留系的重复部分划 分出来，称奥陶系（O），取名于英国威尔士地区的古民族名称（Ordovices）。 形成奥陶系的时代为奥陶纪，约开始于 5.1 亿年至 4.39 亿年前。早古生代和它以前的时代相比，在古地理、古生物、沉积环境、地壳运动等方面，都有很大差异。在大陆壳地区，早古生代海洋占绝对优势，陆地 不多，因此下古生界几乎都是海相沉积，少有陆相沉积。海水中无脊椎动物 种类繁多，空前繁盛，陆生植物很少。这些特征标志着地质历史发展进入一 个新的阶段。第一节 动物界的第一次大发展——海生无脊椎动物时代　　最早划定寒武系，是以大量三叶虫突然出现为标志。后来发现在寒武系 底部（如云南晋宁梅树村组）或震旦系顶部（如三峡灯影组上部）含有大量 个体微小的原始硬壳无脊椎动物化石，如软舌螺、腹足类、腕足类、棱管壳、 齿形壳等（统称为小壳动物群），故在国际上决定以地层中开始出现小壳化 石的层位作为寒武系的底界。梅树村组（阶）剖面第一化石带有希望作为寒 武系与前寒武系界线层型。　　寒武纪已发现动物化石 2500 多种，除脊椎动物外，几乎所有门类都有 了。其中最多的是节肢动物中的三叶虫，其数量占生物分类总数的 60—70％，故寒武纪又称“三叶虫时代”；其次为腕足类动物，约占 20—30％；其 他无脊椎动物占 10—15％，包括海绵动物、古杯动物、腔肠动物（如珊瑚）、 软体动物（如头足类）、环节动物、牙形石、棘皮动物、笔石动物等。因此， 早古生代是海生无脊椎动物空前繁盛的时代。三叶虫是比较高级的节肢动物，种类繁多，形体大小不一，一般长数厘米，大部分游移于浅海底，以其他动物或其尸体为食料。其躯体各部分结构 已经分化得很好，可以横分为头、胸、尾三部，又可纵分为中轴和左右肋叶 三部分，所以叫三叶虫。头部结构复杂，有一对眼睛；胸部有若干个胸节； 尾部也有各种形状。头胸尾三部都有多节的附肢。我国已经描述过的三叶虫有 1200 多种。其中有些是很好的标准化石。如图 12-1 中莱氏虫（
1）、德氏虫（
2）、蝙蝠虫（
3）等都是。三叶虫以寒武纪为最盛，到古生代末就完全绝灭了。腕足类是具有两片硬壳的浅海底栖动物，两壳一大一小，但每一片壳是左右对称的。这种动物多数可以从 两壳后端伸出一条肉茎，用以插入泥沙，固着海底生活。腕足类在整个古生 代都很繁盛，如图中扬子贝是中奥陶世的标准化石，但以志留纪为最盛，是 腕足类的“壮年时代”，到中生代以后就衰落了，目前海洋中只剩下不多的 种属。笔石是已经绝灭了的小型群体海生动物，开始出现于中寒武世，特别 繁盛于奥陶纪和志留纪，演化很快，形体多种多样，是很好的标准化石。这 种化石多保存在页岩特别是黑色页岩里，很像是笔迹，因此叫笔石。珊瑚是 生活于温暖、清澈浅海中的一类腔肠动物，单体或群体，可以分泌灰质形成 体内隔壁及外壳等硬体，种类很多。中国南方志留系中常有由蜂房珊瑚和链 珊瑚构成的珊瑚礁灰岩。头足类是软体动物中构造最复杂的一类，头上生有 许多触手，和现在的乌贼属于同类，可以在海中漂游，但是早古生代的头足 类具有一个锥形外壳，壳内分成许多房室，外形像牛角，故称角石。如中国 北方的珠角石、南方的直角石都是中奥陶世的标准化石。牙形石又名牙形 刺，形体微小，外形很像虫牙，由磷酸钙 2 组成。形状呈直单锥刺状或弯曲 单锥刺状，一般小于 1mm，最大约 5mm。其分类位置有多种说法。但从寒武纪至三叠纪，分布于世界各地海相地层中，演化迅速，成为地层划分和对比的重要微化石。 从奥陶纪开始，主要是志留纪，出现了淡水原始的鱼类无颌类，属于脊椎动物，说明一个新的时代即将来临。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，也意味着即将进入 一个新的时代。　　人们很早注意到，从寒武纪一开始生物界便呈现爆发性增长的形势，称 其为寒武纪生命“大爆炸”。1984 年，中科院南京地质古生物研究所的科研 人员在云南省澄江县发现 5.3 亿年前（相当早寒武世）的动物化石群，包括 节肢类、脊索类、叶足类、腕足类等 40 多门类的 80 多种动物，引起国内外 科学家的重视，认为这是地球生命演化史上的重大事件，是目前世界上能了 解寒武纪生命“大爆炸”呈生命多样性的窗口和有力佐证。自然界的生命和 发展过程，也和万事万物一样，既包含有缓慢的进化，也包含有迅速的飞跃。 生物界在寒武纪以前，还是低级的原始的（单细胞的菌类、藻类等极低等生 物），分布面积不广，分布密度也不大，特别是还未形成硬体，很难保存成 为化石。寒武纪以前的漫长时代，是生物孕育、萌芽和发展的初期阶段，这 种长期缓慢演化，为生物本身准备了质变的飞跃和大量繁殖的条件，因而一 到寒武纪，在适宜的外界条件（如海水温度、成分、营养物质等）促使下， 自然界的生命之火，即成燎原之势，出现动物界从软躯体到硬躯体、从单样 性到多样性的飞跃和第一次大发展，并奠定了现代生命存在形式的基本框架。第二节 加里东构造阶段世界古地理轮廓及地史特征一、加里东运动和加里东构造阶段　　早古生代初期的大地构造轮廓和震旦纪很相似。后来发生了具有世界影 响的构造运动，引起了世界海陆形势的调整和变化，这就是加里东运动①。从广义讲，发生在早古生代的构造运动称加里东运动；但狭义的加里东运 动，则指志留纪后期的构造运动②。早古生代这一时期，称为加里东构造阶段。从板块构造理论讲，基本上不提构造阶段，但可以理解为这一时期确实 发生了某些板块碰撞事件，引起海陆格局的变化。二、海洋占优势的时代　　在前寒武纪末，世界上一方面出现了许多古陆，而另一方面各古陆之间 又为地槽所分隔。进入古生代后，许多古陆重新为海水所浸漫，其中尤以奥 陶纪海侵规模最大。从整体看来，早古生代仍然是海洋占优势的时代。这时候既有剧烈拗陷的地槽纵横于地台之间，又有广阔的相对稳定的陆表浅海，从而提供了在其中不断进行沉积的场所。在地槽中沉积了上万米厚 的下古生界，例如通过英国的加里东地槽，下古生界厚达 11500m。在许多地 台陆表海中也沉积了从几百米到几千米的海相地层，形成地台的下古生界盖 层，如中国地台上的下古生界盖层厚约 600—3000m。由于海水占优势，下古生界几乎全是海相地层，沉积基本上可分为两种类型：一是活动类型沉积，主要是在地槽中沉积的，厚度巨大，多复理石相 碎屑岩、硅质岩、火山岩、页岩和少量碳酸盐岩等；一类是稳定类型沉积， 主要是地台陆表海中沉积的，厚度较小，横向变化不大，以砂岩、页岩、石 灰岩、白云岩等为主。三、世界古地理格局及其演变早古生代海陆分布形势，目前已经恢复出来的有各种不同模式。图 12-2 是其中之一。古生代初期，全球计有北美（相当槽台说的地块、地台，下 同）、俄罗斯（欧洲）、西伯利亚、哈萨克斯坦、塔里木、华北（中朝）、 华南（扬子）等古陆，以及包括南美、非洲、印度、南极洲、澳大利亚的冈 瓦纳古陆。冈瓦纳古陆当时处于南半球高纬度地区，北半球各古陆则位于 中、低纬度地区，特别是低纬度地区。介于北美和俄罗斯古陆之间是一片海 洋，称古大西洋。俄罗斯与西伯利亚古陆之间是古乌拉尔海。西伯利亚古陆 与华北古陆、塔里木古陆之间是古北亚海，包括祁连海。华北古陆与华南古 陆之间是秦岭海。又如北美古陆、扬子古陆、澳洲古陆的外侧为古太平洋（分别相当于阿巴拉契亚地槽、华夏活动带、塔斯马尼亚地槽）。北方各古陆和冈瓦纳古陆之间是东西横亘的古特提斯海（又称古地中海）。上述各古陆相 当槽台说的地台，或相当板块说的板块。　　志留纪末期，古大西洋逐渐变窄，北美板块向欧洲板块俯冲，形成加里 东褶皱带，相当现在的西北欧及英国一带，从而使北美板块与欧洲板块对 接，初步形成劳亚大陆（又称劳亚古陆或北方大陆 Laurasia），并导致古大 西洋关闭。中国的祁连海，在志留纪末期，也封闭消失，使柴达木板块和华 北（中朝）板块拼合在一起。此外，其他一些古海洋，如扬子板块、澳大利 亚板块的外侧以及古特提斯海等，也都遭受加里东运动不同程度的影响，导 致各大陆板块边缘的陆壳增生。总之，志留纪末期，亦即早古生代结束时， 由于北方某些板块的拼接和增生，出现最大的海退时期（直到泥盆纪初）， 陆地面积扩大，陆表浅海面积缩小，这种环境的变化，必将导致生物界的重 大变革，意味着一个新的时代即将到来。四、早古生代气候　　寒武纪大部地区气候比较温暖、干燥，如中国北部和东北南部，以及巴 基斯坦等，都有红紫色 2 页岩、食盐假晶（中国的馒头组）、具有紫红色氧 化圈砾石的砾岩（即竹叶状灰岩）等沉积地层；中国的西南部、伊朗、西伯 利亚中部、非洲摩洛哥等有岩盐、石膏等蒸发盐；在世界很多地方都分布有 鲕状灰岩、白云岩等；还有在中国长江中下游和西南、新疆中天山、黑龙江 北部，西伯利亚、澳大利亚、北美洲、摩洛哥、西班牙、意大利、挪威北部、 南极，都发现有古杯动物灰岩和古杯礁（古杯动物是一种海生多细胞动物， 有单体、群体之分，单体形似杯状，直径 5—20mm，高 10—30mm，过去名曰 古杯海绵，目前认为单独成门，名为古杯动物门 Archaeocyatha，繁盛于早 寒武世，分布遍及世界各地），古杯动物生活于不低于 25℃水温的海水中。 以上事实都是说明当时气候情况的依据。奥陶纪早、中期气候和寒武纪相似，气候比较温暖。当时北美、西伯利亚和中国华北地区，都有蒸发岩沉积，推测曾存在干热气候环境，属于低纬 度地区。按古地磁数据，奥陶纪南极位于现在北非西北部，北极位于南太平 洋。奥陶纪晚期，在冈瓦纳大陆的西部即非洲西北地区，出现大规模的大陆 冰盖和冰海沉积，代表极地寒冷气候，这可能和当时其所处的地理位置是在 南极圈内有关。晚奥陶世末期被认为是震旦纪以后的又一次大冰期，但时间 短暂，对北方未产生重大影响，但当时出现一次大范围海退（如中国华北地 区，晚奥陶世上升为陆，缺失上奥陶统沉积），被认为是由于这次大冰期的 出现，导致全球海平面下降的缘故。志留纪初期，当时南极冰盖迅速消融，导致大气环流减弱，纬向气候分带不甚明显。有些浅海地方变为较深海水，环流不畅，含氧量降低，形成滞流环境。早志留世初期，全球广布黑色笔石页岩，表明滞流缺氧环境非常普 遍。除高纬度的冈瓦纳大陆外，其他各板块大都处于温暖和干热气候条件 下，如在北美和北欧都有碳酸盐岩和生物礁广泛分布；在欧洲、西伯利亚、 哈萨克斯坦、华南各板块上均有海相红层发现；在西伯利亚、澳大利亚等地 有蒸发岩发现，便是证明。第三节 早古生代中国地史概况一、三个主要稳定核心　　早古生代，中国地壳构造是继承震旦纪发展的。概括而言，前寒武纪在 中国形成了三个稳定核心。这就是前面曾经提到的华北地台、塔里木地台和 扬子地台或者称它们为板块，基底是复杂的变质岩系，盖层主要是稳定沉积 类型。（一）华北地台　　包括阴山-燕山与秦岭-大别山之间、贺兰山以东的近似三角形的广大地 区，向东延伸包括东北南部、渤海、黄海北部，从地质构造上讲，也包括朝 鲜北部，所以又称中朝地台。北边是蒙古-兴安地槽，南边是秦岭地槽，再 南边是扬子地台，向西越过贺兰山与阿拉善地块相接。华北地台是中国最古 老的地台，在 18 亿年前早元古代末吕梁运动后就形成了。随后在上面沉积 了中、上元古界的巨厚盖层。震旦纪时海水退出，到了寒武纪海水重新进来， 变成一片陆表浅海（图 12-3，图 12-4 上图），直到中奥陶世末，海水退出， 又变成了一片和东北南部连在一起的广袤陆地，称为华北古陆。因此，华北 地台在中、上元古界盖层之上，又叠加了寒武系和中、上奥陶统的盖层，主 要为碳酸盐相建造。河北开平地区（现归唐山市）是华北地台稳定沉积型下 古生界标准剖面的出露地区（图 12-5）。从山东济南向南到大汶口一线，也 有良好剖面。许多地层名称都是源于以上地区。（二）扬子地台包括秦岭-大别山以南、雪峰山（湘）-怀玉山（赣）以北、龙门山（川）-哀牢山（滇）以东的广大地区，向东延展没于黄海南部。主要形成于元古 宙末晋宁运动。震旦纪时海水广泛入侵，形成震旦系盖层。到寒武纪大部地 区继续为海水所淹没（图 12-3，图 12-4 下图），到中志留世末发生全面海 退，扬子地台变为扬子古陆。因此，扬子地台在基底之上形成震旦系盖层之 后，继续累加了寒武系、奥陶系和下志留统的盖层，主要为碳酸盐建造、笔 石页岩建造、砂页岩建造，湖北宜昌地区为标准剖面出露地区（图 12-5）。（三）塔里木地台 位于天山、昆仑山和阿尔金山之间。由若干隆起带和拗陷带组成。北邻天山地槽，南接昆仑地槽，向东过阿拉善地块与华北地台断续相连。它也是 形成于新元古代末晋宁运动。震旦纪和早古生代，部分地区有海水进来，形 成滨海相及浅海相石灰岩、碎屑岩等盖层。但这一大块地方长期以隆起为 主，直到第三纪晚期，随着青藏高原和天山褶皱带的隆起，地台大部分相对 沉降，形成中国最大的内陆盆地。还有准噶尔和柴达木地区，是相对稳定的地块。中国东南部，也是比较稳定的地区，名为华夏地块。　　围绕上述各地台（板块）或地台与地台之间，都是相对活动、拗陷较深 的活动地带，如蒙古-兴安地槽、天山地槽、祁连地槽、秦岭地槽、昆仑地 槽等，沉积厚度巨大，多碳酸盐岩、碎屑岩、火山 2 岩、复理石等建造，岩 浆活动频繁，有些地方形成蛇绿岩带。在扬子地台东南部，包括今皖南、苏 南、浙西、湘、粤、桂、赣西等地，属于陆缘海性质，相对比较活动，向东 越过岛弧带，为陆缘外海，拗陷较深，沉积很厚（图 12-4 下图）。二、加里东运动对中国的影响　　到了古生代中末期，由于加里东运动海陆分布和大地构造情况发生了较 大变化。首先，在晚奥陶世华北地台海退，形成广大古陆。以后华北地台的 北缘发生破碎，有岛弧发育，并向南叠接，形成加里东褶皱带；华北地台的 南缘北秦岭地槽，也形成加里东叠接带；志留纪末期，祁连地槽褶皱隆起。 这样，柴达木地块和阿拉善地块对接；扬子地台与华北地台部分对接，稳定 地区进一步扩大。特别是位于扬子地台和华夏地块之间的东南部活动带，受 到加里东运动的影响尤为强烈，二者对接碰撞，形成一条宽广的加里东造山带。三、从中国下古生界看中国地史发展主要特征　　由于加里东运动，志留纪末期发生了最大的海退，海水面积缩小，古陆 面积扩大，地理环境发生很大变化。表 12-1 是中国部分下古生界地层划分对比表。表中列举了三类代表地区，即北部稳定区（华北地台）、南部稳定地区（扬子地台）和东南活动区。 北部稳定区以河北省唐山市开平为代表，岩层出露完全，构造简单，岩性典 型而横向少变化，如下寒武统馒头组以紫红色页岩为主，中寒武统张夏组以 鲕状灰岩为主，上寒武统以含竹叶状灰岩为标志；至奥陶系则从薄层灰岩、 白云岩发育成中、下统马家沟组厚层纯灰岩。下古生界盖层总厚度可达 1400m 左右，反映一次海侵海退过程。南方稳定区以鄂西宜昌为代表，从下寒武统 砂页岩过渡到中、上寒武及奥陶系碳酸盐岩，也反映一次海侵过程；但到早 志留纪，沉积了厚度较大、含有笔石的黑色页岩沉积，通称笔石页岩相，反 映海水滞流，局部地区海水较深，一般生物不能存活。但中志留世以后也发 生大规模海退，下古生界总厚度可达 2000m 以上，最厚可达三、四千米以上。 东南活动带沉积厚度更大，横向变化也很大。表 12-1 中国部分下古生界地层划分对比表地区 北部稳定区 南部稳定区 东南活动区地层时代 河北开平 滇东 鄂西 浙西上志 统 S3留 中 统系 S2下S 统 S1上 统奥 O2中
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