古地理環境

① 白堊紀（～Ma）全球古地理環境恢復圖

全球來古板塊再造、岩自相古地理及古環境圖集

板塊再造時間節點為120Ma；淺海形成時間為100Ma；洋流范圍： late Jurassic-late Cretaceous；古氣候帶形成時間為145～120Ma。俯沖帶、洋流參考 Scotese,2002；古氣候據 Tabor and Poulsen,2008；Scotese,1991

② 油氣生成的古地理條件是什麼

要生成大量的油氣，第一必須有豐富的有機質來源，即必須具備一個可供大量繁殖和生物死亡後其有機體堆積和保存的古地理環境；第二是這些有機質堆積埋藏下來後，必須很快達到向油氣轉化的溫度，才會生成大量的油氣。要達到這一條件，就必須具備一個長期穩定下沉的大地構造環境。所以有利於油氣生成的環境包括古地理環境和古構造環境。
（1）古地理環境。
自然界中，有利於生物大量繁殖的自然地理環境是水體安靜、陽光充足、溫度適宜、水體深度相當的地區，如三角洲、淺海等地區。而有利於生物有機質堆積和保存的環境是還原環境。在這些環境中，有機質才不會被氧化掉，大陸架上的行內圖：19787502189501010003_0030_0004.jpg" />
湖、海灣、閉塞的湖泊和深盆地最容易形成還原環境。實踐證明，具有一定深度的內陸湖泊和淺海地區，是油氣生成的最佳環境。海相中淺海大陸架、三角洲區以及海灣、行內圖：19787502189501010003_0030_0005.jpg" />
湖這些環境，對有機質的保存和轉化有利，是有利的生油區域；陸相中半深湖—深湖區，匯集有大量的有機質，沉積快，屬於還原環境，有利於生油；淺湖、沼澤區以高等植物為主，可形成Ⅲ型乾酪根，是生氣的主要區域。
（2）古構造環境。
要使有機質連續不斷地堆積，需要一個長期穩定下降的構造環境。一方面它使有機質能夠大量堆積；另一方面，它使埋藏下來的有機質隨著埋藏深度加大，很快達到生成油氣所需要的溫度。只有長期持續下降伴隨適當升降的補償環境，才能保證大量有機質沉積下來，而且造成沉積厚度大，埋藏深度大，地溫梯度高，生儲頻繁相間廣泛接觸，有助於形成有機質向油氣轉化並排烴的優越環境。

③ 岩相古地理環境

與鐵建造有關的綠岩帶層控金礦床主要與碳酸鹽相、氧化物－硅酸鹽和硫化物相BIF有關，並多產在距火山口較近的噴氣作用較強烈的地帶，顯然是受沉積時的岩相古地理的控制。

田永清（1981）及李樹勛等（1986）曾根據BIF的岩相、岩石組合及准同生變形等特徵，詳細地分析了沉積盆地的古地貌，確定出康家溝－柏枝岩、趙村－黑山莊、金剛庫、平型關等處可能是一些火山活動的近源地帶，其地形特徵為水下隆起，屬於火山盾形台地，以出現噴氣碳酸鹽相BIF、鐵的硫化物相和分布火山碎屑岩為特徵（圖7-4）。其中以康家溝—大西溝一帶最典型，在這里水熱噴氣作用較強烈，發育鐵的碳酸鹽岩（主要是鐵白雲石和菱鐵礦）及其伴生的碳質條帶、燧石條帶和黃鐵礦化，局部見火山角礫岩。菱鐵石英岩與含菱鐵礦綠泥片岩呈互層產出，見有2～3層磁鐵石英岩。由於褶皺變形作用較強，除發生局部扭曲外，常呈透鏡狀出露。在含碳酸鹽的地層中夾有絹雲石英片岩（可能為酸性火山岩），與菱鐵石英岩及含菱鐵綠泥片岩的界線清楚並一起褶皺。這一地段不僅火山岩、BIF、石英岩等的金豐度值普遍較高，且在局部出現金礦化，如康家溝的黃鐵礦化菱鐵磁鐵石英岩含金可達2.37×10^-6，含金量在100×10^-9以上的點有多處，表明與火山噴氣作用有關的碳酸鹽相BIF對金礦化的形成有利。即使主要礦化出現在貧磁鐵石英岩中，但它仍然受一定的岩相古地理條件控制。

圖7-4五台群BIF的岩相古地理圖

1—滹沱群；2—太古宙基底；3—金剛庫組BIF;4—柏枝岩組BIF；5—氧化物相；6—氧化物－硅酸鹽相；7—碳酸鹽相；8—噴氣碳酸鹽相；9—硫化物相；10—火山角礫岩；11—海底傾斜方向；12—水下隆起區

另一典型金礦化是變質礫岩型古砂礦。根據變質礫岩金豐度高、離差大，將其作為有利的礦源層。山西省區調隊綜合1∶50000灘上、聶營、岩頭幅變質礫岩痕量金、銀測試成果表明（孟令山等，1986），五台山區四集庄組在604個樣品中，金的平均值為2.13×10^-9，離差4.94，變異系數231，富集系數469，濃集克拉克值0.53，峰值5120×10^-9，產於含礫綠泥長英片岩中。可見金的分布極不均一，雖普遍顯示微量含金，但豐度最高、離差最大者並非變質礫岩，而是綠泥片岩。富集系數小於60者，無論是否為變質礫岩，都有金礦化產出。富集系數小於20者，即可能有礦（化）體產生。後者約占樣品總數的19.91%，表明五台山區變質礫岩分布區金礦化有希望地段可達1/5，在這19.91%的變質礫岩礦化樣品中，又有13.81%是經過後期熱液活化使金、銀再次富集的結果，只有6%純屬原生沉積－變質的含金礫岩。這也說明了有原生金礦化存在的可能性。

孟令山等（1986）根據礫岩的岩性及沉積構造恢復了四集庄組的岩相及古地理，將其劃為河流三角洲相、潟湖相、海灣浪擊相和海灣寧靜相，並認為對成礦最有利的是海灣浪擊相，其次是河流三角洲相。沉積物的來源主要是北部五台群蝕源區。

④ 古中國在什麼樣的地理環境中發生和發展的

在
北緯30°
附近的地方，有大河流域，水資源什麼豐富的地理環境下

⑤ 早—中寒武世（～Ma）全球古地理環境恢復圖

全球古板塊再造、岩相古地理及古環境圖集

古氣候帶據Tabor and Poulsen,2008; 洋流據Scotese，2002；古生物據Hendricks et al.,2008; Meert and Lieberman,2008; Álvaro et al.,2003; Álvaro et al.,2007。陸塊名內稱：1—Avalonia; 2—馬達容加斯加; 3—索馬里; 4—巴拉納; 5—科羅拉多; 6—Alborz terrane; 7—中伊朗; 8—阿富汗地體; 9—羌塘地體; 10—拉薩地體; 11—Dronning Maud Land; 12—Chukotka

⑥ 古地理背景

根據Scotese(2001）所進行的全球古地理重建，華南地塊在早—中三疊世時期坐落在東部的泛大洋和西部的古特提斯洋之間。三疊紀初期華南地塊位於赤道北部附近，至三疊紀晚期逐漸漂移至北緯30°（30°N）左右。在中三疊世時，在早期印支造山運動作用下，華南地塊北緣與華北地塊碰撞（王鴻禎，1985；劉寶珺，許效松，1994; Huang K.and Opdyke,1996），而它的西南緣則與思茅地塊和印支地塊對接（Scotese,2001; Metcalfe,1998,1999; Wang X.et al.,2000）（圖8-1）。劉寶珺、許效松（1994）和Lehrmann et al.(2005）曾對華南地塊三疊紀的岩相和古地理的特徵和變化進行過總結。從早三疊世至中三疊世拉丁期早中期，貴州省大部分地區位於穩定的揚子地台西南緣（貴州省地礦局，1987;Enos et al.,1999），中三疊世發育了近千米厚的淺海碳酸鹽岩和蒸發岩沉積（關嶺組、楊柳井組和竹桿坡組底部）；而貴州省的東南角則屬於南盤江槽盆（Sun S.et al.,1989）（或稱南盤江海，吳浩若，2003；滇黔桂次深海盆，劉寶珺，許效松，1994；右江盆地，王鴻禎，1985）的一部分，與揚子地台毗鄰（貴州省地礦局，1987;Sun S.et al.,1989；吳浩若，2003; Lehrmann et al.,2005）。對於南盤江槽盆的形成和演化具有各種不同的解釋，一般認為，南盤江槽盆可能是在泥盆紀晚期伴隨古特提斯洋的裂解，與金沙江－哀牢山古特提斯洋大致同時形成的陸間裂陷盆地（劉寶珺，許效松，1994；許效松等，1996; Wang X.et al.,2000;Metcalfe,1998；吳浩若，2003）。由於南盤江槽盆在二疊系/三疊系過渡時期向北擴展了近100km(Enos et al.,1999），以至該裂陷盆在早—中三疊世時期覆蓋了滇黔桂三省邊境及越南北部的相鄰地區，發育了一套深水類復理石濁積岩沉積（劉寶珺等，1993；許效松等，1996；吳浩若，2003; Huang K.and Opdyke,1996; Metcalfe,1999; Lehrmannet al.,2005）。沉積和生物地層記錄表明，其與揚子地台的界線在貴州地區大致呈北東—南西向，從貴陽青岩—安順—鎮寧至貞豐一線通過（貴州省地礦局，1987）。至中三疊世拉丁期晚期，在印支造山運動影響下，伴隨金沙江－哀牢山弧後盆地的消亡（Wang X.et al.,2000），古西太平洋和甘孜－理塘狹窄洋盆從東西兩側向華南地塊俯沖（許效松等，1996），以及華南地塊與北側華北地塊和南側的印支越南北部地塊聚合，導致華南地塊總體抬升和南盤江槽盆向前陸盆地轉化和回返（圖8-2）。關嶺及其鄰近地區由於位於揚子地台西南緣，與南盤江前陸盆地西北緣接近。至中三疊世末期和晚三疊世初期，這些地區在南盤江前陸盆地回返和向北推覆，以及黔中隆起進一步上升和阻擋的雙重作用下，則相對下降，形成了一個或幾個不斷下沉的坳陷（圖8-3）。根據前述在小凹組所發現的古植物化石，我們不妨粗略地重塑當時這些不斷下沉坳陷周緣的生態環境和植被景觀。前已述及，小凹組的植物化石包括有節類E.arenaceus、種子蕨或蘇鐵類G.sarrani和銀杏類及松柏類等。就這些植物的生活習性而言，E.aranaceus是一種喜濕的植物，其莖干粗大，直徑可超過15cm，高估計2m以上，半灌木狀，受精須藉助於水，推測這種植物當時可能生長在這些坳陷周緣的小溪或沼澤地帶，與其他岸邊植物一起組成岸邊灌木叢（圖8-4）。C.sarrani為一種低地濕生-半濕生植物，它當時可能分布於水域附近比較平緩的濕地或相對潮濕的低緩山坡。從這些植物搬運的距離不會很遠和保存尚好分析，估計它們的生長地可能距海岸較近，近海陸地比較平坦，地形起伏不大，小溪、湖泊較多，這樣的古地貌給植物繁衍創造了有利的條件。除此之外，銀杏、松柏類均為一類偏愛溫涼的植物，適應於高地生境，由此認為它們可能分布於距坳陷較遠的高山腰坡。小凹組的植物就是從各自的生長地被流水帶到這些不斷下沉的坳陷之中，當然也不排除由於強烈的「龍卷風」被直接捲入到這些坳陷之中而沉積下來。

圖8-1 華南地區三疊紀構造古地理圖（據Lehrmann et al.,2005，有修改）

圖8-2 關嶺及其鄰區中—晚三疊世構造古地理演化

圖8-3 關嶺地區晚三疊世古地理重建

根據區域地層分布，推測這個或這些坳陷在形成之初，即卡尼期初期（相當於竹桿坡組中上部）可能還在東南方向與古特提斯相連，以至相當於竹桿坡組的沉積在黔西南至滇東開遠、羅平、瀘西一帶均有分布。從興義頂效和滇東羅平相當於竹桿坡組中均產有大量海生爬行動物，並伴生較多魚類化石來看（Sun et al.,2006；劉冠邦等，2003），這個在印支造山運動作用下，在雲貴邊緣所形成的坳陷（或盆地）（圖8-4），伴隨卡尼期初期的海侵和海水逐漸加深，從淺海陸棚逐漸向局限盆地過渡，相對周緣不斷抬升的陸地而言，這里無形中變成了海生爬行動物、魚類和各種無脊椎動物生存和發育的避難所（圖8-3）。至卡尼期晚期，隨著周緣的進一步隆升，該坳陷的范圍日趨縮小。故而相當於小凹組下段含關嶺生物群的局限盆地相沉積遠較竹桿坡組的分布范圍減小，目前僅在關嶺及與其相鄰的晴隆和興義一帶有含類似生物群的沉積發現。隨著周緣古陸的進一步抬升和剝蝕作用的加強，在這個局限的凹陷中則發育了小凹組中—上段厚約140m含砂和粉砂量不斷增加的砂質和粉砂質灰岩和泥灰岩，以及上覆約幾百米厚的由砂和泥質岩石組成的賴石科組，其間也有幾次海平面升降變化，以致在賴石科組中還夾有含保存很好雙殼類化石的黑色泥頁岩出現（圖8-5）。

圖8-4 邊緣凹陷（或局限盆地）中關嶺生物群生活環境的重建

圖8-5 保存在賴石科組層型剖面賴石科組上部黑色頁岩中的雙殼類（Daonella）

至晚三疊世諾利期，在晚期印支造山運動的進一步作用下，整個華南地塊褶皺抬升，以致在揚子地台西南和原始南盤江槽盆內基本缺失了卡尼期中晚期—諾利期早期海相沉積，僅在零星孤立分布的陸間殘留盆地中可見諾利期晚期—瑞替期濱海沼澤相含煤沉積。