古地理环境

① 白垩纪（～Ma）全球古地理环境恢复图

全球来古板块再造、岩自相古地理及古环境图集

板块再造时间节点为120Ma；浅海形成时间为100Ma；洋流范围： late Jurassic-late Cretaceous；古气候带形成时间为145～120Ma。俯冲带、洋流参考 Scotese,2002；古气候据 Tabor and Poulsen,2008；Scotese,1991

② 油气生成的古地理条件是什么

要生成大量的油气，第一必须有丰富的有机质来源，即必须具备一个可供大量繁殖和生物死亡后其有机体堆积和保存的古地理环境；第二是这些有机质堆积埋藏下来后，必须很快达到向油气转化的温度，才会生成大量的油气。要达到这一条件，就必须具备一个长期稳定下沉的大地构造环境。所以有利于油气生成的环境包括古地理环境和古构造环境。
（1）古地理环境。
自然界中，有利于生物大量繁殖的自然地理环境是水体安静、阳光充足、温度适宜、水体深度相当的地区，如三角洲、浅海等地区。而有利于生物有机质堆积和保存的环境是还原环境。在这些环境中，有机质才不会被氧化掉，大陆架上的行内图：19787502189501010003_0030_0004.jpg" />
湖、海湾、闭塞的湖泊和深盆地最容易形成还原环境。实践证明，具有一定深度的内陆湖泊和浅海地区，是油气生成的最佳环境。海相中浅海大陆架、三角洲区以及海湾、行内图：19787502189501010003_0030_0005.jpg" />
湖这些环境，对有机质的保存和转化有利，是有利的生油区域；陆相中半深湖—深湖区，汇集有大量的有机质，沉积快，属于还原环境，有利于生油；浅湖、沼泽区以高等植物为主，可形成Ⅲ型干酪根，是生气的主要区域。
（2）古构造环境。
要使有机质连续不断地堆积，需要一个长期稳定下降的构造环境。一方面它使有机质能够大量堆积；另一方面，它使埋藏下来的有机质随着埋藏深度加大，很快达到生成油气所需要的温度。只有长期持续下降伴随适当升降的补偿环境，才能保证大量有机质沉积下来，而且造成沉积厚度大，埋藏深度大，地温梯度高，生储频繁相间广泛接触，有助于形成有机质向油气转化并排烃的优越环境。

③ 岩相古地理环境

与铁建造有关的绿岩带层控金矿床主要与碳酸盐相、氧化物－硅酸盐和硫化物相BIF有关，并多产在距火山口较近的喷气作用较强烈的地带，显然是受沉积时的岩相古地理的控制。

田永清（1981）及李树勋等（1986）曾根据BIF的岩相、岩石组合及准同生变形等特征，详细地分析了沉积盆地的古地貌，确定出康家沟－柏枝岩、赵村－黑山庄、金刚库、平型关等处可能是一些火山活动的近源地带，其地形特征为水下隆起，属于火山盾形台地，以出现喷气碳酸盐相BIF、铁的硫化物相和分布火山碎屑岩为特征（图7-4）。其中以康家沟—大西沟一带最典型，在这里水热喷气作用较强烈，发育铁的碳酸盐岩（主要是铁白云石和菱铁矿）及其伴生的碳质条带、燧石条带和黄铁矿化，局部见火山角砾岩。菱铁石英岩与含菱铁矿绿泥片岩呈互层产出，见有2～3层磁铁石英岩。由于褶皱变形作用较强，除发生局部扭曲外，常呈透镜状出露。在含碳酸盐的地层中夹有绢云石英片岩（可能为酸性火山岩），与菱铁石英岩及含菱铁绿泥片岩的界线清楚并一起褶皱。这一地段不仅火山岩、BIF、石英岩等的金丰度值普遍较高，且在局部出现金矿化，如康家沟的黄铁矿化菱铁磁铁石英岩含金可达2.37×10^-6，含金量在100×10^-9以上的点有多处，表明与火山喷气作用有关的碳酸盐相BIF对金矿化的形成有利。即使主要矿化出现在贫磁铁石英岩中，但它仍然受一定的岩相古地理条件控制。

图7-4五台群BIF的岩相古地理图

1—滹沱群；2—太古宙基底；3—金刚库组BIF;4—柏枝岩组BIF；5—氧化物相；6—氧化物－硅酸盐相；7—碳酸盐相；8—喷气碳酸盐相；9—硫化物相；10—火山角砾岩；11—海底倾斜方向；12—水下隆起区

另一典型金矿化是变质砾岩型古砂矿。根据变质砾岩金丰度高、离差大，将其作为有利的矿源层。山西省区调队综合1∶50000滩上、聂营、岩头幅变质砾岩痕量金、银测试成果表明（孟令山等，1986），五台山区四集庄组在604个样品中，金的平均值为2.13×10^-9，离差4.94，变异系数231，富集系数469，浓集克拉克值0.53，峰值5120×10^-9，产于含砾绿泥长英片岩中。可见金的分布极不均一，虽普遍显示微量含金，但丰度最高、离差最大者并非变质砾岩，而是绿泥片岩。富集系数小于60者，无论是否为变质砾岩，都有金矿化产出。富集系数小于20者，即可能有矿（化）体产生。后者约占样品总数的19.91%，表明五台山区变质砾岩分布区金矿化有希望地段可达1/5，在这19.91%的变质砾岩矿化样品中，又有13.81%是经过后期热液活化使金、银再次富集的结果，只有6%纯属原生沉积－变质的含金砾岩。这也说明了有原生金矿化存在的可能性。

孟令山等（1986）根据砾岩的岩性及沉积构造恢复了四集庄组的岩相及古地理，将其划为河流三角洲相、潟湖相、海湾浪击相和海湾宁静相，并认为对成矿最有利的是海湾浪击相，其次是河流三角洲相。沉积物的来源主要是北部五台群蚀源区。

④ 古中国在什么样的地理环境中发生和发展的

在
北纬30°
附近的地方，有大河流域，水资源什么丰富的地理环境下

⑤ 早—中寒武世（～Ma）全球古地理环境恢复图

全球古板块再造、岩相古地理及古环境图集

古气候带据Tabor and Poulsen,2008; 洋流据Scotese，2002；古生物据Hendricks et al.,2008; Meert and Lieberman,2008; Álvaro et al.,2003; Álvaro et al.,2007。陆块名内称：1—Avalonia; 2—马达容加斯加; 3—索马里; 4—巴拉纳; 5—科罗拉多; 6—Alborz terrane; 7—中伊朗; 8—阿富汗地体; 9—羌塘地体; 10—拉萨地体; 11—Dronning Maud Land; 12—Chukotka

⑥ 古地理背景

根据Scotese(2001）所进行的全球古地理重建，华南地块在早—中三叠世时期坐落在东部的泛大洋和西部的古特提斯洋之间。三叠纪初期华南地块位于赤道北部附近，至三叠纪晚期逐渐漂移至北纬30°（30°N）左右。在中三叠世时，在早期印支造山运动作用下，华南地块北缘与华北地块碰撞（王鸿祯，1985；刘宝珺，许效松，1994; Huang K.and Opdyke,1996），而它的西南缘则与思茅地块和印支地块对接（Scotese,2001; Metcalfe,1998,1999; Wang X.et al.,2000）（图8-1）。刘宝珺、许效松（1994）和Lehrmann et al.(2005）曾对华南地块三叠纪的岩相和古地理的特征和变化进行过总结。从早三叠世至中三叠世拉丁期早中期，贵州省大部分地区位于稳定的扬子地台西南缘（贵州省地矿局，1987;Enos et al.,1999），中三叠世发育了近千米厚的浅海碳酸盐岩和蒸发岩沉积（关岭组、杨柳井组和竹杆坡组底部）；而贵州省的东南角则属于南盘江槽盆（Sun S.et al.,1989）（或称南盘江海，吴浩若，2003；滇黔桂次深海盆，刘宝珺，许效松，1994；右江盆地，王鸿祯，1985）的一部分，与扬子地台毗邻（贵州省地矿局，1987;Sun S.et al.,1989；吴浩若，2003; Lehrmann et al.,2005）。对于南盘江槽盆的形成和演化具有各种不同的解释，一般认为，南盘江槽盆可能是在泥盆纪晚期伴随古特提斯洋的裂解，与金沙江－哀牢山古特提斯洋大致同时形成的陆间裂陷盆地（刘宝珺，许效松，1994；许效松等，1996; Wang X.et al.,2000;Metcalfe,1998；吴浩若，2003）。由于南盘江槽盆在二叠系/三叠系过渡时期向北扩展了近100km(Enos et al.,1999），以至该裂陷盆在早—中三叠世时期覆盖了滇黔桂三省边境及越南北部的相邻地区，发育了一套深水类复理石浊积岩沉积（刘宝珺等，1993；许效松等，1996；吴浩若，2003; Huang K.and Opdyke,1996; Metcalfe,1999; Lehrmannet al.,2005）。沉积和生物地层记录表明，其与扬子地台的界线在贵州地区大致呈北东—南西向，从贵阳青岩—安顺—镇宁至贞丰一线通过（贵州省地矿局，1987）。至中三叠世拉丁期晚期，在印支造山运动影响下，伴随金沙江－哀牢山弧后盆地的消亡（Wang X.et al.,2000），古西太平洋和甘孜－理塘狭窄洋盆从东西两侧向华南地块俯冲（许效松等，1996），以及华南地块与北侧华北地块和南侧的印支越南北部地块聚合，导致华南地块总体抬升和南盘江槽盆向前陆盆地转化和回返（图8-2）。关岭及其邻近地区由于位于扬子地台西南缘，与南盘江前陆盆地西北缘接近。至中三叠世末期和晚三叠世初期，这些地区在南盘江前陆盆地回返和向北推覆，以及黔中隆起进一步上升和阻挡的双重作用下，则相对下降，形成了一个或几个不断下沉的坳陷（图8-3）。根据前述在小凹组所发现的古植物化石，我们不妨粗略地重塑当时这些不断下沉坳陷周缘的生态环境和植被景观。前已述及，小凹组的植物化石包括有节类E.arenaceus、种子蕨或苏铁类G.sarrani和银杏类及松柏类等。就这些植物的生活习性而言，E.aranaceus是一种喜湿的植物，其茎干粗大，直径可超过15cm，高估计2m以上，半灌木状，受精须借助于水，推测这种植物当时可能生长在这些坳陷周缘的小溪或沼泽地带，与其他岸边植物一起组成岸边灌木丛（图8-4）。C.sarrani为一种低地湿生-半湿生植物，它当时可能分布于水域附近比较平缓的湿地或相对潮湿的低缓山坡。从这些植物搬运的距离不会很远和保存尚好分析，估计它们的生长地可能距海岸较近，近海陆地比较平坦，地形起伏不大，小溪、湖泊较多，这样的古地貌给植物繁衍创造了有利的条件。除此之外，银杏、松柏类均为一类偏爱温凉的植物，适应于高地生境，由此认为它们可能分布于距坳陷较远的高山腰坡。小凹组的植物就是从各自的生长地被流水带到这些不断下沉的坳陷之中，当然也不排除由于强烈的“龙卷风”被直接卷入到这些坳陷之中而沉积下来。

图8-1 华南地区三叠纪构造古地理图（据Lehrmann et al.,2005，有修改）

图8-2 关岭及其邻区中—晚三叠世构造古地理演化

图8-3 关岭地区晚三叠世古地理重建

根据区域地层分布，推测这个或这些坳陷在形成之初，即卡尼期初期（相当于竹杆坡组中上部）可能还在东南方向与古特提斯相连，以至相当于竹杆坡组的沉积在黔西南至滇东开远、罗平、泸西一带均有分布。从兴义顶效和滇东罗平相当于竹杆坡组中均产有大量海生爬行动物，并伴生较多鱼类化石来看（Sun et al.,2006；刘冠邦等，2003），这个在印支造山运动作用下，在云贵边缘所形成的坳陷（或盆地）（图8-4），伴随卡尼期初期的海侵和海水逐渐加深，从浅海陆棚逐渐向局限盆地过渡，相对周缘不断抬升的陆地而言，这里无形中变成了海生爬行动物、鱼类和各种无脊椎动物生存和发育的避难所（图8-3）。至卡尼期晚期，随着周缘的进一步隆升，该坳陷的范围日趋缩小。故而相当于小凹组下段含关岭生物群的局限盆地相沉积远较竹杆坡组的分布范围减小，目前仅在关岭及与其相邻的晴隆和兴义一带有含类似生物群的沉积发现。随着周缘古陆的进一步抬升和剥蚀作用的加强，在这个局限的凹陷中则发育了小凹组中—上段厚约140m含砂和粉砂量不断增加的砂质和粉砂质灰岩和泥灰岩，以及上覆约几百米厚的由砂和泥质岩石组成的赖石科组，其间也有几次海平面升降变化，以致在赖石科组中还夹有含保存很好双壳类化石的黑色泥页岩出现（图8-5）。

图8-4 边缘凹陷（或局限盆地）中关岭生物群生活环境的重建

图8-5 保存在赖石科组层型剖面赖石科组上部黑色页岩中的双壳类（Daonella）

至晚三叠世诺利期，在晚期印支造山运动的进一步作用下，整个华南地块褶皱抬升，以致在扬子地台西南和原始南盘江槽盆内基本缺失了卡尼期中晚期—诺利期早期海相沉积，仅在零星孤立分布的陆间残留盆地中可见诺利期晚期—瑞替期滨海沼泽相含煤沉积。