古构造与古地理

华北聚煤盆地古构造及古地理演化~

华北聚煤盆地的形成与演化受大地构造的控制，空间上是大地构造格局中的一个组成部分，时间上是大地构造演化的阶段产物。
加里东构造阶段是华北地台盖层形成时期。早古生代基本上为陆表海沉积，其沉积特点为陆外有坪、坪外有滩、滩外为海、海外为槽，呈现出四周通洋的古地理格局（冯增昭，1990）。加里东阶段也是华北地台大陆边缘性质由被动大陆边缘向活动大陆边缘转化的时期，不同的构造运动在华北地台上造成了多个不整合面。
早加里东阶段大陆边缘不断增生，北缘曾形成褶皱带，华北地台持续稳定沉降。中奥陶世至早石炭世，华北地台主体部分全面隆升，是华北地台南北大陆边缘活动的结果。秦岭地区二郎坪群蛇绿岩套具有岛弧特征，反映了主动大陆边缘构造环境。王鸿祯（1990）指出，秦岭早、中奥陶世草滩沟群上下均为不整合，也证明了俯冲的存在。这一构造事件造成了华北地台长达1.5亿年的沉降间断，长期的风化、剥蚀、夷平和准平原化，使寒武系和奥陶系被强烈剥蚀，顶面为一古侵蚀面。它的基本特点是坡度极缓、岩溶发育、铁铝物质富集，它对于晚古生代层序地层界面性质、层序叠置方式、层序地层格架展布等都具有显著的影响。
海西构造阶段是华北聚煤盆地形成、演化的时期。其雏形可能在泥盆纪就已见端倪，西高东低的箕状态势可能是这一时期的产物。晚古生代古特提斯洋曾一度打开，古蒙古洋和古秦岭洋的相向俯冲作用得到了松弛（赵重远，1986；转引自程爱国，林大扬，2001），华北地台结束了长期的风化剥蚀状态，开始接收沉积。晚石炭世早期，由于古秦岭洋壳的俯冲作用加强，南华北地区发生翘隆，在加里东运动形成的西高东低的基础上，叠加南高北低的构造机制。此时，乌兰格尔隆起呈古陆状态，将华北盆地分为东西两个亚盆地。由于古郯庐断裂的活动，在盆地的东北部沿郯庐断裂最先接受滑石板期沉积，达拉期海水由东北向西南侵入，侵入范围遍及东华北亚盆地。西部亚盆地的海水来自西南，沉积物由西向东超覆在乌兰格尔古陆之上。
华北古板块北缘从加里东运动阶段至海西运动阶段是一个不断向北增生的过程，古蒙古洋壳的消减和俯冲作用使得华北古板块北部隆升形成阴山古陆，成为华北盆地的主要物源区。晚石炭世晚期这种隆升作用不断加强，使得整个华北古板块发生跷跷板式的升降移位，由南隆北倾机制转变为南倾北隆机制，并一直延续到晚二叠世，成为华北盆地的主体构造形式。晚石炭世乌兰格尔隆起呈水下隆起状态，海水由东南和西南两个方向入侵并汇合，至此，华北盆地成为一个完整、统一的盆地（图1.3）。中、晚二叠世海西运动进一步加强，古蒙古洋消失，华北古板块和西伯利亚古板块发生对接，其对接带为贺根山—索伦山，成为天山－阴山造山带的一个重要组成部分，海水由北而南退出，华北盆地由海陆交互相盆地转化为陆相盆地。

图1.3 华北聚煤盆地晚石炭世晚期岩相古地理图Fig.1.3 Sketch lithofacies palaeogeographical map of the late time of the Late Carboniferous in North China

（据尚冠雄，1993）

中国现代大陆是由几个陆核经过漫长地质时期发展、演化、拼接和改造所完成的。太古宙中晚期华北陆核和南塔里木、佳木斯、川西等微陆核形成，古元古代末期形成华北陆块，新元古代中期塔里木陆块形成并与华北陆块对接，此期扬子陆块、华夏陆块亦已形成并与华北-塔里木陆块汇合形成原始中国大陆，完成了中国大陆的第一次拼接。新元古代晚期震旦纪，天山-兴安、昆仑-秦岭、南华等陆缘开始发展，早古生代末期扬子陆块东南固结、增生，古中国大陆形成；晚古生代后期塔里木—华北板块与西伯利亚板块对接，完成了中国大陆的第二次拼接。中生代早期藏滇板块与华南板块，华南板块与塔里木—华北板块对接，完成了中国大陆的第三次拼接。燕山期主要是环太平洋陆内造山及拗陷、断陷活动。新生代早期印度板块北缘喜马拉雅板片与藏滇板块南缘对接，至此完成了中国大陆的第四次拼接，现代统一的中国大陆形成。印支期、燕山期和喜马拉雅期是现代统一的中国大陆的定型阶段。中、新生代时期，中国大陆继续向北漂移，东部受库拉—太平洋板块向欧亚板块俯冲的影响，形成滨太平洋构造域，西部受印度板块的挤压，形成新特提斯构造域，从而改变了中国大陆古生代以来以古亚洲构造域为主导的构造格局，为现代大陆构造格架的形成创造了条件。
印支期是古生代与中新生代的过渡时期，古构造、古地理既沿袭了古亚洲构造域的特征，又对前期构造格架及古地理面貌有所改造。燕山期是重大变革时期，在滨太平洋构造域与新特提斯构造域地应力场效作用下，对已形成的中国大陆构造格架进行改造，东部形成北东、北北东向构造带，西部形成北西西、近东西向构造带。北东向构造体系自东部海域至大陆中部形成北北东向巨型隆起带和沉降带，由山系组成的隆起带多为中低山，由松辽、华北、江汉及鄂尔多斯、四川等大型沉积盆地组成沉降带。东西向构造带以天山—赤峰活动带、昆仑—秦岭活动带形成近东西走向的巨型山系，古天山、古阴山、古燕山、古秦岭及古南岭等中低山系自西而东横亘于中国大陆。北东、北北东向构造带和北西西、近东西向构造带相互交织、重叠形成新的构造格局，为现今构造、地貌格局奠定了基础。
进入新生代，亚洲大陆地球动力学机制出现转机，地壳应力状态发生改变，构造格架与燕山期有所不同，古地理面貌亦随之改变。古新世—始新世时期，西藏南部、塔里木西部、台湾等仍为海水淹没，地势在海平面之下，发育有海相沉积。藏南老第三纪早期海岸线位于班戈错—下岗江一带，中期退至雅鲁藏布江北侧的仲巴—林周一带，至晚始新世海水从西南和东南方向退出，西藏全境成为低山和湖沼洼地，海拔高程均在1000 m以下。塔里木盆地西部喀什海湾亦逐渐缩小、变浅，为地势平坦的潟湖，形成浅海相、潟湖相、海陆交替相沉积，周缘隆升为地势不高的山系。大陆东部，东海大陆架已经形成，时而为海，时而为陆，地势平坦呈向东倾缓坡。古新世至始新世为浅海相、滨海沼泽相沉积，渐新世为浅湖、河流沼泽相沉积。台湾地区构造活动增强，菲律宾海板块强烈挤压，火山喷发形成火山碎屑岩沉积，厚度超过万米，为后期台湾岛隆升准备了物质条件。始新世末，印度板块与欧亚大陆对接，最后形成完整统一的中国大陆，期后主要以剥蚀夷平为主，原来形成的中低山系被剥蚀后高差渐小，整个大陆被准平原化。
新第三纪时期，中国大陆西部印度板块喜马拉雅板片与藏滇板块刚刚碰撞，特提斯海与喀什海湾的海水退出不久，碰撞带尚处调整、固结阶段。此期印度板块在洋脊扩张的推动下继续向北北东方向推移，因纬向惯性力指向西，其量值虽小，两者合力则由原来指向北北东而转向北偏移，形成向北的挤压应力。同时欧亚板块在地球自转加速的情况下，形成指向赤道方向的经向惯性离心力的切向增量较大，形成向南的挤压应力。在南北挤压应力作用下，藏滇板块在水平方向被压缩变短，在垂直方向缓慢隆升达到2000 m左右的高度。中国大陆东部地应力亦经历了一个调整过程，燕山期的地应力状态是太平洋板块相对向北移动，亚洲大陆相对向南移动，两者运动相反而作逆时针对扭，派生出北西西—南东东方向的挤压应力，形成北北东向隆起带与坳陷带，以及北北东向的左旋压扭断裂带。晚始新世—渐新世初即喜马拉雅早期，太平洋板块运动方向由北北西向（或向北）转为北西西向（或向西），主压应力偏转了一个角度，扭动方向亦由逆时针扭动转变为顺时针扭动（或挤压）。由于主压应力方向偏转角度较小，延续时间不长，并未改变原构造带的总体走向，只是近似同方位挤压，使隆升与沉降仍然持续。在隆起带形成的纬向山系出现引张断陷，隆起带遭受风化剥蚀的同时还在缓慢隆升，坳陷带亦继续沉降，华北盆地整体沉降形成大型坳陷盆地。位于大陆东缘的台湾受菲律宾海板块的推挤，太平洋板块运动偏转后，中新世中期后台湾岛开始隆升露出海面。
渐新世末至上新世早中期是中国大陆现代地貌奠基阶段，大陆西部喜马拉雅山系隆升，海拔在3500 m以下，藏南抬升至2000 m左右，藏北盆地则隆升为高地，藏东古横断山达2000～3000 m，呈现东高西低的地势，水系由东向西入海。西北山系快速隆升，古天山、古祁连山及古喀喇昆仑山已抬升至中高山，几个大型盆地堆积了巨厚粗碎屑沉积物。大陆东部以剥蚀夷平和沉降堆积为主要特征，除古秦岭仍为中高山外，古阴山—燕山、古南岭山系均被剥蚀夷平为低山，而北东向的古五台山—古太行山已隆升为中高山，古大兴安岭仍保持为中低山，吉辽山地、闽浙高地以低山为主。华北盆地整体下沉形成拗陷型盆地，松辽、苏北盆地沉降范围扩大，江汉盆地沉降幅度减小，盆地亦稍有缩小。而台湾东部中央山脉开始隆升，西部海陆交替相沉积厚达6000～7000 m。东海北部及黄海大部仍为陆地，南海海域地壳较为稳定，开始整体下降为海，形成两隆三坳的构造格局。
上新世晚期至全新世，中国大陆古地理面貌发生了很大的变化。大陆西部应力状态并未发生重大改变，印度板块强烈向北推挤与欧亚大陆向南阻挡，两力相对挤压，碰撞带调整、固结基本完成。从上新世晚期开始青藏地区迅速隆升，地壳受挤压后大幅度缩短，喜马拉雅山隆起幅度远高于整个高原。青藏高原的东缘因失去印度板块的碰撞阻挡，出现强烈的顺时向扭动，从而整体形成旋扭构造体系。高原北侧因西伯利亚板块的向南推挤和高原的阻隔，南北向的挤压导致天山山系的隆升与准噶尔、塔里木盆地的沉降。大陆东部，更新世前地应力状态未发生改变，隆升的山系和坳陷、断陷盆地仍在隆升和下陷。早更新世时，地球自转速度减慢，太平洋板块向西俯冲推挤作用减弱，走向近南北的断裂带和坳陷带出现引张断陷。在青藏高原东缘由于南北向挤压又受到扬子陆块向西的推挤，被挤压向东蔓延的物质形成大雪山系，而本应隆起的四川盆地，因青藏高原地下壳幔物质东延顶托起莫氏界面，地表则沉降形成丘陵，被周缘山系围限后形成盆地。自中新世中期后，台湾岛强烈隆升与沉降，中央山脉强烈隆升，伴有火山喷发与挤压变质，西侧快速沉降堆积了巨厚沉积物。中新世末，南海北部强烈拉张形成北东东向的南海北缘槽地。上新世晚期前，南海中部经过两次扩张形成北东—北北东向中央海盆。
上新世晚期至更新世是中国大陆古地理面貌定型时期。青藏地块强烈抬升，从中新世中期2000 m抬升到中更新世时3000 m，至晚更新世时达4000 m以上。喜马拉雅山系和帕米尔高原隆升速度最快，达到7000～8000 m以上的高度，成为世界最高峰，整个高原呈现由西向东缓慢倾斜地貌。渐新世至中新世时期形成的剥蚀夷平面抬升到5000 m高度，构成了大陆地势最高一级阶梯。古天山山脉强烈抬升，西段最高峰达5000～6000 m，北山、阿尔泰山隆升为中低山，总体形成西北高、东南低的地势。塔里木、准噶尔盆地堆积了2000 m厚的陆相红色碎屑沉积，在山前坳陷形成巨厚的西域系，最厚达3000 m。更新世时期形成黄土高原，鄂尔多斯盆地边堆积、边抬升，高达1000 m，局部可达2000 m，成为现代黄土高原。随着阴山山脉和大兴安岭的抬升，内蒙古高原海拔高达800～1000 m。云贵高原自上新世晚期后，西段抬升达2000～3000 m，东段抬升较弱，山峰在2000 m左右，总体构成西高东低的缓倾高原。鄂尔多斯、内蒙古、云贵高原构成中国大陆第二级阶梯。大陆东部，华北盆地的沉降形成由西向东至渤海湾缓慢倾斜的大平原，海拔高度由几十米至3～5 m，渤海、黄海、东海陆架时而为陆，时而为海。早期隆起的山系仍在继续隆升，大陆南方闽浙高地经过强烈风化剥蚀，至晚更新世晚期夷平为200～500 m高度的低山、丘陵，局部达到中低山高度。南岭山系虽遭剥蚀仍为中低山。台湾岛活动最强烈，中央山脉继续强烈隆升，最高达到中高山，陆地亦在不断扩大。整个大陆东部形成以平原和低山丘陵为主的平缓地势，构成中国大陆最低一级阶梯—第三级阶梯。
中国大陆经过新构造运动的强烈变形改造，西部的古特提斯海变成世界屋脊，青藏高原构成大陆地势的最高一级阶梯，中部的隆升与沉降过渡带，几个宽缓隆起高原成为中间一级阶梯，东部剥蚀山地和沉积平原构成大陆最低一级阶梯，最后一次冰期后，海水退出大陆，现代海岸线基本定型，中国现代大陆构造地貌最后定型。
老第三纪中国大陆古气候以南北分带为特征，北带为东北、华北，以及苏北、南阳、江汉等，气候温暖潮湿，以落叶林和常青树为主，植物生长繁茂。下第三系为褐煤、油页岩等杂、暗色沉积。北带西部气候比较干燥，形成陆内湖相砂泥岩沉积或山间断陷砂泥岩沉积。中带为天山—六盘山—大别山以南，冈底斯山—南岭一线以北，以干旱植物为特点，形成红色碎屑岩和含膏盐沉积，属干旱亚热带气候。南带为雅鲁藏布江以南及南岭以南，早期为干旱气候，中晚期受印度洋和太平洋季风影响，气候湿润，以常绿树植物为主，属热带—亚热带气候，形成利于成煤的杂、暗色沉积。
新第三纪，由于古构造、古地理的演变，中国大陆古气候变化比较复杂。受东西向喜马拉雅山系及南岭的阻挡，印度洋、太平洋季风形成的降雨仅在南岭以南地带，受大兴安岭、太行山、武陵山等近南北向山系的阻隔，太平洋季风形成的降雨也在山系以东地带，因而潮湿、半潮湿气候带主要分布在中国大陆的南部及东部。东北东部和华北北部，由于海洋性气候的影响，温暖湿润，生长针叶、落阔叶混合林植物群，属温带、亚热带气候，中新统有褐煤、油页岩、硅藻土沉积。华北南部至南岭以北，由于海洋性气候影响，温暖湿润，以亚热带植物为主，有褐煤、硅藻土沉积。南岭以南及横断山脉以东，地处热带、亚热带湿润带，又受海洋性气候影响，暖热潮湿，以常绿阔叶植物为主，为含褐煤层暗、杂色沉积。昆仑山以南及横断山脉以西青藏高原，更新世前喜马拉雅山虽已上升，其高度尚不足以阻挡印度洋潮湿气候的侵入，以常绿树植物为主，气候温暖潮湿，雨量充沛，以含褐煤暗色沉积为主。藏北地势高寒气候干燥，植被为灌木，草原为杂色碎屑沉积。昆仑山、西秦岭以北及大兴安岭、太行山、武陵山以西，青藏高原隆升阻隔了印度洋暖湿气流，近南北向山系亦阻隔了太平洋季风，属于大陆性干旱气候，上新世变为盐碱草原和沙漠，为河流相、湖泊相、山麓相红色沉积。
新生代时期，第三纪含煤盆地的形成与演化是新特提斯构造域与滨太平洋构造域相互制约的结果。经历了板块拼接的中国大陆，在两种不同地球应力场作用下，西部形成了近东西向的纬向构造体系，东部形成了北北东向构造体系，两种应力作用形成的两种构造体系相互交织、叠加，造就了第三纪时期中国大陆构造格局，形成了第三纪时期古地理特征，从而导致了中国大陆古气候、古植物的演化变迁，这些即是第三纪含煤盆地形成与演化的主导因素。中国大陆第三纪含煤盆地以中小型断陷盆地为主要特征，其分布主要集中在大陆东北部和西南云贵高原，除此在台湾、渤海湾、黄海和东海陆架及南海北部亦有分布。大陆北方含煤盆地以老第三纪为主，大陆南方则以新第三纪为主。第三纪含煤岩系变质程度较低，多以褐煤为主。
中国大陆西部属新特提斯构造域范畴，印度板块向北推挤和西伯利亚板块向南阻隔形成的南北挤压应力，呈现为南部强烈向北逐渐减弱的趋势。大陆西南部藏滇板块和喜马拉雅板片（渐新世前）碰撞前，即新特提斯海发育时期，青藏高原的地势仅有1000 m海拔高度，是受海洋气候影响的温湿低中山区，随着海域的南迁海水向南退缩，出现海陆交替相含煤沉积。青藏高原数以百计的第三纪沉积盆地，勘查探明的微乎其微，但已被证实的札达、昂仁等盆地确实含煤。由于两大板块的碰撞，青藏高原隆升成为阻隔南北的屏障，高原气候转寒，山间断陷盆地成煤条件较差，新第三纪含煤盆地不很发育，仅见藏北伦坡拉盆地、藏南札达盆地等。
青藏高原以北塔里木陆块和准噶尔—兴安活动带的西部，即中国大陆西北地区，老第三纪时期昆仑山、天山等横亘东西的山系并不高耸，镶嵌在山系间的塔里木、准噶尔、柴达木等大型沉积盆地发育较好，老、新第三纪沉积盆地仍有陆内河湖相沉积，塔里木盆地西南地区早期尚有海相、海陆过渡相沉积，但由于处于不利植被生长的干旱气候带，缺少成煤有机物质，未能形成含煤盆地。新第三纪青藏高原和东西向的山系隆升后，加剧了区内干旱气候环境，无论是大型沉积盆地或是中小型断陷盆地都未能形成含煤沉积建造。
中国大陆东部属滨太平洋构造域范畴，太平洋板块对亚洲大陆的俯冲与亚洲大陆的阻挡，先是逆时针而后转向顺时针的压性扭动，显现出东部强烈向西逐渐减弱的挤压应力。大陆东北部的华北陆块和准噶尔—兴安活动带的东部地域，老第三纪继承了燕山期构造特征，古地貌亦呈现出北北东向的隆起山系和与其相间的沉陷盆地，由于大兴安岭—太行山—武陵山的阻隔，使其东西部气候差异悬殊，东部为有利于植被繁生的温湿气候带，西部却是不利植被生长的干旱荒漠气候带。在东部，早期形成燕山期后复活的敦化—密山断裂带、依兰—伊通断裂带及郯城—庐江断裂的南延带，以及老第三纪形成的下辽河、渤海湾、华北裂谷带都有含煤沉积，由于盆地发育较好，沉积岩相匹配，加之成煤有机物源充沛，裂陷盆地成为良好的聚煤带。依兰—伊通断裂带西侧的松辽盆地老第三纪整体隆升，仅在盆地北部有第三纪沉积，钻井已钻遇含煤岩系。西部的海拉尔、二连盆地，早白垩世含煤沉积发育较好，第三纪时期古气候条件不利成煤，形成陆内红色河湖相碎屑岩沉积。鄂尔多斯盆地老第三纪开始隆升，新第三纪仅在盆地周缘有沉积，亦为陆内红色河湖相碎屑沉积，在盆地周缘发育的断陷盆地亦未形成含煤沉积。新第三纪仅在华北陆块北缘冀北蒙南一带和天山—赤峰活动带围场一带发育有含煤盆地。
中国东部的南方大陆第三纪时期处于隆升构造背景，断陷盆地零星分布，大部未形成含煤盆地。黄海、东海海域属延伸的大陆架，老第三纪由陆相转为海相又转为海陆过渡相沉积，在滨海相、海陆交替相形成含煤沉积。台湾活动带第三纪为海相、海陆过渡相沉积，新第三纪形成前陆坳陷含煤盆地。海南北部新第三纪裂陷槽形成含煤沉积，南海弧后盆地亦形成含煤沉积建造。
与中国大陆东北含煤盆地遥相呼应的是西南云贵高原，它位于藏滇板块南段，华南板块的西缘，介于两个板块的交接部位。由于印度板块向北推挤，华南板块向南挤压，板块拼接带两侧相协形成北西—南东向弧形构造，在区域扭压应力背景下形成隆升的高原，并形成广布全区的小型断陷盆地，在新第三纪温湿的气候环境下，有充沛的成煤有机物源汇集到有利成煤的沉积盆地，往往形成富煤沉积盆地。由于成煤期较晚，含煤岩系埋藏较浅，煤岩变质程度较低，绝大多数为褐煤。

一、控制岩相古地理格局的古构造

早、中三叠世中、下扬子海域位于特提斯海东端北部的大陆边缘，向东与古太平洋相通，古生物群具有明显的特提斯特色，但也混有太平洋分子。该区地处低纬度古干旱气候区，是我国南方最后一次大规模海侵区，海相碳酸盐岩—蒸发岩广泛发育。中、晚三叠世之交的印支运动对本区影响很大，基本结束了本区海相沉积的历史，海相碳酸盐岩—蒸发岩沉积被以陆相为主的陆源碎屑岩沉积所代替。

本区早、中三叠世的古地理格局、岩相分布和蒸发岩的发育，明显地受先期和同期古构造以及海侵进程的控制，古构造的研究对恢复岩相古地理和探讨蒸发岩的分布规律极为重要。印支运动及燕山运动在本区活动强烈，三叠纪地层遭受多次破坏和剥蚀，大部地区支离破碎、残缺不全，或被更新的地层所覆盖，除鄂西地区外，露头多不连续。因此，从岩相分析入手，结合古构造研究，从地史演化的总趋势方面再造古地理轮廓和成盐环境更为必要。

对本地区早、中三叠世古地理格局具有决定意义的主要是一些先期和同期活动的深断裂、以及前地形特点。

1.先期和同期的重要深断裂

这些深断裂包括岩石圈断裂和壳断裂，也包括某些大断裂，它们通常在重力、磁异常、岩浆岩分布、构造形迹以及岩相分布方面具有明显的反映，一般都有长期活动的历史，常是大的构造单元的分界线。控制本地区早、中三叠世岩相古地理轮廓和成盐环境的主要深断裂有：郯城－庐江深断裂、襄樊－广济深断裂、城口－房县深断裂、江南深断裂、大庸－吉首深断裂、溆浦－四堡深断裂和江山－绍兴深断裂（图20）。这些断裂都是本区最大的构造岩相单元的分区界线。

①郯城－庐江深断裂：这是一条纵贯我国东部地区的巨型断裂带，对于其总体结构、断裂效应切割深度、平移幅度及活动历史等已有许多精辟的论文述及，尽管对某些问题还有不少争议，但作为华北地台与下扬子准地台的分界，都是公认的事实，至于对早、中三叠世岩相古地理的影响，尚缺少比较深入的了解。

②襄樊－广济深断裂及城口－房县深断裂：襄樊－广济深断裂东起广济，向北西经黄岗、孝感至襄樊与东西向的城口－房县深断裂相接。断裂带南北的地层发育、构造变形、岩浆活动、地貌特征都有明显的差异，是扬子准地台与淮阳地块和秦巴褶皱系的分界线。该断裂带自元古宙至新生代均有活动。海相三叠系仅在断裂以南发育，三叠纪时中下扬子海是否继续向北扩展尚难以判断。

③江南深断裂及大庸－吉首断裂：江南深断裂东自茅山向西南经泾县至九江，再转向西延伸至崇阳、岳阳，至慈利与北东走向的大庸－吉首深断裂相接并延至贵州境内，这是一条控

图20　长江中、下游地区三叠纪古构造图

1—T_1-3露头；2—T₃露头；3—Pt-Mz长期活动的深断裂及编号；4—Pz₁-Mz长期活动的深断裂及编号；5—剖面位置及编号；6—晚二叠世碳酸盐沉积区（长兴组P₂ch）与硅质岩沉积区（大隆组P₂d）。断裂名称：Ⅰ—郯城－庐江深断裂（Pt-Mz）；Ⅱ—襄樊－广济深断裂（Pt-Mz）；Ⅲ—城口－房县深断裂（Pt-Mz）；Ⅳ—江南深断裂（Pt?－Pz）；V—大庸－吉首深断裂（Pt-Pz）；Ⅵ—溆浦－四堡深断裂（Pt-Mz）。①齐岳山断裂；②建始－郁江断裂；③咸丰－沿河断裂；④来凤－刘家场断裂；⑤马良坪－都镇湾断裂；⑥梁子湖断裂；⑦祁东－湘潭断裂；⑧吉市－德安断裂；⑨宜丰－景德镇断裂；10休宁－江阴断裂；11广德－嵩山断裂；12远安断裂；13南漳－荆门断裂；14钟祥－天门断裂。剖面位置：1—湖山；2—龙潭；3—小力山煤矿；4—嵩山；5—张渚；6—牛头山；7—煤山；8—马家山；9—白牡山；10—南陵湖；11—叶村；12—分水岭；13—孤峰；14—晏公堂；15—瑶头岭；16—山门洞；17—铜头尖；18—拉犁尖；19—扁担山；20—胡家屋；21—殷坑；22—吴田；23—韭菜山；24—东马鞍山；25—坐山；26—仙木差；27—黄沙岭；28—杨家；29—锡子窑；30—战山；31—双凤；32—石背；33—广黄；34—马叫；35—黄金山；36—沙田；37—大玉庙；38—观音山；39—通山；40—和平山；41—郭家沟；42—胡家湾；43—小茅坪；44—苏家桥；45—信陵镇；46—大峡口；47—兵书宝剑峡；48—溪丘湾；49—两河口；50—高桥；51—大埫；52—野猫水；53—高胜堂；54—大横路；55—纳水溪；56—瓦窑坡；57—三岔；58—尖山寺；59—沙道沟；60—七眼井；61—白坪；62—野猪坡；63—洪家关；64—井家垭；65—沿公渡；66—五柱桥；67—杨柳铺；68—水清垭；69—熊家庄；70—利福塔；71—毛坝；72—株木；73—施家山；74—大玻璃；75—中方；76—双江桥；77—牛马司；78—江木岭；79—吴家岭。

制震旦纪—早古生代扬子陆表海陆棚边缘的深断裂带，西侧和北侧是以浅水碳酸盐沉积为主的稳定型沉积组合，南侧和东侧是陆坡与边缘海的深水碳酸盐和陆源碎屑沉积组合。两侧古生物群也迥异。这条断裂带形成于新元古代，早古生代活动强烈，在晚古生代及中生代也有表现。

④江山－绍兴深断裂：该断裂近东西向延伸，自绍兴向西大致沿浙干线经江山、铅山、宜春至萍乡并与湖南攸县断裂相交。该断裂形成于晋宁期，在早古生代强烈活动，是早古生代江南过渡型沉积与华南活动型沉积区的分界线。断裂带以南的华南区，加里东运动发生强烈的褶皱和断裂活动，地壳上升遭受剥蚀，成为晚古生代至三叠纪主要的陆源碎屑供给区，极大地影响着中下扬子区的岩相分布。

⑤溆浦－四堡深断裂：大致从安化向西南经溆浦到广西的四堡。沿断裂带有明显的重力梯度和磁异常反映，且具有深源异常特征。该断裂亦形成于元古宙，断层两侧震旦系和下古生界的厚度和岩相也有明显差异。西侧晚古生代曾多次升降，不同地区间或见晚古生代各纪地层不整合超覆关系，也偶有三叠系下统碳酸盐岩层零散出露。

除上述决定早、中三叠世古地理基本格局的重要深断裂外，尚有齐岳山断裂、建始－郁江断裂、咸丰－沿河断裂、来凤－刘家场断裂、马良坪－都镇湾断裂、梁子湖断裂、祁东－湘潭断裂、吉市－德安断裂、宜丰－景德镇断裂、休宁－江阴断裂、广德－嵩山断裂、远安断裂、南漳－荆门断裂、以及钟祥－天门断裂等。这些断裂一般为壳断裂或大断裂，它们多数形成于早古生代，尤其是加里东期末，对晚古生代及三叠纪地层岩相有一定控制作用。值得特别提及的是休宁－江阴断裂和广德－嵩山断裂，它们在晚三叠世末曾强烈活动，致使牛头山、张渚地带一度上升，高出海面遭受剥蚀，下三叠统殷坑组（或下青龙组）平行不整合盖在龙潭组之上，缺失长兴组沉积。该两条断裂也是三叠系的相变带。

2.前地形对岩相分布的影响

古构造总是通过控制古地貌影响沉积相的变化，前地形的特点对发生在其上的沉积相类型、分布规律有直接关系，晚二叠世末，中、下扬子海域呈现着两种不同的自然地理景观和发育着两类绝然不同的沉积相。长兴组所代表的是浅水碳酸盐台地沉积，有的地方还发育生物礁（利川、长兴），大隆组代表的是深水台间海盆硅质岩沉积。这种高低起伏的前海底地形对三叠纪的岩相分布具有决定性影响。三叠纪中、下扬子海底地形的深浅变化以及相带的分布与晚二叠纪间具有明显的继承性关系，尤其是在早三叠纪印度期表现得更为清楚。掌握晚二叠世岩相古地理的基本格局，有助于预测和判断三叠纪岩相的延展范围及古地理演变的总趋势。

二、古地理基本格局及其演化

在对鄂西、鄂东、宁镇地区二十余条主干剖面和辅助剖面的测制和相分析所取得的第一性资料的基础上，收集和整理了前人资料，精选出近80条有代表性的岩相剖面作为编制岩相古地理图的基础资料。同时结合古构造研究及地史分析，分别编制了印度期、奥仑尼克期早期、奥仑尼克期晚期、安尼西期早期四个时期的岩相古地理图，基本上恢复了早、中三叠世长江中、下游地区的古地理面貌、演化趋势及成盐的自然地理环境。

1.印度期的古地理（图21)

图21　长江中、下游地区早三叠世印度期岩相古地理图

1—碳酸盐台地相区；2－上斜坡相区；3—下斜坡－盆地边缘相区；4－盆地底部泥岩相区；5—陆源碎屑－碳酸盐混合型滨浅海相区；6—陆源碎屑滨浅海相区；7—陆棚边缘鲕粒滩；8—水下碳酸盐碎屑流沉积；9—陆源沉积物供给方向；10—剖面位置及编号（说明见图20）。

印度期地层包括宁镇地区的青龙组下部、安徽的殷坑组、鄂东南的大冶组（或大冶群的1～4岩性段）、鄂西的瑞坪组、赣中的大冶群下部和湘中的大冶组。

晚二叠世末曾发生过短暂的海平面下降，因而常导致印度期地层与长兴组之间呈现假整合接触关系，甚至长兴组亦遭受不同程度的侵蚀（广德、宜兴一带）。印度期开始了新的海侵，海侵范围与二叠纪相仿，古地理格局继承了晚二叠世的状况。大体上，在原大隆组分布区继续保持了深水盆地环境，在长兴组分布区则发育了浅水碳酸盐台地。二者之间为台地与盆地过渡的斜坡带。所不同的是从印度期开始，古气候转变为干旱气候，蒸发作用加强，海水开始咸化，海相无脊椎生物发生了重大的变革，呈现出与二叠纪绝然不同的化石组合，岩相组成也具有极大的差异。

根据相分析结果，可划分出六个相区：

①碳酸盐台地相区：该相区基本上是处于正常波基面以上的浅水区，相区内常见的相类型为以各种颗粒为主的碳酸盐滩、潮坪和泻湖。相区内岩相类型较复杂，鲕粒灰岩和鲕粒一核形石粒灰岩多构成广布于浅海中的各种浅滩或砂体；灰泥岩、含腹足和介形虫等生物屑的杂灰岩、蠕状灰岩等是泻湖、海湾等环境中的常见岩相；具藻纹层、鸟眼构造和干裂的白云质灰岩、微晶白云岩、膏晶白云岩则为干旱带潮坪相的组成岩相。在印度期，盐溶角砾岩尚不发育，这可能与古气候干旱程度和海水盐度还未达到普遍成盐条件有关。在这些岩相类型中，以各种粒灰岩组成的滩相最具特征和易于识别，尤其是厚度超过数米甚至达四五十米的巨厚的鲕粒灰岩，它们往往代表分布在碳酸盐台地边缘并面向开阔海域的障壁砂滩。在鄂西的利川（高升堂、纳水溪、尖山寺），姊归大峡口，南漳苏家桥，鄂东南的沙田、马叫、太子庙、西畈李、蒲圻和通山，桑植的利福塔，苏南无锡嵩山和宜兴张渚，皖南的休宁和赣东北的景德镇等地，均有此类鲕粒砂体出露，它们均位于区内两个台地的边缘。这两个台地是利川－姊归台地和江南台地。利川－姊归台地分布在利川地区，呈北东向展布，向北东至巴东姊归一带转而向东延伸，向南西进入四川境内。台地的发育受深断裂控制明显，西界有齐岳山断裂，东界有建始－郁江断裂，东西走向的北段南界与都镇湾－马良坪断裂有关，东端被南漳－荆门断裂截断。江南台地横贯本区中部，是研究区内最大的沉积单元。这个台地的部位大体与“江南古陆”一致，自湘西北桑植一带向东延伸进入湖北，经鄂东、赣北、皖南、浙西至无锡地区；向西南延伸进入贵州境内。台地西界及北界受大庸－吉首深断裂（西部）以及休宁－江阴和广德－嵩山深断裂（东部）控制；南界可能被溆浦－四堡深断裂（西部）和宜丰－景德镇断裂所限。台地全长达千余公里，宽百余公里。台地中部和南部由于受后期构造影响，地层大部被剥蚀，仅在辰溪、怀化、景德镇、休宁等地还残留有少数露头可作为其存在的踪迹。鲕粒砂体主要沿台地北部边缘分布，显示该边缘可能是面向开阔海的迎风边缘。台地南部与赣中陆源碎屑型滨浅海相区过渡，在湘中涟（源）邵（阳）地区由于三叠纪地层大部被剥蚀，从少数剖面分析，可能为开阔海台地与江南台地西段相接。

②上斜坡相区：该相区通常以一二十公里至近百公里的宽度沿台地边缘呈带状分布。主要岩相类型为中厚层灰泥岩和蠕状灰岩。其中常夹有强潮汐（退潮流）所形成的含小形腹足类生物屑、鲕粒和核形石的粒灰岩或填灰岩夹层（蒲圻）。某些地区还出现有多层由滑塌或风暴所引起的碎屑流砾屑灰岩夹层。这种砾屑灰岩所含的砾石多为板状灰泥岩，也有少量鲕粒灰岩碎块，基质为灰泥。在宜兴张渚、溧阳上黄、广德牛头山、泾县的孤峰、瑶头岭和晏公堂、蒲圻、黄石、桑植洪家关、恩施三岔、尖山寺等地，均有发育。有的地方可出现十数层，累积厚度达数十米（瑶头岭、黄石黄金山）。碎屑流砾屑灰岩的出现是台地斜坡的重要证据。在利川台地东缘、黄石、蒲圻等剖面中还发育有丘状交错层理的块状粉屑杂灰岩夹层，表明有些碎屑流可能是风暴成因。

③下斜坡－盆地边缘相区：该相区紧邻上斜坡相区发育，二者的界线不易区分，与盆地底部相区也呈过渡关系。主要岩相类型是薄层灰泥岩、条带状灰泥岩，以及瘤状灰岩，有时还夹有钙质泥岩。在泥灰岩、钙质页岩和瘤状灰岩中常含有丰富的双壳类和菊石化石。碎屑流砾屑灰岩沉积夹层也很常见，其出现部位与上斜坡相区一致，所不同的是层数更多，且伴随有碳酸盐浊积岩夹层。在该相区地层中未发现丘状交错层理。本相区主要分布在鄂西的恩施－建始台间海盆、下扬子海盆及江汉海盆中，是该三个海盆中的主要相区类型。

④盆地底部泥岩相区：主要岩相类型是钙质泥岩、页岩、夹有薄层泥灰岩及灰岩。其中常发育有多层细粒无组构浊积灰岩（黄石石料场、柯家湾等），岩相内常见有草莓状黄铁矿。泥岩和钙质页岩中普遍产丰富的双壳类和菊石类化石。该相区主要分布在巢县、铜陵和安庆地区，京山吴家岭，以及鹤峰的七眼井等地，代表三个海盆最深的底部沉积。

⑤陆源碎屑－碳酸盐混合型滨浅海相区：主要岩相类型为粉砂质页岩、粉砂岩、页岩及砂质灰岩，有的地方有鲕粒灰岩（上高杨家），含有丰富的海相双壳、菊石、腕足等化石，显示出从碳酸盐沉积环境向陆源碎屑沉积环境过渡的特点。该相区主要分布在赣中的萍乡、上高一带，其北界受宜丰－景德镇断裂控制。

⑥陆源碎屑滨浅海相区：主要分布在江山－绍兴深断裂以南，与萍乡－高安混合型滨浅海相区主要区别是陆源碎屑含量增多和变粗，碳酸盐岩减少，岩层向南越过江山－绍兴深断裂突然增厚。出露较好的地区有莲花的石背及铅山的局里，主要岩相为粉砂岩、页岩及钙质页岩，常夹有泥质灰岩或泥灰岩，产双壳和菊石类化石。在石背还见有长石石英砂岩。可见，该相区更接近陆源碎屑供给区。从碎屑组分的含量、成分、粒度的变化等分析，物源来自东南，可能与华南加里东褶皱带再次活动有关。

综上所述，印度期的古地理格局及相区的分布，明显受深断裂的控制，从南向北可归纳为三个大的沉积区，江山－绍兴深断裂以南为陆源碎屑为主的混水滨浅海沉积区；江南深断裂以北为深水盆地钙泥质沉积区；二者之间为碳酸盐台地。总之，印度期中、下扬子海的地形特点是南浅北深，沉积特点是南为混水陆湖碎屑沉积区，北为清水碳酸盐沉积区。需要特别提及的是中、下扬子海的北部，在邻近郯城－庐江深断裂和襄樊－广济深断裂的地带，不但没有发现近岸边缘相的沉积，而且还表现海盆在不断加深。因此，中、下扬子海盆的北部边缘尚难以确定。这个问题的解决，将涉及一些更为复杂的重大地质问题。后文还将对其讨论。

2.奥仑尼克期早期古地理（图22）

奥仑尼克期早期地层包括宁镇地区的青龙组中部、安徽的和龙山组、鄂东的大冶群第5和第6岩性段（原嘉陵江组下部）、鄂西的小河组或嘉陵江组下部、湘西北与湘中的嘉陵江组下部以及赣中萍乡—上高地区的大冶群中部。

该期地层与印度期地层连续沉积，奥仑尼克期早期的中、下扬子区的古地理面貌是印度期的继续和发展，其最大的变化是由于碳酸盐台地潮坪迅速向海推进，而使台地范围不断扩大，海盆不断缩小。鄂西地区恩施－建始台间海槽完全被潮坪沉积物填满致使深水海盆消失，利川－姊归台地与江南台地连成一片。在京山、钟祥地区普遍有潮坪白云岩、盐溶角砾岩

图22　长江中、下游地区早三叠世奥仑尼克早期岩相古地理图

1—鲕粒滩－膏晶白云岩潮坪－泻湖相区（碳酸盐台地区相）；2—斜坡灰泥沉积相区；3—盆地泥灰质沉积相区；4—陆源碎屑－碳酸盐混合沉积滨浅海相区；5—陆源碎屑滨浅海沉积相区；6—鲕粒滩；7—水下碳酸盐碎屑流沉积区；8—石膏沉积区；9—陆源沉积物供给方向；10—剖面位置及编号（说明见图20）。

等萨布哈型滨岸沉积（京山吴家岭），表明这时江汉海盆可能也已演化为辽阔的台地型沉积。在湘中，江南台地向南推进至涟源地区。总之，由于潮坪的迅速扩大，海盆的消失，整个中扬子地区变成为一个统一的蒸发强烈的陆表海碳酸盐台地。在下扬子地区，台地相区的北界依然被江南深断裂和休宁－江阴深断裂所限，沿景德镇、休宁、无锡—线堆积有鲕粒滩和潮坪膏晶白云岩，但盐溶角砾岩没有中扬子地区发育。该地区台地侧向加积速度缓慢，下扬子海盆范围与印度期相仿，但由于相邻台地的推进及不断向上建筑，减少了陆源物质进入，而来自台地的碳酸盐沉积物供给充足，致使盆地沉积物中陆源泥质大量减少，盆地开始变浅。奥仑尼克期早期下扬子盆地相的主要岩相类型有蠕状灰岩、中薄层灰泥岩、条带状灰泥岩及泥灰岩。其中蠕状灰岩最发育，分布也最为普遍，表明盆地海水更为平静和比较停滞。较多的陆源泥主要沉积在临近郯城－庐江深断裂的巢县、安庆一带，其岩相组成主要为泥灰岩、钙质泥岩和页岩夹层。从江南台地边缘向盆地的过渡地带，仍分布有一条台地斜坡带，在常州（武进二井）、宜兴张渚、广德牛头山以及泾县地区均有碎屑流沉积，其中泾县和牛头山地区最发育，表明那里存在着较陡的斜坡，可能与休宁－江阴深断裂的活动有关。在萍乡－上高地区，仍然是陆源碎屑与碳酸盐混合型滨浅海沉积区，并有正常海相化石产出，表明该区海水盐度正常，并临近陆源供给区，与印度期不同的是碳酸盐岩比例更小。向南在莲花石背和铅山局里，主要以泥质及粉砂质为主，正常海生物化石和菊石伴生，并见有长石石英砂岩，表明海水更浅，盐度正常，距陆源区更为接近。

奥仑尼克期早期，可以划分为五个相区，它们是鲕粒碳酸盐滩－膏晶白云岩潮坪（萨布哈）－泻湖相区，即碳酸盐台地相区；斜坡灰泥沉积相区；盆地泥灰质沉积相区；陆源碎屑－碳酸盐混合沉积滨浅海相区和陆源碎屑滨浅海相区。

总之，奥仑尼克期早期，由于潮坪迅速向海推进，西部台间海槽被填平而消失，利川－姊归台地与江南台地相连，形成地域更为广阔的陆表海碳酸盐岩－蒸发岩台地。气候的更加炎热干旱，开始呈现良好的成盐环境，石膏沉积非常普遍，盐溶角砾岩极为常见。在下扬子海域，古地理轮廓与印度期没有大的变化，只有盆地开始变浅，陆源泥含量更为减少，成盐条件尚不理想，盐溶角砾岩也不甚发育。赣中地区伴随更多的陆源碎屑沉积物的供给，必然有大量淡水流入，海水盐度趋于正常，不具备成盐条件。仅在局部地区（上高杨家）或许有膏晶白云岩沉积的潮坪环境出现。

3.奥仑尼克期晚期古地理（图23）

奥仑尼克期晚期地层包括宁镇地区青龙组上部、安徽的南陵湖组、鄂东的小河组上部、湘中嘉陵江组上部以及赣中萍乡－上高地区大冶群上部。

奥仑尼克期晚期的古地理格局和相区的分布与早期相比较没有重大的变化。中扬子区继续呈现陆表海碳酸盐岩－蒸发岩台地，台地上发育有膏晶白云岩沉积的潮坪、萨布哈、盐湖、超咸化浅水洼地，盐化泻湖或海湾以及以鲕粒为主的各种碳酸盐滩等，主要岩相类型为藻纹层白云岩、膏晶白云岩、灰泥岩和石膏岩，地表多溶蚀为厚度不等的盐溶角砾岩。地层的垂直层序比较复杂、随时随地而异，由灰岩－白云岩－盐溶角砾岩构成的旋回性，可能反映海水深浅及盐度周期性变化引起的岩相迁移。故而各地旋回发育的规模和次数都不尽相同。膏岩层的塑性变形和在地表的溶蚀、去膏化和去白云石化作用常破坏了原剖面的层序结构，都增加了对比的难度。在下扬子地区，奥仑尼克期晚期与早期的古地理格局虽无大的变化，但台地与盆地的位置，相区的分布则明显呈现出向北西推移的特点。台地边缘从休宁

图23　长江中、下游地区早三叠世奥仑尼克晚期岩相古地理图

1—鲕粒滩－膏晶白云岩潮坪－泻湖相区（碳酸盐台地相区）；2—斜坡灰泥相区；3—盆地瘤状灰岩相区；4—陆源碎屑滨浅海相区；5—鲕粒滩；6—水下碳酸盐碎屑流沉积区；7—石膏沉积区；8—陆源沉积物供给方向；9—剖面位置及编号（说明见图20）。

—长兴—嵩山一线推移到宁国—宣城—镇江一线。现已发现，在宁国山门洞南陵湖组中鲕粒灰岩厚达55.63m，牛头山24.78m，张渚46.5m。镇江小力山煤矿也有鲕粒灰岩产出。组成台地边缘障壁滩的鲕粒滩带，比奥仑尼克期早期的分布位置向北推进了约40km至百余公里。从台地边缘鲕粒滩带，再向西北即过渡为斜坡相区。背景沉积主要为由中厚层灰泥岩组成的厚度大而结构单调的岩层。在泾县、铜陵、安庆等地还夹有碎屑流砾屑灰岩，表明斜坡相区也随之向北西的海盆方向推进。盆地底部在临近郯庐断裂带的巢县、怀宁地区，瘤状灰岩是主要岩相类型，局部地区也夹有碎屑流砾屑灰岩。但相区位置也更向北西转移，基本上分布在长江以北。下扬子地区的成盐条件尚不理想，盐溶角砾岩也不如中扬子区发育。奥仑尼克期晚期的湘中地区，潮坪白云岩广泛发育，但成盐条件不好，赣中地区此时则全部被陆源碎屑滨浅海沉积物所占据。

综上所述，奥仑尼克期晚期，中、下扬子区可以区分出鲕粒滩－膏晶白云岩潮坪－泻湖相区，即碳酸盐台地相区、斜坡灰泥相区、盆地瘤状灰岩相区和陆源碎屑滨浅海相区。

奥仑尼克期晚期的古地理及相区的展布表明，该时期在中扬子区成盐条件最为有利，下扬子地区仍有深水海盆发育，但其范围由于江南台地的向海推进已更加缩小，海底仍向临近郯庐深断裂地带不断加深。

4.安尼西期早期古地理（图24）

安尼西期早期地层包括宁镇地区的周冲村组、安徽的东马鞍山组、鄂东的陆水河组、宜昌远安地区的鹿家沟组、鄂西南的巴东组第一岩性段，以及萍乡、上高地区的杨家群下部。

由于遭受印支运动和燕山运动的影响，中三叠世地层多被剥蚀而残留不全，尤其是下扬子和湘中、赣北地区，保存较好的完整剖面非常稀少，这就为恢复该期的岩相古地理造成极大困难。为此，只好更多地根据整个三叠纪古地理演化的总趋势进行综合分析和推断。

安尼西期是三叠纪开始大范围发生海退的时期，也是从碳酸盐岩－蒸发岩沉积向陆源碎屑沉积转变的过渡阶段。古地理面貌与岩相特点和早三叠世相比较有很大变化。

安尼西期早期在本区可划分出以下五个相区类型：

膏晶白云岩潮坪－盐湖－盐化泻湖相区：主要分布在鄂西－鄂西南和下扬子两个地区。在鄂西峡区及利川－恩施地区地层发育较完整，主要岩相类型为藻纹层白云岩、膏晶白云岩、白云质灰泥岩、白云质泥岩和石膏岩（仅见于钻孔内）。在地表盐溶角砾岩极为发育，且分布普遍，各地层数不一，通常有2～6层不等。该相区地层在利川－恩施地区最厚，可达160～200m。向峡区变薄，大峡口一带仅厚48m。该相区成盐条件最好。在下扬子区，露头分布非常零散，大多出露不全，岩相类型较鄂西相区简单，主要由白云岩和盐溶角砾岩（地表）组成。经钻孔揭露，在地下多见有石膏层，有的石膏岩层系厚度可达数百米，如贵池、东湖、繁昌白马山、当涂钟山、无为汤沟、南京等地所见。石膏单层厚度也很大，个别地区可达280m。

浅海灰泥－泥质沉积相区：仅出现在鄂东地区，主要岩相为灰岩、泥灰岩及泥岩，该相区地层出露极差，仅个别地点见有较完整剖面（蒲圻陆水河），空间展布情况不详。

下部浅海碳酸盐沉积，上部陆源碎屑沉积相区：主要分布在湘西北和鄂西南漳地区，围绕膏晶白云岩潮坪－盐湖－盐化泻湖相区分布，为其与陆源碎屑滨浅海相区的过渡环境。

陆源碎屑滨浅海相区：仅有少数露头出露在荆门，涟源和上高等地。主要岩相为泥岩、泥质粉砂岩和细砂岩，产海相双壳类化石，有的地区还含植物碎片。由于露头稀少，相区范围不详。

图24　长江中、下游地区中三叠世安尼西期早期岩相古地理图

1—膏晶白云岩潮坪－盐湖－咸化泻湖相区；2—浅海灰泥－泥质沉积相区；3—下部碳酸盐岩、上部碎屑岩浅海相区；4—陆源碎屑滨浅海相区；5—石膏沉积区；6—“绿豆岩”（火山玻屑凝灰岩）分布区；7—陆源沉积物供给方向；8—剖面位置及编号（说明见图20）。

综上所述，可以看出从安尼西期早期开始，伴随海退，大量陆源碎屑沉积物开始注入。从相区的分布以及整个地区的构造背景分析，陆源物质供给方向有两个：一个来自东南华南褶皱带，另一个可能来自秦岭褶皱系，与这两个地区都可能在早印支期就开始活动有关。陆源碎屑的大量供应，必然伴随着大量淡水的注入，从而引起海水盐度降低。横贯全区的江南台地的解体、退缩和下扬子海盆被碳酸盐岩、蒸发岩填满而消失，是这个时期古地理演变的重要事件，其结果是形成利川－姊归和下扬子两个有利蒸发岩形成的地区。

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赤苏可乐： 变质岩和沉积岩的位置不能互换. 一、变质岩. 由变质作用所形成的岩石.是由地壳中先形成的岩浆岩或沉积岩,在 环境条件改变的影响下,矿物成分、化学成分以及结构构造发生变化而 形成的.它的岩性特征,既受原岩的控制,具有一定的...

封丘县13437476738： 早古生代地史特征(华北和华南) 希望能从构造运动 古地理沉积特征 矿产 生物进化 等方面回答 - ？
赤苏可乐： 一、 生物演化 早古生代的生物界以海生无脊椎动物(marine invertebrates)为主,生物开始分泌硬壳开始于震旦纪末期,从寒武纪起硬壳(骨骼)生物突发辐射式的大量出现和以澄江动物群为代表的生命大爆发是生物演化历史中的重大事件. ...