二叠纪至三叠纪北上高地南部古陆菊石古生物地理和东亚古地理
元古宙
前寒武纪 570百万年前
前寒武纪开始于大约45亿年前的地球形成时期，结束于约5亿4200万年前——大量肉眼可见的硬壳动物诞生之时。 尽管早在30多亿年前生物就已经出现，但其进化却长期停滞在很低级的阶段，主要是是些低等的菌藻类植物。
古生代
寒武纪 前期：564—535 中期：535—515 后期：515—500
现在寒武纪地层中门类众多的无脊椎动物化石（节肢动物、软体动物、腕足动物和环节动物等），而在寒武纪之前更为古老的地层中长期以来却找不到动物化石的现象，被古生物学家称作“寒武纪生命大爆发”，简称“寒武爆发”。
奥陶纪 500—436
奥陶纪是历史上海侵最广泛的时期之一，世界许多地区都广泛分布有海相地层。在板块内部的地台区，海水广布，表现为滨海浅海相碳酸盐岩的普遍发育，在板块边缘的活动地槽区，为较深水环境，形成厚度很大的浅海、深海碎屑沉积和火山喷发沉积。奥陶纪末期曾发生过一次规模较大的冰期，其分布范围包括非洲（特别是北非）、南美的阿根廷和玻利维亚以及欧洲的西班牙和法国南部等地。
志留纪 436—409
志留纪地层在世界分布较广，浅海沉积在亚、欧、美洲的大部分地区，及澳大利亚的部分地区。非洲、南极洲大部分为陆地。志留纪的无脊椎动物，与奥陶纪生物关系密切，许多种类在经历奥陶纪末灭绝事件后，进入一个新的复苏阶段。
泥盆纪前期：409—389 中期：389—378 后期：378—360
泥盆纪早期裸蕨类繁荣。中期后，腕足类和珊瑚发育、原始菊石、昆虫出现。晚期原始两栖类、迷齿类出现，蕨类植物和原始裸子植物出现；无颌类趋于灭绝。 年代：4.05亿年前—3.5亿年前。泥盆纪晚期，两栖动物出现。从泥盆纪开始，地球又开始发生了海西运动。因此，泥盆纪时许多地区升起，露出海面成为陆地，古地理面貌与早古生代相比有很大的变化。在泥盆纪里蕨类植物繁盛，昆虫和两栖类兴起。
石炭纪 前期：360—335 后期：335—284
石炭纪时陆地面积不断增加，陆生生物空前发展。当时气候温暖、湿润，沼泽遍布。大陆上出现了大规模的森林，给煤的形成创造了有利条件。石炭纪是地壳运动非常活跃的时期，因而古地理的面貌有着极大的变化。这个时期气候分异现象又十分明显，北方古大陆为温暖潮湿的聚煤区，冈瓦纳大陆却为寒冷大陆冰川沉积环境。气候分带导致了动、植物地理分区的形成。
中生代
三叠纪 前期：242—237 中期：237—229 后期：229—208
标志三叠纪的典型的红色沙岩说明当时的气候比较温暖干燥，没有任何冰川的迹象。当今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，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。世界上最早的乌龟——原颚龟也出现在三叠纪晚期。第一批鱼龙出现了。
侏罗纪 前期—中期：208—159 后期：159—140
整个侏罗纪时期，大多数时期处于温暖和潮湿。当时繁盛的森林植被，形成了如今澳大利亚和南极洲丰富的煤炭资源。尽管那时有局部的干旱地区，但绝大多数盘古大陆，均处于郁郁葱葱的绿洲。劳亚大陆和南部的冈瓦纳大陆生物群，在许多方面，仍然十分独特，动物群具备了较多的洲际色彩。生物发展史上出现了一些重要事件，引人注意，如恐龙成为陆地的统治者，翼龙类和鸟类出现，哺乳动物开始发展等等。
白垩纪 前期：140—94 后期：94—64
这时期，大陆被海洋分开，地球变得温暖、干旱。最大的恐龙出现时期，许多新的恐龙种类开始出现，恐龙仍然统治着陆地，翼龙在天空中滑翔，巨大的海生爬行动物统治着浅海。最早的蛇类、蛾、和蜜蜂以及许多新的小型哺乳动物也出现了。被子植物也出现于此时期。
扩展资料：
地质纪元的划分，往往是以影响全球环境的大型灾变事件作为分水岭的。科学有个原则，叫如无必要毋增实体。之所以要在全新世之上再划出一个人类世代，是因为科学家认为，我们人类很可能便是下一场地球灾难的制造者，我们或许已经亲手开启了46亿年来第六次大绝灭的潘多拉魔盒。
在地质学的发展历程中，“地质年代”观念的出现，要比人类真正掌握测定远古物质年龄的技术，要久远得多。今天人们测定绝对年龄的所有理论基础，都不外乎是那条简单的卢瑟福-索迪衰变定律，可哪怕是这样一条对原子核内部的基本认识，也不外乎是二十世纪初才被人类意识到的“新东西”。
在此之前，人们压根不知道原子核内部的秘密，更不用说通过原子核的衰变速率来推算它们寄主物质的精确年龄了。虽然长久以来的人们连一块普通石头的年龄都无从知晓，但一种朴素的自然观还是根植在了人类的意识中，那就是，地表上随处可见的普通岩层，似乎是在悠远时光中残留至今的地球遗迹。
它们构成起伏的山峦、构成崎岖的海岸线，构成陡峭的障壁和突兀的山崖……在这些史前的遗迹中，还常常能发现一些与今日生灵外貌迥然不同的未知生物遗骸。到了十七、十八世纪，随着科学革命在各学科全方位铺开，对地球历史的认知也和其他学科门类一样，开始陆续纳入现代科学方法论的轨道。
在那个无从获知岩石精确年龄的年代，人们所做的一切尝试，都只能朝着这么一个看上去很折衷的终点前进，那便是理出地层之间的相对新老顺序。你是哪年出生的我不管，但我至少知道你比我大，人们能做的也只有这些了。
十七世纪，丹麦医生尼古拉斯·斯坦诺（Nicolas Steno）提出了著名的地层三定律，为地层年代学的诞生打下原点性的基础。它的第一条是：在不受扰动的情况下原始地层永远是水平堆叠的，是为“原始水平性定律”；第二条，在这些叠覆的地层中，下部地层的年龄一定要比上部的老，是为“地层层序律”；其三，地层是沉积环境的产物，纵向上不间断的沉积地层，表征着横向上不间断的沉积环境，是为“原始连续性定律”。
这三大定律虽然简单直观，甚至用“原始水平；上新下老；侧向连续”这短短的十二个字就能完全概括，但对那些试图梳理地层间新老关系的人们来说，却无疑是一套指导性的逻辑出发点。
正好，那个时代赶上了另一场地质学大混战——著名的水火之争。斯坦诺的地层三定律，与水成论（Neptunism，也就是后来沉积学的雏形）的核心理论框架，即“一切岩石皆形成于水体中的沉积作用”可谓完美洽合，因此得到了它的旗手A. G. 魏纳（A. G. Werner）的积极响应。魏氏率先做了一个尝试，将地球上地质演化史划归为四个纪元，分别对应着四次“大洪水”的冲积事件。他命起名字来倒是很直接，分别叫做第一纪、第二纪、第三纪和第四纪。
自然，这样的划分方案更多只是一种象征性的意义，除了魏纳们实际接触过的地区之外，在任何其他地方随便指一套地层，可能都没人能判断出这到底是他所说的哪个纪的东西。三定律固然很直观，但它终归有一个潜台词，只适用于在空间里上下叠置关系非常连续的地层。还原到实际情况中，地层在区域上的出露其实是高度不连续的。
真正克服这个问题，还是要得益于古生物学的突飞猛进。对化石认知的进步，最终催生了地层学的核心方法论：地层对比（stratigraphic correlation）。一如其字面意义，地层对比的本质便是“在不同地层间建立相关性联系”。
如果有一种化石在两地都只有某一层才发育，而它的上下层中都找不到的话，两地的地层间就有了较强的相关性，从而可以被划归为同一时代下的产物。就这样，在地层对比的思维下，只要人们扩大考察地区，就可以慢慢建立起一个综合性的地层演化脉络了。
地层三定律和广泛的相对年代学调研，其实反过来也促进了古生物学乃至生物学的发展——在地层上新下老的逻辑下，人们开始认识到，三叶虫生活的古生代要比恐龙生活的中生代要早得多，而一个有鱼龙的地层，怎么也不应该是新生代的剑齿虎该出现的地方。就这样，在一步步的尝试中，一个越来越精细、连续性越来越好的地层关系框架，就慢慢建立起来了。
三叶虫最早出现于寒武纪，在古生代早期达到顶峰，在二叠纪末消失。有三叶虫化石的地层，一定形成于这一时间范围内。图片：Système silurien du centre de la Bohême by Barrande
人新世（Anthropocene）在词源上继承了新生代已有的七个世的命名方法，皆以“新”（-cene, ‘recent’）作为词根。一如上述，在2004年之后，人们对新生代实行了三分法，将其分为古近纪、新近纪和第四纪。这三个纪又可以再次细分为七个世——古新世、始新世、渐新世、中新世、上新世、更新世和全新世。在传统的方案里，全新世是指11700年以来至今的全部时期，而人新世则被定义为全新世之后的下一个世代，字如其名，意味着“人类的最新时代，Human Recent”。
抛开人新世不说，传统视野下最新地质时期——全新世，好歹也是从一万多年前开始算起的。在常规认识中，作为一个地质年代单元，最起码也得“上万”，这是个最基本的跨度要求。那么，人新世的开端，又究竟按什么时候算？从人类学会钻木取火？还是从农耕代替狩猎？城市的出现吗？不，都不是。这次是字面意义的“人新不古”。
目前来看，学界一共形成两种相对主流的划分声音，一种声音认为起点应该划在公元1610年——瞧，别说老了，甚至是人文意义上现代（Modernus）的开端；另一种声音则“更加现代”，认为人新世开始于1964年——这样一来，我们身边随便一个人很可能就会“出生在上一个地质年代”。
参考资料：百度百科 地质年代
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—T1-3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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