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1.古陆核——地球的形成及与月球的对比结果

一般认为在38亿年以前地球尚未形成硅铝壳足够稳定的构造环境
。这种认识起源于理论上的推断以及与月球的对比。地球与月球都形成于46亿年或45亿年前后 ，它们是通过星际尘埃冷却凝聚而成，后来由于重力势能和放射性热能释放使其经历了全部或部分熔融
，大约在42亿年前后才出现原始地壳 。由于小行星和陨石的撞击，在月球最初形成的几亿年中 ，外部曾完全熔融达几百千米（深）。42亿年前后
，当外壳冷却后，撞击作用的继续进行使其表面布满了陨石坑 ，在37亿～35亿年间
，由于放射性元素衰变，在200千米深处大规模熔融形成玄武岩浆并向上喷溢填充了陨石坑而形成了今天人们观察到的月海玄武岩
。由于39亿年以后月球上的陨石撞击率迅速下降 ，因此上述作用形成的月壳才能保存至今。推测地球早期经历过类似过程
，只是后期的地质作用的破坏，使早期遗留现象荡然无存 。

不管地球以何种方式凝聚 ，原始地壳应如月球一样是硅镁质壳
，直到38亿年左右才有原始硅铝壳保存
。一般认为元古宙（25亿年）以前是古陆核形成时期。此后，地壳既表现为围绕古陆核的边缘增生也显示为穿插改造 ，即新生陆缘的相当部分是来自对古陆核的改造重组 。

2.新疆古陆核的发现

新疆古陆核的形成，也是在25亿年前
。发生在瑞典 、芬兰的太古宙（25亿年前）造山运动被称为斯维可芬运动
，一般认为这次造山运动后形成了“潘基亚Ⅰ ”泛大陆。大致与王鸿祯院士（1990）提出的第一次泛大陆形成于25亿年前后相同，在我国东北不整合于鞍山群之下的铁架山花岗岩的年龄为29.7亿年 ，东鞍山花岗岩年龄为29.9亿年左右 。在新疆库鲁克塔格的辛格尔以南地区
，见有28.5亿年的肉红色片麻岩状二云母花岗岩侵位于太古宙灰色片麻岩中，并认为28亿年这个数据可能是该区太古宙（25亿年前）地质历史中最早的一次区域变质作用的记录
。发生在新太古代（28亿～25亿年）中的这些构造－热事件 ，使太古宙地层进一步固结而形成了地壳中最古老的陆核。后来陆松年等在阿尔金山发现了36亿年前后的岩浆活动
，这些都是新疆古老陆核形成的证据 。

3.古陆核增生——原始古陆形成

围绕着古老陆核，地壳不断增生扩大而发展为原始古陆
。

地壳运动的基本概念。物质总是在不停地运动 ，没有不运动的物质
，也没有物质不运动 。地壳也是如此，它总是在不停地运动着 ，既有破坏又有增生和发展
，有时强烈（突变）有时缓慢（渐变）。这种运动被称为地壳运动
。广义地讲是指地壳内部物质的一切物理的和化学的运动，其中包括地壳的变形
、变质和岩浆活动等；狭义的理解主要是由于地球内力作用所引起的地壳隆起、坳陷和各种构造形变（褶皱 、断层等）的形成及岩浆活动等。地质学家常把地壳运动的强烈（突变）期称为构造运动 ，有的学者把这一事件也称为构造－热事件 。

新疆原始古陆的形成
。从新太古代（28亿～25亿年）－古元古代（25亿～18亿年），我国曾发生过多次的地壳突变
，如25亿年的阜平运动、24亿年的五台运动
、18亿年的中条（吕梁）运动，并伴随有相应的岩浆侵入 ，如五台运动的钾质花岗岩一般年龄为24亿～23.5亿年。新疆库鲁克塔格地区的蓝石英片麻状斜长花岗岩、石英闪长岩获24.87亿年年龄值
，似乎可与阜平 、五台运动相比 。在新疆称辛格尔运动时，使元古宙地层不整合覆于太古宙地层之上 ，使古陆核进一步固结增生
、扩大并逐渐发展为原始古陆
。

地质学家在极其艰苦的环境中一次又一次地考察、探索 、追寻那远离我们已十分久远的新疆大地的容貌。在茫茫荒漠和崇山峻岭中
，在千头万绪
、支离破碎的地质遗迹中去寻找那些能反映新疆大地当年容貌的蛛丝马迹 。他们终于有了新的发现，初步证实了古元古代（18亿～25亿年）时期 ，新疆大地曾发生过两次重要的变质作用和地壳增生事件
，一次发生在22亿～23亿年，其证据是在阔克苏地区的元古宙花岗岩的Sm-Nd模式年龄大都在22亿～23亿年间 ，说明有一次壳幔分异事件
。另一次发生在大约20亿～18亿年间
，曾经有过一次较大的区域变质作用。这一结论可由该区的片麻状花岗岩Rb-Sr全岩等时线年龄20亿～18亿年，锆石U-Pb年龄20.71亿年 ，以及灰色片麻岩的Rb-Sr全岩等时线年龄20亿～18亿年等数据得到证实 。后来“九五
”期间国家305项目在侵入托格拉克布拉克杂岩的红卫庄花岗片麻岩中，获得19亿年左右的U-Pb年龄也支持了上述结论
。这些反映了古元古代时（25亿～18亿年）围绕着古老的陆核
，地壳不断增生发展为原始古陆的事实。由于太古宙—古元古代，经历了漫长的地质历史及强烈的构造变动 ，原始构造已基本消失
，只能根据这些零星的信息，推断所谓的原始古陆可能就是“潘基亚Ⅰ”泛大陆的组成部分 ，也是新疆大陆的古老基底 。

4.原始古陆的裂解

所谓“分久必合、合久必分 ”
，这可能是物质运动的一种表现形式。

新疆的这些古老的原始古陆陆块不少再次为茫茫大海所淹没
。地质学家曾在伊犁－赛里木地块之上发现了一套含叠层石化石的灰岩 、镁质碳酸盐岩及单陆屑岩组成的中—新元古代的稳定型沉积，覆盖在变质较深的古元古代变质基底之上 ，可称为被海水淹没的古陆。根据其中所含的叠层石化石及岩性特征分析
，属于滨－浅海环境沉积 。类似的情况在全疆不少地区都有所发现，证明当时的新疆又是一片汪洋大海
。尽管它们现在早已消失得无影无踪 ，但地质历史的遗迹已为它们留下了铁的证据。另一类型为活动型沉积
，反映当时古陆已被完全撕裂而形成大洋 。地质学家把代表大洋环境中所形成的一套特殊的岩石组合称为蛇绿岩套，尽管这些曾经分割各陆块上千千米甚至更宽的大洋现已消失殆尽 ，但是人们总能通过大洋消亡时留下的蛇绿岩或蛇绿混杂岩等残片去追索它当年的容貌
。

新疆大陆在中元古代（18亿～10亿年前）时曾经多处发生过裂解，有的由裂谷发展为大洋
，把原来统一的大陆分割得支离破碎。最明显的大洋有两条，一条称为元古南天山洋
、一条称元古昆仑－阿尔金洋 。前者位于塔里木北缘（现在位置） ，从古元古代末期（18亿年前）至中元古代早期（18亿年后）大陆开始裂离
，形成裂谷
。裂谷的进一步拉伸形成大洋，以16.63亿年的阿克苏群的蓝片岩及15.7亿年的长阿吾子沟蓝闪石钠长片岩及蛇绿岩残片为代表 ，向东延至北山一带（现在位置）
，海水渐浅形成半封闭式海盆。中－新元古代，元古南天山洋萎缩并向北俯冲消减 ，形成中天山一带的陆缘活动带
，元古宙末期浩瀚的元古南天山洋消亡封闭，使北部的伊犁地块又一次与南部的塔里木古老地块汇集一体 。

元古昆仑—阿尔金洋位于塔里木南缘（现在位置） ，中元古代（18亿～10亿年）继承了古元古代的活动性、地壳拉张裂离
，在中元古代早期长城系中发现有反映地壳拉张时形成的细碧－角斑岩建造，东延至阿尔金山一带有强烈的双峰式火山喷发 ，蓟县纪早期（13亿～14亿年左右）发育有被肢解的蛇绿岩，反映了地壳由于拉张形成裂谷进而发展为大洋盆地
。

蓟县纪（10亿～14亿年）末期的阿尔金山运动
，是一次极其重要的元古宙聚合碰撞运动，使元古昆仑－阿尔金洋闭合 ，并使中元古代（10亿～18亿年）地层强烈变形和发生绿片岩相变质作用
，同时有造山期片麻状花岗岩侵入。未变质的浅海—滨浅海相的稳定型沉积不整合覆于下伏地层之上 。此时全疆的海侵范围不但大大缩小而且海水更浅。昔日气势磅礴的大洋已形影无踪
。西昆仑 、东天山
、北阿尔泰、祁曼塔格及塔西南等都隆起为陆，遭受剥蚀。这正是全球联合古陆——罗丁尼亚（Rodinia）超大陆的形成时期（图1-9-1） 。

5.“罗丁尼亚”（Rodinia）超大陆的形成与分裂

古人云：“瞎子摸象
”摸到大象的腿就认为大象像一根棍子 ，另一个摸到了大象的耳朵又说大象像把扇子
，其实大象不像棍子也不像扇子，大象就是大象
。所以我们探索新疆大地构造特征及其发展演化时 ，必须与全球构造相结合
，否则我们就会成为井底之蛙，不可能了解新疆大地发展演化的真实面貌。毕竟新疆大陆是全球大陆的组成部分 ，相对而言
，不管她是多么的微小，她的发展演化必然受控于全球构造的发展演化 。

20世纪90年代以来 ，随着格林威尔造山事件的全球性概念的建立，McMenamin（1990）首次提出罗丁尼亚（Rodinia）联合大陆的概念
，指新元古代早期形成的后大陆，后来其他学者在实践中不断完善
。Hoffman(1991)和澳大利亚学者李正祥（1995）认为罗丁尼亚联合大陆是在11亿年前晚格林威尔造山事件中形成的 ，Dalziel(1992)通过对早寒武世基底岩系的研究
，认为罗丁尼亚联合古陆的裂解发生在5.77亿年前。但多数学者通过古气候 、古冰川、古地磁及同位素年龄数据等资料，主张该大陆的裂解可能发生在7亿年 。

20世纪80年代苏联学者ю.А.扎依采夫根据对哈萨克斯坦乌鲁套－贴尔斯克一带的研究 ，确立了距今10.5亿年左右的造山运动的存在
，并命名为伊塞东运动，认为可与格林威尔运动相比 ，后来的研究不断丰富和发展了这些观点
，并推测伊塞东运动后形成了包括萨彦岭和蒙古高原在内的广袤的哈萨克斯坦－天山地台（大陆）
。

如上所述，当新疆原始古陆裂解而形成的元古南天山洋及元古昆仑—阿尔金洋消亡闭合后 ，新疆除了一些隆起的古陆外几乎都为滨浅海或陆表海所淹没
，茫茫大洋已不复存在，这次海陆变迁的运动大约发生在10亿年左右 ，在新疆称为阿尔金山运动，因为这里表现得十分明显
，未变质的稳定型浅海相沉积不整合于下伏变质岩系之上。

近年来在阿尔泰地区也有类似的报道（张传林等，2003） ，即变质较深的古—中元古代地层之上为轻微变质或未变质的震旦系所不整合覆盖
，推测这一不整合可能代表10亿～8亿年的强构造事件并可与格林威尔运动大致对比 。

据陆松年等（1998）的研究，认为甘肃北山
、柳园和柴达木北缘分别存在两条元古宙末期的榴辉岩、花岗片麻岩带
。柳园花岗片麻岩单颗粒锆石U-Pb年龄为8.8亿年 、榴辉岩为8.6亿年；柴达木北缘花岗片麻岩为9.5亿～8.7亿年；敦煌大泉沟同构造期的伟晶岩为9.13亿年 ，根据对这些由于在碰撞作用下所形成的岩石资料分析
，说明塔里木
、华北、柴达木地块在新元古代早期曾有过一次汇聚作用而形成统一大陆，包括扬子地块在内 ，任纪舜等称为古中国地台
，这可能就是全球罗丁尼亚联合古陆的组成部分。

从南华纪—震旦纪冰碛岩和寒武系底部的含磷沉积广泛分布于新疆 、华南
、华北以及中亚和西伯利亚等地来看，不能不承认元古宙末期确实存在一个包括中—东亚在内的联合古陆——罗丁尼亚古陆 。不少科学家认为新元古代晚期（8.5亿年左右）—早古生代早期（5.2亿年左右）浅水碳酸盐岩沉积、大型磷矿的聚集及冰川沉积广泛覆盖在前寒武纪克拉通之上 ，如西伯利亚 、华南
、印度、哈萨克斯坦及新疆 、蒙古等
，以及相似的情况也见于北美
、西非和澳大利亚等地，反映它们当时均处于低纬度区内 ，并认为这是广泛的被动大陆边缘，是晚元古代（10亿年左右）超大陆（罗丁尼亚联合古陆）存在的证据。

南华纪（8亿～6.8亿年）—震旦纪（6.8亿～5.4亿年）
，罗丁尼亚古陆开始裂解
。在新疆的库鲁克塔格地区可见三个冰期（贝义西、特瑞爱肯 、汗格尔桥克）同时在巨厚的含有冰碛砾石层的浊碛碎屑岩中伴随有碱性火山喷发，这是古陆正在裂解形成裂谷的象征。

N.EylsC.Young(1994)从地球动力学对冰川作用的制约研究认为 ，每次超大陆的解体
，都会出现一次大规模的冰川活动 。如以休伦冰期为代表的古元古代早期冰川作用分布于北美的加拿大、南非
、澳大利亚等地
。罗丁尼亚超大陆形成后大约在8亿～6亿年间开始产生的裂谷作用形成了三次冰期，南澳的斯图特冰期和马临诺冰期分别相当于我国扬子和塔里木地块上的长安和贝义西冰期 ，南托冰期和特瑞爱肯冰期
，而罗圈或汗格尔桥克冰期可能为第三冰期，与澳大利亚的庞德石英岩底部的杂砾岩层相当。说明我国的扬子－塔里木地块在新元古代时可能与澳大利亚东南极拼接在一起并与北美接近（张慧民 ，1993年） 。赫拉斯克娃（1988年）提出6.2亿～5.7亿年是“罗丁尼亚”古陆解体的高峰期
，在东冈瓦纳形成裂谷系，该裂谷部分还保留在现在哈萨克斯坦－北天山陆块的边缘 ，形成地堑相组合——类磨拉石、类冰碛岩
，双峰式火山活动，这与新疆库鲁克塔格地区所见基本一致 ，并认为这期裂谷作用使塔里木 、锡尔河－乌鲁套－北天山（哈萨克斯坦）
、准噶尔－巴尔喀什等地块从东冈瓦纳边缘分裂，后于寒武纪早期5.3亿年左右部分形成洋盆
，与东冈瓦纳彻底分开并向北漂移
。新疆北准噶尔的洪古勒楞发现有6.2亿年的蛇绿混杂岩带，说明拉开的时间更早 ，不过从新疆西准噶尔唐巴勒发现的4.8亿～5亿年的蛇绿岩、东准噶尔阿尔曼太4.9亿年的蛇绿岩及南天山4.2亿年等的蛇绿岩看
，奥陶纪（4.8亿～4.4亿年）是大洋形成和发展的主要时期，“罗丁尼亚古陆再次解体使新疆大陆又为茫茫大洋（古亚洲洋）所吞没。

中国海相地层区划及其基本特征

1.密歇根盆地

密歇根盆地位于北美克拉通内部 ，基底为前寒武系变质结晶岩系
，由衰退裂谷演化而来 。盆地平面呈圆形，剖面为碟形；沉积厚度约4500m ，主要由寒武系—奥陶系 、志留系
、中下泥盆统、密西西比系和宾夕法尼亚系5套岩系组成；岩性以碳酸盐岩和蒸发岩为主
，次为页岩和砂岩；为海岸和陆架沉积，其中志留系蒸发岩和塔礁发育
。

2.塔里木盆地

据贾承造等（1995）研究 ，盆地基底为前震旦系变质结晶岩系。盆地盖层经历了震旦纪—奥陶纪 、志留纪—石炭纪
、二叠纪、三叠纪 、侏罗纪—古近纪
、新近纪—第四纪6个演化阶段 。在震旦纪—奥陶纪时期
，塔西为克拉通内坳陷，沉积了一套浅水碳酸盐岩组合 ，塔东为库鲁克塔格-满加尔坳拉槽；志留纪—石炭纪时期，盆地主体为克拉通内坳陷
，部分为克拉通边缘坳陷；其中志留世时期，克拉通内坳陷中沉积了陆棚-滨岸相砂泥岩 ，厚度为1200m左右
，岩性及厚度较均一；泥盆纪时期，主要为克拉通内坳陷 ，沉积了滨海相-陆相碎屑岩
，厚度为1000～1600m，岩性和厚度稳定 ，仅塔西南为克拉通边缘坳陷
，沉积了陆棚与三角洲相砂岩夹白云岩、生物灰岩；石炭纪时期，盆地北部为弧后前陆隆起带 ，南部为克拉通内坳陷
，为台地相及潮坪相沉积，塔西南为克拉通边缘坳陷 ，沉积了陆棚与台地相碎屑岩和碳酸盐岩；二叠纪时期，盆地中央为克拉通内裂谷盆地
，充填了褐色砂泥岩夹火山岩及凝灰岩，塔西南为克拉通坳陷潮坪—河流三角洲砂泥岩夹灰岩沉积；三叠纪时期 ，受古特提斯洋的闭合碰撞作用
，塔里木盆地处于挤压环境，沉积范围缩小 ，有库车前陆坳陷 、塔北前陆冲断带和中部克拉通挤压挠曲盆地
，主要沉积为湖泊与三角洲相砂泥岩夹砾岩及煤线；侏罗纪—古近纪时期，仅塔西南有残留海相沉积 ，可能为板内均衡调整形成克拉通内部沉降型坳陷
，其余地区为陆相碎屑岩夹煤层沉积；新近纪—第四纪时期，受印度板块与欧亚板块的碰撞 ，塔里木地区受挤压抬升
，造成克拉通内活化成山前盆地和山间盆地
。

3.四川盆地

四川盆地位于扬子地台西缘，形态呈菱形。盆地基底为前震旦系变质岩 。盆地在震旦纪—三叠纪时期 ，为扬子台地克拉通盆地的一部分。在震旦纪—奥陶纪时期，主要沉积了一套台地相碳酸盐岩和陆棚相泥页岩夹泥灰岩
，其中震旦系白云岩中发育暴露溶蚀的雪花状构造、葡萄状构造，几乎遍布全盆 ，显示其浅水沉积特征
，由于受加里东运动的影响，盆地主体缺失志留系到石炭系沉积
。二叠纪时期 ，盆地沉积了台地相碳酸盐岩夹少量泥岩
，并见生物礁沉积，厚度400～800m ，岩性和厚度稳定。三叠纪时期
，盆地为过渡相和台地相碎屑岩及碳酸盐岩沉积 。三叠纪后期，受印支运动影响 ，盆地整体萎缩
。到侏罗纪时期
，盆地演变为陆相沉积。

从四川盆地的沉积演化来看，盆地是一个古生代和中新生代多期叠置的盆地 ，也是一个横向上复合的克拉通盆地 。

我国地质学家（汤良杰，1994；王玉新
，1994；刘和甫等，1996）对中国三大克拉通盆地（华北
、扬子、塔里木盆地）沉积充填特征分析发现 ，在内克拉通盆地中
，相对于全球相对海平面变化，在低水位体系域时以陆源碎屑沉积为主 ，高水位时则为碳酸盐台地；随盆地基底抬升的影响
，浅水碳酸盐岩转化为蒸发岩
。在边缘克拉通盆地中，主要为滑塌角砾岩 、浊积岩等深水-半深水重力流沉积。

地层学是地质学的重要基础学科 ，它为近代地质学的建立和发展
，包括石油地质学等分支学科的建立和发展，发挥了十分重要的作用 。地层区划则是在多重地层学的基础上 ，对区域性地层特征的综合和总结
。地层的形成是地球内
、外地质作用的综合产物
，决定区域地层特征和变化的基本因素是：地壳活动性（大地构造）、古地理特点 、古气候条件
、古生物变化，其中地壳活动性特点是主导因素。我国自20世纪50年代末开始根据上述原则进行全国地层总结和区划工作 ，并将区划等级体制确定为地层大区、地层区 、地层分区
、地层小区4个等级 。其中地层大区通常与Ⅰ级大地构造单元和古生物区一致，可能包括不同沉积类型的地层区
，大区边界一般为板块结合带或大断裂带
。而地层区则为受同一大地构造单元控制的、大范围的 、稳定型沉积区或不稳定型沉积区，其边界是不同类型的区域构造边界 ，也可以是俯冲带或大断裂带。

目前
，我国的地层综合研究和区划工作已取得巨大成绩，而且根据我国的地质特点 ，大部分地区是以海相地层为主体进行划分的
，这就为我国海相地层的研究提供了十分有利的条件 。通常将我国地层划分为7个地层大区（图2-1）和若干地层区
、地层分区，不同地层大区的基本特征简述如下。

图2-1 中国地层区划略图

2.1.1.1 北疆地层大区

本大区南部以南天山板块结合带为界 ，与塔里木-南疆地层大区相邻
，包括阿尔泰、北准噶尔 、南准噶尔-北天山及伊犁4个地层区，主要由显生宙地层组成 ，以上古生界分布最广
，中新生代地层以准噶尔盆地最为发育，前南华纪地层仅见于阿尔泰、伊犁地层区
。寒武纪的古生物地理区属西伯利亚大区 ，奥陶纪属南部大区，志留纪—二叠纪均属北方大区的中亚-蒙古区
，三叠纪则属劳亚大陆中部区（表2-1，以下同）。其沉积特征在二叠纪前以海相沉积为主 ，除伊犁地层区的南华纪
、震旦纪及早古生代有部分稳定型沉积外
，其余地区均以过渡型或活动型碎屑岩及碎屑岩-火山碎屑岩沉积为主，吐哈盆地可能有稳定型的古生代碳酸盐岩沉积地层发育 。

表2-1 中国不同地质年代的古生物地理分区

2.1.1.2 内蒙古—兴安地层大区

本大区南部以西拉木伦板块结合带为界 ，与华北地层大区相邻
，包括额尔古纳、兴隆 、东乌
、锡林浩特-哈尔滨、伊春 、佳木斯
、完达山7个地层区
。中新生代陆相地层及火山岩较发育，古生代地层出露相对较分散 ，前南华纪地层集中出现在额尔古纳及佳木斯地区
，海相地层主要发育于晚二叠世前，但在完达山区的晚三叠世—侏罗纪有海相地层发育。本区的古生代地层主要以过渡型及活动型碎屑岩及碎屑岩-火山碎屑岩沉积为主 ，松辽平原的泥盆纪—石炭纪有部分稳定型地层发育 。古生物地理区特点与北疆大区相似
，仅奥陶系属南部大区的欧洲-中国区，而三叠系属劳亚大区的北部区
。

2.1.1.3 塔里木—南疆地层大区

本大区南部以阿尔金大断裂为界 ，与华北、华南及祁连-昆仑-西秦岭地层大区毗邻，包括中南天山-北山 、塔里木
、西昆仑、喀喇昆仑4个地层区。本区地层发育完整
，自太古宙至新生代都有沉积纪录，以稳定型沉积为主 ，南 、北边缘为过渡型地层 。前南华纪地层主要出露于塔里木盆地的南北部分
，其中以库鲁克塔格地区发育最为完整，研究程度较高
。太古宙地层具早前寒武纪表壳岩特征 ，古元古代至中元古代早期的岩石组合类型较复杂
，中元古代晚期至青白口纪以稳定型—过渡型碳酸盐岩组合为主。南华纪地层在库鲁克塔格地区发育较好，主要由杂砂岩及冰碛岩组成 ，具华南大区南华纪地层特点
，与下伏地层为不整合接触，震旦纪地层亦为稳定型的碳酸盐岩组合 。早古生代沉积以塔里木陆块为核心 ，以稳定型碳酸盐岩沉积为主
，东端部分出现过渡型沉积，南
、北边缘分别为西昆仑及天山过渡型或活动型碎屑岩及火山岩沉积
。晚古生代的泥盆纪地层仅见于中南天山-北山地区 ，以过渡型碎屑岩为主。石炭纪海侵扩大，遍及全区
，以稳定型碳酸盐岩-碎屑岩沉积为主，边缘部分仍为过渡型沉积 。二叠纪开始全区绝大部分地区转化为陆相碎屑岩沉积。中、新生代陆相地层主要分布于塔里木内陆盆地
。早古生代的古生物地理区 ，分属于亚澳生物大区 、南部生物大区和东部特提斯大区
，泥盆纪、石炭纪均属特提斯大区。

2.1.1.4 祁连-昆仑-西秦岭地层大区

本大区呈钝三角形介于塔里木-南疆与华北地层大区之间，以大断裂相区别 ，南缘以玛沁板块结合带为界与华南地层大区相邻
，其中包括东昆仑-西秦岭和祁连地层区，总体特征以过渡及活动型地层为主 ，稳定型沉积相对较少 。前南华纪地层集中分布于南昆仑及西秦岭
。早古生代地层在柴达木盆地西北缘有部分稳定型碳酸盐岩组合发育
，其余地区为过渡型—活动型沉积。晚古生代的地层分布较广，变化也较大 ，泥盆系在柴达木盆地周缘为过渡型海
、陆互相的碳酸盐岩-碎屑岩组合
，祁连北缘为陆相磨拉石沉积，厚度均较大 。石炭系为稳定型碳酸盐岩沉积 ，但海侵的结束时期各地不一，祁连北部结束于石炭纪
，中、南祁连及昆仑地区结束于早二叠世，而在中 、南祁连东端和西秦岭地区 ，早
、中三叠世仍为海相碳酸盐岩地层
，直到晚三叠世才告结束
。中、新生代陆相地层主要分布于柴达木盆地和其他小型盆地中。其古生物地理特点和塔里木-南疆地层大区一致，三叠纪则属劳亚大陆大区的中部区 。

2.1.1.5 华北地层大区

本大区位于祁连-昆仑-西秦岭地层大区以东 ，南邻华南地层大区
，均以大断裂为界
。它是我国面积较大 、地层发育齐全
、以稳定型沉积为主、研究程度较高的地层大区，其中包括阿拉善 、内蒙古草原
、晋冀鲁豫3个地层区。其中阿拉善仅有前寒武纪变质岩系和侏罗纪陆相地层 ，内蒙古草原区在晚二叠世前均为过渡-活动型沉积
，晋冀鲁豫区则以稳定型地层为主 。前南华纪地层分布较广，其中太古宙及古元古代地层在全区有较多的出露 ，变质程度不一
，原岩类型复杂，包括碎屑岩、火山-碎屑岩和碳酸盐岩等多种组合
。沉积类型以过渡型 、活动型为主 ，甚至可能有稳定型存在。中元古代—新元古代早期地层，在本区很有特色
，除内蒙古草原及阿拉善区为过渡型地层外，其余大部分地区以稳定型沉积为主 。长城系和蓟县系主要分布于燕辽
、豫陕以及辽东铁岭地区 ，除长城纪早期地层在豫陕地区为过渡型的火山岩系（熊耳群）外
，其余地区均为准稳定型的碳酸盐岩及碎屑岩组合。青白口系的分布进一步扩大，除燕辽地区外 ，在华北南缘、徐淮 、鲁西、鲁东及辽东地区
，均为稳定型的碎屑岩和碳酸盐岩组合，这些地层与古元古代地层均为不整合接触
。新元古代地层在本区大部分地区缺失 ，其中南华系出现于豫西
、徐淮、鲁东 、鲁西
、辽东等东南边缘地区
，大部分为稳定型沉积。震旦纪地层的分布范围更小，仅见于豫西、徐淮和辽东等地 。晋冀鲁豫区的早古生代海侵从筇竹寺晚期开始 ，早期以泥质岩为主
，中寒武世至早奥陶世为大范围的稳定型碳酸盐岩沉积，中晚奥陶世地层仅见于西南缘部分地区
。而后经历了志留纪—泥盆纪的漫长暴露 、剥蚀过程 ，直到晚石炭世才开始晚古生代海侵，从早二叠世山西期开始
，海水逐渐退出，从而结束了本区的海相沉积历史。晚二叠世—三叠纪陆相地层分布范围遍及华北地区 ，从侏罗纪开始缩小到鄂尔多斯地区
，早白垩世后有所扩大 。古生物地理区与昆仑-西秦岭地层大区一致
。

2.1.1.6 华南地层大区

本大区包括华南大部分地区，北部以玛沁及商城-桐城板块结合带为界 ，西南以空喀拉-澜沧江板块结合带为界与藏滇地层大区相邻。古生物地理区与塔里木大区相似
，三叠纪则属特提斯大区 。区内构造演化历史复杂，地层沉积类型多样 ，研究程度不一
，划分为羌北-昌都-思茅
、巴颜喀拉、南秦岭-大别山 、扬子
、东南5个地层区，各具不同特点 ，分述如下
。

（1）羌北-昌-都-思茅地层区

位于华南地层大区以西
，呈弧形地跨西藏、青海 、云南3省（区）。前寒武纪地层仅在昌都附近出露，中
、新元古代地层有零星分布 。早古生代也仅有奥陶纪、志留纪地层少量出露 ，以过渡型的碎屑岩组合为主
。晚古生代地层分布较广，羌北 、昌都地区与下古生界呈不整合接触
，它们以稳定型碳酸盐岩-碎屑岩组合为主，南、北边缘分别出现宽度不大的过渡型—活动型的含火山岩复杂岩系。中生代地层发育和分布均较复杂 ，三叠纪地层以海相为主
，早
、中三叠世地层多为过渡型碳酸盐岩-碎屑岩组合，早三叠世地层在部分地区缺失 ，思茅地区可能为稳定型沉积 。晚三叠世地层除羌北地区外
，多为厚度较大的含大量砾屑的磨拉石沉积，与下伏地层为不整合接触。侏罗纪地层在羌北-昌都西部为海相稳定型—过渡型的碳酸盐岩-碎屑岩组合 ，东部以陆相碎屑岩为主
，而在思茅地区则为海-陆交互相的碎屑岩-碳酸盐岩组合，白垩纪开始才全部为陆相地层所代替
。

（2）巴颜喀拉地层区

位于羌北-昌都地层区以东 ，扬子地层区以西
，跨越川、滇 、青
、藏4省（区），呈倒三角形分布 ，以三叠纪地层广泛分布为特色。前寒武纪地层分布零星，仅见于东南端的川、滇边境
，以中 、新元古代的变质岩系为主 。早古生代地层出露也较少，亦见于东端的川
、滇地区 ，地层层序不完整
，可能包括稳定型、过渡型两种类型
。晚古生代地层相对较发育，存在多种地层类型 ，以过渡型的碳酸盐岩-碎屑岩组合为主
，次为活动型的以火山-碎屑复理石组合的地层，它们大都沿甘孜-理塘 、炉霍-道孚等大断裂发育 ，稳定型的碳酸盐岩组合相对较少
，仅见于金沙江东岸的巴塘地区，松潘-阿坝地区也可能存在。三叠纪地层在本区分布最广 ，类型复杂
，厚逾万米，以海相为主 ，晚期部分地区向陆相过渡，与上
、下地层均为不整合接触 。在甘孜-理塘大断裂以东
，以过渡型的碎屑复理石为主，以西包括过渡型和活动型两类 ，后者中含大量中、基性和酸性火山岩
。陆相的侏罗纪 、白垩纪地层分布较零星
，新生代地层也相对较少，多见于可可西里以及滇西地区 ，多与断陷盆地有关。

（3）南秦岭-大别山地层区

位于华南地层大区北缘 。前寒武纪地层分布较广
，其中太古宙—古元古代早期地层集中见于大别山区，属变质杂岩中的变质表壳岩系 ，古元古代晚期至新元古代早期地层主要见于大别山及南秦岭（鄂北
、陕南、豫西）地区
，多属变质的过渡 、活动型碎屑岩-碳酸盐岩及火山-沉积岩组合
。南华系及震旦系主要分布于南秦岭地区，前者为活动型的火山-碎屑岩组合 ，后者为稳定型的碳酸盐岩-碎屑岩组合。古生代地层亦多见于南秦岭地区
，下古生界以过渡型的砂泥质及碳酸盐岩组合为主，早寒武世及志留纪地层中黑色硅、泥质岩组合较发育 。上古生界以海相稳定型碳酸盐岩-碎屑岩组合为主 ，部分为过渡型沉积
。三叠系没有分布，侏罗系及更新的陆相地层
，仅见于中
、小盆地中。

（4）扬子地层区

呈东西向勺状分布的扬子地层区，是我国稳定型海相地层分布范围广、厚度大 、年代较长的地区之一 。太古宙—古元古代地层分布零星 ，中—新元古代早期地层多见于江南及康滇隆起区
，均为变质程度不等的以碎屑岩为主的过渡
、活动型地层。新元古代晚期的南华系和震旦系是很有特色的，前者由稳定型的碎屑岩及冰碛岩组成 ，与下伏地层呈不整合接触
，后者以厚度较大的镁质碳酸盐岩为主组成
。早古生代早中期地层也以稳定型碳酸盐岩为主，广泛发育 ，志留纪开始为碎屑岩所代替
，晚期经历了一次强烈的升降运动，形成明显的间断剥蚀。泥盆纪、石炭纪海侵是从周边开始的 ，二叠纪覆盖全区
，直至晚三叠世晚期，才结束本区以碳酸盐岩为主的稳定型海相地层沉积历史 。晚三叠世晚期（瑞替克期）至新生代的陆相地层 ，集中分布于四川 、江汉及苏北盆地中
。下扬子地层区宁
、芜地区的中侏罗世—晚白垩世，有大量中、酸性火山岩地层发育。

（5）东南地层区

前南华纪地层集中分布于闽 、浙
、赣交界的武夷山区
，云开地区也有出露，以古、中元古代变质程度不同的碎屑岩系为主 。南华系及震旦系在其外围出现 ，此外
，也见于扬子地台东缘的湘黔桂地区，它们的特征与扬子地层区明显不同 ，以过渡型的碎屑岩-硅质岩组合为主
。湘黔桂地区的南华系
，厚度大，岩性特殊 ，多认为是大陆边缘的冰海沉积物。早古生代地层亦以过渡型的炭泥质岩—碳酸盐岩组合或碎屑岩组合为主
，浅变质，常出现复理石沉积 ，奥陶纪后逐渐褶皱隆起 。晚古生代海侵是由南而北推进的
，绝大部分地区与下伏地层为不整合接触
。泥盆纪地层在扬子区东南缘的滇 、黔
、桂、湘，形成北西向及北东向的浅水碳酸盐岩与深水硅泥质岩相间分布的格局 ，闽 、粤、赣地区，多未接受沉积。石炭纪海侵继续扩大
，为稳定型碳酸盐岩组合 。二叠纪海侵遍及全区，滇
、黔、桂 、湘
、赣地区 ，仍为碳酸盐岩与硅泥质岩相间分布的格局
，闽、赣 、粤地区为稳定型的碳酸盐岩-碎屑岩组合
。早
、中三叠世在滇、黔 、桂（右江）地区的情况特殊，在不大的范围内 ，形成厚度较大的稳定型-过渡型的碳酸盐岩及碎屑复理石岩
，其余地区为稳定型—过渡型的碳酸盐岩-碎屑岩组合，但多数地区保存欠佳。中三叠世末 ，本区经历了一次强烈的构造运动
，晚三叠世—早侏罗世的稳定型海
、陆交互相地层以不整合覆于前期地层之上，闽、粤沿海的早侏罗世 ，仍有海相地层出现 。中侏罗世开始的陆相地层
，主要分布于断陷盆地中，晚侏罗世—早白垩世 ，东南沿海为大面积 、厚度巨大的中
、酸性火山岩组合所覆盖。

2.1.1.7 藏滇地层大区

位于西南高原的藏滇地区，是我国中生代海相地层最为发育的地区
，但研究程度相对较低，主要区分为羌塘、冈底斯-腾冲和喜马拉雅3个地层区 ，藏南错那县以南的国境线附近
，有小范围的属于印度地层大区的新生代地层出露
。前寒武纪地层零星出露，以中 、新元古代地层为主 ，大都为过渡型沉积
，新元古代早期普遍有变质砾岩出现，是否为冰成岩系 ，尚有不同意见。早古生代地层主要出露于喜马拉雅山北麓及滇西保山地区
，其他地区仅零星分布，主要为连续的稳定型碳酸盐岩-碎屑岩组合 ，保山地区的寒武纪可能属过渡型地层 。晚古生代地层分布较广
，沉积类型以稳定型、过渡型为主，保山地区石炭纪
、二叠纪有活动型地层出现 ，多为碳酸盐岩-碎屑岩组合，喜马拉雅北也为稳定型地层
。古生物反映出的沉积环境
，也可分为暖温型（特提斯型）、冷温型（冈瓦纳型）及冷暖交替型。本大区是我国中生代海相地层最为发育的地区，也是构造活动十分强烈的地区 ，伴随着新特提斯洋的发展演化
，地层沉积类型复杂多变，以过渡型 、活动型碳酸盐岩-碎屑岩组合为主 ，各类火山岩均有发育
，碳酸盐岩组合的稳定型地层仅见于北喜马拉雅地区 。新生代地层仅出现于小型陆相盆地中，冈底斯以南的早期尚有部分海相地层出现
。

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