從反奧陶紀電影好看嗎

『壹』 奧陶紀原型盆地

塔里木盆地奧陶紀原型盆地最顯著的特徵為：北部發育克拉通邊緣撓曲盆地、主體區為克拉通內撓曲盆地、塔西南邊緣克拉通邊緣撓曲盆地向前陸盆地的轉化。相對於寒武紀，盆地單元的展布格局由南北向展布轉向東西向展布。

（一）北部發育克拉通邊緣撓曲盆地

西昆侖地區形成於島弧構造背景的中酸性侵入岩和火山岩，同位素年齡集中在(494～449)Ma（O₁—O₃），以及庫魯克塔格地區花崗岩類岩體的同位素年齡集中在(490～435)Ma（O₁—O₃）表明塔里木板塊在早奧陶世發生了構造反轉，即由寒武紀伸展拉張轉向擠壓斂合，在塔里木地塊北部開始發育克拉通邊緣撓曲盆地。

興地斷裂仍然是克拉通邊緣坳陷撓曲盆地與塔北被動大陸邊緣盆地的邊界。其北側在早奧陶世具有岸外海台性質，發育巨厚的開闊台地—陸架沉積；至中奧陶世發育厚110m的非常穩定的淺海碳酸鹽台地沉積。隨著南天山洋盆的擴展，塔北被動大陸邊緣逐漸發育成熟，寬度增大。北天山洋盆的消減，加快了南天山洋盆的擴展，這與南天山洋盆處於中天山島弧之後，弧後擴展作用有關。

從中奧陶世一間房組構造古地理圖可看出，塔里木盆地在基底隆起的基礎上，組建早、中奧陶世的碳酸鹽台地。塔北與塔中之間上奧陶統具相反方向的前積，均有台緣斜坡和陸架邊緣斜坡，具較強的沖刷、侵蝕和明顯的濁積水道切割和充填體，可反饋滿參1井以西為阿瓦提-滿加爾隆間坳陷盆地的中心部位，向西其沉積物應與柯坪中、上奧陶統相當，屬塔里木陸塊西部大陸邊緣沉積。

（二）主體區為克拉通內撓曲盆地

早奧陶世盆地格局基本繼承了寒武紀的面貌（圖2-2-4、圖2-2-5）。北昆侖洋開始消減，其北側的塔西南被動大陸邊緣仍發育，與盆地東南緣相鄰的祁漫塔格一帶形成半深海—深海海槽。南天山洋盆繼續發育，東部洋殼開始俯沖。盆地內部台緣斜坡變寬；塔西克拉通內坳陷沉積厚度增大；塔東克拉通邊緣坳陷仍為欠補償坳陷。

早奧陶世末的構造運動在盆地內部表現明顯。其成因可能與北昆侖洋、阿爾金洋、北天山洋開始俯沖有關。伴隨該期運動，盆地內形成了塔中、瑪南與和田三個雁列狀的隆起或低凸起（塔北隆起也初具隆起顯示）。塔中地區塔中12、塔中162、塔參1等井揭穿上奧陶統而進入下奧陶統，中間缺失中奧陶統大坪階、達瑞威爾階和上奧陶統艾家山階下部，確證了上、下奧陶統之間存在不整合。張師本和盧輝楠（2000）對瑪扎塔克地區奧陶系的研究也表明中奧陶統砂屑灰岩段與上奧陶統鮞粒灰岩段之間有一個不整合面，其間缺失中奧陶世晚期至晚奧陶世早期地層（五個化石帶）。在滿加爾坳陷盆地相區，中、上奧陶統與下奧陶統灰岩之間存在明顯的底超關系，證明早奧陶世末存在構造運動。這表明早奧陶世末期、中奧陶世末期與晚奧陶世末期都有地殼抬升作用，且強度愈來愈大。

中奧陶世盆地格局發生了較大變化（圖2-2-6）。緣於北昆侖洋的消減與阿爾金溝-弧-盆體系的消亡，擠壓的發生直接導致了克拉通內撓曲盆地的形成，並導致了阿爾金北緣地區與羅布泊地區褶皺隆起，成為滿加爾坳陷的重要物源，例如導致大型海底扇沉積體系的出現；另一方面，沿阿爾金帶的聚斂活動，可能具有左行扭動性質，民豐北斷裂等發生走滑沖斷活動，導致塔中、瑪南低凸起的繼續發育，此外，也導致了古城鼻隆開始形成，上述3個NWW向凸起呈雁列展布，增加了盆地內部地形起伏程度。克拉通內撓曲盆地的形成具體變化還表現在台緣斜坡變窄，且向西大幅度遷移100km以上，斜坡帶向南過塔中後轉為NE-SW向，塘古孜巴斯坳陷也充填了台緣斜坡相及半深海-深海相沉積。塔西克拉通內撓曲盆地由於剝蝕區的出現而成為混積台地，與早奧陶世相比，塔西台地相區中奧陶世的沉積厚度減小。

圖2-2-4 塔里木盆地及鄰區早奧陶世蓬萊壩組沉積期原型盆地分布圖

圖2-2-5 塔里木盆地及鄰區早、中奧陶世鷹山組沉積期原型盆地分布圖

圖2-2-6 塔里木盆地及鄰區中奧陶世一問房組沉積期原型盆地分布圖

（三）塔西南克拉通邊緣撓曲盆地向前陸盆地的轉化

晚奧陶世盆地格局繼承了中奧陶世的特點（圖2-2-7），塔西南邊緣克拉通邊緣撓曲盆地向前陸盆地的轉化為該期最顯著的特徵。晚奧陶世早期位於克拉通內撓曲盆地的台地斜坡繼續西遷且寬度擴大，和田、瑪南、塔中與塔北隆起或凸起面積擴大。塔西克拉通內撓曲盆地為混積陸棚環境，沉積厚度急劇減小。相反，在塔東克拉通邊緣撓曲盆地發育過補償沉積建造。阿爾金隆起與羅布莊隆起為其主要物源。祁漫塔格地區陸緣裂陷槽發育已到後期，火山活動明顯減弱，但海水仍然較深。在塔西南邊緣則發生了克拉通邊緣撓曲盆地向前陸盆地的轉化，形成了大量的前陸坳陷碎屑岩。由於構造反轉，拉張體制向擠壓體制轉變，盆地格局南、北分帶愈加明顯。

就構造運動而言，晚奧陶世與志留紀—泥盆紀，幾乎是全球性活動大陸邊緣的形成與演化階段，塔里木的構造背景由區域性拉張、拉張-走滑、走滑-拉張演變為擠壓或擠壓-走滑、走滑-擠壓，可能經歷了晚奧陶世深海-半深海復理石、志留紀海相磨拉石和泥盆紀陸相磨拉石三大建造階段的演化。在此背景下，沉積充填序列下細上粗，沉積物顏色下黑、中綠、上紅，而迥然不同於被動陸緣背景下的拉張盆地。

『貳』 大家覺得奧陶紀1900這個人像不像狗

【原本打了很多自己的想法，覺得我可能只去過幾天福吧沒有資格說的就刪了】我誠實的說我沒看過原著福爾摩斯，我只是以前有些喜歡柯南，看了貝克街的亡靈後有點關注福爾摩斯，最近喜歡上神探夏洛克，每集都追完了，我喜歡這部劇，可能也是有喜歡裡面人物設定的夏洛克的原因，【我可以直接承認我是個腐女，看到福華的時候也會腐一下，當然如果你們都管我們這種人叫NC的話，我光明正大的說我是NC，我只是喜歡他們而已】現在在等第四季，我大概是前幾天第一次去了福吧，我只看過神夏，我不專業，我沒有在裡面有過任何評論，可是我看了很多的帖子，這個人總是一副自持很高的樣子，他好像僅僅覺得看過原著就有資格評論任何關於這部書的東西，我不止一次看到他在吧里說什麼低級，當別人意見和他相左時，他大多數就找借口反駁回去，要不就上來一頓毫無素質的罵【是我看到的真實情況，當然我也會偶爾有一兩次覺得他說的某些是對的】，可是措辭什麼的毫無素質，並且毫不尊重其他人的愛好。我想說我現在不想見到他罵人，所以我不再去福吧，很沒意思。

『叄』 奧陶紀牙形石

3.2.3.1 牙形石生物地層單位

（1）「Acos」oneotensis-Scolopos restrictus共存延限帶

安太庠等（1983）在華北冶里組下部建Cordylos rotundatus-「Acos」oneotensis帶,裴放等（1987）在河南林州「冶里組」上部建「Acos」oneotensis-Scolopos restrictus帶。該帶目前僅發現於林州白龍廟等地,相當岩石地層單位三山子組Y段上部,與下伏生物地層單位Mictosaukia帶化石產地之間有50.7m未見化石,未發現河北冶里組底部的Utahconus beimaensis帶。該帶垂直分布距離15m,以林州白龍廟剖面6～7層為次層型。本帶產牙形石十分豐富,有「Acos」oneotensis Fur- nish,Teridontus gracilis,Scolopos restrictus（圖3.68）,S.primitivus,Drepanos henanensis,Acontio- s iowensis等。時代為早奧陶世新廠期。

圖3.67 大體管阿門角石Armenoceras magnitubulatum Endo（據席運宏等,2008）

（2）Paraserratognathus paltodiformis帶

該帶僅分布在林州白龍廟、井頭、分水嶺,鶴壁大峪,相當岩石地層單位為三山子組L段,與下伏生物地層單位「Acos」oneotensis-Scolopos restrictus帶之間有沉積間斷（裴放,1986；裴放等,1987）,垂直分布距離16m,以林州白龍廟剖面8～9層為次層型,該帶牙形石十分豐富,主要有 Paraserratognathus paltodiformis（圖3.69）,P.problematicus,P.erectus,P.costatus,P.cf.obesus,「Aco- s」cortinus,Scolopos rex huolianzhaiensis,S.mancordatus,S.linxianensis,S.longmiaoensis,Auri- lobos priscus,Henangnathus spis,Baltonios approximatus,此外還有Scolopos eburnus,S.asperus, Acontios magicus,Triangulos cf.brevibasis,Bergstroemognathus cf.extensus,B.penctinifomis等。時代為早奧陶世道保灣期。

圖3.68 限止尖牙形石Scolopos restrictus An（據裴放等,1987）

圖3.69 短矛副鋸顎牙形石Paraserratognathus paltodiformis An（據裴放等,1987）

圖3.70 禹縣多莖牙形石Polycaulos yuxianensis Pei（據裴放等,1987）

（3）Polycaulos yuxianensis-Scolopos sunanensis帶

裴放等（1987b）在禹州方山發現並命名Polycaulos yuxianensis（圖3.70）帶,現稱Polycaulo-s yuxianensis-Scolopos sunanensis帶。該帶分布於禹州方山馬家溝組一段中部灰岩、博愛後寨馬家溝組一段底部,層型剖面在禹州方山,垂直地層厚度12.42m。除帶化石Polycaulos yuxianensis及Scolopos sunanensis（圖3.71）外,還有Scolopos sp.,Oneotos sp.等。時代為中奧陶世大灣期。

（4）Scolopos flexilis頂峰帶

該帶在鞏義涉村、大凹岩,博愛後寨,濟源蓮東,鶴壁南荒等地分布,在東（明）濮（陽）地區龍古1井、龍古2井、龍古3井也有發現（蔣飛虎等,1994）,相當岩石地層單位為馬家溝組二段,垂直地層厚度40～100m,代表剖面在博愛後寨,對應於該剖面8～11層,厚45.10m,下伏生物地層單位為Polycaulos yuxianensis-Scolopos sunanensis帶,以S.flexilis粗大的個體大量出現為下界,以其消失或銳減為上界。除了Scolopos flexilis（圖3.72）富集外,還有Belodella rigida,Acontios viriosus,Scolopos eburnus等,組合特徵是個體粗大的單錐型占優勢。時代為大灣期。

圖3.71 蘇南尖牙形石Scolopos sunanensis An et Ding（據裴放等,1987）

圖3.72 彎曲尖牙形石Scolopos flexilis An（據裴放等,1987）

（5）Tangshanos tangshanensis延限帶

該帶分布廣泛,在鞏義涉村、北窪、大凹岩,濟源蓮東,新安廟上、西沃,博愛後寨,鶴壁南荒等地均有分布,在東（明）濮（陽）地區龍古1井、濮深1井也有發現（蔣飛虎等,1994）,以Tangshanos tangshanensis的出現與消失為該帶底、頂界線,相當岩石地層單位為馬家溝組三段,下伏生物地層單位為Scolopos flexilis頂峰帶,垂直地層距離12.8～44m,代表剖面在博愛後寨12～18層,厚43.57m,在鞏義大凹岩厚40.44m。該帶牙形石豐富,除Tangshanos tangshanensis（圖3.73）之外,還有Belodella rigida,Acontios viriosus,Rhipidognathus maggolensis,R.cf.laiwuensis等,特徵是多分子復合型牙形石第一次大量繁盛並占絕對優勢。時代為大灣期。

（6）Plectodina fragilis帶

目前在河南該帶僅在鞏義大凹岩馬家溝組四段下、中部及博愛後寨該組四段上部發現,相應岩石地層單位馬家溝組四段,大致以該種的出現與消失為底、頂界線,下伏生物地層單位為Tangshanos tangshanensis延限帶,層型剖面在鞏義大凹岩,對應該剖面15、16層,垂直地層厚度58.30m,以博愛後寨剖面為副層型,對應剖面17～20層,垂直地層厚度76.00m。該帶除了Plectodina fragilis（圖3.74）之外,還產有Scolopos nogamii,Triangulos changshanensis Zhang F,Acontios viriosus,Belodella rigida等。其特徵是首次出現Plectodina高齒片分子。時代為中奧陶世達瑞威爾期。

圖3.73 唐山唐山牙形石Tangshanos tangshanensis An（據裴放等,1987）

圖3.74 柔弱褶牙形石 Plectodina fragilis Pei et Cai（據裴放等,1987）

（7）Acontios streblus-Aurilobos gongxianensis共存延限帶

該帶在鞏義大凹岩、博愛後寨、安陽銅冶有發現,在東（明）濮（陽）地區龍古1井雖發現Acontios streblus（圖3.75）,但被歸入Plectodina onychodonta帶（蔣飛虎等,1994）。該帶以Acontio-s streblus和Aurilobos gongxianensis的出現和消失為界線,相當岩石地層單位為馬家溝組五段下部,下伏生物地層單位為Plectodina fragilis帶,層型剖面選在安陽銅冶,對應於該剖面2層到3層中部,垂直地層厚度55m；副層型剖面為博愛後寨剖面,對應於該剖面第21層到22層底部,垂直地層厚度26m。主要牙形石有Acontios streblus,Aurilobos gongxianensis（圖3.76）,Belodella rigida,Scolopo-s nogamii,Triangulos changshanensis,Acontios viriosus,其次還有Aurilobos simplex,A.gratus,Drepanos sp.B,D.sp.A,Scandos sp.等,特徵是牙形石數量豐富,具耳葉的粗大個體富集。時代為中奧陶世達瑞威爾期。

圖3.75 扭曲矢牙形石Acontios streblus Pei et Cai（據裴放等,1987）

圖3.76 鞏縣葉耳牙形石Aurilobos gongxianensis Pei（據裴放等,1987）

圖3.77 爪齒褶牙形石Plectodina onychodonta An et Xu（據裴放等,1987）

（8）Plectodina onychodonta 頂峰帶

該帶在博愛後寨,濟源蓮東,安陽銅冶,新安廟上、西沃,鶴壁大峪等地發育,在東（明）濮（陽）地區龍古2井也有發現（蔣飛虎等,1994）,以該種開始出現為下界,以其銳減為上界,相應岩石地層單位為馬家溝組五段上部和六段底部,垂直地層厚度40～98m,下伏生物地層單位為Acon-tios streblus-Aurilobos gongxianensis共存延限帶,以博愛後寨剖面為參考剖面,對應該剖面第22層下部至27層,垂直地層厚度95.28m。該帶以大量繁盛Plectodina onychodonta為特徵,其次還有Acontios viriosus,Triangulos changshanensis,Scolopos nogamii,Belodella rigida,Erraticodon tangs-hanensis,Aurilobos simplex,A.aurilobus,A.sp.A,Drepanos sp.B等。特徵是Plectodina onychodon-ta（圖3.77）特別繁盛,個體粗大,且具耳葉的Aurilobos種類繁多。時代為中奧陶世達瑞威爾期。

（9）Aurilobos serratus 帶

在河南該帶僅在博愛後寨、安陽銅冶發現,在東（明）濮（陽）地區龍古3井也有發現（蔣飛虎等,1994）,相當岩石地層單位為馬家溝組六段中上部,以Aurilobos serratus出現為下界,上界不確切,下伏生物地層單位為Plectodina onychodonta頂峰帶,垂直地層厚度為40～60m,參考剖面在博愛後寨,對應該剖面28～36層,厚50.47m。該帶除了Aurilobos serratus之外,還產有Acontios viriosus,Belodella rgida,Drepanos sp.B,Plectodina onychodonta,Scandos sp.,Drepanos sp.等,特徵是單錐型牙形石居多,且有大量不對稱的Scandos。時代為中奧陶世達瑞威爾期。

（10）Tasmanognathus careyi延限帶

該帶在確山獨山有出露,相當岩石地層單位為馬家溝組七段,以博愛後寨剖面為層型,對應該剖面37～40層,垂直地層厚度35.10m,下伏生物地層單位為Aurilobos serratus帶。該帶主要牙形石有Tasmanognathus careyi（圖3.78）,T.badouensis（圖3.78）,Cyrtonios camplicatus,Panderos graci-lis,Acontios viriosus Cui,Microcoelos symmetricus,Drepanos sp.B,Belodina sp.,Scandos sp.,特徵是具高而稀疏齒片的牙形石Tasmanognathus出現。時代為晚奧陶世艾家山期。

圖3.78 凱里塔斯滿牙形石Tasmanognathus careyi Burrett（據裴放等,1987）

（11）Tasmanognathus sishuiensis-Erismos typus共存延限帶

該帶在安陽銅冶、鶴壁大峪發現,在東（明）濮（陽）龍古3井、毛4井、范古2井、慶古1井、東古2井和馬古5井都有發現（蔣飛虎等,1994）,相當岩石地層單位為馬家溝組八段,與下伏生物地層單位Tasmanognathus careyi帶未直接相接。該帶以安陽銅冶剖面為代表剖面,相當該剖面33～45層,垂直地層厚度149.97m。該帶牙形石十分豐富,有Microcoelos symmetricus,M.asymmetricus,Erismos typus（圖3.80）,Oulos sp.,Eoligonodina prima,Belodina compressa,B.confl-uens,Pan-deros gracilis,Tasmanognathus badouensis,T.sishuiensis（圖3.79）,Trichonodella ani,T.sp.,Pseudo-belodina dispansa等,特徵是復合型牙形石為主,且以出現Belodina為特點。時代為晚奧陶世艾家山期。

3.2.3.2 牙形石動物群的生物地理區

牙形石和其他古生物一樣,存在動物群分區差異。Sweet et al.（1959）首次識別出晚奧陶世北美中大陸和歐洲牙形石動物群的分區差異,命名為北美中大陸區（North American Midcontinent Province）和盎格魯-斯堪的納維亞-阿帕拉契亞區（Anglo Scandinavian Appa-lachian Province）。Sweet et al（1974）將全球奧陶紀牙形石地理區分為北美中大陸區和北大西洋區（North AtlanticProvince）。後來,這些地理性動物群單位名稱被省略,選擇了解釋性成因名字,如低緯度區和中緯度區（Charpen-tier,1984）或暖水型動物群和冷水型動物群（Sweet etal.1984）。Bergstrom（1990）將兩大牙形石動物地理區改稱為中大陸動物域（Midcontinent Faunal Region）和大西洋動物域（Atlantic Faunal Region）,其下分為若乾地理區（Province）。中大陸牙形石動物域動物群是奧陶紀熱帶和亞熱帶遠洋區的標志,主要發現於赤道附近的克拉通盆地和盆地邊緣的淺水暖水域,包括北美中大陸、華北、西伯利亞、澳大利亞東部,繁育暖水型牙形石動物群,主要有Rhipidognathus,Plectodina,Belodina,Phragmos,Aphe-lognathus。從前述河南省華北型奧陶系牙形石生物地層單位可知,屬於北美中大陸區。關於這方面的認識,裴放等（1987b）有論述。對全國范圍來說,屬於華北區（安太庠等,1983,1990）或華北生物省（殷鴻福,1988；王鴻禎等,1985,1990）,就全球范圍而言,屬於中大陸動物域的中國華北區（North Chinese Province）（Bergstrom,1990）。至於兩大動物域之外存在第三個動物域,曾有作者探討或論述（Bergstrom,1971；裴放等,1987b）,因發育在河南內鄉、淅川上奧陶統,與本節所述華北區關系不大,不作詳述。

圖3.79 泗水塔斯滿牙形石Tasmanognathus sishuiensis Zhang Y.Q.（據裴放等,1987）

圖3.80 典型支架牙形石Erismos typus Branson et Mehl（據裴放等,1987）

3.2.3.3 牙形石生物地層對比

（1）下奧陶統牙形石帶對比

河南林州下奧陶統牙形石屬華北型,與北美中大陸區為同一個牙形石地理區。三山子組y段的牙形石「Acos」oneotensis最早發現於美國密蘇里州和衣阿華州的Oneota組（Furnish,1938）,在亞利桑那州和得克薩斯州的El Paso組也有發現（Ethington et Clark,1964）。Ethington et Clark（1971）把科羅拉多州中部Manito組以及猶他州西部House組的Acos oneotensis作為下奧陶統牙形石動物群Fauna C的重要分子。在澳大利亞昆士蘭地區Minmaro組上部的Chosonodina herfurthi-Acos組合帶（Druce et Jones,1971）,在伊朗（Muller,1973）的上寒武統至下奧陶統第7牙形石帶也有報道。在華北,「Acos」oneotensis產於冶里組中部Cordylos rotundatus-「Acos」oneotensis帶（安太庠等,1983）。在湖北,產於南津關組底部Acanthos costatus-「Acos」oneotensis帶（安太庠等,1985）。該段的Acontios iowensis,Teridontus gracilis分布的層位及地區與「Acos」oneotensis相近。Scolopo-s restrictus,S.primitivus均為華北冶里組、湖北南津關組化石。因此,可以肯定本區存在冶里期沉積,並可與上述地層進行對比（裴放等,1989）（表3.5）。

河南林州三山子組1段牙形石較為繁盛。Bergstroemognathus extensus最早見於美國有名的得克薩斯州Marathon盆地（Graves et Ellison,1941）,在阿根廷聖胡安（San Juan）地區Fauna B（Serpagli,1974）也有發現,在澳大利亞阿馬迪厄斯盆地產於Horn Valley粉砂岩（Cooper,1981）,在華南紅花園組和大灣組也有報導（安太庠等,1985）。該種的相似種在林縣產出層位比世界其他地區略低。B.penctiniformis在華北亮甲山組上部Paraserratognathus palodiformis帶被首次描述（安太庠等,1983）。Triangulos brevibasis最先描述於蘇聯彼得格勒地區（現為俄羅斯聖彼得堡地區）下奧陶統（Cepreeba,1962）,在華南紅花園組也有發現,華北亮甲山組中也有該種相似種的記述。Baltoniosapproximatus與北美Fauna E（Ethington et Clark,1971）中的B.communis有相似之處。Scolopos rex在世界多處阿倫尼格階廣泛發育。馬來西亞凌加衛島下塞圖爾灰岩（Igo et Koike,1966）下部的S.giganteus與S.rex huolianzhaiensis應為同義名。Paraserratognathus是一類特殊的單錐型牙形石,是華北區的地方性分子。因此,三山子組1段牙形石可與上述地區對比（表3.5）。

（2）中、上奧陶統牙形石帶的對比

1）與華北對比。

河南馬家溝組牙形石屬華北型,為北美中大陸區牙形石,裴放等（1987）已做過與華北牙形石帶（安太庠等,1983）的對比,現據新資料做些補充,同名帶對比不再贅述（表3.5）。安太庠等（1983）在河北平泉亮甲山組上部Paraserratognathus paltodiformis帶之上建Scolopos sunanensis組合。安太庠等（1990）在河北平泉常杖子亮甲山組頂部命名Jumudontus gananda-Scolopos sunanensis帶,以J.gananda Cooper或S.sunanensis An et Ding首次出現為下限,以Aurilobos leptosomatus An或Loxos dissectus An首次出現為上限。安太庠等（1990）認為,大約從河北撫寧開始向南,該帶岩性由白雲岩（亮甲山組上段）相變為含角礫的泥質白雲質灰岩（下馬家溝組下段）。河南馬家溝組一段Polycaulos yuxianensis-Scolopos sunanensis帶大致與安太庠等（1990）的J.gananda-S.sunanensis帶相當。

河南馬家溝組四段Plectodina fragilis帶大致相當於安太庠等（1983）上馬家溝組下部未建帶中下部。安太庠等（1990）將河南的Plectodina fragilis帶列入華北奧陶系牙形石序列,從而完善了華北奧陶系牙形石生物地層單位系統,但認為該帶與其上的Eoplacognathus suecicus-Acontios linxiensis帶部分重疊是可能的。根據安太庠等（1983）河北唐山趙各莊上馬家溝組未建帶相當於該組一段到二段下部,而河南Plectodina fragilis帶未延入馬家溝組五段（裴放等,1987）,因而Plectodina fragilis帶不會與E.suecicus-A.linxiensis帶重合。

河南Plectodina fragilis帶之上為Acontios streblus-Aurilobos gongxianensis帶,底界在馬家溝組五段底部,河北Plectodina fragilis帶之上為Eoplacognathus suecicus-Acontios linxiensis帶,底界在馬家溝組五段下部,比河南的高。河南的Acontios streblus與河北的Acontios linxiensis形體相似,兩帶可大致對比,但河南未發現平台型牙形石Eoplacognathus suecicus Bergstrom。

表3.5 河南省華北型奧陶系牙形石對比表

河南Tasmanognathus careyi帶大致分布在馬家溝組七段中下部,其上與Tasmanognathus sishuiensis-Erismos typus帶未見直接接觸。安太庠等（1983）的峰峰組閣庄段為未建帶,而安太庠等（1990）在該段建Scandos handanensis帶,下限不明確,上限以Tasmanognathus sishuiensis出現為界。這樣,河南的T.careyi帶可與河北的Scandos handanensis帶大致進行對比。

河南馬家溝組八段為Tasmanognathus sishuiensis-Erismos typus帶。安太庠等（1983）峰峰組八陡段為Belodina compressa-Microcoelos symmetricus帶,安太庠等（1990）又在河北邯鄲峰峰組八陡段改建 Tasmanognathus sishuiensis - Erismos typus 帶,以 T.sishuiensis 出現為下限,以T.shichuanheensis出現為上限。盡管帶名更改,但牙形石組合依舊。考慮到T.sishuiensis為華北型地區性分子,而M.symmetricus,B.compressa為北美中大陸區廣泛分布的分子,為了便於區域對比,在河南改稱Tasmanognathus sishuiensis-Erismos typus帶,與河北Tasmanognathus sishuiensis-Erismostypus帶對比。安太庠等（1990）在陝西耀縣Tasmanognathus sishuiensis帶之上建Tasmanognathus shich-uanheensis帶,高於河南馬家溝組。

2）與華南對比。

馬家溝組與華南中奧陶統分屬於兩個不同的牙形石地理區,前者屬北美中大陸區,後者屬北大西洋區（安太庠等,1983,1985,1990；安太庠,1987）,兩地牙形石動物群性質及分帶明顯不同,化石帶無法直接對比,僅能靠共同分子分析它們的關系。河南馬家溝組一段Polycaulos yuxianensis -Scolopos sunanensis帶中的S.sunanensis An et Ding在華南見於紅花園組中上部到大灣組下部,馬家溝組三段的Tangshanos tangshanensis與大灣組上部Balonios aff.navis有相似之處。在河北,與河南Acontios streblus-Aurilobos gongxianensis帶相當的為Eoplacognathus suecicus-Acontios linxiensis帶,Eoplacognathus suecicus是牯牛潭組常見化石,河南馬家溝組五、六段的Scolopos nogamii在牯牛潭組也有發現（安太庠等,1985）,六段頂部出現Panderos又與牯牛潭組頂部相似。馬家溝組七、八段出現Tasmanognathus,與華南廟坡階Pygos anserinus出現時間大致相當。從上述可見,河南馬家溝組大致可與華南大灣組、牯牛潭組到廟坡組中部進行對比。

3）與朝鮮半島對比。朝鮮半島北部與華北區奧陶系牙形石很接近,安太庠等（1983）、裴放等（1987）曾作過對比。朝鮮半島南部奧陶紀牙形石與華北、河南的關系,安太庠等（1983）、裴放等（1987）也曾作過對比。安太庠（1987）將朝鮮半島南部寒武系、奧陶系分為斗圍峰型、旌善型、寧越型、忠州型4種類型,並作了4種類型奧陶紀牙形石與華南的對比,認為朝鮮半島南部奧陶紀牙形石與華北類似。安太庠等（1990）又對朝鮮半島南部所謂志留紀牙形石提出了屬於華北型奧陶系牙形石的論斷。

韓國牙形石研究學者李河榮（Lee,1980）報導在朝鮮半島南部江原道下古生界Choseon超群旌善組之上發現更新的地層,下部稱行邁組,以角礫狀灰岩為主,易風化,常形成負地形,厚80～100m,其中未見牙形石。上部稱檜洞里組,以厚層青灰—淺灰色結晶灰岩為主,厚約200m,其中產豐富的牙形石,李河榮認為其時代屬志留紀。志留系在朝鮮半島的發現曾引起極大反響,韓國學者認為這是新近朝鮮地質學中的一大突破。安太庠（1987）指出在檜洞里組中所發現的所謂志留紀牙形石動物群與華北峰峰組牙形石類同。安太庠等（1990）又將李河榮（Lee,1980,1982,1984）所描述的牙形石做了改動,認為李河榮的Pterospathos celloni（Walliser）實際上為河北峰峰組Tasmanog-nathus sishuiensis的spathognathodiform分子和cyrtoniodiform分子,而Distamos kentuckyensis Branson etMehl為T.sishuiensis的cordylodiform或cyrtoniodiform分子的破損標本,將旌善組、行邁組和檜洞里組與華北的上馬家溝組、峰峰組的閣庄段、八陡段對比。

李河榮（Lee,1988）在朝鮮半島南部江原道Choseon超群旌善組及其以下地層建立寒武系—奧陶系牙形石帶,大部分帶可與華北對比,相當於河南馬家溝組牙形石帶最高到Aurilobos serratus帶（表3.5）。裴放1988年7月在德國第五屆國際牙形石學術會議上曾與李河榮討論了朝鮮半島南部所謂志留紀牙形石問題,他認為他的化石名單和標本曾經歐美牙形石專家Sweet,W.C.,Bergstrom,M.S.,Rexrord,C.B.,Harris,A.G.討論過,定志留紀時代也與他們作過討論。當問及這些化石與Belodina的關系時,說在Belodina層位之上。從圖版上看,李河榮（Lee,1980）的Spathognathotussp.,Ozarkodina sp.,Trichonodina incostans Lee與裴放等（1987）在確山獨山發現的Tasmanognathuscareyi Burrett的Pb和Sa分子極為相似,有可能是同一個種。此外兩地所處構造位置也有相似之處。確山獨山向南1 km為金牛山,那兒的寒武紀地層張夏組之下經受輕微區域變質,張夏組和三山子組與豫西相同,說明金牛山已臨近華北地台南緣。朝鮮半島南部江原道旌善型奧陶系也接近於朝鮮半島奧陶系最南部,有可能與確山獨山同位於中朝准地台南緣的相當的大地構造位置。確山獨山的Tasmanognathus careyi與Belodina sp.共生（裴放等,1987）,而Belodina在全球各地均分布在中、上奧陶統,未有延入志留紀的紀錄。因而韓國檜洞里組的牙形石不是志留紀牙形石,其所在地層相當於馬家溝組七、八段,這與安太庠等（1990）的認識是一致的。

4）與北美中大陸區對比。

河南華北型奧陶系牙形石屬北美中大陸地理區,裴放等（1987）已與北美佔勃蘭統（Champla-nian）Fauna 1—Fauna 8（Sweet et al.,1971）作了對比,安太庠等（1983,1990）都將華北奧陶系牙形石與北美牙形石作了對比。

北美Jeffersonian階頂部到Cassinian階下部為Jumudontus gananda-Reutteros andinus帶,與華北馬家溝組一段Jumudontus gananda-Scolopos sunanensis帶可對比。河南馬家溝組一段為Polycaulosyuxianensis,Scolopos sunanensis帶,Polycaulos是典型的北美中大陸區牙形石,在北美白石階（Whiterockian）上部和黑河階（Blackriverian）廣泛分布,在河南出現要早得多。美國Whiterockian階下部出現的單錐型牙形石Distomos symmetricus Mound,Acost curvatus Mound與河南的Scoloposflexilis很接近。Whiterockian出現大量復合型牙形石與河南馬家溝組三段Tangshanos tangshanensis很接近,可大致對比。

在北美,Plectodina Staffer初次出現於Whiterockian中部靠上,而河南的Plectodina fragilis帶出現略早。該帶之上華北為Eoplacognathus suecicus-Acontos linxiensis帶,上部出現重要的台型牙形石Eoplacognathus suecicus Bergstrom,在北美相當於Phragmos「pre-flexeous」帶。河南的Plectodina any-chodonta,Aurilobos屬華北地方性屬種,馬家溝四、五、六段大致相當於北美Whiterockian的His-tiodella holodentata帶、Cahabagnathus friendsvillensis帶。河南的Tasmanognathus sishuiensis Zhang Y.Q.和T.careyi Burrett屬地方性屬種。Tasmanognathus sishuiensis-Erismos typus帶可與北美黑河階中上部Plectodina aculeata帶、Belodina compressa帶對比。Belodina compressa在華北馬家溝組八段開始出現,到陝西耀縣組明顯增加。在北美B.compressa帶之上為春塘階（Tretonian）的Phragmos undatus帶,在陝西耀縣組上部出現,明顯高於河南馬家溝組。

5）與澳大利亞對比。

澳大利亞奧陶系牙形石研究成果甚多。主要有Druce et al.（1971）,Druce（1978）,Nicoll et al.（1991）對Georgian盆地早奧陶世牙形石的研究,Motavish et al.（1976）對Canning盆地中奧陶世牙形石的研究,Burrett（1979）對塔斯瑪尼亞中奧陶世晚期牙形石的研究,Cooper（1981）對Amadeus盆地Horn Valley粉砂岩中牙形石的研究,Webby et al.（1989）對澳大利亞奧陶系牙形石的總結以及Nicoll（1990）對澳大利亞寒武系與奧陶系界線上下牙形石的研究等。Webby et Nicoll（1989）較詳細總結了澳大利亞奧陶系牙形石研究成果,根據Sweet et al（1974）區分牙形石地理區的依據,把Canning,Bonaparte,Amadeus,Georgina盆地,塔斯瑪尼亞、昆士蘭州和新南威爾士州西部劃為暖水域（Warm water realm）,把維多利亞州和新南威爾士州東部劃為冷水域（Cold-water realm）。但由於Webby et al.（1989）未能系統建帶,因而與河南的對比是困難的。可以對比的有：澳北區的Jumud-ontus gananda在華北馬家溝組一段是帶石化,Erraticodon多分布於華北馬家溝組五、六段,在河南馬家溝組五段有發現,Eoplacognathus suecicus在華北馬家溝組五段為帶化石,Plectodina onychodonta是河南乃至華北馬家溝組五段上部至六段下部帶化石。塔斯瑪尼亞Gordon亞群Benjamin灰岩中產Tasmanognathus careyi Burrett,在河南馬家溝組七段產出,可以對比。塔斯瑪尼亞的Phragmosundatus Branson et Mehl產出層位高於河南馬家溝組。

『肆』 奧陶紀碳酸鹽岩台地演化

早奧陶世新廠期, 塔里木盆地西北緣露頭區整體上表現為一個向西北方向傾斜的緩坡型碳酸鹽岩台地。在海侵體系域, 潮間—潮下高能帶 (中緩坡)的遷移以及高位體系域高能相帶向海方向的遷移形成了廣泛分布的高能灘相沉積。從岩相古地理演化可知, 該緩坡型碳酸鹽岩台地在早、中奧陶世新廠期、道保灣期和大灣期繼承性發展, 直到達瑞威爾期統一的碳酸鹽岩台地開始分割為南北兩個獨立台地, 露頭區過渡為鑲邊-弱鑲邊型碳酸鹽岩台地。

寒武系碳酸鹽岩台地於晚寒武世抬升暴露遭受剝蝕 (圖3-4-2)。早奧陶世, 碳酸鹽生長首先自剝蝕線東側的緩斜坡地帶開始。海侵體系域, 潮間—潮下高能帶不斷向古陸方向遷移, 形成分布廣泛的顆粒灘沉積。高海平面時期, 碳酸鹽的產率是最高的, 該時期在垂向上表現為台地的加積並伴有淺灘化趨勢。相對海平面和可容空間的變化影響著碳酸鹽岩台地的生長樣式。在可容空間有限的情況下, 水動力將過剩的碳酸鹽岩沉積產物帶到鄰近的斜坡帶, 導致了陸架和台地的向海方向進積。蓬萊壩組高位體系域中, 由於高能帶的向外遷移, 形成了數個前積復合體。在這些前積復合體內可以見到明顯的前積反射特徵, 單個傾斜體的傾角也略有差異 (圖3-4-2)。

圖3-4-2 塔北南部奧陶系碳酸鹽岩台地邊緣特徵

台地東南部表現為鑲邊型結構, 例如古城地區。地震剖面上寒武統—下奧陶統蓬萊壩組具有明顯的丘狀反射特徵 (圖3-4-3)。丘狀反射內部下段略具連續性, 中—弱振幅,向上連續性變差; 丘狀反射上部和後部 (西側)具有較好的連續性, 振幅中等—弱。 塔中5井蓬萊壩組見有礁前角礫岩沉積。這些現象均表明, 台地東南側邊緣在早奧陶世表現為鑲邊型台地。

圖3-4-3 塔里木盆地古城地區上寒武統—下奧陶統台地邊緣地震反射特徵

早奧陶世中晚期 (道保灣期, 鷹山組下段沉積期), 海侵背景下陸棚內主要沉積碳酸鹽岩。 碳酸鹽岩台地內部出現地形 「二台階」, 較淺水開闊台地與較深水開闊台地的過渡部位具有明顯的地形變化, 且灘相及丘灘相發育。 北部碳酸鹽岩台地台緣斜坡寬度增大,坡度變緩, 有向碳酸鹽緩坡過渡的趨勢; 西部為碳酸鹽緩坡沉積體系。碳酸鹽岩台地內部有台內窪地存在, 台內窪地周圍有灘體和生物丘分布, 通常在迎風面為灘體, 在背風面為生物丘 (圖3-4-4, 3-4-5)。 因此在該時期, 碳酸鹽岩台地東部總體上可用塔克模式或威爾遜模式進行描述, 需要注意的是較深水開闊台地邊緣並不一定發育高能灘相帶, 而研究區西緣為緩坡型碳酸鹽岩台地或碳酸鹽緩坡。

中奧陶世早期 (大坪期, 鷹山組上段沉積期), 高位域碳酸鹽岩沉積填滿整個碳酸鹽岩陸棚,研究區東部台地邊緣與陸棚邊緣位置吻合,碳酸鹽岩沉積體系可用塔克模式或威爾遜碳酸鹽岩台地模式進行描述(圖3-4-6)。研究區西部邊界仍然為緩坡型碳酸鹽岩台地或碳酸鹽岩緩坡。

圖3-4-4 塔里木盆地中西部鷹山組下段沉積模式圖

圖3-4-5 塔里木盆地中西部碳酸鹽岩台地東段鷹山組沉積模式圖

圖3-4-6 塔里木盆地中西部鷹山組上段沉積模式圖

中奧陶世中晚期(達瑞威爾期,一間房組沉積期), 研究區內不同部位碳酸鹽岩台地表現形式差別較大, 總體可分為三大區塊。西部巴楚至柯坪露頭區, 總體為弱鑲邊的碳酸鹽岩台地沉積, 由南部的台地相向北部的台緣斜坡或淺海盆地相區過渡,柯坪至雅科瑞克之間存在一個向西開口的閉塞海灣。東南部古城4井—塘參1井一線的碳酸鹽岩台地可能為鑲邊型碳酸鹽岩台地, 台緣灘及台內灘均可發育。輪南向南及向西方向可能表現為緩坡型碳酸鹽岩台地, 中緩坡展布寬廣, 內帶灘相發育,外帶發育灘和點礁沉積, 外緩坡向淺海盆地平緩過渡, 外緩坡邊緣高能灘相發育的可能性較低。

晚奧陶世早期 (吐木休克組沉積期), 區域性海侵背景下一間房組碳酸鹽岩台地被淹沒, 吐木休克組可用陸源碎屑/碳酸鹽岩混積型緩坡沉積體系進行描述, 高能灘相沉積不發育。

晚奧陶世良里塔格組沉積期, 塔北地區和塔中-巴楚地區之間被淺海盆地所分隔, 成為南北兩個獨 (孤)立的碳酸鹽岩台地, 不同地區的碳酸鹽岩台地類型存在差異性, 台緣斜坡寬窄不一。塔北地區, 輪南48井以北為弱鑲邊的碳酸鹽岩台地, 台緣障積生物礁發育; 輪南48井以南為緩坡型台地, 主體為相對低能的瘤狀灰岩, 夾障積礁、灘沉積。塔中Ⅰ號台緣帶為鑲邊型碳酸鹽岩台地, 台緣斜坡帶較窄, 台緣礁灘發育。而塔中-巴楚南北兩側總體由鑲邊型碳酸鹽岩台地過渡為緩坡型碳酸鹽岩台地。 巴楚露頭區表現為能量相對較低的弱鑲邊或緩坡型碳酸鹽岩台地, 發育障積礁或灰泥丘、灘組合。塔中Ⅰ號台緣帶碳酸鹽岩台地的演化可能經歷了緩坡型碳酸鹽岩台地向鑲邊型碳酸鹽岩台地的過程(圖3-4-7, 3-4-8)。

圖3-4-7 塔中地區上奧陶統良里塔格組沉積早期沉積模式圖

圖3-4-8 塔中地區上奧陶統良里塔格組沉積晚期沉積模式圖

塔里木盆地奧陶紀不同時期同一地區碳酸鹽岩台地類型不同, 同一時期不同地區碳酸鹽岩台地類型也不相同,很難用一種模式來描述。不同類型碳酸鹽岩台地內的岩相組合、亞相劃分, 以及高能礁、灘相帶發育類型及分布規律等均存在很大差異,需要進一步加強露頭地質模式建立及三維區沉積單元空間分布的深入研究, 進一步揭示不同類型碳酸鹽岩台地的發育模式及礁灘體分布模式。

『伍』 重慶萬盛區奧陶紀公園門票多少，本地人有優惠嗎

門票一般是180元，本地人沒有優惠。

(5)從反奧陶紀電影好看嗎擴展閱讀：

夢幻奧陶紀主題公園，位於萬盛區旅遊核心景觀帶之巔，北鄰黑山谷景區、南接龍鱗石海景區。公園平均海拔1000米，佔地約2.5平方公里，夏季平均氣溫21℃。

夢幻奧陶紀主題公園，定位為全國首家體驗式地質主題公園，它是以奧陶紀地質年代作為主題，通過專門定製的《重返奧陶紀》5D影片、《穿越奧陶紀》、《勇敢者漂流》等高科技參與性游樂項目和奧陶紀時代遺留的地質遺產，系統性的展示奧陶紀時期的場景。

同時結合全國首創的融合夜石林光影秀和大型實景演出《千古巴渝情》的夢景夜石林夜遊項目，以及專門為青少年打造的兒童歡樂谷—機械設備游樂區，將夢幻奧陶紀主題公園打造成為一個集自然觀光、主題游樂、實景演出和夜間游覽為一體的綜合性主題景區。

整個景區佔地0.8平方公里，景區分為5大游覽板塊：科幻夢工廠、兒童歡樂谷、夢境夜石林、地質奇觀區和《千古巴渝情》演出。

《千古巴渝情》實景演出以巴渝文化為背景，融合了目前國內兩大頂級演出「印象系列」和 「千古情系列」，既有「印象系列」壯觀、真實的實景場面，又有「千古情系列」奇幻、生動的光影效果，通過全息影像、激光、霹靂火及電影拍攝手法等特效手段。

與各種特技演員組成的綜合隊伍，帶給觀眾以強烈震撼的藝術沖擊力，是一場體現巴渝祖先數千年前生活縮影的精彩視覺盛宴（晚間演出）。

『陸』 你手機里的夢幻奧陶紀是什麼樣子的

當然有啦！奧陶紀除了懸崖鞦韆、火箭蹦極之類的高空項目，還有冰雪世界、冰雕王國、兒童歡樂谷、特色溫泉之類的項目，可以說是老少皆宜，不同年齡段、不同喜好的遊客在這里都能找到自己中意的項目。

『柒』 外地人來重慶玩，從解放碑怎麼去奧陶紀

外地人到重慶後，想到萬盛奧陶紀去玩，如果不熟悉的話，建議乘坐重慶解放碑直接到奧陶紀景區直通車，相對來說是很方便的，而且性價比是比較高的，具體如下：
1、解放碑出發：早上7:50從解放碑上車出發，要經停四公里，也可以在早上8:40從四公里集散中心上車，具體可和行車助理聯系，一般要求發車前10分鍾抵達解放碑皇冠假日酒店以免誤車，11:00左右抵達萬盛奧陶紀，到達奧陶紀後，下車自行前往景區遊玩。

2、奧陶紀返程：17:00從客接待中心返程，返回重慶四公里集散中心，上下車地點一致，請合理安排遊玩時間，以免誤車。
3、乘車要求：這個是景區直達車，沒有其他費用了，但是要遵守乘車的要求。
4、購票地址：可以在重慶自由行公眾號提前一天預訂，隨後就有工作人員和你聯系了，服務很不錯的，感覺方便多了。

『捌』 奧陶紀景區裡面工作人員態度好嗎

一家人一起去重慶玩的時候去的奧陶紀，感覺工作人員態度都很好呀，都是地道的重慶人，很熱情，去問路也會很細心地指路。可能有時候重慶話聽起來會感覺很兇，但是其實工作人員都很熱情的。

『玖』 奧陶紀原型盆地特徵

(一)岩相與沉積環境

奧陶紀的沉積演化明顯受控於該時期的盆地構造演化。 晚寒武世末—早奧陶世初, 塔里木盆地斷塊差異活動加強, 上升斷塊形成水下隆起, 而斷裂下陷斷塊淪為半深海—深海盆地, 堆積了巨厚的陸源碎屑濁積岩, 揭開了奧陶紀大規模海侵的序幕, 到晚奧陶世中晚期達到高潮, 導致塔里木盆地中、西部碳酸鹽岩台地轉化為混積陸棚。這次范圍廣大的海侵,幾乎淹沒了整個塔里木地塊。研究表明, 奧陶紀經歷了一個完整的海侵—海退旋迴,由早奧陶世早期—中奧陶世中期海侵、中奧陶世晚期海退和晚奧陶世早期海侵、晚奧陶世中晚期海退兩個次級旋迴構成。盆地中西部地區發育寬廣的碳酸鹽岩台地, 至晚奧陶世晚期碳酸鹽岩台地轉化為混積陸棚, 標志著盆地性質的轉變 (何登發等, 2007)。

圖2-3-1 塔里木盆地及鄰區早寒武世原型盆地分布圖

圖2-3-2 塔里木盆地及鄰區中寒武世原型盆地分布圖

圖2-3-3 塔里木盆地及鄰區晚寒武世原型盆地分布圖

1. 早奧陶世

早奧陶世, 塔里木盆地基本上繼承了晚寒武世的古地理格局, 台地范圍明顯擴大, 東部的台地邊緣向盆地方向推進了約40餘千米, 達到了台地發育的極盛時期。塔東地區為欠補償型深水盆地, 沉積很薄, 以深色瘤狀泥晶-粉晶灰岩、鈣質泥岩為主, 生物以深水浮游生物為主,發育筆石組合、薄殼腕足類組合。庫南1井—滿參1井—且末連線一帶是一個向西凸出的馬蹄形東傾斜坡帶。

台地前緣斜坡相以發育鈣屑碎屑流和鈣屑濁流沉積為特徵, 夾於靜水沉積的瘤狀泥岩內部, 屬於沉積型緩斜坡。在該斜坡帶以西的廣大地區, 為碳酸鹽岩台地環境, 沉積了巨厚的碳酸鹽岩。該地區, 早奧陶世早期局限—半局限台地相發育, 沉積物以白雲岩、灰質白雲岩為主, 早奧陶世晚期過渡為半局限—開闊台地環境, 沉積物以雲質灰岩、灰岩為主。

早奧陶世南天山洋開始裂開, 在卡瓦布拉克一帶發育了厚度不大的硅質岩、頁岩和長石砂岩, 在庫爾幹道班見重力流沉積。北山地區則為灰岩、砂岩夾硅質岩組合, 厚度小,為穩定淺海相沉積 (張致民, 2000)。阿爾金地區自北向南為開闊台地-陸架相, 祁漫塔格區推測為裂陷槽。北昆侖洋盆繼續發育, 為淺海陸架沉積, 喀喇昆侖自西向東由陸架演變為半深海—深海沉積環境。

2. 中奧陶世

中奧陶世, 塔里木盆地的古地理面貌有了很大的改觀。塔東地區為盆地相區, 海水深度加大, 深海相沉積特徵更加明顯, 海水侵漫到阿爾金一帶; 阿爾金南部為邊緣斜坡-陸架, 北部為半深海環境; 祁漫塔格一帶發育裂陷槽, 活動強烈, 海水深, 火山岩噴發強度大, 沉積厚度達10000m以上; 古昆侖洋水體比早奧陶世加深, 而喀喇昆侖洋則延續了早奧陶世的面貌。

在滿加爾凹陷區, 堆積了厚度巨大的海底扇的陸源碎屑濁積岩和盆地平原亞相泥頁岩, 海底扇物源來自於東北方向、東南方向和塔中低凸起。早奧陶世向西凸出的東傾斜坡相區到中奧陶世向西遷移了約100km, 同時斜坡帶的走向在盆地南部發生了明顯的改變,斜坡帶越過塔中隆起向塘參1井—民參1井方向延伸。塘古孜巴斯坳陷第一次出現較大幅度的沉降,形成了半深海—深海環境, 塘南地區發育一個新的碳酸鹽岩台地。在盆地西緣, 巴楚—阿瓦提—拜城一帶, 主要由斜坡相的靜水沉積為主的泥灰岩、瘤狀灰岩夾鈣屑碎屑流和鈣屑濁流沉積組成。塔中29井已鑽揭至具有斜坡相特徵的中奧陶統頂部地層、庫南1井已鑽揭中奧陶統底部地層,該斜坡帶在地震反射剖面上清楚地顯示出復合型前積結構特徵。

3.晚奧陶世

晚奧陶世,伴隨著構造活動的增強和海平面的快速上升,塔里木盆地的古地理格局發生重要變化,但依然保持平面上的三分特點。

塔東地區形成了與強烈沉降相對應的補償-超補償性沉積,堆積了巨厚的盆地海底扇亞相的陸源碎屑濁積岩和半深海—深海相泥頁岩。此時,統一的碳酸鹽岩台地已經發生分異,分化為南北兩個獨立的碳酸鹽岩台地。塔中台地北側沿塔中Ⅰ號帶分布, 向西南延至塘古孜巴斯地區,塘參1井上奧陶統卻爾卻克組 (O^2-3q)為巨厚層灰、深灰色濁積岩沉積。 巴楚斷隆一帶在晚奧陶世早期為開闊台地展布區, 晚期為混積淺水陸棚沉積, 沉積物為褐色砂泥岩夾泥晶灰岩。麥蓋提地區為開闊台地相區, 葉城-和田地區發育水下低隆,其南部為斜坡及海盆相區。柯坪—英買力一帶晚奧陶世為混積深水陸棚相區, 沉積物以暗色泥質岩為主, 夾灰岩。

晚奧陶世天山洋開始進入閉合期, 沉積環境演變為淺海陸架; 阿爾金山地區為半深海環境, 西昆侖山地區水體略為變淺, 沉積環境為陸坡, 祁漫塔格裂陷槽發展到後期,火山活動減弱, 沉積厚度仍然很大, 水體仍然較深; 喀喇昆侖洋水體則明顯變淺, 由淺海演變為濱海相 (張致民, 2000)。

(二)原型盆地類型及構造格局

早奧陶世的盆地格局 (圖2-3-4)基本繼承了寒武紀的面貌。北昆侖洋擴大, 其北側的塔西南被動大陸邊緣發育, 和田低隆起幅度與面積擴大, 可能一度成為暴露型剝蝕隆起。與盆地東南緣相鄰的祁漫塔格一帶形成半深海—深海海槽。南天山洋盆已具雛形。盆地內部台緣斜坡變寬, 塔西克拉通內坳陷沉積厚度增大, 塔東克拉通邊緣坳陷仍為欠補償坳陷。

早奧陶世末的構造運動在盆地內部表現明顯, 其成因可能與北昆侖洋、阿爾金洋、北天山洋開始俯沖有關(圖2-3-5)。伴隨該期運動, 盆地內部逐漸形成了塔中、瑪南與和田3個雁列狀的隆起或低凸起 (塔北隆起也初具隆起顯示)。 塔中地區塔中12井、塔參1等井鑽穿上奧陶統直接進入下奧陶統, 中間缺失中奧陶統大坪階、達瑞威爾階和艾家山階下部, 確證了大型不整合的存在。

中奧陶世盆地格局發生了較大變化(圖2-3-6)。 盆地南緣可能已經由伸展體制轉變為擠壓體制, 這在於北昆侖洋的消減與阿爾金溝-弧-盆體系的消亡。擠壓的發生一方面導致阿爾金山北緣地區與羅布泊地區褶皺隆起, 成為滿加爾坳陷的重要物源, 例如導致大型海底扇沉積體系的出現; 另一方面,沿阿爾金帶的聚斂活動, 可能具有左行扭動性質, 民豐北斷裂等發生走滑沖斷活動, 導致塔中、瑪南低凸起的繼續發育,並且導致了古城鼻隆開始形成,上述3個北西西向凸起呈雁列狀展布,增加了盆地內部地形起伏程度。盆地內部的具體變化還表現在台緣斜坡變窄, 且向西大幅度遷移, 塘古孜巴斯坳陷也充填了台緣斜坡相及淺海盆地相沉積。塔西克拉通內坳陷由於剝蝕區的出現而成為混積陸棚,形成了一套碎屑岩夾碳酸鹽岩沉積。

興地斷裂仍然是塔東克拉通邊緣坳陷與塔北被動大陸邊緣盆地的邊界。其北側在早奧陶世具有岸外海台性質,發育巨厚的開闊台地-陸架相沉積; 至中奧陶世發育厚110m的非常穩定的淺海碳酸鹽岩台地沉積。隨著南天山洋盆的擴展, 塔北被動大陸邊緣逐漸發育成熟, 寬度增大。北天山洋盆的消減, 加快了南天山洋盆的擴展, 這與南天山洋盆處於中天山島弧之後, 弧後擴展作用有關。

塔西南大陸邊緣盆地由於兩側隆起的加大演化為混積陸棚。而在祁漫塔格地區, 形成了陸緣裂谷構造環境, 海水較深, 自下而上沉積了厚達上萬米的碎屑岩或凝灰碎屑岩,中—酸性或基—酸性火山岩、碎屑岩, 陸源碎屑岩。

塔里木盆地在晚奧陶世盆地的沉積-構造格局與早期有很大不同, 沉積區基本為向西開口、受阿爾金前緣隆起和庫魯克塔格前緣隆起限定的克拉通內撓曲盆地。總體沉積格局有3個前陸帶——庫車北前陸、塘古斯巴斯-塔西南弧後前陸、阿瓦提-滿加爾復合前陸; 2個隆起——塔北和巴楚-塔中隆起。

圖2-3-4 塔里木盆地及鄰區下奧陶統蓬萊壩組沉積期原型盆地分布圖

圖2-3-5 塔里木盆地及鄰區下—中奧陶統鷹山組沉積期原型盆地分布圖

圖2-3-6 塔里木盆地及鄰區中奧陶統一間房組沉積期原型盆地分布圖

圖2-3-7 塔里木盆地及鄰區上奧陶統良里塔格組沉積期原型盆地分布圖

晚奧陶世盆地格局繼承了中奧陶世的特點 (圖2-3-7)。 台地斜坡繼續西遷且寬度擴大近一倍, 和田、瑪南、塔中與塔北隆起或凸起面積擴大。塔西克拉通內坳陷為混積陸棚環境, 沉積厚度急劇減小, 而在塔東邊緣坳陷發育過補償沉積建造。 阿爾金隆起與羅布莊隆起為其主要物源。祁漫塔格地區陸緣裂陷槽發育已到後期, 火山活動明顯減弱, 但海水仍然較深。

『拾』 奧陶紀地層

一、區域地層特徵

北祁連地區奧陶紀地層為一套中基性火山噴出岩-碳酸鹽岩-碎屑岩建造，為洋陸轉化過程的不同發展階段(洋盆拉伸階段—俯沖碰撞(溝弧盆體系)階段—匯聚增生階段)的產物。根據其岩性、岩相及古生物特徵，自老而新劃分出陰溝群、中堡群、妖魔山組、南石門子組和扣門子組等五個正式地層單位。

1.分布范圍

分布在敦煌-阿拉善古陸以南的廣闊地區;大雪山、托來南山以北的北祁連山地區;野馬南山以南的南祁連山地區。

2.岩性岩相特徵

1)陰溝群:可分為a、b、c三組。

a組:基性火山岩夾變砂岩、硅質岩及少量安山質火山岩。

b組:安山質、英安質、流紋質火山角礫岩、角礫熔岩、凝灰岩夾凝灰質板岩、板岩、變細砂岩、灰岩。

c組:灰—灰綠色變礫岩、變砂岩、板岩夾凝灰質板岩及中酸性火山岩。

2)中堡群:變砂岩、板岩加灰岩、中性火山岩、凝灰岩。

3)妖魔山組:灰岩、下部少量夾板岩或頁岩。

4)南石門子組:深灰—灰黑色板岩夾變粉砂岩、變細砂岩、灰岩、泥灰岩。

5)扣門子組:安山質、英安質熔岩、凝灰岩、集塊岩為主夾玄武岩、灰岩、砂岩、板岩。

3.沉積相、沉積環境和沉積過程

1)陰溝群底部屬陸源類復理石碎屑建造，以暗色砂岩、粉砂岩為主夾有石灰岩及菱鐵礦、粘土等。普遍含硅質，屬還原條件下的沉積，生物以底棲三葉蟲為主;其上為海相中基性火山岩建造，以鈣-鹼系列為主偶有拉斑質岩石，局部為細碧岩，厚可達600m以上，含鐵碧玉岩多是在溢流式火山噴發的間隙中形成;最頂部則為淺海碳酸鹽岩-碎屑岩建造。

2)中堡群的下部是巨厚的細碧質的火山岩建造，其中夾有多層燧石岩或含鐵碧玉岩，東部略偏酸性，所夾的砂岩、板岩中普遍含有黃鐵礦晶粒，灰岩多呈透鏡體出現，生物群以飄浮生活的筆石為主及少量的底棲三葉蟲及腕足類，是在還原條件下由於大量海底火山作用形成富H₂S的環境中的沉積，海水振盪甚頻繁。中堡群上部岩相西部僅見淺海閉塞環境下的碎屑岩建造，所夾灰岩呈似層狀或扁豆狀，有豐富的筆石及小型的三葉蟲。在蘇優河及其以東地區以中心式噴發的海相火山岩極為發育，永登一帶出現偏鹼系列的岩石，仍沉積大量的砂岩、板岩及板層的灰岩，生物群仍以筆石為主，有少量的底棲生活的三葉蟲、腹足及腕足類。

3)妖魔山組及古浪組是在北祁連山區相對穩定條件下的沉積。以淺海相巨厚層的碳酸鹽岩建造為特徵，局部有零星的中心式火山噴發。成層穩定，大量底棲和固著生物發育，三葉蟲、腕足類、珊瑚、頭足類聚居在一起，局部構成介殼灰岩，表明當時海水很淺，陽光充足，具氧化環境，其底部可能屬濱海相沉積。

南石門子組屬淺海碎屑岩或碳酸鹽岩建造，鄰近主沉陷區局部有海相火山噴發岩，可構成細碧-石英角斑岩系列，生物以珊瑚及筆石為主，其厚度可達1600m以上。

二、研究區地層特徵

1.分布范圍

在研究區主要出露有陰溝群a組，分布在豐樂河的石雞河一帶，面積不大，與區域地層方向一致，呈條帶狀沿NW-SE向展布(原來1∶20區域地質調查和1∶25萬區域遙感地質調查認為是志留系的骯臟溝組(Sa)區域);陰溝群b組，主要分布在兩個區域:在金佛寺岩體的北西段，呈條帶狀沿近EW向展部;在東溝一帶，呈條帶狀沿NW-SE向展布。

2.陰溝群a組(OY^a)

(1)岩石組合特徵

岩石組合以火山熔岩和火山碎屑岩為主。岩性為鈉長玄武岩(細碧岩)和凝灰質板岩。

(2)遙感影像特徵

在遙感影像圖上呈藍灰色、亮土黃色較均勻淺色調，斑雜狀影紋，宏觀斑塊狀影紋圖案，局部具雞爪狀紋形。粗糙程度低，以具藍灰色色調、微地貌、溝谷形態為特徵解譯標志，總體可解譯程度較高。

3.陰溝群b組(OY^b)

(1)陰溝群b組岩石組合特徵

陰溝群b組上部為火山角礫岩、角礫熔岩、凝灰岩夾凝灰質板岩;下部為硅質板岩夾凝灰質板岩。

(2)遙感影像特徵

其遙感影像特徵由東向西為:東段(黑山樑南):呈暗綠色、深藍灰色、磚紅色斑雜色調，斑條狀、斑點狀影紋，較暗色條帶發育(判譯為中酸性岩脈)，粗糙程度中等。中段(大青羊):磚紅色、斑點狀灰藍色、淺黃綠色斑雜色調，以碎斑狀影紋出現為標志，粗糙程度增強，平行樹枝狀水系。西段(陽凹大泉北):褐紅色(為主)、褐灰色(局部地段為主)斑點狀深色調，沒有典型影紋出現，粗糙程度中等。

4.陰溝群沉積建造

奧陶紀是北祁連地區海相火山岩的重要發展時期，陰溝群地層的火山-沉積建造，則是這一時期火山強烈活動的真實記錄。在不同構造單元、不同環境和部位，形成不同建造(火山岩、火山碎屑岩和沉積岩)(圖2-1)。

圖2-1 祁連西段陰溝群構造-沉積環境示意圖

(1)陰溝群a組沉積建造及洋脊環境的確定

陰溝群a組的火山沉積建造，細碧岩是在火山爆發期後溢流階段形成的火山熔岩;噴發晚期形成安山玄武質角礫凝灰岩和碧玉岩、硅質岩等，並有火山熱液的加入。

沉積建造和序列特徵反映出陰溝群a組形成於靠近洋脊島弧環境，其沉積建造特點既不同於島弧，又有別於大洋中脊。

(2)陰溝群b組沉積建造及島弧環境

陰溝群b組沉積建造主要為火山岩建造、火山碎屑岩沉積建造和正常沉積岩建造，代表大洋島弧環境的一套火山岩-沉積組合。