从反奥陶纪电影好看吗

『壹』 奥陶纪原型盆地

塔里木盆地奥陶纪原型盆地最显著的特征为：北部发育克拉通边缘挠曲盆地、主体区为克拉通内挠曲盆地、塔西南边缘克拉通边缘挠曲盆地向前陆盆地的转化。相对于寒武纪，盆地单元的展布格局由南北向展布转向东西向展布。

（一）北部发育克拉通边缘挠曲盆地

西昆仑地区形成于岛弧构造背景的中酸性侵入岩和火山岩，同位素年龄集中在(494～449)Ma（O₁—O₃），以及库鲁克塔格地区花岗岩类岩体的同位素年龄集中在(490～435)Ma（O₁—O₃）表明塔里木板块在早奥陶世发生了构造反转，即由寒武纪伸展拉张转向挤压敛合，在塔里木地块北部开始发育克拉通边缘挠曲盆地。

兴地断裂仍然是克拉通边缘坳陷挠曲盆地与塔北被动大陆边缘盆地的边界。其北侧在早奥陶世具有岸外海台性质，发育巨厚的开阔台地—陆架沉积；至中奥陶世发育厚110m的非常稳定的浅海碳酸盐台地沉积。随着南天山洋盆的扩展，塔北被动大陆边缘逐渐发育成熟，宽度增大。北天山洋盆的消减，加快了南天山洋盆的扩展，这与南天山洋盆处于中天山岛弧之后，弧后扩展作用有关。

从中奥陶世一间房组构造古地理图可看出，塔里木盆地在基底隆起的基础上，组建早、中奥陶世的碳酸盐台地。塔北与塔中之间上奥陶统具相反方向的前积，均有台缘斜坡和陆架边缘斜坡，具较强的冲刷、侵蚀和明显的浊积水道切割和充填体，可反馈满参1井以西为阿瓦提-满加尔隆间坳陷盆地的中心部位，向西其沉积物应与柯坪中、上奥陶统相当，属塔里木陆块西部大陆边缘沉积。

（二）主体区为克拉通内挠曲盆地

早奥陶世盆地格局基本继承了寒武纪的面貌（图2-2-4、图2-2-5）。北昆仑洋开始消减，其北侧的塔西南被动大陆边缘仍发育，与盆地东南缘相邻的祁漫塔格一带形成半深海—深海海槽。南天山洋盆继续发育，东部洋壳开始俯冲。盆地内部台缘斜坡变宽；塔西克拉通内坳陷沉积厚度增大；塔东克拉通边缘坳陷仍为欠补偿坳陷。

早奥陶世末的构造运动在盆地内部表现明显。其成因可能与北昆仑洋、阿尔金洋、北天山洋开始俯冲有关。伴随该期运动，盆地内形成了塔中、玛南与和田三个雁列状的隆起或低凸起（塔北隆起也初具隆起显示）。塔中地区塔中12、塔中162、塔参1等井揭穿上奥陶统而进入下奥陶统，中间缺失中奥陶统大坪阶、达瑞威尔阶和上奥陶统艾家山阶下部，确证了上、下奥陶统之间存在不整合。张师本和卢辉楠（2000）对玛扎塔克地区奥陶系的研究也表明中奥陶统砂屑灰岩段与上奥陶统鲕粒灰岩段之间有一个不整合面，其间缺失中奥陶世晚期至晚奥陶世早期地层（五个化石带）。在满加尔坳陷盆地相区，中、上奥陶统与下奥陶统灰岩之间存在明显的底超关系，证明早奥陶世末存在构造运动。这表明早奥陶世末期、中奥陶世末期与晚奥陶世末期都有地壳抬升作用，且强度愈来愈大。

中奥陶世盆地格局发生了较大变化（图2-2-6）。缘于北昆仑洋的消减与阿尔金沟-弧-盆体系的消亡，挤压的发生直接导致了克拉通内挠曲盆地的形成，并导致了阿尔金北缘地区与罗布泊地区褶皱隆起，成为满加尔坳陷的重要物源，例如导致大型海底扇沉积体系的出现；另一方面，沿阿尔金带的聚敛活动，可能具有左行扭动性质，民丰北断裂等发生走滑冲断活动，导致塔中、玛南低凸起的继续发育，此外，也导致了古城鼻隆开始形成，上述3个NWW向凸起呈雁列展布，增加了盆地内部地形起伏程度。克拉通内挠曲盆地的形成具体变化还表现在台缘斜坡变窄，且向西大幅度迁移100km以上，斜坡带向南过塔中后转为NE-SW向，塘古孜巴斯坳陷也充填了台缘斜坡相及半深海-深海相沉积。塔西克拉通内挠曲盆地由于剥蚀区的出现而成为混积台地，与早奥陶世相比，塔西台地相区中奥陶世的沉积厚度减小。

图2-2-4 塔里木盆地及邻区早奥陶世蓬莱坝组沉积期原型盆地分布图

图2-2-5 塔里木盆地及邻区早、中奥陶世鹰山组沉积期原型盆地分布图

图2-2-6 塔里木盆地及邻区中奥陶世一问房组沉积期原型盆地分布图

（三）塔西南克拉通边缘挠曲盆地向前陆盆地的转化

晚奥陶世盆地格局继承了中奥陶世的特点（图2-2-7），塔西南边缘克拉通边缘挠曲盆地向前陆盆地的转化为该期最显著的特征。晚奥陶世早期位于克拉通内挠曲盆地的台地斜坡继续西迁且宽度扩大，和田、玛南、塔中与塔北隆起或凸起面积扩大。塔西克拉通内挠曲盆地为混积陆棚环境，沉积厚度急剧减小。相反，在塔东克拉通边缘挠曲盆地发育过补偿沉积建造。阿尔金隆起与罗布庄隆起为其主要物源。祁漫塔格地区陆缘裂陷槽发育已到后期，火山活动明显减弱，但海水仍然较深。在塔西南边缘则发生了克拉通边缘挠曲盆地向前陆盆地的转化，形成了大量的前陆坳陷碎屑岩。由于构造反转，拉张体制向挤压体制转变，盆地格局南、北分带愈加明显。

就构造运动而言，晚奥陶世与志留纪—泥盆纪，几乎是全球性活动大陆边缘的形成与演化阶段，塔里木的构造背景由区域性拉张、拉张-走滑、走滑-拉张演变为挤压或挤压-走滑、走滑-挤压，可能经历了晚奥陶世深海-半深海复理石、志留纪海相磨拉石和泥盆纪陆相磨拉石三大建造阶段的演化。在此背景下，沉积充填序列下细上粗，沉积物颜色下黑、中绿、上红，而迥然不同于被动陆缘背景下的拉张盆地。

『贰』 大家觉得奥陶纪1900这个人像不像狗

【原本打了很多自己的想法，觉得我可能只去过几天福吧没有资格说的就删了】我诚实的说我没看过原著福尔摩斯，我只是以前有些喜欢柯南，看了贝克街的亡灵后有点关注福尔摩斯，最近喜欢上神探夏洛克，每集都追完了，我喜欢这部剧，可能也是有喜欢里面人物设定的夏洛克的原因，【我可以直接承认我是个腐女，看到福华的时候也会腐一下，当然如果你们都管我们这种人叫NC的话，我光明正大的说我是NC，我只是喜欢他们而已】现在在等第四季，我大概是前几天第一次去了福吧，我只看过神夏，我不专业，我没有在里面有过任何评论，可是我看了很多的帖子，这个人总是一副自持很高的样子，他好像仅仅觉得看过原著就有资格评论任何关于这部书的东西，我不止一次看到他在吧里说什么低级，当别人意见和他相左时，他大多数就找借口反驳回去，要不就上来一顿毫无素质的骂【是我看到的真实情况，当然我也会偶尔有一两次觉得他说的某些是对的】，可是措辞什么的毫无素质，并且毫不尊重其他人的爱好。我想说我现在不想见到他骂人，所以我不再去福吧，很没意思。

『叁』 奥陶纪牙形石

3.2.3.1 牙形石生物地层单位

（1）“Acos”oneotensis-Scolopos restrictus共存延限带

安太庠等（1983）在华北冶里组下部建Cordylos rotundatus-“Acos”oneotensis带,裴放等（1987）在河南林州“冶里组”上部建“Acos”oneotensis-Scolopos restrictus带。该带目前仅发现于林州白龙庙等地,相当岩石地层单位三山子组Y段上部,与下伏生物地层单位Mictosaukia带化石产地之间有50.7m未见化石,未发现河北冶里组底部的Utahconus beimaensis带。该带垂直分布距离15m,以林州白龙庙剖面6～7层为次层型。本带产牙形石十分丰富,有“Acos”oneotensis Fur- nish,Teridontus gracilis,Scolopos restrictus（图3.68）,S.primitivus,Drepanos henanensis,Acontio- s iowensis等。时代为早奥陶世新厂期。

图3.67 大体管阿门角石Armenoceras magnitubulatum Endo（据席运宏等,2008）

（2）Paraserratognathus paltodiformis带

该带仅分布在林州白龙庙、井头、分水岭,鹤壁大峪,相当岩石地层单位为三山子组L段,与下伏生物地层单位“Acos”oneotensis-Scolopos restrictus带之间有沉积间断（裴放,1986；裴放等,1987）,垂直分布距离16m,以林州白龙庙剖面8～9层为次层型,该带牙形石十分丰富,主要有 Paraserratognathus paltodiformis（图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,此外还有Scolopos eburnus,S.asperus, Acontios magicus,Triangulos cf.brevibasis,Bergstroemognathus cf.extensus,B.penctinifomis等。时代为早奥陶世道保湾期。

图3.68 限止尖牙形石Scolopos restrictus An（据裴放等,1987）

图3.69 短矛副锯颚牙形石Paraserratognathus paltodiformis An（据裴放等,1987）

图3.70 禹县多茎牙形石Polycaulos yuxianensis Pei（据裴放等,1987）

（3）Polycaulos yuxianensis-Scolopos sunanensis带

裴放等（1987b）在禹州方山发现并命名Polycaulos yuxianensis（图3.70）带,现称Polycaulo-s yuxianensis-Scolopos sunanensis带。该带分布于禹州方山马家沟组一段中部灰岩、博爱后寨马家沟组一段底部,层型剖面在禹州方山,垂直地层厚度12.42m。除带化石Polycaulos yuxianensis及Scolopos sunanensis（图3.71）外,还有Scolopos sp.,Oneotos sp.等。时代为中奥陶世大湾期。

（4）Scolopos flexilis顶峰带

该带在巩义涉村、大凹岩,博爱后寨,济源莲东,鹤壁南荒等地分布,在东（明）濮（阳）地区龙古1井、龙古2井、龙古3井也有发现（蒋飞虎等,1994）,相当岩石地层单位为马家沟组二段,垂直地层厚度40～100m,代表剖面在博爱后寨,对应于该剖面8～11层,厚45.10m,下伏生物地层单位为Polycaulos yuxianensis-Scolopos sunanensis带,以S.flexilis粗大的个体大量出现为下界,以其消失或锐减为上界。除了Scolopos flexilis（图3.72）富集外,还有Belodella rigida,Acontios viriosus,Scolopos eburnus等,组合特征是个体粗大的单锥型占优势。时代为大湾期。

图3.71 苏南尖牙形石Scolopos sunanensis An et Ding（据裴放等,1987）

图3.72 弯曲尖牙形石Scolopos flexilis An（据裴放等,1987）

（5）Tangshanos tangshanensis延限带

该带分布广泛,在巩义涉村、北洼、大凹岩,济源莲东,新安庙上、西沃,博爱后寨,鹤壁南荒等地均有分布,在东（明）濮（阳）地区龙古1井、濮深1井也有发现（蒋飞虎等,1994）,以Tangshanos tangshanensis的出现与消失为该带底、顶界线,相当岩石地层单位为马家沟组三段,下伏生物地层单位为Scolopos flexilis顶峰带,垂直地层距离12.8～44m,代表剖面在博爱后寨12～18层,厚43.57m,在巩义大凹岩厚40.44m。该带牙形石丰富,除Tangshanos tangshanensis（图3.73）之外,还有Belodella rigida,Acontios viriosus,Rhipidognathus maggolensis,R.cf.laiwuensis等,特征是多分子复合型牙形石第一次大量繁盛并占绝对优势。时代为大湾期。

（6）Plectodina fragilis带

目前在河南该带仅在巩义大凹岩马家沟组四段下、中部及博爱后寨该组四段上部发现,相应岩石地层单位马家沟组四段,大致以该种的出现与消失为底、顶界线,下伏生物地层单位为Tangshanos tangshanensis延限带,层型剖面在巩义大凹岩,对应该剖面15、16层,垂直地层厚度58.30m,以博爱后寨剖面为副层型,对应剖面17～20层,垂直地层厚度76.00m。该带除了Plectodina fragilis（图3.74）之外,还产有Scolopos nogamii,Triangulos changshanensis Zhang F,Acontios viriosus,Belodella rigida等。其特征是首次出现Plectodina高齿片分子。时代为中奥陶世达瑞威尔期。

图3.73 唐山唐山牙形石Tangshanos tangshanensis An（据裴放等,1987）

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

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

该带在巩义大凹岩、博爱后寨、安阳铜冶有发现,在东（明）濮（阳）地区龙古1井虽发现Acontios streblus（图3.75）,但被归入Plectodina onychodonta带（蒋飞虎等,1994）。该带以Acontio-s streblus和Aurilobos gongxianensis的出现和消失为界线,相当岩石地层单位为马家沟组五段下部,下伏生物地层单位为Plectodina fragilis带,层型剖面选在安阳铜冶,对应于该剖面2层到3层中部,垂直地层厚度55m；副层型剖面为博爱后寨剖面,对应于该剖面第21层到22层底部,垂直地层厚度26m。主要牙形石有Acontios streblus,Aurilobos gongxianensis（图3.76）,Belodella rigida,Scolopo-s nogamii,Triangulos changshanensis,Acontios viriosus,其次还有Aurilobos simplex,A.gratus,Drepanos sp.B,D.sp.A,Scandos sp.等,特征是牙形石数量丰富,具耳叶的粗大个体富集。时代为中奥陶世达瑞威尔期。

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

图3.76 巩县叶耳牙形石Aurilobos gongxianensis Pei（据裴放等,1987）

图3.77 爪齿褶牙形石Plectodina onychodonta An et Xu（据裴放等,1987）

（8）Plectodina onychodonta 顶峰带

该带在博爱后寨,济源莲东,安阳铜冶,新安庙上、西沃,鹤壁大峪等地发育,在东（明）濮（阳）地区龙古2井也有发现（蒋飞虎等,1994）,以该种开始出现为下界,以其锐减为上界,相应岩石地层单位为马家沟组五段上部和六段底部,垂直地层厚度40～98m,下伏生物地层单位为Acon-tios streblus-Aurilobos gongxianensis共存延限带,以博爱后寨剖面为参考剖面,对应该剖面第22层下部至27层,垂直地层厚度95.28m。该带以大量繁盛Plectodina onychodonta为特征,其次还有Acontios viriosus,Triangulos changshanensis,Scolopos nogamii,Belodella rigida,Erraticodon tangs-hanensis,Aurilobos simplex,A.aurilobus,A.sp.A,Drepanos sp.B等。特征是Plectodina onychodon-ta（图3.77）特别繁盛,个体粗大,且具耳叶的Aurilobos种类繁多。时代为中奥陶世达瑞威尔期。

（9）Aurilobos serratus 带

在河南该带仅在博爱后寨、安阳铜冶发现,在东（明）濮（阳）地区龙古3井也有发现（蒋飞虎等,1994）,相当岩石地层单位为马家沟组六段中上部,以Aurilobos serratus出现为下界,上界不确切,下伏生物地层单位为Plectodina onychodonta顶峰带,垂直地层厚度为40～60m,参考剖面在博爱后寨,对应该剖面28～36层,厚50.47m。该带除了Aurilobos serratus之外,还产有Acontios viriosus,Belodella rgida,Drepanos sp.B,Plectodina onychodonta,Scandos sp.,Drepanos sp.等,特征是单锥型牙形石居多,且有大量不对称的Scandos。时代为中奥陶世达瑞威尔期。

（10）Tasmanognathus careyi延限带

该带在确山独山有出露,相当岩石地层单位为马家沟组七段,以博爱后寨剖面为层型,对应该剖面37～40层,垂直地层厚度35.10m,下伏生物地层单位为Aurilobos serratus带。该带主要牙形石有Tasmanognathus careyi（图3.78）,T.badouensis（图3.78）,Cyrtonios camplicatus,Panderos graci-lis,Acontios viriosus Cui,Microcoelos symmetricus,Drepanos sp.B,Belodina sp.,Scandos sp.,特征是具高而稀疏齿片的牙形石Tasmanognathus出现。时代为晚奥陶世艾家山期。

图3.78 凯里塔斯满牙形石Tasmanognathus careyi Burrett（据裴放等,1987）

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

该带在安阳铜冶、鹤壁大峪发现,在东（明）濮（阳）龙古3井、毛4井、范古2井、庆古1井、东古2井和马古5井都有发现（蒋飞虎等,1994）,相当岩石地层单位为马家沟组八段,与下伏生物地层单位Tasmanognathus careyi带未直接相接。该带以安阳铜冶剖面为代表剖面,相当该剖面33～45层,垂直地层厚度149.97m。该带牙形石十分丰富,有Microcoelos symmetricus,M.asymmetricus,Erismos typus（图3.80）,Oulos sp.,Eoligonodina prima,Belodina compressa,B.confl-uens,Pan-deros gracilis,Tasmanognathus badouensis,T.sishuiensis（图3.79）,Trichonodella ani,T.sp.,Pseudo-belodina dispansa等,特征是复合型牙形石为主,且以出现Belodina为特点。时代为晚奥陶世艾家山期。

3.2.3.2 牙形石动物群的生物地理区

牙形石和其他古生物一样,存在动物群分区差异。Sweet et al.（1959）首次识别出晚奥陶世北美中大陆和欧洲牙形石动物群的分区差异,命名为北美中大陆区（North American Midcontinent Province）和盎格鲁-斯堪的纳维亚-阿帕拉契亚区（Anglo Scandinavian Appa-lachian Province）。Sweet et al（1974）将全球奥陶纪牙形石地理区分为北美中大陆区和北大西洋区（North AtlanticProvince）。后来,这些地理性动物群单位名称被省略,选择了解释性成因名字,如低纬度区和中纬度区（Charpen-tier,1984）或暖水型动物群和冷水型动物群（Sweet etal.1984）。Bergstrom（1990）将两大牙形石动物地理区改称为中大陆动物域（Midcontinent Faunal Region）和大西洋动物域（Atlantic Faunal Region）,其下分为若干地理区（Province）。中大陆牙形石动物域动物群是奥陶纪热带和亚热带远洋区的标志,主要发现于赤道附近的克拉通盆地和盆地边缘的浅水暖水域,包括北美中大陆、华北、西伯利亚、澳大利亚东部,繁育暖水型牙形石动物群,主要有Rhipidognathus,Plectodina,Belodina,Phragmos,Aphe-lognathus。从前述河南省华北型奥陶系牙形石生物地层单位可知,属于北美中大陆区。关于这方面的认识,裴放等（1987b）有论述。对全国范围来说,属于华北区（安太庠等,1983,1990）或华北生物省（殷鸿福,1988；王鸿祯等,1985,1990）,就全球范围而言,属于中大陆动物域的中国华北区（North Chinese Province）（Bergstrom,1990）。至于两大动物域之外存在第三个动物域,曾有作者探讨或论述（Bergstrom,1971；裴放等,1987b）,因发育在河南内乡、淅川上奥陶统,与本节所述华北区关系不大,不作详述。

图3.79 泗水塔斯满牙形石Tasmanognathus sishuiensis Zhang Y.Q.（据裴放等,1987）

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

3.2.3.3 牙形石生物地层对比

（1）下奥陶统牙形石带对比

河南林州下奥陶统牙形石属华北型,与北美中大陆区为同一个牙形石地理区。三山子组y段的牙形石“Acos”oneotensis最早发现于美国密苏里州和衣阿华州的Oneota组（Furnish,1938）,在亚利桑那州和得克萨斯州的El Paso组也有发现（Ethington et Clark,1964）。Ethington et Clark（1971）把科罗拉多州中部Manito组以及犹他州西部House组的Acos oneotensis作为下奥陶统牙形石动物群Fauna C的重要分子。在澳大利亚昆士兰地区Minmaro组上部的Chosonodina herfurthi-Acos组合带（Druce et Jones,1971）,在伊朗（Muller,1973）的上寒武统至下奥陶统第7牙形石带也有报道。在华北,“Acos”oneotensis产于冶里组中部Cordylos rotundatus-“Acos”oneotensis带（安太庠等,1983）。在湖北,产于南津关组底部Acanthos costatus-“Acos”oneotensis带（安太庠等,1985）。该段的Acontios iowensis,Teridontus gracilis分布的层位及地区与“Acos”oneotensis相近。Scolopo-s restrictus,S.primitivus均为华北冶里组、湖北南津关组化石。因此,可以肯定本区存在冶里期沉积,并可与上述地层进行对比（裴放等,1989）（表3.5）。

河南林州三山子组1段牙形石较为繁盛。Bergstroemognathus extensus最早见于美国有名的得克萨斯州Marathon盆地（Graves et Ellison,1941）,在阿根廷圣胡安（San Juan）地区Fauna B（Serpagli,1974）也有发现,在澳大利亚阿马迪厄斯盆地产于Horn Valley粉砂岩（Cooper,1981）,在华南红花园组和大湾组也有报导（安太庠等,1985）。该种的相似种在林县产出层位比世界其他地区略低。B.penctiniformis在华北亮甲山组上部Paraserratognathus palodiformis带被首次描述（安太庠等,1983）。Triangulos brevibasis最先描述于苏联彼得格勒地区（现为俄罗斯圣彼得堡地区）下奥陶统（Cepreeba,1962）,在华南红花园组也有发现,华北亮甲山组中也有该种相似种的记述。Baltoniosapproximatus与北美Fauna E（Ethington et Clark,1971）中的B.communis有相似之处。Scolopos rex在世界多处阿伦尼格阶广泛发育。马来西亚凌加卫岛下塞图尔灰岩（Igo et Koike,1966）下部的S.giganteus与S.rex huolianzhaiensis应为同义名。Paraserratognathus是一类特殊的单锥型牙形石,是华北区的地方性分子。因此,三山子组1段牙形石可与上述地区对比（表3.5）。

（2）中、上奥陶统牙形石带的对比

1）与华北对比。

河南马家沟组牙形石属华北型,为北美中大陆区牙形石,裴放等（1987）已做过与华北牙形石带（安太庠等,1983）的对比,现据新资料做些补充,同名带对比不再赘述（表3.5）。安太庠等（1983）在河北平泉亮甲山组上部Paraserratognathus paltodiformis带之上建Scolopos sunanensis组合。安太庠等（1990）在河北平泉常杖子亮甲山组顶部命名Jumudontus gananda-Scolopos sunanensis带,以J.gananda Cooper或S.sunanensis An et Ding首次出现为下限,以Aurilobos leptosomatus An或Loxos dissectus An首次出现为上限。安太庠等（1990）认为,大约从河北抚宁开始向南,该带岩性由白云岩（亮甲山组上段）相变为含角砾的泥质白云质灰岩（下马家沟组下段）。河南马家沟组一段Polycaulos yuxianensis-Scolopos sunanensis带大致与安太庠等（1990）的J.gananda-S.sunanensis带相当。

河南马家沟组四段Plectodina fragilis带大致相当于安太庠等（1983）上马家沟组下部未建带中下部。安太庠等（1990）将河南的Plectodina fragilis带列入华北奥陶系牙形石序列,从而完善了华北奥陶系牙形石生物地层单位系统,但认为该带与其上的Eoplacognathus suecicus-Acontios linxiensis带部分重叠是可能的。根据安太庠等（1983）河北唐山赵各庄上马家沟组未建带相当于该组一段到二段下部,而河南Plectodina fragilis带未延入马家沟组五段（裴放等,1987）,因而Plectodina fragilis带不会与E.suecicus-A.linxiensis带重合。

河南Plectodina fragilis带之上为Acontios streblus-Aurilobos gongxianensis带,底界在马家沟组五段底部,河北Plectodina fragilis带之上为Eoplacognathus suecicus-Acontios linxiensis带,底界在马家沟组五段下部,比河南的高。河南的Acontios streblus与河北的Acontios linxiensis形体相似,两带可大致对比,但河南未发现平台型牙形石Eoplacognathus suecicus Bergstrom。

表3.5 河南省华北型奥陶系牙形石对比表

河南Tasmanognathus careyi带大致分布在马家沟组七段中下部,其上与Tasmanognathus sishuiensis-Erismos typus带未见直接接触。安太庠等（1983）的峰峰组阁庄段为未建带,而安太庠等（1990）在该段建Scandos handanensis带,下限不明确,上限以Tasmanognathus sishuiensis出现为界。这样,河南的T.careyi带可与河北的Scandos handanensis带大致进行对比。

河南马家沟组八段为Tasmanognathus sishuiensis-Erismos typus带。安太庠等（1983）峰峰组八陡段为Belodina compressa-Microcoelos symmetricus带,安太庠等（1990）又在河北邯郸峰峰组八陡段改建 Tasmanognathus sishuiensis - Erismos typus 带,以 T.sishuiensis 出现为下限,以T.shichuanheensis出现为上限。尽管带名更改,但牙形石组合依旧。考虑到T.sishuiensis为华北型地区性分子,而M.symmetricus,B.compressa为北美中大陆区广泛分布的分子,为了便于区域对比,在河南改称Tasmanognathus sishuiensis-Erismos typus带,与河北Tasmanognathus sishuiensis-Erismostypus带对比。安太庠等（1990）在陕西耀县Tasmanognathus sishuiensis带之上建Tasmanognathus shich-uanheensis带,高于河南马家沟组。

2）与华南对比。

马家沟组与华南中奥陶统分属于两个不同的牙形石地理区,前者属北美中大陆区,后者属北大西洋区（安太庠等,1983,1985,1990；安太庠,1987）,两地牙形石动物群性质及分带明显不同,化石带无法直接对比,仅能靠共同分子分析它们的关系。河南马家沟组一段Polycaulos yuxianensis -Scolopos sunanensis带中的S.sunanensis An et Ding在华南见于红花园组中上部到大湾组下部,马家沟组三段的Tangshanos tangshanensis与大湾组上部Balonios aff.navis有相似之处。在河北,与河南Acontios streblus-Aurilobos gongxianensis带相当的为Eoplacognathus suecicus-Acontios linxiensis带,Eoplacognathus suecicus是牯牛潭组常见化石,河南马家沟组五、六段的Scolopos nogamii在牯牛潭组也有发现（安太庠等,1985）,六段顶部出现Panderos又与牯牛潭组顶部相似。马家沟组七、八段出现Tasmanognathus,与华南庙坡阶Pygos anserinus出现时间大致相当。从上述可见,河南马家沟组大致可与华南大湾组、牯牛潭组到庙坡组中部进行对比。

3）与朝鲜半岛对比。朝鲜半岛北部与华北区奥陶系牙形石很接近,安太庠等（1983）、裴放等（1987）曾作过对比。朝鲜半岛南部奥陶纪牙形石与华北、河南的关系,安太庠等（1983）、裴放等（1987）也曾作过对比。安太庠（1987）将朝鲜半岛南部寒武系、奥陶系分为斗围峰型、旌善型、宁越型、忠州型4种类型,并作了4种类型奥陶纪牙形石与华南的对比,认为朝鲜半岛南部奥陶纪牙形石与华北类似。安太庠等（1990）又对朝鲜半岛南部所谓志留纪牙形石提出了属于华北型奥陶系牙形石的论断。

韩国牙形石研究学者李河荣（Lee,1980）报导在朝鲜半岛南部江原道下古生界Choseon超群旌善组之上发现更新的地层,下部称行迈组,以角砾状灰岩为主,易风化,常形成负地形,厚80～100m,其中未见牙形石。上部称桧洞里组,以厚层青灰—浅灰色结晶灰岩为主,厚约200m,其中产丰富的牙形石,李河荣认为其时代属志留纪。志留系在朝鲜半岛的发现曾引起极大反响,韩国学者认为这是新近朝鲜地质学中的一大突破。安太庠（1987）指出在桧洞里组中所发现的所谓志留纪牙形石动物群与华北峰峰组牙形石类同。安太庠等（1990）又将李河荣（Lee,1980,1982,1984）所描述的牙形石做了改动,认为李河荣的Pterospathos celloni（Walliser）实际上为河北峰峰组Tasmanog-nathus sishuiensis的spathognathodiform分子和cyrtoniodiform分子,而Distamos kentuckyensis Branson etMehl为T.sishuiensis的cordylodiform或cyrtoniodiform分子的破损标本,将旌善组、行迈组和桧洞里组与华北的上马家沟组、峰峰组的阁庄段、八陡段对比。

李河荣（Lee,1988）在朝鲜半岛南部江原道Choseon超群旌善组及其以下地层建立寒武系—奥陶系牙形石带,大部分带可与华北对比,相当于河南马家沟组牙形石带最高到Aurilobos serratus带（表3.5）。裴放1988年7月在德国第五届国际牙形石学术会议上曾与李河荣讨论了朝鲜半岛南部所谓志留纪牙形石问题,他认为他的化石名单和标本曾经欧美牙形石专家Sweet,W.C.,Bergstrom,M.S.,Rexrord,C.B.,Harris,A.G.讨论过,定志留纪时代也与他们作过讨论。当问及这些化石与Belodina的关系时,说在Belodina层位之上。从图版上看,李河荣（Lee,1980）的Spathognathotussp.,Ozarkodina sp.,Trichonodina incostans Lee与裴放等（1987）在确山独山发现的Tasmanognathuscareyi Burrett的Pb和Sa分子极为相似,有可能是同一个种。此外两地所处构造位置也有相似之处。确山独山向南1 km为金牛山,那儿的寒武纪地层张夏组之下经受轻微区域变质,张夏组和三山子组与豫西相同,说明金牛山已临近华北地台南缘。朝鲜半岛南部江原道旌善型奥陶系也接近于朝鲜半岛奥陶系最南部,有可能与确山独山同位于中朝准地台南缘的相当的大地构造位置。确山独山的Tasmanognathus careyi与Belodina sp.共生（裴放等,1987）,而Belodina在全球各地均分布在中、上奥陶统,未有延入志留纪的纪录。因而韩国桧洞里组的牙形石不是志留纪牙形石,其所在地层相当于马家沟组七、八段,这与安太庠等（1990）的认识是一致的。

4）与北美中大陆区对比。

河南华北型奥陶系牙形石属北美中大陆地理区,裴放等（1987）已与北美占勃兰统（Champla-nian）Fauna 1—Fauna 8（Sweet et al.,1971）作了对比,安太庠等（1983,1990）都将华北奥陶系牙形石与北美牙形石作了对比。

北美Jeffersonian阶顶部到Cassinian阶下部为Jumudontus gananda-Reutteros andinus带,与华北马家沟组一段Jumudontus gananda-Scolopos sunanensis带可对比。河南马家沟组一段为Polycaulosyuxianensis,Scolopos sunanensis带,Polycaulos是典型的北美中大陆区牙形石,在北美白石阶（Whiterockian）上部和黑河阶（Blackriverian）广泛分布,在河南出现要早得多。美国Whiterockian阶下部出现的单锥型牙形石Distomos symmetricus Mound,Acost curvatus Mound与河南的Scoloposflexilis很接近。Whiterockian出现大量复合型牙形石与河南马家沟组三段Tangshanos tangshanensis很接近,可大致对比。

在北美,Plectodina Staffer初次出现于Whiterockian中部靠上,而河南的Plectodina fragilis带出现略早。该带之上华北为Eoplacognathus suecicus-Acontos linxiensis带,上部出现重要的台型牙形石Eoplacognathus suecicus Bergstrom,在北美相当于Phragmos“pre-flexeous”带。河南的Plectodina any-chodonta,Aurilobos属华北地方性属种,马家沟四、五、六段大致相当于北美Whiterockian的His-tiodella holodentata带、Cahabagnathus friendsvillensis带。河南的Tasmanognathus sishuiensis Zhang Y.Q.和T.careyi Burrett属地方性属种。Tasmanognathus sishuiensis-Erismos typus带可与北美黑河阶中上部Plectodina aculeata带、Belodina compressa带对比。Belodina compressa在华北马家沟组八段开始出现,到陕西耀县组明显增加。在北美B.compressa带之上为春塘阶（Tretonian）的Phragmos undatus带,在陕西耀县组上部出现,明显高于河南马家沟组。

5）与澳大利亚对比。

澳大利亚奥陶系牙形石研究成果甚多。主要有Druce et al.（1971）,Druce（1978）,Nicoll et al.（1991）对Georgian盆地早奥陶世牙形石的研究,Motavish et al.（1976）对Canning盆地中奥陶世牙形石的研究,Burrett（1979）对塔斯玛尼亚中奥陶世晚期牙形石的研究,Cooper（1981）对Amadeus盆地Horn Valley粉砂岩中牙形石的研究,Webby et al.（1989）对澳大利亚奥陶系牙形石的总结以及Nicoll（1990）对澳大利亚寒武系与奥陶系界线上下牙形石的研究等。Webby et Nicoll（1989）较详细总结了澳大利亚奥陶系牙形石研究成果,根据Sweet et al（1974）区分牙形石地理区的依据,把Canning,Bonaparte,Amadeus,Georgina盆地,塔斯玛尼亚、昆士兰州和新南威尔士州西部划为暖水域（Warm water realm）,把维多利亚州和新南威尔士州东部划为冷水域（Cold-water realm）。但由于Webby et al.（1989）未能系统建带,因而与河南的对比是困难的。可以对比的有：澳北区的Jumud-ontus gananda在华北马家沟组一段是带石化,Erraticodon多分布于华北马家沟组五、六段,在河南马家沟组五段有发现,Eoplacognathus suecicus在华北马家沟组五段为带化石,Plectodina onychodonta是河南乃至华北马家沟组五段上部至六段下部带化石。塔斯玛尼亚Gordon亚群Benjamin灰岩中产Tasmanognathus careyi Burrett,在河南马家沟组七段产出,可以对比。塔斯玛尼亚的Phragmosundatus Branson et Mehl产出层位高于河南马家沟组。

『肆』 奥陶纪碳酸盐岩台地演化

早奥陶世新厂期, 塔里木盆地西北缘露头区整体上表现为一个向西北方向倾斜的缓坡型碳酸盐岩台地。在海侵体系域, 潮间—潮下高能带 (中缓坡)的迁移以及高位体系域高能相带向海方向的迁移形成了广泛分布的高能滩相沉积。从岩相古地理演化可知, 该缓坡型碳酸盐岩台地在早、中奥陶世新厂期、道保湾期和大湾期继承性发展, 直到达瑞威尔期统一的碳酸盐岩台地开始分割为南北两个独立台地, 露头区过渡为镶边-弱镶边型碳酸盐岩台地。

寒武系碳酸盐岩台地于晚寒武世抬升暴露遭受剥蚀 (图3-4-2)。早奥陶世, 碳酸盐生长首先自剥蚀线东侧的缓斜坡地带开始。海侵体系域, 潮间—潮下高能带不断向古陆方向迁移, 形成分布广泛的颗粒滩沉积。高海平面时期, 碳酸盐的产率是最高的, 该时期在垂向上表现为台地的加积并伴有浅滩化趋势。相对海平面和可容空间的变化影响着碳酸盐岩台地的生长样式。在可容空间有限的情况下, 水动力将过剩的碳酸盐岩沉积产物带到邻近的斜坡带, 导致了陆架和台地的向海方向进积。蓬莱坝组高位体系域中, 由于高能带的向外迁移, 形成了数个前积复合体。在这些前积复合体内可以见到明显的前积反射特征, 单个倾斜体的倾角也略有差异 (图3-4-2)。

图3-4-2 塔北南部奥陶系碳酸盐岩台地边缘特征

台地东南部表现为镶边型结构, 例如古城地区。地震剖面上寒武统—下奥陶统蓬莱坝组具有明显的丘状反射特征 (图3-4-3)。丘状反射内部下段略具连续性, 中—弱振幅,向上连续性变差; 丘状反射上部和后部 (西侧)具有较好的连续性, 振幅中等—弱。 塔中5井蓬莱坝组见有礁前角砾岩沉积。这些现象均表明, 台地东南侧边缘在早奥陶世表现为镶边型台地。

图3-4-3 塔里木盆地古城地区上寒武统—下奥陶统台地边缘地震反射特征

早奥陶世中晚期 (道保湾期, 鹰山组下段沉积期), 海侵背景下陆棚内主要沉积碳酸盐岩。 碳酸盐岩台地内部出现地形 “二台阶”, 较浅水开阔台地与较深水开阔台地的过渡部位具有明显的地形变化, 且滩相及丘滩相发育。 北部碳酸盐岩台地台缘斜坡宽度增大,坡度变缓, 有向碳酸盐缓坡过渡的趋势; 西部为碳酸盐缓坡沉积体系。碳酸盐岩台地内部有台内洼地存在, 台内洼地周围有滩体和生物丘分布, 通常在迎风面为滩体, 在背风面为生物丘 (图3-4-4, 3-4-5)。 因此在该时期, 碳酸盐岩台地东部总体上可用塔克模式或威尔逊模式进行描述, 需要注意的是较深水开阔台地边缘并不一定发育高能滩相带, 而研究区西缘为缓坡型碳酸盐岩台地或碳酸盐缓坡。

中奥陶世早期 (大坪期, 鹰山组上段沉积期), 高位域碳酸盐岩沉积填满整个碳酸盐岩陆棚,研究区东部台地边缘与陆棚边缘位置吻合,碳酸盐岩沉积体系可用塔克模式或威尔逊碳酸盐岩台地模式进行描述(图3-4-6)。研究区西部边界仍然为缓坡型碳酸盐岩台地或碳酸盐岩缓坡。

图3-4-4 塔里木盆地中西部鹰山组下段沉积模式图

图3-4-5 塔里木盆地中西部碳酸盐岩台地东段鹰山组沉积模式图

图3-4-6 塔里木盆地中西部鹰山组上段沉积模式图

中奥陶世中晚期(达瑞威尔期,一间房组沉积期), 研究区内不同部位碳酸盐岩台地表现形式差别较大, 总体可分为三大区块。西部巴楚至柯坪露头区, 总体为弱镶边的碳酸盐岩台地沉积, 由南部的台地相向北部的台缘斜坡或浅海盆地相区过渡,柯坪至雅科瑞克之间存在一个向西开口的闭塞海湾。东南部古城4井—塘参1井一线的碳酸盐岩台地可能为镶边型碳酸盐岩台地, 台缘滩及台内滩均可发育。轮南向南及向西方向可能表现为缓坡型碳酸盐岩台地, 中缓坡展布宽广, 内带滩相发育,外带发育滩和点礁沉积, 外缓坡向浅海盆地平缓过渡, 外缓坡边缘高能滩相发育的可能性较低。

晚奥陶世早期 (吐木休克组沉积期), 区域性海侵背景下一间房组碳酸盐岩台地被淹没, 吐木休克组可用陆源碎屑/碳酸盐岩混积型缓坡沉积体系进行描述, 高能滩相沉积不发育。

晚奥陶世良里塔格组沉积期, 塔北地区和塔中-巴楚地区之间被浅海盆地所分隔, 成为南北两个独 (孤)立的碳酸盐岩台地, 不同地区的碳酸盐岩台地类型存在差异性, 台缘斜坡宽窄不一。塔北地区, 轮南48井以北为弱镶边的碳酸盐岩台地, 台缘障积生物礁发育; 轮南48井以南为缓坡型台地, 主体为相对低能的瘤状灰岩, 夹障积礁、滩沉积。塔中Ⅰ号台缘带为镶边型碳酸盐岩台地, 台缘斜坡带较窄, 台缘礁滩发育。而塔中-巴楚南北两侧总体由镶边型碳酸盐岩台地过渡为缓坡型碳酸盐岩台地。 巴楚露头区表现为能量相对较低的弱镶边或缓坡型碳酸盐岩台地, 发育障积礁或灰泥丘、滩组合。塔中Ⅰ号台缘带碳酸盐岩台地的演化可能经历了缓坡型碳酸盐岩台地向镶边型碳酸盐岩台地的过程(图3-4-7, 3-4-8)。

图3-4-7 塔中地区上奥陶统良里塔格组沉积早期沉积模式图

图3-4-8 塔中地区上奥陶统良里塔格组沉积晚期沉积模式图

塔里木盆地奥陶纪不同时期同一地区碳酸盐岩台地类型不同, 同一时期不同地区碳酸盐岩台地类型也不相同,很难用一种模式来描述。不同类型碳酸盐岩台地内的岩相组合、亚相划分, 以及高能礁、滩相带发育类型及分布规律等均存在很大差异,需要进一步加强露头地质模式建立及三维区沉积单元空间分布的深入研究, 进一步揭示不同类型碳酸盐岩台地的发育模式及礁滩体分布模式。

『伍』 重庆万盛区奥陶纪公园门票多少，本地人有优惠吗

门票一般是180元，本地人没有优惠。

(5)从反奥陶纪电影好看吗扩展阅读：

梦幻奥陶纪主题公园，位于万盛区旅游核心景观带之巅，北邻黑山谷景区、南接龙鳞石海景区。公园平均海拔1000米，占地约2.5平方公里，夏季平均气温21℃。

梦幻奥陶纪主题公园，定位为全国首家体验式地质主题公园，它是以奥陶纪地质年代作为主题，通过专门定制的《重返奥陶纪》5D影片、《穿越奥陶纪》、《勇敢者漂流》等高科技参与性游乐项目和奥陶纪时代遗留的地质遗产，系统性的展示奥陶纪时期的场景。

同时结合全国首创的融合夜石林光影秀和大型实景演出《千古巴渝情》的梦景夜石林夜游项目，以及专门为青少年打造的儿童欢乐谷—机械设备游乐区，将梦幻奥陶纪主题公园打造成为一个集自然观光、主题游乐、实景演出和夜间游览为一体的综合性主题景区。

整个景区占地0.8平方公里，景区分为5大游览板块：科幻梦工厂、儿童欢乐谷、梦境夜石林、地质奇观区和《千古巴渝情》演出。

《千古巴渝情》实景演出以巴渝文化为背景，融合了目前国内两大顶级演出“印象系列”和 “千古情系列”，既有“印象系列”壮观、真实的实景场面，又有“千古情系列”奇幻、生动的光影效果，通过全息影像、激光、霹雳火及电影拍摄手法等特效手段。

与各种特技演员组成的综合队伍，带给观众以强烈震撼的艺术冲击力，是一场体现巴渝祖先数千年前生活缩影的精彩视觉盛宴（晚间演出）。

『陆』 你手机里的梦幻奥陶纪是什么样子的

当然有啦！奥陶纪除了悬崖秋千、火箭蹦极之类的高空项目，还有冰雪世界、冰雕王国、儿童欢乐谷、特色温泉之类的项目，可以说是老少皆宜，不同年龄段、不同喜好的游客在这里都能找到自己中意的项目。

『柒』 外地人来重庆玩，从解放碑怎么去奥陶纪

外地人到重庆后，想到万盛奥陶纪去玩，如果不熟悉的话，建议乘坐重庆解放碑直接到奥陶纪景区直通车，相对来说是很方便的，而且性价比是比较高的，具体如下：
1、解放碑出发：早上7:50从解放碑上车出发，要经停四公里，也可以在早上8:40从四公里集散中心上车，具体可和行车助理联系，一般要求发车前10分钟抵达解放碑皇冠假日酒店以免误车，11:00左右抵达万盛奥陶纪，到达奥陶纪后，下车自行前往景区游玩。

2、奥陶纪返程：17:00从客接待中心返程，返回重庆四公里集散中心，上下车地点一致，请合理安排游玩时间，以免误车。
3、乘车要求：这个是景区直达车，没有其他费用了，但是要遵守乘车的要求。
4、购票地址：可以在重庆自由行公众号提前一天预订，随后就有工作人员和你联系了，服务很不错的，感觉方便多了。

『捌』 奥陶纪景区里面工作人员态度好吗

一家人一起去重庆玩的时候去的奥陶纪，感觉工作人员态度都很好呀，都是地道的重庆人，很热情，去问路也会很细心地指路。可能有时候重庆话听起来会感觉很凶，但是其实工作人员都很热情的。

『玖』 奥陶纪原型盆地特征

(一)岩相与沉积环境

奥陶纪的沉积演化明显受控于该时期的盆地构造演化。 晚寒武世末—早奥陶世初, 塔里木盆地断块差异活动加强, 上升断块形成水下隆起, 而断裂下陷断块沦为半深海—深海盆地, 堆积了巨厚的陆源碎屑浊积岩, 揭开了奥陶纪大规模海侵的序幕, 到晚奥陶世中晚期达到高潮, 导致塔里木盆地中、西部碳酸盐岩台地转化为混积陆棚。这次范围广大的海侵,几乎淹没了整个塔里木地块。研究表明, 奥陶纪经历了一个完整的海侵—海退旋回,由早奥陶世早期—中奥陶世中期海侵、中奥陶世晚期海退和晚奥陶世早期海侵、晚奥陶世中晚期海退两个次级旋回构成。盆地中西部地区发育宽广的碳酸盐岩台地, 至晚奥陶世晚期碳酸盐岩台地转化为混积陆棚, 标志着盆地性质的转变 (何登发等, 2007)。

图2-3-1 塔里木盆地及邻区早寒武世原型盆地分布图

图2-3-2 塔里木盆地及邻区中寒武世原型盆地分布图

图2-3-3 塔里木盆地及邻区晚寒武世原型盆地分布图

1. 早奥陶世

早奥陶世, 塔里木盆地基本上继承了晚寒武世的古地理格局, 台地范围明显扩大, 东部的台地边缘向盆地方向推进了约40余千米, 达到了台地发育的极盛时期。塔东地区为欠补偿型深水盆地, 沉积很薄, 以深色瘤状泥晶-粉晶灰岩、钙质泥岩为主, 生物以深水浮游生物为主,发育笔石组合、薄壳腕足类组合。库南1井—满参1井—且末连线一带是一个向西凸出的马蹄形东倾斜坡带。

台地前缘斜坡相以发育钙屑碎屑流和钙屑浊流沉积为特征, 夹于静水沉积的瘤状泥岩内部, 属于沉积型缓斜坡。在该斜坡带以西的广大地区, 为碳酸盐岩台地环境, 沉积了巨厚的碳酸盐岩。该地区, 早奥陶世早期局限—半局限台地相发育, 沉积物以白云岩、灰质白云岩为主, 早奥陶世晚期过渡为半局限—开阔台地环境, 沉积物以云质灰岩、灰岩为主。

早奥陶世南天山洋开始裂开, 在卡瓦布拉克一带发育了厚度不大的硅质岩、页岩和长石砂岩, 在库尔干道班见重力流沉积。北山地区则为灰岩、砂岩夹硅质岩组合, 厚度小,为稳定浅海相沉积 (张致民, 2000)。阿尔金地区自北向南为开阔台地-陆架相, 祁漫塔格区推测为裂陷槽。北昆仑洋盆继续发育, 为浅海陆架沉积, 喀喇昆仑自西向东由陆架演变为半深海—深海沉积环境。

2. 中奥陶世

中奥陶世, 塔里木盆地的古地理面貌有了很大的改观。塔东地区为盆地相区, 海水深度加大, 深海相沉积特征更加明显, 海水侵漫到阿尔金一带; 阿尔金南部为边缘斜坡-陆架, 北部为半深海环境; 祁漫塔格一带发育裂陷槽, 活动强烈, 海水深, 火山岩喷发强度大, 沉积厚度达10000m以上; 古昆仑洋水体比早奥陶世加深, 而喀喇昆仑洋则延续了早奥陶世的面貌。

在满加尔凹陷区, 堆积了厚度巨大的海底扇的陆源碎屑浊积岩和盆地平原亚相泥页岩, 海底扇物源来自于东北方向、东南方向和塔中低凸起。早奥陶世向西凸出的东倾斜坡相区到中奥陶世向西迁移了约100km, 同时斜坡带的走向在盆地南部发生了明显的改变,斜坡带越过塔中隆起向塘参1井—民参1井方向延伸。塘古孜巴斯坳陷第一次出现较大幅度的沉降,形成了半深海—深海环境, 塘南地区发育一个新的碳酸盐岩台地。在盆地西缘, 巴楚—阿瓦提—拜城一带, 主要由斜坡相的静水沉积为主的泥灰岩、瘤状灰岩夹钙屑碎屑流和钙屑浊流沉积组成。塔中29井已钻揭至具有斜坡相特征的中奥陶统顶部地层、库南1井已钻揭中奥陶统底部地层,该斜坡带在地震反射剖面上清楚地显示出复合型前积结构特征。

3.晚奥陶世

晚奥陶世,伴随着构造活动的增强和海平面的快速上升,塔里木盆地的古地理格局发生重要变化,但依然保持平面上的三分特点。

塔东地区形成了与强烈沉降相对应的补偿-超补偿性沉积,堆积了巨厚的盆地海底扇亚相的陆源碎屑浊积岩和半深海—深海相泥页岩。此时,统一的碳酸盐岩台地已经发生分异,分化为南北两个独立的碳酸盐岩台地。塔中台地北侧沿塔中Ⅰ号带分布, 向西南延至塘古孜巴斯地区,塘参1井上奥陶统却尔却克组 (O^2-3q)为巨厚层灰、深灰色浊积岩沉积。 巴楚断隆一带在晚奥陶世早期为开阔台地展布区, 晚期为混积浅水陆棚沉积, 沉积物为褐色砂泥岩夹泥晶灰岩。麦盖提地区为开阔台地相区, 叶城-和田地区发育水下低隆,其南部为斜坡及海盆相区。柯坪—英买力一带晚奥陶世为混积深水陆棚相区, 沉积物以暗色泥质岩为主, 夹灰岩。

晚奥陶世天山洋开始进入闭合期, 沉积环境演变为浅海陆架; 阿尔金山地区为半深海环境, 西昆仑山地区水体略为变浅, 沉积环境为陆坡, 祁漫塔格裂陷槽发展到后期,火山活动减弱, 沉积厚度仍然很大, 水体仍然较深; 喀喇昆仑洋水体则明显变浅, 由浅海演变为滨海相 (张致民, 2000)。

(二)原型盆地类型及构造格局

早奥陶世的盆地格局 (图2-3-4)基本继承了寒武纪的面貌。北昆仑洋扩大, 其北侧的塔西南被动大陆边缘发育, 和田低隆起幅度与面积扩大, 可能一度成为暴露型剥蚀隆起。与盆地东南缘相邻的祁漫塔格一带形成半深海—深海海槽。南天山洋盆已具雏形。盆地内部台缘斜坡变宽, 塔西克拉通内坳陷沉积厚度增大, 塔东克拉通边缘坳陷仍为欠补偿坳陷。

早奥陶世末的构造运动在盆地内部表现明显, 其成因可能与北昆仑洋、阿尔金洋、北天山洋开始俯冲有关(图2-3-5)。伴随该期运动, 盆地内部逐渐形成了塔中、玛南与和田3个雁列状的隆起或低凸起 (塔北隆起也初具隆起显示)。 塔中地区塔中12井、塔参1等井钻穿上奥陶统直接进入下奥陶统, 中间缺失中奥陶统大坪阶、达瑞威尔阶和艾家山阶下部, 确证了大型不整合的存在。

中奥陶世盆地格局发生了较大变化(图2-3-6)。 盆地南缘可能已经由伸展体制转变为挤压体制, 这在于北昆仑洋的消减与阿尔金沟-弧-盆体系的消亡。挤压的发生一方面导致阿尔金山北缘地区与罗布泊地区褶皱隆起, 成为满加尔坳陷的重要物源, 例如导致大型海底扇沉积体系的出现; 另一方面,沿阿尔金带的聚敛活动, 可能具有左行扭动性质, 民丰北断裂等发生走滑冲断活动, 导致塔中、玛南低凸起的继续发育,并且导致了古城鼻隆开始形成,上述3个北西西向凸起呈雁列状展布,增加了盆地内部地形起伏程度。盆地内部的具体变化还表现在台缘斜坡变窄, 且向西大幅度迁移, 塘古孜巴斯坳陷也充填了台缘斜坡相及浅海盆地相沉积。塔西克拉通内坳陷由于剥蚀区的出现而成为混积陆棚,形成了一套碎屑岩夹碳酸盐岩沉积。

兴地断裂仍然是塔东克拉通边缘坳陷与塔北被动大陆边缘盆地的边界。其北侧在早奥陶世具有岸外海台性质,发育巨厚的开阔台地-陆架相沉积; 至中奥陶世发育厚110m的非常稳定的浅海碳酸盐岩台地沉积。随着南天山洋盆的扩展, 塔北被动大陆边缘逐渐发育成熟, 宽度增大。北天山洋盆的消减, 加快了南天山洋盆的扩展, 这与南天山洋盆处于中天山岛弧之后, 弧后扩展作用有关。

塔西南大陆边缘盆地由于两侧隆起的加大演化为混积陆棚。而在祁漫塔格地区, 形成了陆缘裂谷构造环境, 海水较深, 自下而上沉积了厚达上万米的碎屑岩或凝灰碎屑岩,中—酸性或基—酸性火山岩、碎屑岩, 陆源碎屑岩。

塔里木盆地在晚奥陶世盆地的沉积-构造格局与早期有很大不同, 沉积区基本为向西开口、受阿尔金前缘隆起和库鲁克塔格前缘隆起限定的克拉通内挠曲盆地。总体沉积格局有3个前陆带——库车北前陆、塘古斯巴斯-塔西南弧后前陆、阿瓦提-满加尔复合前陆; 2个隆起——塔北和巴楚-塔中隆起。

图2-3-4 塔里木盆地及邻区下奥陶统蓬莱坝组沉积期原型盆地分布图

图2-3-5 塔里木盆地及邻区下—中奥陶统鹰山组沉积期原型盆地分布图

图2-3-6 塔里木盆地及邻区中奥陶统一间房组沉积期原型盆地分布图

图2-3-7 塔里木盆地及邻区上奥陶统良里塔格组沉积期原型盆地分布图

晚奥陶世盆地格局继承了中奥陶世的特点 (图2-3-7)。 台地斜坡继续西迁且宽度扩大近一倍, 和田、玛南、塔中与塔北隆起或凸起面积扩大。塔西克拉通内坳陷为混积陆棚环境, 沉积厚度急剧减小, 而在塔东边缘坳陷发育过补偿沉积建造。 阿尔金隆起与罗布庄隆起为其主要物源。祁漫塔格地区陆缘裂陷槽发育已到后期, 火山活动明显减弱, 但海水仍然较深。

『拾』 奥陶纪地层

一、区域地层特征

北祁连地区奥陶纪地层为一套中基性火山喷出岩-碳酸盐岩-碎屑岩建造，为洋陆转化过程的不同发展阶段(洋盆拉伸阶段—俯冲碰撞(沟弧盆体系)阶段—汇聚增生阶段)的产物。根据其岩性、岩相及古生物特征，自老而新划分出阴沟群、中堡群、妖魔山组、南石门子组和扣门子组等五个正式地层单位。

1.分布范围

分布在敦煌-阿拉善古陆以南的广阔地区;大雪山、托来南山以北的北祁连山地区;野马南山以南的南祁连山地区。

2.岩性岩相特征

1)阴沟群:可分为a、b、c三组。

a组:基性火山岩夹变砂岩、硅质岩及少量安山质火山岩。

b组:安山质、英安质、流纹质火山角砾岩、角砾熔岩、凝灰岩夹凝灰质板岩、板岩、变细砂岩、灰岩。

c组:灰—灰绿色变砾岩、变砂岩、板岩夹凝灰质板岩及中酸性火山岩。

2)中堡群:变砂岩、板岩加灰岩、中性火山岩、凝灰岩。

3)妖魔山组:灰岩、下部少量夹板岩或页岩。

4)南石门子组:深灰—灰黑色板岩夹变粉砂岩、变细砂岩、灰岩、泥灰岩。

5)扣门子组:安山质、英安质熔岩、凝灰岩、集块岩为主夹玄武岩、灰岩、砂岩、板岩。

3.沉积相、沉积环境和沉积过程

1)阴沟群底部属陆源类复理石碎屑建造，以暗色砂岩、粉砂岩为主夹有石灰岩及菱铁矿、粘土等。普遍含硅质，属还原条件下的沉积，生物以底栖三叶虫为主;其上为海相中基性火山岩建造，以钙-碱系列为主偶有拉斑质岩石，局部为细碧岩，厚可达600m以上，含铁碧玉岩多是在溢流式火山喷发的间隙中形成;最顶部则为浅海碳酸盐岩-碎屑岩建造。

2)中堡群的下部是巨厚的细碧质的火山岩建造，其中夹有多层燧石岩或含铁碧玉岩，东部略偏酸性，所夹的砂岩、板岩中普遍含有黄铁矿晶粒，灰岩多呈透镜体出现，生物群以飘浮生活的笔石为主及少量的底栖三叶虫及腕足类，是在还原条件下由于大量海底火山作用形成富H₂S的环境中的沉积，海水振荡甚频繁。中堡群上部岩相西部仅见浅海闭塞环境下的碎屑岩建造，所夹灰岩呈似层状或扁豆状，有丰富的笔石及小型的三叶虫。在苏优河及其以东地区以中心式喷发的海相火山岩极为发育，永登一带出现偏碱系列的岩石，仍沉积大量的砂岩、板岩及板层的灰岩，生物群仍以笔石为主，有少量的底栖生活的三叶虫、腹足及腕足类。

3)妖魔山组及古浪组是在北祁连山区相对稳定条件下的沉积。以浅海相巨厚层的碳酸盐岩建造为特征，局部有零星的中心式火山喷发。成层稳定，大量底栖和固着生物发育，三叶虫、腕足类、珊瑚、头足类聚居在一起，局部构成介壳灰岩，表明当时海水很浅，阳光充足，具氧化环境，其底部可能属滨海相沉积。

南石门子组属浅海碎屑岩或碳酸盐岩建造，邻近主沉陷区局部有海相火山喷发岩，可构成细碧-石英角斑岩系列，生物以珊瑚及笔石为主，其厚度可达1600m以上。

二、研究区地层特征

1.分布范围

在研究区主要出露有阴沟群a组，分布在丰乐河的石鸡河一带，面积不大，与区域地层方向一致，呈条带状沿NW-SE向展布(原来1∶20区域地质调查和1∶25万区域遥感地质调查认为是志留系的肮脏沟组(Sa)区域);阴沟群b组，主要分布在两个区域:在金佛寺岩体的北西段，呈条带状沿近EW向展部;在东沟一带，呈条带状沿NW-SE向展布。

2.阴沟群a组(OY^a)

(1)岩石组合特征

岩石组合以火山熔岩和火山碎屑岩为主。岩性为钠长玄武岩(细碧岩)和凝灰质板岩。

(2)遥感影像特征

在遥感影像图上呈蓝灰色、亮土黄色较均匀浅色调，斑杂状影纹，宏观斑块状影纹图案，局部具鸡爪状纹形。粗糙程度低，以具蓝灰色色调、微地貌、沟谷形态为特征解译标志，总体可解译程度较高。

3.阴沟群b组(OY^b)

(1)阴沟群b组岩石组合特征

阴沟群b组上部为火山角砾岩、角砾熔岩、凝灰岩夹凝灰质板岩;下部为硅质板岩夹凝灰质板岩。

(2)遥感影像特征

其遥感影像特征由东向西为:东段(黑山梁南):呈暗绿色、深蓝灰色、砖红色斑杂色调，斑条状、斑点状影纹，较暗色条带发育(判译为中酸性岩脉)，粗糙程度中等。中段(大青羊):砖红色、斑点状灰蓝色、浅黄绿色斑杂色调，以碎斑状影纹出现为标志，粗糙程度增强，平行树枝状水系。西段(阳凹大泉北):褐红色(为主)、褐灰色(局部地段为主)斑点状深色调，没有典型影纹出现，粗糙程度中等。

4.阴沟群沉积建造

奥陶纪是北祁连地区海相火山岩的重要发展时期，阴沟群地层的火山-沉积建造，则是这一时期火山强烈活动的真实记录。在不同构造单元、不同环境和部位，形成不同建造(火山岩、火山碎屑岩和沉积岩)(图2-1)。

图2-1 祁连西段阴沟群构造-沉积环境示意图

(1)阴沟群a组沉积建造及洋脊环境的确定

阴沟群a组的火山沉积建造，细碧岩是在火山爆发期后溢流阶段形成的火山熔岩;喷发晚期形成安山玄武质角砾凝灰岩和碧玉岩、硅质岩等，并有火山热液的加入。

沉积建造和序列特征反映出阴沟群a组形成于靠近洋脊岛弧环境，其沉积建造特点既不同于岛弧，又有别于大洋中脊。

(2)阴沟群b组沉积建造及岛弧环境

阴沟群b组沉积建造主要为火山岩建造、火山碎屑岩沉积建造和正常沉积岩建造，代表大洋岛弧环境的一套火山岩-沉积组合。