在地球漫长的历史长河中，每一个地质年代都承载着丰富的生命故事。今天，让我们一起走进奥陶纪，探寻那个神秘而古老的生物世界。

奥陶纪简介

奥陶纪是古生代早期的一个地质年代，大约开始于5亿年前，结束于4.4亿年前。这个时期，地球上的生物种类和数量都有了显著的增加，尤其是海洋生物的繁荣程度令人叹为观止。

奥陶纪的代表性生物

在奥陶纪，海洋生物种类繁多，其中最具代表性的有：

奥陶纪的生物多样性

奥陶纪的生物多样性令人叹为观止，以下是奥陶纪生物多样性的几个特点：

1. 生物种类丰富：奥陶纪的海洋生物种类繁多，包括无脊椎动物、鱼类、软体动物等。

2. 生物形态多样：从简单的三叶虫到复杂的珊瑚礁，奥陶纪的生物形态各异，形态演化迅速。

3. 生物地理分布广泛：奥陶纪的生物地理分布广泛，从北极到南极，从浅海到深海，都有它们的身影。

奥陶纪的生态环境

奥陶纪的生态环境为生物的繁衍提供了良好的条件：

1. 气候适宜：奥陶纪的气候温暖湿润，有利于生物的生长发育。

2. 海水清澈：海水清澈，有利于生物的光合作用和捕食。

3. 食物丰富：海洋生物种类繁多，为其他生物提供了丰富的食物来源。

奥陶纪的灭绝事件

奥陶纪末期，地球发生了一次大规模的生物灭绝事件，被称为“奥陶纪大灭绝”。这次灭绝事件导致大量生物物种灭绝，对地球生态系统产生了深远的影响。

奥陶纪大灭绝的原因

关于奥陶纪大灭绝的原因，科学家们提出了多种假说：

1. 气候变化：气候变化可能导致海水温度下降，影响生物的生长发育。

2. 海平面下降：海平面下降可能导致生物栖息地缩小，生物数量减少。

3. 海洋酸化：海洋酸化可能导致生物体内的碳酸钙质溶解，影响生物的生存。

奥陶纪的意义

奥陶纪是地球历史上一个重要的地质年代，对研究地球生命起源和演化具有重要意义：

1. 了解地球生命起源：奥陶纪的生物多样性为研究地球生命起源提供了丰富的素材。

2. 揭示生物演化规律：奥陶纪的生物演化过程为研究生物演化规律提供了线索。

3. 预测未来生物变化：研究奥陶纪的生物灭绝事件，有助于我们预测未来生物变化。

总结

奥陶纪是一个充满神秘和魅力的地质年代，它为我们揭示了古生物的奥秘。通过对奥陶纪的研究，我们不仅能够了解地球生命的起源和演化，还能够预测未来生物的变化。让我们一起走进奥陶纪，探寻那个神秘而古老的生物世界吧！

寒武纪—奥陶纪原型盆地

四川原型盆地的形成演化主要受周边的华夏地块、华北地块和松潘-甘孜地块的作用，其以江南断裂、城口-房县断裂和龙门山断裂为界与上述各地块之间的相互作用构成海相原型盆地发育的主要构造背景。盆地克拉通基底在晋宁期形成后，自南华纪开始，进入相对稳定的地台发展阶段，亦即海相盆地的演化阶段，直至中三叠世末的印支运动后，才进入真正的、实质性的海相盆地改造阶段。但在其发展过程中的不同阶段，克拉通内部不同部位及其周缘的大地构造性质是不均一的，空间上不同的次级构造单元则具有较显著的差异性。在Rodinia旋回中，寒武纪—奥陶纪四川海相盆地演化可分为两个阶段：寒武纪—早奥陶世被动大陆边缘及克拉通内坳陷阶段和中奥陶世前陆盆地和克拉通内挠曲坳陷发育阶段。

（一）寒武纪—早奥陶世克拉通内坳陷盆地和周缘边缘坳陷盆地发育

从南华纪开始，华南地区晋宁期的板块汇聚作用已被加里东早期的拉张-伸展作用所代替。保存于赣湘桂、粤北地区的华南盆地再次伸展、裂陷、水体加深，成为分隔扬子地块与华夏地块的一个新生海盆。在扬子地块北缘地区，由于裂离作用的进一步发展，在扬子地块与华北地块之间出现了以商丹缝合带残留蛇绿岩为代表的商丹洋。在扬子地块的西南，以昌宁-孟连洋为代表，分隔了扬子地块与冈瓦纳地块。与此同时，在扬子陆块内产生了西乡-神农架、攀西等大陆裂谷，发育了大陆火山喷发相及河流相碎屑岩。由此形成了以扬子地块克拉通（碳酸盐台地）为核心，分别向南、向北、向西南逐渐变深的克拉通边缘坳陷盆地，而四川盆地则为伸展作用下的克拉通盆地，受基底断裂的控制，盆地内以隆坳格局为主要特征，其中以乐山-龙女寺古隆起最为显著，表现为同沉积隆起和剥蚀隆起交替发育（图2-3-4，图4-3-5）。

1.早寒武世筇竹寺期原型盆地

四川盆地及邻区早寒武世的构造格局对晚震旦世具一定的继承性，边缘保持裂陷特征，表现为西高东低，整体向南东方向倾斜（图2-3-5，图2-3-6）。

上扬子浅海成为西北高、东南低的以波浪作用为主的广海型碎屑岩缓坡型大陆架。上扬子地块西部的泸定古隆起崛起暴露地表成为南北向的隆起区，并与松潘隆起共同构成南北轴向的不连续剥蚀区，因此在其临近的东部地区—都江堰—峨眉山一线以西地区发育了潮坪-滨岸相的云质砂砾岩和砂泥质沉积。

图2-3-4四川盆地乐山-龙女寺古隆起2006WW31_5地震剖面下古生界接触关系图

图2-3-5四川盆地及邻区早寒武世NW-SE向构造地层结构剖面示意图

东南部原扬子板块和华夏板块拼合界限一带产生一定程度的拉张，从北西-南东，构造格局由浅海变为扬子东南大陆边缘盆地、湘黔大陆斜坡盆地。北缘随着秦岭洋的进一步扩张，盆地类型为被动大陆边缘盆地。扬子地块西部早震旦世形成石棉-澄江后造山期裂谷带，早寒武世继承发展，在扬子地块西缘形成北东向龙门山-锦屏山坳拉槽，与上扬子以龙门山断裂为界。上扬子地块北部、东南部和川西仍发育三大海槽，并影响着沉积环境和沉积物空间分布和变化的格局。

四川盆地内部，受华蓥山断裂带、龙泉山断裂和龙门山断裂等基底断裂的控制，盆地内部表现为隆坳格局，其中以乐山-龙女寺古隆起和川渝坳陷最为典型。受早寒武世兴凯运动影响，尤其川西及川西北兴凯运动表现明显，地震剖面亦揭示下寒武统比中上寒武统具有更大的地层厚度分异（从坳陷或斜坡到隆起）及更多的上超和削蚀点，表现地壳活动于早寒武世时明显活跃。因此该时期盆地中基底断裂发生强烈活动，华蓥山断裂带、龙泉山断裂和龙门山断裂分别控制着龙门山隆起、乐山-龙女寺古隆起以及川渝坳陷。

2.早寒武世沧浪铺-龙王庙期原型盆地

沧浪铺-龙王庙期四川盆地及邻区构造格局与筇竹寺期类似，沉积和盆地的演化继承了前期的特点，是早寒武世沉积和构造格局的延续。陆块边缘发育被动大陆边缘盆地，盆地整体构造格局为北西高南东低，整体向南东方向倾斜。由碳酸盐缓坡向碳酸盐台地演化的过程，除沿康滇古陆边缘有碎屑岩沉积外，上扬子均沉积了薄层状灰岩，在边缘形成藻丘和灰泥丘（图2-3-7）。

早寒武世末发生海退，上扬子处于海退背景环境，泸定古隆起和松潘古隆起之间的低地隆升，泸定古陆向北延展断续延至陕西汉中西南地段。从北西-南东，上扬子整体构造格局由浅水碳酸盐缓坡变为扬子东南大陆边缘坳陷盆地、湘黔大陆斜坡盆地。随着秦岭洋的进一步打开，扬子北缘盆地类型为被动大陆边缘盆地。扬子地块西缘依然为北东向龙门山-锦屏山坳拉槽，与上扬子以龙门山断裂为界。

图2-3-6四川盆地及邻区早寒武世筇竹寺组沉积期原型盆地分布图

图2-3-7四川盆地及邻区早寒武世沧浪铺一龙王庙组沉积期原型盆地分布图

图2-3-8四川盆地及邻区中寒武世陡坡寺组沉积期原型盆地分布图

四川盆地内部，依然为隆坳格局。乐山-龙女寺古隆起长期表现为水下沉积隆起，但在龙王庙期末，出露到水体上，发生剥蚀，表现为剥蚀隆起（图2-3-4）。该时期主要沉积中心较筇竹寺期向北东方向发生了迁移，分布于湘鄂西地区，即为湘鄂西坳陷。

3.中寒武世毛庄期（陡坡寺组沉积期）原型盆地

中寒武世毛庄期四川盆地及邻区继承了早寒武世时期的特点，上扬子边缘依然为裂陷特征，整体构造面貌向南东方向倾斜（图2-3-8，图2-3-9）。

图2-3-9四川盆地及邻区中晚寒武世NW-SE向构造地层结构剖面示意图

泸定古隆起与滇中古陆相连，构成了康滇古陆，且与松潘古隆起之间的低地继续隆升，泸定古陆向北延展断续延至陕西汉中西南地段，且规模增大。

上扬子北缘的南秦岭被动大陆边缘火山活动较强，中寒武世—晚寒武世早期在南秦岭盆地中部出现数百千米火山裂隙喷发带，堆积大量的火山沉积物，可能属大陆边缘的张裂盆地，处于陆坡-次深海环境。

上扬子西缘以及东南缘亦为张裂作用下的盆地类型。上扬子从北西到南东由碳酸盐浅水缓坡逐渐过渡到台缘斜坡、大陆坡-次深海。四川盆地内部主要以乐山-龙女寺古隆起的继续发育为主要特征。

4.中寒武世徐庄期—晚寒武世凤山期（洗象池群沉积期）原型盆地

中寒武世中晚期—晚寒武世古太平洋水面保持相对稳定下降，华夏古陆和康滇古陆分别向北东和南西方向扩展。川西海槽盆地由于东部康滇古陆在东南地区的阻隔，使来自西部海槽的海水被阻挡，上扬子地块的水动力沉积作用主要受控于北部的秦岭海槽和南部的南华海槽。此时四川盆地通江—简阳—盐津以东地区成为广阔的碳酸盐台地相沉积环境（图2-3-10）。

洗象池群沉积期，四川盆地及邻区盆地结构对高台期具继承性，整体结构为向南东方向倾斜，制约着NE-SW方向的沉积相展布。但由于海平面的下降，汉中地块发生隆起，与康滇古陆一起构成了上扬子西缘的不连续隆起带，对川西海槽和上扬子克拉通盆地起到分隔作用。南秦岭区，洗象池期南秦岭盆地仍具拉张特征，为被动大陆边缘海盆地。南东侧受华南洋的作用，为大陆边缘盆地和大陆斜坡盆地。

较陡坡寺组沉积期，洗象池群沉积期上扬子地区内部也发生了地壳的不均衡调整。受基底断裂的控制，乐山-龙女寺古隆起持续发育，且在洗象池期末隆升至水体以上，成为剥蚀隆起，促使了洗象池群古岩溶的发育。该时期地壳的调整还促使了湘鄂西坳陷的发育，其中在恩施—遵义一带最大沉积厚度达1500余米。

图2-3-l0四川盆地及邻区中晚寒武世洗象池群沉积期原型盆地分布图

5.早奥陶世桐梓组沉积期原型盆地

早奥陶世，海平面再次上升，寒武纪时存在的松潘-泸定-汉中古隆起再次沉没水下。仅在康定-昆明一线残留了康滇古隆起。原川西海槽盆地由于松潘-泸定古隆起的消失，使海水与陆台内部再次沟通，寒武纪时形成的川西甘孜-临沧海槽盆地不复存在，四川盆地及邻区再次演化为统一的巨型陆台海相沉积盆地（图2-3-11）。

早奥陶世，四川盆地及周缘仍为克拉通盆地，由周边的被动大陆边缘盆地和主体碳酸盐台地构成。上扬子地块北部南秦岭继续沉降成为槽盆，由于伸展裂陷作用使中秦岭微板块一度向南漂移，使中秦岭的动物群在早奥陶世与扬子区接近（殷鸿福等，1997），说明该时期南秦岭地区仍为海槽，对中国南方陆台的沉积有较大的影响。西缘依然为张裂状态，处于被动大陆边缘。四川盆地主体依然向SE方向倾斜，从NW向SE逐渐由碳酸盐台地过渡到大陆边缘盆地、大陆斜坡盆地。

6.早奥陶世红花园组沉积期原型盆地

红花园组沉积期是四川盆地及邻区伸展裂坳盆地持续发展阶段，总体上继承了早奥陶世早期陆台盆地的区域构造和沉积特征，仍为以岩石圈伸展坳裂为主要动力学性质的统一陆台盆地（图2-3-12）。

该时期盆地构造格局与桐梓期类似，四川盆地及周缘仍为克拉通盆地，由周边的被动大陆边缘盆地和主体碳酸盐台地构成。盆地结构面貌为向SE方向倾斜，受其制约，盆地内沉积相呈NNE-SSW向展布，盆地内部乐山-龙女寺古隆起持续发展。

（二）中晚奥陶世克拉通内挠曲坳陷盆地与西缘裂陷槽盆地和北缘、东南缘及南缘前陆盆地发育

奥陶纪是中国南方早古生代加里东构造旋回的重要转折阶段。孟祥化等（2000）认为：中奥陶世，华夏板块和扬子板块再次相会聚碰撞拼合，其缝合线北部以挤压为主，南侧表现为走滑性质。中晚奥陶世以后，秦岭洋进入汇聚收缩及扬子板块向华北板块之下俯冲为主的阶段，主俯冲带位置位于商丹缝合带处。

构造变革的地质响应是沉积盆地收缩，由伸展转为挤压背景，促使扬子的东南边缘、南缘转入前陆隆起造山的过程。由于前期克拉通盆地转为具隆起性质的盆地，且隆起带由南向北和由南东向北西的推挤，使得克拉通上的盆地缩小。周边的黔中隆起、江南隆起和上扬子北缘隆起在奥陶纪均表现为前陆盆地系统的水下前渊隆起。四川盆地及邻区在中晚奥陶世期间，周缘转变为活动大陆边缘盆地，四川盆地主体为挤压环境下的克拉通盆地，但盆地结构发生了较大的变化，由寒武纪—早奥陶世NW向SE方向倾斜的格局转变为向SSE方向倾斜。盆地内以隆坳格局为主要特征，乐山-龙女寺古隆起表现为同沉积隆起。

1.早中奥陶世湄潭-十字铺组沉积期原型盆地

由于上扬子北缘、南缘和东南缘区域构造环境转变为挤压环境，因此，边缘盆地由前期的被动大陆边缘盆地转变为主动大陆边缘盆地，且前缘隆起发育，但都表现为水下隆起（图2-3-13）。

四川盆地则为挤压环境下的浅海克拉通盆地，且受控于雪峰、黔中古隆起构造掀斜作用，导致西侧和北侧盆地变深。在区域挤压环境下，更加促使了盆地古隆起基底的挠曲，使得三台-巴中-镇巴隐伏断裂和华蓥山断裂带强烈活动，促使了乐山-龙女寺古隆起的进一步发育。其中华蓥山断裂带由基底断裂转变为将盖层亦断开，控制着川东南坳陷的沉积。

2.晚奥陶世宝塔-临湘组沉积期原型盆地

晚奥陶世宝塔-临湘组沉积期为深水盆地，陆棚范围较中奥陶世扩大。随着挤压作用的增强，上扬子南缘和东南缘的水下隆起向盆地内推进（图2-3-14）。

图2-3-ll四川盆地及邻区早奥陶世桐梓组沉积期原型盆地分布图

图2-3-12四川盆地及邻区早奥陶世红花园组沉积期原型盆地分布图

图2-3-l3四川盆地及邻区中奥陶世湄潭一十字铺组沉积期原型盆地分布图

图2-3-l4四川盆地及邻区晚奥陶世宝塔一临湘组沉积期原型盆地分布图

该时期盆地构造格局对中奥陶世具一定的继承性，上扬子周缘为主动大陆边缘盆地，且周缘的挤压作用，促使了盆地基底的强烈变形，使得盆地南缘和东南缘水下隆起以及盆内乐山-龙女寺古隆起的强烈发育。

受周缘及盆地内部水下隆起的控制作用，四川盆地表现为大隆大坳构造格局。乐山-龙女寺古隆起与黔中隆起间为一坳陷，如泸州处宝塔组沉积厚度为50m。且在大庸—花垣以西一带受江南隆起的造山作用，湘鄂西坳陷发育，盆地北侧盆地亦较深，如南江处宝塔组厚度为30m（图2-3-15）。

图2-3-15上扬子区宝塔组-涧草沟组（临湘组）岩石地层对比图

（据许效松等，2001）

3.晚奥陶世五峰组沉积期原型盆地

晚奥陶世五峰期沉积的含碳质黑色页岩，与下伏宝塔组和临湘组灰岩间为一突变的水下间断面，前者为角石相，后者为丰富的笔石相，较宝塔-临湘组沉积期，上扬子盆地的构造性质转变，北缘、南缘和西侧被隆起带或古陆所包围。在南缘发育湘鄂西黔北前陆盆地（图2-3-16）。

该时期四川盆地依然为挤压环境下的克拉通盆地，海侵已达到最大，整个区内演化为一个欠补偿的缺氧盆地，地层变化范围0～10m。乐山-龙女寺古隆起作为湘鄂西黔北前陆盆地的前缘隆起，随着前陆盆地的发育，促使了前缘隆起的快速隆起，到志留纪，古隆起的隆起速度更进一步加快。

奥陶纪有哪些项目

梦幻奥陶纪是全球高空刺激项目的集合地，有几十项高空刺激（60°大摆锤、龙门飞甲、火箭蹦极、悬崖秋千、步步惊心、极限飞跃、高空漫步、悬崖云梯）高空体验（天空悬廊、云端廊桥、玻璃天梯、玻璃吊桥、高空荡桥、丛林飞跃（1到6号线）、高空速滑（1到5号线）

）高空极限（悬崖秋千（4米，6米，8米，18米，21米）、悬崖狂呼、跳崖机、高空飞翔、高空蹦极

）项目，还有很多的趣玩游乐项目（恐龙冰雪世界、梦幻冰雕王国、七彩流星滑道、科幻梦工厂、海盗船、青蛙跳、水上极限挑战、迪斯科转盘、自控飞机、太空飞车、碰碰车、旋转木马、激战鲨鱼岛、逍遥水母）和奥陶纪独特的自然景观（寒冰洞、石林迷宫、将军守城）。等

奥陶纪的古地理特征

奥陶纪早期基本承袭了寒武纪的古地理、古构造特征；晚期则发生了变化，华北板块主体抬升，华南盆地规模的收缩加剧。

（一）华南区

奥陶纪华南地区自西向东依然为：扬子克拉通、江南被动大陆边缘及华南裂谷盆地3个沉积区。从奥陶纪起华南裂谷盆地逐渐萎缩，特别是中奥陶世以后，萎缩速率加剧，盆地中心向北西迁移，导致晚奥陶世的古地理格局发生明显变化。

1.扬子板块奥陶纪地层序列和古地理特征

扬子板块内部奥陶系以上扬子地区发育较好，宜昌黄花场剖面最具代表性，是我国奥陶系的标准剖面。该剖面下奥陶统自下而上分为西陵峡组、南津关组、分乡组、红花园组、大湾组、牯牛潭组，中奥陶统分为庙坡组、宝塔组，上奥陶统分为临湘组和五峰组（图7-4）。奥陶纪早期新的海侵开始。西陵峡组的白云岩中与上寒武统三游洞组相似，鸟眼构造、生物扰动构造发育，化石稀少，反映海水循环不畅，属能量较弱的半闭塞台地沉积。南津关组以含鲕粒及亮晶砂砾屑灰岩为主，内碎屑分选、磨圆较好，代表潮间至潮下高能带的产物，该组上段发育大型交错层理，有垂直或倾斜的生物钻孔，异地埋藏的腕足类、三叶虫、双壳类及海百合茎等碎屑，属于台地边缘浅滩相带。分乡组以亮晶灰岩为主，生物类别十分丰富，可形成生物骨架结构，内碎屑分选、磨圆好，反映为台地边缘礁或滩相，但其中夹泥页岩，含笔石和完整保存的小型薄壳腕足类，说明水体逐渐变深，水动力逐渐减弱。红花园组以生物泥晶灰岩、泥晶砂屑灰岩为主，生物既有底栖型，也有游泳型，反映了水体能量较弱的开阔台地环境。大湾组底部也由一套亮晶灰岩组成，属台地边缘浅滩，大湾组和牯牛潭组为瘤状泥质灰岩夹页岩，发育水平层理，生物种类繁多，保存完整，底栖和浮游生物混生，说明为水能量较弱的浅海陆盆环境。庙坡组以黑色页岩为主，含丰富的笔石，底栖生物含量大大减少，代表半闭塞的陆盆边缘盆地。宝塔组是一套典型的收缩纹灰岩，这种收缩纹不同于潮坪的干裂构造，而是成岩过程中由于上覆的负荷使胶体脱水形成的收缩裂纹，反映较深的浅海陆棚环境。临湘组的环境和宝塔组类似。五峰组是较典型滞留盆地的笔石页岩沉积，上部观音桥层壳相泥质灰岩沉积是晚奥陶世冰川作用造成全球海平面下降的地质记录。

图7-4中国东部奥陶系柱状对比图

（转引自刘本培等，1996，有修改）

1—收缩纹灰岩；2—网纹状灰岩；3—生物碎屑灰岩；4—角砾状白云岩；5—鲕状灰岩；6—硅灰岩；7—炭质页岩；8—竹叶状砾屑灰岩

奥陶纪是地史上海侵范围逐渐扩大的时期，在扬子板块内部表现为自中寒武世西部不断扩大的康滇古陆，随着早奥陶世海侵的开始，海水不断向西超覆，造成扬子区内部岩相变化显著，其古地理面貌与中、晚寒武世相似，为巨大的镶边碳酸盐岩台地。

中奥陶世西部古陆扩大，早奥陶世的相带分异格局已不复存在，整个扬子区均以碳酸盐岩沉积为主，夹少量泥质，尤以宝塔组的收缩纹灰岩分布较广。

晚奥陶世早期海侵规模最大，沉积了瘤状泥质灰岩。晚期海平面下降，西部康滇古陆与滇桂古陆连成一片，造成五峰期的滞留海盆，沉积相为典型的笔石页岩相。

2.扬子板块大陆边缘及华南裂谷盆地的古地理特征

扬子板块东南大陆边缘，呈北东—南西向带状分布，西部为湘桂次深海，东部为浙皖次深海。前者以湘中地区为代表，是一套深灰至灰黑色含炭质、硅质的笔石页岩，厚度600m，代表一种非补偿滞留还原环境。后者以浙西为代表，早、中奥陶世也为滞留环境的笔石页岩相，晚奥陶世沉积了一套巨厚的浅水浊积岩，厚度逾千米。

华南裂谷盆地早奥陶世古地理格局与寒武纪相似，也由闽粤浅海相和赣粤桂次浅海相两个大相带控制，但由于寒武纪末郁南运动的影响，沿着两个古陆的周缘有规律地出现滨海、陆盆次级环境分布。中奥陶世以后，华南盆地加速萎缩，晚奥陶世为厚度较大的浊积岩充填，到奥陶世末，整个华南区主体成陆，仅在钦防残余海槽继续沉积（图7-5）。

扬子板块北部大陆边缘与寒武纪相似，南秦岭裂谷盆地安康一带为洞河群的变质细碎屑岩和火山岩。裂谷以北的秦岭微板块（如淅川等地）仍以浅水碳酸盐岩为主，裂谷以南德镇坪-岚皋等地为斜坡相的碳酸盐岩沉积。

扬子板块西缘早、中奥陶世是被动大陆边缘砂泥质浊积岩沉积，滇南金平地区晚奥陶世转化为浅海碳酸盐岩台地。

（二）华北-东北南部区

华北地区奥陶系主要是碳酸盐岩沉积，下奥陶统发育齐全，岩相稳定；中、上奥陶统发育不全，仅在少数地区有沉积。

1.华北板块奥陶纪的地层序列和古地理

华北板块内部主要发育下奥陶统，中、上奥陶统大部缺失。河北唐山地区下奥陶统发育完整，化石丰富，研究程度高，是华北型奥陶系标准剖面。该剖面包括冶里组、亮甲山组、下马家沟组和上马家沟组。冶里组与寒武系之间为连续沉积，岩性为厚层灰岩夹竹叶状灰岩及页岩，含有三叶虫、腕足类和树形笔石等底栖型生物，砾屑灰岩中的灰岩砾石表面无氧化圈，说明环境为潮下浅海，没有暴露出水面。亮甲山组下部为灰岩，含底栖的腕足类、腹足类、古杯动物和海绵等，仍为正常浅海环境，向上逐渐变为白云岩，且化石稀少，代表潮上蒸发环境。上、下马家沟组都是由灰岩、灰质白云岩、白云岩组成，上马家沟组局部出现膏溶角砾岩，均代表浅海—潮上环境。

华北板块早奥陶世早期以德州—石家庄—保德一线为界，北部以正常浅海环境为主；南部环境主要是潮间-潮上蒸发环境，地层沉积厚度从北向南减薄，说明此时华北区地势北低南高。早奥陶世中期南部继续抬升成陆上剥蚀区，而代表潮间-潮上蒸发环境的白云岩向北迁移，在晋南和鲁西北一带形成膏盐沉积。早奥陶世晚期海侵范围扩大，下马家沟组向南、向西北方向超覆。早奥陶世末期至中奥陶世岩相稳定，海侵仍比较广泛，在太行山中段和南段、吕梁山、中条山等地，中奥陶世峰峰组是一套厚层灰岩与泥质灰岩、白云岩，含直角石类及牙形石，厚约140m，同期沉积在山东西部和苏北一带也常见。晚奥陶世地壳上升，发生大规模海退，使华北板块再次成为古陆剥蚀区，仅在西南缘的陕西耀县及宁夏固原一带有沉积，是一套含底栖珊瑚、腕足类、三叶虫、腹足类和海百合等正常浅海碳酸盐岩沉积，称背锅山组。

图7-5中国早奥陶世古地理地图

（转引自刘本培等，1996）

2.华北板块大陆边缘奥陶纪古地理特征

奥陶纪华北板块南部大陆边缘是活动型大陆边缘，发育了丹凤群岛弧型和二郎坪群边缘海型蛇绿岩。与此相对应，板块北缘从白乃庙至西拉木伦河一带见有早古生代的蛇绿岩套，代表奥陶纪古亚洲洋向南的俯冲消减带。南北两侧洋壳同时相向的俯冲作用与华北板块晚奥陶世整体抬升关系密切（图7-5）。

（三）其他地区

1.塔里木板块及其大陆边缘

塔里木板块奥陶系以西北缘柯坪地区发育最好，下奥陶统为浅海灰岩，中、上奥陶统为泥灰岩，夹钙质粉砂岩和页岩，含头足类、三叶虫等底栖生物群，属板块内部稳定浅海沉积。板块北部边缘的西准噶尔地区奥陶纪属古亚洲洋，发育富含泥质的碎屑岩与火山碎屑岩。而在板块西南边缘也见有含中基性火山岩和灰岩的砂泥质复理石沉积及蛇绿岩，反映昆仑洋向塔里木板块的俯冲作用。

2.古亚洲洋

奥陶纪古亚洲洋主体转换到额尔济斯—居延海—西拉木伦河一带，此时洋壳板块向南北两侧的陆壳板块下俯冲，在大洋北部由于板块的俯冲，新疆北部、内蒙古及东北地区构成西伯利亚板块南部复杂大陆边缘，如在新疆阿尔泰地区奥陶系是一套砂质板岩、火山岩、火山碎屑岩及碳酸盐岩，厚达数千米。

3.古特提斯洋

奥陶纪在滇西保山、潞西地区为稳定浅海碎屑泥质夹碳酸盐岩沉积，中奥陶世有直角石类与珠角石类混生，晚奥陶世特殊的海林檎动物群，与扬子区有一定差异。喜马拉雅地区奥陶系主要是稳定浅海的灰岩沉积，也出现直角石类和珠角石类混生现象。

OK，本文到此结束，希望对大家有所帮助。

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