北京大学地史学第五章 前寒武纪ppt课件.ppt

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1、第五章 前寒武纪（Pre-Cambrian）,“前寒武纪”-寒武纪之前的地质时期的总称，不属于正式的地质年代单位。,5.1前寒武纪概述,1 前寒武纪的划分,显生宙和隐生宙太古代和元古代绝对年龄揭示了前寒武纪有长达32亿年的地质历史,前寒武纪的划分,2 前寒武纪的生物界,1、前寒武纪生物界的一般面貌 菌、藻类是前寒武纪时期最常见和最主要的生物类群。常见宏观化石是叠层石（stromatolite）-一种生物成因的生物-沉积构造。生物界面貌主要由微生物生态系统占主导地位，晚期有后生生物的出现。目前已知的最古老化石记录可能至少可以追溯到35亿年前。在前寒武纪漫长的历史中，生物界的发展经历和完成了几次重

2、要的演化事件。2前寒武纪的生物演化事件和化石记录1)原核细胞生物的出现和微生物生态系统的建立：最早的化石记录表明原核生物在35亿年前就已存在于地球之上，但是它们何时开始出现还不清楚。微生物生态系统在太古宙时期已经建立。,澳大利亚Pilbara地盾Warrawoona群（35亿年）:碳酸盐岩中的叠层石和黑色燧石中的丝状-链状微体化石(细胞)-?蓝菌类南非Fig Tree群（31亿年）：棒状细菌类化石：Eobacterium isolatum 球形蓝菌类化石：Archaeosphaeroides barbertonensis2）光合作用的出现：叠层石：蓝菌和其它微生物生命活动的产物，一般被视为光合

3、作用和光合微生物存在的可靠证据。35亿年前?有机碳：沉积岩中的有机碳几乎都是生物成因的。显生宙沉积岩的平均值0.5%，格陵兰Isua最古老岩石（38亿年）0.6%,稳定碳同位素组成（13C）：生物将无机碳转化为有机碳时发生同位素“分馏”作用。澳大利亚Bulawayan群（28亿年）复杂有机化合物分子：-叶绿素分解破坏产物。南非Fig Tree群（30亿年）,太古宙后期-古元古代，原核细胞生物迅速发展和种类分异，真核细胞生物化石最早见于中元古代的地层中。加拿大Gunflint组（19.520亿年）：菌藻类16属。30m确凿的最早真核细胞生物化石见于美国Beck Springs组(1314亿年）和

4、澳大利亚的Bitter Spring组(910亿年)。疑源类：一种具有“坚硬”外壁的球形单细胞微体化石,3）细胞的结构分异-真核细胞的出现：,光合作用可能在35年前（?）就已出现，至少在24亿年前（可靠的蓝菌化石）就已开始起作用。光合作用的出现启动了生物对大气圈的改造过程，使自由氧不断富集，逐渐形成了我们今天的富氧大气。,4）多细胞化和组织分异：多细胞化是组织分化和器官形成的必要条件；组织分化和器官的形成则使生物的结构功能复杂化，遗传调控机制的复杂化。多细胞化是真核细胞出现后生物组织水平的又一次大提高，它为地球上一切高级生命产生和发展奠定了基础。多细胞化在古元古代的原核生物中就已开始，但只能发

5、展到细胞的简单分化-细胞集群。真核生物的多细胞化最终导致组织分化和器官的形成。在新元古代已有比较多的宏观藻类印膜化石发现。但有组织分化的确凿化石记录发现于6亿年前-我国贵州震旦系的翁安生物群。,前寒武纪时期最常见的一种生物成因的生物-沉积构造-叠层石（stromatolite）。属于广义的遗迹化石范畴。形成叠层石的主要生物是蓝绿藻。,澳大利亚海边的现代叠层石(左)和澳大利亚发现的最老的叠层石(右)(from Allwood et al.,2006),澳大利亚Apex Chert 中发现的类似现代蓝菌的丝状细胞结构，曾被视为可靠的最古老细胞化石和释氧光合作用证据(Schopf,1993)，但最新

6、的研究表明它们可能不是生物成因(Marshall et al.,2011)。,最早的化石记录,35亿年前的“叠层石”和“蓝菌”化石,南非Fig Tree群中的棒状细菌化石Eobacterium isolatum,南非Fig Tree群中的球形蓝菌类化石：Archaeosphaeroides barbertonensis,加拿大Gunflint组中的菌、藻类化石,疑源类：一种具有“坚硬”外壁的球形单细胞微体化石。可能是一种浮游的藻类。与现代海洋中的沟边藻类（右）十分相似。直径 20120 m疑源类化石最早见于16亿年的地层中，但在9亿年以前地层中一直比较少见。属于微古植物的范畴,多细胞化,古元古

7、代原核生物的细胞集群,可疑的中元古代后生植物化石记录,Gaoyuzhuang Fm,N.China,Mesoproterozoic Belt Supergroup,Montana,Macroscopic,coiled ribbons(e.g.,Grypania spiralis)from 1.9 Ga rocks in USA and 1.4 Ga rocks in China and Montana have been interpreted as multicellular eukaryotes(Han and Runnegar,1992;Walter et al.,1990);,可靠的中

8、元古代后生植物化石记录,多细胞、宏观植物12亿年(中元古代，加拿大萨摩赛特岛燧石中的红毛藻),(Butterfield et al.,2000),多细胞化-宏观藻类,多细胞化-多细胞集群,多细胞化-组织分化,.,5）后生动物（metazoans）的出现：艾迪卡拉动物群（Ediacaran Fauna）5.7亿年。艾迪卡拉动物群中的化石是一些形似水母、蠕虫状的不具硬壳的动物软体印模。类似的、大体同时期的软体印模化石后来在世界其它地方也有发现。艾迪卡拉动物群代表了前寒武纪最后一次大的生物辐射演化。科学家依据分子钟，认为原口和后口动物的分异可能早在1013亿年前就发生了。也有人根据基因分析推断后生动

9、物的门类分异发生在6.7亿年前。贵州翁安动物群胚胎化石的发现，表明后生动物很可能在 6亿年前已经存在，在翁安动物群可能还存在海绵动物。,后生动物-艾迪卡拉动物群,艾迪卡拉动物群中的部分动物印痕化石,Dickinsonia 环节动物的蠕虫？刺细胞动物水螅？,Arkarua adami 棘皮动物？,Tribrachidium heraldicum 刺细胞动物或棘皮动物？,Cyclomedusa,Charnia 刺细胞动物？,Kimberella 两侧对称,Spriggina 节肢动物？,Pteridinium 刺细胞动物？,ancestors of modern animals？a unique

10、group that totally extincted before the Cambrian.,广泛的地理分布和奇怪的形态令许多学者相信，艾迪卡拉动物群代表了后生动物出现后的一次不成功的适应辐射。它们采取了不同于现代大多数动物的身体构型。,艾迪卡拉动物群复原图,动物胚胎化石(Xiao et al.,1998,Nature),其他早期的后生动物化石记录Dawn of the animal,薄片中的海绵骨针化石(Li&Chen,1998,Nature),小春虫(水螅虫)(Chen et al.,2004,Science),薄片中的刺细胞动物胚胎和幼虫(Chen et al.,2000,PNAS

11、),Sinocyclocyclicus guizhouensis(Xiao et al.,2000,PNAS),5.2 太古宙(Archean),太古宙是地球历史中具有明确地质记录的最初阶段。由于历史久远，本身也延续了长达13亿年之久，其原始生成环境的特征早已被改造的面目全非。那么当时的地壳是什么岩石组成的？岩石圈的构造演化有什么特点？,1 太古宙常见的岩石类型和研究方法：1）岩石类型：在世界范围内，出露和浅埋的太古宙岩石组成的地壳大约占大陆的7%，如果加上隐伏的古老基底，就构成了大陆原始格架的雏形。由于年代久远，太古宙的岩石几乎均遭受了不同程度的变质作用而成为变质岩。就目前所知，太古宙岩石出

12、露区有两种主要的岩石组合：,高级变质区（high-grade region）：以麻粒岩、各种片麻岩、变粒岩等高级变质的岩石构成。原岩：深成侵入的花岗岩类和云英闪长岩，层状的火山岩和沉积岩。花岗-绿岩带区(region of granite-green stone belt)：由绿岩带与花岗质岩石构成。绿岩带(green stone belt)：由变质程度较低的沉积岩（片岩、千枚岩、板岩、变质砂岩、大理岩）和各种变质的火山岩构成。绿岩带层序的特点：沉积岩（复理石建造）酸性-中酸性火山岩基性火山岩（玄武岩）超基性的科马提岩,TTG岩石：上述两种岩石组合中的侵入岩主要是由贫钾的云英闪长岩（tonal

13、ite）、奥长花岗岩（trondjernite）和花岗闪长岩（granodiorite）构成。它们是直接由玄武岩石重熔而分异出来的花岗质岩石，是最古老的底密度陆壳，构成了太古宙陆壳的基底。,2）研究方法：岩石学（特别是变质岩岩石学）、地球化学和同位素测年。,2 中国太古宙地史特征 目前为止，确凿的太古宙的地质记录主要见于昆仑山-秦岭-大别山以北的地区：华北地区和塔里木地区。华南地区只有零星的记录：湖北宜昌-神农架一带。,引自刘敦一等，2007，科学通报,1）华北的太古宇：古太古界：冀东迁安曹庄岩系-角闪斜长片麻岩、石榴黑云斜长片麻岩、石英岩。对它们原岩的恢复，内部存在一些表壳岩残片。中太古界：

14、冀东地区的迁西群、辽吉区的下鞍山群，由角闪斜长片麻岩夹磁铁石英岩构成。原岩是基性火山岩和与基性火山活动有关的硅铁质沉积。新太古界：分布广泛，有两种类型的物质记录：西部的沉积变质型和东部的内生岩浆型。,华北克拉通构造分区及变质基底分布(from Zhao et al.2005)图中变质基底缩写：CD:承德;DF:登封;EH:冀东;ES:胶东;FP:阜平;HA:怀安;HL:贺兰山;HS:恒山;JN:集宁;LL:吕梁;MY:密云;NH:冀北;NL:辽北;SJ:吉南;SL:辽南;TH:太华;WD:乌拉山-大青山;WL:辽西;WS:鲁西;WT:五台;XH:宣化;ZH:赞皇;ZT:中条,2）华北太古宙时期

15、的重要地质事件：变质热事件：华北地区的太古宇在太古宙时期经历了三次次重要的热变质事件。第一期发生在30亿年之前；第二次发生在30-25亿年；第三次发生在25-24亿年期间。岩浆作用：与变质热事件相伴随的有三次岩浆侵入活动。构造运动：迁西运动、阜平运动和五台运动。,Tectonic activites in Archean What did they look like?Do they have the same pattern of the ones that are still acting today?,ultramafic tectonite,cumulate dunite and we

16、hrlitethinly layered gabbroclose-up of chilled margins of dikes,exhibiting one-way chilling pillow lavas.,在河北尊化地区新太古界中发现的蛇绿岩套Ophiolite suite（Kusky,Li&Tucker-Science，2001，May 11）,华北太古宇的演化代表了太古宙时期地壳的克拉通化过程，即由早期的洋壳型地壳逐渐向陆壳型地壳演化。在太古宙早中期，洋壳型地壳板块的相互碰撞形成一系列的岛弧海沟环境，在岛弧附近一些基性火山岩重熔分异而产生的原始陆壳物质，构成了岛弧的基底。岛弧上的风化

17、剥蚀作用为其周边的沉积环境提供了大量的碎屑物质的来源，加速了地壳的物质分异过程。,到太古宙晚期，通过一系列的岛弧与岛弧的碰撞拼合，逐渐形成了一些原始的陆壳块体。地壳由原始的不稳定状态向稳定状态转变，最终在太古宙的后期形成稳定的陆壳，并快速增生和增厚，构成了华北板块的核心陆核。,华北太古宙的地史特征实际上是全球太古宙时期地壳演化的一个缩影。太古宙时期的地质演化的最重要内容就是地壳的克拉通化。太古宙是造壳作用和陆壳快速增生的时期，正是太古宙的地壳克拉通化，从而使世界在太古宙晚期和之后出现了大面积的“稳定地区”，构成了今天各大陆的基底-陆核。,3 世界太古宇的分布和太古宙地史特征,太古宇仅出露于全球

18、各大陆板块内部地壳长期隆起区地盾1）北方大陆：加拿大地盾，波罗的地盾和乌克兰地盾，阿尔丹地盾和阿纳巴尔地盾。格陵兰西南地区：高级变质区，已知最古老的太古宙岩石北美苏比利尔地区：太古宇出露最广的地区，绿岩带-花岗岩地体，晚太古宙波罗的地盾和乌克兰地盾：高级变质区，35亿年阿尔丹地盾：高级变质区，35亿年2）南方大陆：南非、澳大利亚西部、印度、南美南非：最典型的绿岩带，中元古宙（31亿年以前）澳大利亚西部：花岗岩-绿岩带地体，35亿年,5.3元古宙（Proterozoic Eon）,太古宙时期的克拉通化过程使世界在元古宙时期已存在以陆壳为核心的板块，在显生宙见到的以威尔逊旋回为特征的板块构造运动，

19、在元古宙时已开始在全球构造体系中发挥作用。由于陆壳规模的扩大，陆源碎屑沉积开始普遍发育，沉积分异作用明显。中元古代时已有大规模的似盖层沉积。中元古代时沉积物中的红色沉积、膏盐沉积已较为普遍，说明大气圈和水圈中已有游离氧的存在，并有气候的分带现象出现。中、新元古代出现大量的白云岩，指示大气中CO2比例已低于太古宙，但仍高于显生宙。,1中国的元古宇,在早元古宙时期，华北和塔里木板块可能已经基本成型，而华南板块则在中元古宙以后才成型。元古宙的地质记录分布广泛。1.1 华北的元古宇 华北地区的元古宇以山西-河北交界地区及燕山地区的研究程度最高。古元古界的典型地区是五台山和吕梁山等地区；中、新元古界的标

20、准地区为燕山地区。,古元古界：包括五台群上部的高凡亚群和不整合在其上的滹沱群高凡亚群：一套浅变质的沉积岩，下部以石英岩为主，上部以千枚岩为主，并构成3-4个沉积旋回。1100余米厚。原岩是一套由石英砂岩、粉砂岩、泥质岩构成的，具有多级旋回和韵律层的浊流沉积。变质年龄22亿年。,滹沱群：一套浅变质沉积岩。自下而上分为三个亚群：豆村、东冶和郭家寨亚群，总厚超过8000米。豆村亚群：砾岩、砂砾岩砂岩、页岩白云岩 东冶亚群：厚度巨大，底部是具浊流韵律的细碎屑和泥质岩，夹少量的基性火山岩；中部含叠层石白云岩和硅质条带白云岩，局部可见竹叶状构造和鲕状构造的夹层；顶部泥质增多。郭家寨亚群：向上变粗的沉积序列

21、。下部紫色泥岩、砂质泥岩为主，泥裂、雨痕等构造常见；中部以长石石英砂岩为主，交错层理发育；上部巨厚的砾石层。,滹沱群上部,五台群高凡亚群,红色磨拉石沉积组合,2200Ma,碎屑岩-碳酸盐沉积，夹少量玄武岩,滹沱群中下部,吕梁运动II（1800Ma),吕梁运动I（1900Ma),浅变质砂、泥质岩石构成的浊流沉积,半深海,山间盆地,滨浅海,深,浅,2500Ma,五台群下部,滹沱群整体特征：1）以沉积岩为主，夹有火山岩，并多个不整合面存在,说明地壳仍然有活动性；2）晚期大量发育碳酸盐岩、叠层石和红色沉积，说明大气圈、水圈含氧量增加；3）分布较窄。,吕梁运动使Ar分散的陆核进一步固化、联合成为更大的陆

22、块-原地台,在陆核基础上经历拉张裂陷-闭合抬升，使地壳进一步固结而导致原始板块最终形成的发展过程,中、新元古界,由于原地台的形成，地壳刚性增加。中、新元古宙的沉积分布在地台边缘和内部的裂陷槽内：1）燕山海槽2）豫西陆棚海槽3）胶辽河淮海槽,蓟县剖面:似盖层和盖层形成寒武系新元古界：青白口群：下马岭组、龙山组、景儿峪组中元古界：蓟县群：杨庄组、雾迷山组、洪水庄组、铁岭组 长城群：常州沟组、串岭沟组、团山子组、大红屿组、高于庄组,蓟县群,长城群,青白口群,新元古界,中元古界,蓟县抬升（8亿年）,芹峪抬升（10亿年）,浅海砂页岩、碳酸盐岩，厚度小、分布广，成份成熟度高，无火山活动，为地台真正盖层沉积

23、,浅海碎屑岩、碳酸盐岩为主。特点：1）基本未变质；2）成份成熟度高。但是：1）厚度巨大；2）仍含火山岩。反映地壳仍不是很稳定原地台的似盖层沉积,芹峪抬升后，华北地区进入稳定的板块发展阶段,浅海相紫红、灰绿-黑色页岩，含鲕状赤铁矿。,河流-滨浅海相砂岩。,杂色砂质白云岩，含叠层石。层面常见泥裂、石盐假晶等暴露标志。,上部为粗玄岩和火山角砾岩；下部为钙质砂岩，具大型斜层理及波痕，并夹白云岩透镜体；,广海碳酸盐岩沉积。白云岩中常含硅质、锰质结核和燧石条带，富含叠层石。,黄红色泥质白云岩。分布局限。,巨厚的硅质条带、团块白云岩。富含叠层石。,暗灰色-黑色粉砂岩-页岩，具纹层状水平层理,以含叠层石礁的白

24、云岩为主，夹紫红色铁锰质页岩。白云岩中常含有丰富的海绿石。,杂色砂质页岩。分布局限。,上部为杂色页岩；下部为滨浅海相含海绿石石英砂岩；,浅海相薄板状泥灰岩和薄层灰岩,1.2 华南的元古宇,除西藏地区外，中国南部的板块或地块均以前震旦系（广义）为基底，震旦系（广义）为盖层。扬子板块和华夏地块,（1）扬子板块：古元古界：四川盆地的周缘地区，高级变质岩系：盆地东北缘的“崆岭群”20亿年；西南缘川西的“康定群”22亿年；川西会理、云南米易等地的“河口群”的变质年龄1719亿年。,古元古代时期，以四川盆地为中心的扬子板块正在经历类似华北板块在太古宙时期的地壳演化过程：岛弧与岛弧相互碰撞拼合而逐渐形成原始

25、的陆壳型地壳-洋壳向陆壳过渡或克拉通化。至古元古代中晚期开始出现一些比较稳定的陆壳型地块。,中、新元古界：情况较为复杂。大体可分为四种情况i.上扬子地块：环四川盆地的扬子板块主体部位发育有似盖层沉积。鄂西称为神农架群和凉风垭组。川西称会理群，滇东称昆阳群。代表了原始陆壳形成以后在陆壳基地上的沉积类型，火山和岩浆侵入活动强烈。,神农架群,凉风垭组,碳酸盐岩-碎屑岩交互沉积为主，有火山,碳酸盐质砾岩、砂砾岩及板岩,冰碛岩,Ar或Pt1,混合花岗岩、片麻岩,震旦系（广义）,800-850 Ma,1000 Ma,1800-2300 Ma,神农架群中的部分岩石类型和叠层石,发生在8亿年前的晋宁运动使这些

26、沉积发生不同程度的变质，并以角度不整合与上覆的震旦系（广义）接触。从震旦纪（广义）开始发育典型的盖层沉积。,ii上扬子地块西缘：川滇西部地区 在古元古代时，上扬子地块西缘是处于拉张环境下的裂陷槽，具有被动大陆边缘的性质。从中元古代时逐渐转变为活动大陆边缘类型。,中元古代：拉张作用减弱，演变为活动大陆边缘，出现与岛弧有关的沉积，-大猛龙群。中元古代后期抬升而缺失沉积。新元古代：复杂的弧后盆地环境。,板块的快速增生,中元古界：黔东北-梵净山群，桂北-四堡群，湖南-冷家溪群。变质陆缘碎屑沉积和火山沉积-巨厚的泥砂质复理石沉积和多层细碧岩、层状超基性岩、硅质岩和硬砂岩组成,iii上扬子地块东南缘：湘西

27、、黔东、桂北及粤北等地,新元古界：桂北-丹洲群：含枕状熔岩的复理石沉积-洋盆-岛弧环境黔东-湖南-板溪群：陆棚浅海碎屑沉积-含凝灰质复理石沉积-陆棚浅海-弧后边缘海,上述区域内的中、新元古界分别遭受了10亿年前（四堡运动）和8-8.5亿年前（晋宁运动）的构造变质作用，而逐渐转变为稳定的陆壳，增生在上扬子地块的周缘，共同构成了扬子板块的基地。,iv下扬子地块东南缘：包括赣北、皖南、苏南、浙北等地。活动大陆边缘的岛弧和边缘海沉积。,（2）华夏地块的元古宙地史特征：我国东南沿海地区（闽北、浙东地区）相继发现了一些10亿年前的变质岩系，证明了华夏古陆的存在。在皖南和赣东北等地还发现了13亿年前和9亿年

28、前的蛇绿岩带则表明在中、新元古代时期，扬子板块与华夏地块之间曾经存在大洋隔离。对蛇绿岩带内的变质岩和花岗岩侵入体的深入研究则揭示了存在8.57亿年、7.92亿年、7.68-7.69亿年的多期构造热事件，代表了两个地块之间的多期洋壳俯冲消减和碰撞造山的历史。,5.3 震旦系(广义),“震旦”一词用于地层始于李希霍芬（Richthofen），其最初的含义是指早古生代-元古宙的大套碳酸盐岩地层。葛利普教授（Grabau）1922年重新厘定了震旦系的含义，即“寒武系之下，五台群之上的一套未变质或不变质的，以硅质灰岩为主的岩系”。1924年，李四光教授在长江三峡地区建立了一个完整的震旦系剖面，成为南方震

29、旦系的标准剖面。1934年高振西在河北蓟县建立了北方震旦系的标准剖面。20世纪80年代，随着研究的深入，发现二者完全不能对比。在学术界曾出现过“北方震旦系”和“南方震旦系”之争。之后统一了认识，将三峡剖面作为我国震旦系的标准剖面，其时限约为8.5亿年前到寒武纪开始。,与此同时，国际上对这一时期的地层的研究也有了巨大的发展，发现这段时期的地质记录在地史发展中具有特殊的地位：1）明显具有古生代以后的构造和沉积特征；2）生物界呈现向古生代过渡的特点-艾迪卡拉动物群。因此，在国际上出现了一种倾向，在地质年表中的寒武系之下建立系级地层单位。我国提出了以三峡剖面为层型的震旦系，争取作为国际通用的系级地层单

30、位。与它对应的地质年代单位就是震旦纪。与传统南方震旦系大体相当的地层，在国际上分为成冰系(Cryogenian)和艾迪卡拉系(Edicaran)。国内学者提出了与之对应的南华系和震旦系(狭义)的划分方案。,“北方震旦系”,“南方震旦系”,震旦纪(系)（狭义）,南华纪(系),现在的方案,历史时期使用的震旦系含义,新元古代,中元古代,1 三峡震旦系标准剖面简介,南华系：莲沱组+南沱组震旦系：陡山沱组+灯影组莲沱组：不整合在黄陵花岗岩或“崆岭群”之上一套红色-灰绿色碎屑岩沉积。下部是具有河流相沉积特征粗碎屑岩，上部是湖泊-滨岸的细碎屑岩沉积。南沱组：冰碛和冰水砂砾岩相间的杂砾岩层。陡山沱组：主要为含

31、磷、锰的薄层白云岩和黑色炭质泥岩互层。属于浅海较深水沉积类型。灯影组：白云岩和硅质白云岩。一般被认为是碳酸盐潮坪环境的沉积。有小壳化石出现。,黄陵花岗岩,莲沱砂岩,莲沱砂岩,黄陵花岗岩,南沱冰碛岩(tilltie),南沱组,陡山沱组,cap carbonate,陡山沱组中上部的黑色页岩夹硅质岩,寒武系,在华南地区陡山沱组中保存大量有十分精美前寒武纪的生物化石:贵州翁安生物群：单细胞生物：藻类、疑源类多细胞生物：藻类、最早的动物胚胎、刺细胞动物三峡庙河生物群:炭质印膜化石：藻类和刺细胞动物窥视前寒武纪生物界的窗口,不同的卵裂发育阶段after Xiao et al.,1998,Nature,动物

32、胚胎化石,薄片中的刺细胞动物胚胎和幼虫after Chen et al.,1999,PNAS,Eumetazoan fossils,Sinocyclocyclicus guizhouensis,tabulate fossils interpreted as possible stem cnidarians.(Xiao et al.,2000,PNAS),疑源类(acritarchs),Paratetraphycus,多细胞藻类,炭质印膜宏观藻类化石,2华南地区震旦系沉积类型和古地理特征,震旦系在华南地区有广泛的分布，但明显存在3种受构造古地理条件控制的沉积类型：,a分布在晋宁运动之后形成的扬子

33、地台区内，以三峡剖面为代表的盖层沉积-扬子型沉积；b分布在扬子地台区东南边缘的桂北、湘中、皖南、浙西等地-江南型沉积：南华系为厚愈30004000米的碎屑岩系，夹有少量火山岩和火山碎屑岩；震旦系（狭义）为数十米200米厚的硅质岩和硅质页岩；c分布在赣南、湘南、粤北、闽西等地以巨厚海相复理石或碎屑岩夹火山岩建造华南型。受后期构造运动影响发生区域变质，划分和对比困难。,扬子型,江南型,华南型,上述沉积类型及其分布特征，明显受古地理和古构造环境控制，特别是震旦系（狭义）岩相分异最为明显，反映了彼此相邻的不同古地理景观和构造环境,扬子陆表浅海,江南陆缘海,华南半深海-岛弧海区,3中国北方的震旦系（1）

34、华北地区的震旦系 华北板块大部分地区在震旦纪时期处于暴露剥蚀的陆地状态，没有震旦纪时期的沉积记录。震旦系在华北板块上仅见于其东部的辽南、胶东和徐淮地区和南部边缘的豫西地区。,辽南、胶东和徐淮地区主要是一套几百米数千米厚滨浅海相砂岩、泥质岩和泥质、硅质碳酸盐岩沉积。在辽东发现有艾迪卡拉动物群的化石。,豫西地区为100200米厚，以碎屑岩为主夹白云岩和硅质岩的沉积。其中的罗圈组被认为是冰水沉积，代表了震旦纪晚期的一次冰川活动。,（2）塔里木地区的震旦系 以塔里木东北缘的库鲁克塔格地区发育最全，厚度超过4000米。下震旦统特瑞爱肯组为典型的冰碛岩。上震旦统下部的扎摩克提组和育肯组为具复理石特征的碎屑

35、岩（砂岩和粉砂岩）；水泉组以碳酸盐岩沉积为主；顶部的汉格尔乔克组被认为是与冰川成因有关的碎屑岩沉积。,南华纪,震旦纪,635 Ma,542 Ma,5.4 世界元古宙地史概述,1 北美板块古元古界主要分布在太古宙时期形成的一些陆壳地块之间，为大陆边缘沉积或裂谷沉积。它们在古元古代末期（20-17亿年前）遭受构造变动和岩浆侵入-哈德逊（Hudson）运动而成为褶皱带，把太古宙时期形成的陆壳地块焊接在一起，构成了北美板块的基本轮廓。,从中元古代起，北美出现构造古地理分异现象：大陆板块内部出现以石英砂岩为主的盖层沉积，也有由高原玄武岩和地堑式陆相碎屑岩组成的裂陷槽沉积-基维诺（Keweenawan）群

36、。北美板块西缘为被动大陆边缘，形成厚愈万米的碎屑、泥质和碳酸盐岩互层沉积。,东缘为著名的格林威尔（Grenville）活动带，主要由中元古代的沉积为主，也包括部分太古宙和元古宙的沉积。10亿年左右发生的格林威尔运动使格林威尔活动带封闭成为褶皱带。,2 非洲板块,太古宙时期在南非形成的两个地块在20亿年前拼合在一起，其上发育的元古宙沉积基本是未变质的稳定盖层沉积类型。在19-11亿年期间，非洲板块内已经形成4个巨大的稳定克拉通地块但这些稳定克拉通地块在元古宙时期长期处于被活动带-泛非活动带分隔的状态。这些活动带直到震旦纪或古生代时才封闭，形成统一的非洲地盾。,3 中元古代末原始联合大陆形成问题,

37、早在20世纪70年代，就已有人提出在中元古代末期，世界上的一些大陆板块曾聚合在一起，构成了原始的联合超级大陆（现在把这个超大陆称为Rodinia超大陆）。并认为该超大陆在新元古代晚期裂解为古北美(Laurentia)、古欧洲(Baltica)、东、西冈瓦纳(Gondwanaland)、古西伯利亚(Siberia)和古中国等几个古大陆。20世纪90年代初，通过对格林威尔期（Grenvillian）（1310亿年）造山事件和新元古代裂谷系的全球构造对比研究，首先证实了北美克拉通的西北缘与澳大利亚-南极克拉通的东缘相邻。,这一发现大大改变了人们对前寒武纪全球造山带格架及其构造演化的认识，从而在地学界

38、兴起了Rodinia超大陆研究的热潮。目前对此超大陆的拼接和裂解模式研究处于开始阶段，一些学者已经提出了一些Rodinia超大陆拼接和裂解模式，尚未形成统一的认识。意义：在全球构造体系演化中是否存在5-6亿年古大陆聚散的周期?如果存在，它们将如何影响地球表面的环境？,A：传统的观点注意Laurentia和Baltica的拼接方式,B：新的观点Laurentia和Baltica,Rodinia超大陆的解体,750Ma前的Rodinia大陆,解体过程中的Rodinia,元古宙晚期的冰雪世界,早在20世纪60年代，人们从广泛分布的前寒武纪晚期冰川沉积记录中就认识到有一次全球性的冰川活动。随着Rodi

39、nia超大陆概念的提出，以及古地磁学证据显示，许多冰川沉积是发生在赤道周围的低纬度地区，并且发现冰川沉积和海相沉积在一起，一些科学家意识到这是一次伴随Rodinia超大陆解体过程出现的，并且到达了海平面的冰川事件。Kirschvink首先提出了“雪球地球”的概念。由于最早的后生生物化石记录出现在冰川事件之后，显示这次冰川事件与生物演化有某种联系。Hoffman 等人(1998)提出了一套“雪球模式”的理论。,晚元古代冰期雪球模式,时间：7.7亿年6亿年持续数百万年的前寒武纪的冰川事件海洋中的光合作用停止水循环停止风化作用停止,7.7亿年前超大陆的裂解使许多小陆块散布在赤道地区。以前的内陆地区变

40、得受海洋气候影响变得更为潮湿。,雪球模式,降雨量的增加使大气中的CO2减少，并使陆地上的风化速率升高。全球温度降低，在极地海洋中形成巨大的冰盖。与深色的海水相比，白色的冰反射更多的太阳能，从而使温度进一步降低。这一正反馈触发了无法停止的全球变冷过程，从而使地球在短时间内陷于冰期状态中达数百万年。,全球平均温度急速降低到-50 C。大洋中的冰盖平均厚度高达 1 km以上。大多数海生微体生物死亡，只有海底的火山热泉有生物生存。,干冷的空气使陆地上的冰川不发育，产生大量的沙漠。由于没有降雨，由火山活动产生的CO2并没有被从大气中移走。当CO2进一步积累，地球开始变暖，海冰开始缓慢的消融。,雪球模式,

41、经过1千万年的火山活动，大气中的CO2浓度增加了 1,000倍。持续的温室效应使赤道地区的温度超过了冰点。,雪球模式,当地球温度升高时，来自赤道附近海冰升华而成的水蒸气在高纬度重新冻结，使大陆冰川增长。赤道地区的海冰消融，海水露出，从而可以吸收更多的太阳能，加速了全球温度的升高。可能在几百年内，酷热而潮湿的环境代替了原先的冰冻世界。,伴随赤道大洋的解冻，海水的蒸发和CO2的作用产生了更加强烈的温室效应。,表面温度急速升高超过 50 C，从而使蒸发作用和降雨量进一步升高。冰川消融留下的沉积物被酸雨进一步剥蚀。河流携带各种离子到海洋，形成石灰岩。由于长时间隔离和选择压所产生的新的生命类型在全球气候

42、变温正常后开始大量繁盛。,雪球模式,雪球模式,Harland and Rudwick:The great infra-Cambrian glaciation.Scientific American,211(2)28-36,1964.Kirschvink.Late Ptoterozoic low-lattitude global glaciation:the snowball Earth.in Schopf and Klein(eds):The Proterozoic Biosphere.Cambridge University Press,Cambridge,p.51-52,1992.Hoff

43、man et al.A Neoproterozoic snowball Earth.Science,281:1342-1346;28 August,1998Hoffman and Schrag:Snowball Earth.Scientific American.January 2000Knoll and Carroll,Early animal evolution:Emerging views from comparative biology and geology.Science,284:2129-2137,25 June 1999.,前寒武纪的矿产资源,铁矿：世界总储量60%以上保存在前

44、寒武纪地层中。其中最重要的是硅质条带铁矿（BIF），在我国称为鞍山式铁矿。其次是沉积铁矿-鲕状赤铁矿，如我国的宣龙式铁矿。黄金和铀矿：在南非，黄金和铀矿主要产于古元古代地层中。铜镍矿：加拿大Sudbery铜镍矿几乎占世界储量的一半以上。赣东北的德兴斑岩铜矿；滇东的东川式铜矿稀土：白云鄂博铁矿中的稀土超过世界储量一半以上。磷矿：主要出现在中晚元古宙地层中。昆阳群，陡山沱组。,前寒武纪是地质历史中非常重要的成矿期。铁、锰、铜、镍、黄金、铀、铂、稀土、磷矿是前寒武纪时期最为重要的矿产资源。有许多是超大型矿床。,小结：构造古地理和地壳演化 在太古宙时期，华北地区一些原始的陆壳块体通过碰撞拼合逐渐增大。

45、至太古宙末-古元古代时期基本成形为大型的稳定陆壳板块，从此开始了似盖层沉积的历史，缺少火山活动。8亿年前以后整体抬升，处于剥蚀状态。华南地区在古元古代时期可能只有一些相互分离的小型陆壳地块。在中、新元古代时期，围绕较大的地块边缘发育边缘海和岛弧等活动类型的沉积，板块运动使这些地块汇聚，不断扩大。8亿年前的晋宁运动使扬子板块固结成形为大型的稳定陆壳板块，从此开始了接受盖层沉积的阶段。,从中元古代开始中国的构造古地理格局已明显具有南北两分性。昆仑-秦岭-大别山一线曾是分割中国南北两大陆块的大洋盆地。震旦纪时期，华北板块的大部分地区处于陆地剥蚀状态；而在扬子板块上则广泛发育典型的盖层沉积。大气圈的演化和重大环境事件还原大气-氧化大气的转变大冰期生物界的演化微生物为主的生态系统细胞生命的出现、细胞的分化（原核-真核细胞）、多细胞化（组织器官的形成）,