古气候探秘_古地理气候

1.古生物对应的古地理古气候总结

2.二叠纪古地理特征

3.推测恐龙生活时代自贡的古地理环境

4.古地磁与古地理

5.含煤—煤层气盆地形成的古气候条件

白垩纪我国大部分地区仍为大陆，海侵范围更加缩小，海水仅到达西藏、西昆仑，新疆西南缘和台湾等地区，因此我国的白垩系有陆相、火山岩相和海相3种类型。而陆相和火山岩相广泛发育，是我国白垩系最显著的特点。

（一）中国东部

我国东部的白垩系基本上全为一系列内陆盆地的陆相沉积，这些盆地在侏罗纪时大多已经存在，经燕山运动进一步发展。吕梁 雪峰山以西仍然是一系列大型盆地，即鄂尔多斯盆地和四川盆地。吕梁-雪峰山以东又出现一系列大型盆地即松辽盆地、华北盆地和江汉盆地，它们于侏罗纪后期至白垩纪时，由于地壳断裂，下陷而形成。此外，还有一系列的小型盆地，以火山活动强烈为特征。

1.四川盆地和鄂尔多斯盆地的白垩系

四川盆地和鄂尔多斯盆地中的白垩系，主要为一套干燥、半干燥气候条件下的红色或杂色河湖相沉积。地层分布及岩性特征表明：盆地东部逐渐有所上升，沉积中心向西迁移，使盆地形成西缘陡而东缘缓的地形。

2.东部四大盆地（松辽盆地、华北盆地、江汉盆地、苏北盆地）的白垩系

侏罗纪后期至白垩纪时由于构造分异作用加强，在鄂尔多斯盆地和四川盆地以东，形成了另一系列大型盆地，即松辽盆地、华北盆地、江汉盆地，再加上更东面靠近沿海地区的苏北盆地，构成中国东部的四个大型盆地。这四大盆地的中、新生代地层，以含丰富的石油和天然气矿产而著名，驰名中外的大庆油田就位于松辽盆地。其中以松辽地区的白垩系发育较好，研究也最详细（图9-9）。

松辽盆地的白垩系根据岩性及生物组合划分为7个组，属于两个大的沉积旋回：即登楼库组至嫩江组为第一个旋回；四方台组至明水组为第二个旋回。第一个旋回登楼库组主要是氧化条件下的红色碎屑堆积，生物稀少；泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组为还原条件下的暗色有机岩堆积为主，生物丰富，此旋回所含的双壳类Plicatounio naktongensis（洛东褶珠蚌）、Nippononaia wakinoensis（胁野富饰蚌）为朝鲜对马盆地、日本早白垩世的代表化石。第二个旋回四方台组和明水组为弱还原条件下的杂色碎屑岩堆积，生物尚发育，此旋回所含之双壳类Pseudohyria cardiiformis（乌蛤形嬉蚌）、Protelliptio songhuaensis（松花江椭圆蚌）等，均见于东亚、加拿大和英国西部的晚白垩世。

图9-8 中国晚侏罗世（含K1初期）古地理图

（转引自刘本培等，1996）

图9-9 中国白垩系柱状剖面对比图

（转引自刘本培等，1996）

总之，松辽盆地的白垩系主要由淡水湖泊相暗色或夹杂色的有机岩和碎屑岩组成。当时气候潮湿，生物极为繁盛，湖水时浅时深，但多为氧化带之下的沉积环境。盆地中心为以暗色泥页岩为主的深湖相，向边缘逐渐变为半深湖暗色粉砂岩、泥岩相及浅湖（或滨浅湖）砂泥岩相。

3.东部小型盆地中的白垩系

从东北东部，经山东半岛至雪峰古陆以东的东南沿海一带，除苏北地区外，白垩纪时分布着一系列小型盆地，这些盆地以北东向或北北东向展布，白垩系一般由火山岩和红色岩层组成，系大陆火山活动地区沉积环境多变的火山岩-沉积岩的综合性组合。东部小型盆地白垩系的特点，除含有大量火山岩系外，就是上、下白垩统间普遍呈整合接触，代表燕山运动的一幕，向上与第三系一般则多为整合接触。

图9-10 中国早白垩世晚期至晚白垩世古地理图

（转引自刘本培等，1996）

综上所述，贺兰山—龙门山—大雪山一线以东的中国东部地区，白垩纪是一系列内陆盆地发展的历史，它们是继侏罗纪中后期的燕山运动而进一步发展起来的，皆以北北东向展布。从西向东共有三列盆地：第一列为两个大型的稳定盆地即鄂尔多斯盆地和四川盆地，白垩纪时其东侧有所上升，沉降中心向西侧转移，后期鄂尔多斯盆地整体上升；第二列为一系列新形成的大型盆地，即松辽盆地、华北盆地和江汉盆地，它们为侏罗纪后期至白垩纪时显著下降的新的大型凹陷区，含丰富的石油及天然气矿产，火山活动和褶皱运动仅华北盆地有表现；第三列为一系列中小型盆地，即东北东部、山东半岛及浙闽等小型盆地发育地区，仅苏北盆地较大，它们邻近环太平洋海槽，地壳运动强烈，表现为大规模的火山喷发和褶皱运动（上、下白垩统间不整合）。中国东部地区的白垩系普遍为红色岩系，在江汉和苏北等盆地的上白垩统中尚含有膏盐层，说明普遍为干旱气候环境，仅东北北部（特别是鸡西一带）白垩系含煤层，属潮湿气候环境。

（二）中国西部

白垩纪时中国西部与侏罗纪相似，仍处于“南海北陆”状态，但昆仑山以南的海侵范围已大大缩小，陆相地层逐渐占主要地位。西北地区为一些内陆盆地，新藏地区、西昆仑及滇西为海水淹没，其海水与特提斯海相通（图9-10）。

西北地区的一些内陆盆地，以新疆准噶尔盆地为代表，下白垩统以灰绿色砂岩、泥岩为主，夹褐红色泥岩，含Dsungaripterus（准噶尔翼龙）及介形虫等；上白垩统为砖红色砂岩、泥岩、砾岩，含介形虫化石，属温湿气候逐渐变为干燥气候的湖相沉积。

新藏海区大致可分为三部分：南部珠峰地区属陆缘浅海沉积，由深色页岩、灰岩及泥灰岩组成，夹石英砂岩，具Neohoploceras、Calycoceras、Bournonia等菊石及海胆、双壳类、珊瑚等底栖与浮游生物，岩性及厚度稳定，完全没有火山岩；中部雅鲁藏布江地区为活动型深海—半深海沉积，岩性较复杂，以碎屑岩为主，复理石层发育，并夹大量中基性火山岩，具菊石、箭石等浮游生物，属海槽性质；北部喀喇昆仑、藏北地区，属滨海及浅海沉积，以浅色碎屑岩及灰岩为主，夹陆相沉积，局部具中—酸性火山岩，含菊石、双壳类、珊瑚等浮游和底栖生物。

古生物对应的古地理古气候总结

（一）华南区

华南地区寒武纪继承了震旦纪的古地理、古构造格局。此时扬子板块以稳定型陆表海为特征，其东部为扬子板块的东部被动大陆边缘，而扬子板块与华夏板块之间为裂谷盆地发展阶段。因此，华南地区寒武系自西向东依次为：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。

1.扬子板块寒武纪的地层序列和古地理

寒武纪扬子区海侵广泛，地层具明显两分性：下统为泥砂质和碳酸盐沉积，化石丰富，中、上统以镁质碳酸盐岩沉积为主，化石稀少。滇东晋宁梅树村剖面下寒武统与震旦系为连续沉积，且地层发育完整、化石丰富、研究程度较高，可作为震旦系—寒武系界线层型的标准剖面。该剖面仅发育中、下寒武统，下寒武统包括梅树村组、筇竹寺组、沧浪铺组和龙王庙组，中寒武统包括陡坡寺组和双龙潭组。双龙潭组与上覆志留系呈整合接触。

梅树村组主要是一套磷块岩，其内小壳化石可富集成生物碎屑层，发育波状、鱼骨状交错层理，顶部白云岩内含鸟眼构造，反映比较典型的滨海潮间—潮下带沉积。筇竹寺组下部黑色粉砂质、泥质沉积，含炭质及稀有元素，为海水流动不畅的弱氧化至还原环境，可能为潮下低能海湾，中上部以泥砂质沉积为主，含有三叶虫及澄江动物群等生物化石，环境已趋于正常浅海，总体代表持续海侵过程。沧浪铺组以砂页岩沉积为主，内含浪成波痕和交错层理，为滨海沉积。龙王庙组的白云岩为咸化海沉积。中寒武世的陡坡寺组和双龙潭组为浅海砂泥、碳酸盐岩沉积。中寒武世后期滇东地区上升为陆（图7-2）。

由于滇东地区中上寒武统发育不全，湖北宜昌三峡剖面寒武系发育完整，现补充如下。下寒武统自下而上分为4组：水井沱组、石牌组、天河板组和石龙洞组。水井沱组为黑色炭质页岩夹薄层灰岩，含磷、稀有元素及黄铁矿，化石以浮游的盘虫类为主，推测为滞流还原环境。石牌组和天河板组为正常浅海的砂泥质和碳酸盐沉积，含较多底栖的古杯类。石龙洞组为厚层白云岩。中寒武统覃家庙组由薄—中层白云岩组成，波痕、交错层理、泥裂、食盐晶发育。上寒武统三游洞组为厚层白云岩，其顶部归属奥陶系。从石龙洞组至中、上寒武统均为干旱的咸化海环境（图7-2）。

寒武纪扬子区为稳定的陆棚海，地势西北高东南低，西部的康滇古陆始终存在，其范围不断扩大。早寒武世扬子区为向东倾斜的混积型缓坡。自中寒武世起，扬子区西部古陆不断扩大，形成纵贯西部边缘的康滇古陆，古地理由早期的缓坡发展成镶边型碳酸盐岩台地。由于西部古陆和东南部水下隆起影响形成半封闭海盆，加之气候炎热干旱，使海水盐度增高，主体发育一套化石稀少的白云岩沉积，在川西南、滇东北等地还有膏盐沉积。

2.扬子板块大陆边缘及华南裂谷盆地的寒武纪古地理特征

扬子板块东南大陆边缘，包括桂西北、赣北、浙江及苏南等地，为一狭长的、北东向展布的非补偿海盆。下寒武统主要为黑色炭质、硅质页岩夹硅质层，水平纹层发育，含放射虫和海绵骨针，偶见浮游型三叶虫，局部夹磷结核、黄铁矿团块等，代表深水、缺氧的还原环境。中寒武统为深灰、灰黑色炭质页岩、页岩和灰岩相，含漂浮型的球接子类及海绵骨针，上寒武统主要为泥岩、泥质灰岩。中、晚寒武世江南区的还原条件大大减弱，但仍属非补偿海盆。整个寒武纪沉积厚度不超过800m。

图7-2 中国东部寒武系柱状对比图

（引自杜远生等，1998）

1—砂岩；2—泥页岩；3—硅质岩；4—炭质页岩；5—灰岩；6—泥质灰岩；7—竹叶状灰岩；8—泥灰岩；9—白云岩

华南裂谷盆地位于绍兴—江山—萍乡—南宁一线以南地区。华南区内大致以长汀—清远—玉林为界，分为西北部的赣粤次深海盆地及东南部的闽粤浅海盆地。粤北曲江及赣南崇义等地寒武纪为砂泥质浊积岩，夹少量灰泥及凝灰质，含深水放射虫和海绵骨针，可能是华南裂谷盆地的主体。

扬子板块的北部大陆边缘为南秦岭区。寒武纪以商丹古缝合线为界，南、北秦岭分别构成扬子和华北板块的大陆边缘，中间为秦岭洋所阻隔。

扬子板块西部大陆边缘寒武系保存很少，推测昌都-思茅、义敦、松潘-甘孜等晚古生代以后的微板块尚未与扬子板块分离，属扬子板块西部边缘的一部分。

（二）华北-东北南部区

华北板块主体自新元古代后期抬升后一直遭受风化剥蚀，早寒武世开始接受海侵。寒武纪华北地区为稳定的陆表海碳酸盐岩沉积，其南缘以主动大陆边缘与秦岭洋毗邻。

1.华北板块寒武纪的地层序列和古地理

华北地区是寒武纪稳定沉积类型分布区之一，除早寒武世早期普遍缺失沉积外，其余地层发育完整，化石丰富，岩相厚度稳定。山东张夏是我国中、上寒武统标准剖面，其地层划分如下：下寒武统仅发育馒头组，中寒武统包括毛庄组、徐庄组和张夏组，上寒武统包括崮山组、长山组和凤山组（图7-2）。

张夏剖面寒武系以不整合覆盖于太古宙泰山群之上，剖面总厚510m。下统馒头组为紫红色钙质页岩夹泥质灰岩，泥裂、雨痕、岩盐晶、波痕和鱼骨状交错层理等沉积构造发育，属于热气候条件下的滨浅海沉积。内含三叶虫中华莱德利基虫，相当于滇东龙王庙组，代表早寒武世晚期的沉积。中寒武统毛庄组，徐庄组均为以紫色泥岩为主的陆源碎屑岩，自下向上碳酸盐含量增高，以滨、浅海沉积为主。中统上部张夏组以鲕粒灰岩为主，含德氏虫等三叶虫化石，但保存破碎，灰岩中波痕、交错层理发育，代表典型的潮下高能环境沉积。上统3个组的岩性基本相同，为灰岩、泥质灰岩和竹叶状灰岩，含蝙蝠虫和蝴蝶虫等三叶虫化石。竹叶状灰岩是一种同生砾岩，为成岩过程中半固结的灰岩遭受浪潮冲击，破碎、磨圆、再沉积而成的，具有风暴作用特点。张夏地区寒武系代表基底遭受长期风化剥蚀夷平后，以碳酸盐岩沉积为主的陆表海环境。与动荡、强氧化的滨浅海相适应，发育了属种多、演化迅速、但个体很少完整保存的三叶虫动物群。

华北地区主体缺失早寒武世早期沉积，中期从南侧秦岭洋向北海侵，淮南、豫西、陕北陇县和宁县贺兰山地区最早波及，沉积了滨浅海碎屑岩及含磷砂岩，称猴家山组或辛集组。沧浪铺晚期海水侵入到燕山、辽南地区，燕山地区为昌平组，是含Palaeolenus的豹皮灰岩。馒头组沉积范围由东向西逐渐扩大到太行山、中条山一线和鄂尔多斯、阿拉善西缘及南缘（图7-3）。

中寒武世毛庄期、徐庄期海侵向西延伸到吕梁山。西部贺兰山一带的海水亦向东扩大到鄂尔多斯中部，华北古陆进一步缩小。张夏期海侵显著扩大，除陕北和内蒙古东胜地区仍为古陆外，华北地区广泛发育了稳定的浅海碳酸盐岩沉积。

晚寒武世华北板块的古地理格局发生了显著变化，南部淮南、豫西和晋南一带开始上升，海水变浅，形成以白云岩为主的滨海潮上带沉积（三山子组）。白云岩层位由南向北升高。北部燕辽地区相对下降，为滨浅海灰岩沉积。此时地形南高北低，与早、中寒武世的地形呈跷跷板式变化，这种地势特点一直持续到奥陶纪。

2.华北板块大陆边缘寒武纪古地理特征

华北板块南部寒武纪是主动大陆边缘，展布于商丹缝合线以北。沿陕西商南-丹凤一带发育蛇绿岩套及丹凤群的岛弧火山岩、河南西峡-南召一带发育二郎坪群的弧后火山岩。向西到甘肃天水一带也发育类似的含火山岩地层李子园群，其时代为寒武纪—早志留世。证明当时秦岭洋向北俯冲。

华北板块北部寒武纪大陆边缘性质有待进一步研究。推测寒武纪在地台北缘白云鄂博一带处于稳定大陆边缘状态，逐渐向活动型过渡。板块西南侧与柴达木古陆之间为古祁连洋，早寒武世时未接受沉积，中寒武世起祁连山南北坡都张裂成裂陷海槽。北祁连海槽中发育较深海含放射虫硅质岩、中基性火山岩及砂泥质复理石。

（三）其他地区

中国其他地区包括塔里木板块、古亚洲洋和古特提斯洋中的小块体。

1.塔里木板块及其大陆边缘

寒武纪塔里木板块内部为稳定类型沉积，以北部柯坪地区发育最好，其沉积特征和生物与扬子区相似，沉积厚度500～600m，主要为泥质、粉砂质及硅、镁碳酸盐沉积，底部含磷结核，中、下部产三叶虫Redlichia。

图7-3 中国早寒武世古地理地图

（转引自刘本培等，1996）

2.古亚洲洋

古亚洲洋以艾比湖-居延海-西拉木伦河古缝合线为代表，分为三部分。主体为天山西拉木伦洋，南侧为华北板块和塔里木板块北部大陆边缘，北侧为西伯利亚板块南部边缘，准噶尔为哈萨克斯坦板块的一部分，松辽是古亚洲洋中的中间陆块。

3.古特提斯洋

寒武纪古特提斯洋的主洋盆在班公错-怒江古缝合线。缝合线以南的冈底斯、江孜地区属冈瓦纳板块的一部分。以北以东的羌塘地区、昌都、思茅、松潘、甘孜地区尚未与扬子板块分离，可能为扬子板块西部一部分。滇西保山地区下、中寒武统为浅变质陆坡砂泥质、硅质浊流沉积，仅见海绵骨针和微古植物，与震旦系连续过渡；上统为砂泥夹钙质浅水沉积，含底栖及浮游混合型三叶虫，总厚度4000余米。藏南地区寒武系为一套透辉石石英片岩和含燧石结晶灰岩，与印度板块关系密切。

二叠纪古地理特征

一般气候温暖潮湿，含氧量高，气候繁盛，生物种类多。

而大气中游离氧下降伴随生物灭绝。

气候剧烈变化主要是冰期和间冰期，冰期生物种类以极地生物为主，耐低温。间冰期生物种类多。

地质变化，伴随大陆分解和整个，整合的时候气候干燥，高温少雨，生物种类少；反之种类丰富。

推测恐龙生活时代自贡的古地理环境

二叠纪是古生代最后一个地质年代，地壳运动又趋活跃，全球范围内一系列板块的碰撞导致地史中著名的联合古陆在二叠纪末期基本形成。该大陆几乎由北极延伸至南极，跨越了不同的古气候带。这种全球古构造、古地理环境的巨变，造成了陆相、潟湖相沉积类型的广泛发育，气候带的明显分异和生物界的重要变革。联合古陆东南缘继续存在结构复杂的古特提斯多岛洋，而使中国二叠纪地史既反映全球共性又有自身特色。

（一）华北-东北南部区

华北板块主体自二叠纪起已基本脱离海洋环境，仅局部地区遭受短期海侵影响。因此二叠系以陆相沉积为主。位于华北中部的山西太原地区二叠系发育最好，研究最详，是公认的华北地区二叠系标准剖面。

1.山西太原西山二叠系标准剖面

这个剖面二叠系总厚达数百米。从岩相分析来看，下二叠统下部山西组几乎全系陆相沉积。本组底部为粗粒石英砂岩，具斜层理，并有植物化石等，属河床相；向上以泥页岩粉砂岩为主，夹煤层，含植物化石，为典型的沼泽成煤相。由山西组向上出现了一套岩性复杂的陆相沉积，即“石盒子群”（下石盒子组和上石盒子组），下石盒子组夹有煤层及含丰富的植物化石，主要属于沼泽相沉积；上石盒子组仅有少量炭质页岩，不含煤层，并开始出现紫红色泥页岩层，植物化石保存较好，但不及下部多，主要属河流、湖泊相沉积。气候已逐渐转为干燥。上覆石千峰组是一套紫红色岩系，主要为长石石英砂岩和砂质泥岩的互层，已是典型的干燥气候的内陆河、湖相地层（图8-6）。

综上所述，太原西山二叠系剖面各组自下而上厚度逐渐增大，颜色由黑灰至黄绿至紫红：由含煤到不含煤，这些特征说明经历了由沼泽低地逐渐变为河湖盆地，气候由潮湿变为干旱的历史过程。

图8-6 中国二叠系柱状剖面对比图

（转引自刘本培等，1996，有修改）

L—梁山组。1—火山岩；2—硅质岩、硅质泥岩；3—硅质团块灰岩；4—煤层（其他图例参图8-2，4）

2.横向变化和古地理

太原西山剖面可代表华北-东北南部区二叠系的一般情况，但各期岩相的横向变化仍有所不同。

山西组地层分布广泛，厚度不大，一般为100～200m，主要为内陆湖沼相及沼泽相含煤地层。说明当时本区除一些古陆剥蚀区外，普遍为地势低平的潮湿气候环境，广泛发育了沼泽，植物大量繁盛，因而成为重要的造煤时期。

石盒子群的分布也较广泛，但横向变化显著。大致可以分为3种类型：①淮南型，分布于淮南及豫西一带，主要是灰色的砂、页岩，含重要可煤层，并找到含海相或半咸水相化石（Lingula舌形贝）的夹层；②苏北型，分布于苏北、鲁中、冀东和辽东一带，石盒子群下部有可煤层，但不重要；③山西型，分布于太行山以西（包括山西北部和鄂尔多斯盆地），为一套黄绿色至紫红色砂、页岩及泥岩为主的地层，基本上不含可煤层，但有植物化石。由此可见，当时本区古地理环境较为复杂，太行山以西地势较高，石盒子群以河流、湖泊沉积为主；太行山以东的苏北、鲁中、冀东及辽东等地地势较低，气候也较湿润，石盒子群含有可煤层，以湖泊沉积为主；淮南一带地势低洼，临近华南海区，偶受短暂海侵，石盒子群含重要可煤层，为近海沼泽沉积（图8-7）。

（二）华南区

华南板块二叠纪时遭受了晚古生代中最大的海侵，与华北-柴达木板块的大陆面貌形成鲜明对比。华南海相二叠系发育特征以黔中地区为代表。华南石炭纪末、很多地区地壳上升，普遍海退，至二叠纪初又逐步下降接受沉积，致使二叠系和石炭系间多为整合接触。中二叠统（阳新统）以浅海相灰岩为主，分布极广，代表一次海侵的产物；上二叠统（乐平统）普遍发育有海陆交互相及陆相含煤地层上部又以海相地层为主。浙、闽、粤沿海一带及海南岛地区二叠纪时已属稳定地区，构成华南板块的一部分。

1.黔中一带二叠纪标准剖面

黔中一带二叠系总厚达1000m以上，与下伏上石炭统为整合接触，界线清楚。中二叠统下部相当栖霞阶的地层，其底部梁山组为厚十多米的砾岩和黑色页岩，常夹薄层煤层，含植物化石及珊瑚化石，属海陆交互相沉积；向上为120～500m厚的灰黑色和黑色厚层块状灰岩，含大量的燧石结核，产 Nayasakaia（早板珊瑚），Polythecalis（多壁珊瑚），Nankinella（南京 ）等，即所谓栖霞（灰岩）组，属浅海灰岩相。上部相当茅口阶的茅口组为浅灰色至白色块状质纯灰岩，厚约250m，产 Neoschwagerina（新希瓦格 ），Verbeekina（费伯克 ），Wentzelella（文尔珊瑚）等，为浅海相沉积，中二叠世末发生海退，沉积间断，至晚二叠世初又下降接受沉积。上二叠统下部龙潭组（相当龙潭阶）整合于茅口灰岩之上，为一套砂岩、页岩及薄层石灰岩为主的地层，夹煤层及燧石层，厚180多米。产Gigantonoclea（单网羊齿）、Gigantopteris（大羽羊齿）及腕足类、 类等化石，为海陆交互相含煤地层。长兴组为泥质灰岩和灰岩，常含燧石团块及条带，厚约120m，产有Oldhamina（俄哈姆贝）、Palaeofusulina（古纺锤 ），属浅海相；长兴阶上部称大隆组为燧石层，页岩和燧石灰岩的互层，底部夹黑色页岩及极薄的烟煤一层，厚35m，含Pseudotirolites（提罗菊石），属近水海湾相沉积。向上与下三叠统为整合接触（图8-6）。

黔中一带二叠纪时经历了两次海侵：一次是在中二叠世早期，为初期短暂的滨海沼泽环境的大海侵，沉积了浅海相栖霞灰岩和茅口灰岩；第二次在晚二叠世末期，沉积了以海相为主的长兴阶地层。二次海侵之间为海退期，造成滨海沼泽环境，形成具有重要经济意义的海陆交互相含煤地层，即所谓的“龙潭煤系”。

2.横向变化和古地理

华南晚石炭世后，大部分地区地壳上升海水暂时退去，至中二叠世初，又开始下降接受沉积致使二叠统与下伏地层为整合接触。

中二叠世地层在华南区分布十分广泛，普遍发育了以浅海相碳酸盐岩为主的地层——栖霞灰岩和茅口灰岩。说明早二叠世为广泛海侵时期，此次海侵为华南地史上最大的海侵时期之一，在北部海水淹没了整个上扬子地区，向东侵入到东南一带的大部分地区。但海侵本身又是个复杂过程，初期梁山组及其相当地层仅分布于本区北部，大致在滇东、贵阳、长沙、南昌一线以北，这些地区在泥盆纪、石炭纪时一般都是高出海面的陆地，到二叠纪初地形逐渐夷平，为滨海沼泽地带；此线以内的地区则主要为浅海环境，这种情况仍然是继承了过去“北高南低”的古地理而貌。栖霞灰岩分布最广，且岩相厚度较稳定，到处发育了含Hayasakaia（早板珊瑚）、Nankinella（南京 ）等化石群的浅海相含燧石结核灰岩，它不仅超覆在晚古生代一直处于陆地状态的上扬子地区（川、鄂），而且在东南一带的部分地区也形成超覆。晚期茅口灰岩富含Neoschw agerina（新希瓦格 ）、Verbeekina（费伯克 ）、Wentzelella（文尔珊瑚）等动物群，分布范围较栖霞组为小，岩性上也不如栖霞灰岩稳定，尤其是雪峰古陆以东的地区，岩相和厚度变化显著：如在黔桂一带茅口灰岩厚度常在500m以上；向东至湘鄂一带，石灰岩中燧石成分大增（“当冲层”），而厚度渐减；再东至苏皖及浙江一带，则全变为硅质页岩，厚度仅15m左右（孤峰层），化石以菊石类为特征，可能为静水海湾相沉积。看来，茅口期在部分地区已发生了海退，栖霞期的稳定的浅海灰岩相的局面到此时已经有所改变。

图8-7 中国晚二叠世古地理图

（转引自刘本培等，1996）

中二叠世末，华南地区普遍地壳上升，发生海退和沉积间断，致使上、下地层间为整合接触，在东南一带还见到有微不整合关系，这就是所谓的“东吴运动”。“东吴运动”主要表现为大规模的地壳上升和海退，并在西部（川、滇、黔）发生大规模的玄武岩喷发，即通称的峨眉山玄武岩。峨眉山玄武岩主要分布于康滇地轴及其周围的地区，其范围在峨眉-古蔺一线以南，古蔺-贵阳-建水一线以西，向西可抵怒江东岸，北可至柴达木地块，规模较大，范围广，最厚达2000m以上。玄武岩的时代主要属晚二叠世早期，但中二叠世晚期已开始喷发，除初期有部分为海底喷发外，基本上是一套大陆火山喷发岩系。“东吴运动”之后，古地理出现了新的面貌。晚二叠世初期（龙潭期）除康滇古陆、江南古陆及华夏古陆外，都下降接受沉积。此时华南广大地区主要为一滨海平原，海水多次侵入，形成以海陆交互相为主的龙潭阶地层。由于各地古地理面貌有所差异，因而龙潭阶岩相分异显著，大致可分为3种沉积类型：①浅海灰岩相，分布于北部川北、陕南、鄂西一带及黔东、桂西一带，称吴家坪组，除底部有极薄的页岩偶夹薄煤层外，主要为浅海相石灰岩，含有Codonofusiella（喇叭 ）、Liangshanopnyllum（梁山珊瑚）化石，为地势低凹，长期遭受海侵条件下的沉积；②海陆交互相含煤沉积，分布于华南的广大地区，是重要的含煤地层，以含Gigantopteris（大羽羊齿）等植物群为特征；③陆相含煤沉积，主要分布于康滇古陆以东的川西、滇东和黔西等地，说明这些地区为未遭受海侵的大陆沼泽地带（图8-7）。

晚二叠世末期发生了新的海侵——长兴期海侵，普遍发育了长兴阶海相地层。但海侵范围不广，康滇古陆东侧的滇东、川西、黔西等地继续发育了陆相含煤地层，说明长兴期海侵并未达到这些地区。长兴阶海相地层根据岩性及生物群特征，大致可分为两类：长兴灰岩及大隆硅质层，前者为浅海相灰岩，含Palaeofusulina（古纺锤 ）等化石；后者主要为硅质页岩及硅质层，以含菊石类化石（如Pseudotirolites提罗菊石）为特征，并有植物化石，属静水海湾相沉积。上述长兴组和大隆组，在一些地区表现为上、下关系；而另一些地区又为横向变化关系，即只有长兴灰岩，或只有大隆层，说明沉积环境在时间和空间分布上的变化地都是显著的。再一次说明岩石地层单位顶、底界面的“穿时性”特征。

（三）其他地区

塔里木地块边缘下部为陆相杂色碎屑岩岩系，有时夹玄武岩，含华夏植物群Sphenophyllum thonii等植物化石，局部含海相层；上部由内陆山间盆地式的杂色碎屑岩和玄武岩夹层组成，含植物、淡水双壳类、介形虫等化石，植物群属北方安加拉植物区系。二叠系总厚达1000～2000km。天山-兴安地区、西段天山准噶尔地区二叠系为山间盆地的陆相沉积。包括北山、内蒙古及东北北部的广大地区，早二叠世为活动海槽，沉积物内厚度巨大的碎屑岩夹碳酸盐岩、中酸性火山岩及火山碎屑岩组成，岩石遭受不同程度的变质。含北方型冷水动物群，以腕足类最丰富，珊瑚、 次之。其中腕足类Yakovlevia（雅可夫列夫贝）、Horridonia（耸立贝）、Licharewia（李哈列夫贝）、Kochiproductus（柯支长身贝）等为其典型代表。海槽南缘出现南方暖水型和北方冷水型交替的生物组合。中二叠世末，发生了强烈的地壳运动，造成中、上二叠统间的不整合，这次地壳运动被称之为“北山运动”。其结果导致海槽“封闭”，海水退去。晚二叠世形成巨厚的陆相碎屑岩系，夹陆相火山岩及火山碎屑岩沉积。含以Callipteris为代表的安加拉植物群和淡水双壳Palaeomutela（古米台蚌）等化石。昆仑山区的二叠系为厚度巨大（数千米）的碎屑岩夹火山岩、火山碎屑岩及灰岩，含腕足类、珊瑚等化石，与上覆地层为不整合接触。秦岭地区二叠系以碎屑岩、碳酸盐岩类为主，厚度巨大，岩相变化剧烈，局部具火山碎屑岩，岩石遭受轻度变质，含 、珊瑚、腕足类等化石。

雅鲁藏布江以北的冈底斯山、念青唐古拉山、喀喇昆仑山、藏东横断山脉，向南直至滇西等地区，除藏北羌塘区（藏北地块）二叠系以浅海相砂岩、页岩及灰岩为主，局部夹煤层外，大部分地区二叠系为厚度巨大的碎屑岩、火山岩、火山碎屑岩及灰岩、硅质岩等组成，有时上部夹含煤岩系，含腕足类、珊瑚、 及少量华夏植物群化石。雅鲁藏布江以南的西藏南部仅有早二叠世，在喜马拉雅山区称色龙群，厚400m左右，由页岩、粉砂岩、砂质页岩及灰岩等组成，主要属浅海相沉积。

台湾地区属环太平洋地槽的一部分，主要是一个中新生代活动带，可以肯定的古生代地层仅出露有二叠系。分布于中央山脉东部的大南澳群为一套变质杂岩，由砂页岩、灰岩、基性火山岩、火山碎屑岩变质而成，下部变质灰岩中发现有早二叠世的 类和珊瑚化石，上部未见化石，向上为上白垩统不整合所覆，因此其时代属晚古生代至中生代。大南澳群属优地槽型沉积，代表半深海—岛弧海区的产物。

古地磁与古地理

有关推测恐龙生活时代自贡的古地理环境如下：

自贡位于四川盆地南部，其地质发展与四川盆地紧密相关。四川盆地在大地构造上称为“四川地台”。震旦纪~三叠纪中期四川地台一直位于古特提斯海东侧滨海地区，地台西边为龙门山岛链。

由于在三叠纪晚期发生的一次强烈地壳运动——印支运动，使西边的龙门山岛链逐渐隆起成山地，四川地台也整体台升，海水逐渐退却，中央为地势低平的内陆湖泊，这就是所谓的“古巴蜀湖”(夏宗实等,1982)，从此四川盆地轮廓基本形成，同时也结束了海相沉积的历史。

侏罗纪时，四川盆地范围比现在大得多。北方大致以大巴山地为界，西北方以龙门山地为界，南方延伸到黔中一带，西南方与滇中盆地相连，东南方延伸到鄂西，构成一个巨大内陆沉积盆地。早侏罗世早期，盆地内地势相对比较平坦。

大致以江油-梓橦-盐亭-蓬安-渠县-梁平为界，北部地区为温湿的滨湖、沼泽环境，沉积一套河流冲积砾岩、滨湖砂岩和煤系，而包括自贡在内的广大南部地区则为较干燥的浅湖环境，沉积一套厚度不大的紫红色泥岩和细粒砂岩，沉积物主要来源于龙门山地和大巴山地。

经过早侏罗世早期的堆积、填平作用，至早侏罗世中~晚期，盆地内地势更加趋于平坦，盆地整体有所升降变化，但沉积环境的总体格局没有大的改变，盆地北部地区仍以滨湖沼泽相为主，南方地区为浅湖相，沉积物为粉砂岩、介壳灰岩、泥岩交替堆积。

从中侏罗世早期开始，四川盆地的地势变得比较复杂，湖水面积有所缩小，湖盆西南部较浅，自贡、威远一带处于滨湖环境，沿岸并有河流注入，湖水由西北向东南变深，整个盆地为河流三角洲、滨湖、浅湖环境。沉积物以砂岩、砾岩为主，交错层理发育。

中侏罗世早期之后，四川盆地整体有不同程度的抬升，致使许多地方中侏罗世早期的沉积物遭受不同程度的剥蚀。中侏罗世晚期沉积环境发生明显变化，原来的大湖泊分解为若干小湖泊，许多河流将这些小湖泊串联起来，在洪水泛滥时将这些小湖泊变成洪泛湖。

沉积物来源以西缘龙门山地为主，沉积一套河流相与湖泊相交替的砂岩和泥岩。气候由干旱转变为炎热湿润，植被非常繁茂，为恐龙及其他动物提供了广袤的生活场所和丰盛的食物来源。它们在这里生栖繁衍，得到快速发展，形成了四川侏罗纪恐龙的第一个繁盛期。

晚侏罗世早期，盆地的地理环境、气候状况仍与中侏罗世晚期相似，沉积物源也主要来源于西缘的龙门山地，沉积物仍以河流和湖泊相的砂岩和泥岩交替堆积。随着沉积物的增加，盆地整体不断下沉，以补充沉积物的堆积空间。恐龙及其它伴生脊椎动物继续繁盛，但动物群组成分子发生了极大更替。

晚侏罗世中期，由于盆地整体下沉速度过快，致使四川盆地再次发展成为一大型浅水湖泊。这一时期气候变得异常干燥，沉积一套比较稳定的红色泥岩，植被不发育，恐龙及其伴生脊椎动物锐减。

晚侏罗世晚期，盆地又开始抬升，形成类似中侏罗世晚期和晚侏罗世早期那样的地理环境，形成一套河流和湖泊相的砂岩、泥岩交替的堆积。但气候相对来说仍然比较干燥，植被不很发育，脊椎动物没能得到再次发展。

到侏罗纪末期，四川盆地的古地理格局发生了明显的变化，盆地南部、中部及东部抬升为高地，成为剥蚀区，沉积盆地向西北方向不断收缩，气候日趋干燥，由此进入白垩纪时代。

含煤—煤层气盆地形成的古气候条件

6.3.1古地磁和古纬度、古地理

古环境是了解世界生物群的演化和发展的基础。这一结论中，古纬度很大程度上控制了气候以及沉积和侵蚀的特征，成为最重要的一个因素。而古地磁研究为古纬度的确定奠定了基础，而且根据古地磁资料与所有地质资料的综合分析，可估计陆块大小及海陆分布状况，并因此得出对综合环境的圆满解释，其他一些因素便可由这一综合环境确定。实际上，古生物学与古地磁学研究彼此补充，其中古地磁方法为更精确地恢复不同区域的位置提供了方便，而古生物学方法提出的化石分布特征则指示了不同区域之间的相互关系。例如两块大陆可能彼此靠近，但由于在大陆之间存在着海堤，生存于这两块大陆上的生物群就迥然不同，目前在太平洋中就观察到这种情形。除此之外，化石资料通常可供作古地磁定位的精确检验，古地磁资料又可用以指示这些区域是否为相邻区域，进而判断来自上述某区域的化石资料是否可疑。有关这类综合研究的例子很多，古生物学家通常将化石分布标到复原的古地磁图上来做这项工作。

地球上海陆分布的影响实际会改变不同区域的气候带分布，两极存在的冰体也是对气候的一个重要影响因素(Tarling，18)。与其他星体大气圈的对比发现，目前冰体的移动可能导致形成一个低压极地而非目前地球上的高压极地。地质历史时期冰体几次消失，例如，侏罗纪—白垩纪发生了一次冰体消融，这期间，尽管仍存在基本的纬度变化影响，但当时世界气候可能与有冰体存在的今日世界显著不同。显然，许多这类分析是推断性的，但在主要大陆块体分布图上标出海陆形式、补充分析气候变化的特征，可能会导致对过去和现在气候控制因素的进一步理解。

6.3.2古地磁与古大陆再造

根据地心轴向偶极子理论，在一定的地质时间里，地球磁极应有其确定的位置，并且各个大陆所测定出的地质时期极移曲线也是一条确定形状的连线。在正常情况下，倘若一个地区受到构造活动的作用，必然会改变岩石正常的剩余磁化强度的数值和方向，进而给出不同的古地磁极位置和古纬度。自然，按照类似的道理推论，古地磁测定出的这些变化应是地壳运动的结果，因此，可以依据古地磁极位置、古纬度以及各种类型的古地磁极移动曲线来确定各个大陆之间、大陆内部块体之间的相对位置和相对运动方向与速率。事实上，全球的古地磁学数据表明，不同大陆上相同地质时代岩石的剩余磁性所测得的古地磁极位置具有明显的差异，就是各个大陆之间发生过相对运动的证据。

古大陆再造 ( reconstruction) 指对大区或全球古大陆在地史时期位置复原的研究。根据古地磁和其 他依据将古大陆的位置和方位表示在图上，称为古大陆再造底图( basemap) 。古大陆再造是全球构造研究的重要内容，古地理系列图是对地球板块构造演化史的重现，它们以 “时间切片”( Time Slices) 的形式描绘了现今各个大陆或地块在不同地质历史时期的相对位置和海陆关系。可靠的古地磁数据可以提供两个方面的资料: 第一，用来确定大陆或地块的古纬度和古方位; 第二，如果两个大陆 ( 或地块) 的极移曲线都比较完善，则可以利用极移曲线的拟合确定大陆 ( 或地块) 之间的相对位置。以约250Ma 泛大陆的再造为例，如果利用极移曲线拟合确定了其他大陆 ( 或地块) 相对于北美大陆的位置，然后根据北美大陆某一参考点的古纬度和古方位，就很容易恢复泛大陆在行星地球上的位置。把地球近似看作一个旋转的扁球体，决定气候和地质环境的主要因素是纬度和海陆格局，这两个方面都可以从古地磁研究中获得直接的证据。所以，许多古地磁学者一直致力于各个大陆和地块的极移曲线建设。

利用古地磁数据建立古地理再造图，首先确定某个地质历史时期相对稳定的古陆块体边界及其中心参考点，再确定各个块体当时的方位、古经度和古纬度; 然后按照古经度、古纬度和古方位将陆块进行位移复原; 最后用地图投影的方法绘制出古地理再造图。

具体分 3 个步骤:

1) 从地质研究角度判定各个古陆块的界线，进行必要的分离和拼合。

2) 依据古地磁资料确定各个大陆原来的位置，需要用到 3 个参数: 古经度、古纬度和古方位，这 3 个参数是以地块中心参考点进行测量的，其他点则根据与中心参考点的相对关系进行计算。

3) 古大陆位置的复原，这一过程主要涉及有限旋转与欧拉定律，以及相应的地图投影。其中关键点是关于欧拉极的求解和旋转。一般来说，可以依据对板块运动的实际观察结果来求得欧拉极。

旋转操作即是根据各个陆块的现代坐标去计算其过去的坐标位置，计算过程中先用地心坐标系 ( 空间笛卡儿坐标，记为 A( Ax，Ay，Az) ) ，再将计算结果转换成大地坐标系( 经纬度坐标，记为 A ( B，L) ) ，最后进行地图投影。两种坐标系的转换关系如下:

岩相古地理学

设点A的坐标为A(Ax，Ay，Az)，旋转后的坐标为A'(A'x，A'y，A'z)，A'可用两个3×3矩阵R相乘得到:A'=R×A

其中R的值由欧拉极坐标E(Ex，Ey，Ez)和旋转角Ω求得。

6.3.3古地磁与中国主要大陆的形成演化

黄宝春等(2008)在汇总前人工作的基础上，对迄今发表的有关扬子地块、华北地块和塔里木地块的古地磁数据进行了分析。从收集到的194个、117个和44个古地磁数据，根据国际通用古地磁数据可靠性判据，分别筛选出数据可靠性指数Q≥3的古地磁极数据87个、58个和37个。建立了华北地台、扬子地块与塔里木地块的视极移曲线(表6.3;图6.7)。

表6.3 华北地台、扬子地台及塔里木地块显生宙古地磁极位置

注:N—参加统计的古地磁极数量;λP/φP—古地磁极位置的纬度和经度;Q，E，K，J，T，P，C，D，S，O及分别代表第四纪、古近纪、白垩纪、侏罗纪、三叠纪、二叠纪、石炭纪、泥盆纪、志留纪、奥陶纪和寒武纪，其中1，2，3分别代表早、中、晚;α95(DP/Dm)，95%置信圆锥半顶角(或95%置信椭圆半短轴/半长轴)。*95%置信度大于16°的古地磁极位置。

(据黄宝春等，2008)

如图6.7所示，华北地块、扬子地块和塔里木地块在寒武纪、奥陶纪乃至整个古生代及早中生代，视极移曲线在形态上仍存在明显差异，且简单的旋转难以消除这些差异。相对而言，早古生代扬子地块与塔里木地块的古地磁极位置比较接近，其运动轨迹亦有一定相似性;而华北地块有自己独立的运动轨迹。晚侏罗世以来，3个地块的视极移曲线基本趋于一致，表明三大地块在运动学上已成为整体。而从古生代中期至早中生代之间，各块体的视极移曲线变化比较复杂，除了某些时段数据的不足与误差之外，更可能反映了这一时期各块体曾发生过显著的相对运动。

华北地块早寒武世(图6.8A)位于南纬约17°(参考点:110°E，35°N)，若将华北地块的视极移曲线沿欧拉极(4.9°N，0.2°E)顺时针旋转133.5°，使其与固定非洲参考系下的冈瓦纳大陆早古生代视极移曲线相重叠，可得出早寒武世华北地块位于东冈瓦纳大陆(即南极洲、澳大利亚及印度联合古陆)的东缘，说明在早寒武世，华北地块可能曾与南极洲、澳大利亚古陆比较接近，也不排除华北地块曾是东冈瓦纳大陆东缘的一部分。但在中寒武世之后，华北地块和冈瓦纳大陆的古地磁视极移曲线已开始分离，表明华北地块与东冈瓦纳大陆之间存在着显著的相对运动。至中晚泥盆世，华北地块很可能已漂移至澳大利亚大陆的东北缘。中寒武世以来，华北地块与冈瓦纳大陆之间的相对运动或短暂分离与生物古地理研究结果一致。三叶虫古地理研究表明，至中奥陶世，华北地块、扬子地块和澳大利亚地块已分属不同的生物古地理大区，华北地块更接近于西伯利亚原特提斯生物古地理大区;牙形石生物古地理及碳酸盐岩沉积相研究也进一步证实，华北地块与西伯利亚地块的亲缘性高于亚澳大区。从寒武纪至中、晚奥陶世，华北地块基本上无明显的纬向位移，约作了近21°的逆时针旋转，始终处于南半球低纬度地区。从奥陶纪至晚石炭世，随着冈瓦纳大陆向南半球高纬度地区的快速漂移，华北地块已完全与冈瓦纳大陆分离，并向北漂过赤道，成为古特提斯洋中的离散块体(图6.8B)。晚石炭世，华北地块地处赤道以北的热带地区，现今山东地区(参考点:35°N，119°E)的古纬度约为北纬5.4°。晚二叠世至早三叠世，华北地块仍略向北移动并伴有少量的逆时针旋转，早三叠世至晚三叠世，华北地块发生快速北移，纬向变化可达10°左右，无明显的旋转运动。晚三叠世至中侏罗世，华北地块无明显的纬向变化，但发生了约43°的逆时针旋转，新生代华北地块不仅在取向上，且在纬度上均与现今基本一致。

图6.7 扬子地块、华北地块和塔里木地块显生宙古地磁极移曲线(据黄宝春等，2008)

扬子地块和塔里木地块现有早古生代古地磁数据均表明，两者这一时期亦位于南半球的低纬度地区，且与冈瓦纳大陆的亲缘性为大量的地质和古生物地理证据所支持。若将扬子地块的视极移曲线绕欧拉极(39.8°N，134.7°E)作逆时针方向旋转51.6°，则扬子地块中寒武世古地磁极与冈瓦纳大陆一致，由此可认为扬子地块当时位于南极洲、澳大利亚联合古陆的西缘(图6.8A)，说明寒武纪时扬子地块乃至塔里木地块很可能与西澳大利亚地块相邻或同属于冈瓦纳大陆的一部分。与当时的华北地块显著不同，扬子地块很可能直至晚泥盆世，古地磁极才与冈瓦纳大陆视极移曲线开始分离。扬子地块在泥盆纪以前，视极移曲线与冈瓦纳大陆基本保持一致。泥盆纪之后，随着澳大利亚大陆从位于北半球赤道附近开始作顺时针旋转并向南快速漂移，扬子地块开始与冈瓦纳大陆分离。至晚石炭世，两者也已完全分离(图6.8B)。总之，古生代期间，扬子地块处于赤道附近，但曾作过约77°的顺时针旋转。晚二叠世之后，扬子地块与华北地块在古纬度上的变化具有相似性，可能是由于扬子地块在北漂过程中推着华北地块同步运动的结果。但扬子地块在北漂过程中是作顺时针方向旋转。特别是从晚三叠世至中侏罗世，扬子地块约作了近30°的顺时针旋转。晚侏罗世之后，在古地磁数据的置信范围内，扬子地块与华北地块之间的相对运动已经结束，两者在运动学上已成为整体。

图6.8 现代地理坐标系下扬子地块、华北地块和塔里木地块早寒武世(A)和中石炭世(B)古地理重建(据黄宝春等，2008)

塔里木地块前中生代古地磁数据非常缺乏，但其与冈瓦纳大陆间的亲缘性很可能可以追溯至新元古代早期。塔里木地块很可能于晚奥陶世脱离冈瓦纳大陆，至中志留世已漂移到北纬低纬度地区(约14°N)并伴有约15°的顺时针旋转;至晚石炭世已漂移到北纬27°;晚石炭世至晚二叠世，塔里木地块的古纬度无显著变化。

现代全球气候条件降雨量分为四个带，赤道至南、北纬15°为赤道降雨带，南、北纬15°至45°为亚热带干旱带，南、北纬45°至70°为温带降雨带，南、北纬70°以上极区为干旱带。成煤植物的繁殖受古气候的控制，赤道降雨带和南、北纬温带降雨带是成煤有利气候带。

古地磁资料反映出石炭纪的聚煤带靠近赤道主要分布在小于30°的古纬度上，二叠纪及其以后时代的聚煤带靠近极地。全球各时代煤分布偏离现代降雨带的现象，与古构造、古地理演变有关。板块的位移，古地理的改观，致使聚煤带迁移。

通过恢复古大陆的位置编制全球各时代古地理图，推断古气候认为，泥盆纪成煤区集中在赤道附近，南、北半球气候非常干燥。石炭纪煤发育广泛，可以分布在各纬度带，但仍集中在赤道附近。二叠纪气候多变，煤聚积在南、北半球中、高纬度带，甚至扩展到南极地区，赤道附近出现蒸发岩。三叠纪时期，全球气候干旱，早、中三叠世全球聚煤作用停止，中三叠世蒸发岩从赤道扩展到古纬度40°地区，晚三叠世聚煤作用主要在北纬55°以北和南纬30°以南地区。晚三叠世、早侏罗世全球湿度不断增加，中侏罗世又重新出现干旱环境，赤道为宽阔的干旱带，向两极为潮湿带，聚煤作用集中在45°～70°纬度范围。白垩纪，聚煤作用主要在高纬度带，蒸发岩分布在低纬度带，其分界线较侏罗纪时期纬度偏高，为45°～55°。第三纪，全球温度逐渐降低，老第三纪北半球气候温暖潮湿，聚煤作用与白垩纪时期相同，集中在北纬70°附近，蒸发岩则由白垩纪时期的北纬45°退缩到30°以南。中新世早期，全球气候转暖、潮湿，冷暖交替直到上新世末期，新第三纪聚煤范围比老第三纪范围要大。

古气候是成煤的重要影响因素，在一定的条件下还可成为决定性的因素。自显生宙以来，地球表面大气圈层冷暖、干湿不断变化，但总是围绕赤道和两极形成温暖潮湿和寒冷干旱带周期性的交替变化。由古气候决定了全球性的晚古生代前为腐泥煤成煤期，晚古生代后为腐殖煤成煤期。晚古生代以来，石炭—二叠纪、晚三叠—早白垩世、第三纪为主要成煤期，早中泥盆世、早中三叠世、晚白垩世为聚煤间断期。由古气候决定全球性聚煤时代的分布规律在中国大陆亦不例外。

中国聚煤期古气候变化是全球古气候变化的一部分。古生代陆缘发展阶段，中国统一大陆尚未形成，各板块所处地理位置有所差别，古气候与古板块当时所处的古地理位置有关。新元古代至早古生代华南板块位于赤道附近，有形成腐泥煤的浅海低等生物繁殖，腐泥煤（石煤）主要发育在华南板块。晚古生代中晚期石炭至二叠纪，华南、华北板块均处于赤道潮湿气候带，有成煤的古植物大量繁衍。藏滇板块处于冈瓦纳大陆，准噶尔—兴安活动带处于安加拉大陆，均属南、北半球有利聚煤的潮湿古气候带。中生代始，统一的中国古大陆基本形成，古气候亦随之发生变化。受全球干旱气候影响，早、中三叠世除藏滇板块南部和海南为半潮湿气候外，整个大陆均为不利于植物生长的干旱、半干旱气候。晚三叠世时期，中国南方大陆处于炎热潮湿气候带，具有成煤古气候条件，为该期大陆成煤相对好的地区。中国北方大陆虽然处于温暖半潮湿气候带，也有成煤的古植物生长，但成煤较差。早侏罗世，北方大陆仍为温带潮湿气候，成煤植物生长繁茂，是最好的成煤时期。但大陆西南部（四川—滇中）由晚三叠世潮湿古气候转为干旱气候带。中、晚侏罗世，中国大陆古气候发生了很大变化，除大陆东北部和藏南仍为潮湿气候带和热带—亚热带潮湿气候有成煤植物生长，大陆大部地区变为干旱气候带。早白垩世基本保持了中、晚侏罗世气候状况。晚白垩世，仍为不利于成煤植物发育的干旱气候。老第三纪重现了中、晚侏罗—早白垩世气候带，一条北西向干旱带遍及整个大陆，仅有东北、华北及西南保持了温带、热带潮湿气候带有利成煤植物生长的条件。新第三纪，大陆干旱气候带范围缩小，东部沿海转为亚热带温暖气候，已被海水淹没的南黄海、东海和南海，曾有潮湿适宜成煤植物生长的古气候，形成新第三纪含煤盆地。在大陆西部由于青藏高原的隆升，仅有川西—云南为热带—亚热带气候适于成煤古植物的生长繁殖。从中国大陆温带聚煤带与亚热带干旱带的分布界线分析，自晚三叠世以来，总体上是由南向北推移，其间白垩纪至渐新世位移不大且有回返。