氢原子百科 
古生代（Paleozoic Era），[2]显生宙的第一个代，[1]占显生宙时期的2/3，包括6个纪，分别为寒武纪、奥陶纪、志留纪、泥盆纪、石炭纪和二叠纪，[5]其时间划分为538.8±0.2~251.902±0.024Ma，[注1][3]历时约3.40亿年，[1]共设立六系二十三统四十七阶，已建立38枚“金钉子”，底界划分来自于同位素测年为538.8±0.2Ma的纽芬兰统底界——幸运阶“金钉子”；顶界划分来自于同位素测年为251.902±0.024Ma的乐平统底界——长兴阶“金钉子”。[3][6]
古生代是一个大陆聚合的时期，[2]早古生代的地壳运动导致了古北美、古欧洲、古亚洲及冈瓦纳古陆的形成和演变，同时也形成了如古太平洋和古地中海等古老的海洋。晚古生代的地壳运动推动了南方的冈瓦纳古陆与北方的劳亚大陆的合并，最终形成了泛古陆。[5]古生代的气候起初温和，但随着冈瓦纳大陆向南移动至南极，气候出现明显的地带性分化，使得大部分海洋环境变冷，经历了数次冰河时期。[7]古生代是生物群快速发展和多样化的时期，[5]早古生代以海生无脊椎动物如三叶虫、笔石、珊瑚和腕足类和棘皮动物繁盛为特征，植物主要由水生藻类主导。晚古生代陆地逐渐扩展，陆生生物开始繁盛，鱼类在泥盆纪达到全盛，泥盆纪后期至二叠纪中期孢子植物繁盛，二叠纪晚期则见证了大量裸子植物的出现。[1]
在地球的古生物史中，五次物种大灭绝事件中有三次发生在古生代，分别是奥陶纪-志留纪之交的生物大灭绝、晚泥盆纪弗拉斯期-法门期之交的生物大灭绝以及二叠纪-三叠纪之交的生物大灭绝，其中二叠纪生物大灭绝是地球历史上最严重的一次灭绝事件，彻底改变了地球的生态系统，并为恐龙等爬行类动物的进化和兴起铺平了道路。[4]
定名
“古生代”这一名称源自希腊语中的“palaiós”（παλαιός，意为“老的”）和“zōḗ”（ζωή，意为“生命”），意指“古老的生命”，由亚当·塞奇威克（Adam Sedgwick）在1838年创造。[8]
时期划分
古生代包括6个纪，一般分为早古生代和晚古生代，[5]早古生代包括寒武纪（538.8±0.2~485.4±1.9Ma）、奥陶纪（485.4±1.9Ma~443.8±1.5Ma）、志留纪（443.8±1.5~419.2±3.2Ma）；晚古生代则包括泥盆纪（419.2±3.2Ma~358.9±0.4Ma）、石炭纪（358.9±0.4Ma~298.9±0.15Ma）和二叠纪（298.9±0.15Ma~251.902±0.024Ma）。[5][3]
国际地层年代表
《国际地层年代表》是一个描述地球历史地质时代的图表，该表按照国际标准化的地层单位体系建立，[9]其中所有全球年代地层单位都是根据其底界的全球界线层型剖面和点位（GSSP，又称“金钉子”[10]）来界定的。[3]自1977年以来，该表一直由国际地层委员会（ICS）负责维护。[11]古生界（代）在该表中被划分为六系二十三统四十七阶，目前已建立38枚“金钉子”，[3]其中二叠纪7枚、[12]石炭纪3枚、[13]泥盆纪7枚、[14]志留纪8枚、[15]奥陶纪7枚、[16]寒武纪6枚。[17][6]
| 系（纪） | 统（世） | 阶（期） | 底界值（Ma） | 顶界值（Ma） | |
| 二叠系（Permian） | 乐平统（Lopingian） | 长兴阶（Changhsingian） | 254.14±0.07 | 251.902±0.024 | |
| 吴家坪阶（Wuchiapingian） | 259.1±0.5 | 254.14±0.07 | |||
| 瓜德鲁普统（Guadalupian） | 卡匹敦阶（Capitanian） | 265.1±0.4 | 259.1±0.5 | ||
| 沃德阶（Wordian） | 268.8±0.5 | 265.1±0.4 | |||
| 罗德阶（Roadian） | 272.95±0.11 | 268.8±0.5 | |||
| 乌拉尔统（Cisuralian） | 空谷阶（Kungurian） | 283.5±0.6 | 272.95±0.11 | ||
| 亚丁斯克阶（Artinskian） | 290.1±0.26 | 283.5±0.6 | |||
| 萨克马尔阶（Sakmarian） | 293.52±0.17 | 290.1±0.26 | |||
| 阿瑟尔阶（Asselian） | 298.9±0.15 | 293.52±0.17 | |||
| 石炭系（Carboniferous） | 宾夕法尼亚亚系（Pennsylvanian） | 上（Upper） | 格舍尔阶（Gzhelian） | 303.7±0.1 | 298.9±0.15 |
| 卡西莫夫阶（Kasimovian） | 307.0±0.1 | 303.7±0.1 | |||
| 中（Middle） | 莫斯科阶（Moscovian） | 315.2±0.2 | 307.0±0.1 | ||
| 下（Lower） | 巴什基尔阶（Bashkirian） | 323.2±0.4 | 315.2±0.2 | ||
| 密西西比亚系（Mississippian） | 上（Upper） | 谢尔普霍夫阶（Serpukhovian） | 330.9±0.2 | 323.2±0.4 | |
| 中（Middle） | 维宪阶（Visean） | 346.7±0.4 | 330.9±0.2 | ||
| 下（Lower） | 杜内阶（Tournaisian） | 358.9±0.4 | 346.7±0.4 | ||
| 泥盆系（Devonian） | 上泥盆统（Upper） | 法门阶（Famennian） | 372.2±1.6 | 358.9±0.4 | |
| 弗拉阶（Frasnian） | 382.7±1.6 | 372.2±1.6 | |||
| 中泥盆统（Middle） | 吉维特阶（Givetian） | 387.7±0.8 | 382.7±1.6 | ||
| 艾菲尔阶（Eifelian） | 393.3±1.2 | 387.7±0.8 | |||
| 下泥盆统（Lower） | 埃姆斯阶（Emsian） | 407.6±2.6 | 393.3±1.2 | ||
| 布拉格阶（Pragian） | 410.8±2.8 | 407.6±2.6 | |||
| 洛赫考夫阶（Lochkovian） | 419.2±3.2 | 410.8±2.8 | |||
| 志留系（Silurian） | 普里道利统（Pridoli） | 423.0±2.3 | 419.2±3.2 | ||
| 罗德洛统（Ludlow） | 卢德福特阶（Ludfordian） | 425.6±0.9 | 423.0±2.3 | ||
| 高斯特阶（Gorstian） | 427.4±0.5 | 425.6±0.9 | |||
| 温洛克统（Wenlock） | 侯墨阶（Homerian） | 430.5±0.7 | 427.4±0.5 | ||
| 申伍德阶（Sheinwoodian） | 433.4±0.8 | 430.5±0.7 | |||
| 兰多维列统（Llandovery） | 特列奇阶（Telychian） | 438.5±1.1 | 433.4±0.8 | ||
| 埃隆阶（Aeronian） | 440.8±1.2 | 438.5±1.1 | |||
| 鲁丹阶（Rhuddanian） | 443.8±1.5 | 440.8±1.2 | |||
| 奥陶系（Ordovician） | 上奥陶统（Upper） | 赫南特阶（Hirnantian） | 445.2±1.4 | 443.8±1.5 | |
| 凯迪阶（Katian） | 453.0±0.7 | 445.2±1.4 | |||
| 桑比阶（Sandbian） | 458.4±0.9 | 453.0±0.7 | |||
| 中奥陶统（Middle） | 达瑞威尔阶（Darriwilian） | 467.3±1.1 | 458.4±0.9 | ||
| 大坪阶（Dapingian） | 470.0±1.4 | 467.3±1.1 | |||
| 下奥陶统（Lower） | 弗洛阶（Floian） | 477.7±1.4 | 470.0±1.4 | ||
| 特马豆克阶（Tremadocian） | 485.4±1.9 | 477.7±1.4 | |||
| 寒武系（Cambrian） | 芙蓉统（Furongian） | 第十阶（Stage 10） | ~489.5 | 485.4±1.9 | |
| 江山阶（Jiangshanian） | ~494 | ~489.5 | |||
| 排碧阶（Paibian） | ~497 | ~494 | |||
| 苗岭统（Miaolingian） | 古丈阶（Guzhangian） | ~500.5 | ~497 | ||
| 鼓山阶（Drumian） | ~504.5 | ~500.5 | |||
| 乌溜阶（Wuliuan） | ~509 | ~504.5 | |||
| 第二统（Series 2） | 第四阶（Stage 4） | ~514 | ~509 | ||
| 第三阶（Stage 3） | ~521 | ~514 | |||
| 纽芬兰统（Terreneuvian） | 第二阶（Stage 2） | ~529 | ~521 | ||
| 幸运阶（Fortunian） | 541.0±1.0 | ~529 | |||
| 参考资料[3][18] | |||||
中国地层表
《中国地层表》是地质行业标准规范重要内容之一，由中国地质科学院的各研究所、中国科学院的相关研究所、中国地质大学及其他单位共同合作完成，为地质学家提供了研究地球历史的时间标尺，也是地质填图和地质调查评估的基本工具，该表将古生界（代）划分为六系十九统。[19]
| 系（纪） | 统（世） | 阶（期） | 底界值（Ma） | 顶界值（Ma） |
| 二叠系 | 乐平统 | 长兴阶 | 254.14 | 252.17 |
| 吴家坪阶 | 260.4 | 254.14 | ||
| 阳新统 | 冷坞阶 | 260.4 | ||
| 孤峰阶 | ||||
| 祥播阶 | ||||
| 罗甸阶 | ||||
| 船山统 | 隆林阶 | |||
| 紫松阶 | 299 | |||
| 石炭系 | 上石炭统 | 逍遥阶 | 299 | |
| 达拉阶 | ||||
| 滑石板阶 | ||||
| 罗苏阶 | 318.13 | |||
| 下石炭统 | 德坞阶 | 318.13 | ||
| 维宪阶 | ||||
| 杜内阶 | 359.58 | |||
| 泥盆系 | 上泥盆统 | 邵东阶 | 359.58 | |
| 阳朔阶 | ||||
| 阶锡矿山阶 | ||||
| 佘天桥阶 | 385.3 | |||
| 中泥盆统 | 东岗岭阶 | 385.3 | ||
| 应堂阶 | 397.5 | |||
| 下泥盆统 | 四排阶 | 397.5 | ||
| 郁江阶 | ||||
| 那高岭阶 | ||||
| 莲花山阶 | 416.0 | |||
| 志留系 | 普里多利统 | 未建阶 | 418.7 | |
| 拉德洛统 | 卢德福德阶 | 418.7 | ||
| 戈斯特阶 | 422.9 | |||
| 文洛克统 | 侯默阶 | 422.9 | ||
| 申伍德阶（安康阶） | 428.2 | |||
| 兰多弗里统 | 南塔梁阶 | 428.2 | ||
| 马蹄湾阶 | ||||
| 埃隆阶（大中坝阶） | ||||
| 鲁丹阶（龙马溪阶） | 443.8 | |||
| 奥陶系 | 上奥陶统 | 赫南特阶 | 445.6 | 443.8 |
| 钱塘江阶 | 445.6 | |||
| 艾家山阶 | 458.4 | |||
| 中奥陶统 | 达瑞威尔阶 | 467.3 | 458.4 | |
| 大坪阶 | 470.0 | 467.3 | ||
| 下奥陶统 | 益阳阶 | 477.7 | 470.0 | |
| 新厂阶 | 485.4 | 477.7 | ||
| 寒武系 | 芙蓉统 | 牛车河阶 | 485.4 | |
| 江山阶 | ||||
| 排壁阶 | 497 | |||
| 第三统 | 古丈阶 | 497 | ||
| 王村阶 | ||||
| 台江阶 | 507 | |||
| 第二统 | 都匀阶 | 507 | ||
| 南皋阶 | 521 | |||
| 纽芬兰统 | 梅树村阶 | 521 | ||
| 晋宁阶 | ||||
| 参考资料[19][20] | ||||
早古生代
在全球范围内，古生代标志着大陆聚合的时期。[2]早古生代的地球主要被广阔的海洋覆盖，陆地碎片化且被地槽海分隔。[21]在这个时期，地球发生过强烈的构造运动，统称“加里东运动”（即加里东构造旋回）。[注2][23]在寒武纪，大部分陆地聚集形成了冈瓦纳古陆，该古陆包括了今天的非洲、南美洲、澳大利亚、南极洲以及印度次大陆，从北回归线延伸至南极区域。除了三个主要的克拉通（构成大陆稳定内部的陆地）未被纳入冈瓦纳的初始构造中外，地球的其余部分则被环太平洋大洋覆盖。[2]
在志留纪期间，波罗的海与劳伦大陆合并，其位置从寒武纪-奥陶纪时的南半球漂移到志留纪-泥盆纪时的赤道附近。同时，西伯利亚连同哈萨克斯坦地块，向东北方向穿过赤道漂移，形成了劳亚大陆。所有东亚和东南亚的地块，以及后来形成墨西哥、北美东海岸和南欧的微陆块，在早古生代时仍是冈瓦纳的北海岸（印度-澳大利亚边缘）的一部分。[7][5]志留纪末期的加里东运动后，地槽的回返褶皱转变为地台，陆地面积开始显著扩大，从而逐渐减少了海洋的主导地位。[21]
晚古生代
在晚古生代，北方陆地面积进一步扩大，而南方则呈现陆地下沉与海水侵入的趋势。[21]大约三分之一的冈瓦纳陆地被撕裂成小块，并迅速向赤道地区移动，这些块体通过一系列板块碰撞，在泥盆纪形成了欧美大陆（也称为劳俄大陆）。[7]“海西运动”进一步推动了世界绝大多数地槽的回返上升，如西欧地槽、乌拉尔地槽、阿巴拉契亚地槽、塔斯马尼亚地槽等均转化为地台，[21]大部分西冈瓦纳（包括南美和非洲）顺时针旋转并向北移动，与劳亚大陆碰撞。到了二叠纪，西伯利亚和哈萨克斯坦地块与欧美大陆合并，[7]南方的冈瓦纳古陆和北方的劳亚大陆联合在一起，[21]最终形成了形成泛古陆（联合古陆）。[7][5]
地层及地理特征
古生代的岩石在全球大陆上广泛分布，其中大多数是沉积岩，这些岩石常常显示出在浅海或其附近沉积的迹象。[2]生物地层方面，古生代化石资源丰富，寒武纪至奥陶纪地层中的三叶虫、奥陶纪至志留纪岩石中的笔石、奥陶纪至二叠纪岩石中的牙形刺、泥盆纪至白垩纪地层中的菊石、石炭纪至二叠纪岩石中的孢子虫等化石都具有重要的地质学意义。[2]
| 板块名称 | 典型地区 | 地层变化及构造特点 | |
|---|---|---|---|
| 早古生代 | 晚古生代 | ||
| 中国 | 华北地区 | 寒武纪：主要由台地相的碳酸盐岩沉积构成，化石资源丰富 奥陶纪：海侵现象扩大，海水咸化，导致浅海区的笔石动物、鹦鹉螺和三叶虫等生物繁盛，地层以丰富的沉积岩为主，大陆经历了严重的风化和剥蚀 | 泥盆纪：主要由阴山—天山和秦岭—昆仑两大构造带组成。北部的阴山—天山构造带，北至准噶尔—兴安岭地层区，特征为地槽型陆源碎屑和火山沉积。两大构造带之间的塔里木—华北地层区则主要由陆缘红色沉积构成 石炭纪：华北地台在早石炭世上升成陆地，由于风化剥蚀作用，下石炭统普遍缺失。晚石炭世初期，随着地壳下降，海水侵入，形成了海陆交互相的含煤沉积，这些沉积层直接覆盖在奥陶系地层上 二叠纪：华北地区主要脱离了海洋环境，仅局部地区受到短期海侵影响，主要为陆相沉积。早期的潮湿气候促使植物大量繁殖，形成了含煤层。中期则以杂色至紫红色的内陆盆地河湖沉积为主，反映出地势差异增强和气候逐渐变干的趋势 |
| 华南地区 | 寒武纪：地层包括台地相、斜坡相和深水盆地相的沉积，拥有丰富的化石资源 奥陶纪：扬子地台受到海侵影响，形成了深海环境。同时，华南裂谷盆地开始萎缩，海侵范围扩大，导致大量砂泥质的浊沉积岩沉积。华夏古陆在广西运动的推动下，由东南向西北方向快速推进，并最终导致华南地区的主体陆化 志留纪：随着广西运动的进一步发展，陆地面积开始增加。到了兰多维列世末期，大部分地区已经抬升成陆地，并经历了剧烈的风化和剥蚀过程 | 泥盆纪：扬子和华夏古陆主要发展了被动陆缘近岸的碎屑岩台地沉积和远岸的碳酸盐岩台地沉积，期间裂谷盆地的形成导致了复杂的地层结构。早期泥盆世形成了厚重的海陆交互相地层。晚期，海侵加深，沉积相分化显著。广西地区的志留纪末海盆中的泥盆系三统以深水盆地相的灰黑色泥岩、粉砂岩和硅质岩为主 石炭纪：化石丰富，岩相差异显著。早石炭世初期受海侵影响，形成泥盆系与石炭系之间的沉积间断。活跃的板块活动导致海水时进时退，下石炭统以海陆交互相沉积为主。晚石炭世海侵范围扩大，普遍发育碳酸盐沉积 二叠纪：初期出现海退现象，地层主要由陆源碎屑沉积构成，形成滨海沼泽环境，富含腕足类和植物化石。二叠世早期随着新一轮海侵，形成浅海相灰岩，主要含有䗴类和珊瑚类化石。中二叠世地台开始上升，伴随多火山活动，地层部分缺失。晚二叠世早期，地层以陆相及海陆交互含煤地层为主，含有海相动植物化石，再次发生海侵活动 | |
| 劳伦大陆 | 北美东北部、格陵兰岛 | 寒武纪：Olenelus三叶虫动物群反映了频繁的海平面变化导致的多次海侵和海退事件，布尔吉斯页岩等著名的生物群也在这一时期被发现 奥陶纪：北美地台初期保持了寒武纪的海侵模式，但到中期和晚期，海水退到阿帕拉契亚和科迪勒拉地槽区，之后又发生了规模较大的海侵 志留纪：地层包含了从浅灰色灰岩到碳酸盐岩和页岩的沉积，同时记录了从奥陶纪末大灭绝后的生物复苏到志留纪生物礁的复苏 | 泥盆纪：初期处于隆起剥蚀状态，东西两侧的阿帕拉契亚和科迪勒拉地槽是海区，显示了明显的造山运动的痕迹，如多火山岩。中泥盆纪，海水浸没了北美地台约40%的地区，主要沉积物为灰岩，盛产鸮头贝和拖鞋珊瑚；晚期则以海相形页岩为主，盛产海神石等化石 石炭纪：四周被地槽区环绕，地槽区地壳运动剧烈，不稳定性增强，多次强烈升降。大部分地区受海侵影响，主要发育浅海相灰岩沉积，富含海百合、菊石和腕足类化石。早石炭世末，阿帕拉契亚地槽因地壳活动抬升成陆地，形成石炭系上、下统地层的不整合接触。上石炭统主要是陆相，仅有少量海相地层，富含植物化石 二叠纪：北美地台四周为褶皱地槽区，形成了内海结构，早期受海侵活动影响，下层主要为海相灰岩和页岩，含有多变的岩相和较多沉积间断，菊石和牙形刺化石零星分布。上统则主要发育红层和蒸发岩，包括石膏质页岩和硬石膏层，顶部为陆相红层，缺少可对比的类化石 |
| 西伯利亚 | 西伯利亚 | 寒武纪：地层主要为台地相碳酸盐岩，生物群丰富。西伯利亚是全球古杯动物化石最丰富的地区，三叶虫动物群独具特色，形成了西伯利亚三叶虫古地理大区 奥陶纪：其西北部主要为沉积灰岩和白云岩，间或夹有粉砂岩和笔石页岩；中部以泥灰岩和红色页岩为主，含有三叶虫、腕足类和头足类珠角石等化石；而西南部边缘则以碎屑岩相沉积为主，中间夹有石膏层。整个板块的沉积物颗粒从南向北逐渐变细，岩性由碎屑岩过渡到碳酸岩，且厚度逐渐增厚 | 泥盆纪：西部地层主要由陆源碎屑岩和灰岩组成，富含有孔虫、皮动物、苔藓虫和腕足动物化石。中国北方的阿尔泰和兴安地区位于该板块南缘，主要发育了厚重的陆相碎屑岩、浅海陆源碎屑岩和碳酸盐岩，其中生物化石主要包括底栖生物如腕足动物和三叶虫 石炭纪：地台区大部分未受海侵影响，以陆相沉积为主，西北部少数地区有海侵活动，盛产坊锤贝。晚期，所有地区抬升为陆地，地层以陆相红层和火山岩为主，富含植物化石如安加拉叶和匙羊齿，形成了典型的安加拉植物群。晚期还形成了含煤的陆相碎屑地层，称为通古斯群 二叠纪：主要分布在通古斯盆地，下层以砂页岩夹煤层及海相层为主，主要产菊石类和长身贝类的北极冷水动物群；上层以陆相砂岩为主，含半成水双壳类和安加拉植物群化石，顶部由火焰凝灰岩地层组成 |
| 阿瓦隆大陆 | 加拿大纽芬兰岛东部、加拿大新斯科舍省局部、加拿大新布伦瑞克省南部、美国麻省、英国英格兰、威尔士 | 寒武纪：主要由深水相碎屑岩构成，动物群与波罗的大陆相似 奥陶纪：地层底层为笔石的泥板岩，为陆源碎屑岩建造；中层是火山喷发岩夹笔石泥页岩、硬砂岩，为海底火山岩建造；顶层为薄层灰岩和页岩，盛产三叶虫及笔石类化石，代表海侵状态下得碳酸盐层建造。加里东地槽区中有稳定的浅海区，而其他部分已上升为陆地 志留纪：地层主要形成了碎屑沉积，如威尔士的兰多维列层。温洛克世中晚期出现了较多的碳酸盐沉积，但到了罗德洛世，碎屑沉积再次成为主导，碳酸盐沉积则局部发展 | 泥盆纪：中部地区主要分布老红砂岩，发展了陆相和海陆过渡相的碎屑岩沉积。加里东运动导致泥盆系在许多地区不整合地覆盖于志留系之上。由于构造活动的增强，中至晚泥盆世周边广泛发育的陆表海和边缘海盆地形成了少量弧后盆地 二叠纪：形成了多个山间盆地，这些盆地底部地层主要由砾岩和红色砂岩构成，局部夹有火山岩和薄煤层。到了晚二叠世，地区受海侵活动影响，形成了封闭的咸化海环境，在干燥气候条件下形成了红色岩层和盐类矿床，这些地层富含苔藓虫、腕足类、双壳类和腹足类化石 |
| 冈瓦纳大陆 | 非洲东南大部、南美东北部、南极大部、印度大部、西澳大利亚 | 寒武纪：大部分地区被浅海覆盖，海相地层中产丰富的三叶虫动物群 奥陶纪：南美地区为浅海陆表环境，阿根廷为浅水沉积；智利为深水沉积，沉积厚度向东、向北厚度变薄。澳大利亚中西部地台区为石英岩、砂页岩和薄层灰岩。东部维多利亚地区由巨厚的板岩和石英岩组成，盛产笔石类化石，顶部的岩性为黑色板岩夹硅质岩及安山凝灰岩，属于活动的地植型沉积 志留纪：下部地层主要为黑色页岩，笔石丰富，壳相化石稀少。上部地层岩性变化较大，包括火山岩、凝灰质灰岩、灰岩或钙质泥岩 | 泥盆纪：主要发育碎屑岩沉积，缺乏碳酸盐岩和陆相沉积，化石多以双壳类为主，生物分异度较低。泥盆纪末期，在巴西的Parnaiba、Amazon和Paraná等盆地中出现了冰碛岩和季候纹层泥，标志着高山冰川沉积活动 石炭纪：主体是陆地，边缘少数地区出现早石炭世的海相碳酸盐沉积。晚石炭世由于海西运动的影响，海水完全退出，冈瓦纳大陆主体发育了厚重的陆相碎屑岩和冰碛层，同时存在舌羊齿植物群和冷水型动物群，反映了当时的冰期活动。 二叠纪：非洲冈瓦纳大陆主体地台主要发育陆相地层，冰川广泛分布，南非地区的部分海相夹层含有海相双壳类化石，显示了短暂的海洋环境。在澳大利亚，西部地区发现的海相灰岩夹层中产有菊石类化石，而东部地区的下二叠统地层由砂岩、页岩夹灰岩组成，产海相双壳类化石；上层则为陆相含煤沉积。上二叠统的下部为海相碎屑岩，上部则为陆相含煤沉积 |
| 参考资料[24][25][26][27][28][29][30][31][32] | |||
矿产资源
古生代是地质历史上的一个重要成矿时期，尤其是晚古生代，这一时期不仅见证了大规模的内生金属矿产的形成，特别是由于岩浆活动引发的金属矿产，还有广泛的沉积矿产的形成，如煤、铁、锰、磷及石油等。[33][34]
煤矿
石炭纪和二叠纪是地球历史上第一个重要的造煤时期，这两个时期的煤储量占世界煤总储量的一半以上。石炭纪由于广泛的森林生态系统和沉积环境的稳定，为大规模煤层的形成提供了理想条件。尽管二叠纪的气候较为干燥，但在某些地区仍形成了重要的含煤层位。全球主要的煤田，如欧洲的鲁尔萨尔煤田、顿巴斯煤田，北美的近海煤田，澳大利亚东部的煤田，以及中国的山西、河南平顶山、河北开滦和安徽淮南煤田，大多发育于这两个地质时期。[33]
铁矿
在英国、德国、挪威北部、西伯利亚北部、西班牙和美国东部，奥陶系和志留系中广泛发现沉积铁矿。这些矿床主要形成于海洋环境中，沉积条件有利于铁质的聚集和矿化。[35]在奥陶统底部的川滇地区，形成了鲕状赤铁矿，而川北龙门山地区的志留系变质岩中也含有铁矿。[36]晚古生代后期和初期，很多地区的地壳上升并遭受了长期风化和剥蚀，为铁矿的分离和再富集创造了条件。例如中国华南的晚泥盆世“茶陵式铁矿”“宁乡式铁矿”和乌拉尔中段泥盆纪的铁矿。[34]
磷矿和锰矿
寒武纪是磷矿形成的重要时期之一，特别是在寒武系的最底部、下寒武统中部以及中寒武统下部，这些地层中含有三个主要的含磷层位。[36]西伯利亚的沉积磷矿体现了这一时期沉积作用的广泛性，而在中国云南地区的昆阳磷矿是该时期重要的磷矿之一。[35]在奥陶纪，川西、湘中、浙江等地的奥陶系沉积了锰矿，[36]如广西的“桂平式”矿体属于上泥盆纪地层中，[21]这些地区的锰矿是由古代海洋沉积作用形成的。[36]
石膏盐类
在代表干旱气候的地层中，如泥盆系和上二叠系，常见石膏盐类矿床。[33]晚古生代后期，随着一些海西褶皱山系的形成，陆地面积扩人，气候也逐渐转为干燥，因而在二叠纪中后期出现了一系列红色磨拉石建造和潟湖含盐建造，构成重要的含奖矿床层位。[34]
石油和天然气
油气储层在苏联的波罗的盆地、美国中部大平原以及非洲北部如阿尔及利亚的哈西梅萨乌德油田和利比亚的一些油田中都有发现。这些油田大多与早古生代的沉积环境有关，在中国华北地区的奥陶系中也发现了多处油气显示。[35]
气候环境
寒武纪的气候最初较温和，但随着显生宙第二大持续性海平面上升的发展，气候逐渐变暖。然而，随着冈瓦纳大陆迅速向南移动，到了奥陶纪时期，西冈瓦纳（包括非洲和南美洲）的大部分区域已直接位于南极上方。早古生代的气候表现出强烈的地带性，导致虽然从抽象意义上看气候变得更温暖，但大多数生物的生活环境——大陆架海洋却逐渐变冷。尽管如此，波罗的海（包括北欧和俄罗斯）和劳亚大陆（东北美洲和格陵兰）依然位于热带区域，而中国和澳大利亚则位于至少是温带的水域。晚奥陶纪冰河时期导致了显生宙第二大的物种大灭绝。[7][37]
在志留纪和泥盆纪期间，随着冰河时代的结束，海平面逐渐恢复。波罗的海和劳亚大陆的逐渐合并，以及冈瓦纳的北移，创造了许多相对温暖、浅海的新区域。随着植物在大陆边缘扎根，氧气水平上升，二氧化碳浓度略有下降，南北温度梯度有所缓和，后生动物变得更为强韧。南极和西冈瓦纳的遥远南部大陆边缘变得逐渐繁荣。泥盆纪以一系列生物更替脉冲结束，虽然导致了大量脊椎动物的灭绝，但物种多样性总体并未明显减少。[7][37]
石炭纪的密西西比纪伊始，大气中的氧气激增，而二氧化碳降至前所未有的低水平，导致气候不稳定并引发了一至两次的石炭纪冰河时期。石炭纪到二叠纪时期，冈瓦纳古陆经历了大规模的冰川作用，这个时期也被称为地质历史上的石炭-二叠纪大冰期，大冰盖覆盖了位于古南纬60°以内的地区，包括今天的南非、阿根廷等地。[5]这些冰河时期虽然比晚奥陶纪的冰河时期严重得多，但对全球生物的影响却微乎其微。到了二叠纪西乌拉尔期，氧气和二氧化碳浓度恢复至更正常水平。同时，泛大陆的形成导致了巨大的干旱内陆地区出现，受到极端温度的影响。二叠纪晚期，随着海平面下降、二氧化碳浓度上升及气候恶化，最终导致了灾难性的二叠纪末大灭绝。[7][37]
生命发展
古生代是主要生物群的快速发展和多样化的时期，包括无脊椎动物、鱼类和陆生植物的大规模出现。[5]早古生代的海洋生物繁盛，而晚古生代则见证了陆生生物的逐渐主导。[1]陆地植被从原始藻类向裸蕨类发展，为后续生物从水生到陆生的演化创造了条件。[23]
无脊椎动物
早古生代以海生无脊椎动物为主，尤其是在寒武纪的“寒武纪大爆发”期间，无脊椎动物种类迅速增多，形态多样化，[1]寒武纪因此被称为“三叶虫时代”。奥陶纪和志留纪见证了包括笔石、珊瑚、腕足动物等多种生物的繁盛，[23]这些动物构成了当时海洋生态系统的主体。随着时代的推进，一些新的无脊椎动物类群如菊石开始在晚古生代出现。[1][38]
| 名称 | 所属科目 | 出现时期 | 灭绝时期 | 主要特征 | 形象图 | 参考资料 |
|---|---|---|---|---|---|---|
| 三叶虫（Trilobites） | 节肢动物门、三叶虫纲 | 寒武纪 | 二叠纪 | 身体大致可分为头部、胸部和尾部三个部分，从背部看呈卵形或椭圆形，体外覆盖着一层坚硬的外壳，主要包括背壳及其向腹面延伸的腹部边缘 |  | [39][40][41] |
| 笔石类（Graptolites） | 半索动物门、笔石纲 | 寒武纪中期 | 早石炭世 | 由一个圆锥形胎管生出。胎管出芽生出第一个胞管，许多胞管接连生长，排成一条，叫笔石枝，一个笔石体包含一个或多个笔石枝 |  | [42][43] |
| 珊瑚类（Coral） | 刺胞动物门 | 寒武纪 | 未灭绝 | 多数为群体（如软珊瑚、柳珊瑚、海鳃、黑珊瑚、群海葵和很多造礁石珊瑚等），少数为单体（如海葵、单体石珊瑚等），呈六放、八放、多放或多放两辐对称 |  | [44][29] |
| 腕足类（Brachiopoda） | 腕足动物门 | 寒武纪早期 | 未灭绝 | 包裹动物体躯的外壳由腹壳和背壳组成。腹壳一般大于背壳。壳表光滑，但通常有生长线、放射沟、刺等装饰构造。壳内有若干肌痕。背腹两壳或以动物体的柔软组织黏合在一起，或借两壳的齿槽装置铰合在一起 |  | [45][29] |
| 竹节石类（Tentaculita） | 软体动物门 | 奥陶纪 | 侏罗纪 | 壳体由碳酸钙所组成，通常为细长的直锥形壳管，少数呈弯锥形或环形，长度由1～80毫米不等，通常长度小于10毫米。壳体分为3部分，即初房、始部和口部。初房位于锥形壳的顶点，呈滴锥状或尖锥状 |  | [46][47][29] |
| 䗴类（Fusulina） | 原生动物门、肉足虫纲、有孔虫亚纲 | 石炭纪 | 二叠纪 | 个体很小，一般归为微体化石。最大的䗴壳长仅30毫米，最小的不足1毫米。外形呈凸镜形、圆球形、正方形、圆柱形、纺锤形等，最常见的是纺锤形 |  | [48][30] |
脊椎动物
古生代见证了脊椎动物从简单的形态到更复杂生物的演化过程。在奥陶纪，出现了最早的脊椎动物——无颚鱼。[1]到了泥盆纪，脊椎动物开始多样化，主要表现为鱼类的繁盛，被称为“鱼类时代”。[49]石炭纪和二叠纪期间，陆地上出现了首批两栖类动物，这标志着脊椎动物从水生向陆生的重要转变。到了二叠纪，更高级的羊膜动物（最早的爬行动物）开始出现。[1][50]
| 名称 | 主要代表物种 | 主要特征 | 形象图 | 参考资料 |
|---|---|---|---|---|
| 鱼类 | 古鳕鱼（Palaeoniscus） 盾皮鱼类（Placoderm） 棘鱼类（Acanthodii） | 古生代的鱼类可以大致被分为无颌类和有颌类： 无颌类包括头甲鱼形类和鳍甲鱼形类，头甲鱼形类通常具有硬化的外部结构，但生物学特征与现生种类有显著不同；鳍甲鱼形类是化石记录中出现最早的脊椎动物 有颌类包括板鳃类和真口类，板鳃类不仅包括现生的鲨鱼和鳐鱼，还有生存于古生代的全头类，如现生的银鲛；真口类可以分为棘鱼类和硬骨鱼类两个清晰的亚组。棘鱼类仅在古生代存在，而硬骨鱼类从古生代延续至今，包括现生的肺鱼类、辐鳍类和总鳍鱼类 |  | [51][52][53][30][54] |
| 两栖类 | 鱼石螈（Ichthyostega） 棘石螈（Acanthostega） | 古生代的两栖动物主要包括两大类： 迷齿两栖类以其独特的迷宫状牙齿结构而闻名，是地球上最早的四足动物之一，繁盛于石炭纪至二叠纪，以其广泛的地理分布和多样的种类特征，其中一些个体可达到2米以上，是当时的顶级捕食者 壳椎两栖类体型较小，通常小于30厘米，首次出现于石炭纪早期，直至二叠纪中期灭绝，这类动物的化石主要在欧洲、北美和北非发现 |  | [55][56][57][58] |
| 爬行类 | 林蜥（Hylonomus） 盘龙类（Pelycosauria） 兽孔类（Therapsids） | 古生代末期，羊膜动物作为一个单系类群首次出现。到了石炭纪末期，羊膜动物已经分化出三大支系： 无颞窝类的羊膜动物特征在于其头骨眼眶后部无颞窝，通常被覆以真皮骨。传统上认为龟鳖类是这一类群的现生代表 合颞窝类被视为似哺乳爬行动物，头骨颊部具有一对颞窝。这是羊膜动物的第一个分化出来的类群 双颞窝类进化出了所有的爬行动物和鸟类，其特征是头骨具有两对颞窝 |  | [59][50][30] |
| 昆虫类 | 弹尾虫（Rhyniognatha） 古翅类（Palaeoptera） 新翅类（Neoptera） | 泥盆纪晚期和石炭纪早期是有翅昆虫演化的关键时期，这一时期昆虫开始显著多样化和辐射。最早的确切的有翅昆虫化石发现于约324 Ma前的捷克Silesian盆地，属于古直翅总目（Archaeorthoptera），至石炭纪晚期，有翅昆虫的种类和数量显著增加，出现了古翅类和新翅类昆虫，广泛分布于欧洲和欧洲之外的地区如美国、阿根廷和中国 |  | [60][61] |
植物类
古生代的植物演化是从水生到陆生的关键过渡。早古生代的植物生活在水中，主要是各类藻类。到了志留纪末期，首批有根茎的血管植物出现。泥盆纪和石炭纪是孢子植物（如蕨类和苔藓）的繁盛时期。石炭纪特别以其大型森林而著名，这些森林由蕨类植物和早期裸子植物（如杉木）组成，它们的积累形成了大量煤炭资源。到了二叠纪，裸子植物成为主导。[1][62]
| 时期 | 植物区系 | 主要种类及特征 | 形象图 | 参考资料 |
|---|---|---|---|---|
| 早古生代 | 藻类、裸蕨类 | 在早古生代，主要的植物形态是藻类，包括多种海洋和淡水藻类。进入寒武纪和奥陶纪时期，更高级的红藻和绿藻开始出现。到了志留纪初，维管植物初次出现，原始裸脉植物如光蕨（Coosonia）和带藏（Taeniocrada）在陆相地层中被发现，这类植物具有复杂的维管组织，能有效地输送水分和养分 |  | [63][62] |
| 泥盆纪 | 裸蕨植物区、裸蕨植物区、古羊齿植物区 | 早泥盆纪标志着早期维管植物的兴起，主要以裸蕨类植物如光蕨（Coosonia）和工蕨（Zosterophyllum）为主。中泥盆纪的植物多样性进一步增加，裸蕨类和原始鳞木（Protolepidodendron）等成为了主要的植物群。晚泥盆纪的植物区系中，古羊齿（Archaeopteris）和薄皮木（Leptophloeum）成为最主要的代表，广泛分布于北半球，包括中国、日本、蒙古、哈萨克斯坦 |  | [63][62] |
| 石炭纪 | 欧美植物区、安加拉植物区 | 早石炭世的植物群落以石松类和木贼类为主导，这一时期的植物以其高大的体型和简单的叶片结构为特征，如弱楔叶（Sphenophyllum tenerrimum）、拟铁线藏（Adiantites）等 晚石炭世的植物区系分为欧美植物区和安加拉植物区两大植物群落，欧美植物区从北美加拿大和美国东部扩展至欧洲、阿特拉斯山脉、哈萨克斯坦、中国至印度尼西亚，主要植物包括鳞木、鳞皮木（Lepidophloios）、封印木（Sigillaria）、楔叶、芦木（Calamites）等 安加拉植物区主要分布在库兹涅茨克盆地和西伯利亚地区，特征植物包括安加拉木（Angarodendron）、副芦术（Paracalamites）、安加拉羊（Angaropteridium）和栉羊齿等 |  | [63][62] |
| 二叠纪 | 冈瓦纳植物区系、北方植物区系 | 冈瓦纳植物区系主要分布在南半球，包括澳大利亚、南极洲、南美洲南部、非洲南部、南亚次大陆以及中国西藏雅鲁藏布江以南地区。该区系的植物受到冰川时期的影响，导致耐寒的舌羊齿（Glossopteris）等植物主导 北方植物区系进一步细分为四个子区： 安加拉区涵盖了前苏联的西伯利亚、蒙古、中国北部（包括东北和内蒙古北部及新疆）、乌拉尔到哈萨克斯坦与欧洲之间的地区。该区域的植物具有明显的季节变化特征，主要有安加拉羊齿（Angaropteridium）等 欧美区（大西洋区）的植物群在石炭纪末期经历了变迁，鳞木逐渐消失，封印木、楔叶和芦木一直持续到早二叠世。座羊齿、脉羊齿等在二叠纪继续发展，本区的特征植物还包括美羊齿和歧杉（Lebachia） 西北美区（北美区）覆盖亚利桑那、新墨西哥和犹他州等地，特征植物有Supaia和Glenopteris 华夏区这一区域的植物群较为独特，包括中国北部到东南亚地区。早期植物类似于欧美区，但也有特有的瓣轮叶（Lobatannularia）、齿时和织羊齿（Emplectopteris）等 |  | [63][62] |
古生代物种大灭绝
奥陶纪末生物大灭绝
奥陶纪-志留纪之交的生物大灭绝发生在大约4.4亿年前的奥陶纪末期，这场灭绝事件造成了约85%的物种灭绝，主要由全球性的气候变冷引起，[4]其灭绝的规模在历史上的五大灭绝事件中位列第二。[64]近年来对奥陶纪末生物大灭绝的研究表明，这一事件可以分为两个阶段，并且每个阶段都由不同的灭绝机制控制。[65]
第一幕灭绝发生在凯迪期与赫南特期之交。此时，气候迅速变冷，冈瓦纳大陆冰盖迅速扩张至低纬度地区。这种气候变化导致海平面快速下降，造成大规模的栖息地丧失。由于海洋水体容量的减少和栖息地的缩小，许多海洋生物面临了严重的生存挑战，最终导致大规模的生物绝灭。第二幕灭绝发生在赫南特期的中晚期。随着气候的快速回暖，大陆冰盖迅速消融。冰川融水携带了大量的大陆风化营养物质进入海洋，促使初级生产力飙升。然而，这种初级生产力的增加导致了浅海区耗氧量的增加和缺氧程度的加剧。这种环境变化对那些刚刚适应冷水环境的海洋“机会主义者”动物群（主要以赫南特动物群为代表）造成了二次重创。[65]
泥盆纪末生物大灭绝
晚泥盆纪弗拉斯期-法门期之交的生物大灭绝发生在大约3.65亿年前，此次灭绝事件导致了70%的物种消失，尤其是海洋中的物种受到严重影响，[4]据估计，地球生命需要约200万年的时间从这场灾难中恢复。在这之后，微生物开始大量繁殖。[66]
这次大灭绝的主要原因与极端的地质活动有关。地球内部发生了巨大的地质变动，一种被称为“超级地幔柱”的岩浆体脱离地核，引发了规模庞大的火山活动。这些活动释放了大量的岩浆和高温气体到地表及海洋。由于大量高温气体的注入，部分海域的温度升高到沸点，直接造成了大批海洋生物的死亡。同时，岩浆中释放的酸性物质导致了海水酸化，这对海洋中的钙质外壳生物等造成了灾难性影响。岩浆中释放的有毒气体不仅污染了大气，还引发了酸雨，这对陆地生态系统造成了严重破坏，影响了植物和陆生动物的生存。[66]
二叠纪末生物大灭绝
二叠纪-三叠纪之交的生物大灭绝，发生在大约2.5亿年前，是地球历史上最严重的一次灭绝事件，导致了52%的生物科数和超过90%的物种灭绝，特别是海洋生物如三叶虫遭受重创。这次灭绝彻底改变了地球的生态系统，并为恐龙等爬行类动物的进化和兴起铺平了道路。[4]
二叠-三叠纪之交生物大灭绝事件整个灭绝过程持续不超过20万年，此次灭绝的主要原因是由于地下岩浆活动造成的温室气体大规模快速释放，以及火山喷发的共同作用，这些因素迅速加剧了温室效应，导致全球海陆生态系统在极短时间内全面崩溃。通过对华南地区二叠纪末至中三叠世海相牙形石的氧同位素分析，中国科学家精确构建了该时期赤道低纬度地区的古海水温度变化曲线。他们的研究揭示了二叠-三叠纪之交发生的一次快速极热事件，并证实这次极热事件是导致生物大灭绝的直接原因。此外，研究还显示，这种极端的高温持续了近500万年，这种长期的高温环境抑制了赤道低纬度地区早三叠世生态系统的复苏。[67]
参考资料 67
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- Paleozoic (adj.) — etymonline
- Institut Cartogràfic i Geològic de Catalunya — icgc.cat
- “金钉子”是什么？ — 黄土与第四纪地质国家重点实验室
- Global Boundary Stratotype Section and Points — stratigraphy.org
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- 《中国地层表（2014）》正式实施 — 中国地质调查局
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- 三叶虫是什么样子的? — 中国地质调查局西安地质调查中心
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- 笔石 — 化石网
- 珊瑚 — 中国大百科全书
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- 竹节石 — 中国大百科全书
- Adaptive strategies in the evolution of encrusting tentaculitoid tubeworms — researchgate
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- https://book.sciencereading.cn/shop/book/Booksimple/show.do?id=B497C5D8808154AAC9951F7AC2D061F70000
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- 棘鱼类 — 中国大百科全书
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- 古生代的两栖动物 — 中国科学院古脊椎动物与古人类研究所
- 两栖动物曾经的辉煌 — 中国科学院
- 鱼石螈 — 中国大百科全书
- Acanthostega — dinopedia
- 爬行类的起源与古爬行类 — 华南师范大学生命科学学院
- 中国古生代化石昆虫研究回顾 — 昆虫学报
- 数据库分析揭示了昆虫对二叠纪末大灭绝事件的响应 — 中国科学院古脊椎动物与古人类研究所
- 参考 62
- 参考 63
- 大冰期导致奥陶纪末生物大灭绝 — 科技日报
- 刘牧等-EPSL:奥陶纪末海洋缺氧与生物大绝灭 — 中国科学院地质与地球物理研究所
- 地球上发生过五次大灭绝，都有哪五次? — 府谷县人民政府
- 阐明二叠-三叠纪之交生物大灭绝模式及其原因 — 中国科学院
注释
- Ma:地质年代单位，百万年
- 发生在早古生代的褶皱运动，广义上统称加里东运动，狭义上指志留纪后期的加里东运动。[22]