[科普中国]-碳酸盐岩沉积体系

背景

碳酸盐岩模式是理解碳酸盐岩相的分布以及(在一定程度上)原生孔隙率的分布及其成岩史有关的保存情况的重要辅助工具。 随着油气勘探的不断深入， 海相碳酸盐岩地层分布区逐渐成为重要的油气勘探场所。中国的塔里木盆地、四川盆地和鄂尔多斯盆地都有重大的发现， 特别是塔里木盆地、四川盆地最近都有重要的突破， 因此， 碳酸盐岩体系的研究也进入一个新的高潮， 各种观点、方法层出不穷。通常用来描述不同体系的许多术语，对于地质学家来说往往具有不同的含意。1

分类1、不同地理位置、坡度、封闭性和镶边性下的碳酸盐岩体系类型

在总结前人工作的基础上， 根据地理位置、坡度、封闭性和镶边性把碳酸盐岩体系分为以下类型: 缓坡开放型无镶边体系、缓坡封闭型无镶边体系、陡坡开放型无镶边体系、陡坡封闭型无镶边体系、缓坡开放型有镶边体系、缓坡封闭型有镶边体系、陡坡开放型有镶边体系、陡坡封闭型有镶边体系、礁滩型孤立体系、岩隆型孤立体系。

（1）缓坡封闭型无镶边体系

此类体系的特点是整个体系地势平坦且相对开阔， 虽然体系边缘没有明显的镶边， 但在体系边缘发育水体较浅的滩地， 对水体交换有一定的阻隔性， 体系上主要以潮坪沉积和澙湖沉积为主。在潮上带发育膏泥坪、膏盐坪和含膏白云岩等， 而在潮间带主要沉积以泥晶为主的云岩、藻云岩和少量的藻屑云岩， 下部见砂屑坪沉积等； 澙湖中以泥晶白云岩和纹层白云岩等为主； 体系边缘滩中见凝块白云岩和少量的鲕粒白云岩。

（2）陡坡开放型无镶边体系

这是一类比较简单的体系。体系岸坡坡度较陡， 滨岸水动力强度较高， 滨岸沉积主要是粒级较粗的生物碎屑灰岩、生物灰岩或一定量的鲕粒灰岩， 在一些地区岸边还发育一定高度的风成沙丘；向外则是一个相对有一定坡度的开阔体系， 沉积物主要是泥晶灰岩和泥质灰岩， 沉积物由岸至海逐渐变细， 直到体系边缘出现更大坡度的斜坡。

（3）缓坡封闭型有镶边体系

该类体系的特点是体系广阔， 但由于受台缘带滩礁复合体或滩的阻隔， 体系内部水体交换阻滞，水体的蒸发量大于补给量， 体系内主要沉积膏泥岩、膏盐岩或大量的石膏； 体系边缘发育生物礁或礁滩复合体， 在一些水体交换并未受到影响、较开放的地区， 水体盐度正常， 可以形成一定量的小型礁体或台内滩； 在滨岸地区主要是浅水平坦的、膏泥岩沉积的潮坪或泥坪。

（4）缓坡开放型有镶边体系

该类体系的特点是体系边缘具镶边， 即存在一个大型生物礁的边缘， 但生物礁分布断续， 台内水体交换通畅无阻。

（5）陡坡开放型有镶边体系

该类体系的特点是滨岸坡度较大， 水体能量强， 主要发育粗粒的生物碎屑滩、鲕粒滩或少量的点礁， 而广阔的体系区则水体较深、能量较低， 沉积细粒的泥晶灰岩和泥质灰岩， 偶见台内浅滩， 台内不发育蒸发岩。在体系边缘区发育明显的生物礁滩复合体， 但断续的生物礁滩复合体对台内水体的交换阻隔较小， 水体流动畅通。

（6）滩礁型孤立体系

此类体系在中国南海广大海域有分布， 大部分是在海底喷发的火成岩基础上发育起来的生物礁。

2、不同受力机制下的碳酸盐岩体系类型

碳酸盐岩体系生长在构造高点之上， 如断层的上升盘、背斜和底辟的顶部。按照基底的受力机制，可将碳酸盐岩体系分为伸展作用控制下的基底断块体系、旋转断块体系和生长断块体系； 挤压作用控制下的生长背斜体系、孤立体系、顶部刺穿体系和前陆边缘体系； 底辟作用控制下的盐底辟体系和火山基底体系； 及其它因素控制的被动大陆边缘体系和三角洲顶部体系。

（1）伸展作用控制下的断块体系

1)基底断块体系[ 前期形成基底断裂， 当物质充足、水体适中即水体处于高潮线和低潮线之间时， 在基底断层的上升盘便会发育碳酸盐岩建隆， 同时在下降盘发育盆地沉积。

2) 旋转断块体系，主要形成于海底断陷盆地中(如红海苏伊士海湾) ， 形成机制与基底断块体系相似， 旋转断块体系的独特之处在于断块形成之后要发生反转。

3) 生长断块体系，生长断块体系的整个形成过程包括碳酸盐岩的生长、后退和碳酸盐岩侧翼偶尔的坍塌。通常， 碳酸盐岩体系的形成经历3 个阶段。第1 阶段， 由孤立的点礁组合成一个顶部水平的大型体系， 坡度角较缓， 该阶段是碳酸盐岩的生长阶段。第2 阶段， 同沉积断层的出现导致碳酸盐岩体系的侧翼发生坍塌在断层的下降盘形成低水位楔沉积， 此时斜坡角变陡。第3 阶段， 碳酸盐岩体系继续生长， 由于物质不够充足， 导致体系面积一期期缩小， 体系面积的缩小使体系沉积更加不稳固， 导致后期还会发生碳酸盐岩体系的侧翼坍塌发生

（2）挤压作用控制下的体系

1) 生长背斜体系 生长背斜之上碳酸盐岩体系 2) 孤立体系 孤立体系底部为先期形成的背形

3) 顶部刺穿体系 形成于挤压构造背景， 基底断层未出露地表， 仅在顶部形成隆起。碳酸盐岩体系形成于隆起之上。

4) 前陆边缘体系 此类体系的沉积环境为前陆盆地。

（3）底辟作用控制下的体系及其他类型的体系

1) 盐底辟体系 发育于盐底辟上部

2) 火山基底体系常形成环礁 发育于热沉降海底火山的顶部， 呈加积碳酸盐岩体系

3) 被动大陆边缘体系 是形成于被动大陆边缘的宽广厚层体系

4) 三角洲顶部体系 形成于三角洲进入浅海的地方。1

作用结果碳酸盐最容易在温暖而浅的海水中沉淀，所以碳酸盐的沉积作用主要发生在热带的陆架或海滩上。由于海水流体的作用，有些沉积物可能被搬运从而形成三个沉积带：

① 潮下开阔陆架和陆架边缘沉积带。这里沉积的是钙质沙、钙质软泥和礁体；

② 滨线沉积带。沉积物是从开阔陆架搬运到海滩和潮坪上的；

③ 大陆坡和盆地沉积带。陆架边缘沉积物是朝海洋方向搬运的，在深水处重新沉积下来。比较而言，滨线和陆坡和盆地相最像碎屑岩沉积体系，因为沉积物是从一个地区搬运来，而在另一个地区沉积；而礁体和似礁体沉积物最不像碎屑岩沉积体系，因为它们主要是生物在原地产生的碳酸盐沉积体。

滨线沉积带相当于潮间带和潮上带。可依气候条件分为潮湿型和干燥型两种。潮湿型的潮上带以碎屑岩 －碳酸盐沉积韵律为特点；潮湿型的潮间带通常有两种类型的沉积体，一种是潮坪灰泥质沉积或扁平砾石类沉积，最突出的是发育大量藻叠层石。另一种则是潮沟型沉积，由于潮湿，降水量大，故潮沟发育。干燥型的潮上带以蒸发岩 -碳酸盐岩沉积韵律为特点；由于蒸发作用强烈，干燥型潮间带具有“萨布哈”沉积特点，白云岩、纹层状白云岩发育，有时可形成蒸发岩(石膏、硬石膏及盐岩)。

潮下沉积带(含潟湖)该带位于高能带与潮间带之间，水流循环不畅，在干燥气候条件下更易咸化。主要沉积物有白云岩、球粒状泥晶灰岩等。有时在基地上可以形成点礁。

台地高能带———礁礁是一种可以超出海底由生物建成的沉积体。一般能够把礁划分为三个沉积相带(右图)：

1.礁核沉积体

礁核沉积体呈块状或非层状，通常是结核状或扁豆状的碳酸盐体，由造礁生物的骨骼和灰质软泥基质组成。

2.礁侧沉积体

是由来自礁核的物质和背景沉积物组成的，它自礁核向四周以指状交互尖灭。

3.礁间沉积体

实际上是背景沉积物，即正常浅水的、潮下带的灰岩，或者是细粒的碎屑沉积物。

大陆坡和盆地沉积带大陆坡位于台地高能带与深海盆地之间，除了一些细粒灰泥沉积之外，滑积岩、碎屑流、浊流沉积显得较为特殊。盆地沉积带是斜坡向深海延伸的部分。它是缺氧、无光的低能环境，主要沉积物是细粒具有纹层的灰泥，有时可见浊积岩夹层。1

控制因素1、构造运动所形成的古地形(貌) 控制体系的分布位置和基本类型

众所周知， 构造运动对体系的形成具有明显的控制作用， 古地形的高低及坡度的陡缓对海侵过程中形成的沉积物有强烈的控制作用。当岸坡陡的时候， 海岸水动力强， 形成一些较粗粒且结晶较好的碳酸盐岩， 如生物碎屑灰岩、砂屑灰岩、亮晶鲕粒灰岩等； 若坡度平缓、波浪消能， 水动力弱， 则形成泥晶灰岩、泥质灰岩等。特别是在体系边缘区，由于具相对较高的地形， 则在外海波浪的作用下可以形成粗粒的碎屑滩， 甚至形成生物礁； 相反在没有任何古地形的高地， 或是一个向海倾斜斜坡， 则将是较深水的泥质灰岩或泥晶灰岩的沉积。在体系发育过程中构造的变动和断裂的作用可以进一步引起地形的变化， 进而改变沉积环境， 造成沉积物的变化。因此， 古地形控制了体系的类型和沉积物的性质和相。

2、海平面的升降控制体系类型及沉积物的变化

海平面的变化对体系类型改变的作用是显而易见的。当海平面上升的速率超过了体系上沉积物的沉积速率， 体系将被淹没， 改变了原来体系的类型和沉积物的性质； 反之， 当海平面下降的速率超过了碳酸盐沉积物前积的速率， 体系将会暴露或停止发育或遭受剥蚀而被破坏。只有在沉积物的沉积速率与海平面的变化相适应的情况下， 体系才能正常发育。

碳酸盐岩体系沉积的控制因素除构造运动、相对海平面变化外还受沉积物供给和气候变化。四者之间相互影响、相辅相成。构造运动和相对海平面变化控制可容纳空间变化， 可容纳空间变化直接控制碳酸盐岩的沉积潜力。碳酸盐岩沉积属于跟随性生长模式。当构造抬升、相对海平面下降时， 碳酸盐岩生长速率减慢直至碳酸盐岩体系露出水面而停止生长。当发生构造沉降即相对海平面变深时， 且保证物源充足的情况下， 碳酸盐岩会随水体快速向上生长。与碎屑岩不同， 碳酸盐岩属于原地生长模式， 它的发育与否直接受原地沉积物供给的影响。水体适中时利于造礁生物生长， 可为体系形成提供大量物源， 水体太深或太浅都会抑制造礁生物生长， 间接影响碳酸盐岩的形成。气候中的降雨量、温度及光照对碳酸盐岩的形成同样起到不可低估的作用。降雨量影响水体盐度， 水体盐度、温度和光照影响造礁生物的生长及水体的循环。气候还会影响沉积层序中沉积物的类型。气候干旱和水体循环较局限的环境下， 容易产生蒸发岩沉积物。1