碳酸盐层序地层学

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1、第四章 碳酸盐岩层序地层学浅海碳酸盐岩沉积以相对厚的加积和前积沉积形式出现在温暖的热带 区，它可以环绕在盆地周缘或成为盆内的孤立台地（Wilson ，1975） 。盆地边缘沉积可以以宽阔的区域性台地或缓坡样式出现，或者以相对高角度 （5） 的前积滩沉积样式出现。这些特征，通常在地震剖面上能够识别出来，在碳 酸盐岩台地沉积厚度用地震方法可以分辨的地方， 利用地震剖面就可预测沉 积相。在台地沉积较薄和接近于地震分辨的地方，测井、岩心解释结合地震 解释和地震相，也可以进行沉积相预测。碳酸盐岩相和层序解释的步骤包括： 弄清碳酸盐岩沉积的区域盆地背景与时代关系； 划分层序和通过编制沉积体外部几何形态图

2、（运用地震测线网进行地 震层序分析 ）,圈定相的分布范围； 圈定层序内的岩相，根据反射结构、振幅和连续性（地震相），结合测井资料和岩心描述，预测岩相分布。一、层序地层学基本理论在碳酸盐岩中， 4 个主要变量控制着地层分布模式的变化和岩相分布， 它们是：构造沉降，它产生了沉积物的沉积空间；全球海平面升降变化， 它是控制地层分布模式和岩相分布的主要控制因素 （Vail and Todd，1981） ； 沉积物的多少，它控制古水深；气候，它是控制沉积物类型的主要因素， 其中降雨量和温度对碳酸盐岩、蒸发岩的分布、对于硅质碎屑沉积的类型和 数量是相当重要的。全球海平面升降变化与构造沉降的结合产生了海平面

3、的相对变化（图4-1）。在图 4-1 中，由于构造沉降相对于海平面的变化要缓慢得多，因而用 线性关系曲线表示。海平面的相对变化形成沉积物的可容纳空间。沉积的厚 度主要受构造沉降作用控制， 沉积地层的分布模式和岩相分布则受控于海平 面相对变化速率，这一点表现为相对海平面曲线斜率的变化，它主要受全球 海平面升降控制 （图 4-1）。层序由三部分或三个体系域组成。 这里的体系域是根据界面类型、 地层 的几何形态和在层序内的位置定义的。正如图 4-1 所示，体系域被解释为海 平面相对变化曲线中某一特定时间段内沉积的。 一个层序被解释为在一个海 平面变化周期从开始到结束间的沉积。 该周期位于海平面曲线相

4、邻下降翼拐 点之间。Vail 和 Todd （1981） 在硅质碎屑岩层序中识别出两类不同的层序，即 I 型层序和II型层序。同样，这两类层序在碳酸盐岩层序中也能识别。I型层序的底部是 I 型层序边界，它以台地出露和侵蚀，以及伴生的陆坡前缘海 底侵蚀，上覆地层的上超和海岸上超的下移为特征 （图 4-1）。海岸上超向盆 地方向迁移，使得潮缘区岩层常常直接突然地覆盖在深水相的潮下带之上。 由于碳酸盐台地在多数地区趋向于增生到海平面， 这对于我们确定台地或滩 边缘的碳酸盐岩层序边界是极其有用的。因此， I 型层序边界的成因可解 释为海平面下降速率超过酸盐岩台地或滩边缘处的盆地沉降速度时形成的， 在该

5、位置上产生了海平面的相对下降。 II 型层序边界 （图 4-1）以台内潮缘区 和台地浅滩 （shoal） 区出露地表为标志。如图 4-1 所示，海岸上超的向下迁 移出现在下伏潮缘区的向海方向。如果台地向上增生到海平面处，那么这种 向下迁移就可能出现在先前的台地或滩边缘某一位置处。 潮缘成因的上覆地 层的上超出现在没有增生在海平面的台地内低洼处和台地或滩的边缘处。 关 于II型层序边界的成因，解释为海平面下降速率小于或等于台地或滩边缘区 的沉降速率造成的。图 4-1 中表示出海平面相对变化与体系域之间在时间和深度上的相互关 系，每种体系域都可根据露头、 测井和地震资料中可以观察的标志识别出来。

6、体系域有 4 种类型，即低水位体系域、陆架边缘体系域、海进体系域和高水 位体系域。低水位体系域沉积于先前台地和滩边缘的向盆地方向，并盖在 I 型层序边界上。低水位体系域除了充填在陆架上的下切河谷内之外，总是在 先前的台地或滩边缘处或它的附近向外叠覆出去。 陆架边缘体系域是上覆在 II 型层序边界之上和叠覆在先前台地和滩边缘之上向陆地方向的一个前积 和加积楔沉积体的下部边界是一个整一的层序界面，上部边界为海侵面，在 它尖灭处的向陆地方向存在不整合面 （图 4-1）。海进体系域由一套后退的或退积的地层组成。它们朝陆架方向增厚，直 至因底面上超而减薄为止。通常由于沉积物补给不足，致使向上的沉积单元

7、逐渐变薄。因此，海进体系域向盆地方向和向上变薄，在其顶部形成一个密 集段。密集段由极缓慢沉积的薄层半深海到深海相沉积物组成。位于海进体 系域底部的界面是海侵面或首次海泛面， 该面之下是低水位体系域或陆架边 缘体系域。在低水位系域向陆方向尖灭的地方，海进体系域底界面与层序边 界不整合面重合。高水位体系域 （图 4-1）是一个层序的终结，它覆盖在海进体系域之上， 呈“S”型到斜交型的沉积单元。其底面是与密集段伴生的下超面，称为最 大海泛面，在内陆架上变为整合面。高水体系域上部是I型或II型层序边界。二、沉积剖面和相带1. 沉积背景根据盆地位置 （如环盆边缘、盆内的独立部分 ），以及地层剖面的坡度，

8、 可以将碳酸盐岩台地和（或）浅滩边缘剖面分为3类：附生于盆地边缘的区 域性台地和（或）坡地，其沉积坡度小于5；环绕盆地边缘的区域性进积滩 和（或）台地，有535的前缘斜坡；滨外或孤立台地（图4-2）。这3类 剖面都可以在地震剖面上识别， 而且它们的内部地震相特征可以帮助预测发 育史及所包括的地质岩相。（1）区域性台地和 （或）坡地区域性坡地的厚度变化很大，从几米到几百米，其发育型式既有加积性 的，又有进积性的。碳酸盐坡地从隆起区开始，以平缓的古区域坡度向下延 伸。不存在明显的坡度转折，相型也常常是不规则的宽带。在地震资料中， 坡地可能表现为低角度的 S 型或叠瓦状进积。 碳酸盐台地的发育具有基

9、本平 坦的顶面，有时具有突变的边缘。台地的进积显示很差，因而在地震显示很 薄处，识别台地和 （或）坡地的边缘很困难。因此在层序格架中结合现有的测 井和岩心资料，就显得特别重要。（2）区域性进积滩和 （或）台地以进积型式为特征，其前缘斜坡坡度为535以上。浅滩厚度从几米 到数百米，进积作用可达数公里。这些浅滩表现为 S形、S斜交形和斜交 形进积型式。层序内常见的演化是坡地或低角度 S 形进积向斜交形进积的变 化，这很可能是由高水位期末海平面下降引起的。（3）滨外孤立台地这种台地以规模和厚度均很大的复杂岩隆出现，分布在离位于盆地边缘 的区域性坡地或台地相当远的近海。 裂谷盆地内的地垒断块常常引起孤

10、立台 地的发育，他们可以成为碳酸盐的沉积场所，而深水泥质沉积物则局限分布 于地堑中。这种台地通常具有陡峭的边缘，而目有一侧可能朝向开阔海。2相带上述各类碳酸盐剖面都有一套特征性的相。由于多数碳酸盐沉积物是在 盆地内产生的，而且基本上属于有机成因，因此相的分布对水深、水的化学 性质以及水的流通性特别敏感。图 4-3 显示了有代表性的碳酸盐剖面 （从陆 架到盆地 ），同时也标出了典型相带。这些相带的宽度和均一性都是变化的。 如果陆架很窄，且陆架边缘很陡，那么相带也较窄且更有规律。如果台地和 （或）浅滩边缘很缓且陆架区很宽，相带也就较宽，但比较凌乱。从近岸区到 盆地，可以识别出以下相带：潮上潮间坪相

11、、浅海陆架相、台地或浅滩边 缘相、前缘斜坡相和盆地相。（1）潮上潮间坪相潮间坪相通常表现为小规模的向上变浅的潮下潮上旋回或准层序。据 Van Wagoner 等（即本书所采用的）定义，准层序是一套有成因联系的层或 层组整合序列，其界面是海泛面及其所对应的面。准层序的厚度为几米到 30以上，持续时间为0到IMa。他们是可识别的最小的他旋回或自旋回沉积 序列。许多研究者已描述过现代和古代的潮坪沉积。潮积物有 3 种基本的沉积环境，即潮上、潮间和潮下。潮上亚相的特征 是泥裂、风暴成因的泥或砂级颗粒薄层、藻成因的纹层、窗格或鸟眼构造以 及内碎屑层。其中藻纹层可以延伸到潮间亚相中，潮上环境出现与正常或平

12、 均高潮面之上，多数时间出露于大气条件下，潮间通常富含泥质并含有潮道 复合体。潮道普遍含有内碎屑和岩屑的底部滞留沉积，上面覆盖着具虫孔的 骨屑泥粒灰岩。潮间环境出现在正常高潮面和低潮面之间。相邻的潮下亚相 常有球粒碳酸盐的粒状灰岩和粒泥灰岩组成，缺乏原生沉积构造。在蒸发的 气候条件下，潮间和潮上亚相内可出现结核状和星状移位石膏。（2）浅海陆架相该相带通常由从潮下的骨屑泥状灰岩和粒泥灰岩到似球粒或骨屑的泥 粒灰岩和粒状灰岩变浅的准层序组成。如果具备正常的海水条件，动植物群 就会很丰富，包括珊瑚、软体、腕足、海绵、节肢、棘皮、有孔虫和藻类。 生物扰动作用很常见。这种环境分布在潮坪的向海一侧，水深一

13、般不大，最 多1020m。根据台地边缘的局限性或潮汐和海流的减弱程度，盐度在正常 海水到中等盐度之间变化，水体流通性在低到中高水平间变化。如果陆架比 较局限，有可能形成宽阔的蒸发盐泻湖， 其特点是形成向上变咸的准层序 （由 泥质支撑的岩石组成，顶部为石膏或硬石膏 ）。 陆架或台地内部相和潮汐相的地震显示一般都是席状或楔形单元， 具平 行反射且底部表现为上超。在以碳酸盐为主的相域中反射的连续性差，振幅 低；在碎屑或蒸发盐和 （或）碳酸盐的混合背景中，则连续性好，振幅高。陆 架可以含有局部的碳酸盐岩隆，具有丘状地震形态。这种丘形反射在底部有 下超，在顶部为平行或削截。把地震反射加厚成岩隆，可以鉴别

14、比较隐蔽的 低幅度丘形。上覆层位表现为披盖或上超。在块状层状岩隆或礁岩隆中， 反射的振幅低、连续性差，而在成层性很好的碳酸盐沙滩沉积体内，反射的 振幅高、连续性好。（3）台地或浅滩边缘相在特有的生物类型和水体条件下，此相带构成了一个岩相复合体，可以包括变浅的骨屑或非骨屑的粒状灰岩、 泥粒灰岩以及生物和 （或）胶结物粘结 灰岩礁。浅滩边缘准层序上覆有广泛可对比的出露面。在许多情况下，由于 沉积于活跃的高能波浪海流状态的碳酸盐砂体存在垂向叠覆， 所以单一准 层序可能难于区分。 这种浅滩边缘相通常含有小到中等规模的花彩弧状交错 层理和海底硬底。生物礁含有块状和斑块状的生物和 （或）胶结物粘结灰岩。

15、间隙中充填着灰泥岩或骨屑粒状灰岩与泥粒泥岩。 此相带的沉积水深为海平 面至50m，在适当部位可以构成小型潮小岛，其宽度达数公里。这种台地或浅滩边缘的地震相显示可呈丘形，具有不同程度的坡折。台 地和（或） 浅滩边缘相将向陆架为陆架相 ， 向盆地过渡为前缘斜坡相。（4）前缘斜坡相此相带分布在台地和 （或）浅滩坡折处向海延伸的斜坡上， 此斜坡是坡地 或进积滩的向海构筑部分。这里的沉积坡度可达 35或更陡，水深可达数百 米或超过1000m。岩相为成层的灰泥岩，含有由碳酸盐岩屑或生物碎屑灰质 砂组成的大型滑塌构造和透镜状或楔形层段， 均属于从邻近的浅滩或坡地倾 泻下来的碎屑沉积。此处可以有与碳酸盐互层的

16、硅屑物质。在该相带中， 准层序发育不明显， 它可以表现为碳酸盐岩 （海进）页岩 （海退）的层耦或上覆有海底硬底的灰泥异地砂屑层耦。 下坡岩隆也可以出 现，其成分在富含颗粒到富含灰泥之间变动。二叠盆地的斯特朗 （Strawn） 岩隆是前者的例子， 而密执安州的志留系塔礁和新墨西哥州的密西西比系沃 尔索（Waulsortian）丘则是后者的实例。前缘斜坡相的地震特征是下超反射，其角度有低 （5）、中（512）和 高（12）之分。前缘斜坡反射由指状交错的前缘斜坡碎屑和泥质碳酸盐岩构 成。由于这两种岩相的阻抗不同，所以这种反射具有不同的振幅与连续性。（5）盆地底部相此相的成分视水体流通程度和水深的不同而有变化。深达 100m 的盆地环境只要有良好的水流循环，就会含有氧气并具备正常海水盐度，这时常见 的特征性成分是虫孔骨屑粒泥灰岩，夹