碳酸盐岩层序地.ppt

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1、第三章,碳酸盐岩层序地层学研究,碳酸盐岩沉积环境与控制层序发育的主要因素被动大陆边缘碳酸盐岩盆地层序地层模式（JFSarg模式）不同沉积背景下的碳酸盐岩层序地层格架模式（C.Robertson Handford,Robert G.Loucks等）碳酸盐岩高频层序（旋回）研究,碳酸盐岩沉积环境与控制层序发育的主要因素,之一,碎 屑 岩：陆源供给、机械搬运沉积等碳酸盐岩：内源供给、机械搬运+化学作用+生物作用等；既有他旋回（盆 外因素造成的旋回），也有自 旋回（盆内因素造成的旋回，如化学作用、生物作用等）有利的碳酸盐沉积环境：温暖、清澈、浅水，生 物作用非常重要。,碳酸盐沉积与碎屑岩沉积作用比较,

2、之一,威尔逊综合了大量前人资料，并考虑到海底地形、溉汐、波浪、氧化界面、盐度及海水循环等综合因素的控制，建立了碳酸盐标准相带模式(Wilson，1975)。这个模式共由三六相区和九个标准相带组成。同时，为了用于分析这九个标准相带，他还总结出了24个标准的微相类型(SMF)。盆地相区的1、2、3相带的海底深度均在浪基面之下，水体运动很弱或处于静止状态，属于低能带，与欧文的x相带相当。台地边缘相区的4、5、6相带的海底均位于浪基面之上，宽度窄，波浪作用强烈，屑于高能带，与欧文的Y相带相当。台地相区的7、8、9相带，均位于台地边缘相区之后，波浪能量至此已消耗殆尽，故水体运动比较微弱，属低能带，大致与

3、欧文的z相带相当。但是在开阔台地相带(即7相带)也可能有部分地区海底水能量较高。,威尔逊碳酸盐岩沉积相模式,关士聪等(1980)综合研究了我国近年大量地层研究成果，编制了一套全国范围的1：1000万的古海域沉积相图，提出了中国古海域沉积环境综合模式图，其中分出两个相组、六个相区、十五个相带 这个综合模式，反映了我国晚期元古代至三叠纪总的沉积特征及其环境组合规律，具有重要的理论和实践意义模式不仅考虑了各种构造条件下的沉积盆地类型，而且也将陆源沉积模式与清水碳酸盐沉积模式统一起来。尤为重要的是，台地内台盆（沟）相带的提出、比较符合我国南方古生代地层经常出现的碳酸盐台地与克拉通内部槽盆错综复杂的交错

4、格局。,关士聪碳酸盐岩沉积模式,塔克(ME.Turker，1981)在他所著的沉积岩石学导论一书中提出了他的碳酸盐相模式(图612)他将主要碳酸盐相与七种主要沉积环境联系起来，还明确将海相碳酸盐沉积环境划分成两大沉积区，即碳酸盐台地陆表海和盆地较深水斜坡沉积区。后者实际上就是深水碳酸盐沉积，主要为重力流和受CCD面控制的远洋灰泥两类沉积在碳酸盐台地陆表海沉积区中，又将相当于威尔逊模式中的开阔陆棚置于台地内，也就是开阔台地中的静水碳酸盐泥。同时，在台地边缘后面，也就是开阔台地内同样还可以出现浅水碳酸盐砂滩和局部斑礁及泥丘。上述这些都比较合理，对我国华北地台及扬于地台的古生代及三叠纪地层沉积部分是

5、适用的(曾允孚等，1985)。,塔克碳酸盐岩沉积模式,尽管沉积环境的划分目前还不尽一致，但遵从一般的环境分类方案，将碳酸盐沉积环境一分为三，即分为海岸、浅海和远洋三大沉积体系，并把湖泊环境单独列出。海岸体系和浅海体系以平均低潮面或浪基面为界，浅海体系与远洋体系主要以台地或缓坡边缘明显坡折来区分。,海岸体系 潮缘亚体系 潮上带 潮间带 潮下带 浅海平原亚体系 海岸沙丘沙脊 后滨 前滨 临滨 滨外 外滩障壁一泻湖亚体系 障壁岛 岛后泻湖 泻湖岸向潮坪 潮汐通道 潮汐三角洲浅海体系 碳酸盐缓坡 碳酸盐台地 陆表海台地 孤立台地 沉降台地 镶边台地远洋体系 较深水斜坡 深水远洋盆地,里德碳酸盐岩沉积模

6、式,碳酸盐岩沉积及层序发育的主要控制因素,大地构造背景 相对海平面变化 气候 构造沉降,之一,大地构造背景,大地构造作用决定碳酸盐沉积作用背景，大地构造背景下的盆地结构是影响碳酸盐岩层序几何形态的一个关键因素。目前已经识别出五种类型的碳酸盐台地：缓坡型、镶边大架型、孤立型、陆表海型及淹没型（M.E.Tucker,1990)。,碳酸盐岩台地主要的板块构造背景,西班牙比利牛斯南部前陆盆地构造沉积演化示意图（据Puigdefabregas，1986）,相对海平面变化,全球海平面水位也是碳酸盐沉积作用的主要控制因素之一，大多数厚的、广泛分布的层序都形成在海平面高位期（右图）。相对海平面变化控制可容纳空

7、间的变化，控制碳酸盐的沉积潜力，控制碳酸盐岩地层分布和岩相分布。,碳酸盐岩沉积物多是在沉积环境中原地生长的。大部分碳酸盐岩沉积物是由生物产生，其中不少是光合作用的副产物。因此，这种生产过程取决于光照程度，随着水深增加光照强度迅速降低（图4-6）高碳酸盐岩产率主要分布在海水上部50100m的水体中，因为该深度内悬浮着大量能进行光合作用的生物。有意义的是，在10m水深内碳酸盐岩产率最高，而在1020m内剧减（图4-7）,海水深浅控制碳酸盐生长率,气候,气候决定水的盐度、水的循环，影响碳酸盐岩沉积物的产率、稳定性和早期成岩的潜力如热带海洋浅水比中纬度温带海洋具有更高的饱和度。气候影响沉积层序中的沉积

8、类型 在干旱气候和水体循环较局限的环境下，陆棚上的盆地、泻湖、潮上坪等环境会产生蒸发岩沉积。若陆源沉积物供源点邻近碳酸盐岩台地，那么气候差异将会影响硅质碎屑沉积物供给的类型，干旱气候有利于风成硅质碎屑沉积；潮湿气候有利于河流三角洲硅质碎屑物的沉积。,构造沉降,若不发生构造沉降，就不会发生长期的碳酸盐岩沉积物的沉积和保存，由于地壳变薄热冷凝和负载作用引起的构造沉降与海平面升降共同构成可供沉积物沉积的空间。构造沉积速率取决于地壳类型地壳地质年代引起沉降的应力场类型岩石圈流变特征岩石圈板块中的位置或构造背景。,受碳酸盐岩主要为盆内成因控制，碳酸盐层序地层的形成主要受着海平面变化、构造沉降和气候因素的

9、影响-构造沉降、海平面变化控制可容纳空间，控制地层分布和岩相分布；-气候控制沉积物类型。,碳酸盐岩沉积及层序发育控制因素总结,被动大陆边缘碳酸盐岩盆地层序地层模式（JFSarg模式）,之二,之二,模式建立的背景为碳酸盐台地,碳酸盐岩沉积层序的关键界面,层序不整合面 型层序界面不整合 型层序界面不整合初始海泛面最大海泛面与凝缩段,之二,1I型层序界面不整合,当海平面下降速率超过碳酸盐台地或滩边缘的盆地沉降速率时，形成I型层序界面。它以（1）广泛的台地或滩的暴露和侵蚀，（2）伴生的陆坡前缘的海底侵蚀作用，（3）区域性淡水透镜体向海方向的运动，（4）上覆地层的上超和海岸上超的下移等为特征。,1）碳酸

10、盐台地背景下，层序界面以下的沉积物具有明显的暴露、溶蚀特征，暴露面的识别是关键。侵蚀凹凸面、铝土质粘土层、次生灰岩层、硅质壳 层序不整合面下往往有溶蚀孔洞层发育 层序不整合面及其附近是层状白云岩或微晶白云岩发 育的有利层位 2）在碳酸盐缓坡和碳酸盐台地边缘出现的水道充填砾屑灰岩，以及向陆方向由河流回春作用引起的由海相到陆相、碳酸盐岩到碎屑岩的转换相沉积物，也是确定I型层序界面的标志。,I型层序界面不整合的识别,I型层序界面不整合的识别,3）由于明显的斜坡前缘的侵蚀，造成大量碳酸盐砾屑的向下滑塌堆积作用和碳酸盐砂的碎屑流、浊流沉积于斜坡和盆底，因此，斜坡和盆底部位，层序界面往往位于碎屑流、浊流沉

11、积物的底部。4）沉积相及相序分析帮助层序不整合面的识别 层序界面下伏层常具向上变浅的沉积序列 覆盖在深水或较深水沉积物之上的突然变浅沉积物的 识别,2型层序界面,当海平面下降速率小于盆地沉降速率时，多形成型层序界面。（1）仅台地内部发生暴露溶蚀，台地边缘形成潮缘沉积作用，（2）缺乏陆缘物质的穿越和台缘斜坡的侵蚀作用，（3）沉积相带向盆地方向的迁移不显著。,（1）初始海泛面上下沉积物的性质、类型和沉积作用方式差异明显，常表现出沉积相的突变。（2）初始海泛面常含丰富的生物化石，并与下伏层有着不同的生态组合。（3）在台地和潮缘区，初始海泛面是具有高能水动力条件的近岸环境不断向陆迁移的基面，其上下地层

12、的堆积样式不致，下伏地层是海平面下降的产物，为一种向上变浅变粗的序列，上覆地层则代表海平面上升阶段，表现出向上变深变细的序列特点。（4）在斜坡盆地区，初始海泛面之下为低水位体系域或陆架边缘体系域，向台地方向，则常与层序界面一致，即海侵体系域直接沉积在下伏层序上。,3.初始海泛面的识别,任级海平面变化周期内，当海平面迅速上升达到高峰后，到变为缓慢上升或初始下降之前的瞬间，称为最大海泛期。该段时间内，盆地水体深度最大，碳酸盐生产率低，造成非补偿性环境，从而沉积以低速、低能和悬浮沉积作用为主的沉积物层，即凝缩层。在深海中，由于沉积速率一般较低，可形成厚度较大的凝缩段。,4.最大海泛面与凝缩段,（1）

13、凝缩段通常视为与海洋沉积间断相伴生，沉积作用极为缓慢(1cm/ka)，因此，多以连续的薄层产出，或以海相硬底的形式出现，常见生物潜穴、钻孔和各种深水遗迹构造。典型代表是薄层状泥灰岩、微晶灰岩、生物扰动灰岩和蠕虫状灰岩等，单层厚仅数毫米到数厘米。（2）凝缩段中常含丰富的多种多样的浮游和底栖生物组合，并常表现为沉积作用和生态环境的转换层，由下伏的浅水沉积及与海侵作用相伴生的底栖生物群落变为深水或较深水沉积及与之伴生的浮游生物组合。（3）由于凝缩段可分布于从台地到盆地水深跨度大的广阔地区，因此，它具有不同的组分和结构、构造特点。（4）在海底构造运动较强烈的沉积盆地中，碳酸盐层序中的凝缩段可以是薄层的

14、分布广泛的海底火山喷发沉积。,最大海泛面与凝缩段的识别,型层序：低水位体系域+海侵体系域+高水 位体系域型层序：陆棚边缘体系域+海侵体系域+高 水位体系域 层序类型划分的关键在于层序底部层序不整合界面类型的识别。,两种类型的碳酸盐岩沉积层序,碳酸盐岩岩相在层序格架中的分布综合略图,碳酸盐岩岩相在层序格架中的分布综合略图,组成碳酸盐层序地层格架的沉积体系域包括四种类型：低水位体系域、陆棚边缘体系域、海侵体系域和高水位体系域。,沉积体系域,海平面下降时期的低水位体系域是I型层序底部的组成部分，沉积物包括：（1）前缘斜坡侵蚀产生的他生碎屑楔，（2）斜坡上沉积的自生碳酸盐楔，（3）蒸发岩楔,1.低水位

15、体系域,沉积机理包括：斜坡上的滑塌推积作用，碎屑流沉积和浊流沉积作用，常伴随海平面下降形成海底扇和斜坡裙。,(1)他生低水位楔,是指在低水位期间，碳酸盐工厂中生产的碳酸盐原地形成的楔状体。自生低水位楔的沉积物组成和特征在不同盆地其差异很大，它们可以是生物礁、丘、台缘粒屑灰岩和较深水的泥灰岩，也可以是白云岩或蒸发岩。,(2)自生低水位楔,在局限盆地内，这种自生低水位楔可由上超蒸发岩组成(图310)，如密执安盆地的志留系，高水位期以发育层状礁为特点，邻近盆地区沉积薄纹层石膏质泥晶灰岩。海平面下降时，盆地变得局限，礁停止生长，蒸发盐岩以上超和披盖盆地楔形体的形式沉积(Sarg，1991)，这种类型的

16、低水位楔亦可与型层序界面伴生。,2陆棚边缘体系域,位于型层序界面之上，并叠覆在先前台地和滩边缘之上的前积和加积楔状体，常由一个或多个微弱前积到加积的准层序组组成，朝陆方向上超，朝盆地方向则下超,3海侵体系域,海侵体系域由套退积准层序组组成，它们朝陆棚方向加厚，然后因底面上超而减薄。位于海侵体系域底部的界面为初始海泛面，是层序内的第一个海侵面。海侵体系域是在海平面上升速度加快、海水逐渐变深情况下形成的。,4.高水位体系域,位于层序的最上部，覆盖于海侵体系域之上，呈“s”型到斜交型的沉积单元。其底面是与凝缩层(段)伴生的下超面，或称为最大海泛面，顶部为层序界面。,以相对较厚的从加积到进积的几何形态

17、为特征，形成宽阔的台地、缓坡和进积滩及其在浅海孤台上的对应沉积体。通常认为，高水位体系域是在海平面上升晚期、全球海平面静止期和下降初期的沉积体。,可分为早期和晚期两个阶段。高水位早期，可容空间相对增加转快，碳酸盐生产率不高，沉积作用缓慢，陆棚上只发生加积作用，地震剖面上呈“s”型反射特征。高水位晚期，海平面开始下降，陆棚上可容空间增加速率减小，水体变得更稳定和循环更好，碳酸盐生产率较高，结果形成套向上变浅的沉积序列和相组合。,两类碳酸盐岩体系,根据相对海平面变化速率和碳酸盐生长率将碳酸盐岩分为两类-并进型碳酸盐岩体系：碳酸盐生长率能够与海平面 的周期上升保持一致，结果形成富颗粒、贫泥、缺乏 海

18、底胶结作用的碳酸盐岩（Keep-up）-追补型碳酸盐岩体系：碳酸盐沉积速率低，赶不上海 平面上升速率，结果形成富含泥晶、普遍发育早期海 底胶结物的碳酸盐岩。-通常高水位早期发育追补型碳酸盐岩体系 高水位晚期发育并进型碳酸盐岩体系-两类碳酸盐岩体系的提出，对于认识储层发育具重要 意义。,之二,碳酸盐沉积的自旋回与异旋回,-自旋回：沉积背景稳定，盆地内环境变化引起旋回性沉积作用；-异旋回：有沉积背景（物源、构造、海平面）变化引起的旋回性沉积作用。,之二,不同沉积背景下碳酸盐岩层序地层格架模式,C.Robertson Handford,Robert G.Loucks建立了不同沉积背景下的碳酸盐岩层序

19、地层格架模式,潮湿气候下碳酸盐镶边陆架的层序模式潮湿气候下碳酸盐缓坡层序地层模式潮湿气候下碳酸盐硅质碎屑岩混合饰边陆架层序模式干旱气候下碳酸盐硅质碎屑岩蒸发盐混合饰边陆架层序模式干旱气候下碳酸盐蒸发盐-硅质碎屑岩混合缓坡层序模式潮湿气候下孤立碳酸盐饰边台地的层序格架模式,之三,潮湿气候下碳酸盐镶边陆架的层序模式,潮湿气候下碳酸盐镶边陆架的层序模式,潮湿气候下碳酸盐缓坡层序地层模式,潮湿气候下碳酸盐硅质碎屑岩混合饰边陆架层序模式,潮湿气候下碳酸盐硅质碎屑岩混合饰边陆架层序模式,干旱气候下碳酸盐硅质碎屑岩蒸发盐混合饰边陆架层序模式,干旱气候下碳酸盐硅质碎屑岩蒸发盐混合饰边陆架层序模式,干旱气候下碳

20、酸盐蒸发盐-硅质碎屑岩混合缓坡层序模式,干旱气候下碳酸盐蒸发盐-硅质碎屑岩混合缓坡层序模式,潮湿气候下孤立碳酸盐饰边台地的层序格架模式,潮湿气候下孤立碳酸盐饰边台地的层序格架模式,碳酸盐岩高频层序研究,之四,近年来，由于旋回地层学及层序地层学研究的需要，沉寂近半个世纪的米兰柯维奇旋回理论又日趋受到重视。越来越多的证据表明，碳酸盐沉积记录与地球轨道的米氏旋回应力效应有着密切的对应关系，不过，地质时期中构造的、火山的、地表形态的因素有可能使许多这种对应记录或缺乏或不清楚，从而导致受米氏旋回应力控制的沉积有两种可能结果(图3-2)，即沉积记录可能表现为韵律也可能没有，Goldhammer等(1991

21、)分别称这种“记录和缺失”为“击中(caught beats)和击偏(missed beats)”。,米兰柯维奇旋回,之四,与米兰科维奇旋回有关的高频旋回的认识,C.Jimenez Pe Cisneros J.A.Vera Maya Elrick等的研究较有代表性。识别标志通常厚2米-由潮下潮间潮上及其顶部的干裂、古土 壤、钙结壳、侵蚀面指示，并组成多种类型-碳氧同位素、锶锰含量可用作米氏旋回判断 潮下带：锶高、碳氧同位素值高 潮间带：锶锰下降，碳氧同位素值升高 潮上带下部：碳氧同位素值最高 潮上带顶部：碳氧同位素值、锶含量急剧下降-暴露面控制因素米氏旋回与气候有关 最冷时期潮上带发育（海平面

22、低）温热时期潮下带发育（海平面高）不对称旋回与冰川性海平面变化有关，以快 速海平面上升、缓慢海平面下降为特征 属于异旋回（特殊的异旋回）,之四,与米兰科维奇旋回有关的高频旋回的认识,控制沉积旋回作用的因素不外乎盆内条件和盆外背景两种。通常，在沉积背景相对稳定下，盆内环境因素变化引起的沉积旋回作用称自旋回作用，而沉积背景(如物源供给、盆底构造活动、海平面)变化条件下的沉积旋回作用称为异旋回(或他旋回)作用。与米兰柯维奇旋回有关的沉积韵律是一种特殊的异旋回沉积作用表现。,自旋回沉积作用,之四,Lofer旋回,Arthur K Satterley(1996)根据澳大利亚上三叠统Dachstein研究认识了Lofer旋回的特征和成因-Lofer旋回属于自旋回性质相带的横向迁移造成-它具有偶然的、非级别的叠置类型，受限制的横向连续性，变化的推进方向，完全的向上变浅，很低的地层完整性。-Lofer旋回对比起来将很困难。,之四,