碳酸盐岩层序地层学概论

中国地质大学（北京）“层序地层学应用”报告——碳酸盐岩层序地层学发展概论课程名称：层序地层学基本原理及应用老师：陈开远学生：李东学号：2110120011学院：地信学院日期：2012年12月5日碳酸盐岩层序地层学发展概论一、碳酸盐岩层序地层学概述Vail 等于1987 年提出层序地层学( sequencest rat igraphy ) 的概念,在1988 年, Van Wag oner 又提出了新的定义: 研究以侵蚀面或无沉积作用面或可相互对比整合面为界的年代地层学格架中有成因相关意义的岩相的科学。

层序是最基本的单元,一个层序又可分为若干个体系域,体系域内部是个或多个准层序或准层序组。

准层序即是在成因上具有联系的、相对整一的一套岩层或岩层组。

确定层序所必需的许多信息来源于地震资料（当然也可以从露头和井孔中获得）。

除了对早期的硅质碎屑岩讨论以外,对碳酸盐岩层序地层学的讨论也是有用的,因为这样可以唤起对沉积倾向性的理解。

所有的沉积体系都记录了相同的基本过程的影响,但它们的记录又各有所侧重,地质学家应该了解沉积体系在记录海平面变化、气候或其它环境因素中的倾向性，这样便能更加全面地对层序地层学进行学习和研究。

碳酸盐体系不同于硅质碎屑体系. 碳酸盐沉积物是在盆内形成的,因此除了区域构造沉降和海平面变化外，海洋气候和水文条件也控制着碳酸盐的沉积过程。

J. S. Sang在对世界不同碳酸盐台地研究后认：为短期的全球海平面变化( 相对海平面变化)是控制碳酸盐生产率、碳酸盐台地或碳酸盐滩发育及其相分布的主要因素。

1、海相碳酸盐岩——生物礁层序地层学研究目前,涉及我国新生代、中生代和古生代海相碳酸盐岩一生物礁油气层序地层学最为突出的几个成功研究实例是四川普光、新疆塔里木和南中国海油气区,获得了油气突破性发现。

首先研究涉及层序单元划分与基本特征、主要层序界面识别、层序单元划分等内容, 完成了上第三系生物礁——碳酸盐岩层序地层格架、典型生物礁储层层序格架、层序界面或单元划分、层序地层格架下的沉积体系域特征与沉积体系控制因素等研究。

2、碳酸盐岩沉积及层序发育的主要控制因素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)。

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。

相对海平面变化控制可容纳空间的变化,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高碳酸盐岩产率主要分布在海水上部50—100m 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10～20m内剧减。

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。

气候影响沉积层序中的沉积类型。

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、朝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。

二、碳酸盐建造沉积物来源是将硅质碎屑和碳酸盐分离的一方面。

硅质碎屑物来自陆块的侵蚀碳酸盐沉积物是由海洋溶解物凝析而来的,生物极大地控制着这个沉积过程。

最著名的碳酸盐建造是热带地区的生物礁和台地发生在赤道两侧纬度大约30°以内的地带。

然而,在过去的10年里,研究人员对另两种碳酸盐生成体系也进行了大量的研究。

这两种碳酸盐生成体系是冷水碳酸盐形成于低温的极地地区, 表现为介壳碎屑堆积, 而无生物礁和细泥沉积和“泥丘”碳酸盐一般出现于波基面以下的深水区域, 主要由细粒碳酸盐组成。

“泥”这种物质中的大部分是很难沉淀的,因此,泥这个词在薄剖面中是指外表似泥的物质,实际上是一种误称。

三种建造依赖于不同的生成机制,因此对层序结构的许多特征也产生了影响。

热带建造的沉淀作用绝大部分是光合作用的副产品,这会把生成带局限在阳光透过的水体部分,大约是靠上部的100m。

热带地区产生的碳酸盐是最丰富的且该带的碳酸盐控制了地质记录。

在冷水体系中,由日光产生的有机体的沉淀作用比不上由养料供应产生的影响,因而,其生成带可扩至200m以上。

在泥丘中生成的大多数碳酸盐是由蓝藻和其它微生物沉淀而来的,它们也很少依赖于日光,可以在水深400m以上的环境中产生。

三、碳酸盐岩的层序地层学特征在碳酸盐岩中，四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①构造沉降，它产生了沉积物的沉积空间；②全球海面升降变化，它是控制地层分布模式和岩相分布的主要控制因素；③沉积物的多少，它控制古水深；④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。

全球海面升降变化与构造沉降的结合产生了海面的相对变化。

海面的相对变化层层沉积物的可容纳空间，沉积的厚度主要受共早沉降作用控制。

沉积地层的分布模式和岩相分布则受控于海面相对变化速率。

层序由三部分或三个体系域组成，一个体系域是一系列同时期沉积的沉积体系（即岩相的三维组合），这里的体系域是根据界面类型、地层的集合形态和层序内的位置定义的。

体系域被解释为在海平面相对变化的某一特定时间段内沉积的，一个层序被解释为在一个海面变化周期从开始到结束间的沉积。

从滨岸到盆地的碳酸盐岩剖面比硅质碎屑岩更多变。

碳酸盐岩缓坡表现为一个缓慢向海方向倾斜的面,可向下变为陆架坡折和向海端的斜坡。

在此系列的另一端是镶边台地。

它们的边缘被生物礁或早期成岩的阻挡波浪、从剖面上看非常平缓、常常稍微下凹的保护台地泻湖的沙滩所围护。

观察从滨岸到盆地的横剖面可看出，碳酸盐岩显示为进积、退积和下超模式，大体上与碎屑岩相当。

对碳酸盐岩的三个基本体系域的定义可以参照硅质碎屑岩进行。

低水位体系域具有比早期基准剖面还要低的陆架顶面。

海进体系域则上升到基准剖面的陆架面以上, 而且它的岩相带向陆方向退却。

高水位体系域也到达基准剖面的陆架面以上，其岩相带为向海方向进积。

碳酸盐聚集的几何形态由两个速率控制，这两个速率都涉及到体积随时间的变化。

我们把A称为可容纳空间，并把它定义为沉积作用可利用的空间, 把在沉积环境下的碳酸盐有机体生长所产生的沉积物的体积称为G。

碳酸盐聚集的几何形态特征受述两个体积随时间的变化速率的影响：dA/dt（或A’）为形成可容纳空间的速率：dG/dt或（G’）为碳酸盐生长和产生的速率。

一般碳酸盐台地的边缘比其内部产生更多的沉积物。

因此，区分开台地边缘生长速率G r’和台地内部生长速率G p’是有益的。

图1示出了最重要的生物礁和碳酸盐台地聚集的几何形态, 借助于A’和G’来表示它们的特征, 并把它们与体系域术语联系起来。

海进和海退取决于产生可容空间的速率和碳酸盐生长速率之间的平衡。

而陆架面的下超, 也就是低水位体系域的形成不依赖于沉积物的供应。

下超只是要求可容空间的反向变化, 因此指示了海平面的相对下降。

反之, 只有当某人确信碳酸盐产生量的变化速率比其可容空间的变化速率小时, 从海退到海进或反向的变化才能提供海平面变化的线索。

图1下部的两块图示出了只有碳酸盐岩才有的两种几何形态。

当海平面的上升速率超过台地内部和边缘的生长速率, 直到整个台地沉降到透光层以下而停止产生浅水碳酸盐时, 造成生物礁和台地被“淹没”。

其结果是难以形成明显的海进体系域, 或者只在很长一段时间以后才被另一个高水位体系域所覆盖。

海进体系域经常被一个海进面所取代，这个面在露头和地震剖面上可能以一个主要的不整合面出现。

碳酸盐台地的另一个几何特征是“空斗” , 在这里台地边缘的生长和海平面上升保持同步, 而后面的泻湖却在下降。

“空斗”阶段可能是台地被淹没的开始。

此外, 它也可能是覆盖台地的高水位体系域的早期部分, 在这里台地再生, 其边缘向空的泻湖和盆地两个方向进积。

这种双向进积的现象是碳酸盐体系的又一特征。

图1：常见的碳酸盐聚集的几何形态。

其几何形态特征由两个速率的平衡来决定, 即形成可容空间的速率A’和碳酸盐生长和产生的速率G’。

G’可细分为台地边缘生长速率G r’和台地内部生长速率G p’，一般G r’都大于G p’。

上部三张图示出了标准层序模式的三个基本体系域的几何形态。

下超到低水位体系域表示负的可容空间产生速率, 它是一个可靠的海平面变化指示器。

从海进到高水位体系域或反过来从高水位体系域到海进体系域的变化既可由（控制海平面的）可容空间的变化引起, 也可由碳酸盐生长速率的变化引起。

下部的两张图示出了碳酸盐岩的独特几何形态被淹没的台地代表随海进体系域或海进面而终止的碳酸盐建造, 表明海平面的相对上升超过了台地边缘和台地内部的生长速率, 致使台地顶部被深庵没而停止生长。

空斗状几何形态表明有时海平面的上升速率超过了台地内部的生长速率, 但低于台地边缘的生长速率。

随后空斗可能会被完全淹没或恢复,而高水位体系域的早期地层向泻湖和盆地两个方向进积四、体系域的岩相标准模式的体系域是由其几何形态来定义的, 而对碳酸盐岩的定义也遵循此方法。

然而,当应用此方法进行定义时,三个基本体系域的岩相特征方面的差异立刻就会显现出来,尤其是边缘台地更加明显。

在缓坡上,由于体系域的岩相差异是细微的,对体系域的识别常根据岩相的侧向迁移来进行。

高水位体系域，岩相向上变浅，骨架和非骨架泥，生物礁和沙滩后退到边缘而形成连续的边缘，泻湖局限性增加，潮坪扩大。

海进体系域岩相向上变浅，骨屑和非骨屑颗粒，泥减少，壳结层向上增加，鲕粒岩和生物礁扩展覆盖整个台地，潮湖为正常海相，生物礁边缘和沙滩不发育，潮坪变窄，缺乏泥。

低水位体系域，比较窄，一般在0.2km-2km左右，岩相向上变深或变浅，通常为骨屑砂和生物礁，泻湖为正常海相，常表现为潮断崖、砂质海岸等，鲕粒岩、泥以及潮坪比较少见。

镶边台地的低水位体系域倾向于变窄典型的宽度只有几公里,它们被潮汐很好地冲刷,因而和通常的海相一样,为贫泥富骨屑砂岩和生物礁。

用样板图片显示了在海进和高水位体系域期间可容空间形成速率和碳酸盐生长速率之间的平衡对变化的影响。

海进体系域表现为沉积物供应不足。

当岩相带向陆方向迁移时,在任何位置观测,岩相都“向上变深”,即沉积的深度随时间增加而增加。

生物礁边缘和台地边缘的沙滩很难发育,而且是不连续的,因而台地内部易于被正常的海水很好地冲刷,而且礁和沙滩可扩展到泻湖。