碳酸盐岩层序地层模式

碳酸盐岩层序地层模式
一、碳酸盐岩层序地层学概述
Vail 等于1987 年提出层序地层学( sequence stratigraphy ) 的概念,在1988 年, Van Wagoner 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—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,泥这个字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
’和台地内部生长速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
’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, 借率G
p
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, 致使台地顶部被深淹没而停止生长。

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。

沙滩具有宽阔的潮道和狭窄的砂坝。

潮坪趋于变窄,并向陆方向移动。

另一方面,高水位体系域被沉积物所充填。

生物礁和沙滩退却到台地边缘,并在此趋于形成连续的障壁岛,保护台地内部, 并阻止台地和广海直接相连。

抑制生物生长的泥质泻湖和少量的补丁礁是其典型特点。

潮坪广泛发育, 沙滩也发育有宽阔的砂坝,它们被相对窄的河道分隔开。

五、淹没不整合
当相对海平面上升超过台地内部和边缘生长的潜力时, 整个体系可能下沉到透光带以下而停止沉积。

从高产生能力的热带碳酸盐体系到半深海沉积的变化, 伴随着沉积输入及扩展模式的剧烈变化, 这种变化在露头或地震剖面上常常表现为一个明显的不整合面,这种所谓的“淹没不整合”被海水侵蚀后, 会更加明显。

沉没台地的侵蚀之所以如此强烈,是因为缓慢的海洋潮汐在其与沉没生物礁或台地的陡峭地貌相互作用时, 可能会被增强许多倍。

淹没对冷水碳酸盐和泥丘体系的影响不像对热带碳酸盐那么敏感, 因为它们的生成带更广阔, 可以从海平面扩展到几百米的水深处。

此外, 冷水碳酸盐和泥丘体系都不会将边缘建造成抗浪防带。

典型的冷水碳酸盐体系和硅质碎屑岩陆架一样都保持着缓坡外形。

典型的泥丘碳酸盐形成一系列泥丘建造, 泥丘向上凸起而缺少平坦的波冲蚀的台地顶面, 因为它们在深水区生长而形成。

建造在永久波浪作用带的泥丘确实表现为平顶, 同时沉积物转变为生物礁或骨屑。

泥丘建造并不总是产生泥丘。

微生物碳酸盐、固着的有机质和海相胶结物的相同组合通常发育在边缘台地的斜坡上, 斜坡上强烈的沉积物重力搬运作用阻止了泥丘的生
长。

六、高水位补给
当把沉积物输出到盆地时, 硅质碎屑岩陆架和热带碳酸盐台地表现出极大的不同。

在低水位期间, 当陆架露出水面时, 其大部分沉积物被搬运走, 复活的河道首先侵蚀高水位体系域, 并把它们搬运到上陆坡, 在此处再山浊流带人到深盆层序地层学家能正确地理解这个特征,并指出砂质浊积扇是典型的低水位体系域特征碳酸盐台地已显示出和它们的硅质碎屑岩同伴不同步的现象。

在高水位期间, 它们更趋于供给人部分沉积物在低水位期间, 在台地斜坡和盆地中, 深海影响占主导地位。

其原因有两个方面：首先, 在高水位期间, 当台地的平顶被海水淹没时, 碳酸盐生长区域比低水位体系域期间的台地顶血露出水面时的生长区域范围（减小到在以前形成的高水位体系域斜坡的一个窄带）要大得多、在巴哈马第四系海滩上, 在间冰期高水位期和冰期的低水位期, 碳酸盐生长区域的比率大约为20:1。

其次是碳酸盐可迅速成岩, 而先期的对高水位体系域的侵蚀主要为化学侵蚀, 侵蚀后返回到海洋里的是化学离子而不是岩屑颗粒。

在海平面下降期间, 当台地表面不断被波浪冲刷时,在水下就发生了成岩作用当雨水溶解亚稳定的海相碳酸盐矿物并再次沉淀成稳定的力解石胶结物时, 台地暴露得最多。

在巴哈马成矿的鲕状砂岩是在不到10年的时间内形成的一层坚硬的外壳。

在冷水和泥丘体系中, 高水位补给发育不明显或不存在从层序地层学角度看, 冷水体系除了沉积物为碳酸盐岩屑而不是陆源碎屑外, 它和硅质碎屑体系似因为冷水碳酸盐形成于向海倾斜、无镶边的陆架或平缓的斜坡上, 所以, 与热带台地相比, 高水位和低水位期其生长的区域上的差别要小得多。

此外, 由于冷水碳酸盐沉积物大部分是由稳定的方解石组成的, 温和的海水比热带的海水含碳酸盐的饱和度低, 所以, 在低水位期问, 冷水体系的高水位物质的再沉积作用比热带台地更强烈、两种因素结合可减缓或阴正在沉积背景下的成岩作用, 从而使再沉积作用更加强烈。

泥丘在它们的斜坡以外被剥蚀较少, 而月它们的顶部通常位于较深的水中, 因此, 即使在低水位期间, 它们也仍保持水下状态。

热带碳酸盐台地和泥丘的斜坡通常比硅质碎屑岩的斜坡更陡。

这种模式是由几种作用促成的。

首先, 灰泥比陆源泥具有更高的剪切强度；其次, 在碳酸盐斜坡上的海底成岩作用分布广泛；第三是许多台地两侧是由砾石、砂和少量细粒物质混合成的, 这些分选差的岩屑的休止角可能超过35°。

相当普遍的是,台地斜坡如此陡峭, 以致浊流和其它沉积物的重力流越过了这个斜坡, 进而对其产生剥蚀, 并把沉积物载荷携带到盆底结果可能形成受盆地限制的沉积楔形体, 其形状很像低水位体系域的楔形体, 但它是山沉积物越过斜坡而形成的。

当具有陡翼的碳酸盐台地被淹没并被页岩覆盖时, 由于硅质碎屑细粒不能呈现出高角度的台地斜坡而在其上将其掩埋, 所以可能发育成与受盆地限制的边缘形状相似的形态。

粗角砾岩是碳酸盐台地侧翼可能成为储层的特有沉积物。

例如, 在墨西哥Poza Rica油田和Delaware盆地。

角砾岩中含有来自台地边缘和上部斜坡的石灰岩碎屑, 它们和来自台地的细粒岩屑混合。

通常碎屑的直径超过一米, 可观测到平行于层理的延伸长度超过一百米的板状岩。

通常的观点都认为角砾岩是由崩塌和岩屑流带入沉积的, 这些沉积物的重力滑动与斜坡的破坏有关。

然而, 角砾
岩的层序地层学的位置仍未定。

一种学说主张角砾岩主要是在高水位期间, 当台地输出大量的沉积物、斜坡非常迅速地进积时形成的沉积物。

另一种学说认为角砾岩具有低水位特点, 并将其归结为是由于海平面下降期间斜坡不能承受流体静压力的迅速降低而引起斜坡上流体静压力的超压产生的。

由气态水合物衰竭而引起的甲烷超压可能促成了斜坡的崩塌。

由于形成的角砾岩年代久远, 很难断定其形成年代。

由于与短暂的海平面周期有关, 因此难以验证这些学说。

镶边的碳酸盐台地的边缘和斜坡在沉积学上是复杂的, 在地震上难以成像。

大曲率和陡峭的斜坡角是台地边缘成像的一个难题。

此外, 台地的两侧易于发育假不整合——在地震资料中地层模式好像是不整合, 而实际上是由侧向岩相变化引起的。

在生物礁和碳酸盐台地边缘易形成假不整合, 因为碳酸盐体系自身形成的沉积物常常和处在建造侧翼的陆源泥相互交叉, 结果是迅速的岩相变化伴随着迅速的岩层厚度变化。

当地震的分辨率接近极限时,可以显示出超覆尖灭模式（如上超或下超）,它们受岩相变化的控制, 而不受层面的控制（横向上硅质碎屑岩从沙到泥的迅速变化也可能产生假的超覆,而碳酸盐岩隆侧重的问题是斜坡角的迅速变化）。

与硅质碎屑岩相反, 碳酸盐易于在海相沉积环境中或直接在暴露面之上成岩。

早期海相和早期淡水相的成岩作用都会影响层序的模式。

暴露面早期紧密胶结在一起,而在成岩差的海相层段之间则形成坚硬的地层,随着埋藏期间整个地层的岩化,这种地震上可见的反差慢慢减弱。

早期的成岩可能还起到固定碳酸盐沙滩的作用,把它们转变成像保护泻湖的生物礁一样的抗浪构造。

碳酸盐岩在低水位期间的侵蚀大部分是化学作用, 从而比硅质碎屑岩的低水位期剥蚀产生少得多的岩屑。

喀斯特地貌是这种化学侵蚀的典型产物。

喀斯特代表了各种规模的溶解现象, 在垂向上, 包括从几毫米到几百米的范围。

只有大型的喀斯特现象才能在地震上识别出来, 记住这一点是很重要的, 因为在初期暴露的几十万年期间形成的喀斯特不一定破坏沉积地貌。

受喀斯特作用影响的石灰岩变得像一个允许在岩层内部进行化学侵蚀的筛子。

雨水通过筛子进入到岩层中, 减弱了对沉积面的破坏。

例如, 迈阿密市处在从最后一次间冰期高水位期以来形成的持续了十二万年的鲕粒岩上。

在米级的平面图上, 喀斯特作用是明显的, 而在百米级的平面图上, 喀斯特地貌特征就不明显, 而鲕粒砂坝和水道的沉积形态控制着地形。

相比喀斯特痕迹, 三维地震也许能更清楚地追踪这种沉积模式。

碳酸盐岩低水位期间的侵蚀在受波浪作用和强烈生物侵蚀综合作用的岩石海岸上最强烈。

即使在一千年到一万年范围的短期低水位期, 也可以期望产生陡峭的海岸。

令人有些疑虑的是, 在碳酸盐岩中很少发现低水位的峭壁。

笔者认为它更多地隐蔽在成层差的台地边缘。

七、碳酸盐岩层序地层学的发展趋势
碳酸盐岩层序地层学经过多年的发展，取得了很高的评价，但也存在着许多有争议的或未解决的问题，这些问题的解决正是层序地层学以后的发展方向。

（1）多学科综合。

将年代地层学、古生物学、地层学、岩石物理学、有机地球化学以及岩石学等综合应用已经成为碳酸盐岩层序地层学研究的总趋势。

（2）碳酸盐岩层序地层学向微观方向发展。

层序地层学应采取宏观控制微
观、微观反过来补充或印证宏观的思路[4]。

主要表现为以下几个方面：①成岩层序地层学。

成岩层序地层学是以层序的地层成因特性为原理，考虑到成岩作用在层序中不同研究区地理位置部位的系统差异，利用成岩作用的微观资料，研究层序内部成岩作用的变化规律。

②胶结物层序地层学。

Brait Whaite提出了“胶结物层序地层学”，强调胶结物在层序中的重要意义,指出可根据胶结作用的增生和特点划分出胶结物带的区域分布,胶结物层序可与上超、下超和其他的相关层序对比。

③同位素层序地层学。

同位素地层学主要涉及锶、碳、氧、硫、氮同位素和有机碳等,其主要是通过与生物地层学研究结合来实现地层的高精度对比。

④磁性地层学。

（3）碳酸盐岩层序地层学向高精度方向发展。

近年来，层序地层学的研究不断从盆地规模的层序和沉积体系域分析向沉积微相和储层规模的高精度层序地层分析深化。

大量的研究表明，综合地质和高分辨率的地球物理资料建立的高精度的层序地层格架可为精细的沉积体系、沉积相分析和砂体分布预测提供更有效的地层对比框架，主要表现碳酸盐岩高频层序地层学。

高频层序地层学概念最初由Wagoner 等人提出，其时间跨度相当于Miall和Posanentier等人1982年提出的时间周期为0. 01～0.5Ma的4～5级甚至6级旋回，为米兰科维奇驱动的气候变化和高频短周期海平面变化的综合产物，属行星轨道参数(偏心率、偏度和岁差)不规则旋回层序。

测井资料的垂向高分辨率是识别高频层序的基础，经岩心资料刻度的不同类型测井曲线的形态及其组合，提供了岩性、岩相的叠置形式，同时也提供了识别高频层序界面、划分准层序组、准层序以及研究准层序叠置样式的基础。

同时，高频层序地层划分和对比的关键是通过对地层形成过程的具体分析找出岩石与岩石、岩石与界面或界面与界面对比的规律。

（4）碳酸盐岩层序地层学从定性向定量方向发展。

随着数学模拟、计算机技术的进步，各种实验手段、地震技术和测井技术的进步，层序地层学的研究从定性和半定量向定量过渡，其方法体系发生了革命性的转变，即从原来的野外描述性、推断性和不可检验性走向了计算机物理模拟、三维可视化以及定量计算。

其主要表现为以下几个方面：①数学模拟；②计算机模拟技术；③实验模拟。

（5）碳酸盐岩层序地层学在油气勘探目标的应用。

特别是以碳酸盐岩层序地层体系域约束下的储层正、反演技术得到快速发展，为碳酸盐岩储层描述带来快速而又直观的评估，为隐形圈闭发现奠定了基础。