碳酸盐岩成因及环境.ppt

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1、1,第二十四及二十五章 碳酸盐岩沉积作用及沉积环境第一节 现代碳酸盐的分布与沉积环境,2,一、大西洋巴哈马台地的碳酸盐岩沉积,3,4,5,6,二、波斯湾南岸现代碳酸盐沉积,7,8,9,三、海南岛崖县鹿回头小东海礁沉积,10,我国南海的珊瑚礁岛,11,四、现代广海碳酸盐沉积,12,13,14,15,五、非海洋碳酸盐岩的分布,16,17,第二节 碳酸盐沉积物的形成及控制因素,一、碳酸盐沉积物的形成(一)初始碳酸盐沉积物均是化学(生物化学)成因的当海水对CaCO3饱和及过饱和时则有CaCO3沉淀，即：Ca2+2HCO-3=CaCO3+H2O+CO2现已证明，促使上述反应向右进行的因素有：1、藻类光合

2、作用吸收CO2，引起碳酸钙沉淀：6 CO2+6 H2O 光合作用 C6H12O6+6 O22、PH值增加和碳酸盐浓度的增高，有利于碳酸盐沉淀。,18,3、细菌破坏作用产生氨，增加 了水体的PH值，对CaCO3沉淀起促进作用。4、温度增加和蒸发作用的使CaCO3过饱和，使其发生大量沉积。5、海水从高压区向低压区上升CO2的分压降低，有利于CaCO3的沉淀。,19,(二)、生物在碳酸盐沉积过程中有极重要作用,1、绝大部分的灰泥是有机来源的 1）底栖生物的死亡和破碎 2）较大碳酸盐颗粒的磨蚀形成 3）浮游生物群(动物及植物)的堆积 4）海水的直接沉淀作用,20,2、生物形成大量多种碳酸盐颗粒(生物颗

3、粒)如腹足类、绿藻、珊瑚以及多数有孔虫提供文石质点；部分有孔虫、红藻以及棘皮动物，则提供高镁方解石。少量低镁方解石来自腕足类、苔藓虫、介形虫、有孔虫、三叶虫、珊瑚 等。,21,22,23,24,3、造礁生物直接形成礁灰岩如珊瑚、海绵动物、古杯动物、层孔虫、苔藓虫、厚壳蛤和水螅等。,25,4、生物的活动消耗CO2。加快碳酸盐沉积藻类光合作用吸收CO2，引起碳酸钙沉淀：6 CO2+6 H2O 光合作用 C6H12O6+6 O2细菌破坏作用产生氨，增加 了水体的PH值，对CaCO3沉淀起促进作用。5、生物的粘结作用和障积作用有利碳酸盐沉积,26,综上述：保障碳酸盐饱和及过饱和、保障生物生存及大量繁殖

4、是形成碳酸盐沉积物必须的环境条件。凡具备这样的条件即有碳酸盐沉积物的形成，也有碳酸盐岩的沉积与堆积，否则无或少碳酸盐沉积。,27,二、碳酸盐岩形成与沉积的环境条件1清徹的无陆源物注入的水体是首要条件海水清徹不混浊，有利于生物生存繁殖；无陆源物注入也无淡水注入，可保持水体饱和及过饱和；是碳酸沉积的前要条件。否则几乎无碳酸盐物的沉积。表明，陆源碎屑岩与碳酸盐岩有相互排斥的现象2、透光的氧气充足的浅水环境最有利于碳酸盐的形成与沉积透光的浅水，阳光和氧气充足，有利于生物生存繁殖；浅水温度较高而压力较小，碳酸盐因溶解度降低而过饱和，因此有利于碳酸盐的沉积。一般浅水环境内碳酸盐岩类型多样、厚度巨大。,28

5、,29,3、温暖浅海最有利于多种碳酸盐的沉积。现代海洋碳酸盐沉积主要分布区，主要集中分布在南北纬30之间的。两极地区也可有沉积。有冷水和暖水之分(P376表22-1),30,31,4、透光带及含氧带以下、CCD(碳酸盐补偿)界面以上也可有碳本盐岩沉积(即界面以下无碳酸盐沉积物分布)。深水区温度较低而压力大，CaCO3不饱和；深水区生物难以生存繁殖；不利于碳酸盐质点的形成。但海水表层的浮游生物和浅水碳酸盐沉积区崩落或由重力流搬运来的异地碳酸盐碎屑，当未被全部溶解时也可形成碳酸盐岩的沉积，但类型少数量亦少。CCD界面的深度受二种因素的控制，一是浅水区碳酸盐质点的产能(量)；二是深水区对碳酸盐质点的

6、溶解能力。致使世界各海区CCD的深度各不相同。一般热带深(达45Km)，寒带浅(1Km);远洋较深而近陆较浅。,32,33,34,35,三、各类碳酸盐沉积物的分布受水动力条件控制,在波浪、潮汐作用的滨岸高能带和滨外高能带，形成粗颗粒的各种砂砾屑滩、介壳滩、沿岸砂坝、砂嘴、潮汐三角洲和潮汐砂坝等。由于水动力条件强，细粒物质不能沉积。碳酸盐灰泥及粉屑一般堆积在低能带，即：陆棚边缘或障壁砂坝前缘的较深水盆地、泻湖及潮坪区。深水盆地中也有少量硅质和粘土沉积。泻湖及潮坪区，水循环受到限制，如果天气炎热干燥，则可以出现絮凝球粒灰泥、白云岩、甚至出现膏盐沉积。礁灰岩因造礁生物具有搞浪性且为获取更多更好的食物

7、，常形成在迎风浪的高水能环境，并常 聚集成为礁体，厚度大于同期沉积物。,36,37,第三节 碳酸盐主要沉积环境,碳酸盐岩是典型的内源沉积岩；碳酸盐沉积物的沉积速率较快，常大于地壳沉降速率，其自身沉积作用也常改变环境条件；因此，环境碳酸盐岩沉积环境的分布组合相当复杂多样；在清水前提下，水深、水动力条件、盐度及循环条件是控制碳酸盐岩沉积的主要因素，也是划分环境的主要依据。水深的量度标尺：平均高潮线、平均低潮线、(平均)晴天浪基面、透光带(深度)、(平均)风暴浪基面、氧化界面、CCD界面。,38,39,一、碳酸盐潮坪广泛分布的碳酸盐环境以潮汐起主导作用的陆源物贫泛的浅水海岸区域称为潮坪环境。以碳酸盐

8、沉积物为主。碳酸盐岩潮坪相既可沿碳酸盐台地的滨岸发育，也可环绕着由暴露的滩、丘和礁形成的岛屿发育。根据湿度与盐度，碳酸盐潮坪又分为超咸(干旱)潮坪与正常(潮湿)潮坪两类。以前者常见。以平均高潮面和平均低潮面为界，将潮汐环境分为潮上(坪或带)、潮间(坪或带)和潮下(坪或带)三个亚环境.潮间常有潮汐水道(潮渠、潮溪)及潮池发育。沉积物主要是潮汐、风浪带来的颗粒、灰泥及原地的藻类；生物主在是原地生长的蓝绿藻类。,40,41,42,43,1、潮上带亚相暴露期长(90%以上)；潮流能量低；潮上坪亚相属于萨布哈型潮坪环境，岩性以微晶粉晶白云岩为主，次有泥云岩与泥质白云岩、硬石膏岩和石盐、角砾白云岩，球粒微

9、晶白云岩等。,44,薄层状，水平纹层发育，常见干裂、帐篷构造、干缩纹、板状和竹叶状砾屑；藻纹层、鸟眼构造、瘤状及鸡雏状硬石膏结核，肠状硬石膏，盐溶膏溶角砾构造等发育。生物稀少，仅有藻层纹石、介形虫碎片及垂直潜穴。潮上带易受气候影响，潮湿多雨时藻席发育而无石膏沉积；干旱气候则多石膏沉积而少藻席形成。,45,46,2、潮间带亚相周期暴露；低潮线附近能量较高，向上渐减弱。低潮线处(下部)为生屑、砂屑、鲕粒灰岩及灰泥灰岩；多压扁层理、改造波痕、丘状柱状藻纹层；向上(中上部)颗粒减少灰泥增多，发育透镜状、脉状、复合波状层理，极浅水波痕，并有波状、席状藻纹层、鸟眼构造，还可有干裂、雨痕等暴露构造(不如潮上

10、带发育)。,47,潮池中多为球粒灰泥灰岩、纹层状灰泥灰岩，发育藻席及底栖生物。潮汐水道中多为砂屑、生屑、鲕粒及砾屑的沉积，向上渐细，多潮汐层理及冲刷构造。生物贫泛，以藻类、腹足等为主，多异地生物屑。,48,3潮下带,潮下带位于平均低潮面之下，很少暴露于水上，潮间带发育的潮道可延伸至潮下带。潮下带的沉积物类型多样，主要是灰泥石灰岩、颗粒质灰泥石灰岩、颗粒石灰岩等，颗粒可以是内碎屑、鲕粒、藻粒、生屑等。低能潮下带(远平均低潮线的地带)沉积的灰泥石灰岩、颗粒质灰泥石灰岩、球粒石灰岩等多呈灰色、深灰色，中厚层至块状，生物扰动强烈，水平虫孔常见，层理构造不发育。常含原地堆积的正常海生生物化石，如腕足类、

11、棘皮类、有孔虫等。,49,高能潮下带(近低潮线的地带)沉积的各种颗粒石灰岩多呈浅灰色、灰色，中厚层至块状，颗粒分选、磨圆好，填隙物为亮晶胶结物或灰泥，双向交错层理、槽状层理、波痕等构造常见，其横向连续性好，多呈席状。4、碳酸盐潮坪的层序 在古代碳酸盐岩台地上，潮下带、潮间带、潮上带这三种环境的沉积常常形成一系列向上变浅的旋回，即自下而上依次由潮下带沉积变为潮间带和潮上带沉积，如加拿大西部的寒武系（James，1984）及泥盆系（金振奎、Spencer，1991）、华北地台的奥陶系。这些旋回厚度多为几米，横向稳定，可追索十几千米甚至上百千米。,50,51,干旱气候潮坪的垂向层序从下往上是碳酸盐蒸

12、发盐序列。若蒸发盐被淡水溶解后则层序上部发育盐溶或膏溶角砾岩。潮湿气候的潮坪，又根据其潮下是低能灰泥；还是高能砂质颗粒分成两种类型垂向层序。若潮坪环境中各类藻叠层石和藻纹层发育，则形成藻叠层类的垂向层序。从潮下、潮间到潮上，藻叠层石形态从柱状、穹隆状过渡到波状，再逐步过渡到微起伏纹层状,52,53,二、颗粒滩重要的颗粒碳酸盐岩沉积环境,1、颗粒滩是指浪基面以上的浅水高能的碳酸盐沉积环境。地貌上多为浅滩、海滩、扇形或带状的滨外砂坝或潮汐砂坝。颗粒类型多样,主要是异地搬运而来。,54,2、颗粒滩水浅(5-10米至高出水面)，波浪作用强烈，海水循环良好，盐度正常，氧气充足，但原地底栖生物分泛而多异地

13、生物的碎屑，3、由于波浪，潮汐及岸流经常簸选，常形成清洁的碳酸盐砂堆积，以浅色亮晶鲕粒灰岩、亮晶生屑、砂屑灰岩为主，无或少灰泥。4、一般呈浅灰色至灰白色；多槽状交错层理、羽状交错层理、板状交错层理，双向交错层理及底冲刷等构造。5、很少有原地底栖生物，可见多种异地的大型生物化石碎屑。6、岩石灰泥少，原生孔隙发育，有利于流体流动，易受淡水的影响，胶结作用、白云化作用、溶解作用均十分发育，常是油气的良好储集层。,55,7、当灰泥较多时，表明是在较深的浪基面附近形成，而称其为“深水滩或称深滩”，常成为生物礁发育的基础“礁基”。,56,根据浅滩的位置和形态，可将其分为裙滩、堤滩、点滩和台缘滩。（1）裙滩

14、 裙滩（或称为岸滩）是指沿海岸发育的滩，其向陆侧没有泻湖。这种滩通常发育于坡度较大、波浪作用活跃的海岸，宽几千米至十几千米，长几十、几百甚至上千千米，可向海或陆地方向迁移。常可分为后滨、前滨与临(近)滨等相带。浅滩后滨带的部分由于处于渗流带中胶结物多呈新月形和重垂形。这里淡水淋滤和土壤化作用也较强烈，常形成钙结壳。,57,前滨带的部分，岩层向海低角度倾斜，发育平行层理。槽状交错层理、双向交错层理以及前滨环境的特征构造冲洗交错层理。此外还常见扁平或近球形的孔洞拱石孔（keystone vug）（Dunham，1970），这是波浪冲洗带顶部陈发性快速沉积捕捉的气泡形成的。胶结物既有代表渗流带的新月

15、形和垂悬形（尤其是前滨上部），也有代表潜流带的等厚环边形（前滨下部）。等厚环边胶结物晶体可呈针状或柱状。近滨带的部分长期处于水下，沉积的颗粒石灰岩发育板状、槽状交错层理和平行层理以及波痕等构造，胶结物为等厚环边形，胶结物晶体可是针状或柱状。,58,浅滩外侧通常是开阔海；内侧为潮坪或陆地环境。海退期，裙滩可形成向上变粗、变浅的沉积序列；海进期则可形成向上变细、变深的沉积序列。（2）提滩堤滩（或称为障壁滩）呈堤状，其内侧为泻湖，外侧为开阔海，可处于水下，也可出露水面。当出露于水上时，堤滩可分出后滨、前滨和近滨带，其沉积和成岩特征与裙滩相似。当处于水下时，提滩的沉积和成岩特征与处于近滨带的浅滩相似。

16、,59,堤滩沉积呈带状，宽可达十几千米，长可达数十千米，平行海岸延伸，并可向海或陆地方向迁移。提滩上发育连通泻湖和开阔海的潮道，潮道深可达十几米，宽可达几百米，可侧向迁移。潮道沉积主要为颗粒石灰岩，显示向上变细的须积序列。序列底部为冲刷侵蚀面，其上常有粗粒内碎屑或生物化石滞留沉积。序列下部具有大、中型板状交错层理，上部具有小型板状、槽状交错层理。在潮道的两端常发育潮汐三角洲。靠近清湖的一端发育涨潮三角洲，靠近开阔的一端发育落潮三角洲。这两种三角洲的不断向前推进都可以形成向上变粗的沉积序列，但岩石共生组合不同。涨潮三角洲与泻湖沉积共生，落潮三角洲与开阔海沉积共生。,60,（3）点滩点滩是指零星散

17、布于台地内部的浅滩，规模大小不等，大者宽可达十几千米，长可达几十千米，如凯科斯（CaCO3）台地南部发育的鲕粒滩。点滩的形成往往与台地内部局部水下隆起有关。点滩沉积主要为亮晶颗粒石灰岩，中厚层至块状，交错层理、平行层理以及波痕等构造发育。颗粒类型可为内碎屑、鲕粒、生屑等。胶结物为等厚环边形，晶体可是针状或柱状。（4）台缘滩台缘滩是指位于台地边缘的浅滩。台地边缘水体浅、能量高，是形成浅滩的有利场所。台缘滩总体上呈带状平行台地边缘展布，其规模一般较大。,61,在巴哈马台地上，台地边缘发育的鲕粒滩宽达20多千米，长上百千米，其上还形成了许多横切浅滩的潮道。台缘滩沉积主要为亮晶颗粒石灰岩，厚层至块状，

18、交错层理、平行层理以及大型波痕等构造发育。颗粒类型主要为鲕粒和生屑，胶结物为等厚环边形，晶体可呈针状或柱状。总之，浅滩是浪基面以上的浅水高能环境，可出现在台地或缓坡的不同部位，规模可大可小，其沉积主要为亮晶颗粒石灰岩，多异地的生物碎屑，发育各种斜层理，常形成向上渐粗渐厚的层序，多为薄透镜状及席状颗粒石灰岩沉积体。,62,三、生物礁 最重要的生物碳酸盐岩沉积环境,生物礁（简称为礁）主要是由造架（或称为造礁）生物（如珊瑚、苔藓虫、海绵、层孔虫等）和一些附礁生物（如腕足类、有孔虫、介形虫、腹足类等）原地堆积而成的、在地形上呈隆起状态并且抗风浪的沉积体。一般为浪基面以上的浅水、波浪作用强烈、循环良好、

19、盐度正常的特别适于生物生长的环境。它主要分布于台地边缘，形成长几十、几百千米的礁带；也可以出现于台地内部，及清水湖泊内部形成，但规模小并多呈零散状分布。,63,P355,64,四、泻湖(局限台地及开阔台地)1、泻湖是指浅水的循环受到限制而盐度有所变异的低能碳酸盐沉积环境。包括海岸泻湖和非常广阔的碳酸盐台地泻湖。按其闭塞及盐度异常的程度可分为局限台地和开阔台地。水深在正常浪基面以下、氧化界面附近。2、泻湖与广海间常有颗粒滩、生物礁、障壁岛等的阴挡，风浪难以到达泻湖内，因此泻湖是受限制的、风浪微弱、循环差、能量低的浅水环境，易受气候、风暴的影响。,65,66,3、盐度常不正常，生物常贫泛单调，当超

20、咸时几乎无生物生存(局限台地)；或盐度略变异有较多广盐性生物生存而无或极少正常盐度生物(开阔台地)。4、沉积物灰泥灰岩、球粒灰泥灰岩、生屑灰泥灰岩；常见藻席、生物扰动构造、水平层理；可有风暴浪带来的介壳及生物屑的薄夹层或透镜状夹层。局部水下隆起处可发育点滩、点礁(开阔台地)。5、泻湖沉积是加积过程，沉积速率常大于沉降速率，因此泻湖常变浅、沉积物暴露，大范围形成“似潮坪环境”。此时有鸟眼、干裂等暴露构造，强蒸发时可成为“萨勃哈”，发育石膏、石盐沉积及白云化。6、似潮坪与正常碳酸盐潮坪的区别在于，后者多颗粒岩类(低潮线及潮道沉积)及潮汐层理。,67,五、开阔陆棚(广海陆棚),这是典型的较深的浅海沉

21、积环境。水深在晴天浪基面以下、风暴浪基面附近、氧化界面附近。但一般循环较好、盐度正常，这种陆棚较宽阔，沉积作用相当均匀。主要岩石类型为富含正常盐度化石的石灰岩与泥灰岩，呈灰、绿、红及棕等色，视氧化和还原条件而异，普遍见生物扰动构造。层理薄到中，或呈波状到结核状。在泥灰岩中见球状或流动状构造，还可见泥丘和尖塔礁。陆源物质有石英粉砂岩、页岩等，与石灰岩互层，成层性好。生物群有代表正常盐度的介壳化石，狭盐性动物群的腕足类、珊瑚、头足类及棘皮类等相当发育。此开阔陆棚相带与开阔台地相很相似，其区别在于正常盐度生物发育。,68,六、碳酸盐斜坡,(一)台缘斜坡是指陆源物贫泛的浅水台地至深水盆地间的过渡地带。

22、依据水体能量和坡度可分三种类型,69,70,(二)碳酸盐大陆坡指陆源物贫泛的陆棚至大洋盆地间的过渡地带按边缘沉积特征及斜坡坡度可分为四种型,71,72,73,74,七、海相深水(碳酸盐盆地)沉积环境,(一)、环境条件水深在风暴浪基面及氧化界面之下，不透光，无波浪、风暴浪的作用，一般缺氧为还原环境。因此，无或极少底栖生物而浮游生物丰富。相当于威尔逊的克拉通盆地(欠补偿和停滞缺氧的)碳酸盐盆地以及深海瘦海槽。(二)、沉积作用类型及特征1、正常的物理化学沉积作用碳酸盐沉积物由浅表水体中的生物(及化学沉积物)产生，又称“生物雨”。其沉积的分布既与沉积物的供应数量有关，还与深水对碳酸盐质点的溶解能力有关

23、。,75,以CCD为基面，向上按CaCO3残余物含量不同，可以划分出以下碳酸盐溶解相：l）非溶解相：CaCO3基本无溶解，其深度上限为 CCD基面以上约1500m，又称为“饱和相”。CaCO3颗粒较完整地保存于沉积物中，如现代大洋中没有溶解作用迹象的白垩软泥。2）弱溶解相：CaCO3颗粒开始受到微弱溶解，此深度上限为CCD基面以上约5001500m之间。3）中等溶解相：指CaCO3颗粒具有中等程度溶解迹象的白里软泥。此深度范围相当于CCD基面以上约200一500m。,76,4）强溶解相：指CaCO3颗粒具有大量溶解迹象的泥灰软泥。此深度界限相当于CCD基面以上0200m。5）完全溶解相：指沉积

24、物中所有钙质浮游生物和CaCO3颗粒完全被溶解，有孔虫含量等于零，此深度位于CCD基面之下，陆源粘土含量达 10O，故又称为“红粘土相”。白垩是较深水碳酸盐沉积类型之一。沉积特征为：主要为富浮游生物的灰泥质沉积、含粘土灰泥质沉积，常含火山物质。水平层理发育。无浅水的各种构造。,77,2、碳酸盐岩重力流沉积作用 相当于威尔逊的石灰岩浊积岩盆地相,78,3、碳酸盐等深流沉积(1)等深流沉积（岩石可简称为等积岩）可以分为三种类型，即砂质和粉砂质、斑状粉砂质和泥质以及均匀的泥质。岩层厚度变化较大，砂质或粉砂质等积岩层厚度较薄，一般1030cm；而泥质等积岩层普遍较厚，从几厘米到几十米，而且缺乏层理。(

25、2)等积岩均可见较粗的颗粒（常是贝壳）富集，以及粉砂质透镜体和纹层。在部分泥质和粉砂质泥等积岩相中，普遍有波状或细微的纹理，规则的水平纹理很少。粉砂质和细砂质等积岩相普遍为块状（生物扰动形成的），仅发育有稀少的水平层理和交错层。沉积相之间的层接触完全是突变的，但界面平坦。,79,(3)等积岩最大的特点之一是广泛受生物扰动的影响和改造。生物扰动是连续进行的，在许多情况下几个生物扰动期叠加在一起。因此，许多原始沉积构造被改造或破坏，局部或完全被牛物扰动切割，造成大部分粉砂、砂和泥混合。(4)等积岩可具有正向和反向递变层序、反映了等深流沉积速度的增加和减弱。层序的厚度变化较大，从小于10cm到大于1

26、00cm。沉积相序和沉积构造序列在层序中常常不完整。典型成对的层序常由6个层位组成，自下而上为：泥质为主，含有贝壳碎片；泥质与粉砂与砂质互层，具有粉砂透镜体和大量的生物扰动；粉砂质和砂质，具有生物扰动和生物碎片；泥质为主，夹有粉砂质透镜体；粉砂质和砂质，具有生物扰动；泥质等积岩，含生物碎片。,80,(5)等积岩的分布和产状具有一定的规律。等积岩相具有稳定的空间分布，相标志具有远距离的可比性。等积岩经常与深水相浊积岩、半深海远洋沉积岩共生，在剖面上三者可表现为互层型、夹层型、渐变型和突变型的叠覆关系。,81,82,第四节 海洋碳酸盐岩沉积模式,反映沉积相发展演化规律的沉积相的空间组合形式称为相模式.碳酸盐岩沉积模式很多典型的有：一、,83,一、威尔逊的标准相带模式 在研究碳酸盐沉积的分布、发育规律综合出的一理论模式。依据水深、水动力条件、循环条件、盐度分为三大相区，九个 标准相带，24个微相。,84,二、塔克的碳酸盐台地-陆表海模式,85,三、关士聪的综合模式,86,(四)阿尔的缓坡模式,