碳酸盐沉积环境及相模式.docx
- 文档编号:10899293
- 上传时间:2023-05-28
- 格式:DOCX
- 页数:56
- 大小:925.90KB
碳酸盐沉积环境及相模式.docx
《碳酸盐沉积环境及相模式.docx》由会员分享,可在线阅读,更多相关《碳酸盐沉积环境及相模式.docx(56页珍藏版)》请在冰点文库上搜索。
碳酸盐沉积环境及相模式
第十二章碳酸盐沉积环境及相模式
第一节海洋碳酸盐沉积环境特点
一、温暖、清洁、透光的浅水海洋环境
现代海洋碳酸盐沉积,主要分布于30°纬度的赤道南北温暖浅海地带,如加勒比海大巴哈马滩、波斯湾、孟加拉湾、我国南海诸岛及印度尼西亚巽他陆棚等地。
上述地带钙藻大量繁殖,珊瑚礁发育,局部有贝壳砂、鲕粒砂、葡萄状团块、球粒灰泥及造礁生物粘结岩正在堆积。
而在南北纬度40°之间的深海盆地底部,有大量浮游生物碳酸盐沉积。
这些现代海相碳酸盐产出环境,不仅是温暖、浅水,而且是清水环境,如加勒比海的三大碳酸盐滩,远离密西西比河口自西来的沿岸流,这就避开了大量细碎屑沉积物的注入;我国广西北海水域的涠洲岛和海南岛南端的三亚市的滨浅海域,同样远离粘土及粉砂的供给区而以沉积碳酸盐为主。
除造钙生物提供的骨骼,现代热带浅海碳酸钙沉积与藻类活动有关。
据金斯伯格(R.N.Cinsburg,1975)的资料,现代热带浅海小于10-15m水深的海域,所产生的CaCO3比深陆缘海每单位面积的CaCO3多几倍,主要与这一水域的绿藻海松科及蓝绿藻特别丰富有关,由于藻类的光合作用,需要从海水中吸收大量CO2,从而促使海水中的CaCO3过饱和,沉淀出文石质灰泥来,而且钙藻的外壳也是文石质灰泥及颗粒的主要提供者,因此藻类繁生可以提供大量碳酸盐沉积物,而它的生活需要一个温暖浅水清洁透光的环境。
如果海水浑浊,不仅妨碍光合作用,阻止钙藻的生长,另外悬浮的粘土可以堵塞许多底栖无脊椎动物的摄食器官,使这些动物不能繁衍,也妨碍了大量碳酸盐颗粒的产生,故浑水对碳酸盐的生成起着抵制作用。
海水太深,阳光不足,氧气不够,对藻类和底栖无脊椎动物生长不利;位于CCD面之下的深海水域,水压大,溶解CO2多,CaCO3不饱和,因此深水不仅不会有大量原地碳酸盐沉积物的直接产生,而且对已堆积的碳酸盐沉积物有强烈溶解作用,部分深水碳酸盐沉积物主要靠海水表层具几丁质表面保护层的浮游生物(如颗石藻、抱球有孔虫、翼足类等)和浅水陆棚区以浊流方式搬运来的灰泥或粉屑供给。
二、碳酸盐沉积的水文控制条件
这里的水文条件主要指海水的能量,也考虑到海水的盐度等。
在开阔海陆棚浅水地带,由于海底坡度不同,在缓斜海底上,波浪及潮汐在滨岸带产生碎浪,出现高能带。
随着碳酸盐沉积物的不断产生,自身加积作用使海底坡度逐渐变平,此时波浪及潮汐作用与浅水海底发生摩擦,在远岸地带产生碎浪带,出现滨外高能带。
在滨岸高能带或滨外高能带,由于波浪(包括潮汐)及其伴生的沿岸流、底流作用,使碳酸盐沉积物发生簸选,将其中的细屑碳酸盐物质带走,而留下各种砂砾级碳酸盐颗粒,形成各种砂砾屑滩、介壳滩、沿岸砂坝及砂咀,或滨外砂堤及砂洲、潮汐三角洲及潮汐砂坝等,常见如现代波斯湾潮坪的鲕粒滩及砂滩、鲕粒三角洲沉积,大巴哈马滩西缘鲕粒砂堤,三亚小东海生物碎屑组成的海滩及三崖湾珊瑚砂坪等,均属于以机械沉积作用为主的碳酸盐沉积体。
从浅水陆棚高能带被簸选出来的细屑碳酸盐物质(即灰泥、粉屑)主要被搬运到陆棚边缘或障壁沙坝前缘的较深水地区沉积,部分堆积在障壁后受保护的泻湖主潮坪区,形成所谓的两个低能带沉积区。
碳酸盐沉积物主要是生物成因的,其中有些生物能适应较高水能环境,甚至具有抗浪的生态本能,它们能在高能环境下就地快速生长聚集成为抗浪的礁体,形成高出于周围同期沉积之上的建隆。
在高能带,由于向岸风及潮汐作用,使波浪搅动及海水压力变化,沿着斜坡上升来的深部海水,温度骤然升高,水压降低,CO2释放,促进了CaCO3大量沉淀,同时从深水还带来大量其它养料,有利于造礁生物的发育生长。
故在沿岸高能带常形成岸礁,如海南岛南端三崖湾的现代珊瑚岸礁;在滨外或陆棚边缘高能带常出现堤礁或堡礁,如澳大利亚东部沿海现代堡礁等。
在出现岸礁或堡礁时,礁体首当其冲遭受波浪冲击,从这些礁体中带出大量生物碎屑及礁屑岩块,在礁前斜坡产生礁角砾堆积(塌积岩),在礁后形成生物砂滩。
如果在这些地带,持续地保持强到中等的水运动,而又有较碱的为碳酸钙经常过饱和的海水不断产生,这就使得正常盐度的造礁生物不能繁衍,由海底碳酸钙的加积作用及胶结作用、水体中的颗粒包壳作用等,可以产生鲕粒、砂屑、球粒、团块、核形石及生物砂等沉积物并被亮晶胶结。
在障壁礁或砂堤之后,水的循环受到限制,出现安静泻湖及潮坪环境,如果气候炎热干燥,由蒸发作用使泻湖水体的盐度不断升高,最初产生CaCO3(文石)的化学沉淀。
水体中微细的文石针发生絮凝作用,经常出现球粒灰泥沉积,进一步碱化就会出现白云岩及膏盐沉积,生物种类很贫乏,仅有某些适应盐度变动的广盐度生物如介形虫、某些有孔虫(粟粒虫),软体动物及蓝绿藻类等。
如果气候比较潮湿炎热,泻湖水体的盐度变化不大,除了上述生物,还可有大量绿藻、钙质海绵、苔藓虫及腕足类等窄盐度生物,为碳酸盐沉积提供大量颗粒。
在潮坪地带由于间歇性的涨潮淹没及退潮期暴露干燥,出现具有特色的沉积物,如层纹石灰岩(白云岩)、叠层石灰岩(白云岩)、纹层状球粒石灰岩(白云岩),以及鸟眼、干裂、纹层、膏盐晶体假象等沉积构造。
在热带多雨地区,潮间坪沉积带出现淡水透镜体,提供泉水并造成富含半碱水植物的沼泽,或出现微卡斯特地貌(溶洞、溶缝、岩溶漏斗等),于沉积物表面沉淀出结壳状淡水方解石等。
第二节海洋碳酸盐沉积相模式
在20世纪50年代以前,人们对碳酸盐岩沉积环境的认识还是相当肤浅的,几乎全是笼统的“浅海相”化学沉积概念。
从60年代开始,随着对现代碳酸盐沉积作用研究的深入和对碳酸盐沉积原理的逐渐认识和深化,特别是石油工业的推动,对古代海相碳酸盐岩沉积环境的解释才取得突飞猛进发展,并建立了一系列相应的沉积相模式。
形成碳酸盐沉积物的浅海一般分为两种类型,即陆表海与陆缘海(Shaw,1964),这是两种性质截然不同的海洋。
陆表海以分布面积十分广阔、海水极浅、海底十分平缓为其特征。
我国西南地区古生代及早中生代的海洋,华北早古生代的浅海都可能属于陆表海。
北美奥陶纪的陆表海,东西延展达3200km,而宾夕法尼亚纪的陆表海也延伸1600km。
陆表海的深度很少超过200m,一般只有30m,其海底平均坡度约0.03-0.15m/kg,可见其坡度是十分平缓的。
现代陆表海很少见到,但古代海洋出现大面积分布的陆表海。
陆缘海分布于大陆边缘,占据陆架位置。
其宽度达160-480km,深度达200-350m,海底平均坡度为0.6-3m/kg。
如我国东部沿海的黄海、东海及南海均属于陆缘海。
从目前看来,形成古代碳酸盐沉积物的海洋并不象现代的许多陆缘海性质,而是属于陆表海。
由于陆表海内波浪、海流以及潮汐作用对于碳酸盐沉积物的分异,形成了三个明显的沉积相带,即一个高能带、两个低能带。
这一特征首先由肖(Shaw,1964)提出,奠定了碳酸盐相模式的基础,其后欧文(Irwin,1965)正式命名为X、Y、Z三个带,之后拉波特(Laport,1967,1969)提出四个带,一直发展到威尔逊(Wilson,1969,1975)的九个相带和塔克(Tucker,1981)七个相带,碳酸盐沉积相模式才逐渐趋于完善和适用。
在此期间,我国沉积地学者在引进上述模式的同时,结合中国古生代碳酸盐沉积特点进行了卓有成效的研究(曾允孚等,1983,1989;刘宝珺等,1993),提出众多结合中国古海域发育特点的碳酸盐沉积模式。
这一发展过程清楚地表明,人们对碳酸盐沉积相的研究逐渐深入和不断提高的认识过程。
但是,随着人们对碳酸盐沉积相模式研究的不断深化,发现碳酸盐沉积受生物、气候、水文和自然地理等多种条件影响,沉积作用十分复杂,不可能用一种模式概括所有的特征,具有随着大地构造背景不同和时间上的推移,碳酸盐沉积模式也出现相对应的演化过程。
因此,进入80年代后,人们摆脱了60-70年代静态碳酸盐沉积模式的束缚,开始了一种动态碳酸盐沉积模式的研究和建立,强调碳酸盐缓坡(ramp)沉积相模式的重要性(Read,1982,1985;Tucker,1985;Whitaker,1988;Carozzi,1989),并力图把碳酸盐相模式直接与成岩环境、矿产和油气资源勘探联系起来。
以下简要介绍历年来最常用的几个碳酸盐沉积相模式。
一、欧文的模式
欧文依据肖对陆表海水动力能量及沉积物分布特征研究建立的理想模式,以不含陆源碎屑物的浅海碳酸盐沉积物为条件。
在此模式中,他将自滨岸到广海方向划分为三个带,并分别命X、Y、Z带(图12-1)。
X带(低能带)指位于广海浪基面以下地带,宽约数百公里。
一般来说,海底很少受到扰动,只有海流能作用于海底,其沉积物主要来自高能带(Y)的细粒碎屑,形成粉屑灰泥沉积物。
此带的大部分海底都接近于或低于光合作用的下限,因而大大地限制了生物及藻类的生长发育。
如果海流不断供给充足的氧气,那么底栖生物就会繁殖起来,并能形成粗粒介壳碎屑,形成介屑泥晶灰岩。
由于灰泥沉积物主要来自邻近浅水地区,其沉积速度一般较慢,而且海水温度又较低,因而不利于化学成因的灰泥发生沉淀。
所以这一带沉积物的厚度不大。
向远海方向海水逐渐变深,温度也相应降低,同时海底又表现出十分宁静,这就限制了氧气的供给,因此底栖生物不能大量发育。
来自高能带的大量有机质都堆积在此带,同时许多浮游和自游生物也堆积在这里,加上沉积物在沉积以后又很少受到扰动,因而所形成的沉积物一般呈暗色,水平层理发育。
图12-1欧文沉积模式图
Y带(高能带)指从波浪开始冲击海底的地点开始,也即代表波浪的动能开始消耗处起,由此向滨岸方向延伸,直到浪能完全耗尽为止。
此带宽约数十公里。
由于这一带波浪及潮汐十分活跃,水浅,阳光充足、氧气充分,底栖生物及藻类大量繁殖,所形成的沉积物基本上都是生物成因的。
在此带向海一侧,从深水上升带来的养料尤其丰富,因而各种生物包括造礁生物大量发育,往往形成生物礁。
而向滨岸一侧,则可见鲕粒砂,所见粒屑主要由砂砾级碎屑组成,灰泥很少,因此所形成的岩石主要为生物屑灰岩或鲕粒灰岩、内碎屑灰岩。
其所含的生物碎屑大多已被磨蚀,但不一定经过长距离的搬运。
同时由于生物碎屑或鲕粒受到波浪及流水的牵引、簸选、往往形成具有交错层的、分选良好的颗粒灰岩。
Z带(低能带)指位于高能带向滨岸方向直至潮坪为止。
该带海水较浅,其深度不过数米乃至零米,宽度可达数百公里。
此处海水循环不畅,主要受潮汐作用影响,波浪作用影响较小,所以属于低能环境,只有暴风才可引起局部的波浪作用。
此带海底坡度很小。
在靠近滨岸的地带,如因气候炎热干燥,水流停滞,可使海水蒸发,含盐度不断提高,因而主要沉淀白云岩、硬石膏或石膏以及各种盐类沉积物。
海水淹没区的灰泥一部分是从高能带被簸选、搬运到此处的,部分以物理化学方式直接从海水中沉淀下来的。
所形成的岩石主要为泥晶灰岩或层纹状灰岩、白云岩,普遍富含球粒。
并常见干裂、冲沟、鸟眼、扁平砾石、蠕虫掘穴及生物钻孔。
由于该带水浅、循环局限、盐度及温度变化较大,因此生物群极不发育,数量也较少,仅有蓝绿藻、介形虫、腹足类等少量生物化石。
二、拉波特(1967,1969)的模式
拉波特对美国纽约州早泥盆世海德堡群进行沉积相分析时所建立的模式(图12-2),基本上承袭了肖及欧文的概念,所不同的是他在研究该区沉积环境时指出,由于潮汐面频繁变动,引起潮上-潮间-潮下环境的复杂变换,因而形成各种相的交替和穿插。
他指出潮汐作用的重要性和潮下存在碳酸盐和陆源碎屑的沉积分带性,较前人进了一步。
拉波特的模式划分了四个相带,即潮上和潮间带,相当于欧文的Z带;位于波基面之上浅的潮下带,相当于欧文的Y带;波基面之下无陆源碎屑物的潮下带,波基面之下有陆源碎屑物(粘土)的潮下带,后二带相当于欧文的X带。
图12-2拉波特(1967,1969)的沉积模式
三、威尔逊的碳酸盐沉积模式
威尔逊(1969,1975)综合了古代及现代碳酸盐岩的大量沉积模式,按照沉积环境的潮汐、波浪、氧化界面、盐度、水深及水循环等因素的控制,建立了综合的碳酸盐沉积模式,划分出九个标准相带(图12-3,表12-1):
1A-浊积岩和窄地槽深水相,1B-盆地相(克拉通内部深盆及克拉通边缘冒地槽盆地);2-广海陆棚相;3-盆地边缘或深陆棚边缘相;4-碳酸盐台地前缘斜坡相;5-台地边缘生物礁相;6-台地边缘浅滩相;7-开阔台地相;8-局限台地相;9-台地蒸发相。
这个模式是欧文、拉波特等的模式的发展,1、2、3相带相当于X带,4、5、6相带相当于Y带,7、8、9相带相当于Z带。
此外,威尔逊还提出了在九个相带中24个微相类型的组合特征(表12-2),对使用他的模式带来很大方便。
图12-3威尔逊的碳酸盐模式
(相标志见表12-1)
威尔逊的模式在我国已被广泛采用,对在碳酸盐岩地区开展沉积环境及相分析的研究工作起到了良好的指导作用,但在使用过程中也还存在些问题,比如陆源碎屑岩与碳
相带
特征
1
2
3
4
5
6
7
8
9
相
盆地相
广海陆棚相
盆地边缘相
台地前缘斜坡相
台地边缘生物礁相
台地边缘浅滩相
开阔台地相
局限台地相
台地蒸发岩相
沉积环境
潮汐
波浪
氧化界面
盐度
水深
水循环
←———————潮下较深水陆棚低能带→|←—————————潮下高能带———————→
←——————浪基面之下———————————→←——浪基面上下←|←—浪基面之上波浪作用强→
←—之下——→|←—附近————→|←——————————————之上————————————→
←————————————————————正常————————————————————→
←———————————几十米到二、三百米——————————→|←————-0米到几米——→
极差|←—————良好—————→|————————————很好——————→
潮下浅水陆棚泻湖低能带
浪基面之下
—————→
稍有变化37~45%
几米到几十米
中等
潮间-潮下
泻湖中及低能带
日潮作用带
上下
变化很大>45‰
0到几米
←————很
潮上低能带
大潮作用带
充分氧化
变化很大
经常暴露海面之上
差————→
岩石类型
及结构
暗色薄层页岩,粉屑灰岩、灰泥灰岩,蒸发岩
生物灰岩、灰泥灰岩、粉屑灰岩、页岩
灰泥灰岩夹粉屑灰岩、内碎屑泥粒灰岩、微角砾岩
泥粒灰岩、粒泥灰岩、粘结岩、塌积岩、礁屑灰岩、生物屑灰岩
生物礁灰岩(生物骨架岩,生物障积岩,生物粘结岩)
颗粒灰岩(生物碎屑、鲕粒、内碎屑)
颗粒灰岩(灰泥基质)、灰泥灰岩、点礁、生物层
灰泥灰岩、球粒灰岩、粒泥灰岩(白云化)
白云岩、石膏、岩盐、灰泥岩、红层
沉积构造
薄纹层韵律层
薄到中层,生物搅混构造,波状层理,小间断、瘤状层
纹层到无层理,韵律层理,递变层理
滑动层理、灰泥丘、注入岩脉、裂缝充填,角砾构造。
块状层,向上凸起的纹理
交错层理
中-薄层,虫孔发育(水平)
纹理、鸟眼、迭层石构造、小型递变层理、潮汐沟充填物的交错层、虫孔(斜交)
纹理、结核、泥裂、鸟眼、虫孔(垂直)、少量膏盐假晶
颜色
暗
灰-绿-红
暗-浅
暗-浅
浅
浅
浅-暗
浅-暗
红-棕黄
陆源混入物或夹层
石英质粉砂及页岩、燧石
成层性好的粉砂岩或页岩夹层
陆源物质少,燧石普遍
泥质、粉砂、细砂顺斜坡流入与碳酸盐混合或充填洞穴
无
可有石英砂混入
碎屑岩有时很发育
碎屑岩成层
来自陆地的风成碎屑可能很多
生物化石
抱球虫、硅质海绵骨针、颗石藻、放射虫、纤状薄壳双壳类、海豆芽、竹节石、软舌螺、牙形石、浮游的笔石、菊石、三叶虫
菊石、直角石、海百合、三叶虫、钙质有孔虫、腕足、珊瑚
来自斜坡边缘生物碎屑,正常海相生物
主要来自斜坡上部生物碎屑
珊瑚、层孔虫、海绵、厚壳蛤、苔藓虫、红藻造礁生物伴生海百合、腕足、双壳类、三叶虫、有孔虫
受磨蚀的贝壳化石
钙质海绵、介形虫、有孔虫、蜓绿藻、软体动物、腕足、海胆、苔藓虫、头足类
介形虫、腕足类、粟粒虫、蓝绿藻、蠕虫
蓝绿藻、软体动物贝屑、介形虫屑、蠕虫少
实例
湘、桂、黔中泥盆统棋梓桥组台沟沉积
湘、桂、棋梓桥组瘤状灰岩、层孔虫珊瑚灰岩
广西、贵州泥盆系台盆边缘砂砾屑灰岩、粗序层
墨西歌黄金巷生物礁西测三兄弟油田,波萨里卡油田
墨西哥黄金巷、美二叠盆地、加拿大西部泥盆纪等高产生物礁油田、湖北建南P2ch海绵礁气田
沙特阿拉伯加尔瓦油田,利比亚泽勒坦油田、川南
,
鲕滩气田
印尼爪哇海点礁群油田,川南
红藻滩气田
美国维利斯顿盆地O-S油田,产于虫孔叠层藻中,川东
潮坪窗孔球粒白云岩气田
美得克萨斯里斯夫油田
表12-1碳酸盐沉积相带特征
酸盐同时出现,如何建立模式?
我国南方古生代地层经常出现碳酸盐台地与克拉通内部槽盆错综复杂的交错格局,碳酸盐台地内部出现各种微环境以及5和6相带无前后发育关系,更多地出现在平行台地边缘交替展布的格局中,1、2、3相带的细分在实际工作中无意义等问题。
国内外广大沉积学工作者在实践中提出了许多模式,补充和修改了威尔逊模式的不足之处。
后面介绍最具代表性的关士聪等的模式,以及塔克(M.E.Tucker,1981)在《沉积岩石学导论》一书中介绍的模式,或许对上述问题的解决有所帮助。
表12-2几个标准相带的微相类型
盆地
广海陆棚
盆地边缘
(深陆棚)
台地前缘斜坡
台地边缘生物礁
台地边缘浅滩
开阔台地
局限台地
台地蒸发岩
1
2
3
4
5
6
7
8
9
细纹层岩层中的碎石流,斜坡末端上的灰泥丘
巨大的塌砾岩块,未充填的大洞穴,斜坡下部的灰泥丘
斜坡下部的灰泥丘,圆丘礁,生物粘结岩斑块,边缘及障壁骨架礁脊和沟
岛屿、砂丘障壁沙坝,潮汐入口及通道
潮汐三角洲,泻湖典型的泥丘,柱状藻席,通道及潮汐砂坝
潮坪,通道,天然堤,池沼、藻席带
硬石膏穹窿、锥形帐蓬构造,纹层状石膏,结壳,盐沼地,(蒸发池沼)萨布哈(蒸发坪)
SME-
1.骨针岩
2.微生物碎屑粉屑灰岩
3.浮游生物泥晶灰岩,放射虫页岩
2.微生物碎屑粉屑灰岩
8.含完整贝壳灰泥岩
9.生物碎屑粒泥状灰岩
10.含包壳颗粒灰泥岩
2.微生物碎屑粉屑灰岩
3.浮游生物灰泥岩
4.生物碎屑-岩屑微角砾岩
4.生物碎屑-岩屑微角砾岩
5.生物碎屑粒状灰岩-泥粒状灰岩,漂浮状灰岩
7.生物粘结灰岩
11.包壳的、磨蚀的、生物碎屑粒状灰岩
12.介壳灰岩(介壳混杂)
11.包壳的磨蚀的生物碎屑粒状灰岩
12.介壳灰岩(介壳混杂)
13.藻灰结核、生物碎屑粒状灰岩
14.滞留角砾岩
15.鲕灰岩
8.含完整贝壳灰泥岩
9.生物碎屑粒泥灰岩
10.含包壳颗粒灰泥岩
16.球粒亮晶灰岩
17.含葡萄石藻灰结核灰泥岩
18.有孔虫类伞藻粒状灰岩
16.球粒亮晶灰岩
17.含葡萄石藻灰结核灰泥岩
18.有孔虫类伞藻粒状灰岩
19.窗状、球粒,纹层灰泥岩
20.叠层石灰泥岩
22.藻灰结核灰泥岩
23.非纹层纯灰泥岩
24.通道砾屑灰岩
21.绵层石灰泥岩
23.非纹层纯灰泥岩、结核状-珠状-肠状硬石膏、含透石膏、刃片灰泥岩
四、关士聪等的模式
关士聪等(1980)综合研究了我国近年大量地层研究成果,编制了一套千万分之一的全国范围的古海域沉积相图。
在此基础上,进行分析比较,并吸取了威尔逊及赖内克等的沉积模式的优点,提出了中国古海域沉积环境综合模式图。
这个模式,按海底地形、海水深度、潮汐作用及海水能量、沉积特征及生物组合特征等,分为两个相组、六个相区、十五个相带(或相),如表12-3和图12-4所示。
表12-3中国古海域沉积环境综合表(据关士聪等,1980)
槽盆相组
深海槽盆相区(O-1)
次深海槽盆相区(O-2)
台棚相组
浅海陆棚相区(Ⅰ)
陆棚边缘盆地相带(I1)
浅海陆棚相带(I2)
陆棚内缘斜坡相带(I3)
台地边缘相区(Ⅱ)
台地前缘斜坡相带(Ⅱ1)
台地边缘礁相带(Ⅱ2)
台地边缘滩相带(Ⅱ3)
台地相区(Ⅲ)
台盆(台沟)相带(Ⅲ0)
开阔台地相带(Ⅲ1)
半闭塞台地相带(Ⅲ2)
闭塞台地相带(Ⅲ3)
陆地边缘相区(Ⅳ)
沿岸滩坝相带(Ⅳ1)
潮坪泻湖相带(Ⅳ2)
滨海沼泽相带(Ⅳ3)
滨海陆屑滩相带(Ⅳ4)
三角洲相带(Ⅳ5)
关士聪等建立的综合模式,具有重要的理论和实践意义,值得推广。
他们所划的台棚相组包括了陆表海及边缘海沉积模式。
槽盆相组概括了主动及被动大陆边缘盆地沉积特征。
模式考虑了各种构造条件下的沉积盆地类型。
同时,他们也将陆源沉积模式与清水碳酸盐沉积模式统一起来。
五、塔克(Tucker,1981)的模式
塔克认为,一个典型而完整的碳酸盐相模式(图12-5),应具如下特征:
在近岸潮间-潮上区,以碳酸盐泥坪为主,如果处在干燥气候带,向陆方向过滤为萨布哈及盐沼的蒸发沉积;在浅水到深水陆棚区,为碳酸盐砂及泥沉积,其中陆棚上或沿陆棚边缘发育的高能浅水区是鲕粒等颗粒生成的场所,由鲕粒和骨骼砂可以形成砂堤、海滩或浅滩。
沿着砂堤岸线,在沟通泻湖与开阔陆棚的主要潮汐通道口上,可以发育碳酸盐潮汐三角洲,也是鲕粒生成场所;沿着陆棚边缘,礁和其它碳酸盐岩隆经常发育,可形成障壁地形,导致礁后陆棚静水泻湖的形成,海水循环受限制。
在陆棚或开放泻湖内,常形成小的斑礁;沿陆棚边缘,来自礁及滩的碳酸盐碎屑可以通过碎屑流及浊流被搬运进邻近的盆地。
在很少陆源物注入盆地的时候,则可有异地搬运的远海碳酸盐沉积作用发生。
塔克模式的主要特点是将碳酸盐沉积作用与七个主要环境联系起来划分成潮上-潮间坪、泻湖及局限海湾、潮间-潮下浅滩区、开阔陆棚及台地(由浅水至深水)、礁及碳酸盐岩隆、前缘斜坡和盆地7个相带,其中盆地包括其它欠补偿的远海碳酸盐沉积区和碳酸盐浊积盆地。
塔克又将前五种环境划归碳酸盐台地-陆表海,将后二种划归盆地较深水/斜坡区。
该模式同威尔逊的模式相比较,不同点在于塔克模式中将盆地与陆棚放在一起,台地边缘生物礁与浅滩合并。
在碳酸盐台地中则将泻湖(局限台地)与潮坪分开,开阔台地内又分出浅水碳酸盐砂滩,局部出现斑(点)礁及泥丘。
相对威尔逊模式,塔克这个模式更切合陆表海碳酸盐沉积作用,非常适用于我国华北地台及扬子地台的古生代及三叠纪。
图12-4中国古海域沉积环境综合模式示意图
(据关士聪等,1980;引自曾允孚,1985)
图12-5主要的碳酸盐沉积物的沉积环境及其相特征
(据Tucker,1981)
六、Read模式
在总结归纳已有海相碳酸盐沉积模式的基础上,由Read(1989)提出的模式有碳酸盐缓坡、碳酸盐台地二种模式和缓坡、台地和孤立台地或海洋环礁三种端元类型。
1.碳酸盐缓坡模式
在Read的模式中,缓坡又被进一步分成两种类型,等斜和远端变陡的两种缓坡类型。
图12-6等斜缓坡模式(据Read,1989)
图12-7远端变陡缓坡模式(据Read,1989)
等斜缓坡系指具有比较均一和平缓的、从岸线逐渐进入盆地的缓慢倾斜的斜坡(1-数m/km),与较深水的低能环境之间无明显的坡折,波浪搅动带位于近岸处。
由岸向海划分为四个相带(图12-6):
①潮坪和泻湖相;②浅滩或鲕粒(团粒)砂滩的浅水组合;③较深水缓坡泥质粒泥灰岩或灰泥灰岩,含各种完整的广海生物群化石、结核状层理、向上变细的风暴层序和生物潜穴,斜坡下部也可具海底胶结的碳酸盐建隆;④斜坡和盆地的灰泥灰岩和具页岩夹层的灰泥灰岩,重力流成因的角砾岩和浊积岩十分少见。
Read认为,拉波特模式就是一种等斜缓坡典型的沉积模式。
Carozzi甚至提出,I
- 配套讲稿:
如PPT文件的首页显示word图标,表示该PPT已包含配套word讲稿。双击word图标可打开word文档。
- 特殊限制:
部分文档作品中含有的国旗、国徽等图片,仅作为作品整体效果示例展示,禁止商用。设计者仅对作品中独创性部分享有著作权。
- 关 键 词:
- 碳酸盐 沉积环境 模式