第四章--碳酸盐岩层序地层学-层序地层学-及其在油气勘探中的应用-教学课件.ppt

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1、层序地层学及其在油气勘探中的第四章 碳酸盐岩层序地层学第四章 碳酸盐岩层序地层学 浅海碳酸盐岩沉积以相对厚的加积和前积沉积形式出现在温暖的热带区，它可以环绕在盆地周缘或成为盆内的孤立台地(Wilson，1975)。盆地边缘沉积可以以宽阔的区域性台地或缓坡样式出现，或者以相对高角度(5)的前积滩沉积样式出现。这些特征，通常在地震剖面上能够识别出来，在碳酸盐岩台地沉积厚度用地震方法可以分辨的地方，利用地震剖面就可预测沉积相。在台地沉积较薄和接近于地震分辨的地方，测井、岩心解释结合地震解释和地震相，也可以进行沉积相预测。碳酸盐岩相和层序解释的步骤包括：弄清碳酸盐岩沉积的区域盆地背景与时代关系；划分层

2、序和通过编制沉积体外部几何形态图(运用地震测线网进行地震层序分析),圈定相的分布范围；圈定层序内的岩相，根据反射结构、振幅和连续性(地震相)，结合测井资料和岩心描述，预测岩相分布。第四章 碳酸盐岩层序地层学 一、层序地层学基本理论 在碳酸盐岩中，4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：构造沉降，它产生了沉积物的沉积空间；全球海平面升降变化，它是控制地层分布模式和岩相分布的主要控制因素(Vail and Todd，1981)；沉积物的多少，它控制古水深；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。全球海平

3、面升降变化与构造沉降的结合产生了海平面的相对变化。由于构造沉降相对于海平面的变化要缓慢得多，因而用线性关系曲线表示。海平面的相对变化形成沉积物的可容纳空间。沉积的厚度主要受构造沉降作用控制，沉积地层的分布模式和岩相分布则受控于海平面相对变化速率，这一点表现为相对海平面曲线斜率的变化，它主要受全球海平面升降控制(图4-1)。第四章 碳酸盐岩层序地层学 层序由三部分或三个体系域组成。这里的体系域是根据界面类型、地层的几何形态和在层序内的位置定义的。体系域被解释为海平面相对变化曲线中某一特定时间段内沉积的。一个层序被解释为在一个海平面变化周期从开始到结束间的沉积。该周期位于海平面曲线相邻下降翼拐点之

4、间。在硅质碎屑岩层序中识别出两类不同的层序，即I 型层序和 型层序。同样，这两类层序在碳酸盐岩层序中也能识别。一、层序地层学基本理论 第四章 碳酸盐岩层序地层学II 型层序边界以台内潮缘区和台地浅滩(shoal)区出露地表为标志。海岸上超的向下迁移出现在下伏潮缘区的向海方向。如果台地向上增生到海平面处，那么这种向下迁移就可能出现在先前的台地或滩边缘某一位置处。潮缘成因的上覆地层的上超出现在没有增生在海平面的台地内低洼处和台地或滩的边缘处。关于 型层序边界的成因，解释为海平面下降速率小于或等于台地或滩边缘区的沉降速率造成的。一、层序地层学基本理论 第四章 碳酸盐岩层序地层学图4-1 中表示出海平

5、面相对变化与体系域之间在时间和深度上的相互关系，每种体系域都可根据露头、测井和地震资料中可以观察的标志识别出来。体系域有4种类型，即低水位体系域、陆架边缘体系域、海进体系域和高水位体系域。低水位体系域沉积于先前台地和滩边缘的向盆地方向，并盖在I 型层序边界上。低水位体系域除了充填在陆架上的下切河谷内之外，总是在先前的台地或滩边缘处或它的附近向外叠覆出去。一、层序地层学基本理论 第四章 碳酸盐岩层序地层学 海进体系域由一套后退的或退积的地层组成。它们朝陆架方向增厚，直至因底面上超而减薄为止。通常由于沉积物补给不足，致使向上的沉积单元逐渐变薄。因此，海进体系域向盆地方向和向上变薄，在其顶部形成一个

6、密集段。密集段由极缓慢沉积的薄层半深海到深海相沉积物组成。位于海进体系域底部的界面是海侵面或首次海泛面，该面之下是低水位体系域或陆架边缘体系域。在低水位系域向陆方向尖灭的地方，海进体系域底界面与层序边界不整合面重合。一、层序地层学基本理论 第四章 碳酸盐岩层序地层学二、沉积剖面和相带l.沉积背景 根据盆地位置(如环盆边缘、盆内的独立部分)，以及地层剖面的坡度，可以将碳酸盐岩台地和(或)浅滩边缘剖面分为3类：附生于盆地边缘的区域性台地和(或)坡地，其沉积坡度小于5；环绕盆地边缘的区域性进积滩和(或)台地，有5 35 的前缘斜坡；滨外或孤立台地。这3类剖面都可以在地震剖面上识别，而且它们的内部地震

7、相特征可以帮助预测发育史及所包括的地质岩相。第四章 碳酸盐岩层序地层学二、沉积剖面和相带(1)区域性台地和(或)坡地 区域性坡地的厚度变化很大，从几米到几百米，其发育型式既有加积性的，又有进积性的。碳酸盐坡地从隆起区开始，以平缓的古区域坡度向下延伸。不存在明显的坡度转折，相型也常常是不规则的宽带。在地震资料中，坡地可能表现为低角度的S 型或叠瓦状进积。碳酸盐台地的发育具有基本平坦的顶面，有时具有突变的边缘。台地的进积显示很差，因而在地震显示很薄处，识别台地和(或)坡地的边缘很困难。因此在层序格架中结合现有的测井和岩心资料，就显得特别重要。第四章 碳酸盐岩层序地层学二、沉积剖面和相带2相带 上述

8、各类碳酸盐剖面都有一套特征性的相。由于多数碳酸盐沉积物是在盆地内产生的，而且基本上属于有机成因，因此相的分布对水深、化学性质以及水的流通性特别敏感。图示有代表性的碳酸盐剖面(从陆架到盆地)，同时也标出了典型相带。这些相带的宽度和均一性都是变化的。如果陆架很窄，且陆架边缘很陡，那么相带也较窄且更有规律。如果台地和(或)浅滩边缘很缓且陆架区很宽，相带也就较宽，但比较凌乱。从近岸区到盆地，可识别出的相带：潮上潮间坪相、浅海陆架相、台地或浅滩边缘相、前缘斜坡相和盆地相。第四章 碳酸盐岩层序地层学二、沉积剖面和相带(1)潮上潮间坪相 潮间坪相通常表现为小规模的向上变浅的潮下潮上旋回或准层序。据Van W

9、agoner 等定义，准层序的厚度为几米到30以上，持续时间为0到1Ma。他们是可识别的最小的他旋回或自旋回沉积序列。许多研究者已描述过现代和古代的潮坪沉积。潮积物有3种基本的沉积环境，即潮上、潮间和潮下。潮上环境出现与正常或平均高潮面之上，多数时间出露于大气条件下，潮上亚相的特征是泥裂、风暴成因的泥或砂；潮间环境出现在正常高潮面和低潮面之间，潮间通常富含泥质并含有潮道复合体。潮道普遍含有内碎屑和岩屑的底部滞留沉积，上面覆盖着具虫孔的骨屑泥粒灰岩。相邻的潮下亚相常有球粒碳酸盐的粒状灰岩和粒泥灰岩组成，缺乏原生沉积构造。在蒸发的气候条件下，潮间和潮上亚相内可出现结核状和星状移位石膏。第四章 碳酸

10、盐岩层序地层学二、沉积剖面和相带(2)浅海陆架相 该相带通常由从潮下的骨屑泥状灰岩和粒泥灰岩到似球粒或骨屑的泥粒灰岩和粒状灰岩变浅的准层序组成。第四章 碳酸盐岩层序地层学二、沉积剖面和相带(3)台地或浅滩边缘相 在特有的生物类型和水体条件下，此相带构成了一个岩相复合体，可以包括变浅的骨屑或非骨屑的粒状灰岩、泥粒灰岩以及生物和(或)胶结物粘结灰岩礁。第四章 碳酸盐岩层序地层学二、沉积剖面和相带(3)台地或浅滩边缘相 在特有的生物类型和水体条件下，此相带构成了一个岩相复合体，可以包括变浅的骨屑或非骨屑的粒状灰岩、泥粒灰岩以及生物和(或)胶结物粘结灰岩礁。浅滩边缘准层序上覆有广泛可对比的出露面。在许

11、多情况下，由于沉积于活跃的高能波浪海流状态的碳酸盐砂体存在垂向叠覆，所以单一准层序可能难于区分。这种浅滩边缘相通常含有小到中等规模的花彩弧状交错层理和海底硬底。生物礁含有块状和斑块状的生物和(或)胶结物粘结灰岩。间隙中充填着灰泥岩或骨屑粒状灰岩与泥粒泥岩。此相带的沉积水深为海平面至50m，在适当部位可以构成小型潮小岛，其宽度达数公里。这种台地或浅滩边缘的地震相显示可呈丘形，具有不同程度的坡折。台地和（或）浅滩边缘相将向陆架为浅海陆架相，向盆地过渡为前缘斜坡相。第四章 碳酸盐岩层序地层学二、沉积剖面和相带(4)前缘斜坡相 此相带分布在台地和(或)浅滩坡折处向海延伸的斜坡上，此斜坡是坡地或进积滩的

12、向海构筑部分。这里的沉积坡度可达35 或更陡，水深可达数百米或超过1000m。岩相为成层的灰泥岩，含有由碳酸盐岩屑或生物碎屑灰质砂组成的大型滑塌构造和透镜状或楔形层段，均属于从邻近的浅滩或坡地倾泻下来的碎屑沉积。第四章 碳酸盐岩层序地层学二、沉积剖面和相带(4)前缘斜坡相 在该相带中，准层序发育不明显，它可以表现为碳酸盐岩(海进)页岩(海退)的层耦或上覆有海底硬底的灰泥异地砂屑层耦。下坡岩隆也可以出现，其成分在富含颗粒到富含灰泥之间变动。二叠盆地的斯特朗(Strawn)岩隆是前者的例子，而密执安州的志留系塔礁和新墨西哥州的密西西比系沃尔索(Waulsortian)丘则是后者的实例。前缘斜坡相的

13、地震特征是下超反射，其角度有低(12)之分。前缘斜坡反射由指状交错的前缘斜坡碎屑和泥质碳酸盐岩构成。由于这两种岩相的阻抗不同，所以这种反射具有不同的振幅与连续性。第四章 碳酸盐岩层序地层学二、沉积剖面和相带(5)盆地底部相 此相的成分视水体流通程度和水深的不同而有变化。深达100m 的盆地环境只要有良好的水流循环，就会含有氧气并具备正常海水盐度，这时常见的特征性成分是虫孔骨屑粒泥灰岩，夹有一些泥粒灰岩。富含硅屑的层与灰岩成互层分布。三、产率和沉积作用的控制因素 一套碳酸盐岩沉积层序的沉积形态、岩相分布和早期成岩作用，主要受海平面相对变化、沉积背景(盆地结构)和气候条件的控制。在台地和浅滩边缘与

14、堆积速度有关，发育有两种具不同微晶灰岩和海底胶结物含量的碳酸盐岩，可以称为并进型和追补型碳酸盐岩体系。第四章 碳酸盐岩层序地层学并进型碳酸盐体系：这种碳酸盐有较快的沉积速率，并能赶上海平面的相对上升。并进型碳酸盐的特点是，在台地边缘的早期海底胶结物数量较少，且普遍以富颗粒贫灰泥的准层序占优势。在浅滩边缘及台地内适当位置，并进型碳酸盐体系具有丘形和斜交的形态。三、产率和沉积作用的控制因素 追补型碳酸盐体系：这种碳酸盐体系沉积速度相对较慢，其根源可能是在高水位的大部分时间保持着不利于碳酸盐快速产生的水体条件，即缺氧、缺少营养物质、高盐度或低水温。追补型碳酸盐岩在台地边缘具有广泛的早期胶结特征，且可

15、能含大量的富泥准层序。这种广泛的早期胶结，可能是沉积作用期间存在较长时间的孔隙流体运移和胶结物沉淀的结果。在浅滩或台地边缘，追补型碳酸盐体系表现为S 型沉积剖面。第四章 碳酸盐岩层序地层学第四章 碳酸盐岩层序地层学 三、产率和沉积作用的控制因素 1.海平面相对变化 海平面的相对变化是碳酸盐产率和台地或浅滩发育以及有关岩相分布的首要控制因素。这一变化是构造变化速率(沉降或隆起)与海平面升降速率之和。由此造成的可容空间(Accommodation)代表了碳酸盐层序的堆积潜力。第四章 碳酸盐岩层序地层学 三、产率和沉积作用的控制因素 全新世海平面上升期间碳酸盐礁的沉积史，显示了海平面变化对碳酸盐产率

16、的影响，虽然全新世造礁珊瑚生长速度可比海平面上升速度大一个数量级，但实际上它们生长得比较慢。它们的垂向生长是受海平面相对上升限制的总体质量平衡的函数。珊瑚的最大生长速度是1200015000m a，已超过了最快的海平面上升速率，即早全新世的8000m a。即使如此，仍有大量的礁和台地没有赶上早全新世海平面的上升，因而发生了沉没或它们的向海边缘发生了退缩。礁的生长以及大多数碳酸盐的生产很容易受环境变化的干扰。碳酸盐堆积速率很低的原因有：在早全新世海进期间。在滩外或台地外有来自台地顶部浅泻湖的微超咸或缺氧水的流动；随着水深的增大，礁的生长速度下降；碳酸盐生产的早期，速度很慢(Sschlager，1

17、981)。因此，实际的长期堆积速率可能是以下因素的函数：海平面相对变化期间水体条件的变化(盐度、营养物、温度、含氧量)以及任一层序阶段所产生的可容空间(即海平面变化量加沉降量)的变化速率。第四章 碳酸盐岩层序地层学 三、产率和沉积作用的控制因素 古老碳酸盐台地或浅滩的长期堆积速率要比全新世的速率低得多(图4-4)。例如密执安州志留系的堆积速率为13m a，而得克萨斯州米德兰盆地下克利尔福克(Lower Clear Fork)组下部的碳酸盐堆积速率为365m a。在晚全新世海平面上升(500m a)期间，鲕粒砂和潮汐沉积物的堆积速率在5001100m a之间，而某些礁则可超过10000m a。在

18、巴哈马滩边缘，全新统的最大堆积厚度为12m，据此计算巴哈马滩的堆积速率为1200m a。但如果考虑到计算这些数据的时间间隔很短（10000a），而且不包括埋藏压实、准层序间断或长时间的海平面静止期，则全新世的这一速率并不特别高，因此是可以与许多古老层序的较低容存能力进行对比的。第四章 碳酸盐岩层序地层学 三、产率和沉积作用的控制因素 3气候变化 气候是碳酸盐相发育的第三种重要控制因素。如果气候干燥，就有利于蒸发盐的沉积。蒸发盐沉积可与陆架碳酸盐伴生，它们充填在陆架盆地和泻湖中，并进入潮上坪(即萨布哈沉积)。在盆地受局限期间，蒸发盐可以充填盆地区域。气候对早期成岩作用的范围也有重要的控制作用，这

19、种成岩作用通常与碳酸盐层位在海平面下降期和低水位期的出露有关，次生岩溶孔隙的发育程度与分布面积可以有巨大的差异。这种差异与出露时间的长短以及因降雨量大小而引起的潮湿或干旱气候有关。第四章 碳酸盐岩层序地层学四、不整合类型及相关的地质作用1I 型层序界面 如果海平面下降速率足以使其降落到原有台地和(或)浅滩以下，就会形成I 型层序界面。在此期间，存在2种重要作用：斜坡前缘的侵蚀；区域性大气淡水透镜体的向海迁移(图4-6)。(1)斜坡前缘侵蚀 在I 型层序界面形成期间，可以出现明显的斜坡前缘侵蚀，从而引起台地和(或)浅滩边缘和斜波上部物质的较大流失。其结果是造成碳酸盐巨角砾岩的下切沉积以及碳酸盐沙

20、的推移流或密度流沉积。这种侵蚀作用的范围可以是局部的，也可以是区域性的。第四章 碳酸盐岩层序地层学四、不整合类型及相关的地质作用(2)淡水透镜体的向海迁移 据解释，出现于I型层序界面形成期的第二种重要作用是淡水透镜体的向盆地或海向的区域性迁移。对高水位期碳酸盐相域的大部分有影响的区域成岩事件，均与这种淡水透镜体伴生。此透镜体在碳酸盐剖面中的展布规模，与海平面的下降幅度、速率以及海平面处于台地和(或)浅滩边缘之下的时间长短有关。这将影响每套碳酸盐层序中淡水和混合成岩作用的强度。第四章 碳酸盐岩层序地层学四、不整合类型及相关的地质作用 在大规模I 型层序界面形成期间，即海平面下降75100m 或更

21、多，且持续时间长，就可以在陆架上长期建立淡水透镜体，其影响可充分地深入地下，也许能进入下伏层序。如果雨量充沛，就会在陆架剖面的浅部出现明显的次生溶蚀和溶蚀压实。在潜水带的较深部位，将沉淀大量的淡水胶结物。不稳定的文石和高镁方解石颗粒会发生溶解，并作为低镁方解石胶结物重新沉淀下来。Vail 的全球性海平面升降旋回图指出，重大的I 型海平面下降很少见。第四章 碳酸盐岩层序地层学四、不整合类型及相关的地质作用 一般说来，海平面下降幅度要小得多。在小规模I 型层序界面形成期间(海平面下降不足75100m 且持续时间短)，淡水透镜体的建立就不会那么完善，而且只停留在陆架的浅部，其结果是溶蚀作用和潜水带胶

22、结物沉淀作用不够广泛。在高水位期的晚期，混合水白云石化和超盐度白云石化都可以成为重要的作用，并可能持续到大、小规模I 型层序界面的形成。在小规模I型层序界面的形成阶段，这种白云石化仅影响一套碳酸盐层序的浅部。第四章 碳酸盐岩层序地层学四、不整合类型及相关的地质作用下面是一些与I 型层序界面有关的碳酸盐岩发生广泛次生溶蚀的例子：加勒比海的更新统灰岩(Land，1973)；西班牙的上中新统礁(Armstrong 等，1980)；可能还有印尼婆罗洲海域的特鲁姆布台(Rudolph 和Lehmann，1987)，那里的高水位期上覆有55、63和105Ma 的层序界面；墨西哥的中白垩统黄金巷台地，受到了

23、94Ma 不整合的影响，在某些地方孔隙度超过30%，主要是溶蚀扩大的粒间孔、粒内孔、铸模孔和晶洞孔(Wilson，1975)；中东地区的白垩系(阿普第阶)的舒艾拜(Shuaiba)陆架和礁滩边缘相，上覆有109Ma 的层序界面(Litsey 等，1983，Frost 等，1983)；美国的上密西西比统灰岩(如新墨西哥州)，在陆架上有溶蚀作用，在外陆架和陆坡部位有潜水带胶结作用，均与前宾夕法尼亚系(契斯特阶)的层序界面有关；加拿大艾伯塔盆地北部中泥盆统的萨尔弗波恩特(Sulphur Point)一凯格里弗（Keg Rrive)碳酸盐岩，受到了中泥盆世重要不整合的影响；西得克萨斯二叠盆地的中奥陶统

24、埃伦伯格群白云岩，具有重要的溶蚀孔隙。第四章 碳酸盐岩层序地层学四、不整合类型及相关的地质作用 与以上实例不同，多数I 型层序界面规模较小，仅发育局部溶蚀作用和潜水带胶结作用。阿位伯A-C 旋回的上侏罗统(提特阶)碳酸盐台地，受到了134、135、136Ma 的小规模I 型层序界面的影响，因而具有少量的溶蚀孔隙和潜水带亮晶胶结。美国大陆中部地区宾夕法尼亚系旋回沉积的高水位期陆架灰岩，显示了与小规模I 型层序界面形成期的地表出露有关的不稳定颗粒溶蚀、溶蚀压实以及局部的潜水带胶结作用。第四章 碳酸盐岩层序地层学2 型层序界面 与 型层序界面有关的沉积作用和沉积过程和I 型层序界面有某些不同。在型层

25、序边界面形成期间，海平面下降至浅滩边缘或稍低，而内台地地区出露(图4-7)。外台地和台地边缘可以有短暂的地表出露。一般说来，主要的淡水作用将分布在内台地。那里的淡水成岩作用类似于小规模I型海平面下降期所发生的作用。四、不整合类型及相关的地质作用第四章 碳酸盐岩层序地层学四、不整合类型及相关的地质作用 这些作用包括不稳定颗粒的溶蚀(尤其是不稳定的文石和高镁方解石)、少量的渗流带和潜水带胶结物的沉淀以及混合水带的白云石化。超盐度水的白云石化可在 型层序界面形成期间发生。与I 型层序界面不同，这时的海平面是相当短的时间内开始上升的，并向后淹没了外台地区。台地和(或)浅海边缘楔形体的沉积将在下伏台地边

26、缘或其以下位置开始（图4-7)，并作向陆的上超。这里没有I 型层序界面那样的侵蚀作用，看来斜坡前缘侵蚀不是II 型层序界面所伴生的重要作用。第四章 碳酸盐岩层序地层学五、体系域特征 1.低水位期和海进期体系域的特征 碳酸盐低水位期体系域和海进期体系域是碳酸盐层序地层学的重要组成部分。低水位期体系域可分为三类：I 型低水位期沉积(图4-6，4-8)、II 型陆架或台地(浅滩)边缘碳酸盐楔形体(图4-7)以及局限盆地的上超蒸发盐楔形体(图4-9)。第四章 碳酸盐岩层序地层学 五、体系域特征(1)I 型低水位及海进期沉积 I 型层序的低水位期沉积可以分为“异地碎屑”(来自斜坡前缘的侵蚀，图4-6)和

27、“原地碳酸盐楔形体”(低水位期沉积于斜坡上部，图4-8)。这种异地沉积物所形成的楔形体由碳酸盐碎屑流和碳酸盐沙组成，沉积于受侵蚀斜坡的坡脚及其对面。第四章 碳酸盐岩层序地层学 五、体系域特征 在高水位期进积期间，也会倾泻异地碎屑 即Cook(1983)所指的斜坡裙和斜坡脚裙，但与低水位期的碎屑不同，它们可以顺着斜坡沉积物向上追踪到同时代的台地沉积，而且与广泛的斜坡侵蚀无关。等达到了海平面的低水位期且海平面下降速率变慢，那么就会在变浅的斜坡区发育原地碳酸盐。在这个阶段，缓慢的海平面上升将在斜坡上部和外台地区产生可容空间。同样，低水位期楔形体将回过头来向斜坡和外台地上超。第四章 碳酸盐岩层序地层学

28、五、体系域特征第四章 碳酸盐岩层序地层学五、体系域特征 这种楔形体的发育同时要受盆地水体条件(盐度、流通性)和下伏高水位期前缘斜坡度(陡、缓)的影响。如果盆地保留着正常海水盐度且流通性良好。同时下伏的沉积坡又很平缓，那么就会出现大范围的大量浅水碳酸盐沉积，可以发育成重要的低水位期楔体。比较局限的盆地或很陡的沉积坡度都对低水位期楔形体的发育不利。当海平面开始发生比较快速的上升时，这种低水位期楔形体就会随之沉没，并受到向陆退缩的海进期体系域的覆盖。在这个阶段沉积位置的向海一侧，在快速加深的环境中出现了低沉积速率，并沉积了一个薄凝缩剖面。薄凝缩剖面通常由页岩状的微晶灰岩组成，含有很薄的带虫孔的泥状灰

29、岩粒泥灰岩及大量的海底石化硬底。这里的海进期体系域视水体条件和海平面上升速率不同，可以表现为保持型或追补型的沉积。据解释，当陆架上出现含氧充分的正常海水，且海平面的上升速率慢到使碳酸盐的生产足以赶上可容空间扩大时，就会形成保持型沉积。追补型沉积的情形与此不同，它在水体条件不大适合碳酸盐产率要求时才可能出现。第四章 碳酸盐岩层序地层学五、体系域特征 1)异地低水位期楔形体 得克萨斯州瓜达卢普山的二叠系(上伦纳德统和瓜达卢普阶)碎屑沉积、来自“原始泛大洋”的晚前寒武纪早奥陶世碎屑和浊流(Cook 等，1983)以及意大利三叠系(下卡尼阶)中的广泛碎屑岩，都是这种楔形体的实例。上述二叠系的实例包括：

30、在伦纳德阶维多利亚皮克层序界面上充填了水道的碎屑流；碎屑流沉积物的局限楔形体，沉积于与瓜达卢普阶侵蚀陡崖相对的位置，此陡崖切割了格雷伯格滩边缘。至于早古生代“原始泛大洋”的洋盆边缘，表现为碳酸盐台地边缘的广泛破坏。大规模的斜坡破坏导致了海底滑移、碎屑流以及浊流。斜坡的毁坏是与斜坡或盆地区域的硅屑沉积及台地的岩溶化同时出现的。意大利的例子，则是在拉丁尼阶高水位期碳酸盐台地斜坡坡脚上出现的广泛碎屑岩，其时代为卡尼期初，据解释也就是拉丁尼阶末的I 型海平面下降阶段。第四章 碳酸盐岩层序地层学五、体系域特征 2)原地低水位期楔形体 在海平面的低水位期，根据结构不同，盆地可具有局限海或开阔海的条件。据预

31、测，封闭的碳酸盐盆地的原地低水位期沉积由保持型碳酸盐组成，主要是富含微晶灰岩的斜坡前缘充填层。如果气候干旱，盆地区将沉积蒸发盐。在低水位期保持着开阔海条件的盆地，预计将发育追赶型的碳酸盐楔形体。巴哈马滩和圣克鲁瓦(St Croix)滩的边缘都存在原地低水位期楔形体的例子，它们是在全新世海平面上升的早期沉积的。在这些滩缘堆积了一系列全新世礁，目前已沉积20m 深的水中。它们已上超到斜坡上部的滩缘，而在圣克鲁瓦滩的实例中，则上超到海底峡谷的上部，而且目前均为全新世进积滩缘的碳酸盐覆盖。第四章 碳酸盐岩层序地层学五、体系域特征 古老原地碳酸盐低水位期沉积的实例有：阿尔卑斯南部白云岩区的三叠系、印尼海

32、中新统纳土纳(Natuna)油气区以及二叠系盆地格雷伯格组的下部。在意大利北部的白云岩中，Bosellini(1984)的研究发现三叠系有两个低水位期楔体，一个在卡尼阶底部，与231Ma 的层序界面伴生；另一个位于卡尼阶上部，伴生了2255Ma 的层序界面(图4-10)。在卡尼阶的底部层序，小型礁和台地沉积散布于晚拉丁尼期的盆地中，并为伴生的无化石薄层页岩及浊积砂岩所超覆。一个较晚的卡尼阶高水位期体系域进积于这一低水位期楔形体之上。第二个低水位期楔形体分布于晚卡尼期的层序界面上。在此楔形体沉积期间，卡尼阶台地发生了地表出露。海平面的下降使含有叠层石、渗流豆石及圆锥形构造的潮缘白云岩沉积于斜坡上

33、部(图4-7)。这一卡尼阶的潮坪层位超覆在卡尼阶的高水位期斜坡上(图4-10)。第四章 碳酸盐岩层序地层学五、体 系 域 特 征第四章 碳酸盐岩层序地层学五、体系域特征(2)台地和浅滩边缘的 型楔形体沉积 型层序台地（或浅滩）边缘楔形体的实例是美国阿肯色州和路易期安那州南部的巴克那（Buckner）组楔形体。这是一个很薄的超覆性台地边缘楔形体，沉积于斯马科弗组高水位期台地边缘的盆地一侧。在相当于麦卡梅帕顿(Mckamie Patton)油田位置划一条线，以北的此楔形体由硬石膏和红色页岩组成，以南为含少量硬石膏的红色页岩。巴克纳组的硬石膏和(或)页岩一般解释为潮坪(萨布哈)成因。在阿肯色州南端和

34、路易斯安那州东北部，它相变为斯马科弗型浅水灰岩(斯马科弗A 层)。在路易斯安那州的北部，巴克纳组的台地边缘楔形体由浅水鲕状灰岩和藻粘结灰岩相所组成。第四章 碳酸盐岩层序地层学五、体系域特征(3)局限盆地的上超蒸发岩楔形体 第三类低水位期体系域就是局限盆地的上超蒸发盐楔形体，所伴生的既可以是I 型层序界面，也可以是 型层序界面(图4-9)。蒸发盐可以出现在各类体系域中：成为退覆性低水位期或陆架边缘楔形体；成为海进体系域的超覆和退缩性单元；成为高水位期体系域台地内部背景中的泻湖和(或)萨布哈相。第四章 碳酸盐岩层序地层学五、体系域特征 据预测，海进期蒸发盐出现在海平面缓慢上升阶段，此时台地或浅滩顶

35、部水体保持着超盐度。随着海平面上升速率的增大，盆地性质变得接近于正常海，因而蒸发盐沉积被碳酸盐沉积所取代。有两个例子可以说明这些过程，它们是密执安州的志留系盆地和加拿大西部的中泥盆统盆地。第四章 碳酸盐岩层序地层学五、体系域特征 密执安盆地的志留系礁，是在中志留世两个海平面升降旋回(温洛克期和罗德洛期)期间在一个向盆地倾斜的碳酸盐岩坡地上沉积的(图4-7)。高水位期沉积的特征是在一个(盐度)分层的盆地中有礁发育，在横向上与盆地内沉积的较薄的纹层状硬石膏泥状灰岩毗邻(图4-7)。低水位期沉积是在 型海平面下降期间出现的。这时盆地受到了局限，礁的生长已经终止，因而A-1 和A-2 层蒸发盐岩作为超

36、覆和覆盖盆地的楔形体沉积了下来。第四章 碳酸盐岩层序地层学五、体系域特征2高水位体系域特征 在海平面相对高水位期出现的碳酸盐沉积体系域，其下界是海进体系域的顶面，而上界则是层序界面(图4-1)。高水位期体系域的一般特征是相对较厚的加积进积形态。它们形成了广布的台地、坡地和进积滩，而且在孤立台地中具有滨外的对应层位。据解释，它们是在海面上升的晚期、海面静止期和海面下降的早期沉积的。第四章 碳酸盐岩层序地层学五、体系域特征碳酸盐高水位期体系域的早期和晚期部分，普遍反映了在高水位期的早、晚期可容空间和水体条件的不同变化速率。在高水位期的早期，容存空间的增加相对较大，但水体条件并不一定有利于碳酸盐的高产率，其结果是在陆架区出现相对缓慢的沉积和加积堆积，并在地震剖面上表现为S 形反射型式。以后随着全球性海平面开始下降，陆架上可容空间的增加速率也就降低。陆架水体的流通性和稳定性均变好，因而产生了较高的碳酸盐产率。第四章 碳酸盐岩层序地层学五、体系域特征 台地和(或)浅滩边缘的丘形加积斜交进积是晚期高水位期体系域的特征。在二叠盆地的伦纳德层位(中二叠统)中，这一特征表现得很清楚。在一个基本上由碳酸盐组成的早期高水位期S 形结构之后，可以出现由碳酸盐岩和砂岩混合组成的斜交进积结构。