碳酸盐岩储层沉积环境

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无论是在古代岩石中还是现代海洋中，碳酸盐岩和碳酸盐沉积物在世界范围内广为分布，而且主要分布于大陆架环境，在滨海、陆坡及深大洋中也有不同程度发育。陆架碳酸盐主要分布于北纬 30°到南纬 30°之间，但并不局限于此，例如，在澳大利亚南部的外海（南纬32°～40°）有数千平方千米现正在堆积着实际上是纯陆架性的碳酸盐沉积，同样的沉积物还呈分散小块堆积于西爱尔兰和西苏格兰的一些地区。

碳酸盐岩的岩石学特征、成分特征及生物生态特点、储层分布和特征等均决定于沉积环境。控制碳酸盐沉积作用的主要环境参数包括：温度、水深、CO₂ 的平衡、底质性质、水体混浊度、光照、沉积作用、盐度和压力，其中最主要的参数是温度和水深，特别是水深在不同程度上控制着光照、压力和温度。温度不仅决定海水中碳酸钙的饱和度，而且还控制着生物的分布（图2-20）。根据水深，海洋环境可划分为三个带：

滨海带（eulittoral）：指潮间带延伸到水深约 50 m之处的浅水地带，但对碳酸盐岩来说，造礁生物大量繁殖和非骨骼沉积物形成的最大深度约 15～20 m，这一深度可能是更为合理的下限值。

浅海带（sublittoral）：指从浅海的滨海带下限到深海环境之间的过渡带，该带以光照、温度的降低及压力的增大为特点。其深度范围一般包括大陆架和大陆坡的上部。

深海带（deep sea）：指深度超过 200 m 的深水环境，该带光合作用实际上已不复存在，产生碳酸盐岩的底栖生物群落的分布受到限制，所表现出的沉积作用主要是远洋沉积作用、深海浊流沉积作用等。

根据大的沉积环境背景可以将海洋沉积环境划分为陆架、陆坡和深海盆。陆架水深通常为0～200 m，坡度的突变把陆架边缘与水体较深的洋盆区别开来，洋盆中的水深一般大于1000 m（图2-21）。

（一）碳酸盐岩沉积环境

1.陆架沉积环境

根据地貌、水动力条件、盐度、透光性等各种特征，陆架环境可以进一步细分。由于这些因素的变化和相互作用，使古代和现代陆架环境中见到的碳酸盐岩沉积类型和特点丰富多样。断续横穿陆架的障壁或浅滩，是一种重要的地形限定标志，障壁本身也具有复杂多样的形态特点，例如伴生的礁岩隆、天然堤、三角洲、沙丘、障壁坝、潮坪、潮沟、潟湖以及向周围环境中倾泻各种物质的有效侵蚀区，同时，障壁地形的起伏直接影响周围水体的能量、温度和化学特征（充氧程度和盐度），进而影响障壁两侧生物发育特点和沉积颗粒的大小、分选等，相应对海相烃源岩和储层的发育具有明显控制作用。障壁的存在不仅造成内陆架和外陆架环境之间的差异，而且，大型障壁或堡坝的存在可以使陆架上出现陆表海（epicontinental sea）和陆缘海之分（图2-22）。障壁沉积物主要为高能环境下的各种砂坝、生物碎屑灰岩、鲕粒灰岩、生物礁体等，是潜在的油气储集体。

图2-20 世界海洋中与温度有关的生物带的分布

图2-21 各种沉积环境示意图

图2-22 陆表海与陆缘海和大陆架的关系

陆架环境可进一步划分为内陆架和外陆架两种，其间为障壁所分隔。内陆架包括潮上带、潮间带、潮下带和潟湖等环境，为一局限海环境。

（1）潮上带：潮上带可再分为萨布哈（盐滩）、盐沼、卤水塘和岸塘等几种亚环境，它们发育于海水正常影响的范围之上，偶尔也被海水淹没，沉积物特征主要受气候影响，干旱区出现萨布哈，潮湿气候区发育广阔的盐沼，沉积物包括纹层状碳酸盐岩和球粒状粉砂岩及蒸发岩类。

（2）潮间带：是一个周期性地露出水面又被淹没的地区，以韵律性沉积为特点，可进一步分为前滨“岸边湖泊”、潮沟、天然堤、红树林沼泽和滩脊等亚环境。沉积物主要为白云岩、蒸发岩、藻坪叠层石和泥质灰砂等。

（3）潮下带：为最低潮线以下的地带，通常为一种低能环境，但在海流和波浪活动强烈的地区，能量仍可很高，此带中可以有珊瑚存在，有鲕粒发育，或出现水道、三角洲和生物碎屑滩，它是碳酸盐沉积的重要环境。

（4）潟湖环境：发育于潮下带，由障壁将其与广海分隔开，并以排水口与广海相连，是低潮时仍充满残留海水的障壁后面的浅水盆地。其无论在古代或现代均普遍分布。根据水流的注入情况和气候条件的变化，可分为淡化潟湖和咸化潟湖，淡化潟湖如为碎屑沉积，则以钙质粉砂岩、粘土岩和粉砂质粘土岩为主，如为碳酸盐岩沉积，以泥晶、微晶灰岩、含泥云灰岩为主，水体能量为安静—间歇动荡环境；咸化潟湖产生于干旱气候条件，生物属种单调，以细粒沉积和蒸发岩类沉积为主。

外陆架指障壁至陆架坡折地带之间的地区，通常为低能水动力环境，其发育宽度和程度主要受障壁类型和位置所控制，沉积物一般为低能泥晶或微晶灰岩，当障壁为陆架边缘生物礁体时，外陆架范围极窄，多数情况是礁体前缘直接与陆坡相接。

2.陆坡沉积环境

在陆架和深洋盆之间，为陆坡沉积环境区，以陆架坡折区和陆坡变缓为标志，沉积物主要由块体重力搬运方式形成，由斜坡上部或陆架坡折带沉积物发生破坏（通过周期性触发）而在陆坡上再沉积而形成。具体可包括：①岩崩沉积，石化的大块岩块由于破碎掉落再沉积而成，常可与泥石流相伴生；②滑动、滑塌沉积，由半固结沉积物块体沿破裂的底面移动再沉积就位所致；③在海底峡谷或陆坡表面形成的重力流沉积，包括泥石流、颗粒流、液化沉积物流和浊流沉积；④在陆坡下部由大洋底流活动而形成的等深流沉积。

3.深海盆沉积环境

这一环境发育均一的相对单调的沉积物类型，同时伴有漫长的无沉积期。在靠近陆坡地带可以发育远端浊积岩层序，而在广阔的大部分深海盆则发育细粒泥灰岩、钙质泥页岩、硅质泥岩和粘土岩。控制深海沉积的主要因素有两个：方解石补偿深度（CCD）和表层水的肥度。在 CCD以下，洋底就基本上不堆积方解石了，即生物成因碳酸盐岩的溶解速率和物质供应速率处于平衡状态。现代大洋中，CCD以上可堆积由有孔虫和超微化石低镁方解石质骨骼组成的钙质软泥，在 CCD以下，可形成放射虫和硅藻软泥及粘土。在海水肥度高的地区，在 CCD附近或之下可有一些生物成因的钙质沉积物，而在大洋中贫瘠的地区，由于生物稀少，主要堆积来源于风成、火山和宇宙物质的红粘土。

（二）碳酸盐台地

以上简要讨论了碳酸盐岩沉积形成的多种环境类型。根据对现代和古代碳酸盐岩沉积的研究表明，碳酸盐岩沉积主要可概括为 4 种类型：深海碳酸盐沉积，碳酸盐重力流沉积，钙质砂、钙质粉砂和灰泥及海岸陆棚沉积以及生物礁。而对古代地层及油气生成和聚集最具有意义的是后两种类型，它们组成了碳酸盐岩地层的大部分，同时形成于浅水坡度平缓的广阔地带，通常称之为碳酸盐台地，这一认识已为广大地质学家和石油地质工作者所接受。地质学家根据现代及古代碳酸盐沉积（岩）的大量研究工作，提出了一些碳酸盐沉积的模式，其中以Wilson（1975）的著名论著为代表。鉴于碳酸盐岩台地所具有的独特意义，这里将对其进行较为详细分析，以便为后续章节的论述奠定基础。

碳酸盐台地可发育于各种古构造环境中，其中以被动大陆边缘、克拉通内盆地、前陆盆地、弧后盆地等最为发育，根据其成因可划分为5种常见的成因类型（图2-23），即镶边陆架型台地（rimmed shelf）、缓坡型台地（ramp shelf）、孤立台地（isolated platform）、淹没型台地（drowned platform）和陆表海型台地（epicontinental platform）。每一种类型可以根据台地与台地边缘及其斜坡特征进一步细分，而且这5大类台地在一定的地质条件下可以相互转化。

1.镶边陆架型台地

镶边陆架型台地的显著特点在于向陆地一侧为台地潟湖环境，在靠近陆地的滨岸主要发育潮坪沉积，而在台地边缘向海一侧常发育连续到半连续的碳酸盐礁体或浅滩，而且在台地与深水盆地间有一明显的坡折变化，台地边缘的礁体和浅滩一般位于陆架和陆坡转折地带，因而形象地称该类台地为镶边陆架型台地，其规模通常在几千米到上百千米。进一步可将其分为3种类型（图2-24，Read，1985），即沉积型或增生型边缘镶边陆架台地、超越型边缘镶边陆架台地和侵蚀型边缘镶边陆架台地。

2.缓坡型台地

缓坡型台地以其相对平缓的坡降（一般＜1°）和较低的水动力条件与其他台地类型相区别，沉积物特征表现为近海岸的高能浅滩颗粒灰岩向海方向逐渐变成较深水的细粒碳酸盐沉积物并最终转变为盆地泥质岩类。在缓坡型台地中大型礁体极少发育，仅发育小型补丁礁、礁滩或生物丘。根据水体深度变化、水体水动力能量及相应的沉积物特征可划分为5个环境带和相应的沉积相，即内缓坡、浅缓坡、深缓坡、外缓坡和盆地相带（图 2-25）。

图2-23 碳酸盐台地主要成因类型略图

根据滨岸到盆地的几何形态可进一步划分为 3 种类型：单斜型缓坡台地（homoclinal ramp）、远端陡峭型缓坡台地（distally steepened ramp）和具滨外浅滩型缓坡台地（ramp with offshore bank）（Read，1982，1985；Chen和 Webster，1994）。

3.陆表海型台地

陆表海型台地是指地形平坦延伸极广的浅海沉积环境，该类沉积仅保存于古代沉积岩中，现代海洋中并无类似物。其沉积水体一般不超过10m，由于潮汐作用为广阔平坦的极浅海海底阻滞而能量逐渐消耗，在大部分时间里陆表海台地是一个较为安静而低能的环境，其正常浪基面深度很浅，一般小于5m，陆表海中主要的水动力作用和沉积作用来源于风暴事件。潮坪环境沉积、潮流沉积及风暴沉积组成了陆表海沉积的主体。根据 Irwin（1965）对陆表海的研究，提出沉积作用带可分为 X、Y、Z 3 个带（图2-26），X带为浪基面以下的低能开阔海环境，向岸过渡为较窄而具高能水动力条件的Y带，Z带为一宽阔（可达数百千米）的极浅水地带，为低能的潮坪沉积环境。

陆表海型台地由于原始地形和差异沉降及后期沉积作用而呈现出高低不平的现象，存在众多平缓起伏的潮上岛屿和潮间浅滩、线状水道和长条带点礁等。沉积物包括潮坪灰泥、白云岩沉积、叠层石和干旱气候条件下的蒸发盐岩类沉积，潮下灰泥、鲕粒灰岩、颗粒灰岩、浅滩灰砂、风暴形成的介壳层或砾屑灰岩等。

图2-24 镶边陆架台地的类型

图2-25 缓坡型台地沉积特征

4.孤立型台地

孤立型台地是一种特殊类型的碳酸盐台地（图 2-27），所谓“孤立”即不与陆架相连，其周围被深海水所包围，大小可以从几十千米到几百千米宽，台地周缘与深海水间为陡峭的边缘斜坡。其沉积水动力条件与其他台地类型有很大差别，主要取决于波浪和风暴作用强度，而朝风向和背风向不同位置的台地边缘具有不同的沉积特征，朝风向边缘由于水动力作用强烈，一般沉积物较少，而背风向边缘沉积较为丰富，多为球粒碳酸盐沉积物。孤立台地内部沉积物受水体深度的影响较大，如果台地内部水体较浅（＜20 m），沉积物为非生物骨骼质球粒砂和泥的旋回沉积，若水体较深，则以骨骼碎屑泥质碳酸盐为主。同时在台地边缘常伴有生物礁体或鲕粒浅滩及风成岛屿。其斜坡沉积特征类似于镶边陆架台地边缘斜坡。

图2-26 陆表海型碳酸盐台地水动力能量分带

图2-27 孤立型碳酸盐台地

5.淹没型台地

顾名思义，淹没台地指早期台地由于沉降作用或海平面上升超过其本身的加积作用，遭受初期或完全的淹没作用所致。引起碳酸盐台地被淹没的主要因素包括快速的海平面上升和碳酸盐产率的大幅减少（Tucker和 Wright，1990），其中海平面的上升可能与断层诱发的沉降作用、气候变化引起冰川消融及大洋中脊扩张等多种因素有关，碳酸盐产率的减少则与水体介质条件、营养物质的缺乏、气候变化、水体加深等因素有关。总之，由于沉积物的沉积速率跟不上快速海平面上升而导致台地被淹没。碳酸盐台地一旦被淹没，其沉积作用的特点与早期台地相比发生了很大变化，首先其沉积水体明显加深，浅水沉积相类型不复存在，而代之以深水碳酸盐沉积和远洋或半远洋沉积为特点，表现为结核状至薄层状细粒灰岩和薄页岩夹层沉积。

台地的淹没作用可分为初期淹没、完全淹没两种。初期淹没则指快速海平面上升使台地淹没，之后海平面停止上升，台地通过碳酸盐的连续沉积或碎屑物的堆积而使台地恢复到浅水环境，台地总体淹没的程度相对较弱；完全淹没台地指台地被淹没至透光带以下，从而使沉积作用异常缓慢，需要相对长的时间才能恢复到浅水条件。所淹没的台地类型可以包括上述所论及的各种台地类型，如缓坡型台地、镶边陆架型台地、陆表海型台地和孤立台地。

6.台地类型的演化

前面讨论的5种碳酸盐台地类型是几种典型的端元类型，它们之间在一定的地质条件下可以相互转化。如随着台地边缘斜坡逐渐变陡，单斜缓坡型可向远端陡峭型缓坡或镶边陆架型台地转化，同样镶边陆架型台地通过断裂下掉可向侵蚀型、悬崖超越型、增生型和缓坡型台地转化，早期台地通过边缘海增生而转化为孤立台地等，即一种台地类型不是一成不变的，随地质条件的变化可向其他台地类型转化。图2-28以缓坡型台地为例反映出台地的演化及其与其他类型台地间的转化关系。

图2-28 缓坡型台地的演化及与其他类型台地的关系

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