碳酸盐沉积环境及相模式

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1第二节 海洋碳酸盐沉积相模式2第三节 海洋碳酸盐沉积环境及沉积相分述20第四节 碳酸盐旋回层序36第五节 碳酸盐相模式与储集体分布型式的关系42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1015m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0.030.15m/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160480km，深度达200350m，海底平均坡度为0.63m/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6070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121）。 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121 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122），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122 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123，表121）：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122），对使用他的模式带来很大方便。图123 威尔逊的碳酸盐模式（相标志见表121） 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45相带特征123456789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3745%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450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OS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122 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123456789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）SME1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123和图124所示。表123 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（O1）次深海槽盆相区（O2）台棚相组浅海陆棚相区（）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（）台地前缘斜坡相带（1）台地边缘礁相带（2）台地边缘滩相带（3）台地相区（）台盆（台沟）相带（0）开阔台地相带（1）半闭塞台地相带（2）闭塞台地相带（3）陆地边缘相区（）沿岸滩坝相带（1）潮坪泻湖相带（2）滨海沼泽相带（3）滨海陆屑滩相带（4）三角洲相带（5） 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125），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124 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125 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126 等斜缓坡模式（据Read，1989）图127 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126）：潮坪和泻湖相；浅滩或鲕粒（团粒）砂滩的浅水组合；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；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，Irwin（1965）所提出的X、Y、Z三带划分的清水碳酸盐沉积模式也属一种等斜缓坡的沉积模式。现代实例包括波斯湾（Parser，1973）和沙克湾（Logan等，1974）（图128）。图128 现代碳酸盐缓坡、镶边陆棚和孤立台地横剖面（Read，1985，略作修改）同斜缓坡：波斯湾，沙克湾；远端变陡缓坡：犹卡坦；镶边陆棚：佛罗里达，昆士兰（同时反映沉没陆棚特征）；孤立台地：巴哈马；布莱克海台 远端变陡的缓坡在近岸处类似等斜缓坡的特征，而在远岸较深水处由加积和滑塌作用可形成较明显的坡折，并以具有某些台地的性质为显著特征（图127）。然而，远端变陡的缓坡不同于下述的镶边陆棚或孤立台地，后两者的坡折带与陆棚边缘高能带重合，而前者高能带则位于近岸处，不仅坡折带不与高能带重合，而且为处于水下较深处的低能带，因而此类缓坡的坡折带与浅水高能带之间有较远的距离，堆积在变陡缓坡末端或盆地边缘的深水角砾状灰岩主要来自浪基面之下的深水缓坡或斜坡滑塌的碎屑物，并以缺乏浅水礁或滩的碎屑为前后两者的主要区别。远端变陡缓坡的沉积相划分与等斜缓坡类似，一般也分为四个相带，前三个相带沉积特征与等斜缓坡一致，在斜坡和盆地边缘相带的沉积物类型则不同于等斜缓坡，岩层内不含有大量层内截切面构造，夹有斜坡相碎屑的角砾状灰岩，浅水相的碎屑罕见。角砾状灰岩呈槽状或席状，同时还有一些互层状的浊流和等深流成因的异地颗粒灰岩。这些特征均反映了进入斜坡的坡度较陡。古代实例以Cook等（1977）描述过的美国西部上寒武统下奥陶统的沉积层序，现代实例为犹卡坦半岛（图128）。 目前，随着沉积学工作者对碳酸盐缓坡沉积的重视，越来越多的古代缓坡沉积被识别出来。在我国也有一些这方面的研究实例的报导，如张继庆等（1990）所建立的四川盆地吴家坪期陆缘碳酸盐缓坡，广西十万大山早二叠世碳酸盐沉积和南京湖山下三叠统下青龙组碳酸盐岩夹暗色页岩至深水碳酸盐岩的滑塌沉积均可解释成缓坡模式。 2碳酸盐台地相模式 碳酸盐台地这个术语尽管在国内外得到广泛地应用，但不同学者对它的认识不完全一致。这里所指的碳酸盐台地引用的是Read（1989）的概念，主要指具有水平的顶和陡峻的陆棚边缘的碳酸盐沉积海域，在这个边缘上具有“高能量”沉积物，而不管该海域是否与陆地毗连和其延伸范围。图129 碳酸盐台地的分类和概念模式（据Tucker和Wright，1990） 根据碳酸盐台地的定义，Read在1985年所建立的镶边陆棚和孤立台地（包括海洋环礁）都属于碳酸盐台地相模式中的类型。实际上，如果不考虑是否与陆地毗连，孤立台地（海洋环礁）也可视作镶边的陆棚。图129为Tucker和Wright（1990）提出的碳酸盐台地分类和概念模式。 镶边的碳酸盐陆棚是一种典型的浅水台地，其特征是：它的外部扰动边缘是以坡度明显增加（常由几度到60或更大）而进入深水盆地，并以此与碳酸盐缓坡模式相区别（图129），并以沿陆棚边缘有连续到半连续的镶边或障壁礁或滩限制着海水循环和波浪作用，向陆一侧则形成局限的陆棚或低能泻湖（Ginsburg和James，1974）。全新世镶边陆棚的实例有澳大利亚大堡礁（Maxwell，1968）。伯利兹陆棚、南佛罗里达陆棚（Enos和Penkins，1977）和昆士兰淹没陆棚（图128），国内外古代的镶边陆棚模式就更多。 Read根据地形特征、沉积物类型及其分布和水动力条件等，以岸礁或缓坡的加积建隆为背景。将镶边陆棚模式又进一步划分成沉积或加符号边缘型的、沟槽型（Bypass）的和侵蚀边缘型的三种镶边陆棚类型和演化序列（图1210）。而Carozzi则根据陆棚边缘的沉积作用以及所形成的沉积物，则把碳酸盐台地划分成具前缘生物堆积建隆的、具前缘生物堆积水动力建隆的和具前缘生物建造水动力建隆的三种碳酸盐台地类型，有兴趣的读者可参考相应的文献。图1210 镶边陆棚的类型及演化序列 孤立台地和海洋环礁的四周都被深达数百至数千米的海水所包围。其边缘和内部的沉积特征和相带划分与前述的镶边陆棚较为类似，都具有堆积塌积物为主的边缘陡崖（60或更大）和发育于台地边缘坡折带上的高能带，以沉积生物礁或鲕粒滩为主。区别是孤立台地边缘可以迎风也可以背风，并围绕台地呈环状分布。如巴哈马台地即属于一种典型的孤立台地，它发育在由于断裂所引起的迅速下沉的地垒上，其基底可能是陆壳或过渡壳。海洋环礁属孤立台地的特殊类型，常发育在隆起的大洋火山上，周缘水深可达近千米至数千米。我国南沙群岛中的永兴岛属于此类型的现代实例，古代实例以广西南丹泥盆系龙头山马蹄形环礁最为典型（田洪均，1985）。七、碳酸盐相模式的分类和变化 1碳酸盐相模式的分类 碳酸盐可沉积于不同的地质构造条件中，反之，一定的地质构造条件就会出现相应的碳酸盐沉积模式。因而，提出一个碳酸盐相模式的分类是十分必要的，以Read（1985）和Caross（1989）对于此问题研究最为详细，可作为典型的代表。Read的分类在前已述及。他将碳酸盐沉积划分成缓坡、台地和孤立台地2种模式三种端元类型，其中台地这个术语泛指所有的浅水碳酸盐沉积，尽管在他的代表性著作碳酸盐台地相模式中并没有给碳酸盐台地下一个明确的定义。Carozzi的分类方案中仅将浅水碳酸盐划分成台地和缓坡两种端元类型模式。然后根据沉积作用又进一步细分出6类和25种成因类型。由此可见，Read和Carozzi的碳酸盐沉积相模式的分类强调的都是缓坡和台地两种端元类型模式。 由于我国大部分沉积学家在讨论碳酸盐台地时，大都将巴哈马台地作为实例。因此，具有象它那样明显的坡折和高能边缘带特征的沉积被称之为台地也就容易被人接受，这也符合Wilson（1975）最初给碳酸盐缓坡和台地所下的定义。所以，碳酸盐台地最好作为一个特定的术语，而不应扩大其使用范围。综合国内外已有的研究成果，提出由表124所示的碳酸盐沉积相模式分类方案。表124 碳酸盐沉积相模式分类模式端元类型亚类坡度/坡折高能带位置缓坡等斜缓坡岸边滩、礁组合型障壁滩、礁组合型分散建隆型1等斜近岸远端变陡缓坡低能型高能型上部缓坡等斜下部具坡折近岸台地镶边陆棚加积边缘型沟槽跌积边缘型侵蚀跌积边缘型明显坡折可达60或更大陆棚边缘孤立台地洋内环礁明显坡折可达60或更大陆棚边缘大陆边缘台地 在上述的等斜缓坡的分类中，岸边滩、礁与障壁滩、礁组合亚类型的区别，主要在于从潮下向陆地方向过渡到潮坪潮上相带之间有无泻湖相隔。同时，根据滩、礁中沉积物类型，岸边滩、礁与障壁滩、礁都可以进一步分成生物碎屑滩、鲕粒球粒滩、点礁和岸礁组合类型。分散建隆类型的特点是建隆很少形成连续的线性障壁，建隆由零散状分布的小型颗粒滩或点礁群组成，既可出现在浅水缓坡，也可以出现于较深水缓坡。由于发育此亚类型的盆地斜坡（或边缘斜坡）的坡度可缓可陡（达几十度），所以在表124的分类中处于等斜缓坡和远端变陡缓坡的过渡位置；低能与高能型远端变陡缓坡的区别有两点，其一是低能型浅水组合向海方向过渡到具有广泛分布的深水缓坡相灰泥层，而高能型则为广布的石灰砂层，灰泥则被限制在斜坡和盆地边缘相带；其二是在相当于潮间潮上地区，高能型为海岸砂丘及海滩砂沉积组合，而低能则为典型的潮坪沉积，此两亚类型均以远端变陡的斜坡带堆积有深水角砾岩为与等斜缓坡类型的重要识别标志。 需要指出的是，Tucker（1985）所提出的分类也独具特色，他把浅水碳酸盐沉积划分成碳酸盐台地、陆棚和缓坡三种基本类型（图1211），其中台地相当于Shaw（1964）所提出的陆表海类型，现代海洋中虽然已不发育可与古代陆表海相比较的海域，但巴哈马台地内部的沉积特征类似于这种古代陆表海沉积特征。碳酸盐陆棚与台地的区别，除了宽度较窄（10103km），以在向海一侧具明显的坡折为特征，根据陆棚边缘有无障壁礁或滩镶边，又可分为开阔陆棚和镶边陆棚两种。他的缓坡定义与Read和Carozzi的概念基本一致。在Tucker的分类方案中，问题的关键在于台地的概念中仅突出了陆表海清水碳酸盐沉积作用，不强调陆棚坡折高能带沉积的重要性及其与开阔陆棚的区别。而Read和Carozzi认为陆棚坡折缺乏礁、滩高能带镶边沉积的陆表海清水碳酸盐沉积模式仍是一种典型的缓坡模式。这种分歧的出现反映了陆表海碳酸盐沉积的特殊性，值得进一步研究。 2碳酸盐沉积相模式的变化 碳酸盐相模式受沉积作用、海平面升降和大地构造作用的复合控制，可以形成不同类型的相模式和特殊的演化序列。详细了解这些控制因素与相模式变化之间的关系，对于了解和掌握碳酸盐相模式是十分必要的。图1211 Tucker的三种碳酸盐沉积基本类型的概略形态（据Tucker，1989） （1）沉积作用与碳酸盐相模式变化的关系 现有的大量研究成果证实，除了非暖水碳酸盐沉积区，只要有充足的堆积时间，碳酸盐缓坡向台地转化是绝大多数浅水碳酸盐沉积演化的总趋势（Read，1985；Carozzi，1989；Tucker，1985）。如排除构造作用因素，在这个演化过程中起决定性作用的是碳酸盐建隆的形成过程和堆积速率（图1212）。图1212 碳酸盐建隆的地貌变化与相模式的关系（假设岸线相对固定，SL为平均海平面） 当碳酸盐缓坡出现时（图1212，和），浪基面与水下斜坡的交切处对于潮下生物碎屑砂坝和生物所营建的初期碳酸盐建隆（点礁、丘礁或岸礁）是非常有利的。随着时间的变化，由于在这个位置上极高的碳酸盐生产率以及所伴生的生物群落对沉积物所引起的障壁、圈捕和粘结作用，使那些早期建隆逐渐构筑成连续不断的水下地貌凸起，迫使陆棚产生分隔和沉积相分异作用，从而导致内外陆棚或局限海与开阔海之分（图1212，）此时由碳酸盐建隆所起的障壁作用，直接影响着周围水体的能量、温度和化学作用（氧化作用和含盐度），以及生物的活动性，同时，也增强了边缘地形起伏并使边缘变得更陡。当建隆进一步向上和向前营建或加积时，可生长到海面，并在向海的方向形成坡度为几度几十度的边缘（图1212，）于是，一个镶边的碳酸盐陆棚（或台地）就形成了。 目前，国内外有关这方面实例较多，例如：四川盆地晚二叠世碳酸盐沉积在垂向上就显示这种由碳酸盐缓坡（吴家坪期）向镶边陆棚（长兴期）演化的特征（张继庆等，1990）。 由碳酸盐台地向缓坡的逆向发展较少见，可出现三种情况（图1213）。其一是较早期的镶边陆棚发生淹没，这时往往形成Read的远端变陡的缓坡或Tucker所称的开阔陆棚；其二是由于陆源碎屑的注入和进积，将镶边陆棚掩埋藏后再发生碳酸盐沉积，可导致等斜缓坡的形成；其三是沿着构造枢钮线向海一侧幅度加大的差异沉降，迫使高能沉积区由坡折带向滨岸方向迅速迁移，从而使台地发展成为缓坡。 需要指出的是由缓坡向台地演化的模式一般是暖水碳酸盐的特征，而处于中高纬度的非暖水碳酸盐沉积地区，生物礁不发育，仅由活跃的能量、较强的上升流和频繁发生的风暴流作用，很难形成台地型沉积，自然就不会出现上述沉积相模式的变化序列。图1213 碳酸盐相模式的两个演化方向（箭头示演化方向，箭头粗细示可能发生的比例） （2）海平面变化对碳酸盐相模式的影响 浅水碳酸盐沉积模式的变化以受海平面上升的影响为最大，当海平面处于上升阶段时，缓坡、镶边陆棚和孤立台地的相带都向陆地方向移动。在海平面上升速率超过碳酸盐垂直堆积速率的地区，台地很快淹没于透光带之下，终止了营光合作用的生物生长及碳酸盐的沉积作用。 当缓坡淹没时，受原始地貌形态控制，将会出现逐渐海侵超覆的相变关系。由于淹没是穿时的，但于滨浅海地区的较老浅水缓坡逐将被较年青的、向陆地方向迁移的深水缓坡沉积逐渐上超覆盖。所以，当缓坡淹没时，只会引起缓坡相模式中的相带向陆地方向发生移动。 当平顶的碳酸盐台地被淹没时，其淹没可以是等时的。在海平面相对上升缓慢时，边缘逐渐后退，礁相超覆在礁后岩层之上。如果海平面迅速上升，则礁缘相沉积突然地呈逐级或阶梯状后退，并可出现如下三种变化序列：在后退的边缘前方形成被深水淹没的陆棚，于原来边缘处可能会有宝塔礁的形成（图1214，A）；在生物礁生长和沉积速率与相对海平面上升速率相等的地方，礁缘组合的相边界将是直立的并构成隆起边缘，台地内也可形成深水泻湖及与其相伴生的高耸宝塔礁相（图1214，B）。如果淹没速度相对太快，就有可能使台地转变成远端变陡的缓坡（图1214，C）。上述台地的淹没，Read称之为沉没的台地（1985）。图1214 碳酸盐台地淹没后的几种变化模式（据Read，1985） （3）板块构造背景与碳酸盐沉积相模式的关系 在被动陆缘，碳酸盐沉积通常发育在裂谷火山岩、欠改造碎屑岩和蒸发岩组成的活动性基底之上，或者以成熟的稳定陆棚为沉积基底。初期，碳酸盐缓坡发育在典型的裂谷碎屑岩的缓斜坡上（图1215，A）。以后演化成镶边的碳酸盐岩陆棚（图1215，B），控制因素与陆棚边缘碳酸盐生产率高而外陆棚环境沉积物补偿不足有关。进一步的演化有三种变化：（1）在早期扩张背景下，台地碳酸盐可以被断成地垒和地堑，并遭受迅速的沉降。随后的碳酸盐沉积被限定在正向构造单元（地垒）的范围内并不断往上营建，而地堑则变成深水沉积作用的场所。由此可形成一系列孤立台地（图1215C）。（2）随着板块进一步扩张，可能会使较早期的镶边陆棚发生淹没直接转化成碳酸盐缓坡（图1215，D）。（3）如果镶边陆棚后期为碎屑岩进积的区域，也可形成碳酸盐缓坡的发育基础（图1215，E）。图1215 离散板块构造背景条件下的碳酸盐相模式演化（据Read，1985修改） 随着板块的进一步扩张，大洋盆地开始形成。同时，由于板块的俯冲，也使得火山岛弧发育。这时，大洋环礁或大洋台地广泛地发育在火山岛弧内、外缘两侧（图1216，A）。由板块进一步俯冲，相邻板块进入到岛弧大陆或大陆大陆间的碰撞初期阶段。内侧的碳酸盐台地向外进积和进入充填的前缘盆地，或者是因为盆地边缘遭受抬升，使得镶边陆棚可以变成缓坡（图1216，B）。外侧的大洋台地或海洋环礁则可以插入消减组合中，而成为增生到大陆边缘的地体。由于强烈的构造作用，镶边陆棚与缓坡层序之间往往存在不整合接触关系，而这些缓坡在早期碰撞强烈沉降阶段又可被深水页岩和浊流成因的杂砂岩所覆盖（图1216，C）。随着晚期进一步碰撞聚敛，大规模的逆掩断层引起斜坡和紧邻前缘盆地的充填物，以及浅海至大陆斜坡的碎屑沉积一起倒转，此时缓坡向克拉通方向迁移加深（图1216，D），前期被动陆缘和前陆盆地的碳酸盐岩将保存在向克拉通方向移动的逆掩推覆带内。图1216 聚合板块构造背景条件下的碳酸盐相模式变化（据Read，1985） 除了上述两种大的构造背景以外，在地质历史中还广泛存在着以稳定克拉通盆地为构造背景的陆表海碳酸盐沉积，主要发育在高海平面时期的稳定大陆克拉通内部。早期，以碳酸盐缓坡广泛地从正向地区和沉降地区的古斜坡向外扩展发育为特征。由于海面上升、坡度增加、碳酸盐进积到盆地，以及盆地内补偿不足等各种沉积构造条件的变化，均可使缓坡转变成镶边陆棚或具有高度起伏的浅滩构造。相关的研究实例极多，以北美的下奥陶统最为典型。 综上所述，不同构造背景和不同构造阶段都会引起碳酸盐沉积相模式的变化。反过来，它又可以帮助我们判断、分析碳酸盐岩形成时的构造背景，两者间存在特定的构造沉积演化关系（表125）。表125 板块构造背景与碳酸盐沉积相模式的关系大地构造背景碳酸盐相模式被动陆缘镶边陆棚 缓坡缓坡 孤立台地 缓坡（陆源注入）活动陆缘岸礁与堡礁组合大洋盆地孤立台地（大洋环礁）稳定大陆内部缓坡镶边陆棚碰撞阶段早期：镶边陆棚缓坡早期：缓坡（斜坡倒转）注：表中箭头示意演化趋势第三节 海洋碳酸盐沉积环境及沉积相分述 目前，国内外有关碳酸盐沉积环境和沉积相划分各有特色，难以用统一的模式加以描述。在综合考虑诸因素之后，大致可归纳为八种碳酸盐沉积环境：潮坪、局限陆棚（泻湖或海湾）、台缘浅滩、陆棚、生物礁、礁前斜坡、盆地边缘和远洋碳酸盐沉积。其中，远洋碳酸盐沉积不属于环境分类体系，而是一个表示沉积作用或沉积物的术语，是把它作为有别于其它环境中形成的一种特殊类型沉积物。考虑到碳酸盐沉积相模式较多，在划分原则上也不尽相同，致使沉积相术语的内含各异。所以，关于碳酸盐沉积相不再自成体系或进一步划分，这里仅遵循环境分类体系来介绍其相应的沉积相。一、潮坪环境及其沉积特征 潮坪环境实际上是一个综合沉积体系，由潮上、潮间、潮下三种亚环境组成，而且它们还可以分别被进一步划分成更次一级的环境。 潮上带：属于正常平均高潮面以上的、大潮及风暴潮所能作用的地区；潮间带：位于平均高潮面和平均低潮面之间的地带，它们一天一次或两次出露水面；潮下带：平均低潮面以下至潮道所不能作用之间的地带，几乎很少出露水面。 根据Ginsburg（1977）在巴哈马地区两年的连续观测资料，潮上带一年平均90%以上时间暴露于大气中；潮间带年平均8020%时间暴露于大气中；潮下带上部年平均只有不足10%的时间暴露于大气中，潮下带下部则常年淹没于水下。所以暴露构造，尤其是干裂，是潮坪环境的重要鉴定标志。由于碳酸盐潮坪中往往发育大量藻席，以致暴露时产生的干裂可达几米。此外，由于碳酸盐所特有的易溶性质，暴露和大气水淋滤作用常常使干裂V字型边缘圆化，致使岩层中形成“香肠”构造。 在潮坪沉积中另外一种重要的特征是隐藻类生长所形成的藻席，它们是生长在沉积物顶面上的蓝绿藻的胶状到革状的席片，可出现在整个潮间带。但是，它们的实际分布状况受气候和有无其它生物所控制。在干旱地区，它们只能生长在潮间带上带；在雨量多的地区，由于潮上带是潮湿的或者常被淹没，所以藻席是繁盛的。藻席的下限变化较大，在盐度正常地区，由于腹足等动物的吞食作用，藻席很难达到中部潮间带以下；在碱度较大地区，腹足类的生长受到抑制，藻席可向下生长到潮下带。此外，只有在稳定的海底上，藻席才能发育并形成群体，否则不能生长。事实上，碳酸盐潮坪环境的形成，有时完全由藻席的广泛发育所造成。它起到阻挡外海波浪的作用，使大部分碳酸盐台地免受波浪作用的干扰，使之成为一个受潮汐作用为主的碳酸盐环境。因此，隐藻叠层石及其发育序列可构成鉴别潮坪序列和模式的另一个重要标志（孟祥化，1985）。 潮坪碳酸盐环境受气候条件控制较为明显。按湿度和盐度条件，可以分成两类：一类是以巴哈马群岛为代表的，属正常盐度、湿度潮坪；另一类以波斯湾地区为代表，为干旱盐化潮坪（图1217）。这两种类型的地貌特征有着明显的区别。 1潮上带 由于长期出露水面、海水蒸发量大、盐度高，水流循环受限制、受气候影响比较大，所以可产生许多暴露标志、碱化标志或淡化标志。 此带由于潮汐作用弱，仅大潮或风暴潮时才会有海水进入，所以形成的层理大都厚23mm，有时可达23cm。这些由风暴潮形成的纹层，在横向上可以追索几十米，在垂向上往往与富有机质黑色藻席层纹交互组成。除此而外，层纹石构造比较常见。它们是由暗色富藻层与浅色富屑层交互组成的不规则到平整的亚毫米级纹层。 此带往往发育一些特有的沉积构造。如由于硬石膏及石膏遭受溶解而形成的膏溶角砾岩；因暴露形成干裂多边形，并因此而产生扁平状的内碎屑或角砾；各种硬石膏及石膏受到压实作用以后可以出现鸡笼铁丝构造或结核状和串珠状构造，它们彼此溶合可形成肠状构造；由于水化、晶体生长和岩石膨胀常形成帐蓬构造。图1217 潮坪主要地貌单元立体图（据James，1979） 其它常见的还有鸟眼构造、窗格构造、根模、土壤层和受淡水作用形成的钙结层。如果处于更加潮湿气候条件下，还可出现煤线（层）。潮上带的生物组合以门类极其单调、数量稀少为特征，仅见蓝绿藻、介形虫碎片。遗迹化石的垂直钻孔也比较常见。 2潮间带 此带潮汐流往复作用明显。主要沉积的岩石为球粒泥晶灰岩，或生物屑泥晶灰岩和细砂屑灰岩。其它还可见到在准同生阶段形成的微晶白云岩，甚至还有细晶白云岩，偶见褐煤及磷酸盐。 此带水动力能量由弱到中等，变动频繁，常见不规则的毫米级至厘米级的纹层，以及透镜状、波状和脉状组成的潮汐层理。由于潮间带上部经常出露水面，其沉积物中也可出现一些暴露成因的构造，如干裂、极浅水波痕和扁平状砾屑等。蓝绿藻成因的叠层构造常呈半球状或柱状。此带中最常见的是窗格构造和鸟眼构造，以及由于纹层状沉积物脱水收缩形成的席状裂隙。如果此席状裂隙后期充填亮晶方解石，则因其外表类似斑马花纹，而被称为斑马构造。 潮道是潮坪环境中特殊的亚环境。它的深度变化极大，从10余米至零米，在向陆地方向逐渐变浅、分叉并消失。它可以在潮上带也可以进入潮下带，但以潮间带最为发育。一般大型潮道沉积特征与冲积体系中的蛇曲河极其类似，如均有广泛的侧向迁移，但有以下几点明显的不同（Scholle，1983）。首先，它的底部砾石层大都是干化作用所形成的扁平状内碎屑，其成份比较单一，往往是白云质灰泥；其次，由于水流方向反复变换，所以大量出现潮汐作用形成的层理构造，如鱼骨状交错层理；第三，广泛发育生物钻孔作用，破坏了大部分原始的沉积构造，尤其是上部层序的细粒部分。 潮间带动物群的种类有限，仅腹足类比较丰富，伴有介形虫、有孔虫及双壳类。可以出现薄层状生物碎屑层，但它们是被风暴浪搬运至潮坪上的堆积物，主要呈薄的席状分布；亦见小的穹状叠层石，但在较高能地区为柱状叠层石。虽然整个潮间带的沉积物通常都是具有纹理构造的，但往往被生物扰动（如昆虫、蠕虫的居住构造、蟹和其它甲壳动物的活动）或萨布哈被耐盐植物的丰富根系所破坏。 3萨布哈及其剖面层序 萨布哈系阿拉伯语，是指“被盐浸透”的盐沼地，现已成为描述发育于干旱气候条件下潮坪沉积的专用术语，所以又称海岸萨布哈沉积（大陆内的盐湖则可称大陆萨布哈）。 萨布哈环境具有以下突出特点：（1）气候炎热干旱，纯蒸发率很高，如波斯湾的特鲁西尔海岸萨布哈，蒸发率高达128cm/年，而年平均降雨量仅为3.8cm；（2）海岸地势平坦，如特鲁西尔海岸的平均坡度仅为1/1000；（3）地下水面很浅，一般仅位于地下12m处，这将会发生强烈的毛细管蒸发作用。因此其剖面结构具有比较特征的标志（图1218）：大量自生蒸发盐的形成，如石盐、石膏、硬石膏、天青石等；大量蒸发盐，尤其是石膏的形成，又转而提高了地下水中的Mg2+/Ca2+比值，从而引起沉积物的广泛白云石化；如果地下水的成分大致保持在使石膏沉淀的范围内，那么石膏就将在层序的上部以孤立的结核或晶体形式出现。如果地下水的成分始终保持在石膏沉淀的范围时，那么就将形成硬石膏结核层，并可见特殊网状结构的复杂块体