第二十六章 碳酸盐台地沉积环境
第一节 沉积环境类型及特征
碳酸盐台地这个术语最初来自对巴哈马台地现代碳酸盐沉积的研究，指地形平坦的浅水碳酸盐沉积环境。后来，该术语的含义扩大了，泛指所有浅水 (水深一般在风暴浪基面之上) 碳酸盐沉积环境 ( Reading，1985)，本书采用此定义。碳酸盐台地又可进一步细分为多种环境，即潮坪、生物礁、浅滩、局限台地、开阔台地、台地边缘等。现将其沉积特征叙述如下。
一、 潮坪
潮坪是指地形平坦、随潮汐涨落而周期性淹没、暴露的环境。潮坪碳酸盐沉积环境受气候控制明显，据其可将潮坪划分为以巴哈马群岛为代表的、偏潮湿的正常盐度的潮坪，以波斯湾地区为代表的干旱盐化潮坪 (图26-1)。根据平均海平面的位置，潮坪可分为潮上带、潮间带和低潮面附近的潮下带，其中潮上带和潮间带是潮坪的主体。
(一) 潮上带
潮上带位于平均高潮面与最大风暴潮汐面之间，绝大部分时间暴露于水上，只有大潮和风暴潮期间才会被淹没，是低能环境。大潮在新月和满月时发生，因此每月两次，而风暴潮只是在特定的季节偶尔发生。
潮上带的沉积物主要由灰泥石灰岩、准同生的泥粉晶白云岩构成，一般呈浅灰色，薄层状，发育水平纹理，常见泥裂、鸟眼、层状叠层石等暴露构造 (图26–2)。由于环境条件恶劣，无论狭盐性还是广盐性生物都很少或没有发育，因此古代潮上带沉积中原地生物化石极少，生物扰动微弱。风搬运来的陆源泥可以在这里沉积，故潮上带沉积中泥质含量常常较高 (5%以上)，致使其测井响应为高伽马、低电阻率特征。
潮上带沉积物中还可见一些风暴沉积，其岩性为砾屑石灰岩、砂屑石灰岩、鲕粒石灰岩、球粒石灰岩、介壳石灰岩等。风暴层的厚度多为几厘米，少数可达三四十厘米，横向延伸为几十米或几百米。其平面形态多为席状，剖面形态多为底平顶凸的透镜状。
潮上带沉积特征受气候影响较大。在潮湿气候条件下，如加勒比海地区，潮上带藻席发育，没有石膏等蒸发岩沉积。在干旱气候条件下，如波斯湾地区，潮上带藻席不发育，常见石膏岩层、石膏结核等，准同生白云岩广泛发育。
(二) 潮间带
潮间带位于平均高潮面与平均低潮面之间，一天淹没一次或两次，处于水上与水下频繁交替的中低能沉积环境。
潮间带沉积物主要是灰泥石灰岩，少见准同生白云岩 (图26–2)。灰泥石灰岩一般呈浅灰色、灰色，薄层状，常见柱状、波状和层状叠层石，并且从潮间带下部较高能环境到上部较低能环境依次由柱状变为波状、层状，这是潮间带的重要识别特征之一。在潮间带上，常有一些广盐性生物，如腹足类、蠕虫类等，它们形成了一些爬迹、虫孔等。可见泥裂、鸟眼、水平纹理，但远不如潮上带发育，这主要是由于潮间带经常被水淹没，生物扰动较强的缘故。
萨巴哈为阿拉伯语，指气候干旱条件下的盐潮坪 (盐沼) 沉积 (图26–2)。它的形成要求干旱炎热的气候 (波斯湾年降雨量128mm)、平缓的海岸地貌(坡度为1/1000) 和很浅的地下水位 (小于1m)，以发育蒸发岩 (石盐、石膏、天青石等) 和白云岩化为特征。如果后期发生淡水淋滤作用，蒸发岩被溶解形成塌陷角砾岩层。
潮间带不同于潮上带的另一个重要特征是发育潮汐水道 (潮道) (图26–1)。潮道多为蛇曲状，宽十几米到上百米，深一般为几十厘米至几米，向潮上带方向变浅。潮道通常充有海水，是潮间带中的高能环境。潮道内主要沉积砾屑石灰岩、砂屑石灰岩等，厚多为几米，常见双向交错层理及大型槽状交错层理，其底面为冲刷侵蚀面，向上粒度变细。岩体呈条带状，剖面形态为顶平底凸的透镜状。
(三) 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、棘皮类、有孔虫等。
高能潮下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，常见双向交错层理、槽状层理、波痕等构造，其横向连续性好, 多呈席状 (图26–2)。
在古代碳酸盐岩台地上，潮下带、潮间带、潮上带这3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) 和泥盆系(金振奎, Spencer, 1991) 以及华北地台的奥陶系等。这些旋回厚度多为几米，横向稳定，可追索十几公里甚至上百公里。
二、生物礁、浅滩
(一) 生物礁
生物礁(简称礁) 主要是由造架 (或称造礁) 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、棘皮类、头足类等) 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。它主要分布于台地边缘，形成长几十至几百公里的礁带，也可以出现于台地内部，但规模小并多呈零散状分布。由于礁是生物建造，含有丰富的生态信息，因此是海洋底栖生物生态研究的天然实验室。礁的形成需要水暖、水浅、水清等特定的环境条件，其沉积特征可以反映古水深、古盐度、古温度、古气候。此外，礁能够形成良好的油气储层，并含有大量的油气。由于这些原因，礁一直是古生物学家和沉积学家研究的重点之一。关于礁的沉积特征，本书第二十七章将专门论述，在此不再重复。
(二) 浅滩
浅滩 (简称滩) 是指水体浅 (正常浪基面之上)、能量高、以沉积异地碳酸盐颗粒为主的环境，颗粒的类型可有多种，如内碎屑、鲕粒、藻粒、生屑等。在地形上，浅滩可以呈丘状、堤状或席状，规模变化较大。浅滩与生物礁的区别在于其沉积物是异地搬运而来的或是可搬运的。
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。
- 裙滩
裙滩 (或称岸滩) 指沿海岸发育的滩，其向陆侧没有潟湖。这种滩通常发育于坡度较大、波浪作用活跃的海岸，宽几公里至十几公里，长几十公里至几百公里，可向海或陆地方向迁移。其沉积主要为中厚层至块状亮晶颗粒石灰岩，颗粒分选、磨圆好，填隙物一般为亮晶方解石，发育交错层理，岩体呈席状。
位于高潮线至风暴线之间的浅滩部分沉积物由于处于渗流带中，胶结物多呈新月形和垂悬形，这里的淡水淋滤和土壤化作用也较强烈，常形成钙结壳。位于高潮线至低潮线之间的浅滩沉积物岩层朝向海方向低角度倾斜，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 ( Dunham， 1970)， 这是波浪冲洗带顶部阵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。浅滩位于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，胶结物晶体可呈针状或柱状。
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。
- 堤滩
堤滩 (或称障壁滩) 呈堤状，其内侧为潟湖，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，堤滩的沉积和成岩特征与处于近滨带的浅滩相似。
堤滩沉积呈带状，宽一般为几百米至几公里，长一般为几公里至十几公里，平行海岸延伸，并可向海或陆地方向迁移。堤滩上发育连通潟湖和开阔海的潮道，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，显示向上变细的沉积序列。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，靠近潟湖的一端发育涨潮三角洲，与潟湖沉积共生； 靠近开阔海的一端发育落潮三角洲，与开阔海沉积共生。通常涨潮三角洲容易被保存下来。
- 点滩
点滩指散布于台地内部的浅滩，规模大小不等，大者宽可达十几公里，长可达几十公里。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，发育交错层理、平行层理以及波痕等构造。颗粒类型可为内碎屑、鲕粒、生屑等。胶结物为等厚环边形，晶体可呈针状或柱状。
- 台缘滩
台缘滩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。在巴哈马台地上，台地边缘发育的鲕粒滩宽达二十多公里，长上百公里，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，发育交错层理、平行层理以及大型波痕等构造。颗粒类型主要为鲫粒和生屑，胶结物为等厚环边形，晶体可呈针状或柱状。
三、局限台地
局限台地 (或称局限浅海、潟湖) 是指海水循环受限制、盐度不正常的浅海，其水体能量较低，局部浅水区有时发育浅滩。局限台地与广海之间通常有滩、礁或岛屿形成的障壁。
局限台地沉积以灰泥石灰岩为主，呈灰色、深灰色，中厚层至块状，常常缺乏层理构造。该环境不利于正常海生物 (如三叶虫、腕足类、棘皮类、有孔虫、珊瑚等) 生存，可有广盐性生物 (如腹足类、瓣鳃类、蠕虫类等)。生物扰动一般较强，这也是缺乏层理构造的主要原因。但如果海水循环严重受限，可造成缺氧环境，不利于任何底栖生物生存。这种情况下，沉积物中通常发育水平纹理，并常含黄铁矿，在干旱气候下还会沉积蒸发岩。
现代局限台地见于波斯湾南岸、佛罗里达海岸、伯里兹北部等地区。
四、开阔台地
开阔台地 (或称开阔浅海) 是指海水循环较好、盐度基本正常的浅海，其水体能量一般较高，在浅水区常常发育生物礁和浅滩。
开阔台地沉积主要为灰泥石灰岩、含颗粒灰泥石灰岩、颗粒质灰泥石灰岩和灰泥颗粒石灰岩，颗粒主要为原地堆积的正常海生物化石。岩石多呈灰色、深灰色，中厚层至块状，缺乏层理构造，生物扰动强烈。此外，还常见风暴岩夹于正常沉积岩之中。
现代的开阔台地见于巴哈马台地，古代的开阔台地沉积分布广泛，如我国南方扬子地台的二叠系 (冯增昭, 金振奎等, 1994)。
五、台地边缘
顾名思义，台地边缘就是浅水台地与深水斜坡相邻的部分，其宽度受多种因素影响，一般为几公里至二十多公里。这里是台地的前沿，不断受到海浪、洋流的冲击、簸洗，因此其水体能量高； 同时这里也是台地内部较温暖、盐度较高的海水与来自深海海域较冷、盐度正常、富含养分的海水混合的地方。由于这些原因，台地边缘是生物礁和浅滩发育的有利场所。在现代的巴哈马台地、佛罗里达台地等，台地边缘广泛发育鲕粒滩、生屑滩和生物礁。在巴哈马台地上，台地边缘鲬粒滩宽达二十几公里，长上百公里； 在安德列斯岛 ( Andros Island) 东侧的台地边缘上， 形成的礁链长达 160km。佛罗里达台地边缘的礁带宽5~10km，长一百多公里。因此，台地边缘沉积主要是亮晶颗粒石灰岩和礁石灰岩。
第二节 台地沉积模式
碳酸盐台地沉积模式是了解、预测碳酸盐岩沉积相空间分布的重要手段，并在一定程度上也可以预测原生孔隙的分布。
碳酸盐台地可分为3种主要的类型，即碳酸盐缓坡、镶边碳酸盐台地和孤立碳酸盐台地。本节主要阐述各类碳酸盐岩台地相带的展布规律。
一、碳酸盐缓坡
碳酸盐缓坡是海底向海平缓倾斜 (坡度通常小于 1°)、水体逐渐变深的碳酸盐沉积环境，从近岸高能波浪作用带向下逐渐过渡为深水低能环境，其间没有明显的坡折。缓坡与镶边台地的区别在于缓坡通常缺乏连续的礁带，高能浅滩位于海岸附近，深水重力流沉积的砾屑石灰岩 (如果有的话) 中缺乏来自浅水环境的砾屑。
根据剖面形态，缓坡可分为均匀倾斜缓坡和远端变陡缓坡 (图26-3)。
(一) 均匀倾斜缓坡
均匀倾斜缓坡指由浅水到深水坡度平缓并且均匀变化的缓坡 (每公里只有几米)，与较深水的低能环境之间无明显的地形坡折，波浪搅动带位于近岸处 (图26–3)。自陆向海，其相带依次为：
(1) 潮坪——潟湖，其沉积主要为灰泥石灰岩，缺乏开阔海生物群；
(2) 高能浅滩，其沉积物主要为颗粒石灰岩；
(3) 外缓坡 (水深在正常浪基面与风暴浪基面之间)，其沉积主要为灰泥石灰岩、生屑
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质灰泥石灰岩，含有多样的正常海生物群化石，生物扰动强烈，常见向上变细的风暴沉积，可发育点礁。
外缓坡再向海则过渡为斜坡和盆地。外缓坡与斜坡之间没有坡折，两者以风暴浪基面为界。斜坡坡度也很小，其沉积主要为灰泥石灰岩，不发育重力流沉积。
均匀倾斜缓坡发育于平缓的古构造斜坡上。这种平缓的斜坡可出现于大陆架上远离陆壳——洋壳边界的地方，出现于前陆盆地俯冲盘的大陆壳上或出现于大陆内部。
现代均匀倾斜缓坡见于波斯湾 ( Purser, 1973) 和澳大利亚西部的鲨鱼湾 ( Logan,1974)。古代实例有美国弗吉尼亚地区的中奥陶统 ( Read，1980)和纽约地区的泥盆系均匀缓坡沉积 ( Laporte, 1969)。
(二) 远端变陡缓坡
远端变陡缓坡在近岸处具有均匀缓坡的特征 (即高能浅水环境与低能较深水环境之间是均匀过渡的，不存在明显坡折)，也有一些镶边台地的特征 (斜坡陡，重力流沉积发育)。这种缓坡与镶边台地的区别在于坡折不是发生在浅水高能带附近，而是在远离高能带、水体较深的地方 (图26-3)，因此，斜坡上的重力流沉积缺乏来自浅水高能环境的碎屑。
自陆向海，远端变陡缓坡上发育的相带依次为：潮坪——潟湖、高能浅滩和外缓坡。这些相带的沉积特征与均匀倾斜缓坡的相似，但与远端变陡缓坡相邻的斜坡坡度明显变陡，发育重力流沉积，常见层内侵蚀面和滑塌构造等，这是与均匀倾斜缓坡的重要区别。
远端变陡的缓坡多发育于有正断层活动或有挠曲的地区。当镶边台地因海平面快速上升而被淹没时也可演化为远端变陡的缓坡。
现代的远端变陡缓坡见于尤卡坦台地 ( Ahr，1973)，是海平面快速上升时期由镶边台地淹没形成的。古代实例包括美国西部的上寒武统一下奥陶统远端变陡缓坡沉积 ( Cook 和 Talor, 1977; Cook, 1979)。
上述两类缓坡又可根据相带的发育特征划分为四类，即具有裙滩的缓坡、具有障壁滩的缓坡、具有点礁的缓坡以及高能缓坡 (图26-3)。
1.具有裙滩的缓坡
具有裙滩的缓坡上的浅滩像围裙一样紧靠海岸，其间没有潟湖(图 26-4)，浅滩与陆地之间还发育潮坪
自陆向海，其相带顺序如下(1)潮坪:依据气候变化，形成相应的、具有分带特点的沉积物。
(2)浅滩:平行海岸延伸，剖面呈楔状，向海加厚，宽度0.5km 以上。浅滩通常位于水下，但在正常浪基面之上。其沉积主要为颗粒石灰岩，颗粒可为生物颗粒，也可为鲕粒、球粒或内碎屑等。由于靠近陆地，常见陆源石英砂，这是此种浅滩的一个特征。浅滩的向岸侧坡度平缓向海侧坡度较陡，可为几度，如果有海草或早期海底胶结固定，也可达 20°~30°浅滩上波痕、各种交错层理常见。潮汐作用强的地区，浅滩上可发育潮汐水道，深度可达 10m，其内充填具有交错层理的颗粒石灰岩，常含撕裂砾屑。
(3)外缓坡:多为泥灰岩或颗粒质泥晶石灰岩。
现代具有裙滩的缓坡见于澳大利亚西部的鲨鱼湾(Davies，1970))。
2.具有障壁滩的缓坡
具有障壁滩的缓坡上的浅滩形成障壁，与海岸之间有潟湖分隔(图 26-4)。自陆向海，其相带顺序如下。
(1)潮坪:依据气候变化，形成相应的、具有分带特点的沉积物。
(2)潟湖:多为反映低能沉积环境的泥晶灰岩沉积，可见膏、盐岩沉积。
(3)浅滩:平行海岸延伸，剖面呈底平顶凸的透镜状，宽 2~20km，可出露水面。其沉积浅滩上主要为颗粒石灰岩。颗粒可为生物颗粒，也可为鲕粒、球粒或内碎屑等，少见陆源砂。发育潮汐水道，其宽度可达 1km，深度可达 10m。潮汐水道的末端常发育潮汐三角洲。(4)外缓坡;多为泥灰岩或颗粒质泥晶石灰岩。
具障壁滩的缓坡发育在比具裙滩的缓坡坡度缓的古构造斜坡上。随着海平面上升，具裙滩的缓坡可演化为具障壁滩的缓坡。只要时间充足，具障壁滩的缓坡可进一步演化为镶边台地。现代具障壁滩的缓坡见于波斯湾南岸(Purser 和 Evans，1973)。
3.具有点礁的缓坡
具有点礁的缓坡的特征是发育点礁，未形成连续的礁带。点礁分散于缓坡的高能带，与浅滩共生或发育于水体相对较深的外缓坡(图 26-4)。
自陆向海，其相带依次如下
(1)潮坪:依据气候变化，形成相应的、具有分带特点的沉积物。(2)潟湖:多为反映低能沉积环境的泥晶灰岩沉积，可见膏、盐岩沉积(3)浅滩-礁复合体:为高能带，既有滩也有礁，礁为点礁，直径多为几十米或几百米，可分为礁前、礁核和礁后。
(4) 外缓坡：以灰泥石灰岩和生屑质灰泥石灰岩沉积为主，可见点礁。
具点礁的缓坡通常形成于海平面快速上升的情况下，从而使生物礁不能侧向扩大，只能垂向生长。
现代具有点礁的缓坡见于波斯湾地区，古代实例见于美国弗吉尼亚州的中奥陶统。
- 高能缓坡
高能缓坡以发育海岸沙丘、海滩和广布的陆棚碳酸盐砂为特征，不发育潮坪。这种缓坡发育于稳定的大陆架上，而且海底坡度相对较大，水体循环好。
自陆向海，其相带顺序如下。
(1) 海岸沙丘、海滩脊：处于高潮线附近，沉积物主要是碳酸盐砂和成熟的石英砂。在沙丘沉积中常见大型风成交错层理，在海滩沉积中常见冲洗层理，并向海方向递变为具有槽状交错层理的介壳砂、小型生物丘等。
(2) 浅滩：处于平均高潮面至正常浪基面之间，其沉积主要是席状骨屑砂，宽几十公里，可含石英砂，常见交错层理、平行层理、风暴作用形成的丘状交错层理。
(3) 外缓坡：沉积主要为灰泥颗粒石灰岩、颗粒质灰泥石灰岩、灰泥石灰岩等，颗粒主要为正常海生物颗粒。常见生物扰动构造和风暴沉积。
现代高能缓坡见于澳大利亚西南部的大陆架 ( Collins，1981) 以及尤卡坦东北部 ( Ward Brady, 1979)。古代实例见于澳大利亚努拉伯平原 ( Lowry, 1970) 地区的古近—新近系。
二、镶边碳酸盐台地
镶边台地是具有高能外部边缘的浅水台地，与深水盆地之间有坡度较陡的斜坡 (几度到60°以上)。沿其边缘发育高能障壁礁或滩带，从而在其向岸一侧形成了低能的潟湖。现代的镶边台地包括澳大利亚大堡礁 ( Maxwell, 1968)、美国佛罗里达南岸 ( Enos和 Perkins,1977) 以及伯利兹 ( Ginsburg和 James, 1974)。
根据沉积特征差异，可将镶边台地的边缘划分为3种类型：沉积型 (或加积型)、过路台地边缘型和侵蚀台地边缘型。
(一) 沉积型 (或加积型) 的台地边缘
沉积型 (或加积型) 的台地边缘既有垂向加积又有侧向加积，通常缺乏高且坡度大的陡崖，台地边缘沉积可与斜坡沉积呈指状交互而不是截然接触(图26–5)。自台地向盆地发育的相带顺序如下。
(1) 潮坪——潟湖体系：沉积颗粒质灰泥石灰岩、灰泥石灰岩，局部发育点礁和滩。海平面周期性地相对下降常导致潮坪广泛发育，甚至可以覆盖整个台地； 而海平面的相对快速上升，可导致潟湖和点礁广布。因此，在这种台地上常发育侧向连续性极好(可横向追索几十甚至几百公里) 的、向上变浅的米级沉积旋回。
(2) 台地边缘内侧：沉积生屑砂或鲫粒砂，具有交错层理，并可发育点礁。向陆地方向颗粒含量减少，灰泥含量增高。
(3) 台地边缘外侧：发育礁、浅滩，浅滩由生屑砂和来自礁的砾屑组成，同生海底胶结活跃。造礁生物常随水深变化而成带状分布，浅水高能带发育结实的包壳状、块状造礁生物，随水深加大，逐渐变为枝状、页状造礁生物。
(4) 礁前斜坡：沉积灰质砂、角砾和一些灰泥，这些岩层通常呈高角度倾斜。随水深加大，灰泥含量增高。角砾主要来自台地边缘的礁和胶结的浅滩，常见滑塌构造。
(5) 斜坡：发育席状和水道状浊积岩、碎屑流石灰岩以及悬浮沉积的灰泥石灰岩。砾屑来自台地边缘礁、滩以及斜坡上沉积的灰泥石灰岩。
(6) 盆地：主要为半深海、深海灰泥石灰岩和页岩。
对于具有加积边缘的台地，礁(滩)、礁前斜坡、斜坡以及盆地相之间，通常呈指状交叉过渡关系。这种类型的台地实例包括：北美东部巴尔的摩的斯考地盆地 ( Jansa，1981)、澳大利亚肯宁盆地泥盆系 ( Playford，1980)。美国墨西哥湾白垩系斯塔特台地是一个斜坡坡度较小 (约2°) 的镶边台地 ( Bebout和 Loucks, 1974)。美国密歇根盆地的志留系也是斜坡坡度小 (10m/ km) 的镶边台地, 斜坡上有许多塔礁 ( Mesolla等, 1974)。
(二) 过路台地边缘
过路台地边缘发育于垂向加积较快、与海平面上升同步的台地。这种台地边缘通常与陡崖或有沟道的斜坡伴生 (图26–5)。自台地边缘向深水盆地发育的相带顺序如下。
(1) 台地边缘生物礁及颗粒滩。
(2) 陡崖 (高度多在200m以上)：为沉积物从边缘到斜坡的过路带。
(3) 环台地塌积裙：由角砾、碳酸盐砂以及灰泥夹层组成。如果台地边缘生物礁发育，塌积物中将有大量生物礁砾屑； 如果台地边缘颗粒滩发育，塌积物中将有大量碳酸盐砂及颗粒石灰岩砾屑。塌积物与陡崖直接接触并向盆地方向逐渐变细。
(4) 有沟道的斜坡：主要沉积灰泥，其上发育条带状碳酸盐砂及砾屑充填的沟道。
(5) 斜坡下部：主要沉积浊积岩和灰泥石灰岩。
(6) 盆地：主要沉积灰泥石灰岩或页岩。
加拿大沃普枚山脉 ( Wopmay Orogene) 前寒武系罗克乃斯特组 ( Rocknest Formation)是具有陡崖—过路边缘的台地 ( Hoffman, 1973)。Mcllreath (1977) 报道了加拿大西部寒武系大教堂组中一个过路边缘的台地，其陡崖高约200m，由藻礁组成。
(三) 侵蚀台地边缘
侵蚀台地边缘通常以发育高的陡崖为特征，陡崖高度可达4km。台地边缘发育生物礁，由于海平面下降和机械侵蚀后退，出露了台地内部潟湖、潮坪沉积的石灰岩 (图26–5)。自台地边缘向深水盆地方向发育的相带顺序如下。
(1) 台地边缘的生物礁和颗粒滩。
(2) 陡崖：早期台地内部潟湖、潮坪沉积的石灰岩，可直接与塌积物接触。
(3) 环台地塌积裙：由角砾、碳酸盐砂、灰泥夹层组成。其重要特征是有由鸟眼石灰岩、叠层石石灰岩和潟湖沉积形成的角砾，从而表明台地边缘发生过大规模后退。这些砾屑与来自生物礁和浅滩的砾屑混合。
其他相带特征同过路台地边缘。
镶边台地通常是由具生物礁障壁的缓坡演化而来。由于有造礁生物发育，碳酸盐岩产率高，随海平面不断上升，障壁会不断加积增高形成较陡的边缘。随着时间的推移，加积型和进积型台地边缘可以演化为过路型或陡崖型台地边缘。
镶边台地最可能在低纬度地区的大陆架上发育，这里造礁生物繁盛。在前陆盆地中，这种台地不发育，主要是因为这种盆地中水体循环受限，而且陆源物质注入较多导致水体浑度较大。在高纬度地区，由于少见造礁生物，通常形成缓坡而不是镶边台地。
在造礁生物繁盛的地质时期，如中奥陶世、志留纪、泥盆纪、晚三叠世、晚侏罗世、白垩纪、渐新世、上新世和更新世等，镶边台地都很发育。
许多镶边碳酸盐台地向陆侧有碎屑岩潟湖，潟湖向陆地方向过渡为碎屑岩海岸，向海方向则逐渐过渡为浅水碳酸盐台地。台地向潟湖的一侧为地形平缓的缓坡，而与广海相邻一侧则发育较陡的生物礁或浅滩台地边缘，台地边缘前面是坡度大的斜坡，其上发育重力流沉积。
潟湖水体一般不深，多为几十米，在风暴浪基面之上，其沉积主要为页岩，夹一些薄层砂岩。当水深较大，海底在风暴浪基面之下时，则会形成缺氧的暗色页岩沉积。在干旱气候下，潟湖中还会有蒸发岩沉积。这种碳酸盐台地通常形成于有河流注入的陆棚上，多位于被动大陆边缘。具体实例包括：我国南方扬子地台的二叠系、三叠系 (冯增昭等，1997)，加拿大西部的寒武系 ( Aitken, 1978)、加拿大东部的中生界 ( Markello和 Read, 1978)。
三、孤立碳酸盐台地
孤立碳酸盐台地远离大陆架，通常几十或几百公里宽，位于陆壳、过渡壳的断块或火山上并被深水包围 (通常水深为几百米甚至4km以上)(图26-6)。其中一些这样的台地又称为环礁，特别是当其内部有较深的潟湖和明显隆起的边缘时。
边缘为生物礁的台地，内部较深 (可达20m)，沉积物主要为生物颗粒和灰泥。边缘以浅滩为主的台地，内部通常浅而平坦，其沉积主要为球粒砂和灰泥。
孤立台地与镶边台地或缓坡的重要区别之一是迎风侧通常发育生物礁，背风侧通常发育颗粒滩。潮汐作用活跃的台地边缘通常发育鲕粒滩。
在极少数情况下，孤立台地的边缘是平缓的，其剖面特征和相带特征与缓坡相似( Matti, McKee, 1977)。但在更多的情况下, 台地的边缘是陡的, 与镶边台地的边缘相似。较陡的台地边缘可以发育陡崖，其倾角可达60°以上，高几百米至4km； 向下过渡为坡度较小的斜坡，坡度1°~15°； 再向下，斜坡过渡为地形平坦的盆地。
对于具有陡崖台地边缘的孤立台地，从台地到盆地发育的相带顺序如下。
(1) 台地内部：可发育潮坪、浅滩、点礁、局限台地、开阔台地，沉积物为灰泥石灰岩、颗粒质灰泥石灰岩、颗粒石灰岩、准同生白云岩，局部有礁石灰岩和蒸发岩，向上发育变浅的米级旋回。
(2) 台地边缘：发育浅滩或礁，主要沉积颗粒石灰岩、礁石灰岩。
(3) 陡崖：发育程度因地而异。由于坡度陡，无沉积物堆积，其上部可为台地边缘沉积的颗粒石灰岩和礁石灰岩，下部可为早期台地内部沉积的石灰岩。
(4) 斜坡上部 (塌积斜坡)：主要由台地边缘和台地内部沉积岩侵蚀垮塌形成的砾级碎屑和从台地上搬运下来的颗粒、灰泥组成，形成砾屑石灰岩、灰泥颗粒石灰岩夹灰泥石灰岩。此带宽通常1~3km。如果陡崖很高，塌积斜坡可直接过渡为盆地，也可过渡为斜坡下部。
(5) 斜坡下部：重力流 (碎屑流、浊流、颗粒流等) 沉积和远洋悬浮沉积为主，岩性为互层暗色薄层灰泥石灰岩与重力流沉积的砾屑石灰岩、颗粒石灰岩。向盆地方向，重力流沉积逐渐减少，颗粒变细，层变薄，灰泥石灰岩相对增多。在此相带还可有等深流沉积。
(6) 盆地：主要沉积暗色薄层灰泥石灰岩、薄层放射虫和海绵骨针硅岩、页岩，纹理发育，常见深水遗迹化石。
孤立台地的实例除巴哈马台地外，还有我国南方黔桂交界地区的二叠系 (冯增昭、金振奎等, 1994)、墨西哥白垩系黄金巷 ( Golden Lane) 和埃尔岛克特( El Doctor) 台地( Enos, 1974; 1977)、威尼斯阿尔卑斯地区侏罗系台地等。
大部分被动大陆边缘的孤立台地是在断裂发育、快速沉降的陆壳或过渡壳上发育的。许多孤立台地是在地垒上发育起来的，而周围的地堑则演化成深水盆地。还有一些孤立台地位于线状海底山脊之上，或在高海平面时期发育在大陆内部一些构造高部位上。开始，一些孤立台地具有类似缓坡的斜坡，但随着时间推移会发展成高而陡的边缘。在盆地沉降过程中，孤立台地不断加积就会导致台地边缘与盆地之间的高差加大，台地边缘开始由缓坡型依次过渡为加积边缘、过路边缘、侵蚀边缘。
第三节 碳酸盐台地沉积与油气关系
碳酸盐台地是油气富集的有利场所，每类台地都有含油的实例。对同一台地，不同的部位储集潜力不同。
台地上的生物礁是最有利的储集相带，这是因为生物礁中不仅孔隙发育而且孔隙大，常为几厘米甚至更大，这样的孔隙在后期成岩作用中不易被充填满。
潮上带和颗粒滩也可发育良好的储层。潮上带是强烈蒸发的环境，有利于发生准同生白云岩化，形成准同生白云岩，而且白云岩中常含石膏结核、石膏层等蒸发岩。蒸发岩后期容易发生溶蚀，形成溶蚀孔隙； 也可导致上覆岩层垮塌、碎裂，形成角砾，产生砾间孔隙，从而形成储层。颗粒滩主要沉积亮晶颗粒石灰岩，其原生粒间孔隙发育，但这些孔隙在后期成岩阶段多被充填而变为无效孔隙。如果地质年代较新 (中生代以来)、成岩胶结时间相对较短，则可保留部分孔隙成为良好储层。此外，与灰泥石灰岩相比，颗粒石灰岩白云化后孔隙较发育，可形成良好储层。
由于台地边缘生物礁和浅滩发育而且规模大，因此这里是十分有利的储集相带。
至于局限台地和开阔台地，其沉积以灰泥石灰岩、含颗粒或颗粒质灰泥石灰岩为主，几乎没有原生孔隙，如果要形成储层只能靠裂缝、白云化或后期溶蚀，但这两个相带却是台地上最有利的生油气相带。
下面就列举一些台地含油气的实例。
缓坡上浅滩储层的实例有美国路易斯安那州侏罗系斯马克欧俄 ( Smackover) 鲕粒滩( Bishop, 1969; Ahr, 1973); 中东地区侏罗系阿拉伯组A到 D段的鲕粒滩储层 ( Murris,1980); 威廉斯顿 ( Williston) 盆地密西西比系使命谷组和查尔斯组鲕粒滩储层 ( Edie,1958)。缓坡上礁石灰岩作为储层的例子有得克萨斯州密西西比系( Ahr、Ross，1982) 以及纽约的泥盆系 ( Kissling Polask, 1982)。当缓坡下部的石灰岩发生白云化时, 也可形成储层, 如威廉斯顿 ( Williston) 盆地密西西比使命谷组 ( Lindsay、Kendall, 1980)。
在镶边台地上，台地边缘形成油气储层的实例有墨西哥湾白垩系斯跨特礁带 ( Griffith，1969)、二叠系的汤逊德-克姆泥滋 ( Townsend-Kemnitz) 油田 ( Malek-Aslani, 1970)。在美国二叠纪盆地，潮坪白云岩形成了良好的油气储层 ( Meissner，1974)；在我国鄂尔多斯盆地，中奥陶统潮坪白云岩形成了主力产气层。
孤立台地含油的实例包括得克萨斯上古生界的马蹄环礁 ( Vest，1970)、白垩系黄金巷环礁 ( Enos，1977)等，在这些台地上储层是由台地边缘礁形成的。