第二十八章 海相深水碳酸盐沉积
20世纪70年代以前，人们认为碳酸盐沉积物主要形成于浅海，相应的碳酸盐沉积物的研究工作主要集中于浅海区。20世纪70年代以来不断发展的远洋调查工作，使人们逐渐获得深水碳酸盐沉积学方面的新资料与新认识。这些资料表明，在地质剖面中有大量细粒碳酸盐岩，其不具有潮坪及浅海沉积的岩石特征，乃形成于浪基面甚至碳酸盐补偿深度以下的缺氧深水环境。
海洋深水沉积环境是指海水深度在风暴浪基面之下的半深海和深海环境，包括大陆斜坡(或称大陆坡) 和深海盆地，平均海水深度大于 150~200m。在地形上，它包括大陆坡、陆隆、海沟、海底峡谷、海岭或洋中脊以及深海平原等地貌单元。目前，大洋的70%被深水沉积物所覆盖，其中含丰富的碳酸盐沉积物。近二十多年，已经在美国得克萨斯、加利福尼亚，以及北海、中东和墨西哥等地的深水碳酸盐岩中发现了丰富的石油和天然气，这表明海相深水碳酸盐沉积具有良好的油气勘探前景。
在深海环境，碳酸盐沉积作用主要受静态物理化学沉积作用、动态重力流和等深流沉积作用等的控制。深水碳酸盐沉积作用主要有如下几类。
(1) 物理化学沉积作用。
物理化学沉积作用是深水环境中第3种重要的沉积作用。在地球重力作用下，物理化学沉积作用以垂向加积为主。碳酸盐“生物雨”就是一种重要的生物成因的远洋沉积作用。
(2) 重力流沉积作用。
重力流沉积作用是指在重力作用下，浅水沉积物沿海底顺坡搬运到深水区域，形成各种重力流沉积。
(3) 潜流沉积作用。
潜流沉积作用是指海洋深水底部可侵蚀、搬运沉积的深部流体沉积。它不是由重力流驱使，可以顺坡、逆坡、沿坡等向各种方向流动。海洋深部的潜流又可分为4种类型：内潮流和内波流、峡谷流、等深流或底流以及深水面流等。
上述第一种沉积作用即物理化学沉积作用是一种正常的、持续性的海洋沉积作用。后两种深水沉积作用均具有突发性和事件性，可称为事件沉积作用。
第一节 正常沉积作用
一、正常沉积作用及其产物
在深水沉积体系中，除了在大陆斜坡带及盆地边缘地区发育重力流和等深流等事件沉积之外，深海盆地的大部分区域发育着主要受静态物理化学沉积作用控制的正常沉积体系。
对静态深水环境碳酸盐沉积起控制作用的主要是海盆的深度。海洋水层深度分带、海水的密度分层、滞水无氧深度、碳酸盐沉积的补偿深度面等，都是对碳酸盐沉积具有普遍性控制意义的沉积作用平衡面。
在开阔大洋中水深超过200m的海域底部的沉积物，一般被称为深水碳酸盐软泥。它们主要为来自远洋的浮游生物及深水底栖碳酸盐生物介壳所组成的混合沉积。深水碳酸盐沉积物常常是在碳酸盐不饱和状态下形成的。
在方解石沉积补偿深度 (CCD) 之下的深水环境，由于压力增加，CO₂溶解于水，水体呈酸性，碳酸钙呈不饱和状态。深水盆地中不同深度海底的碳酸钙沉积物，实际上都是溶解环境的残余物，如瘤状石灰岩、残存的钙质生物化石等。以CCD为基面，向上按CaCO3残余物含量不同，可以划分出不同等级的碳酸盐溶解相。
(1) 非溶解相：CaCO₃基本无溶解，其深度上限为CCD基准面之上约 1500m，又称饱和相。CaCO₃颗粒较完整地保存于沉积物中，如现代大洋中没有溶解作用迹象的白垩软泥。
(2) 弱溶解相：CaCO₃颗粒开始受到微弱溶解，此深度上限为 CCD基面之上约500~1500m。在现代大洋沉积物中，按标准有孔虫颗粒计算，其含量超过10%的白垩软泥被纳入此溶解相。
(3) 中等溶解相：指CaCO₃颗粒具有中等程度溶解迹象的白垩软泥。标准有孔虫含量为3%~10%, 陆源粘土含量为 10%~30%, 此深度范围相当于 CCD 基面以上约200~500m。
(4) 强溶解相：指CaCO₃颗粒具有大量溶解迹象的泥灰软泥。标准有孔虫含量小于3% 仅能在沉积物中保留极微小化石和抗溶性较强的有孔虫种属。陆源粘土物质含量相对增加, 约在30%~70%, 此深度界限相当CCD基面以上0~200m。
(5) 完全溶解相：指沉积物中所有钙质浮游生物和 CaCO₃颗粒完全被溶解，有孔虫含量等于零，此深度位于CCD基准面之下，陆源粘土含量达 100%，故又称红粘土相。
白垩是较深水碳酸盐沉积类型之一，一般颗粒极细，具有多众数粒度特征，主要由远洋浮游生物组成。此外，还有双壳类、棘皮类、钙球、腕足类和其他化石。白垩缺乏浅水成因标志，如没有交错层理和波痕构造，最明显的沉积构造是韵律层理。由于组成白垩的颗石藻和有孔虫均以低镁方解石为特征，并且有很好的原始稳定性，因而不同于含有大量不稳定文石和高镁方解石组分的浅水石灰岩。白垩主要出现在地质历史上异常高海平面时期。在高海平面的白垩纪，白垩相覆盖全球海盆地面积达几十万平方公里，包括陆架和内陆海盆地。例如在晚白垩世，当时海平面比现在高出500m左右，白垩沉积覆盖了美国西内陆和海岸的大部分地区以及欧洲30%左右的地区。在我国白垩纪海洋分布有限，只在新疆西部地区分布有不纯的白垩沉积。
二、正常沉积碳酸盐岩特征
海相深水正常沉积物与浅海沉积物相比，属于简单矿物组成的体系，其中普遍含有大量生物和非生物成因的成分，包括浮游生物和底栖生物、自生矿物和陆源、火山、大陆架碳酸盐或其他来源的碎屑。如过去 (1~1.5) ×10⁸年的远洋碳酸盐沉积物，主要由浮游的有孔虫、颗石藻组成，其次为超微化石群； 中、新生代大部分深海正常沉积石灰岩主要是由微化石和超微化石组成的。这些石灰岩中含有的大量浮游有孔虫、颗石藻、翼足目、海硅藻、放射虫或其他海洋浮游生物，是识别正常沉积深水碳酸盐岩的重要依据。
深海正常沉积的碳酸盐岩发育程度，受沉积物的供应、溶解程度和侵蚀速度控制。总体上，深水碳酸盐沉积物具有如下特征：为低速度沉积凝集形成的； 具有大量沉积间断； 具有较多的硬底层，这是海底胶结作用的标志，常与沉积间断共生； 沉积物常含粪球粒，具小型纹理，或者厘米级到米级的韵律层理 (如白垩--灰泥旋回)；碳酸盐岩岩石层面平坦，与薄层页岩互层； 具有小型的沉积构造，以水平层理为主，层理平坦，连续性好，延伸远； 具有特殊的沉积层序，单调均匀，灰泥与页岩互层可形成均等层理； 由于海平面的周期性振荡运动，在深水细粒碳酸盐沉积物中，可以出现小型交错层； 层内常可见燧石交代方解石的现象； 局部由于生物粘结作用，可形成灰泥丘； 深水远洋碳酸盐沉积物体系中，常含有丰富的遗迹化石, 包括 Skolithos和 Planolites, 以及少量的 Chondrites和 Zoophycos等; 在大陆架海的深水正常沉积的碳酸盐堆积物中，发育强烈的生物扰动构造。
第二节 事件沉积作用
一、重力流沉积
(一) 重力流沉积类型
重力流碳酸盐沉积是深水大陆架斜坡带及海盆边缘的十分复杂的堆积体，它一般由规模巨大的、夹有庞大石灰岩块体的异地角砾石灰岩层构成。由于深海沉积的观测工作难度较大，重力流碳酸盐沉积物 (岩) 只是在近二三十年才引起沉积学家的重视。
大陆坡带是浅海陆棚与深海盆地之间的过渡相带，处于迅速沉淀碳酸钙的浅海和缓慢沉淀细粒远洋灰泥的深海之间。从陆架边缘到深海盆地的过渡带，大致可分两种地形：一种是较陡峭的悬崖，一种是较缓倾的斜坡。从地质历史的角度来看，陡峭悬崖式的大陆坡在地质历史上的发生和存在是短期的，而缓慢倾斜的大陆坡的形成和存在，则是长期的。其中，较陡峭的斜坡上较发育重力流碳酸盐沉积，而在较缓倾的斜坡上则以原地沉积的物质为主。
因此，深海大陆坡碳酸盐沉积作用环境，始终处于短期陡斜坡重力滑塌环境与较长期宁静的远洋浮游生物和远洋软泥沉积作用环境的相互交替。
碳酸盐岩重力搬运作用的沉积系列包括岩崩、滑动—滑塌沉积、碎屑流、颗粒流及浊流等沉积类型 (图28-1)。
- 岩崩碎屑堆积岩
岩崩碎屑堆积岩的塌积产物包括孤立的巨型岩块体及岩崩堆积岩 [图28–1 (e)]。
孤立岩块和岩崩碎屑堆积，是指包含于原地深水沉积物中的、来自浅水台地的大型碳酸盐岩块体。岩块的规模可达若干立方米至数万立方米不等，大多数为厚层—块状浅水石灰岩块体或礁石灰岩块体，其颜色、岩性、结构、沉积构造等均与围岩很不协调，显示其异地沉积成因。
孤立岩块和岩崩堆积是深水碳酸盐重力流沉积体系的重要特征，尤其是在全球性张裂大陆边缘带的深水碳酸盐沉积中，孤立岩块和岩崩堆积岩均占有重要地位。在我国华北地台大陆边缘、扬子地台边缘也都发现有被一系列深水沉积地层包围的巨大碳酸盐岩块体，如湘西上寒武统中的、孤立的巨大蓝绿藻礁灰岩体，贵州南部三叠系深水沉积地层中的角砾石灰岩块体等。
崩塌堆积岩和孤立岩块都是大陆边缘碳酸盐台地斜坡岩崩的产物。岩崩产生的原因与地形坡度、同生断裂和地震等有关。在断裂陡崖的碳酸盐台地的下坡可以形成深水岩崩堆积角砾岩裙。
- 滑塌碳酸盐岩
在较陡的碳酸盐岩大陆斜坡带，在同生或准生作用阶段，由于地震、断裂和重力作用等，可引起碳酸盐沉积物呈塑性和半固结状态的滑动变形，形成重力滑塌沉积 [图28-1(a)]。
滑塌碳酸盐沉积中常发育滑塌褶皱，其多见于薄层状碳酸盐沉积中，以塑性变形为主，也可以伴生一定程度的错断。
滑塌碳酸盐岩中的直滑构造和旋滑构造可作为其重要的鉴定标志。
(1) 直滑构造：这是一种由变形褶曲、变形碳酸盐岩块、破碎状岩块和板状碎屑组成的滑动构造，滑动构造的底面是平整剪切滑动面，它直接超覆在远洋石灰岩沉积物之上。
(2) 旋滑构造：它也是由褶曲变形碳酸盐岩块、破碎状岩块和板状碎屑组成的滑动构造。它与直滑构造的主要区别在于其与下伏岩层之间的剪切面并非平直状的，而是一个向下凹的曲面，切入远洋石灰岩层。
在我国秦岭、祁连山、燕辽、内蒙古、湘黔边界及黔南等活动构造带中均已发现深水滑塌碳酸盐岩。在湘西黔东寒武系薄层状黑色碳质石灰岩中，以及贵州下三叠统深水斜坡盆地相薄层碳酸盐岩中均发育滑塌构造。
- 碎屑流碳酸盐岩
碎屑流碳酸盐岩是碳酸盐深水重力流沉积中最重要的类型之一。碎屑流碳酸盐沉积主要由碳酸盐砾屑 (包括碳酸盐岩块、粗砾屑及砂屑) 和泥晶基质组成。通常呈块状，无分选，缺乏粒序结构，但是其顶部有时可呈正粒序 [图28–1 (b)]。
碎屑沉积层序和内部结构分异程度与重力流形成的粘性强度、流动过程中外部介质条件及斜坡坡度等的变化都有一定关系。近源相碎屑流沉积以块状层理和无递变性为特点，远源相碎屑流沉积以层序性递变结构为特征。这些席状碎屑流呈浅色的连续或不连续的席状层、或不连续的扁豆状体，或长条带状的槽形体，产于深海原地暗色泥晶石灰岩、泥晶砂屑石灰岩和深海远洋页岩层系中。
在黔南等地，这种碎屑流席状层最大厚度可达数十米或上百米，内含浅水石灰岩岩块及角砾，岩块大小和形态各异，但通常呈各向等长，带有磨圆的棱，个别岩块可大到200m×50m。角砾岩块的基质是泥晶方解石或细粒碳酸盐岩碎屑及少量细粒陆源物质。角砾为多种来源成分，反映出席状碎屑流物质来源的复杂性。角砾碎屑的来源物质包括浅水台地沉积以及重力流顺大陆斜坡向下流动搬运过程中带入的碎屑物。
- 颗粒流碳酸盐岩
颗粒流碳酸盐岩的沉积组构类似于颗粒流碎屑岩，常呈透镜状，薄层或中层颗粒碳酸盐岩夹于其他类型的重力流碳酸盐岩之中或者深水沉积碳酸盐岩中。碳酸盐岩颗粒一般分选、磨圆较好，亮晶或亮泥晶胶结。颗粒流碳酸盐岩一般发育于较陡的斜坡中下部。在黔南中三叠统发育颗粒流石灰岩，其赋存于碎屑流石灰岩和浊流石灰岩之间 [图28–1 (c)]。
- 浊积碳酸盐岩
在任何大陆坡序列中，浊积岩都占相当大比重，这是一种具有特殊碎屑结构的粒序岩层。浊流沉积碳酸盐岩可以显示鲍玛序列中所有的 A、B、C、D、E5个层序单元。但是最常见并有鉴定意义的是A单元，有时是B单元和C单元。A层底部的颗粒通常为中砾或更大一些，比较常见的是颗粒 (如岩屑、生屑和鲕粒) 碳酸盐砾屑，标志着浊积岩的来源是浅水环境。浊积岩层序的顶部E单元，则常含翼足类、海绵骨针、放射虫等远洋沉积物 [图28-1(d)]。浊积石灰岩的递变层序朝着向海盆斜坡底部方向而变薄并最后消失，在盆地远端被原地石灰岩和原地泥灰岩所代替。
浊积碳酸盐岩的底面构造一般较发育，可见长条脊状构造、舌状冲刷槽、不规则水流构造纹等。
碳酸盐浊流沉积的性质随物源状况和分布环境的变化，其浊流的密度和层序特征均有一定差别。一般可以进一步划分为下面两大类。
(1) 低密度的浊积石灰岩：主要由砂屑、粉屑、泥屑和泥晶及粘土矿物组成，呈较典型的鲍玛序列，主要见于斜坡脚——盆地边缘区。在我国，十万大山盆地的三叠系和西藏的侏罗——白垩系均发育有典型浊积石灰岩。
(2) 高密度的浊积石灰岩：一般均比低密度浊积石灰岩粗，常以细砾和中粗砂屑组分为特征。粗粒序层理、平行层理、中至大型交错层理在层序上明显发育，构成ABC、ABE、ABCE等序列。粗粒序层理还常伴生逆行沙丘层理，代表一组高流态下形成的沉积构造序列。此类浊积石灰岩常与海底水道中碳酸盐碎屑流沉积共生。
(二) 重力流沉积组合
随着斜坡坡度、重力流流速及外部沉积介质的变化，碳酸盐重力流在运移过程中，沉积物组合会发生相应的变化，形成一定的沉积组合。
在我国南方中、下三叠统，发育了如上所述的5种基本类型的重力流石灰岩。这些重力流石灰岩在斜坡的不同位置，构建了6种重力流沉积组合，即滑动流——岩屑流沉积组合、滑动流——岩屑流—浊流沉积组合、滑动流—岩屑流——颗粒流—浊流沉积组合、岩崩堆积——岩屑流沉积、岩屑流—浊流沉积组合和岩屑流—颗粒流——浊流沉积组合。
(三) 重力流沉积基本模式
碳酸盐重力流沉积作用的类型主要取决于发育重力流的陆棚边缘的陡峻程度和岩性特征。根据陡峻程度，碳酸盐台地 (或陆棚) 边缘一般可划分为沉积边缘和跌积边缘。前者边缘较平缓，沉积物可能在这种边缘沉积下来； 后者边缘则很陡峻，甚至呈悬崖状态，沉积物很难在这里沉积下来，沉积物处于过路状态，大部分被水流、潮汐、波浪等带到更深水区。根据沉积特征或岩性特征，碳酸盐台地边缘一般可分为礁边缘和滩边缘。这样，碳酸盐台地边缘的深水重力流沉积可划分为两种类型和4种基本模式。
- 跌积边缘——礁边缘沉积模式
碳酸盐台地边缘为近于直立的悬崖陡壁，这可能起因于强烈的断层作用或明显的海平面变化。沉积物沿着广阔的前沿陡坡或通过海底峡谷，从浅水崩落、跌积到深水盆地。
碳酸盐台地的边缘是陡峻的生物礁，在其向海陡崖的根部发育着规模巨大的礁岩碎块的岩崩堆积 [图28-1(e)]。再往向海方向，就逐渐变为具有碎屑流或浊流特征的扇形灰砂堆积以及半远洋和远洋的灰泥沉积 (图28-2)。
- 跌积边缘——滩边缘沉积模式
碳酸盐台地边缘为陡峻的滩，其向海陡崖根部的礁块就不如上一模式中的发育，而且主要由灰砂组成。再向海方向，也同样逐渐变为具有碎屑流或浊流扇形灰砂堆积以及半远洋和远洋的灰泥堆积 (图28–3)。
- 沉积边缘—礁边缘沉积模式
沉积边缘—礁边缘沉积位于大陆边缘沉积坡度3°~25°，向海盆方向地形坡度变小。如果盆地边缘坡度较陡，则在斜坡上部形成镶边的浅水礁。
碳酸盐台地边缘为平缓的礁边缘，环台地边缘的岩崩堆积不甚发育，但却发育着一套较细粒的异地沉积。大多数异地物质都来源于礁或礁下的碎石堆，并堆积在陆坡下部或半远洋及远洋盆地中。因此，不太发育的台地边缘的碎石堆就常与半远洋的灰泥沉积呈过渡关系在半远洋及远洋灰泥沉积中，亦常有岩屑流(块体流)发生(图 28-4)。
加拿大西部的寒武系和中国湘西寒武系均发育该类沉积4.沉积边缘-滩边缘沉积模式
碳酸盐岩台地边缘地形平缓，海水能量低到中等，发育形成胶结差的灰质沙洲和沙坝这实际上是一种沉积平衡状态。从台地边缘带出的沉积物主要为砂屑，砾石级碎石较少，大陆斜坡主体沉积为砂级钙屑沉积，浊流和颗粒流是其主要搬运机制 (图28-5)。
这4种台地边缘的深水重力流沉积模式，使浅水碳酸盐台地边缘的深水碳酸盐重力流沉积理论又前进了一步，是一个较常见的模式。
重力流碳酸盐是深水碳酸盐的重要组成部分，油气在大陆坡沉积，如在美国内华达州寒武系、奥陶系斜坡层序中占50%；在我国广西十万大山三叠系斜坡层序中占30%；在鄂尔多斯盆地南缘奥陶系中占近13%。另外，重力流碳酸盐形成的机理与深水细粒碳酸盐也完全不同。重力流碳酸盐岩也是重要的油气储集体。例如，墨西哥湾坦皮科湾 PozaBica油田，油气储层为岩屑石灰岩； 美国西得克萨斯和新墨西哥州的二叠系，深水碎屑流石灰岩也是储层。意大利中部的“Scaglia Calcaihe”油田，白垩—新近系碳酸盐浊积岩也是重要储层之一。总之，重力流碳酸盐岩是寻找油气的一个新领域。
二、等深流沉积
等深流沉积理论是继浊流沉积理论之后沉积学研究领域的又一重要进展。目前，对大西洋地区的等深流碎屑沉积研究较为深入。但是在总体上，碳酸盐等深流沉积的研究尚处于初级阶段。
(一) 等深流沉积的特点
等深流沉积(岩石可简称为等深岩) 可以分为3种类型，即砂质和粉砂质、斑状粉砂质和泥质以及均匀的泥质。岩层厚度变化较大，砂质或粉砂质等深岩层厚度较薄，一般为 10~30cm； 而泥质等深岩层普遍较厚，从几厘米到几十米不等，而且缺乏层理。
等深岩的原始沉积构造，在所有类型中均可见较粗的颗粒 (常是贝壳) 富集，以及粉砂质透镜体和纹层。在部分泥质和粉砂质泥等深岩相中，普遍有波状或细微的纹理，规则的水平纹理很少。粉砂质和细砂质等深岩相普遍为块状 (生物扰动形成的)，仅发育有稀少的水平层理和交错层。沉积相之间的层接触完全是突变的，但界面平坦。
等深岩最大的特点之一是广泛受生物扰动的影响和改造。生物扰动是连续进行的，在许多情况下几个生物扰动期叠加在一起。因此，许多原始沉积构造被改造或破坏，局部或完全为生物扰动切割，造成大部分粉砂、砂和泥混合。
等深岩可具有正向和反向递变层序，反映了等深流沉积速度的增加和减弱。层序的厚度变化较大，从小于10cm到大于100cm。沉积相序和沉积构造序列在层序中常常不完整。典型成对的层序，常由6个层段组成，自下而上为：(1) 含有贝壳碎片的泥质层段； (2) 具有粉砂透镜体和大量生物扰动的、互层的泥质、粉砂与砂质层段； (3) 具有生物扰动和生物碎片的粉砂质和砂质层段； (4) 夹有粉砂质透镜体的泥质层段，；(5) 具生物扰动的粉砂质和砂质层段； (6) 含生物碎片的泥质等深岩层段。
等深岩的分布和产状具有一定的规律。等深岩相具有稳定的空间分布，相标志具有远距离的可比性。等深岩经常与深水相浊积岩、半深海远洋沉积岩共生，在剖面上三者可表现为互层型、夹层型、渐变型和突变型的叠覆关系。
(二) 等深岩与浊积岩的区别
末梢碳酸盐浊积岩由细粒沉积物组成，同样分布在斜坡的脚部，伸入到盆地，所以易与碳酸盐等深岩混淆。
在我国南方中三叠统，等深流石灰岩常发育于重力流沉积的间歇期，即常以波状或薄层状颗粒石灰岩赋存于深水沉积石灰岩中。在平面分布上，浊流石灰岩层及其中的定向组构垂直于斜坡的走向，而等深流石灰岩层及其中的定向组构平行于斜坡的走向。
此外，还可根据沉积构造、古生物、沉积地层产状及组构，区别等深流石灰岩与浊流石灰岩 (表28-1)。
表28–1 浊积岩与等深岩的主要区分标志
| 浊 积 岩 | 等 深 岩 | 结 论 | |
|---|---|---|---|
| 分选性 | 差到中等， 分选系数大于 1.5 (Folk) | 好到很好， 分选系数小于 0.75(Folk) | 等深岩分选好 |
| 层厚及层数频率 | 通常 10~100cm低 | 通常小于5cm高 | 等深岩具较薄的层， 单位厚度中层数多 |
| 递变性和层理接触关系 | 正向递变普遍， 底部接触界线明显， 上部接触界线不清楚 | 正向递变和反向递变， 顶部接触界线清楚 | 等深岩递变性不规则， 上部接触界线清楚 |
| 交错纹层 | 常见， 细碎屑的富集使纹理增强 | 常见， 重矿物的富集使纹理增强 | 等深岩与浊积岩明显不同之处在于重矿物碎屑在等深岩中形成小 规模层理 |
| 水平纹层 | 仅在上部常见， 细碎屑的富集使之增强 | 整个序列中常见， 重矿物或有孔虫贝壳的富集使之增强 | |
| 块状层理 | 常见， 特别是上部 | 缺乏 | 等深岩普遍发育纹层 |
| 颗粒组构 | 在块状递变部分很少或没有优选方向 | 颗粒优选方向在整个岩层中平行层理面 | 等深岩具较好的颗粒定向 |
| 杂基 | 10%~20% | 0~5% | 等深岩杂基含量低 |
| 微体化石 | 常见， 在整个岩层中保存良好，具分选性 | 很少， 通常被磨蚀、破碎， 在重矿物富集层中具分选性 | 等深岩表现出明显的改造迹象 |
| 动植物残骸 | 很少， 通常被磨蚀或破碎 |