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碳酸盐沉积特性文献整理
碳酸盐沉积物
碳酸盐岩是由方解石、白云石等碳酸盐矿物组成的沉积岩。
以方解石为主的岩石称为石灰岩，以白云石为主的岩石称为白云岩。
它主要形成于温暖、清洁的浅海海域，现代主要分布于南北纬30°之间，少数在陆地环境中形成。
古代形成的碳酸盐岩，约占地表沉积岩分布面积的20%。
浅海碳酸盐岩物质组成
浅海碳酸盐岩的基本结构组分有：
颗粒、灰泥、亮晶胶结物和生物格架。
颗粒是一种在沉积盆地内由水动力作用、生物、生物化学、化学作用所控制的非正常化学沉淀的碳酸盐矿物的集合体。
颗粒的类型有内碎屑、外碎屑、鲕粒、球粒、生物颗粒等。
（1）内碎屑主要是在沉积盆地中沉积不久的、半固结或固结的各种碳酸盐沉积物，受波浪、潮汐水流、风暴流、重力流等的作用，破碎、搬运、，磨蚀、再沉积而成。
根据大小。
可以把内碎屑分为砾屑（直径大于2mm）、砂屑（直径为0.05~2mm）和粉屑（直径为0.005~0.05mm）。
（2）外碎屑指来自沉积地区以外的较老的碳酸盐岩碎屑，是陆源碎屑颗粒。
外碎屑和内碎屑在成分上相同，但形成机制不同。
（3）球粒：
通常，把较细粒的（粗粉砂级或砂级）、由灰泥组成的、不具特殊内部结构的、球形或卵形的、分选较好的颗粒，叫做球粒（pellet）。
球粒的成因主要有两种。
一种是机械成因，即是一些分选和磨圆都较好的粉砂级或砂级的内碎屑。
另一种是生物成因，即是由一些生物排泄的粒状粪便形成的，这种成因的球粒亦称为粪球粒（fecalpellet）。
在古代和现代沉积中，绝大部分球粒是粪球粒。
粪球粒呈卵形或椭球形，分选甚好，有机质含量一般较高，在薄片中呈暗色。
这是鉴别粪球粒的重要特征。
（4）鲡粒是具有核心和同心层结构的球状颗粒，很像鱼子（即鲡），也有称其为“鲡石”的，也可简称为“鲡”。
鲡粒大都为极粗砂级到中砂级的颗粒（2~0.25mm）。
鲡粒通常由两部分组成:
一为核心，一为同心层。
核心可以是内碎屑、化石（完整的或破碎的）、球粒、陆源碎屑颗粒等;同心层主要由泥晶方解石组成。
现代海洋环境中的鲡粒主要由文石组成。
有的鲡粒具有放射状结构，此放射结构有的可以穿过整个同心层，有的则只限于几个同心层中。
根据鲡粒的结构和形态特征，可以把鲡粒划分为以下几种类型:
正常鱿:
其同心层厚度大于核心的直径，且呈球形。
一般所说的鳍粒都是指这种正常鲡。
表皮鲡（或表鲡）:
其同心层厚度小于其核心直径。
有的表皮鲡甚至只有一层同心层，即一层皮壳。
复鲡:
在一个鲡粒中，包含两个或多个小的鲡粒。
椭形鲡:
正常的鲡大都呈球形，但也有些鲡呈椭球形，这主要是由其核心的形状决定。
枚射鲡:
即具有放射结构的鲡粒，这种放射结构多是后来重结晶作用的产物。
单品鲡及多晶鲡:
整个鲡粒基本上由一个球形的外壳和其中的一个方解石晶体或若干个方解石品体构成，其同心层已不复存在了。
这种鲡粒多是刚形成的鲡粒在成岩作月旱期遭受淡水淋滤作用，其核心及同心层被溶解，然后又被充填的结果。
负鲡:
即核心及同心层的大部或全部已被溶蚀的鲡粒，基本上只剩下一个外壳层，故也称为空心鲡，这实际上是一种鲡粒内的溶蚀孔隙。
（5）生物颗粒：
生物颗粒（skeletalgrain）是指生物骨骼及其碎屑，它是碳酸盐岩重要的组成部分，其鉴定主要靠形态、结构（如晶粒结构、纤状结、片状结构、柱状结构等）、成分等多种标志。
生物化石具有重要的指相意义。
藻类由于需要阳光进行光合作用，其生活的水深不超过100m，一般在十几米以内，尤其是蓝藻。
腕足类、有孔虫、棘皮类、二叶虫、海绵类、珊瑚、苔鲜虫、层孔虫等是厌盐性生物，通常生活于盐度正常的浅海环境。
其中海绵类、珊瑚、苔鲜虫、层孔虫是造礁生物，对水深、盐度、温度、水体清洁度、水体能量等要求都很严格。
但应记住，只有原地堆积的生物颗粒有指相意义。
原地堆积的生物化石一般保存较完好，杂乱排列，其宿岩无层理构造，颗粒之间为灰泥;异地沉积的生物化石破碎程度大，而且多定向排列，其宿岩常具层理构造，颗粒之间为亮晶胶结物或灰泥。
灰泥是方解石成分的泥，也称为“微晶方解石泥”。
关于泥与颗粒的界限，一般以0.005mm为界。
在现代碳酸盐沉积物中，灰泥大都由针状文石组成，这种针状文石晶体的平均长度接近0.003mm，宽度约为长度的1/10;在古代石灰岩中，泥晶方解石通常小于0.005rnm或0.01mm。
有三种成因的灰泥。
第一种是化学沉淀作用生成的灰泥。
现代海洋沉积物中的针状文石泥就大都是这样生成的。
这种文石泥大都生成于热带的高盐度海水中。
第二种是机械破碎、磨蚀作用生成的灰泥。
第三种是生物作用生成的灰泥。
在现代海洋中，在活的钙质藻类中，如在仙掌藻和笔藻中，含有大量的针状文石。
氧的同位素资料也证明这些灰泥是生物成因的。
总之，三种成因的灰泥都有。
但是如何把这三种灰泥区分开，却并不是在任何情况下都是可以做到的。
胶结物主要是指沉淀于颗粒之间的结晶方解石或其他矿物，一般都比灰泥的晶粒粗大，通常都大于0.005mm或小于0.01mm。
由于其晶体一般较清洁明亮，故常称为“亮晶方解石”、“亮晶方解石胶结物”或“亮晶”。
亮晶方解石胶结物是在颗粒沉积以后，由颗粒之间的粒间水以化学沉淀的方式生成的，所以又常称为“淀晶方解石”、“淀晶方解石胶结物“，或“淀晶”。
亮晶方解石胶结物与粒间灰泥的区别在于:
①亮晶晶粒较大，灰泥则较小;②亮晶较清洁明亮，灰泥则较污浊;③亮晶胶结物常呈现出栉壳状等特征的分布状况，灰泥则不是这样。
灰泥和胶结物的成因是根本不同的。
灰泥是在安静环境中沉积的;而胶结物则是颗粒沉
积以后，粒间水的化学沉淀产物，它存在的前提是必须有粒间空隙。
假如在沉积过程中，水动力条件较强，灰泥被冲洗走，沉积颗粒之间的孔隙基本卜空着，胶结物才有叮能生成;如果沉积过程中的水动力条件较弱，颗粒灰泥同时沉积，粒间孔隙基本匕为灰泥充填，则当然就不会劝一有胶结物生成了。
生物格架，主要是指原地生长的群体生物（如珊瑚、苔鲜、海绵、硬的钙质骨骼所形成的骨骼格架。
另外，一些藻类，如蓝藻和红藻，其粘液可以粘结其他碳酸盐组分，如灰泥、颗粒、生物碎屑等，从而形成粘结格架，如各种叠层石以及其他粘结格架。
控制因素
碳酸盐盐沉积受温度、盐度、CO2含量、水深、水体流动特征、光照、底土和浊流特征等因素影响。
很多生物不能忍受温度和盐度的变化，就像在局限泻湖及潮坪这一类环境中那样，水体的温度和盐度变化很大，其结果是生物的种类及数量急剧减少。
但是，一旦发育那些耐盐、耐温性好的生物，尽管生物种类很少但数量却极多。
在浅海环境中，水体温度和浑浊程度也很重要。
绝大多数生物主要生活在深度小于15m的浅水中，这一浅水环境被地质学家们形象地称作“碳酸盐工厂”，因为它是绝大多数碳酸盐生产者的聚居地。
碳酸盐原地沉积作用的底界限是透光带，在透光带内，各种生物才能良好地生长，超过透光带的深度原地碳酸盐沉积作用极少产生。
当然，透光带的深度取决于光的强度及海水的浑浊度，即使在清澈的海水中透光带的深度也不过是百余米。
海水浑浊是由于河流带来的粘土悬浮物所产生的结果。
在陆源碎屑物供应缺乏的陆架，由于波浪、风暴等的作用也可以把灰泥从海底掀起而悬浮于海水中，使海水变浑浊。
海水的浑浊度主要抑制那些需要光才能生存的生物生长，海水中的泥还可以破坏生物的觅食功能，从而影响碳酸盐生产者而最后影响到碳酸盐沉积作用。
分泌碳酸盐的生物的分布还受水体循环及水流状况的控制。
一些生物如珊瑚，主要繁盛于动荡的大陆架边缘;另一些生物则喜欢生长在内陆架的较宁静水体中口波浪以及其他类型的水流还会造成沉积物搬运、迁移出原生地点.但是，除了大陆架边缘风暴及波浪强烈作用的地方外，多数碳酸盐沉积物还是原地沉积，或仅受到较短距离的搬运。
在低纬度地区，在近百米深的海水中CaCD和的，在热带地区，在浅海中既容易产生CaCD，是过饱和的，但在中、高纬度地区是不饱考虑，海水中释放GDx将导致CaCD3沉淀也容易产生溶解。
从碳酸盐平衡状态发作用及压力变化等，:
的沉淀.造成海水中Caz释放的原因有温度增加、蒸而这些变化因素可由洋流上翻、过程主要产生生物礁及灰沙中的胶结物的沉淀作用，生物的光合作用等产生。
这些作用的形成等。
在热带海水中，大致从200^-300m以及在局限台地和泻湖中灰泥与缅粒度（即达到CCD界面）以前，深度开始，碳酸盐即开始溶解，至几千米深溶解作用还不那么重要。
气候控制水体的循环状态、温度、盐度、动荡程度、物质供应量、浊流和风暴流以及潮汐流的作用强度等，最终对碳酸盐沉积作用产生影响。
在浅海环境中，影响生物分泌碳酸盐的两个因素是湿度和盐度.Less和$uher（1972）识别出三种主要的骨骼颗粒组合:
Chlaroxoan组合、fcramal组合、chloralgal组合（图5-1）口在低纬度地区，生物成因的碳酸盐沉积物主要由Chloralgal组合的生物产出，即那些骨骼碳酸盐生产者如造礁珊瑚及钙质绿藻，还有其他类型的生物。
该组合的生物主要生活在水面温度高于150,盐度范围为3210-40}。
的水体环境中。
在低盐度时，珊瑚礁可以生长在较冷或较热的水体中。
一旦盐度变高，珊瑚就不能生存，但绿藻可以，故在这种高盐环境下的生物组合用“绿藻”Crhloral）来命名。
当海水温度低于150，甚至到。
'C时，即出现了Foramo}组合;碳酸盐沉积物主要由底栖有孔虫、软体动物产生，也有来自于棘皮动物、苔醉虫、钙质红藻、腹足类等所产生的碳酸盐。
非骨骼颗粒如鲡粒、葡萄石、球粒等常与C}Iqrpaqan组合共生，只有球粒与Foramol组合共生。
在水体温度超过18℃的亚热带<150}25。
纬度区。
不包括赤道）水域中，由于蒸发作用速率稍微超过沉积速率，故海水盐度稍高。
这种水体环境最有利于包覆颗粒及凝聚颗粒的形成。
灰泥的无机沉淀作用似乎也局限于亚热带水域中。
[MAP106]
海洋碳酸盐沉积物的分布主要受水能控制。
在开阔海陆棚浅水带，由于海底坡度不同，在平缓倾斜的海底上，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）及其伴生的沿岸流及底流作用，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。
常见者如现代波斯湾潮坪的鲡粒砂坝及砂滩，鲡粒三角洲沉积;大巴哈马滩西缘鲡粒砂堤等。
这些是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）将堆积在陆棚边缘或障壁砂坝前缘的较.深水盆地区以及障壁后受保护的泻湖及潮坪区，也就是通常所称的两个低能带。
沉积区的沉降作用（或下沉作用）对碳酸盐岩的形成及发展也有很大的控iii}}作用。
假如沉降作用的速度小于沉积作用的速度，则沉积区将随F}沉积物的堆积而变浅，最后将逐渐接近海平面，从而基本_i;目我终止沉积作川。
i如}j}}.}作用速度大于沉积作用速度，则沉积区将逐渐’必呆，以致变成欠补偿的盆地，这也将}Y致沉积作川大大减小。
只有当沉降作）再速度1水.i:
`:
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沉积作川速度}}l}，才可能使沉杯（f1-:
川}}}}}3}i}},.稳定地发展下去，从而在该沉积区形成巨厚的·}土质州y;}I或相近的沉.G,}i}层。
如沉降作用速度和沉积作用速度卫t}_-f:
}规律地消长变化，则该沉积区的沉积省层扰会};1}出相应的ilL积韵律性。
当然，从地质历史的观点（map84）
。
海西—印支期台缘沉积类型在时间上的差
异主要是随着不同类型可分泌碳酸盐的生物的出
现和绝灭而变化的。
主要表现在两个方面:
台缘
的加积生长能够造成块状礁体因而也造成大陆架
边缘的地势起伏,同时还向大陆坡提供大量沉积
物;台缘礁滩类型与生物演化发展密切相关。
碳酸盐岩台地类型
二现代亚热带碳酸盐岩陆架
现代碳酸盐沉积物主要发育于海洋环境，少量见于非海洋环境，在海洋环境，从浅海至深海均有碳酸盐沉积物发育。
其中深海环境碳酸盐在现代海洋沉积物中占有重要位置。
浅水海洋环境是指水深小于20m（或50m）的各种海洋环境，包括潮上环境、潮间环境、浅水潮卜环境、礁环境、瀉湖环境、潮汐三角洲、潮坪、潮沟，以及滩、坝、堤、岛等各种有障壁的环境，深度大于20m（或50m），并在波基面以下就应属于浅海陆棚环境，而超过200m就算作半深海环境。
现代浅水碳酸盐主要发育在南纬和北纬30。
之间，如加勒比海中的巴哈马地区、波斯湾。
亚热带陆架以绿藻—珊瑚组合为主，陆架分为受保护陆架泻湖型（镶边陆架）、开放的深淹倾斜陆架2种类型。
受保护陆架泻湖型碳酸盐沉积以巴哈马台地为例。
巴哈马台地位于佛罗里达海岸外的加勒比海中，大巴哈马台地是其中一部分，这一台地现代碳酸盐沉积非常发育。
大巴哈马台地位于广阔的巴哈马台地的中央瀉湖以西，是鲡粒和生物颗粒沉积区，鲡粒主要分布在边缘脊的内侧，生物颗粒砂一般分布在边缘脊的外侧，再向外就经很陡的斜坡而进人深海环境了。
此边缘脊现代沉积的下伏层为更新世石灰岩。
这里的沉积条件与巴哈马台地其他地区的区别是潮汐作用很强，潮差达1m，水体运动主要受潮汐控制。
在这里不能生成礁，因为来自其东边的广阔浅瀉湖的退潮水，带来了高盐度和低氧度的水，这种水下利于造礁生物生长。
相反，涨潮水却把冷的、饱和碳酸钙的大洋水带到地台边缘，并可越过边缘脊进入瀉湖。
当进潮水越过边缘脊时，其速度和能量是相当大的，从而使水底的质点被扰动起来处于悬浮状态。
与此同时，水的温度也在升高，水中的CO2也在逸入大气。
这样，海水对于碳酸钙来说就变得过饱和了。
所以，碳酸钙就围绕潮汐水道中经常被扰动起来的质点发生沉淀，进而形成了鲡粒、这种鲡粒堆积就是通常所说的鲡粒坝或鲡粒滩。
同样，在海舌区的南端，在埃克苏马海峡的北端，潮汐作用也很强，也有鲡粒坝的形成。
由此表明，现代的鲡粒滩或坝几乎总与强水动力条件有关。
生物颗粒砂沿台地边缘呈带状分布，宽数十米。
1.暖水碳酸盐体系的沉积环境和相
潮上带
①季节性多雨潮上带
沼泽、水塘、潮道、藻席、滨线颗粒带
②干旱潮上带
—萨布哈
潮间带
1潮间坪
潮间坪：
藻席及其障积沉积物，植物扰动；
来自临近海域的异化颗粒和灰泥
石膏晶体
2潮道
潮道：
是潮汐流交换和风暴大潮水体流动的主要通道
沉积物：
贝壳灰岩—灰泥；
沉积序列：
向上变细
3天然堤
天然堤：
由砂级球粒组成，薄层状，见白云石、藻膜、鸟眼构造
④水塘水塘：
灰泥、少量
球粒，化石丰富
⑤滩脊滩脊：
陡坡向海，背面逐渐过渡为潮坪
沉积物：
层状球粒、细砂级骨屑、鲕粒、
内碎屑组成
沉积构造：
浪成交错层理，鸟眼构造
⑥废弃潮道
广海陆架
v风暴占优势的陆架：
沙坝平行台地边缘分布
v风暴占优势的陆架：
主要由鲕粒组成的沙坝平行台地边缘分布
v高沉积速率，不同风暴影响强度
v
v潮汐占优势的陆架：
沙脊垂直台地边缘
大的线状沙脊平行于潮流方向，或垂直于台地边缘。
单个线状沙脊可达8km长，800m宽。
线状潮汐沙脊立体模式
沙脊顶部的砂是干净、风选好和中等粒度，很少生物扰动。
潮道沉积物生物扰动强。
v风暴—潮汐联控陆架：
活动鲕粒沙洲
低海平面时期，形成线状潮汐沙脊，随后海平面上升，风暴作用为主，形成泛滥沙波和冲越朵叶
特征地貌：
对称沙波
对称沙波的发育过程
A风暴时期：
迎风坡具有迁移的尖脊大波纹
B初始生长时期
风暴过后，退潮流作用下，尖脊大波纹被侵蚀，形成板状交错层理，其上叠加线状大波纹
C继续生长时期：
继续生长形成一系列以再作用面为界的涨潮、退潮沉积纹层
D最终平衡状态：
对称底形，向上生长停止
礁和环礁
Ø礁的类型
Ø现代珊瑚虫的生长条件
Ø珊瑚骨架礁隆环境及生长形式
Ø礁的环境划分
Ø珊瑚礁的分带性
Ø环礁及沉积物分布
Ø环礁和堡礁的演化
2.开阔陆架实例
墨西哥湾东部
B波斯湾
C墨西哥Yucatan陆架
D南佛罗里达陆架
E大巴哈马滩
F佛罗里达湾
G大堡礁
HBewick岛
3.镶边陆架实例
古代暖水陆架碳酸盐岩相模式
1.古代陆架碳酸盐岩环境重建方法
2.碳酸盐岩岩相及相序识别
3.碳酸盐岩平剖面岩相分布特征
海洋碳酸盐岩沉积相模式
关于碳酸盐岩沉积模式前人进行了大量的研究工作。
Shaw（1964）首先把碳酸盐的主要沉积场所—浅海划分为陆表海和陆缘海两种类型。
提出由于陆表海内波浪、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。
奠定了碳酸盐相模式的基础。
其后，欧文（Irwin，1965）继承了Shaw的陆表海的水能量及沉积相的观点，以不含陆源碎屑物的浅海碳酸盐沉积物为条件，将自滨岸到广海方向划分为三个带，并分别命Z、Y、X带。
Laporate（1967）研究纽约州下泥盆统曼留斯组的碳酸盐岩后，认为该组是在一个非常接近海平面的环境中形成的，并根据该组岩性及古生物特征，以潮汐作用带为主要标志，划分出了潮上带、潮间带和潮下带等3个相带。
之后拉波特（Laport，1967，1969）提出潮上带、潮间带、潮下带上部和潮下带下部四个带。
杨等（Youngetal.，1972）根据阿肯色州奥陶系碳酸盐岩的岩性及古生物特征，拟定了一个以潮汐作用带为形式的相带模式，划分出潮上带、潮间带、局限潮下带和开阔潮下带。
阿姆斯特朗（Armstrong，1974）对北美阿拉斯加北极地区的石炭系两种不同的沉积组合进行系统研究后，拟定了两个沉积模式，其中之一就是碎屑岩—碳酸盐岩沉积模式，该模式代表一个海进组合。
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。
随着深水碳酸盐岩研究不断深入，一些深水碳酸盐相的模式逐渐被总结出来，如多特（Dott，1963）的海下重力流沉积类型、麦克尔里斯和詹姆斯（McllreathandJames，1979）的四种不同的陆棚边缘的深水海洋沉积模式。
碳酸盐岩综合相模式——威尔逊（Wilson，1975）模式
目前国内外流传也比较广的是碳酸盐岩综合相模式，它归纳了陆棚上碳酸盐岩台地和边缘温暖浅水环境中碳酸盐岩沉积类型的地理分布规律，把碳酸盐岩划分为：
三个大沉积区、九个相带、24个标准微相：
①盆地相；②开阔陆棚（广海陆棚）相；③碳酸盐岩台地的斜坡脚（或盆地边缘）相；④碳酸盐岩台地的前斜坡（或台地前缘斜坡）相；⑤台地边缘的生物礁相；⑤簸选的台地边缘砂（或台地边缘浅滩）相；⑦开阔台地（或陆棚澙湖）相；
局限台地相；⑨台地蒸发岩（或蒸发岩台地）相。
1．盆地相
盆地相为静水还原环境：
位于波基面和氧化界面以下，水深几十米到几百米。
因水深光暗，不适于底栖生物生长。
沉积物主要依靠从外带入的细粒泥质和硅质，及浮游生物。
停滞缺氧的和过咸化条件均可出现。
按沉积特征盆地相可分为：
1）石灰岩浊积岩相：
来自陆棚或陆棚斜坡带的碳酸盐角砾、微角砾及砂屑等内碎屑（异化颗粒），也常含外来岩块或漂砾，夹有深海结核和泥质岩层，厚度较大，但常有变化。
因强烈拗陷及沉积物不稳定性，易产生一个连续的巨厚的深海沉积物（岩），具复理石结构和构造。
沉积这类浊积岩的海槽较窄，相变明显。
2）深海瘦地槽相：
深海沉积物为主，无大量异地石灰岩堆积。
当粘土注入量很少且水深超过碳酸盐补偿深度时，常聚集硅质沉积。
常见放射虫岩、红色泥晶石灰岩及红色结核石灰岩、浅色远洋泥晶石灰岩、暗色盆地泥晶石灰岩、骨针石灰岩，以及含有菊石、放射虫、管状有孔虫、远洋瓣鳃类和棘皮类的微球粒泥晶石灰岩等。
红色是因细粒物质缓慢沉积，且缺乏有机物质，高价铁未能还原所致。
3）克拉通盆地（欠补偿和停滞缺氧的）碳酸盐岩相：
位于氧化界面以下的静水沉积环境。
水深至少为30m,一般为几百米。
由于水太深，太暗，缺少底栖生物生长。
来自周围陆棚的底流可为超盐度、较大密度，不易上流更加使底部水体停滞缺氧。
主要岩石类型为薄层暗色石灰岩、暗色页岩或粉砂岩，及一些薄层石膏，色多样，纹层发育，也有波状交错层理。
陆源碎屑呈薄层，石英粉砂岩、页岩与石灰岩互层出现。
燧石也较常见。
生物群主要为自游及浮游生物；大型生物化石有笔石、浮游瓣鳃类、菊石、海绵骨针等；微体化石有钟纤虫、钙球、硅质放射虫、硅藻等。
2．开阔陆棚相（或广海陆棚相）
典型的较深的浅海沉积环境，水深几十米到l00m，一般为氧化环境。
盐度正常，水体循环良好。
海底一般在波基面以下，但大风暴可影响底部沉积物。
陆棚较宽阔，沉积作用相当均匀。
主要岩石类型为富含化石的石灰岩与泥灰岩；呈灰、绿、红及棕等色，视氧化和还原条件而异；普遍见生物扰动构造。
层理薄到中，或呈波状到结核状。
在泥灰岩中见球状或流动状构造，还可见泥丘和尖塔礁。
陆源物质有石英粉砂岩、页岩等，与石灰岩互层，成层性好。
生物群有代表正常盐度的介壳化石，狭盐性动物群的腕足类、珊瑚、头足类及棘皮类等很发育。
此开阔陆棚相带与开阔台地相很相似，常难加以区别。
3．碳酸盐岩台地的斜坡脚相（或盆地斜坡相或盆地边缘相）
位于碳酸盐岩台地的斜坡末端；水体深度与开阔陆棚相相似，一般位于波基面以下，但高于氧化界面。
沉积物由远洋浮游生物及来自相邻的碳酸盐岩台地的细碎屑组成；为薄层、层理完好的碳酸盐岩，夹少量粘土质及硅质夹层。
此岩石类似盆地相沉积物，但含泥质较少，厚度较大。
某些韵律性或类似复理石层理的薄层石灰岩可达数百米，有滑塌现象。
4．碳酸盐岩台地的前斜坡相（或台地前缘斜坡相）
为深水陆棚和浅水碳酸盐岩台地的过渡沉积。
波基面之上一直延续到波基面以下，但一般位于含氧海水下限之上；此斜坡的角度可达30°；主要由各种碎屑（灰砂，或细粒碳酸盐岩）组成，堆积在向海的斜坡上。
沉积物不稳定，其大小和形状变化极大，可呈层状，有细粒层，也有巨大的滑塌构造，或为前积层及楔形体岩层。
广海生物十分丰富。
5．台地，边缘的生物礁相
其生态特征取决于水体的能量、斜坡陡峻程度、生物繁殖能力、造架生物的数量、粘结作用、捕集作用、出露水面的频率以及后来的胶结作用。
生物建造可分为三种类型：
①灰泥丘或生物碎屑丘：
②圆丘礁台或斜坡；③格架建筑的环礁。
主要由块状石灰岩和白云岩组成，几乎全由生物组成，也有许多生物碎屑。
在珠江口盆地（东部）珠江组碳酸盐岩沉积体系中台地边缘生物礁亚相中，由于台地边缘处于破浪带，海水循环好，营养充足，造礁生物生长快，常常沿台地边缘发育带状堡礁（又称堤礁），灰岩厚度最大可达562m，礁的厚度可大400多m。
造礁生物主要有珊瑚、珊瑚藻、海绵、苔藓、绿藻等，以藻类为主，并具缠绕结构、皮壳状结构和瘤状结构等。
在向海一侧的高能带上，波浪作用大，适宜于抗浪能力较强的珊瑚生长发育，形成以块状群体珊瑚为主的珊瑚粘结岩（骨架岩）沉积；往后在礁核相带处，水体能量减弱，适合于各种造礁生物生长，因而该处各种造礁生物发育，而居礁生物含量少，岩性以皮壳状珊瑚藻粘结岩为主；向陆一侧的后礁相比于前两者，由于水体能量相对较弱，各种生物都较发育，珊瑚不适应于该环境生存，枝状和瘤状珊瑚藻含量增多，腹足、腕足等居礁生物含量增加，于岩芯上见多出的生物扰动等沉积构造，主要为障积岩沉积。
【杨宇宁,傅恒,温淼.珠江口盆地东沙隆起中新统珠江组碳酸盐岩沉积环境[J].中国西部科技.2011,25（10）:
35-37】
6．簸选的台地边缘砂相（或碳酸盐岩台地边缘浅难相）
簸选的台地边缘砂相主要呈砂洲、海滩、扇形或带状的滨外坝或潮汐坝，或风成砂丘岛。
一般位于海平面之上到5～10m水深的范围内。
颗粒受波浪、潮汐或沿岸海流的簸选，比较洁净。
此带盐度正常，循环良好，氧气充足。
因底质经常变动，因此不适于海洋生物繁殖。
7．开阔台地相
位于台地边缘之后的海峡、澙湖及海湾中，因此
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