近几百年来，详细的天文观察使人们认识到地球轨道的周期性变化，并为计算地球轨道特征提供了依据。这种轨道的周期性变化有可能影响气候。这就是常称的米兰柯维奇旋回，它主要包括轨道偏心率变化、黄赤交角变化、岁差及近日点进动等几个参数的变化。
轨道参数的变化影响地球接受太阳辐射的量，从而引起地球上冰盖的扩张与收缩和大气及深海中CO2含量的变化。这些因素的综合作用使地球上的气候发生变化，以致改变海洋习性和沉积体系。在更新世沉积物中可见到轨道变化的信号。气候的变化可能会引起全球海洋环流的变化、海平面的升降、潮湿和干燥带边界的变化及环带流和季风等的变化。与米兰柯维奇旋回机制有关的旋回率均可以在地层记录中找到。例如油页岩和白云质“硬泥灰岩”互层或泥灰岩－灰岩层理可能记录了岁差旋回。各种相和不同时代的某些地层序列在构造上是旋回性的。这些旋回性可以按不同的可信度与地球轨道循环联系起来。根据全新世地层的研究发现，地球轨道效应（米兰柯维奇机制）造成极地冰盖消长，结果产生高频海平面变化。碳酸盐岩因其形成机制的特殊性，对海平面的变化极为敏感，因此碳酸盐岩地层包含了丰富的海平面变化信息，以及古气候、古地貌和古环境信息。
根据P.M.Mitchum和P.R.Vail对层序级次的划分，长周期（三级以上）层序受泛大陆生长、洋脊增生和海底扩张等全球性构造运动的控制，这些构造运动产生长周期海平面变化。四、五级层序属冰川性海平面变化形成的地层层序。
（碳酸盐台地在一定程度上与硅质碎屑岩陆架相似，它们都由受到海面升降、构造沉降、沉积速率（体积）与气候等因素控制的沉积和侵蚀过程导致沉积物的建造或再造作用（Sarg,1988;Vail,1987）。在上述控制因素中，前三项相互作用调节相对海平面的变化。气候主要控制沉积物的类型。这些因素相互作用便在沉积层序中产生了多种变化的地层分布型式和多种变异的沉积相）（Haq等，1987;Jervey,1988;Kendall和Schlager,1981,Sarg,1988;Vail,1987），以及碳酸盐台地在整个地貌上的变化或大小和几何形态上的变化（Bosellini,1989）。据信，这些因素与其它因素的相互作用，用以描述碳酸盐台地内部的物理性质。评价这些因素所起的作用，可增强对碳酸盐台地及其演化过程的了解。以下为影响碳酸盐岩沉积的主要因素。
1.碳酸盐工厂
碳酸盐岩是沉积岩中的一个大类。碳酸盐台地上的沉积速率取决于海相潮下碳酸盐工厂的生产率。碳酸盐工厂生产碳酸盐岩的能力与纬度、温度、盐度、水深、光照密度、浊度、水循环、PCO2与营养供应的相互作用密切相关（Hallock和Schlager,1986;Lees,1975;Lees和Buller,1972;Milliman,1974;Wilson,1975）。当这些因素处于有利于有机或无机非生物碳酸盐沉积物产出并适当地相互作用的范围内，强大的碳酸盐工厂便在这些区域内产生了。
热带海洋工厂分布于南、北纬0°～30°之间的温暖浅海。实际上碳酸盐工厂就是一层向下至大约100m深度的温暖清澈的表层水，但大部分碳酸盐产物出现在水深10m的范围内（Wilson,1975）。碳酸盐生成物主要包括光合自养生物和绿藻生物及非光合自养生物。前者包括造礁珊瑚、钙质红绿藻，后者主要由有孔虫类、软体动物、苔藓动物和棘皮动物组成。最适宜珊瑚和钙质绿藻生长的水温条件是年度最低水温和最高水温不能超出15℃到26℃的范围（Lees和Buller,1972）。来源于钙质藻类分解和直接沉淀作用的非骨骼粒屑或鲕粒、球粒岩以及碳酸盐泥也几乎全部形成于温暖的海水中。现代鲕粒的形成更受自然能量与盐度的限制。鲕粒仅发育于波浪和水流作用很强的浅海中（＜2m）（Bathurst,1971;Loreau和Purser,1973;Newell等，1960），一般盐度超过35.8%（Lees,1975）。
在温带和极地海洋里，碳酸盐工厂产出的骨骼颗粒源自钙质红藻和诸如有孔虫类、软体动物、苔藓动物、棘皮动物和小甲壳动物等非光合自养生物。温带海洋因缺少钙质绿藻而生产相对较少的碳酸盐泥。碳酸盐泥主要由机械磨蚀作用、骨骼颗粒的生物侵蚀作用和颗石藻的聚积作用产生（Blom和Alsop,1988）。
现代碳酸盐沉积物主要发育于温暖、动荡、清澈的浅海，除异地灰砂外，碳酸盐岩主要为原地或离原地不远的堆积物，碳酸盐岩沉积不仅其扩散方式不同于陆源碎屑沉积，而且环境对其沉积作用有很强的控制作用。前人的大量工作证实碳酸盐沉积物在热带台地区的产生和堆积速率比在温带环境大得多。Wilson（1975）和Schlager（1981）根据对生物成因的碳酸盐岩生产速率的估计绘制了碳酸盐岩总产出率的相对深度剖面图，清楚地显示了水深、光度对碳酸盐岩沉积作用的影响。在热带海洋中，大量生物成因的碳酸盐沉积物生成门限位于水深小于10～15m海水中。图1-2表明了在热带碳酸盐台地中生产率和聚积率的变化规律。
图1-2 碳酸盐沉积物的生产率和聚积（加积和前积）速率随深度和沉积背景而变化
（据Wilson,1975;Schlager.,1981;Handford等，1993）
注意：潮上环境几乎不生产碳酸盐沉积物，但堆积速率可能很高。箭头指示沉积物的流向或沉积物运移的大致方向
2.气候
气候是某一地区的天气的特征，是对大气温度、降雨量、湿度和风等因素的一种度量。对气候的研究有助于确定水流状况（盐度、水温和循环程度），进一步可以确定碳酸盐工厂的性质（热带或温带）和所产生的碳酸盐沉积物的类型。热带浅海与中纬度温带海水相比有较高的CaCO3超饱和度。这种差别影响到碳酸盐沉积物的生产、稳定性和早期成岩潜力（Scoffin,1987）。对于古气候的分析有助于判断沉积层序内非碳酸盐沉积物的类型。在干旱气候环境与局限性水流循环条件下可能形成蒸发盐沉积。如果陆相沉积物源毗邻碳酸盐台地，气候差异将影响硅质碎屑沉积物分异作用的类型。潮湿气候适宜于沉积河流三角洲成因的硅质碎屑沉积物，而干旱气候条件有利于风成硅质碎屑岩的沉积。在以碳酸盐岩为主的地层序列中，形成的沉积类型不仅与气候条件有关，而且还响应于相对海平面的变化状况。例如，在新墨西哥的Guadalupian的碳酸盐台地层序内，发现了风成和旱谷沉积的薄层砂岩（Mazzullo等，1991），表明其形成于低水位环境。在北阿肯色州的中奥陶统形成的滨面砂岩和风成砂岩，以假整合形式叠加在被切割的岩溶和潮缘碳酸盐岩上，明显显示出低水位体系域的特征。
3.构造沉降和大地构造背景
假如盆地的基底不发生下沉，碳酸盐沉积物的长期沉淀、聚积和保存是不可能出现的。由热冷却作用、地壳变薄作用和负荷作用（Allen和Allen,1990）引起的构造沉降，与海平面升降变化共同决定了可供海洋沉积物堆积的空间（Jervey,1988）。沉降速率依赖于岩石圈板块内或大地构造背景内下沉地壳的类型（洋壳或陆壳）、年代、引起下沉的应力类型、岩石圈的流变性和位置。诱发构造沉降的因素有岩石圈的减薄作用、冷缩作用、地壳下部塑性物质向新生海洋的缓慢移动，以及地壳下部或地幔内的岩相转换作用（由辉长岩向榴辉岩的转变）。此外，沉积物载荷也可以增强构造沉降作用机制。浅海碳酸盐台地形成于聚敛板块、离散板块和转换板块的边缘附近并沿着板块边缘伸展，也发育于由洋壳或陆壳组成的板块内部。在板块内部和被动大陆边缘背景中形成的碳酸盐岩保存的可能性大。大地构造背景的控制作用在于：①控制了提供给整个盆地充填的部分或全部碎屑沉积物的物源区的位置、海拔高度和面积；②控制了下沉盆地基底的几何形态；③浅海碳酸盐岩沉积的初始几何形态、海洋影响的程度及类型。
4.与大陆的连接关系
碳酸盐台地可能与大陆板块或大型岛屿彼此分开，也可能与它们相连接。与大陆毗邻的台地通常沿被动大陆边缘发育，面向开阔海洋方向具有狭长的线形地貌特征。大型与大陆隔绝的或孤立的碳酸盐台地发育于新裂开的大陆边缘和夭折裂谷围限的地垒上面。孤立的碳酸盐台地也可形成于火山和海底山脉周围的热点上方，以及活化的海洋板块中。某些孤立台地在其整个生存期始终呈孤立状态；但是在几个台地彼此接近的地方，它们可能合并成一个更大的台地，就像大巴哈马滩的情形那样（Eberli和Ginsburg,1989）。
5.地貌
碳酸盐台地主要可以分为三种各具特色的地貌特征（图1-3）：①均斜缓坡或远端陡倾的缓坡；②镶边陆架；③无镶边平顶的陆架，这种陆架沿其边缘向海至大陆坡具有明显的坡折。镶边陆架主要形成于热带海域，镶边主要由造礁绿藻生物和绿藻有机物组成，而这些有机物适存于温水环境。无镶边陆架在热带和温带海洋中皆存在。缓坡主要由碎屑状碳酸盐颗粒和碳酸盐泥组成，因而它们出现在热带和温带海域中。淹没的台地属于一种独特的台地类型（Read,1985;Tucker和Wright,1990）。实际上它们与上述台地在地貌上的没有明显的区别，不同之处在于它们是被淹没的缓坡、镶边陆架或平顶陆架。淹没的台地属于台地发育的某个阶段的产物，特别是海平面相对上升阶段的产物。
图1-3 碳酸盐台地的地貌剖面
（据Handford等，1993）
包括缓坡（均斜的和末端陡倾的），镶边陆架（相连的和分离的）和无镶边平顶的陆架（相连的和分离的）
6.宽度和水体循环
碳酸盐台地的宽度变化很大，范围从仅几千米到大于100km。10km的宽度被公认为区分宽台地（大于10km）、窄台地（小于10km）的标准。在浅水陆架中，向碳酸盐台地输送清洁、开放海水的环流，受波浪作用和风驱水流作用的强烈影响（Johnson,1978）。起重要的物理作用中的潮汐作用和波浪作用主要依赖于海洋盆地的大小、形状和水深（Elliott,1986）。潮汐作用产生于开放的海洋。在世界上大多数陆架上潮汐的增长幅度通常随着陆架的变宽而加大（Gram,1979）。在与开放海以通道相连接的局限海中，潮汐作用幅度变小。因此，潮汐作用的范围在窄小的陆架或像波斯湾或红海这样的局限海中最小。潮驱、风驱和波浪驱动的水流之间的相对影响作用和相互作用，以及海水的营养状况共同控制了从横穿大陆架到浅海陆架边缘，再到碳酸盐台地的潮上环境中的碳酸盐沉积物的性质。
7.碳酸盐台地边缘的类型和方位
控制碳酸盐台地发育的其它因素是台地边缘的类型、风向和沉积物的类型。典型的陆架边缘由颗粒质浅滩、生物礁或两者的混合体组成。浅滩或礁体的宽度、连续性及其顶部的水体深度控制了台地内部海水的循环状况。连续的或近于连续的镶边对开阔大陆架上海水的循环和变换起到了阻碍作用。陡倾的或具有不太连续的镶边陆架和无镶边的平顶陆架以与滨岸交叉的环流为特征。从陆架边缘到向海的大陆坡以沉积物增生、沉积物过路或侵蚀为标志（Mcllreath和James,1979;Read,1985）。从事巴哈马台地研究的人员（Eberli和Gins-burg,1989;Hine等，1981a,b;Wilber等，1990）指出，台地沉积物的顺风离岸搬运和沉积作用导致了组成大巴哈马滩的现代与古代台地的背风边缘向海大幅度地前积作用。然而迎风边缘趋向于遭受到侵蚀或过路作用，以及垂向增生作用（Eberli和Ginsburg,1989）。
8.沉积体系和岩性
碳酸盐台地由许多沉积体系组成，各沉积体系都受到气候、地貌、宽度、水流循环与边缘的方位等因素的制约。碳酸盐台地上发育的主要沉积体系如下：
滨岸体系：海滩、海岸沙丘、潮汐海湾、潮成三角洲和受限于大陆海岸线及障壁岛的潟湖；边缘生物礁；潮坪、水道和盐碱滩；蒸发盐湖。
滨外陆架体系：塔礁、点礁、灰泥滩和砂屑浅滩；以风暴作用为主，由浅到深开阔陆架；蒸发盐湖（曾经是开放海洋，后被隔离变为蒸发性质）。
陆架边缘体系：生物礁；颗粒质浅滩，包括潮汐砂坝带和海相砂滩带；潮道和潮汐三角洲；障壁岛和风成沙丘。
大陆坡和盆底体系：顺坡滑动体和旋转滑动体；水道化和非水道化沉积物重力流沉积；斜坡趾端的碳酸盐岩裾；海底扇；海底峡谷和冲沟；深海和半深海盆底沉积。
预测台地岩相的组成对于层序地层分析非常重要。在岩相方面，碳酸盐台地大部分都是混合成因的，尤其是非孤立状台地。虽然某些碳酸盐台地几乎完全由碳酸盐沉积物组成，但大多数台地仍由体积不等的碳酸盐沉积物、硅质碎屑岩沉积物和蒸发岩沉积物混合组成。古代台地和现代台地所呈现的岩性变化是沉积历史的直接记录者，也是反映台地随相对海平面变化的一项重要指示物。例如对台地上碳酸盐沉积起阻碍作用、覆盖在层序边界之上、延伸很广的薄层硅质碎屑岩层，通常意味着海平面曾出现过相对下降或静止不动的状态。相反，在以碎屑岩为主的陆架上，出现碳酸盐岩地层表明曾发生过海水的进侵（Brown,1989）。在大多数碳酸盐台地中，蒸发岩组成成分占比重很大（Goldhammer等，1991;Sarg,1988;Tucker,1991）。蒸发盐沉积发育于特定的海平面变化、大地构造、地球化学和气候条件适存的环境，比碳酸盐岩沉积条件更为特殊。在台地上广泛沉积的水下层状蒸发岩发育于以障壁岛与开放海几乎完全隔开的环境中（Lucia,1972）。障壁的出现可能是由构造作用、沉积作用和海平面升降作用共同引起的。在陆架边缘镶边近陆的一侧，广泛分布的（几千平方米）蒸发岩沉积体，表明曾在海平面高水位期出现过一次很小的低水位期。如果蒸发岩沉积只在局部存在，障壁的出现可能是由诸如在海面上风暴沉积的加积作用或者由局部构造作用引起的沉积作用所致。
9.地层几何形态的变异
在大多数沉积盆地中，将根据地震得到的地层几何形状与可利用的控制井相结合，可区分碳酸盐岩与硅质碎屑岩地层。在缺乏井控制的未探盆地，岩性的解释只能依据地球物理方法完成，例如振幅、频率和层间隔速度的分析。另一种研究方式是比较和对比两种岩石的地层几何形状，它们的形成对应于相似的沉积作用和侵蚀作用。碳酸盐沉积的地貌特征及溶解侵蚀形成的岩溶地貌，增强了地震地层学分辨率与解释的可能性。然而在很多情况下，碳酸盐岩沉积地貌与侵蚀地貌在地震分辨率上差异太小，以致难于区分。
碳酸盐岩和硅质碎屑岩地层对于层序边界都具有相似的协调和不协调地层关系。通常依据地层的不协调关系识别层序边界。无论在碳酸盐岩中还是在硅质碎屑岩中这种地层的不协调关系表现为侧向尖灭（上超、下超、顶超）和削截（侵蚀的和构造的）终止方式。碳酸盐沉积物具有下述特征：①在原地（或离原地不远的地方）生成和聚积；②以具有范围宽广的组构特征的碎屑状颗粒形式进行搬运和沉积；③主要由溶解作用造成的陆表侵蚀现象，通常产生一种独特的地层组合形态。这些地层的几何形态与特征详见下述（图1-4）。
（1）与喀斯特有关的溶蚀作用或坍塌作用形成了封闭式地貌上的凹陷，其宽度可达几米到几千米（图1-4－①）。这些凹陷包含有溶洞或下陷洞穴、盲谷和坡立谷。在横断面上，喀斯特式凹陷以溶蚀洼地的边缘为界。盲谷和坡立谷常呈线状分布。在这些地貌的断面上可以由下切谷的存在来判断。剖面上喀斯特地层在溶蚀凹陷边缘受到削截。上超充填凹陷中的地层由低水位期河湖相沉积、钙质红土和海进期的海相沉积组成。在凹陷内也可能有残余丘，例如锥形或塔形喀斯特。这些凹陷被低水位期和海进期沉积物覆盖。某些喀斯特地区缺少洼地和残余丘，这表明曾经历过长期溶蚀作用，使其夷平并形成平原（Ford和Williams,1989）。
图1-4 碳酸盐台地上常见的理想化地层型式
（据Handford等，1993）
①与喀斯特有关的削截和上超充填现象；②底部下超、边缘处上超或下超的陆架丘；③沿镶边陆架的内侧向陆架进积的碳酸盐岩斜坡和与之相关的平坦状陆架地层的上超；④沿镶边陆架边缘和下斜坡区内边部变陡的丘状至透镜状岩隆（生物丘）；⑤坡角达到和超过休止角的沉积斜坡；⑥斜坡趾端的下超式倾斜地形；⑦交替出现的下超和上超现象，或纯上超现象；⑧斜坡地形由于减薄作用形成的单一化底板聚敛现象；⑨在层序边界处或⑩层序内陆架边缘的下切现象
（2）在陆架背景上，边部变陡的丘形和透镜状生物礁的构造和生物礁的构造特征为在其基底上的下超，和其边缘部位上覆地层的上超（图1-4－②）。
（3）镶边陆架边缘背风一侧向陆架方向前积，构成向潟湖或陆架方向地层下超的倾斜地形。水平状陆架地层可以向倾斜地形的背风边缘上超（图1-4－③）。
（4）侧向变陡的丘形和透镜状岩隆（生物丘或礁）沿着镶边陆架边缘出现，也在顺坡向下的区域存在（图1-4－④）。
（5）从碳酸盐台地向外，沉积斜坡前缘的坡角通常为29～30℃（Schlager和Camber,1986），在某些情况下达到45℃（Kenter,1990）。然而，局部地区也存在垂直的、甚至倒悬垂的斜坡（Grammer和Ginsburg,1992;James和Ginsburg,1979）。这种斜坡有可能是沉积成因，也可能是由侵蚀作用造成的（图1-4－⑤）。在现代生物礁中，沉积物有机质粘结作用通常导致形成垂直的沉积斜坡。陡峭的侵蚀斜坡表明沉积物曾经受到岩化作用或者具有很强的剪切力，这取决于相互联结的颗粒的形状和堆积排列方式。
碳酸盐岩斜坡趾端的沉积呈现下超⑥、交替出现的上超和下超或纯上超⑦（图1-4）。此外，这些沉积地层可能由于减薄而向底部聚敛⑧。硅质碎屑地层也有这些特征。如图1-4的⑨所示，由于喀斯特作用、河流下切作用或海底侵蚀作用，可能在陆架边缘层序边界处发生切割现象。在图1-4－⑩处，在层序边界处或层序内出现由地体风化形成的铲形地层切割特征。
建造在碳酸盐岩斜坡休止角之外的能力，取决于有机物的固结作用、早期胶结作用和非球形相互连结的骨骼颗粒的沉积作用。由于细粒碳酸盐沉积物早期强烈的岩化作用和具有很强的剪切应力（Kenter and Schlger,1989），即使在灰泥质碳酸盐斜坡上也比硅质碎屑泥质斜坡获得更高的斜坡坡度（Schlager and Camber,1988）。
有些碳酸盐岩层序由陡倾的下超式斜坡地形与平坦状上超式盆底地层的交替沉积组合而成（Bosellini,1984;Loucks and Brown,1989）。在这种情况下斜坡环境中，可以搬运和沉积大小不同的粒屑。下超于底积层地层上的陡倾的倾斜斜坡常由幕式沉积的砂屑至巨砾级的碳酸盐沉积物组成。随着粗粒沉积作用的降低以及下超式斜坡地形生成作用的停止，细粒悬浮质沉积作用便上升到主导地位并形成上超式底积层地层。
10.碳酸盐岩台地与相对海平面变化的响应
图1-5至图1-8描绘热带潮湿气候条件下，镶边陆架和缓坡的沉积层序和体系域模式，是根据地质和地球物理资料、碳酸盐岩的沉积与侵蚀作用和控制碳酸盐沉积的环境因素建立起的。创建层序模式的4个基本原则是：①碳酸盐沉积物是在原地由生物或非生物作用形成的；②气候因素对于区分台地的性质非常重要；③根据气候条件、构造背景以及与大陆的毗邻关系（分离的或相连的），决定了台地可能由碳酸盐岩、硅质碎屑岩和蒸发岩沉积物的任意混合物组成；④在一个层序内，不同类型的沉积地层的分布位置不是随机的，它们也为分析相对海平面变化的历史提供了重要依据。
沉积层序和体系域模式显示了随着相对海平面的变化，碳酸盐台地及其相关的主要沉积体系所发生的变化、生成及其转换型式。然而，这些模式是预测和了解碳酸盐岩体系在海平面变化不同阶段的理想化的描述。根据推测的和观察到的碳酸盐岩生产率和堆积速率相吻合的相对厚度和几何形态可以顺次绘制出其地层分布型式。
图1-5a 在潮湿气候条件下，碳酸盐岩镶边陆架背景中理想化的I型沉积层序和体系域模式
LST—低水位体系域；TST—海进体系域；HST—高水位体系域；1—潮缘粒泥质—灰泥质灰岩；2—陆架粒泥质—颗粒灰岩；3—陆架边缘粘结灰岩—颗粒灰岩；4—上斜坡粒泥灰岩—颗粒灰岩；5—斜坡—盆地相；6—盆地富有机质灰泥质灰岩；7—层序边界；8—最大洪泛面
图1-5b 低水位体系域沉积模式
图1-5c 海进体系域沉积模式
图1-5d 高水位体系域沉积模式
图1-6 在潮湿气候条件下，碳酸盐岩缓坡背景中理想化的Ⅰ型沉积层序和体系域模式
LST—低水位体系域；TST—海进体系域；HST—高水位体系域；1—潮缘潟湖灰泥质灰岩和白云岩；2—粒状灰岩和泥粒灰岩；3—外陆架粒泥灰岩；4—盆地富有机质灰泥质灰岩；5—层序边界；6—最大洪泛面
图1-7a 在潮湿气候条件下，碳酸盐岩－硅质碎屑岩混合沉积的镶边陆架背景中理想化的I型沉积层序和体系域模式
LST—低水位体系域；TST—海进体系域；HST—高水位体系域；1—硅质碎屑岩；2—陆架碳酸盐岩；3—陆架边缘粘结灰岩－颗粒灰岩；4—上斜坡泥粒灰岩－颗粒灰岩；5—斜坡－盆地碳酸盐岩；6—盆地富有机质灰泥质灰岩；7—层序边界；8—最大洪泛面
图1-7b 低水位体系域沉积模式
图1-7c 海进体系域沉积模式
图1-7d 高水位体系域沉积模式
图1-8a 在潮湿气候条件下，孤立的碳酸盐镶边台地I型沉积层序和体系域模式
LST—低水位体系域；TST—海进体系域；HST—高水位体系域；1—潮坪灰泥质灰岩－泥粒灰岩；2—台地内部粒泥－泥粒灰岩；3—陆架边缘颗粒灰岩；4—陆架边缘粘结灰岩；5—上斜坡泥粒灰岩；6—斜坡－盆地相；7一富有机质灰泥质灰岩；8—层序边界；9—最大洪泛面
图1-8b 低水位体系域沉积模式
图1-8c 海进体系域沉积模式
图1-8d 高水位体系域沉积模式
图1-9和图1-10是干旱气候条件下碳酸盐沉积层序的理想模式（有关三维模式见第五章），它们和潮湿气候条件下碳酸盐岩层序的模式都有助于地质学家预测碳酸盐岩地层的沉积机理和空间分布型式。
图1-9a 在干旱气候条件下，碳酸盐岩蒸发岩－硅质碎屑岩镶边陆架背景中理想化的I型沉积层序和体系域模式
LST—低水位体系域；TST—海进体系域；HST—高水位体系域；1—风成沙丘－旱谷；2—盐碱滩、泥坪；3—硬石膏/石膏；4—帐篷/豆粒岩相；5—陆架碳酸盐岩；6—岩盐；7—陆架边缘粘结灰岩－颗粒灰岩；8—上斜坡泥粒灰岩－颗粒灰岩；9—斜坡－盆地碳酸盐岩；10—盆地富有机质灰泥质灰岩；11—层序边界；12—最大洪泛面
图1-9b 低水位体系域沉积模式
图1-9c 海进体系域沉积模式
图1-9d 高水位体系域沉积模式
图1-10 在干旱气候条件下，碳酸盐岩－蒸发岩－硅质碎屑岩缓坡背景中理想化的I型沉积层序和体系域模式
LST—低水位体系域；TST—海进体系域；HST—高水位体系域；1—旱谷、风成砂－泥岩；2—蒸发岩；3—潮缘－潟湖灰泥灰岩和白云岩；4—颗粒支撑的碳酸盐岩；5—外陆架粒泥灰岩；6—盆地富有机质灰泥质灰岩；7一层序边界；8一最大洪泛面