背景
碳酸鹽岩模式是理解碳酸鹽岩相的分布以及(在一定程度上)原生孔隙率的分布及其成岩史有關的保存情況的重要輔助工具。 隨著油氣勘探的不斷深入， 海相碳酸鹽岩地層分布區逐漸成為重要的油氣勘探場所。中國的塔里木盆地、四川盆地和鄂爾多斯盆地都有重大的發現， 特別是塔里木盆地、四川盆地最近都有重要的突破， 因此， 碳酸鹽岩體系的研究也進入一個新的高潮， 各種觀點、方法層出不窮。通常用來描述不同體系的許多術語，對於地質學家來說往往具有不同的含意。
分類
1、不同地理位置、坡度、封閉性和鑲邊性下的碳酸鹽岩體系類型
在總結前人工作的基礎上， 根據地理位置、坡度、封閉性和鑲邊性把碳酸鹽岩體系分為以下類型: 緩坡開放型無鑲邊體系、緩坡封閉型無鑲邊體系、陡坡開放型無鑲邊體系、陡坡封閉型無鑲邊體系、緩坡開放型有鑲邊體系、緩坡封閉型有鑲邊體系、陡坡開放型有鑲邊體系、陡坡封閉型有鑲邊體系、礁灘型孤立體系、岩隆型孤立體系。
（1）緩坡封閉型無鑲邊體系
此類體系的特點是整個體系地勢平坦且相對開闊， 雖然體系邊緣沒有明顯的鑲邊， 但在體系邊緣發育水體較淺的灘地， 對水體交換有一定的阻隔性， 體系上主要以潮坪沉積和澙湖沉積為主。在潮上帶發育膏泥坪、膏鹽坪和含膏白雲岩等， 而在潮間帶主要沉積以泥晶為主的雲岩、藻雲岩和少量的藻屑雲岩， 下部見砂屑坪沉積等； 澙湖中以泥晶白雲岩和紋層白雲岩等為主； 體系邊緣灘中見凝塊白雲岩和少量的鮞粒白雲岩。
（2）陡坡開放型無鑲邊體系
這是一類比較簡單的體系。體系岸坡坡度較陡， 濱岸水動力強度較高， 濱岸沉積主要是粒級較粗的生物碎屑灰岩、生物灰岩或一定量的鮞粒灰岩， 在一些地區岸邊還發育一定高度的風成沙丘；向外則是一個相對有一定坡度的開闊體系， 沉積物主要是泥晶灰岩和泥質灰岩， 沉積物由岸至海逐漸變細， 直到體系邊緣出現更大坡度的斜坡。
（3）緩坡封閉型有鑲邊體系
該類體系的特點是體系廣闊， 但由於受台緣帶灘礁複合體或灘的阻隔， 體系內部水體交換阻滯，水體的蒸發量大於補給量， 體系內主要沉積膏泥岩、膏鹽岩或大量的石膏； 體系邊緣發育生物礁或礁灘複合體， 在一些水體交換並未受到影響、較開放的地區， 水體鹽度正常， 可以形成一定量的小型礁體或台內灘； 在濱岸地區主要是淺水平坦的、膏泥岩沉積的潮坪或泥坪。
（4）緩坡開放型有鑲邊體系
該類體系的特點是體系邊緣具鑲邊， 即存在一個大型生物礁的邊緣， 但生物礁分布斷續， 台內水體交換通暢無阻。
（5）陡坡開放型有鑲邊體系
該類體系的特點是濱岸坡度較大， 水體能量強， 主要發育粗粒的生物碎屑灘、鮞粒灘或少量的點礁， 而廣闊的體系區則水體較深、能量較低， 沉積細粒的泥晶灰岩和泥質灰岩， 偶見台內淺灘， 台內不發育蒸發岩。在體系邊緣區發育明顯的生物礁灘複合體， 但斷續的生物礁灘複合體對台內水體的交換阻隔較小， 水體流動暢通。
（6）灘礁型孤立體系
此類體系在中國南海廣大海域有分布， 大部分是在海底噴發的火成岩基礎上發育起來的生物礁。
2、不同受力機制下的碳酸鹽岩體系類型
碳酸鹽岩體系生長在構造高點之上， 如斷層的上升盤、背斜和底辟的頂部。按照基底的受力機制，可將碳酸鹽岩體系分為伸展作用控制下的基底斷塊體系、旋轉斷塊體系和生長斷塊體系； 擠壓作用控制下的生長背斜體系、孤立體系、頂部刺穿體系和前陸邊緣體系； 底闢作用控制下的鹽底辟體系和火山基底體系； 及其它因素控制的被動大陸邊緣體系和三角洲頂部體系。
（1）伸展作用控制下的斷塊體系
1)基底斷塊體系[ 前期形成基底斷裂， 當物質充足、水體適中即水體處於高潮線和低潮線之間時， 在基底斷層的上升盤便會發育碳酸鹽岩建隆， 同時在下降盤發育盆地沉積。
2) 旋轉斷塊體系，主要形成於海底斷陷盆地中(如紅海蘇伊士海灣) ， 形成機制與基底斷塊體系相似， 旋轉斷塊體系的獨特之處在於斷塊形成之後要發生反轉。
3) 生長斷塊體系，生長斷塊體系的整個形成過程包括碳酸鹽岩的生長、後退和碳酸鹽岩側翼偶爾的坍塌。通常， 碳酸鹽岩體系的形成經歷3 個階段。第1 階段， 由孤立的點礁組合成一個頂部水平的大型體系， 坡度角較緩， 該階段是碳酸鹽岩的生長階段。第2 階段， 同沉積斷層的出現導致碳酸鹽岩體系的側翼發生坍塌在斷層的下降盤形成低水位楔沉積， 此時斜坡角變陡。第3 階段， 碳酸鹽岩體系繼續生長， 由於物質不夠充足， 導致體系面積一期期縮小， 體系面積的縮小使體系沉積更加不穩固， 導致後期還會發生碳酸鹽岩體系的側翼坍塌發生
（2）擠壓作用控制下的體系
1) 生長背斜體系 生長背斜之上碳酸鹽岩體系 2) 孤立體系 孤立體系底部為先期形成的背形
3) 頂部刺穿體系 形成於擠壓構造背景， 基底斷層未出露地表， 僅在頂部形成隆起。碳酸鹽岩體系形成於隆起之上。
4) 前陸邊緣體系 此類體系的沉積環境為前陸盆地。
（3）底闢作用控制下的體系及其他類型的體系
1) 鹽底辟體系 發育於鹽底辟上部
2) 火山基底體系常形成環礁 發育於熱沉降海底火山的頂部， 呈加積碳酸鹽岩體系
3) 被動大陸邊緣體系 是形成於被動大陸邊緣的寬廣厚層體系
4) 三角洲頂部體系 形成於三角洲進入淺海的地方。
作用結果
碳酸鹽岩沉積體系碳酸鹽最容易在溫暖而淺的海水中沉澱，所以碳酸鹽的沉積作用主要發生在熱帶的陸架或海灘上。由於海水流體的作用，有些沉積物可能被搬運從而形成三個沉積帶：
① 潮下開闊陸架和陸架邊緣沉積帶。這裡沉積的是鈣質沙、鈣質軟泥和礁體；
② 濱線沉積帶。沉積物是從開闊陸架搬運到海灘和潮坪上的；
③ 大陸坡和盆地沉積帶。陸架邊緣沉積物是朝海洋方向搬運的，在深水處重新沉積下來。比較而言，濱線和陸坡和盆地相最像碎屑岩沉積體系，因為沉積物是從一個地區搬運來，而在另一個地區沉積；而礁體和似礁體沉積物最不像碎屑岩沉積體系，因為它們主要是生物在原地產生的碳酸鹽沉積體。
濱線沉積帶
相當於潮間帶和潮上帶。可依氣候條件分為潮濕型和乾燥型兩種。潮濕型的潮上帶以碎屑岩 －碳酸鹽沉積韻律為特點；潮濕型的潮間帶通常有兩種類型的沉積體，一種是潮坪灰泥質沉積或扁平礫石類沉積，最突出的是發育大量藻疊層石。另一種則是潮溝型沉積，由於潮濕，降水量大，故潮溝發育。乾燥型的潮上帶以蒸發岩 -碳酸鹽岩沉積韻律為特點；由於蒸發作用強烈，乾燥型潮間帶具有“薩布哈”沉積特點，白雲岩、紋層狀白雲岩發育，有時可形成蒸發岩(石膏、硬石膏及鹽岩)。
潮下沉積帶(含潟湖)
該帶位於高能帶與潮間帶之間，水流循環不暢，在乾燥氣候條件下更易鹹化。主要沉積物有白雲岩、球粒狀泥晶灰岩等。有時在基地上可以形成點礁。
台地高能帶———礁
碳酸鹽岩沉積體系礁是一種可以超出海底由生物建成的沉積體。一般能夠把礁劃分為三個沉積相帶(右圖)：
1.礁核沉積體
礁核沉積體呈塊狀或非層狀，通常是結核狀或扁豆狀的碳酸鹽體，由造礁生物的骨骼和灰質軟泥基質組成。
2.礁側沉積體
是由來自礁核的物質和背景沉積物組成的，它自礁核向四周以指狀互動尖滅。
3.礁間沉積體
實際上是背景沉積物，即正常淺水的、潮下帶的灰岩，或者是細粒的碎屑沉積物。
大陸坡和盆地沉積帶
大陸坡位於台地高能帶與深海盆地之間，除了一些細粒灰泥沉積之外，滑積岩、碎屑流、濁流沉積顯得較為特殊。盆地沉積帶是斜坡向深海延伸的部分。它是缺氧、無光的低能環境，主要沉積物是細粒具有紋層的灰泥，有時可見濁積岩夾層。
控制因素
1、構造運動所形成的古地形(貌) 控制體系的分布位置和基本類型
眾所周知， 構造運動對體系的形成具有明顯的控制作用， 古地形的高低及坡度的陡緩對海侵過程中形成的沉積物有強烈的控制作用。當岸坡陡的時候， 海岸水動力強， 形成一些較粗粒且結晶較好的碳酸鹽岩， 如生物碎屑灰岩、砂屑灰岩、亮晶鮞粒灰岩等； 若坡度平緩、波浪消能， 水動力弱， 則形成泥晶灰岩、泥質灰岩等。特別是在體系邊緣區，由於具相對較高的地形， 則在外海波浪的作用下可以形成粗粒的碎屑灘， 甚至形成生物礁； 相反在沒有任何古地形的高地， 或是一個向海傾斜斜坡， 則將是較深水的泥質灰岩或泥晶灰岩的沉積。在體系發育過程中構造的變動和斷裂的作用可以進一步引起地形的變化， 進而改變沉積環境， 造成沉積物的變化。因此， 古地形控制了體系的類型和沉積物的性質和相。
2、海平面的升降控制體系類型及沉積物的變化
海平面的變化對體系類型改變的作用是顯而易見的。當海平面上升的速率超過了體系上沉積物的沉積速率， 體系將被淹沒， 改變了原來體系的類型和沉積物的性質； 反之， 當海平面下降的速率超過了碳酸鹽沉積物前積的速率， 體系將會暴露或停止發育或遭受剝蝕而被破壞。只有在沉積物的沉積速率與海平面的變化相適應的情況下， 體系才能正常發育。
碳酸鹽岩體系沉積的控制因素除構造運動、相對海平面變化外還受沉積物供給和氣候變化。四者之間相互影響、相輔相成。構造運動和相對海平面變化控制可容納空間變化， 可容納空間變化直接控制碳酸鹽岩的沉積潛力。碳酸鹽岩沉積屬於跟隨性生長模式。當構造抬升、相對海平面下降時， 碳酸鹽岩生長速率減慢直至碳酸鹽岩體系露出水面而停止生長。當發生構造沉降即相對海平面變深時， 且保證物源充足的情況下， 碳酸鹽岩會隨水體快速向上生長。與碎屑岩不同， 碳酸鹽岩屬於原地生長模式， 它的發育與否直接受原地沉積物供給的影響。水體適中時利於造礁生物生長， 可為體系形成提供大量物源， 水體太深或太淺都會抑制造礁生物生長， 間接影響碳酸鹽岩的形成。氣候中的降雨量、溫度及光照對碳酸鹽岩的形成同樣起到不可低估的作用。降雨量影響水體鹽度， 水體鹽度、溫度和光照影響造礁生物的生長及水體的循環。氣候還會影響沉積層序中沉積物的類型。氣候乾旱和水體循環較局限的環境下， 容易產生蒸發岩沉積物。
