巴西坎波斯盆地深水沉积体系特征

康洪全，孟金落，程涛，贾怀存，白博，李明刚

（中海油研究总院，北京 100028）

0 引言

从20世纪50年代浊流的发现及其理论的建立开始，60余年来的勘探实践证明深水沉积体系的油气资源极为丰富，已经成为世界油气勘探开发的重点领域之一。总体上，深水沉积研究的发展历程可以大致分为两个阶段，第一阶段是基于浊流理论的鲍马（Bouma）序列和多个经典海底扇沉积模式的建立与广泛使用；第二阶段是砂质碎屑流概念的提出和斜坡沉积模式的建立与发展，使浊流沉积学说发展到了重力流沉积学说，促进了深水沉积研究的发展[1-5]。

近年来，随着对深水沉积认识的不断深入，深水沉积领域的勘探活动也日趋活跃。从全球范围来看，早期的深水沉积勘探开发主要集中在美国墨西哥湾和南大西洋两岸的盆地[6]。其中又以美国墨西哥湾盆地、西非尼日尔三角洲盆地、刚果扇盆地和南美巴西的坎波斯盆地并称为国际深水沉积勘探开发的 4大热点盆地，约占全球深水沉积体系储量的 70%[7-11]。自 2007年以来，深水沉积又掀起了新一轮的勘探热潮，东非海岸的鲁伍马盆地[12]、坦桑尼亚盆地、南大西洋两岸北段的科特迪瓦盆地Jubilee油田、毛塞几比盆地Fan油田、圭亚那-苏里兰盆地Liza油田和法属圭亚那盆地Zaedyus油田成为这一轮深水沉积勘探的新热点，进一步展现出深水沉积体系仍然具有巨大的勘探潜力和广阔勘探前景。

国内外专家以往对于南大西洋西非一侧的西非尼日尔三角洲盆地、刚果扇盆地以及墨西哥湾盆地的深水沉积体系的研究较多，从不同角度对深水沉积体系开展了研究工作[13-19]；而对南美一侧另一个勘探热点盆地——巴西坎波斯盆地的深水沉积体系则缺乏系统的研究。本文以深水沉积理论为指导，综合利用坎波斯盆地的钻井、测井和地震资料对盆地盐上漂移阶段的深水沉积体系进行系统研究，明确研究区的深水沉积期次划分、沉积相类型、宏观展布、储集层发育及沉积模式，丰富和补充深水沉积的相关地质观点与认识，以期为坎波斯盆地乃至全球其他地区的深水沉积勘探提供有价值的参考。

1 区域地质背景

南美巴西东南海域的大坎波斯盆地是世界上著名的富油气区，由坎波斯、桑托斯和埃斯普里图桑托 3个成因相似的被动大陆边缘盆地组成[20]（见图 1）。3个盆地中桑托斯盆地油气主要富集在盐下层系。坎波斯盆地则与桑托斯盆地不同，目前发现的油气主要位于盐上漂移层系的深水沉积体系中。据Wood Mackenzie数据库[21]统计坎波斯盆地盐上油田（见图 1）储量主要分布在上白垩统—第三系的深水沉积体系中，且已发现油气可采储量达 33.12×108t，占整个坎波斯盆地总油气可采储量的68.4%。

坎波斯盆地南北长约500 km，东西宽约150 km，面积约15.6×104km2。盆地东北部以维多利亚高地与埃斯普里图桑托盆地相隔，西南部通过卡布弗里乌高地与桑托斯盆地相邻[22]。坎波斯盆地是一个白垩纪以来的典型含盐被动大陆边缘盆地，其形成演化与中生代以来冈瓦纳大陆的解体以及大西洋的扩张有关。盆地构造演化和沉积充填可以划分为 3期：早白垩世裂谷期、过渡期和晚白垩世—新生代漂移期。早白垩世裂谷阶段，盆地表现出垒-堑间互结构，该时期湖广水深，地堑区发育的半深—深湖相泥、页岩是一套优质烃源岩，为盐上深水浊积砂岩储集层的成藏提供了充足的油气源。早白垩世阿普特期过渡阶段，构造环境稳定，盆地表现出“碟状”坳陷结构。随着海水的进入，呈现海陆过渡相环境，主要沉积了一套厚层的蒸发岩，该套蒸发岩分布非常广泛，后期受多种应力作用发生滑脱变形并形成了各种盐相关构造。晚白垩世以来，随着大西洋洋中脊的形成和洋壳的扩张，盆地进入到漂移阶段，演变为被动大陆边缘盆地，沉积充填了一套巨厚海相地层[23-27]。漂移早期，发育白垩系阿尔比阶—森诺曼阶海相泥灰岩和泥岩；其后分别在上白垩统土仑阶—马斯特里赫特阶、古新统—始新统和渐新统—中新统发育 3期深水沉积砂岩，盆地盐上已发现的油气田主要分布在这 3期砂岩储集层中，本文重点围绕3期深水沉积进行解剖研究。

2 深水沉积体系

2.1 沉积相类型划分

综合盆地100余口钻井、测井资料，并结合二维、三维地震资料确定了坎波斯盆地上陆坡、陆坡至坡脚和深海平原等不同位置的沉积相类型，将研究区发育的深水沉积相类型划分为切谷、水道-堤岸复合体、朵叶体亚相，并进一步将3种亚相划分为7种沉积微相类型（见表 1）。不同类型的沉积微相具有明显不同的岩性、电性以及地震反射特征。

2.2 主要深水沉积相特征

2.2.1 切谷

下切谷通常发育在上陆坡坡度相对较陡的部分，在携砂水流的侵蚀作用下形成“V”型或者“U”型切谷。坎波斯盆地主要发育沉积型切谷和过路型切谷。

2.2.1.1 沉积型切谷

图1 坎波斯盆地油田分布图

表1 坎波斯盆地盐上深水沉积体系沉积相类型划分

沉积型切谷是指在物源供给较为充足时，水流的携砂能力小于沉积物的负载，导致切谷在作为输砂通道的同时，沉积粗粒的砂砾。此类切谷主要发育在上白垩统土仑阶—马斯特里赫特阶以及古新统—始新统的上陆坡区。沉积型切谷中砂岩储集层较为发育，砂地比普遍为 60%～70%。岩心可见重力流沉积特点，主要包括 3类岩性：①块状、小卵石级别的砾岩及中—粗粒砂岩，正粒序，具平行和交错层理，是鲍马序列下半部分高密度浊流沉积的产物（见图 2a）；②具有平行-波纹交错层理的薄层细—粉砂岩沉积夹泥岩，是鲍马序列上半部分低密度浊流沉积的产物（见图2b）；③砂泥岩混杂沉积，含有鹅卵石大小的泥砾和碳酸盐砾石，是碎屑流沉积产物（见图2b）[28]。在测井曲线上，切谷沉积的厚层块状粗粒砂砾岩的伽马曲线呈箱型、密度曲线呈漏斗形，测井曲线显示发育多期次浊流沉积。地震剖面上同样显示沉积型切谷中发育多期深水浊积沉积，早期沉积地震相为“V”型中—弱振幅低频弱连续相对杂乱的反射特征，而晚期地震相则为相对宽缓的“V”型中振幅中频中等连续的亚平行反射特点（见图3）。

图2 沉积型切谷的岩心组合特征

2.2.1.2 过路型切谷

过路型切谷是指在物源供给相对较弱时，水流的携砂能力大于沉积物负载，切谷只是作为输砂的通道，几乎不发生沉积。过路型切谷主要发育在渐新世—中新世上陆坡位置。下切谷之中沉积的岩性以大套泥岩、泥灰岩为主，中间夹薄层粉砂岩和富含泥砾的混杂砾岩，砂地比较低。在测井曲线上，薄层粉砂岩和混杂砾岩对应低GR值，测井曲线呈现指状。地震剖面上，切谷早期地震相以“U”型低频中强振幅弱连续反射特征为主，这主要与峡谷底部少量的粗粒滞留沉积和峡谷两侧的滑塌碎屑有关；晚期地震相则以“U”型中弱振幅中高频连续性较好的亚平行反射特征为主，与峡谷后期沉积充填的细粒泥岩与泥灰岩的互层沉积有关，且切谷上部地震相与其上覆地层具有相似的地震反射特征，反映了浅海—半深海环境细粒沉积的特征（见图3）。

2.2.2 水道-堤岸复合体

水道作为深水沉积体系的重要组成部分，是粗粒沉积物输送的主要通道，同时也是重力流沉积的主要场所。水道-堤岸复合体亚相可进一步细分为单一水道、复合水道和天然堤-漫溢微相。

2.2.2.1 单一水道

研究区单一水道可划分为强侵蚀型单一水道和弱侵蚀型单一水道。强侵蚀型单一水道外形呈“V”型，地震剖面上具有强振幅特征，两侧天然堤不发育，形成于强限制性条件下，水动力较强，砂地比较高。均方根振幅属性平面图上表现为顺直水道，水道宽220～250 m、深600～750 m，宽深比为0.3～0.4，反映出下切作用较强。

弱侵蚀型单一水道根据其岩性充填特点又进一步划分为砂质单一水道和泥质单一水道。砂质单一水道在地震剖面上呈强振幅透镜体状，两侧为弱振幅深海泥岩，天然堤不发育（见图3），反映了水动力的减弱，砂地比较高，但是单砂体厚度薄。振幅属性平面图上表现为高弯度水道特征，水道宽120～180 m、深80～100 m，宽深比1.2～2.3，曲率1.1～1.5（见图4a）。

泥质单一水道地震剖面上呈“海鸥翼”状，两侧天然堤具有强振幅特征，晚期水道被泥质充填，形成泥质水道，具有弱振幅反射特征（见图3）。振幅属性平面图上显示该类水道与前端沉积朵叶体相连，水道宽500～600 m、深180～200 m，宽深比2.5～3.3。

2.2.2.2 复合水道

图3 不同深水沉积类型的岩性、测井相、地震相及充填样式图版

图4 不同深水沉积类型均方根振幅属性的平面特征

图5 深水复合水道块状砂岩的岩心和镜下薄片特征

复合水道通常是由相对连续的单一水道在横向上的摆动迁移和垂向上加积叠置所形成的宽缓带状沉积体。通常以厚层块状中粗砂岩沉积为主，颗粒的分选和磨圆较差（见图 5）[29]，中间夹漫溢或者深海相泥岩，砂地比可达 50%～80%。水道主体砂岩段伽马曲线通常呈箱型或者钟形，地震相上表现为“U”型或楔形中强振幅中频中等连续亚平行的反射特征（见图3）。复合水道可以划分为侵蚀型复合水道和加积型复合水道。

侵蚀型复合水道外形呈“U”型，两侧天然堤不发育，由多期次水道在垂向叠置和侧向迁移形成（见图4b）。因陆坡上倾方向坡度相对较大，可容纳空间较小，通常有利于该类侵蚀型复合水道的发育。复合水道整体宽度一般在2 400～4 000 m、深600～800 m，宽深比为3～5，由宽度为180～300 m的单一水道垂向和侧向叠置而成，砂地比较高（见图4b）。

加积型复合水道分为2种类型，第1类主要沉积在由盐运动产生的微盐盆中，由于该类负地形的产生与铲式生长断层有关，复合水道在楔形空间中以垂向加积作用为主（见图3），导致主水道砂体的垂向叠置，因此砂地比较高；第2类通常伴有天然堤-漫溢沉积，发育在陆坡下倾方向，水动力减弱，侵蚀作用降低，表现为砂体在垂向上的加积和横向上的迁移，水道与天然堤呈指状交互沉积，砂地比明显降低（见图3、图4c）。

2.2.2.3 天然堤-漫溢沉积

天然堤-漫溢沉积是沉积物重力流溢出堤岸并侧向延伸超过水道边缘的细粒沉积。其岩性通常是单层厚度为2～3 m的薄层粉细砂岩与泥岩互层沉积，伽马曲线通常呈指状，地震剖面上表现为楔状外形中—强振幅中低频连续性较好的平行反射结构，与水道主体共同构成“海鸥翼”外形的地震反射特征（见图3）。

2.2.3 朵叶体

朵叶体一般位于侵蚀型水道或水道-堤岸复合体的末端，下陆坡或深海平原限制性环境的逐渐减弱或者消失造成重力流呈朵叶状散开卸载沉积。根据岩性组合和平面分布特征，朵叶体又可以划分为沉积朵叶体和水道化朵叶体。

2.2.3.1 沉积朵叶体

沉积朵叶体是指流量不断减弱条件下形成的一套水道相对不发育的浊流朵叶体沉积，常见于鲍马序列的低密度浊流。沉积朵叶体是由单层席状砂垂向叠置形成，单砂体厚度20～60 m。伽马曲线顶底呈突变接触，单层席状砂呈指状形态，厚层叠合席状砂可为小型箱形、钟形和漏斗形，地震相为席状强振幅低频连续性较好的平行反射结构（见图3），振幅属性图上沉积朵叶体表现为相对均一的强振幅体，水道不发育（见图 4d）。

2.2.3.2 水道化朵叶体

水道化朵叶体又可以细分为 2类，一类沉积在受限程度较弱的陆坡或深海平原，另一类发育受限程度较高的负地形环境中。

第 1类水道化朵叶体的产生是与陆坡向下倾方向上地形受限程度的不断减弱有关。主水道首先发散形成多个分支水道，分支水道继续向前运动过程中随着受限程度进一步减弱导致沉积物分散，由于能量及地势起伏的影响，导致不同分支水道在下倾方向的不同位置分散形成朵叶体，从而造成水道和朵叶体在侧向上的叠置。地震剖面上呈现多个间隔分布的席状低频连续性较好的强振幅反射（见图3），振幅属性图上可见水道和朵叶体在横向上的交互出现（见图4e）。

第 2类水道化朵叶体是水道进入受限程度较高的负地形之后，分散形成多个分支水道，由于可容纳空间的存在，导致分支水道向下运移受阻进而不断在负地形环境中垂向叠加。振幅属性平面图上显示具有自主水道散开形成的的朵叶体形态（见图4c）。

3 沉积相展布特征

以单井相、连井相为基础，结合研究区地震相特征，开展坎波斯盆地3期深水沉积体系的展布特征研究。

上白垩统土仑阶—马斯特里赫特阶沉积期，深水沉积体系以发育在微盐盆中的复合水道为主。在垂直于物源的近南北方向上，早期以复合水道沉积为主，晚期局部地区发育朵叶体沉积。

平面上，在盆地北部、中部和南部地区均以上陆坡位置发育的沉积型切谷和陆坡位置发育的复合水道沉积为主，远端坡脚至深海平原处相变为朵叶体沉积。中部复合水道-漫溢砂体是由两个沉积型切谷供砂从而形成横向上叠合连片分布的砂岩。横向上叠合砂体长度达150 km左右，且中部北支沉积型切谷延伸较远，末端复合水道发育规模较小，中部南支沉积型切谷延伸距离短，近端复合水道发育规模较大（见图6）。

图6 坎波斯盆地上白垩统土仑阶—马斯特里赫特阶沉积相

古新统—始新统沉积时期，在垂直于物源的近南北方向上深水沉积以复合水道沉积为主，砂体累计厚度有所减薄。在顺物源的北东—南西方向上，沉积型下切谷和侵蚀型复合水道较为发育，上陆坡位置的沉积型切谷以发育厚层受限制的侵蚀型复合水道沉积为主，下陆坡位置同样发育侵蚀型复合水道，坡脚和深海平原处发育受限程度较弱的沉积朵叶体。

在平面上沉积微相类型以沉积型切谷和侵蚀型复合水道为主，中部深水沉积物源继承了上白垩统土仑阶—马斯特里赫特阶沉积时期的特点。但是中部北支物源供给强度明显增大，切谷末端西南—东北向狭长的侵蚀型复合水道沉积延伸达150 km，中部南支物源供给能力有所减弱。南部地区仍然发育小规模的物源体系，形成的狭长侵蚀型复合水道特征更加明显（见图 7）。

图7 坎波斯盆地古新统—始新统沉积相平面图

渐新统—中新统沉积时期，朵叶体广泛分布在坎波斯盆地的中北部地区，而南部地区则主要以浅海—半深海泥岩沉积为主，深水砂岩不发育。在顺物源的方向上，随着海平面的不断下降，陆架砂体不断进积，为坡脚和深海平原处广泛发育的朵叶体沉积提供了物源。

平面上在坎波斯盆地中北部发育横向上叠合连片的朵叶体沉积，朵叶体横向上延伸长度可达200 km，西南—东北方向砂体不断进积而形成宽广的陆架砂沉积，多个过路型下切谷为朵叶体的发育提供了充足物源，北部朵叶体发育规模较大，顺物源方向最远延伸60～100 km，中部朵叶体发育规模相对较小，顺物源方向延伸40～80 km（见图8）。

4 沉积模式及沉积体系演化特征

4.1 沉积模式

4.1.1 上白垩统陆源直接补给沉积型切谷-微盐盆沉积模式

上白垩统土仑阶—马斯特里赫特阶沉积时期，受板块掀斜作用影响，物源区构造不断抬升，陆架宽度较窄，物源供给能力较强，为陆源直接补给机制。上陆坡切谷之中沉积了复合水道粗粒砂砾岩（见图9a-a′），同时由于构造抬升引起的盐岩滑脱产生的铲式正断层，使陆坡和坡脚形成一系列平行于岸线方向较小规模的微盐盆（见图 10a）；当物源通过切谷向下输送的过程中，优先进入长轴沿断层走向的微盐盆之中，在其中卸载并形成加积型复合水道砂岩（见图9b-b′、图 10b），砂岩储集层较为发育。坡脚处微盐盆规模较大，沉积水道砂岩厚度和规模也较大。在马斯特里赫特阶沉积中后期，随着海平面不断上升，陆坡上的微盐盆经过填平补齐，砂体越过陆坡的微盐盆，被输送到坡脚处，形成了较大范围的沉积朵叶体（见图9c-c′、图10c），发育厚度较大的砂岩储集层。

图8 坎波斯盆地渐新统—中新统沉积相平面图

4.1.2 古新统—始新统陆源直接补给沉积型切谷-侵蚀型复合水道沉积模式

古新统—始新统沉积早期，伴随着古新世时期构造的大幅隆升，古新统—始新统下部上陆坡到坡脚位置下切谷及侵蚀型复合水道较为发育，沉积了复合水道砂岩（见图 11a-a′、图 11b-b′）。由于上白垩统土仑阶—马斯特里赫特阶沉积时期陆坡上的微盐盆发生填平补齐作用，该时期陆坡上微盐盆不发育，下切谷切穿陆坡，砂体通过下切谷和侵蚀型复合水道搬运至深海平原，形成沉积朵叶体（见图11c-c′）。

4.1.3 渐新统—中新统陆架间接补给过路型切谷-朵叶体沉积模式

渐新统—中新统沉积时期，盆地区域构造稳定，形成了较为宽广的陆架，并在陆架之上广泛沉积了陆架三角洲体系，三角洲砂体经波浪作用长距离的不断淘洗，形成广泛分布的纯净陆架砂体。同时期在上陆坡发育多个下切谷，但均为过路型切谷（见图12a-a′），随着海平面的不断下降和砂体的不断进积，早期沉积的陆架砂体通过切谷向下搬运，在陆坡区由上倾方向的单一水道逐渐演化成加积型复合水道沉积（见图12b-b′），并在远端形成各类水道化朵叶体沉积（见图12c-c′、图12d-d′），最终在坡脚处形成沉积朵叶体。同样也可见单一水道供源，向下倾方向散开形成的沉积朵叶体（见图 12e-e′）。由于深海平原前端存在盐底辟作用形成的盐墙，使该期朵叶体沉积在盐墙所限定的宽广洼槽之中。

图9 上白垩统土仑阶—马斯特里赫特阶深水沉积模式图

图10 微盐盆复合水道沉积特征（剖面位置见图1）

图11 古新统—始新统深水沉积模式图

图12 渐新统—中新统深水沉积模式图

4.2 沉积体系演化特征

4.2.1 不同期次深水沉积类型的演化特征

上白垩统土仑阶—马斯特里赫特阶沉积时期，由于物源区构造的不断抬升，物源供给充足，且通过垂直海岸线的沉积型切谷向深海输砂，陆坡和坡脚位置发育的微盐盆为深水砂岩储集层的发育提供了可容纳空间，微盐盆中多发育顺着断层走向的复合水道沉积，晚期随着海平面的上升和填平补齐作用的不断进行，马斯特里赫特阶沉积时期坡脚的局部地区发育朵叶体沉积，早期水道体及后期朵叶体中砂岩储集层均较为发育。

古新统—始新统时期，构造抬升幅度达到最大，陆坡上早期微盐盆被填平补齐，该时期陆坡位置发育大量的沉积型切谷和侵蚀型复合水道，复合水道体中砂岩储集层广泛发育。

渐新统—中新统时期，构造趋于稳定。随着全球海平面的不断下降，陆架宽度不断增大，在陆架区广泛发育三角洲体系砂体且不断进积，通过过路型下切谷输送至坡脚和深海平原形成广泛分布的朵叶体沉积，朵叶体中发育厚层砂岩储集层。

4.2.2 不同区域深水沉积演化特征

物源方向的改变影响到深水沉积砂岩在坎波斯盆地不同区域位置的发育及富集程度。上白垩统发育多个垂直于岸线的物源水系，坎波斯盆地自北向南北部物源供给均较为充足且发育深水沉积体系。随着地幔柱移动引起海岸构造不断抬升[30]，自古新世—始新世大规模隆升结束之后，坎波斯盆地南部水系消失，仅发育中部、北部两支物源水系，所以盆地北部与南部相比，深水沉积砂岩发育的规模大、期次多。

5 结论

坎波斯盆地深水沉积的主要亚相类型为切谷、水道-堤岸复合体、朵叶体沉积，其中切谷又进一步分为沉积型切谷和过路型切谷微相；水道-堤岸复合体发育单一水道、复合水道和天然堤-漫溢微相；朵叶体又可以划分为沉积朵叶体和水道化朵叶体微相。

上白垩统土仑阶—马斯特里赫特阶以沉积型切谷、微盐盆复合水道为主，自南向北广泛发育有 3支水道体系；古新统—始新统以沉积型切谷和侵蚀型复合水道沉积为主，平面上继承了早期深水沉积的分布特征，但中部北侧物源较南侧供给能力强，侵蚀型复合水道延伸较远；渐新统—中新统以朵叶体沉积为主，叠合连片分布在盆地中北部地区。

上白垩统深水沉积补给机制属于陆源直接供给模式，上陆坡发育沉积型下切谷，陆坡及坡脚微盐盆中发育复合水道，晚期发育朵叶体沉积；古新统—始新统沉积补给机制同样为陆源直接供给模式，上陆坡沉积型下切谷发育，陆坡上发育侵蚀型复合水道；渐新统—中新统沉积补给机制属于陆架间接砂体供给模式，上陆坡发育过路型下切谷，砂体以坡脚处朵叶体沉积为主。

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