何赛，李国蓉，吴昌荣，刘树根，张忠民，苏玉山，朱奕璇，何钊，任杰，王雨辰，周伟，王亚捷

（1. 成都理工大学能源学院，成都 610059；2. 成都理工大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室，成都 610059；3. 四川中成煤田物探工程院有限公司，成都 610072；4. 中国石化石油勘探开发研究院，北京 100083）

0 引言

桑托斯盆地是南大西洋两岸被动大陆边缘型超级油气盆地的典型代表[1]。21世纪以来，该盆地盐下碳酸盐岩的油气勘探持续取得重大突破。随着多个可采储量超过 1.59×108m3（10×108bbl）的深水大型整装油气田被相继发现[2-4]，桑托斯盆地迅速成为南半球油气勘探的热点地区。

近年来，国内外的诸多学者针对盆地油气资源分布规律[5-7]、构造演化特征[8-10]、下白垩统Barra Velha组微生物岩成因[11-13]、层序地层划分[14]、沉积特征及模式[15-18]、储集层特征[19]、盐下油气成藏[20-21]、有利区带预测[22]等领域开展了一系列研究工作并取得了一定的认识。然而，目前对沉积相的研究多数是围绕盆地内一级构造单元展开，针对盆地内二级构造单元特定的沉积格局进行的沉积特征研究尚显不足；同时，高频层序格架内沉积相发育展布研究较少，尚不能等时、有效地揭示沉积过程及礁滩体发育展布规律；另外，关于层序沉积充填的控制因素、模式尚未明确，有待进一步探讨。

本文以桑托斯盆地H油田Barra Velha组为研究对象，基于研究区及周缘3 445 km2三维地震资料和9口钻井的测井、录井、岩心、同位素组成等资料综合分析，在建立层序格架的基础上，分析裂谷—拗陷期湖相碳酸盐岩沉积充填过程，揭示沉积充填规律，从气候变化、断裂活动和湖平面周期性升降等方面对裂谷—拗陷期层序沉积充填的控制因素进行深入探讨，建立沉积模式，旨在为后续油气勘探开发工作提供一定的借鉴和参考。

1 区域地质特征

H油田构造上位于桑托斯盆地东部隆起带的东北部（见图1a）。油田构造-沉积演化与桑托斯盆地具有高度的一致性，自白垩纪至今，共经历裂谷期、拗陷期、过渡期和漂移期4个阶段[23]（见图1b）。

图1 桑托斯盆地综合地质图（据文献[20]、[32]修改）

中晚贝里阿斯期—早瓦兰今期，冈瓦纳古陆南美—非洲板块开始逐渐裂解分离[24-27]。裂谷期演化开始于中晚欧特里夫期，在大规模火山活动的影响下[28-29]，研究区发育1套Camboriu组深灰色—灰黑色玄武岩[30]；中晚巴雷姆期，湖水侵入盆地[31]，研究区沉积 1套Picarras组深湖黑色页岩[32]，与此同时，一系列拉张断层开始大规模发育，形成了多个不同规模的地垒-地堑构造（见图2），早阿普特期，湖水深度开始变浅，发育1套Itapema组泥质灰岩和介壳灰岩[31,33-34]；随后经历大规模的构造抬升活动，发育 Pre-Alagos不整合面（DPA）[35]；裂谷期末，发育1套Barra Velha组300段微生物碳酸盐岩。在裂谷期和拗陷期之间，再次经历了小规模构造抬升活动，发育Intra-Alagos区域不整合面（DIA）[35]。拗陷期内，发育1套Barra Velha组200、100段微生物碳酸盐岩。拗陷期结束，又一次发生构造抬升，BVE组顶部发育盐下（Pre-Salt）不整合面（DPS）。阿普特期末，构造-沉积演化进入过渡期，发育海陆过渡相Aririr组蒸发岩层系[36-37]，厚度普遍超过1 km[38]，是研究区油藏的重要盖层[39-41]。阿尔布期开始，构造-沉积演化进入漂移期，沉积环境由海陆过渡相转变为海相，盐上发育大套碎屑岩-碳酸盐岩沉积。

图2 桑托斯盆地Lula油田—H油田地质剖面图

2 层序格架内沉积充填特征

2.1 三级层序地层划分及特征

研究区内Barra Velha组地层自下而上发育DPA、DIA、DPS等3个不整合面，这3个不整合面构成Barra Velha组上部地层 BVE100、BVE200段和下部地层BVE300段的顶底界面，自下而上Barra Velha组发育SQ1和SQ2两个三级层序（见图3）。

图3 H油田H4井Barra Velha组综合柱状图

DPA不整合面为SQ1的底界面SB1，是一个典型的岩性转换界面，SB1之下为1套Itapema组湖相介壳灰岩或角砾状灰岩，之上发育Barra Velha组湖相微生物碳酸盐岩。SQ1的顶界面及SQ2的底界面为一个Ⅱ型层序界面SB2，此层序界面形成时期，湖平面只下降至台地边缘以下稍低位置，暴露面只在台地边缘和台内高地位置发育。因此，该层序界面由DIA区域不整合面和台地内较低位置发育的整合面共同构成。SB2上下钍含量曲线及电阻率曲线均表现出一定程度的震荡起伏。δ18O曲线在SB2之下表现出低→高的变化特征，在SB2附近有一个小范围的波动，而SB2之上的δ18O基本保持在高值；δ13C在SB2之下表现出逐渐降低的趋势，在SB2之上稳定在低值。DPS不整合面为SQ2的顶界面 SB3，同样为一个特征明显的岩性转换界面，之下为BVE100段微生物碳酸盐岩，之上为Ariri组蒸发岩类。

H油田南西北东向过H2—H4—H6—H7井地震测线剖面显示（见图4），3个层序界面在地震反射上总体表现底部上超或下超，内部相对整一，顶部少见削截。由于研究区主要处于台地内部，地震反射终止不太明显。SB1为1套连续强反射的底界面波峰相位，SB2为 1套弱—较强反射的顶界面波谷相位，SB3为 DPS不整合面的波峰相位。受到断层和局部沉积差异的影响，地震剖面上存在明显的地形起伏，同一套地层的高差可达300 m左右。早期或同期断层的升降运动以及微生物礁的生长造成地层厚度横向变化较大。

图4 H油田Barra Velha组典型过井地震剖面

2.2 高频层序地层划分及沉积相组合特征

碳酸盐岩高频层序内部均表现为向上变浅的旋回，这种向上变浅旋回被较浅水沉积到较深水沉积的突变面分开，故高频层序内具有两个特征，即一个水体向上突然变深的界面和一个水体向上变浅的旋回。依据测井曲线旋回式变化、沉积相类型及组合特征，在台地边缘及台内高地等沉积古地貌较高位置，识别出11个四级层序，在台内洼地和斜坡等沉积古地貌较低位置，识别出12个四级层序（见图3）。层序界面由下至上，沉积相类型表现为高能向低能的突变；Th含量曲线由低值向锯齿状高值突变。在不同沉积相带，各高频层序内部，发育多种反映水体向上变浅的沉积微相—亚相组合类型。

2.2.1 浅水台地边缘

该类高频层序常见于BVE100段（见图5a）。层序底部发育礁滩间微相球状微生物灰岩（见图6a、图6b）、微晶灰岩（见图6c）、颗粒微晶灰岩（见图6d）和微齿状层纹石灰岩（见图6e），微生物结构及颗粒间泥质含量较重，岩心颜色较深，呈深褐色—深灰色；中部发育内碎屑滩微相砂砾屑灰岩（图6f—图6i），岩心呈浅棕色，内碎屑颗粒主要由微生物灰岩的碎片组成，指示在较强的湖浪和湖流作用下水体搅动强烈、能量较高的沉积环境或风暴沉积事件；上部发育微生物礁微相灌木形枝状石（见图6j、图6k）或乔木形枝状石（见图6l、图6m），岩心上颜色较浅，多为淡奶油色。该组合自下而上，岩心颜色逐渐变浅，测井Th含量曲线呈反漏斗状特征，反映出一个水体向上变浅、泥质含量逐渐减少、水体能量逐渐增强的沉积旋回。

图5 H油田Barra Velha组高频层序内部沉积微相—亚相组合

图6 Barra Velha组湖相碳酸盐岩沉积亚相、微相各类岩石特征

2.2.2 开阔台地

同台地边缘亚相高频层序相似，该类高频层序亦常见于BVE100段（见图5b），但其内部发育的岩相类型有所差别。层序底部发育礁滩间微相平滑状层纹石（见图6n），向上过渡为微齿状层纹石，中部发育球状微生物灰岩，上部发育内碎屑滩微相砂屑灰岩，顶部发育微生物礁微相叠层石（见图6o、图6p）。该组合自下而上岩心颜色逐渐变浅，Th含量曲线值逐渐降低，反映为一个水体向上变浅、泥质含量逐渐减少、水体能量逐渐增强的沉积旋回。

2.2.3 淹没台地台内洼地

该类高频层序常见于BVE300段（见图5c），高频层序底部发育深灰色或深褐色泥质灰岩（见图6q）、微晶灰岩，中部发育平滑状或微齿状层纹石，上部发育球状微生物灰岩。自下而上岩心颜色有一定程度的变浅，Th含量曲线多呈箱型，虽然反映出水体向上相对变浅的沉积旋回，但总体指示湖水深度较大、水体循环有限、中—低能的沉积环境。

2.3 层序格架内沉积演化及礁滩体展布规律

SQ1早期全区经历了一次短暂而快速的湖侵，形成湖侵体系域 SQ1-LTST（见图7），之后湖平面开始长时间的小幅下降，发育高位体系域SQ1-LHST。SQ1时期研究区整体处于淹没台地的沉积背景下，各高频层序地层单元内横向及垂向沉积充填物类型差异较小，台内—台缘—斜坡相带的沉积分异特征不明显，均发育1套以层纹石灰岩、微晶灰岩、泥质灰岩为代表的指示半深水—深水低能沉积环境的岩石类型。受沉积古地貌的控制，台内洼地和台内高地相带在台地内部交替发育。礁滩体在这一时期内普遍欠发育。

图7 H油田Barra Velha组四级层序地层格架与沉积相展布

SQ2早期湖平面继续下降，该阶段湖退的规模有限，仅台地边缘及台内高地等沉积古地貌较高位置暴露，发育原地低水位期碳酸盐岩楔状体（LSW），内部沉积充填物类型主要为球状微生物灰岩，夹少量平滑状层纹石。短暂的湖退之后，湖平面再一次快速上升，湖侵体系域SQ2-LTST内部台内—台缘—斜坡相区依旧缺乏沉积分异特征，沉积物类型主要为平滑状层纹石灰岩和球状微生物灰岩，横向上沉积充填物厚度稳定。随后，湖平面开始长时间、大规模地下降，孤立淹没台地逐渐演化为孤立浅水开阔台地，高位体系域 SQ2-LHST纵向上发育多个礁滩间→内碎屑滩→微生物礁的沉积微相旋回，礁滩体集中优势发育突显，特别是在台地边缘和台内高地相带，表现出生长迅速、厚度较大的特点。

3 层序沉积充填控制因素

3.1 古气候变化对不同时期沉积充填物类型的影响

通过对 146个岩屑样品的地球化学碳氧稳定同位素组成分析发现，BVE300下部5 697～5 803 m段、BVE300段上部 5 559～5 697 m 段、BVE100段—BVE200段δ18O 平均值分别为-0.02‰，1.29‰，1.38‰，表现为负偏移到正偏移的变化（见图3），指示气候逐渐炎热导致的湖水蒸发作用增强，湖水中重质的18O富集的过程；而δ13C由高到低的变化趋势则指示盆内微生物的数量和规模逐渐庞大，这些微生物在光合作用时优先与12C反应，微生物岩中12C富集，导致δ13C降低。

碳氧同位素组成特征在一定程度上揭示出：①裂谷期研究区处于温暖潮湿的的古气候环境，河水的汇入和充沛的降水，加之盆地基底的持续沉降，致使湖水深度较大，区内普遍发育 1套半深水—深水低能沉积物；②拗陷期，盆地基底沉降减缓，同时古气候环境逐渐变为炎热干旱，河流作用减弱、降水量减少，湖泊水文系统的蒸发—补给平衡被打破，湖水蒸发量增大，湖平面降低，水体盐度增高。在台地相区，沉积物类型过渡为代表浅水高能环境的碳酸盐岩，同时更能适应“盐碱化”水介质条件的微生物活动在湖盆内愈加活跃，微生物结构类型较裂谷期更为丰富，展现出层纹状、球状、叠层状、树枝状等多种结构样式。

3.2 湖平面周期性震荡对礁滩体垂向分布的约束

BVE100段沉积时期，微生物礁滩体在纵向上的发育分布与高频层序具有良好的相关性，受米兰科维奇天文周期引起的气候波动的影响，湖平面在SQ2-LHST的各高频层序内表现出阶段性、旋回式下降，在各高频层序的顶部，湖平面处在较低的位置，沉积水体能量增强，为礁滩体的发育提供了必要条件。湖平面的周期性震荡控制了礁滩体在垂向上的具体发育分布，在各高频旋回内部，每个独立发育的礁滩体规模在纵向上逐渐变大，各高频层序地层单元顶部往往可见礁滩体连片发育的特点（见图7）。尽管在不同区域每一个高频层序地层单元内部礁滩体发育状况存在差异，但每一套礁滩体往往和单独的高频层序相联系。

3.3 多类型断裂活动对礁滩体平面展布的控制

裂谷—拗陷背景下，多类型的断裂活动通过改变沉积古地貌，影响层序沉积充填样式及礁滩体的平面展布。在盆地裂谷期构造演化过程中，发育了多条基底断裂，这些断裂主要分为两种类型，一种为平行于盆地走向的拉张断裂，另一种为垂直于盆地走向的走滑断裂（见图5），这些断裂形成时间早、作用时间长，具有继承性发育的特征。

在裂谷中期发育的较大规模拉张断裂形成的地垒奠定了研究区层序沉积基本样式，这些地垒构造形成的孤立台地为碳酸盐岩的沉积提供了场所，裂谷—拗陷期的层序沉积演化全部围绕孤立台地展开（见图8a）。

从 BVE300段沉积时期开始，受走滑断裂升降运动的影响，台地形态发生较大改变，具体表现为在孤立台地之上正花状构造通常形成次一级沉积古地貌的局部高点，如台地边缘、台内高地，而负花状构造通常形成次一级沉积古地貌的局部低点，如台内洼地（见图5）。沉积古地貌的显著变化导致了BVE300段台地相区层序沉积充填样式在横向上展现出“三脊两洼”的形态特征（见图8b）。这些走滑断裂具有同沉积发育的特征，在负花状构造形成的台内洼地相带，沉积物有效可容纳空间持续增大或较为稳定，沉积厚度要大于正花状构造形成的台内高地及台地边缘相带，地层“脊薄洼厚”特征明显。

BVE200段沉积时期，低位楔（LSW）和湖侵体系域（LTST），对台地起到了一定的填平补齐作用（见图8c），台地的形态变得较为宽缓。BVE100段沉积时期，在不同古地貌位置沉积分异作用的影响下，台地相区古地貌延续了裂谷期“三脊两洼”的形态特征，发育正花状构造的台地边缘及台内高地等沉积古地貌较高位置长期处于碳酸盐岩高能带，为微生物礁滩体的发育提供了良好条件，碳酸盐岩沉积速率明显大于负花状构造发育的台地内部沉积古地貌较低洼位置，最终造成该时期横向上层序沉积厚度的显著差异，表现出“脊厚洼薄”的特点（见图8d）。

台地边缘及台地内部发育走滑断层正花状构造带的区域（见图9），4，7，8，11，12号走滑断层正花状构造带内部形成的沉积古地貌局部高点是有利于礁滩体发育的高能带，大量的微生物礁滩体在这些位置形成沉积建隆。

图9 研究区走滑断层平面展布与油气勘探有利区

4 结论

桑托斯盆地 H油田的构造-沉积演化共经历裂谷期、拗陷期、过渡期和漂移期4个阶段，Barra Velha组湖相微生物碳酸盐岩层系发育在裂谷晚期和拗陷期，可划分为两个三级层序，11—12个四级层序。从SQ1到 SQ2，气候的变化致使研究区沉积环境由孤立淹没台地逐渐演化为孤立浅水台地，从而决定了两个三级层序中沉积充填物类型的显著差异。礁滩体多发育在SQ2-LHST时期，其在垂向上的发育位置受到湖平面周期性震荡的约束，大规模的礁滩体在在高频层序界面之下连片发育。走滑断裂活动则控制着礁滩体在平面上的展布，礁滩体在发育正花状构造的台地边缘和台内高地等古地貌较高位置显示出优势发育。气候变化、湖平面周期性震荡、断裂诱导，3种因素共同控制着层序地层单元内沉积充填过程和礁滩体在时空上的发育分布。