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。

表1

表1

表1 坎波斯盆地盐上深水沉积体系沉积相类型划分 沉积体系 亚相 微相 深水沉积 切谷 沉积型切谷 过路型切谷 水道-堤岸复合体 单一水道 复合水道 天然堤-漫溢 朵叶体 沉积朵叶体 水道化朵叶体

表1 坎波斯盆地盐上深水沉积体系沉积相类型划分

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

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

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	图2 沉积型切谷的岩心组合特征

图3

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	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

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）。

图4

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	图4 不同深水沉积类型均方根振幅属性的平面特征

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

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。

图5

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	图5 深水复合水道块状砂岩的岩心和镜下薄片特征

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）。

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9

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	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

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	图10 微盐盆复合水道沉积特征（剖面位置见图1）

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° ）。

图11

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	图11 古新统— 始新统深水沉积模式图

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12

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	图12 渐新统— 中新统深水沉积模式图

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。