石油勘探与开发 >

2025 , Vol. 52 >Issue 4: 870 - 884

DOI: https://doi.org/10.11698/PED.20240513

油气勘探

裂谷湖盆孤立台地层序分析与岩相古地理重建——对巴西桑托斯盆地深水盐下油气勘探的启示

  • 黄继新 , 1 ,
  • 王红军 1 ,
  • 徐芳 1 ,
  • 杨梦颖 2, 3, 4 ,
  • 赵俊峰 5 ,
  • 李沛珈 2, 3, 4 ,
  • 李辰卿 1 ,
  • 刘泽强 2, 3, 4 ,
  • 熊鹰 2, 3, 4 ,
  • 谭秀成 , 2, 3, 4
展开
  • 1 中国石油勘探开发研究院，北京 100083
  • 2 西南石油大学天然气地质四川省重点实验室，成都 610500
  • 3 中国石油集团碳酸盐岩储层重点实验室西南石油大学研究分室，成都 610500
  • 4 西南石油大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室，成都 610500
  • 5 中国石油国际勘探开发有限公司，北京 100034
谭秀成（1970-），男，四川武胜人，博士，西南石油大学教授，主要从事储层沉积学方面的研究。地址：四川省成都市新都区新都大道8号，西南石油大学地球科学与技术学院，邮政编码：610500。E-mail：

黄继新（1977-），男，吉林松原人，博士，中国石油勘探开发研究院高级工程师，主要从事油气田开发和开发地质研究。地址：北京市海淀区学院路20号，中国石油勘探开发研究院美洲研究所，邮政编码：100083。E-mail：

Copy editor: 黄昌武

收稿日期: 2024-08-12

  修回日期: 2025-06-29

  网络出版日期: 2025-07-23

基金资助

国家科技重大专项“全球深水油气富集规律与勘探开发关键技术”(2025ZD1403000)

中国石油重大科技专项“海外大型碳酸盐岩油藏高效上产关键技术研究”(2023ZZ19)

收起

Sequence stratigraphy analysis and lithofacies paleogeography reconstruction of isolated platform in a rift lake basin: Implications for deepwater hydrocarbon exploration in the subsalt of Santos Basin, Brazil

  • HUANG Jixin , 1 ,
  • WANG Hongjun 1 ,
  • XU Fang 1 ,
  • YANG Mengying 2, 3, 4 ,
  • ZHAO Junfeng 5 ,
  • LI Peijia 2, 3, 4 ,
  • LI Chenqing 1 ,
  • LIU Zeqiang 2, 3, 4 ,
  • XIONG Ying 2, 3, 4 ,
  • TAN Xiucheng , 2, 3, 4
Expand
  • 1 PetroChina Research Institute of Petroleum Exploration and Development, Beijing 100083, China
  • 2 Sichuan Key Laboratory of Natural Gas Geology, Southwest Petroleum University, Chengdu 61050, China
  • 3 Southwest Petroleum University Division of the CNPC Key Laboratory of Carbonate Reservoirs, Chengdu 610500, China
  • 4 State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation, Southwest Petroleum University, Chengdu 610500, China
  • 5 China National Oil and Gas Exploration and Development Company Ltd., Beijing 100034, China

Received date: 2024-08-12

  Revised date: 2025-06-29

  Online published: 2025-07-23

Fold

摘要

以巴西桑托斯盆地M区块白垩系巨厚碳酸盐岩为例，综合岩心、测井及地震资料，建立裂谷湖盆断控孤立台地层序充填模式并揭示其控滩控储机制，重建岩相古地理演化。结果表明：①M区块下白垩统Itapema（ITP）组—Barra Velha（BVE）组发育3个三级层序（SQ1—SQ3），SQ1层序沉积期裂谷基底断裂控制了两侧厚、中间薄的地层展布特征，早期地层具有向凸起超覆充填特征；SQ2—SQ3层序沉积期同沉积断层控制了“西北沉降、东北抬升”的古地貌调整，伴随相对湖平面下降。②M区块下白垩统主要为滨浅湖沉积环境，岩相古地理格局由SQ1层序“内介屑滩、外介壳滩”向SQ2—SQ3层序丘滩相间展布转变。③受相对湖平面升降、同沉积断层及火山活动的共同控制，SQ1层序介壳滩趋于在凸起区垂向加积建隆，SQ2—SQ3层序丘滩复合体因可容纳空间减小趋于向坡折带侧向迁移。④高能丘滩体早期垂向加积、后期侧向迁移的演化模式控制了优质储层展布由“中心式”向“环带式”转变。上述研究揭示了湖相断控孤立台地丘滩体发育模式及有利储集相带展布，可为桑托斯盆地深水盐下碳酸盐岩油气勘探提供支撑。

关键词： 湖相碳酸盐岩; 断控孤立台地; 沉积模式; 层序岩相古地理; 白垩系Itapema（ITP）组—Barra Velha（BVE）组; 巴西桑托斯盆地

本文引用格式

黄继新 , 王红军 , 徐芳 , 杨梦颖 , 赵俊峰 , 李沛珈 , 李辰卿 , 刘泽强 , 熊鹰 , 谭秀成 . 裂谷湖盆孤立台地层序分析与岩相古地理重建——对巴西桑托斯盆地深水盐下油气勘探的启示[J]. 石油勘探与开发, 2025 , 52(4) : 870 -884 . DOI: 10.11698/PED.20240513

Abstract

By integrating core observations, logging data and seismic interpretation, this study takes the massive Cretaceous carbonates in the Santos Basin, Brazil, as an example to establish the sequence filling pattern of fault-bounded isolated platforms in rift lake basins, reveal the control mechanisms of shoal-body development and reservoir formation, and reconstruct the evolutionary history of lithofacies palaeogeography. The following results are obtained. (1) Three tertiary sequences (SQ1-SQ3) are identified in the Lower Cretaceous Itapema-Barra Velha of the M block. During the depositional period of SQ1, the rift basement faults controlled the stratigraphic distribution pattern of thick on both sides and thin in the middle. The strata overlapped to uplift in the early stage. During the depositional period of SQ2-SQ3, the synsedimentary faults controlled the paleogeomorphic reworking process with subsidence in the northwest and uplifting in the northeast, accompanied with the relative fall of lake level. (2) The Lower Cretaceous in the M block was deposited in a littoral-shallow lake, with the lithofacies paleogeographic pattern transiting from the inner clastic shoals and outer shelly shoals in SQ1 to the alternation of mounds and shoals in SQ2-SQ3. (3) Under the joint control of relative lake-level fluctuation, synsedimentary faults and volcanic activity, the shelly shoals in SQ1 tend to accumulated vertically in the raised area, and the mound-shoal complex in SQ2-SQ3 tends to migrate laterally towards the slope-break belt due to the reduction of accommodation space. (4) The evolution pattern of high-energy mounds and shoals, which were vertically accumulated in the early stage and laterally migrated in the later stage, controlled the transformation of high-quality reservoirs from “centralized” to “ring shaped” distribution. The research findings clarify the sedimentary patterns of mounds and shoals and the distribution of favorable reservoirs in the fault-controlled lacustrine isolated platform, providing support for the deepwater hydrocarbon exploration in the subsalt carbonate rocks in the Santos Basin.

Key words： lacustrine carbonate; fault-bounded isolated platform; sedimentary pattern; sequence lithofacies paleogeography; Cretaceous Itapema-Barra Velha; Santos Basin

0 引言

中生代以来，全球范围内拉张伸展型裂谷系统广泛发育[1]。裂谷期局限环境导致沉积水体盐碱化，使得碳酸盐岩常参与裂谷沉积序列建造。根据沉积环境差异，将裂谷期碳酸盐岩进一步划分为同裂谷期海相或湖相碳酸盐岩。其中，同裂谷期海相碳酸盐岩具有横向发育稳定、纵向累计厚度大等特点，例如三叠纪—侏罗纪晚期伊比利亚边缘Lusitanian盆地[2]，碳酸盐岩厚度可达2 km。相比而言，裂谷期湖盆环境对构造活动、陆源输入、湖平面或水文条件变化更敏感[3-6]，这使得裂谷期湖相碳酸盐岩发育规模大多较小，内部结构更复杂[7-8]。例外的是，钻井和地震资料显示，在巴西桑托斯盆地白垩系发育一套规模罕见的巨厚碳酸盐岩，纵向厚度可达1 km，平面展布超过12 000 km2。尽管前人通过古生物化石[9-10]、构造-沉积演化[11-12]以及地球化学[13]等资料已证实该套碳酸盐岩发育于裂谷期湖盆环境，但台地演化及层序-沉积过程仍有待进一步厘清。
2006年以来，巴西桑托斯盆地深水盐下湖相碳酸盐岩取得了一系列重大油气勘探突破[14-16]，使其成为了全球深水领域油气勘探的热点。窦立荣等[17]将桑托斯盆地盐下湖相碳酸盐岩沉积体系划分为坳间断隆型和坳中断凸型2类孤立台地建造样式。M油田位于桑托斯盆地中央坳陷带东北部的核心产油区，发育大型整装丘滩体油藏，石油资源量丰富，为一典型坳间断隆型孤立台地[17-18]。其典型特征是丘、滩体发育规模巨大，垂向厚度可达700 m，但内部因多期次丘滩体叠置迁移和沉积微环境变化而存在强的储层非均质性，给精细勘探开发带来了困难[15,19]。因此，该套湖相碳酸盐岩油气勘探的核心任务之一在于丘滩体叠置迁移规律和主控因素的揭示以及跨尺度丘滩体的精细刻画[19-21]，这首先依赖于裂谷湖盆断控孤立台地背景下层序充填过程和岩相古地理的准确重建。
鉴于此，本次研究基于桑托斯盆地M区块41口钻测井（6口取心）、500余张薄片、储层物性及三维地震等资料，针对下白垩统Itapema（ITP）组—Barra Velha（BVE）组台地碳酸盐岩层序进行划分，刻画其层序地层展布，结合沉积序列和沉积环境分析重建岩相古地理，进而探讨断控孤立台地湖相丘滩体叠置迁移规律、明确有利储集相带展布。研究成果可望支撑湖相孤立台地丘滩体勘探地质模型的建立，为桑托斯盆地深水领域及相似地质背景地区油气勘探提供科学依据。

1 地质背景

早白垩世西冈瓦纳大陆南部的地幔柱活动，致使南美—非洲板块开始拉张、裂解，并于裂谷两侧发育断陷盆地群[22-23]。其中桑托斯（Santos）盆地位于巴西东南部海域，东北以Cabo Frio断裂为界，毗邻坎波斯（Campos）盆地，西南至Florianopolis断裂，毗邻Pelotas盆地。桑托斯盆地基底断裂发育，约束了多个北东走向的构造单元[24]，由陆向海依次为西部坳陷带、阿—乌隆起带、中央坳陷带、卢—苏隆起带和东部坳陷带[25]，M区块位于卢—苏隆起带北侧（见图1）。
图1 桑托斯盆地M区块构造位置及地层综合柱状图（据文献[15,18]修改）

（a）M区块井位分布图；（b）桑托斯盆地区域构造简图；（c）桑托斯盆地下白垩统地层柱状图

同裂谷早期，盆地南部的Rio Grande隆起—Walvis海岭隔挡了盆地与海洋水体交换[26]。此时火山活动强烈，区域性玄武岩直接上覆于前寒武系变质岩结晶基底之上，发育Camboriu（CAM）组[24]。随后沉积的Picarras（PIC）组为河流—湖泊相沉积体系，主要沉积深湖相页岩及少量砂岩。同裂谷晚期，ITP组沉积湖相介壳灰岩、泥灰岩及页岩[23,27]。至同裂谷末期，盆地经历大规模的构造抬升，ITP组暴露剥蚀，与上覆BVE组之间发育不整合。BVE组以微生物碳酸盐岩沉积为主，其内部BVE组300段与BVE组100段—200段之间发育不整合（见图1），是裂谷期和拗陷期的分界面[28-29]。后裂谷期海水开始涌入，由于阻隔作用和强烈蒸发环境，盆地沉积了一套Ariri（ARI）组海相巨厚膏盐岩。早白垩世末期盆地构造演化进入漂移阶段，转变为被动大陆边缘沉积[14,24]。

2 层序地层划分及空间展布

2.1 层序划分与层序界面

下白垩统ITP组—BVE组是桑托斯盆地盐下最重要的碳酸盐岩储层发育段，综合地震、取心及测录井资料，并参考研究区现有的层序地层划分方案[18-19,30]，在ITP组—BVE组共识别出4个三级层序界面（SB1—SB4）及3个三级层序（SQ1—SQ3，图2）。
图2 桑托斯盆地M区块下白垩统地震地质解释剖面与层序地层剖面图（GR—自然伽马；Rs—浅电阻率；Rd—深电阻率；GRInpefa—综合误差滤波分析值）

（a）过M4井东西向地震剖面图；（b）过M4井东西向地震解释剖面图；（c）M4井下白垩统层序地层剖面图

SQ1底界（SB1）为ITP组与下伏PIC组之间的岩性不整合面。SB1界面之下为PIC组的砂岩、泥质粉砂岩及泥岩等河流-湖泊体系沉积，顶部地层遭受暴露、削蚀。SB1界面之上为ITP组底部泥砂岩混合火山碎屑岩的超覆沉积，代表了持续湖侵，随后发育泥晶灰岩、泥灰岩及介壳灰岩。
通过SQ1顶部削截及SQ2底部上超等地震响应特征，识别出了SB2不整合面。该界面之下为介屑灰岩，发育大量铸模孔及小型溶洞，界面之上为纹层状泥灰岩、泥晶球粒灰岩。
SQ2顶界（SB3）作为BVE组内部BVE组300段与BVE组100段—200段之间的分界线，地震响应特征与SB2类似，但顶部削截范围减小，仅体现于M5、M4井区，横向可追踪性差。
SQ3顶界（SB4）为BVE组与上覆ARI组之间的岩性不整合面，界面之上为盆地尺度的巨厚蒸发岩，地震响应呈杂乱空白反射，界面之下为微生物灰岩，具弱的前积反射特征。
区内SB1—SB4均为较长期暴露面，且界面处具有自然伽马曲线正向漂移、电阻率显著减小的电性特征，另外自然伽马频谱特征曲线（GRInpefa）指示界面之上为初始湖侵。

2.2 层序地层厚度展布

依据上述层序划分方案和界面识别特征（见图2），利用地震及测井资料对区内41口探井进行层序划分及层序地层厚度统计，分别编制SQ1、SQ2和SQ3层序地层厚度等值线图（见图3），以明确区内层序地层平面展布特征。
图3 桑托斯盆地M区块下白垩统SQ1—SQ3层序地层厚度平面展布图
SQ1层序厚度为50~500 m（见图3a），总体表现为东西两侧地层较厚，向中部减薄。厚值区集中位于台地边界断层外缘以及西北部M9—M20井区。中西部及北部薄值区呈条带状顺断层展布（见图3a）。SQ2层序地层厚度相对较小，为0~350 m（见图3b），具体表现为区内中部地层最薄，最厚仅100 m，由中部向东、西两侧逐渐增厚至350 m左右，随后于外围再次减薄至150~200 m，总体沿近南北向断层呈条带状厚薄相间展布。相较于SQ1，SQ2周缘及中部地层减薄，且M5井区遭受剥蚀而缺失，其次西北部厚值区（M9—M20井区）范围减小且具向外迁移的趋势。SQ3层序地层厚度为0~300 m（见图3c），厚薄差异减小。相较SQ2，SQ3中部薄值区范围扩大，而西北部厚值区（M9—M20井区）范围进一步减小。值得指出的是，研究区北部及东部M14井区断层附近，SQ3层序地层厚达300 m，这是由于盆地漂移阶段以辉绿岩为主的岩浆岩沿断层侵入至碳酸盐岩地层中，呈厚夹层（20~90 m）有限分布[31-32]。
总体上，从SQ1至SQ3层序地层厚薄差异逐渐减小，西北部及周缘厚值区减薄，整体表现为地层早期受断层控制主要呈条带状展布，至晚期断层影响减弱呈环带式展布。

3 岩石学及岩相序列特征

3.1 岩石类型

岩心、薄片观察显示研究区发育6大类岩石，其中SQ1主要发育介壳灰岩、介屑灰岩等生屑灰岩，SQ2—SQ3则以微生物岩和颗粒岩为主，包括格架灰岩、球粒灰岩、砂屑/砾屑灰岩。

3.1.1 介壳灰岩

组成介壳灰岩的颗粒以双壳类为主，含少量介形类壳体（见图4a、图4b）。壳体保存完好，壳长4~10 mm，壳厚多大于0.5 mm，分选中等，常见水平叠覆排列特征。壳体发育泥晶套，壳间半充填泥质或泥晶方解石，偶见硅质胶结充填。介壳灰岩形成于湖浪基面附近的双壳类生物死亡后原地堆积或经历湖浪作用短距离搬运。根据填隙物类型、含量的差异，介壳灰岩又可细分为泥晶介壳灰岩、含泥泥晶介壳灰岩。
图4 桑托斯盆地M区块下白垩统SQ1—SQ3层序的岩心及镜下岩石学特征照片

（a）M5井，5 532.00 m，ITP组，介壳灰岩，粒间硅质胶结，井壁取心；（b）M5井，5 532.00 m，ITP组，介壳灰岩，见泥晶套，部分壳体被硅质交代，单偏光，薄片；（c）M5井，5 340.05 m，ITP组，介屑灰岩，发育铸模孔及粒间溶孔，岩心；（d）M5井，5 340.05 m，ITP组，介屑灰岩，生屑重结晶，发育粒间溶孔及铸模孔，蓝色铸体，单偏光，薄片；（e）M12井，5 483.40 m，BVE200段，底部为灌木格架灰岩与球粒灰岩互层，向上生物格架生长，发育乔木状格架，岩心；（f）M31井，5 523.60 m，BVE300段，灌木状格架灰岩，见椭形球粒向上生长为格架，正交光，薄片；（g）M12井，5 575.80 m，BVE300段，球粒灰岩与纹层状泥质灰岩韵律互层，岩心；（h）M31井，5 450.45 m，BVE100段，球粒灰岩，粒间充填泥质渗透粉砂，单偏光，薄片；（i）M12井，5 575.80 m，BVE300段，球粒灰岩，粒间充填白云石晶粒及少量不溶残余，正交光，薄片；（j）M12井，5 474.10 m，BVE200段，含砾砂屑灰岩，纵向上具逆粒序特征，岩心；（k）M12井，5 571.75 m，BVE300段，砂屑灰岩，见球粒碎片，正交光，薄片；（l）M31井，5 845.00 m，ITP组，纹层状介壳泥晶灰岩，井壁取心

3.1.2 介屑灰岩

黄褐色介屑灰岩的颗粒为双壳类碎屑，含少量介形类碎屑，壳体呈杂乱排列，磨圆及分选较好。介壳颗粒受波浪作用再破碎，形成于正常湖浪基面之上的高能沉积相带。岩心上溶蚀孔洞、溶缝发育，镜下见大量粒间（溶）孔、铸模孔，由亮晶方解石或不溶残余物半充填（见图4c、图4d），常见颗粒重结晶或泥晶化。

3.1.3 格架灰岩

格架灰岩是由放射状消光的纤维—扇形方解石垂向叠置组成，具向上生长的生物格架，属微生物岩类型。生物格架间可见球粒沉积或发育溶蚀孔洞，局部半充填/充填泥质或不溶残余物（见图4e、图4f）。纵向上复合格架具多个生长阶段，依据长宽比可细分为灌木状、乔木状和枝状3种结构类型[33-34]。灌木状格架灰岩主要顺层状发育，具簇状低矮穹隆结构。乔木状格架灰岩簇状穹隆结构扩大，岩层顶面具不规则起伏。相较于前两种类型，树枝状生物格架具窄、细、长特征，纵向生长规模更大。生物格架越大，反映湖泊水体盐度越高[34-35]。

3.1.4 球粒灰岩

球粒灰岩是具有放射状消光的球形至亚球形方解石聚集体，部分球粒在特定方向优先生长，呈不对称状，直径为0.1~2.0 mm，局部被白云石化或重结晶，发育粒内溶孔、粒间溶孔，粒间充填泥粉晶白云石及暗色泥质或不溶残余物（见图4g—图4i）。球粒灰岩呈纹层状或块状产出，多与泥晶/泥质灰岩韵律互层（见图4g），向上生长过渡为灌木状（见图4e、图4f）。

3.1.5 砂屑/砾屑灰岩

砂屑和砾屑主要为球粒灰岩、格架灰岩受湖浪破碎再沉积形成的不规则碎片。颗粒磨圆、分选一般，纵向上具逆粒序特征，发育粒间溶孔或粒内溶孔，未充填或部分充填渗流粉砂（见图4j、图4k）。

3.1.6 泥晶岩类

该类岩石颜色较暗，纹层状产出，镜下为泥晶结构，可见少量介壳、球粒等颗粒悬浮于基质中。根据成分类型及颗粒含量，又可细分为泥质灰岩、泥晶灰岩、含介壳泥晶灰岩、介壳泥晶灰岩及含球粒泥晶灰岩等岩石类型（见图4l）。

3.2 岩相序列特征与沉积环境

基于岩心解译及薄片观察，在研究区共识别出5种高频层序岩相序列组合，指示SQ1—SQ3主要为滨浅湖沉积环境，且微生物丘、颗粒滩呈多旋回叠置特征（见表1）。
表1 桑托斯盆地M区块下白垩统SQ1—SQ3层序沉积相类型与特征
沉积相 亚相 微相 代表性岩性 主要沉积特征
半咸水—咸水湖泊 滨浅湖 滨浅湖泥 泥岩、泥晶灰岩、含球粒泥晶灰岩、
含介壳泥晶泥灰岩、硅质泥晶灰岩		 水平层理、硅质条带、硅质结核
微生
物丘		 （灌木状/乔木状/枝状）格架丘 灌木状格架灰岩、乔木状格架灰岩、枝状格架灰岩 生物格架构造、格架孔、叠层构造
球粒丘 球粒灰岩、泥晶球粒灰岩 纹层状、球晶
丘间 球粒泥晶灰岩、含球粒泥晶灰岩、泥晶灰岩 丘体间纹层状细粒沉积
颗
粒
滩		 砂屑/砾屑滩 砂屑灰岩、砾屑灰岩 逆粒序层理
介壳滩 介壳灰岩、泥晶介壳灰岩、介形虫灰岩 逆粒序层理、介形虫化石、
完整双壳类壳体
介屑滩 介屑灰岩、泥晶介屑灰岩 逆粒序层理、生物碎屑
滩间 介壳泥晶灰岩、泥晶介屑灰岩、泥晶灰岩、介屑泥晶灰岩 滩体间纹层状细粒沉积

3.2.1 典型序列Ⅰ：泥灰岩/泥晶灰岩-泥晶介壳灰岩-介壳灰岩

该序列以M5井5 328.1~5 329.9 m深度段为代表（见图5a），旋回底部为泥灰岩/泥晶灰岩，处于湖浪基面附近的滨浅湖泥环境。向上生物颗粒含量增加，过渡为薄层泥晶介壳灰岩。随着湖平面缓慢下降，双壳类生物繁盛，于泥晶质基底上堆积建造低能介壳滩体，纵向上多期介壳滩叠置发育。当湖平面进一步下降，水体能量增强而沉积介屑滩。该序列代表滨浅湖泥/滩间—介壳滩沉积环境。
图5 （a）M5井，5 328.00~5 332.50 m，ITP组；（b）M20井，5 562.70~5 565.05 m，BVE300段；（c）M4井，5 340.10~5 344.00 m，BVE200段；（d）M12井，5 482.95~5 486.20 m，BVE200段

3.2.2 典型序列Ⅱ：泥晶灰岩-泥晶介屑灰岩-介屑灰岩

该序列为SQ1典型序列类型，以M5井5 329.9~5 332.5 m深度段为代表（见图5a）。旋回底部沉积薄层泥晶介屑灰岩或泥晶灰岩，水体能量较弱，为滩间洼地沉积。随着湖平面下降，体型较大的双壳类壳体受湖浪作用破碎，快速堆积建隆，形成高能介屑滩。部分滩体顶部出露于湖面之上，遭受大气淡水淋滤，发育溶蚀孔洞、溶缝。该序列代表滩间—介屑滩沉积环境。

3.2.3 典型序列Ⅲ：泥岩/泥灰岩-球粒灰岩-硅质泥晶灰岩/硅质角砾岩

该序列以M20井5 562.70~5 565.05 m深度段为代表（见图5b）。在湖平面缓慢上升早期，湖浪搅动半固结沉积物，旋回底部可形成薄层砂屑灰岩，与暗色纹层状泥灰岩互层。向上水体变浅，过渡为纹层状球粒灰岩。旋回顶部可容纳空间不足，沉积明暗韵律互层的含球粒泥晶灰岩及泥晶灰岩，向上泥质含量增加，局部见因暴露发育岩溶角砾岩或火山活动引起的硅质条带、团块[36]。该序列代表滨浅湖泥—球粒丘的沉积环境。

3.2.4 典型序列Ⅳ：泥岩/泥灰岩-球粒灰岩-格架灰岩

该序列以M4井5 340.4~5 344.0 m深度段为代表（见图5c）。旋回底部为泥灰岩/泥晶灰岩，处丘间洼地或滨浅湖泥沉积环境。随着湖平面上升，可容纳空间增大，由下自上依次发育纹层状球粒灰岩—灌木状格架灰岩—乔木状格架灰岩，生物格架由水平向纵向伸展。旋回顶部格架丘快速建隆，可容纳空间不足，转为发育生物格架较小的灌木状格架灰岩。该序列代表滨浅湖泥/丘间—球粒丘—灌木状格架丘—乔木状格架丘的沉积环境。

3.2.5 典型序列Ⅴ：球粒灰岩-砂屑灰岩-乔木状格架灰岩

该序列以M12井5 482.95~5 486.20 m深度段为代表（见图5d）。旋回下部为纹层状球粒灰岩，与泥晶球粒灰岩明暗相间韵律互层。旋回中部已沉积的球粒灰岩及格架灰岩受湖浪作用破碎并快速堆积，形成砂屑/砾屑滩，纵向上多期滩体叠置。向上湖平面持续下降，水体局限，发育乔木状格架丘，顶部格架孔常被下一旋回快速湖侵的泥质下灌充填。该序列代表滨浅湖泥/丘间—球粒丘—砂屑/砾屑滩—格架丘的沉积环境。
研究区SQ1层序以生屑滩沉积为主，发育滨浅湖泥—低能介壳滩—高能介屑滩典型微相组合序列，水体能量逐渐增强。早白垩世，桑托斯盆地处于副热带高温少雨气候[22]，水体持续蒸发，此外，前人根据介形类生物群外形变化，认为逐渐向咸化碱性湖泊演化[10]。至SQ2—SQ3层序，介壳类生物群不再发育，推测与水体盐度增加有关[10,37]。同时伴随湖平面下降，转而发育滨浅湖泥—球粒丘—砂屑/砾屑滩—格架丘典型微相组合序列，沉积了一套微生物—砂屑/砾屑型丘滩复合体。

4 层序岩相古地理重建及分布特征

4.1 多钻井约束下的层序沉积相分析

基于岩心标定的测录井资料开展沉积相分析，构建了沉积相连井剖面（见图6）。结果显示，近南北向剖面中（见图6a）SQ1层序中部地层厚，发育介屑滩，且滩体规模大。向南北两侧地层减薄，并过渡为介壳滩，滩体规模减小。至最南（M1井）北（M8井）两端下部发育厚层玄武岩，上部沉积泥灰岩，滩体不发育，为滨浅湖泥沉积环境。SQ2层序中部地层因剥蚀而减薄，向南北两侧增厚，中北部发育砂屑/砾屑滩和格架丘，南部发育球粒丘和砂屑/砾屑滩。SQ3层序沉积相横向展布与SQ2层序一致，但中部M4井至北部M8井区域发育薄至厚层辉绿岩，呈夹层式分布于碳酸盐岩地层中或位于SQ3层序顶部，平面展布范围较广。
图6 桑托斯盆地M区块下白垩统沉积相连井剖面
近东西向剖面中（见图6b）SQ1层序西侧地层厚，且地震响应呈丘状空白反射，为大套介屑滩。向东地层减薄，滩体规模减小，逐渐演化为介壳滩和滨浅湖泥。SQ2层序中部地层薄，发育砂屑/砾屑滩，向两侧地层增厚，过渡为球粒丘。SQ3层序中部发育砂屑/砾屑滩和格架丘，向两侧演化为砂屑/砾屑滩和球粒丘，且滩体规模增大，相较于SQ2层序水体能量增强。此外SQ3层序也发育薄至厚层辉绿岩，多顺层状侵入碳酸盐岩地层中，集中位于M11—M14井区，相较于近南北向剖面，辉绿岩展布范围有限，呈点式分布。

4.2 层序岩相古地理展布

在单井岩相序列和连井沉积相对比的基础上，应用单因素综合作图法和优势相原则，重建SQ1—SQ3层序岩相古地理图（见图7）。结果显示，SQ1层序沉积相由内向外依次发育介屑滩、介壳滩、滨浅湖泥和半深湖，大致呈似Y形环带状分布，总体上表现出四周被相对深水围绕的浅水孤立碳酸盐台地沉积样式（见图7a）。该孤立台地以发育大面积分布的颗粒滩为特征，中部是介屑灰岩、泥晶介屑灰岩等组成的较高能介屑滩相，周缘过渡为由泥晶介壳灰岩构成的介壳滩相，整体呈“内介屑滩、外介壳滩”的展布规律，其中西北部和中部滩体规模较大，向外侧规模减小，而东北部滩体零星发育（见图7a）。由孤立台地颗粒滩相带向外，推测逐渐过渡为低能细粒沉积物组成的滨浅湖相和半深湖相[38]。
图7 桑托斯盆地M区块下白垩统SQ1—SQ3层序岩相古地理图
SQ2层序在继承SQ1层序古地理格局的基础上，孤立台地上以新建设微生物丘和颗粒滩组成的丘滩复合体为显著特征（见图7b）。中部发育乔木状格架灰岩和灌木状格架灰岩等组成的格架丘相，大致呈北北东—南南西向弯曲带状分布，向外侧依次过渡为砂屑/砾屑灰岩组成的砂屑/砾屑滩相，以及由球粒灰岩与纹层状灌木状格架灰岩构成的球粒丘相，由此构成了以格架丘为核心、外围砂砾屑滩和球粒丘的似环带状展布格局。由孤立台地丘滩复合体向外，推测逐渐过渡为低能细粒沉积物组成的滨浅湖相。相较于SQ1层序，SQ2层序不仅以发育微生物丘为特征，而且丘滩体发生侧向迁移和进积，规模明显向外扩大。
SQ3层序基本上继承了SQ2层序古地理格局（见图7c），孤立台地上保持以建造微生物丘和颗粒滩组成的丘滩复合体为特征，并且继续展现出格架丘-砂砾屑滩-球粒丘似环带状展布格局。中部呈弯曲带状分布的格架丘相具有扩展趋势，砂屑/砾屑滩相略有收缩，外缘仍主要发育球粒丘相。由孤立台地丘滩复合体向外，推测逐渐过渡为低能细粒沉积物组成的滨浅湖相，半深湖相则基本消失。
综上所述，孤立台地上SQ1—SQ3层序具有颗粒滩向丘滩复合体的演变趋势，SQ1层序呈“内介屑滩、外介壳滩”的相带分布格局，而SQ2和SQ3层序则以发育格架丘-砂砾屑滩-球粒丘似环带状展布格局为特征。孤立台地周缘推测为低能细粒沉积为主的滨浅湖相和半深湖相[38]。

5 讨论

5.1 断控孤立台地层序地层充填过程

受西冈瓦纳大陆裂解作用影响，研究区呈现出近南北向垒堑相间的裂谷构造地貌特征[17]。裂谷期因为频繁的拉张作用，断层活跃，地貌形态多变。其中，M区块具有典型的断控孤立台地地貌特征，东、西两侧发育贯穿南北的活动基底正断层，控制地貌进而影响沉积相与地层厚度分异（见图3、图8）。活动断层两侧地层厚度差异明显，外侧下降盘地层厚度大，向内侧上升盘因地层渐次超覆而逐渐减薄（见图8）。由此可见，M区块在SQ1层序沉积前发育中部凸起、周缘凹陷的构造古地貌格局，为断层控制下的孤立高地。进入SQ2—SQ3层序，边界断层内侧的孤立台地上发育微生物丘和高能砂屑/砾屑滩相碳酸盐岩沉积，并向凹陷区进积充填，而边界断层外侧则以滨浅湖—半深湖泥质（灰）岩等低能细粒沉积物为主（见图7）。
图8 桑托斯盆地M区块过井地震剖面
台地内部，活动断层进一步控制着碳酸盐岩层序充填，具体表现为SQ1层序和SQ2—SQ3层序的台地范围内的地层厚度存在差异。其中SQ1层序表现出中部厚，周缘薄，呈“中心式”展布规律；而进入SQ2—SQ3层序则逐渐变为中部薄、周缘厚，为“环带式”展布规律（见图3）。
综合不同时期地层厚度展布与岩性特征，发现在湖侵背景下沉积的SQ1层序[10,22]，地层厚值区具有低GR值、介壳灰岩、地震响应呈丘状隆起，内部为杂乱反射，推测属于以颗粒滩为主的沉积区。而地层厚度薄值区，为高GR值、泥灰岩沉积，属于低能沉积区。分析认为中部厚值区为滩相碳酸盐岩建隆，周缘薄值区为滩翼和滨浅湖低能沉积区（见图6），因此形成了“中心式”地层展布。进入SQ2—SQ3层序，转为持续湖退背景[10]，内部薄值区局部存在暴露剥蚀、地层缺失现象，并具有低GR值，发育砂屑灰岩和叠层石灰岩，为丘滩复合体沉积区。环带厚值区为低GR值，发育以砂屑灰岩和微生物岩为主的丘滩复合体沉积，外围地层减薄区为高GR值，泥灰岩占比增大，为相对低能沉积环境（见图6）。据此认为可容纳空间相对减小是丘、滩体侧向迁移的主要原因，因此形成了“环带式”地层展布。
对比SQ1层序和SQ2—SQ3层序发现，研究区西北部和东北部地区地层厚度与沉积相变化较大，考虑为同沉积构造活动局部导致了差异沉降或抬升所致。考虑到SQ1层序沉积末期火山喷发，构造活动较为活跃[31-32,39]，以及西北侧厚度发生明显分异，断层两侧的M9、M20井区厚度差异较大等特征（见图8a），认为在先存的西北部高地核部发育活动断层，进而导致外侧沉降而造成可容纳空间增大。其次，东北部（M8—M15井区）沉积相由滨浅湖泥转变为丘滩复合体沉积（见图7b—图7c），表明该区域水体能量显著增强。结合东北部地层中发育的喷发岩，分析认为SQ1层序沉积末期岩浆喷出导致地貌发生调整，使得东北部与中南部合并，凸起范围扩大（见图8b）。
总体上，裂谷基底断裂控制形成孤立高地，伴随SQ1层序湖侵期超覆、SQ2—SQ3层序湖退期侧积充填，台地范围在继承性发育的基础上规模逐渐扩大。另外，同沉积构造活动也调整了局部地貌，控制着“西北沉降、东北抬升”的沉积期地貌演变。

5.2 断控孤立台地丘滩叠置迁移模式

同裂谷期地貌控制下断控孤立台地为碳酸盐岩发育提供了近南北向长条形狭窄的浅水基底，平面规模约25 km×15 km。在断控孤立台地发育阶段，湖平面相对升降变化及同生断层控制的地貌演变，影响了丘滩的发育与展布[4]。裂谷持续伸展导致盆地沉降加速，加之湖平面上升速率增加[10,22]，进而控制生屑滩仅堆积于台内局部高地。结合沉积相展布（见图7）及丘滩体地震响应特征（见图2、图8），认为SQ1层序高地核部沉积介屑滩，向坡折带过渡为介壳滩，且生屑滩于台内快速加积建隆[30]。
至SQ2—SQ3层序沉积期，同沉积构造活动控制的“西北沉降、东北抬升”古地貌调整致使孤立台地范围扩大，加之持续湖退背景[10]。台内高地可容纳空间不足，丘滩向侧翼叠置迁移。随着砂屑/砾屑滩体于坡折带建隆，台内高地水体循环受限，促进了嗜盐格架丘生长[34-35]。伴随着湖平面进一步下降，丘滩因出露湖面而停止生长，局部地貌高地遭受剥蚀。
在卢-苏隆起带其他区域亦有类似湖相碳酸盐岩丘滩体的相关报道，H油田孤立台地建造于拉张-走滑断层围限的地垒之上，且SQ2—SQ3层序经历了早期淹没台地—晚期开阔台地演化[19]。对比M区块，H油田整体古地貌地势较低，湖水深度较大，致使丘滩发育转变为垂向加积建隆。此外，在坎波斯盆地，同裂谷晚期亦存在湖侵背景垂向加积、湖退背景侧向迁移的孤立台地丘滩发育特征[6]。
综上所述，裂谷湖相碳酸盐台地形成于构造相对平静的同裂谷晚期，断控孤立高地是碳酸盐台地发育的浅水基底，并控制了台地的初始形态及规模。孤立台地生长阶段，可容纳空间、湖平面变化及断层引发的地貌调整，影响了台内丘滩体的发育与展布。最终，在陆源干扰减弱及湖水蒸发咸化环境下[10]，形成了SQ1层序滩体垂向加积建隆，SQ2—SQ3层序丘滩复合体侧向迁移的断控孤立台地湖相丘滩发育模式（见图9）。
图9 桑托斯盆地M区块断控孤立台地湖相丘滩发育演化模式图

5.3 台地丘滩体叠置迁移控制储层时空分布

近年来，巴西东南部桑托斯盆地、坎波斯盆地，非洲西部的克瓦纳扎盆地、刚果盆地等深水领域的白垩系裂谷湖相碳酸盐岩获得巨大油气勘探突破[40-42]。勘探经验表明，裂谷湖相碳酸盐岩储集岩以颗粒灰岩及微生物岩为主，发育粒内溶孔、铸模孔（见图4d）、粒间（溶）孔（见图4l）及格架（溶）孔（见图4f）等多种储集空间，储集性能存在明显差异[43-44]。而层序岩相古地理格局的演化与分布，是控制储层差异发育与分布的关键因素。储层物性分析结果显示，M区块主要发育孔隙型储层（见图9），其中，ITP组介屑灰岩储层物性极好，孔隙度大于10%的样品占71.2%，渗透率大于10×10-3 μm2的样品占56.6%。BVE组砂屑/砾屑灰岩储层物性最优，平均孔隙度为12.8%，孔隙度大于10%的样品占66.3%，渗透率大于10×10-3 μm2的样品占41.3%，格架灰岩物性相对较差，球粒灰岩次之（见图10）。结合储层孔隙度分布来看，层序岩相古地理展布规律控制着丘、滩体的差异分布，与储层物性分析表现出的差异性是相吻合的。结果认为，SQ1层序“内介屑滩、外介壳滩”的相带分布格局控制着储层孔隙度中间高外侧低的分布格局（见图11a），而SQ2—SQ3层序发育格架丘-砂砾屑滩-球粒丘似环带状展布格局，控制着孔隙度高值区域呈环带状展布（见图11b、图11c）。
图10 桑托斯盆地M区块下白垩统SQ1—SQ3层序各类储集岩物性特征（样品数为909）
图11 桑托斯盆地M区块下白垩统SQ1—SQ3层序孔隙度及有效储层厚度平面分布图
前已述及，古地貌及海平面升降，耦合控制了层序格架下的丘滩迁移。结合各层序有效储层厚度分布规律来看，优质储集相带主要分布在台内地貌高部位及坡折带，认为层序岩相古地理格局的演化与分布，也在进一步控制着储层发育规模的差异。首先在SQ1层序沉积期相对湖平面上升期间，台地堆积巨厚生屑滩，滩体垂向加积控制了储层“内厚外薄”的中心式展布规律（见图11d）。SQ2—SQ3层序沉积期间凸起规模扩大，伴随湖平面持续下降，丘滩体向侧向叠置迁移，控制了储层厚值区向外迁移的环带状展布（见图11e、图11f）。分析认为，岩相古地理格局变动下的丘滩迁移规律，控制着SQ1—SQ3层序发生了中心式至环带式的有效厚度变化。
综合来看，层序岩相古地理演化对于储层至关重要，裂谷湖相丘、滩体的发育与叠置迁移（见图9），从“质”与“量”2个方面，共同控制了裂谷湖相碳酸盐岩储层的孔隙度与厚度展布规律（见图11）。本研究揭示了深水领域裂谷湖相丘滩体的发育模式及有利储集相带的展布规律，可望支撑湖相孤立台地丘滩体勘探地质模型的建立，为桑托斯盆地深水盐下领域及相似地质背景地区油气勘探提供参考。

6 结论

桑托斯盆地M区块下白垩统ITP组—BVE组碳酸盐岩发育于裂谷盆地早期裂谷基底断裂形成的孤立台地上，发育4个三级层序界面和3个三级层序。SQ1层序沉积期表现为两侧厚、中间薄的古地貌特征，控制地层向凸起超覆充填，SQ2—SQ3层序沉积期同沉积断层引发了“西北沉降、东北抬升”的古地貌调整，伴随湖平面下降，凸起规模扩大。
滨浅湖断控孤立台地上，SQ1—SQ3层序沉积相表现为颗粒滩向丘滩复合体的演变趋势。SQ1层序呈“内介屑滩、外介壳滩”的相带展布格局，整体湖侵背景和较高可容空间控制滩体建造以垂向加积建隆为主，SQ2—SQ3层序表现为格架丘—砂砾屑滩—球粒丘的似环带状展布格局，以持续湖退、低可容空间和高盐度背景下的丘滩体侧向迁移为特征。
台地丘滩体叠置迁移控制储层的时空演化，优质储集岩由SQ1层序“中心式”分布的介壳/介屑灰岩向SQ2—SQ3层序“环带式”展布的砂屑/格架/球粒灰岩转变。本文成果突显了层序岩相古地理的控储效应，为裂谷湖盆碳酸盐台地演化与丘滩叠置迁移规律提供了研究范式。

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