湖相碳酸鹽巖沉積微相類型及沉積模式
——以坎波斯盆地東部下白堊統湖相碳酸鹽巖為例

熊連橋,李建平,謝曉軍,蔡露露,廖計華,許曉明

1.中海油研究總院有限責任公司，北京 100028

2.中國海洋石油國際有限公司，北京 100027

0 引言

巴西東南部的桑托斯盆地、坎波斯盆地及埃斯皮里圖桑托盆地合稱為大坎波斯盆地，盆地下白堊統普遍發育湖相碳酸鹽巖[1-3]，并且油氣探明可采儲量接近500億桶，其中桑托斯盆地約437億桶，坎波斯盆地約58億桶[4]，兩個盆地相同的層位，油氣儲量差異巨大。隨著勘探區塊水深加大，鉆井成本高企；湖相碳酸鹽巖儲層非均質性強，勘探風險增大。近年來，坎波斯盆地東部深水區下白堊統湖相碳酸鹽巖發現大量的硅質膠結或交代等硅化現象[5]，形成硅化碳酸鹽巖發育區，部分碳酸鹽巖完全蝕變為硅質巖，原始碳酸鹽巖沉積組構消失，對沉積環境研究帶來困難。這些硅化碳酸鹽巖的出現，導致原始碳酸鹽巖沉積環境認識不清，對碳酸鹽巖儲集層的認識程度降低，儲層的分布規律更是不明，給深水油氣勘探帶來了挑戰。因此，有必要對坎波斯盆地下白堊統硅化碳酸鹽巖進行研究。

湖相碳酸鹽巖受古氣候、古水介質和古水動力條件影響較大，分布比較局限，厚度變化較大[6]。不同的構造背景下，湖泊的沉積環境多樣，到目前為止，尚無學者對湖相碳酸鹽巖建立一個完整可靠、代表性強的沉積模式[6-7]。關于湖相碳酸鹽巖的沉積相模式，有學者根據湖盆發育階段[8]、湖泊水文狀況[9]、水深和水動力條件[10]、相帶發育特點[6]等建立起相應的沉積相模式，但是這些研究成果大多針對小型湖泊碳酸鹽巖沉積。而早白堊世，大坎波斯盆地東西寬度可達400 km左右[11]，湖盆規模巨大。近年有學者[3]提出坎波斯盆地下白堊統湖相碳酸鹽巖屬于斷陷湖盆邊緣鑲邊臺地介殼灰巖沉積模式，但這一模式尚未提到藻礁，并對生物礁的定義還存在爭議。雖然前人對研究區湖相碳酸鹽巖取得了一定的研究成果，但對深水區遭受硅化的湖相碳酸鹽巖沉積環境及沉積模式尚無系統研究。

在前人研究的基礎上，分析影響坎波斯盆地下白堊統硅化碳酸鹽巖發育的古地貌、古水介質、湖平面變化特征，識別硅化碳酸鹽巖原始組構及生物化石，以明確硅化碳酸鹽巖的原始沉積微相和沉積環境，厘清湖相碳酸鹽巖發育的主控因素，建立相應的沉積模式。通過系統的沉積學研究，可為碳酸鹽巖硅化作用過程研究奠定理論基礎，也對本區硅化碳酸鹽巖的油氣勘探具有現實指導意義。

1 碳酸鹽巖沉積背景

早白堊世，西岡瓦納大陸由南向北裂開[12]，大坎波斯盆地總體上經歷了三期構造演化：陸內裂谷期、過渡期和被動大陸邊緣期[4]。

(1)陸內裂谷期始于早白堊世凡蘭吟期，構造活動強，盆地裂陷快速沉降，發育陸相河流—湖泊碎屑巖沉積體系，局部發育火山巖。整體上灰泥—泥頁巖含量較高，其中湖相頁巖有機碳含量、氫指數和生烴潛力指數均指示其為優質的烴源巖[13]。

(2)在后裂谷期(即過渡期)，熱沉降階段從早阿普特期開始，隨著巖石圈變冷，以大面積區域沉降為特征；此時隆升的斷塊遭受侵蝕、沉降，促進了一個廣泛的、局限的高鹽度海灣發育，遠離陸屑輸入的孤立臺地上發育生物碳酸鹽巖[10]。整個大坎波斯盆地平面上，靠近陸地的位置以沖積扇—扇三角洲為主，遠離大陸的湖泊中，發育碳酸鹽巖；垂向上，湖相碳酸鹽巖又可分為貝殼灰巖段和藻疊層石灰巖段[1-3]。

(3)早白堊世阿爾比早期，西岡瓦納大陸徹底裂開，南美洲和非洲完全分離，盆地進入被動陸緣期。早白堊世阿爾比中—晚期，盆地受大陸邊緣熱沉降，發育淺海碳酸鹽臺地沉積體系；晚白堊世—現今，廣泛發育深海濁積體[4]。

1.1 古地貌特征

坎波斯盆地位于巴西東部(圖1a)，其北部以維多利亞隆起與埃斯皮里圖桑托盆地分隔，南部以卡布弗里奧隆起與桑托斯盆地相接[13]。坎波斯市往東200 km左右為盆地深水區，水深達2 000 m以上，研究區水深2 600～2 800 m(圖1b)。現今，下白堊統總體呈“三坳兩隆”的構造格局[2-3,14-16]，包括西部坳陷帶、西部隆起帶、中部坳陷帶、東部低隆區和東部坳陷帶(圖1b)。

通過古地貌恢復，研究區BV組沉積前古地貌整體呈西高東低的構造格局，中部存在多個隆起(圖1c)，繼承性的水下古隆起有利于礁、灘發育[17]。A井為隆起邊上的一口鉆井(圖1d)，鹽下碳酸鹽巖發育段位于下白堊統阿普特階，自下而上劃分為ITP組和BV組，其中ITP組主要為玄武巖夾白云巖，BV組為硅化碳酸鹽巖發育段，發育灰巖、白云巖、硅化碳酸鹽巖等巖性，頂部與R組鹽巖不整合接觸。

1.2 古水介質

有學者[12]研究認為，大坎波斯盆地下白堊統：1)窄鹽度海相生物的缺失(如腕足、棘皮、頭足和苔蘚蟲)；2)相比海相層序具有劇烈的鹽度波動；3)缺乏如潮流、強波浪作用等典型的海相標志；4)垂向和橫向上巖性組合變化復雜(湖相沉積受氣候影響較大)；5)出現鎂蒙脫石(Stevensite)等非海相沉積的典型化學物質。因此，可以判定坎波斯盆地下白堊統屬于湖泊沉積環境[1]。

湖水的水介質對于是否發育碳酸鹽巖有重要的影響，利用樣品碳氧同位素，通過“Z”值公式可進行水體鹽度判斷[18]：

通常認為“Z”值大于120為咸水環境，“Z”值小于120為淡水環境；δ13CPDB為碳同位素(‰)；δ18OPDB為氧同位素(‰)。A井下白堊統碳酸鹽巖白云石化、硅化現象常見，白云石和硅質經過了成巖蝕變，只有原生的方解石能才反映原始沉積環境。挑選出巖石中方解石組分進行碳氧同位素分析，并計算對應的“Z”值(表1)。可以看到，僅有4個數據點“Z”值小于120，85.2%的數據點“Z”值均高于120，因此，可以認為此時湖泊為咸水環境。有研究表明，坎波斯盆地同裂谷期的碳酸鹽巖沉積于玄武巖之上，而火山運動可促進高堿性環境的形成[19]。類似于海相碳酸鹽巖沉積，咸水環境可能有利于鈣質的獲取[20]，這樣的水體環境為碳酸鹽巖沉積提供了物質保障[7]。

1.3 湖平面變化

早白堊世坎波斯盆地屬于湖泊沉積，其中，早巴雷姆期和中阿普特期均發生過海侵，但是在沒有海侵的時期，坎波斯盆地湖平面難以跟全球海平面變化對比[1]。最初，Fischer曲線表示平均累積厚度偏移，主要用來研究高頻海平面變化幅度[21]，經過后期的發展，Fischer曲線可以用來定義長周期海平面變化[22-23]甚至研究湖平面變化[24]。近年來，有學者將Fischer曲線旋回分析技術應用于湖泊的旋回地層對比并取得了很好的效果[25-26]。因此，論文以A井的自然伽馬測井為基礎，通過Fischer曲線分析研究區湖平面變化。

A井研究層段底部與玄武巖為界，頂部與廣泛發育的鹽巖[4]相接。通過對A井研究層段自然伽馬曲線去奇異值、滑動平均、一階差分及旋回厚度統計，可得到該井反映的平均累積厚度偏移。Fischer曲線反映出，研究層段沉積早期可容空間較大，向上減小，末期再次增大；從而，鹽下碳酸鹽巖段整體上可以劃分為一個早期可容空間下降，后期上升的三級旋回(圖2)。由于湖泊沉積受氣候和陸源碎屑輸入影響嚴重，單憑一口井的數據一般難以確定盆地整體的旋回規律。但有學者研究認為，研究區在三級旋回周期內的氣候變化是區域性的，橫向對比可達100 km以上[27]；此外，對坎波斯盆地其他井相同層段的旋回研究也認為，鹽下碳酸鹽巖發育段整體為一個可容空間先降后升的三級旋回[26]。

圖1 坎波斯盆地下白堊統構造綱要圖及研究區古地貌特征(a)大坎波斯盆地地理位置；(b)坎波斯盆地構造綱要圖(據朱石磊等[3]修改)；(c)研究區古地貌特征；(d)坎波斯盆地阿普特階地層發育特征Fig.1 Structure outline map of the Lower Cretaceous in the Campos Basin,Brazil,and paleogeomorphology of the study area(a)location of Great Campos Basin;(b)structural map of the Campos Basin(modified from Zhu et al.[3]);(c)paleogeomorphology of the study area;(d)Aptian stratigraphy in the Campos Basin

早阿普特期，盆地處于構造演化的后裂谷期或過渡期[4]，盆地以大面積區域沉降為主，構造比較穩定。根據可容空間變化，說明碳酸鹽巖沉積期，湖平面整體為先降后升。

2 碳酸鹽巖沉積微相及相帶疊置樣式

坎波斯盆地下白堊統硅化碳酸鹽巖段屬于湖相沉積[1]，根據湖泊的洪水面、枯水面和正常浪基面可將湖泊沉積區劃分為濱湖、淺湖和半深湖—深湖

區[28]，從而湖平面變化會引起不同沉積相帶垂向上沉積序列存在差異。因此，對硅化碳酸鹽巖沉積特征研究需要進行沉積微相識別，并結合湖平面變化探討不同相帶的沉積序列。

表1 坎波斯盆地下白堊統碳氧同位素特征Table 1 Characteristics of C and O isotopes of the Lower Cretaceous in the Campos Basin

圖2 坎波斯盆地下白堊統湖相碳酸鹽巖沉積期可容空間變化曲線Fig.2 Fischer plots of cyclic lake carbonate deposits in the Lower Cretaceous,Campos Basin

2.1 沉積微相

研究區古地貌特征表明，其中部存在多個隆起(圖1b)，這些古隆起位于距湖盆西緣約200 km的湖盆中央[11]。通過井壁取芯反映的巖石組分、沉積構造和少量的生物化石，結合測井曲線與湖平面變化分析，反映出這些古隆起可能沒有完全淹沒于湖水之下，甚至有可能類似于湖中古島[29]。這些古島四周沉積特征相似，在此以任意一個方向為例，剖析由淺水至深水的沉積環境變化。根據沉積特征分析，研究區下白堊統硅化碳酸鹽巖發育段可劃分為淺水、中等水深和相對深水三種沉積環境，對應于濱湖、淺湖和半深湖三種沉積亞相。進一步識別出濱湖灰泥坪微相，淺湖藻礁、顆粒灘微相，半深湖灘前前積體微相、滑塌體微相。

(1)灰泥坪微相。由于古隆起高部位可能暴露出水面，導致碳酸鹽巖遭受風化淋濾，成土作用[30]形成的泥質可進入湖泊淺水區域，形成泥質碳酸鹽巖。灰泥坪位于湖平面附近，偶爾暴露出水面，水動力條件較弱；以泥質灰巖(圖3a)、泥質白云巖(圖3b)為主。由于水體較淺，蒸發作用較強，白云石氧同位素相比方解石氧同位素向正方向偏移(表1)，并且以平直晶面粉晶級白云石為主(圖3b)，此外在部分白云巖中還可見到膏巖(圖3c)，說明碳酸鹽巖發生過蒸發濃縮白云石化作用。由于泥質含量高，灰泥坪段自然伽馬值較高(圖3d)。

(2)藻礁微相。位于湖平面之下、正常浪基面之上，水動力條件較強；以藻疊層石格架灰巖(圖3e)、藻紋層白云巖(圖3f)為主；其中，坎波斯盆地疊層石灰巖相最為發育，其次為顆粒—礫屑灰巖[26]。藻紋層白云巖為藻紋層灰巖發生蒸發濃縮白云石化而來，但保留了原始的鋸齒狀層理(圖3f)，白云石晶粒呈粉晶級，晶粒間充填泥質，表明其靠近湖平面；這些波狀的藻疊層石高度較小，可作為湖盆邊緣和水深的指示標志[26]。

南大西洋兩岸下白堊統湖相碳酸鹽巖硅質膠結或硅質交代現象比較常見，不僅在大坎波斯盆地可以看到[5,31]，西非寬扎盆地也有發現[32]。坎波斯盆地局部地區碳酸鹽巖遭受強烈硅質交代而完全蝕變為硅質巖，導致原始碳酸鹽巖沉積特征難以識別。如藻疊層石格架灰巖在研究區比較少見，推測是由于原始格架灰巖孔隙比較發育，有利于硅質熱液[33]進入而發生硅質膠結、交代，原始沉積組構特征消失，但在部分硅化碳酸鹽巖中還可以見到碳酸鹽巖顆粒殘骸(圖3g)。同時，鉆井顯示，硅化碳酸鹽巖發育段自然伽馬測井值低，并且呈箱型(圖3h)，與其他地區湖相碳酸鹽巖藻礁測井識別特征一致[7]。因此，可以認為箱型低伽馬層段的硅化碳酸鹽巖，包括完全蝕變的硅質巖及含有碳酸鹽巖顆粒殘骸的巖石，原始狀態為藻礁微相。

(3)顆粒灘微相。主要巖性為藻鮞灰巖(圖3i)、鮞粒灰巖—豆粒灰巖(圖3j)、生屑灰巖(圖3k)。藻粒灰巖中可見梅花狀或鋸齒狀的藻粒(圖3i)，粒間可見白云石晶粒和暗色的有機質充填，其主要發育在疊層石格架之間。鮞粒灰巖主要為藻鮞發育而來，部分鮞粒粘結成粒徑2 mm以上的豆粒或礫屑；粒間可見暗色有機質和白云石晶粒充填，發育波紋層理(圖3j)。生屑灰巖遭受硅質交代嚴重，可見雙殼類、介形類化石殘骸(圖3k)。表明硅質熱液同樣可以進入原始孔隙發育的顆粒灘中，交代顆粒灰巖。由于顆粒灘發育部位水體深度相比藻礁大，因而顆粒灘微相中有機質含量要高于藻礁微相，GR測井曲線表現為鋸齒狀(圖3l)，類似于桑托斯盆地ITP組的顆粒灘微相測井響應特征[31]。

圖3 坎波斯盆地下白堊統硅化碳酸鹽巖沉積微相識別特征(a)泥質灰巖，A井，6 350 m；(b)泥質白云巖，A井，6 379 m；(c)膏質白云巖，正交光，A井，6 400 m；(d)A井灰泥坪段伽馬曲線特征；(e)疊層石格架灰巖，據Muniz et al.[26]；(f)藻紋層白云巖，A井，6 267 m；(g)硅化碳酸鹽巖，正交光，A井，6 243 m；(h)藻礁段伽馬曲線特征；(i)藻鮞灰巖，A井，6 163 m；(j)鮞粒—豆粒灰巖，A井，6 158 m；(k)生屑灰巖，A井，6 181 m；(l)顆粒灰巖段伽馬曲線特征；(m)砂屑灰巖，A井，6 152 m；(n)圖m局部放大；(o)砂屑灰巖，見黃鐵礦，A井，6 152 m；(p)灘前前積體伽馬曲線特征；(q)粒泥灰巖，A井，6 155 m；(r)泥粒灰巖，見變形顆粒，A井，6 138 m；(s)泥粒灰巖，見介形類碎片，A井，6 155 m；(t)滑塌體伽馬曲線特征Fig.3 Characteristics of silicified carbonates of the Lower Cretaceous,Campos Basin(a)muddy limestone,well A,6 350 m;(b)muddy dolomite,well A,6 379 m;(c)gypsum dolomite,orthogonal,well A,6 400 m;(d)GR log characteristics of lime mud flat in well A;(e)stromatolite framestone,after Muniz et al.[26];(f)laminar algal dolomite,well A,6 267 m;(g)silicified carbonates,orthogonal,well A,6 243 m;(h)GR log characteristics of reef in well A;(i)algal oolitic limestone,well A,6 163 m;(j)bean-shaped ooid grainstone,well A,6 158 m;(k)bioclast,well A,6 181 m;(l)GR log characteristics of grainstone in well A;(m)calcarenite,well A,6 152 m;(n)local amplification of figure(m);(o)calcarenite and pyrite,well A,6 152 m;(p)GR log characteristics of fore-shoal progradation in well A;(q)wackestone,well A,6 155 m;(r)packstone and deformed grain,well A,6 138 m;(s)packstone and ostracod debris,well A,6 155 m;(t)GR log characteristics of slump body in well A

關于鮞粒灰巖成因，有學者認為鮞粒形成于沉積物與水界面處，受有機組分影響發生的化學結核[34-35]。但筆者認為，是由于藻類形成疊層石的過程中，一些藻顆粒脫離母體形成藻鮞，再經過短距離搬運、磨蝕形成的鮞粒灰巖；鮞粒間的波紋層理、亮晶膠結(圖3j)以及藻鮞(圖3i)的出現，證明這些鮞粒與藻類有關，并且經歷過流水搬運。此外，在中等咸水湖階段，鮞粒灰巖、礫屑灰巖及微生物疊層石的互層比較常見[36]，也反映出鮞粒灰巖與疊層石灰巖關系密切。

(4)灘前前積體微相。主要巖性為砂屑灰巖(圖3m～o)，巖石成分以砂屑顆粒和暗色有機質為主；位于正常浪基面附近，風暴浪基面之上，水體相對較深，見少量黃鐵礦(圖3o)。砂屑顆粒多為鮞粒、藻粒、生屑等碳酸鹽巖顆粒經水動力搬運、磨蝕形成，原始顆粒的組構特征消失，形成砂級的內碎屑；可見小型的平行層理、交錯層理(圖3m)。其形成是重力與水動力共同作用的結果，湖泊垂向相變迅速，湖平面在低角度緩坡中高頻振蕩，浪基面上下波動，水流淘洗，顆粒也能形成前積層序[37]；這類似于同一時期西非Toca組貝殼灰巖碎屑流前積體[1,20]。GR曲線表現為多個薄層漏斗狀(圖3p)，與桑托斯盆地迎風坡丘前微相組合GR曲線特征類似[31]，反映了向上水動力增強，水體變淺的過程。

(5)滑塌體微相。主要巖性為粒泥灰巖(圖3q)、泥粒灰巖(圖3r)。為深水重力流沉積，發育破碎的介形類碎片(圖3s)、變形的鮞粒、砂屑顆粒(圖3r)、呈現出平行紋層(圖3q，r)，表明碳酸鹽巖緩坡臺地前緣同樣可以產生因重力滑塌形成的揉皺構造[38]。由于位于在風暴浪基面之下，該微相整體顏色較暗，富含有機質，垂向上疊置于灘前前積體微相底部，測井上可見顯著的高伽馬值(圖3t)，類似的碳酸鹽巖濁積巖在柴達木盆地半深湖泥灰巖相微相中也有發育[7]。

綜合各沉積微相的巖石組分、沉積構造、生物化石等特征，研究區早白堊世古隆起周緣的沉積環境屬于遠端變陡緩坡(圖4)，泥質灰巖及細薄紋層藻類灰巖發育在構造最高部位的濱湖區，偶爾出露水面；藻類生活在被水淹沒的淺水地帶；水體較深的部位則發育顆粒灘前積體和重力成因的滑塌體沉積。由于湖泊受氣候影響比較敏感，湖平面高頻振蕩，從而引起沉積相帶遷移變化。

2.2 不同相帶沉積序列

藻礁大多生長于正向地貌之上[6]，如A井鉆揭的硅化碳酸鹽巖發育段底部為顆粒灘微相，其上發育藻礁(圖5)。根據A井劃分的沉積微相，總體可將研究層段劃分為一個水退序列再到水進序列構成的沉積旋回。

(1)由于生屑顆粒、鮞粒、藻粒等堆積，可形成凸起，為藻礁發育奠定基礎。顆粒灘沉積后，由于湖平面下降，相對淺水部位的藻類沉積疊置在顆粒灘之上，既而被水體更淺的灰泥坪覆蓋；顆粒灘—藻礁—灰泥坪構成一個水退的沉積序列，此時湖平面最低。

(2)后期湖平面開始上升，在灰泥坪之上首先被藻類沉積覆蓋，繼續加深的水體測令顆粒灘沉積在藻礁之上，由灰泥坪—藻礁—顆粒灘構成一個水進的沉積序列；向上水體繼續加深，較深水的灘前前積體和深水滑塌體微相覆蓋顆粒灘沉積。沉積末期，湖平面有所下降，隨著海侵和膏質沉淀，碳酸鹽巖發育段被厚層膏巖覆蓋。

橫向上，沉積相帶也會發生疊置變化，雖然僅用一口井資料難以準確描述，但根據A井的微相疊置關系結合湖平面變化可見，總體上礁灘發育在湖平面較高時期。此外，研究區不同相帶沉積序列主要特征為(圖6)：濱湖相區主要為灰泥坪沉積或灰泥坪與薄層藻礁互層(圖6a，b)；淺湖相區主要為藻礁、顆粒灘夾灰泥坪序列(圖6c～e)；半深湖相區主要為灘前前積體、顆粒灘夾藻礁序列(圖6f)；深湖相區則以深水灰泥、滑塌體夾灘前前積體沉積序列(圖6g，h)。

過A井的北東—南西向地震剖面可見(圖7)，在火山巖古隆起之上發育礁灘，但是構造高部位可能有一段時間暴露于空氣中，導致碳酸鹽巖土壤化，濱淺湖部位則發育灰泥坪；地震反射特征方面，藻礁呈低頻弱振幅較差連續特征，顆粒灘振幅相比藻礁稍強，而灰泥坪呈中高頻強振幅連續地震反射。

3 碳酸鹽巖發育的主控因素及沉積模式

3.1 古地貌與湖平面變化的影響

早白堊世巴雷姆—阿普特期，坎波斯盆地位于西岡瓦納大陸南部，處于干旱氣候環境[1]，高鹽度的咸水(表1)湖泊環境有利于碳酸鹽巖沉淀[20]，而研究區早白堊世的地貌與湖平面特征控制了不同類型碳酸鹽巖的發育。

3.1.1 古地貌決定礁灘生長部位

通過古地貌恢復，研究區存在多個繼承性古隆起(圖1b)，構造高部位、坡折帶和低洼區發育的湖相碳酸鹽巖不同。

(1)構造高部位發育灰泥坪、藻礁和顆粒灘微相，其中由泥質灰巖、含膏泥質白云巖構成的灰泥坪發育在最高部位，而這些巖性物性較差，表明構造高部位不一定為有利的碳酸鹽巖儲集相帶，位于水體相對較深部位的藻礁和顆粒灘則為有利的儲集相帶。

(2)坡折帶發育灘前前積體和滑塌體微相，這些相帶中的砂屑顆粒是藻類顆粒、鮞粒、生屑等經過搬運、磨蝕的結果，有機質及灰泥充填于顆粒之間，導致巖石物性較差。

(3)低洼區水體較深，水動力弱，多沉積滑塌體微相及灰泥，有機質含量較高。

圖4 坎波斯盆地下白堊統古隆起周緣碳酸鹽巖沉積環境示意圖(古隆起邊緣的一個剖面)Fig.4 Schematic of sedimentary environment of the Lower Cretaceous in Campos Basin(one of the surrounding sections of the paleo-uplift)

總體上，研究區礁灘發育在構造高部位的相對深水區，油氣勘探應圍繞這些部位尋找有利儲層。

3.1.2 湖平面變化造成礁灘遷移疊置

研究區硅化碳酸鹽巖發育段總體為一個湖平面先降后升的三級旋回(圖2)，在顆粒灘的基礎之上發育藻礁，早期湖平面下降，礁灘向半深湖部位發生遷移，晚期湖平面上升，礁灘再次遷移到構造高部位的濱淺湖帶(圖6)。湖平面在低角度緩坡上高頻振蕩，同樣能導致礁灘形成前積層序[37]，鉆井上則表現為藻礁與顆粒灘互層疊置。可見，湖平面變化是造成藻礁與顆粒灘橫向遷移，垂向疊置的根本原因。

3.2 湖相碳酸鹽巖沉積模式

有學者研究認為，坎波斯盆地下白堊統屬于低角度緩坡臺地[1]，但是根據研究區古地貌特征、沉積構造、沉積物類型及生物化石分析，認為研究區位于湖盆中央，古隆起類似于湖中古島[29]。構造高部位可能出露水面，遭受風化淋濾，而古隆起四周屬于坡折帶，發育滑塌和半深湖—深湖沉積，從而這些古隆起可用碳酸鹽巖遠端變陡的緩坡模式解釋。

隨著湖平面周期性的上升和下降，研究區硅化碳酸鹽巖發育段可識別出至少兩次湖平面下降、三次湖平面上升，總體劃分為高位湖退、低位湖退、低位湖侵、高位湖侵四個階段(圖8)。高位湖退期(圖8a，b)，古隆起高部位間歇出露湖面，碳酸鹽巖成土作用形成的泥質向淺湖區供給；低位湖退期(圖8c)，湖平面進一步下降，古隆起高部位廣泛遭受風化淋濾，同時環境有利于白云石化作用發生，泥質灰巖、含膏泥質白云巖比較發育，藻礁和顆粒灘發育受限；低位湖侵期(圖8d，e)，湖平面振蕩上升，藻礁與顆粒灘頻繁互層(圖6)，藻礁得以充分發育，沉積厚度較大；高位湖侵期(圖8f)，湖平面持續上升，整個古隆起可能均被湖水淹沒，藻礁在古隆起高部位發育，水體較深部位則發育顆粒灘、灘前前積體；整個過程中，由于湖平面高頻振蕩，湖相碳酸鹽巖可能遭受事件性擾動，向構造低部位發育碳酸鹽巖滑塌體。

4 結論

(1)坎波斯盆地東部早白堊世發育繼承性古隆起，硅化碳酸鹽巖原始沉積于咸水濱淺湖環境，借助Fischer曲線可將硅化碳酸鹽巖發育段劃分為一個可容空間由大減小再增大的三級旋回，湖平面表現為先下降再上升。

圖5 A井沉積微相與沉積序列Fig.5 Sedimentary microfacies and depositional sequence,well A

(2)研究區古隆起之上屬于湖相碳酸鹽巖臺地沉積，古隆起周緣水體由淺變深，類似于海相碳酸鹽巖遠端變陡緩坡，可識別出濱湖、淺湖、半深湖三種沉積環境，發育了灰泥坪、藻礁、顆粒灘、灘前前積體和滑塌體等5種沉積微相。

圖6 不同沉積相帶沉積序列Fig.6 Depositional sequences of the different facies

圖7 過A井的NE—SW向地震剖面沉積相解釋Fig.7 Facies interpretation of the NE-SW seismic profile across well A

(3)坎波斯盆地下白堊統湖相碳酸鹽巖發育主要受古地貌與湖平面變化控制，其中古地貌決定了藻礁和顆粒灘發育在構造高部位的相對深水區，藻礁與顆粒灘受湖平面變化而發生橫向遷移和垂向互層疊置。

(4)坎波斯盆地下白堊統湖相碳酸鹽巖的垂向疊置關系，反映出該區湖平面至少出現過兩次下降、三次上升，可以劃分為高位湖退、低位湖退、低位湖侵、高位湖侵四個演化階段，其中湖侵階段藻礁和顆粒灘最為發育，沉積厚度最大。

致謝 中海油研究總院有限責任公司徐微、劉子玉和白海強等工程師為本文的修改提出了建設性意見,在此表示感謝；非常感謝審稿專家對本文提出中肯的修改意見。

圖8 坎波斯盆地下白堊統硅化碳酸鹽巖發育區垂向沉積演化模式Fig.8 Sedimentary evolution of the silicified carbonates of the Lower Cretaceous in the Campos Basin