Sedimentary Model and Evolution Law of Meandering Rivers: A case study from the lower Minghuazhen Formation of L oilfield in Bohai Bay Basin

渤海湾盆地明下段沉积相以大型远源曲流河相沉积为主,目前在渤海湾盆地不同的油田分别发现了多种不同类型的曲流河。其中,L油田明下段曲流河类型最为丰富,垂向演化序列最为完整,所发育的曲流河种类,几乎涵盖了渤海油田已发现的所有类型。因此,L油田明下段曲流河在渤海油田具有很强的代表性,对其开展沉积模式以及演化规律研究,将对全渤海油田曲流河砂体刻画以及沉积机理研究具有较大的指导意义。目前国内外学者对不同类型河流均进行了详细解剖,但对河型转换研究较少,且研究方向多限于辫曲转换^[1⁃3]。因此,加强不同曲流河类型间河型过渡、演化研究,具有重要的理论与实践意义^[4⁃7]。

在L油田开发早期,由于井网密度较低、地震资料品质较差,对明化镇组储层的认知程度较低,早期分别尝试利用定向井网和水平井开发,但是由于钻遇率较低,无法形成有效注采关系,致使L油田明化镇组的储量一直未得到高效开发。随着油田开发的进行,资料不断完善,井网密度逐步增大,为明化镇组储层再认识打下了坚实的基础。目前,通过地震砂描,对部分砂体部署了水平井,取得了一定的开发效果。但是,随之也暴露了一些问题,如地震资料无法有效刻画砂体内部结构、气云区内地震资料品质差,沉积微相间连通性不确定等。为了解决上述问题,亟需对L油田明化镇组开展沉积模式及演化规律研究,以期为明化镇组主力砂体预测、以及储层内部结构刻画奠定理论基础,进而推动L油田明化镇组高效开发。

L油田明下段先后发育辫曲共生沉积模式、高弯度曲流河、限制性曲流河、串珠状曲流河、低弯度入湖曲流河,共五种曲流河类型。不同类型的曲流河,其主力砂体微相、平面展布特征、岩心相、测井相、地震相等均有较大的差异。

辫曲共生沉积模式兼具辫状河与曲流河的特征,是一种辫状河向曲流河转化的过渡相类型^[8⁃9]。该模式中,辫状河部分规模较大,心滩较发育,曲流河部分则规模较小,以小型曲流河道和小型点坝为主。

该模式主要发育于L₄油组底部的L44小层,岩心显示,储层以箱型和正韵律为主,岩性以中砂岩为主,分选较好,储层层理多样且复杂,既发育大量的指示心滩微相的大型槽状交错层理、板状交错层理、楔状交错层理、平行层理等,又发育指示曲流河点坝的小型槽状交错层理、上攀波纹交错层理等（图1）。

Figure 1.  Core characteristics of braided⁃meandering river symbiotic fluvial facies

辫曲共生沉积模式砂地比较高,电阻率和伽马曲线表现为厚层箱形或胖钟形。平面展布特征为砂体叠置连片发育,局部厚度大、展布面积广、连续性强,与L油田馆陶组辫状河储层相似,辫流带特征明显。

统计心滩平均宽度为600 m,平均厚度为12 m（表1）。同时,在辫流带之外发育薄层钟形砂体,平面上窄条带状展布,为小型曲流河道（图2）。

Figure 2.  Sedimentary model of a meandering river in the lower Minghuazhen Formation

高弯度曲流河为常规曲流河,主要发育于L₄油组中上部L42、L40小层。沉积微相以曲流河点坝为主。高弯度曲流河沉积过程中,河道侧向侵蚀严重,不同时期河道频繁改道,导致点坝内部受侧积泥岩夹层及废弃河道影响,储层结构复杂。

岩心显示,高弯度曲流河储层多为正韵律,岩性以中—细砂岩为主,下粗上细,底部可见滞留沉积,发育大量板状、楔状、槽状交错层理,平行层理等,整体指示了点坝的沉积构造特征。储层内部可见薄层泥岩（图1）。

高弯度曲流河测井曲线为底部突变、顶部渐变的齿状中高幅钟形特征,储层厚度大（图2）。平面上围绕废弃河道呈新月状分布。

地震90°相移剖面可见多期次点坝侧向叠置,不同期次点坝之间地震能量有明显变化^[10⁃17]。平面上,井震结合分析显示,储层局部厚度较大,平均可达18.8 m,但分布较为局限,统计钻遇率为0.36。单一点坝平均宽度约450 m,长宽比为1.5,河道曲率为2.2^[18⁃19],弯度较大（表1、图2）。

常规的高弯度曲流河不受固定河床的限制,侧向摆动能力较强,平面上表现为点坝砂体、废弃河道连片。而研究区内L₃油组L32小层发育的限制性曲流河则与常规高弯度曲流河有较大的差异^[20⁃22]。限制性曲流河受低弯度河床的限制,整体呈窄条带状,河道下切作用强,摆动能力相对较弱,储层以垂向加积为主,储层结构相对简单。

实际钻井以及地震属性显示L32小层砂体在平面上整体表现为低弯度窄条带状的特征,曲率较低,仅为1.8。条带平均宽度约750 m。河床内部河流曲化,侧向摆动、废弃,形成废弃河道、末期河道和点坝微相（图2）。统计单一点坝平均宽度为400 m,长宽比为2,点坝砂体平均厚度约8.9 m,钻遇率为0.31（表1）。沿层相干体切片揭示,条带内部发育多条高弯度废弃河道。

岩心上主要发育平行层理和楔状交错层理,具有点坝的层理特征。底部有明显的底冲刷面和点坝滑塌形成的撕扯状泥砾,证明河流的下切能力较强,对点坝具有较强的侵蚀切割作用。限制性曲流河泥岩颜色整体以红褐色为主,代表了沉积基准面的短期下降,河流下切能力增强（图1）。

测井以齿化钟形或箱形为主,整体厚度较小,指示了单期侧积体规模小、厚度薄（图2）。由于末期河道强侵蚀切割作用,泥质充填后形成侧向渗流屏障,导致不同点坝间连通性差,分别具有独立的油水界面。

串珠状曲流河往往形成于炎热—半潮湿气候,沉积基准面较低,沉积古地形平缓,可容空间大,河道侧向摆动能力强且频繁大幅度摆动,易形成规模小、数量多的分散点坝。L30小层主要发育串珠状曲流河模式,平面上主要表现为小规模点坝大量发育,河道串连小型点坝,呈串珠状展布,河道弯曲度大,曲率为3.1。

岩心以粉砂质细砂岩为主,发育小型交错层理。测井相以钟形和复合箱形为主,井间对比显示砂体横向变化快,对比性较差。地震属性呈分散的土豆状,属性变化快。根据地震属性刻画,统计单一点坝平均宽度仅150 m,由于点坝宽度小于井距,常表现为“一井一砂”的特征。平均厚度约4.3 m,平均长宽比为1.5,钻遇率仅为0.19（表1、图2）。

常规低弯度曲流河,往往形成于炎热潮湿气候,沉积基准面较低,其沉积环境为陆上沉积,由于长期的干旱,水道规模较小,水动力较弱,以垂向加积为主,对河床两侧堤岸的侵蚀作用弱,同时河堤岸与河床内部有大量植物分布,增大了河岸稳定性,因此形成低弯度曲流河^[23⁃25]。L22、L20小层虽然也是低弯度曲流河,但是与常规低弯度曲流河相比,在地质背景、沉积机理等方面具有明显差异。

通过岩心观察,可将砂体垂向结构分为两类：第一类砂体以块状层理为主,砂体底部没有明显冲刷面,顶部具有灰色浅灰色泥质粉砂岩、泥岩沉积,该岩相为水下河道滞留沉积,以垂向加积为主；第二类具有明显的二元结构,底部具有明显的冲刷面,并发育大量的撕扯状泥砾,下部以块状层理和平行层理为主,为水上河道滞留沉积和点坝沉积,上部为浅灰色、灰色粉砂质泥岩、泥岩,为洪泛期泛滥平原或堤岸亚相沉积,该岩相组合指示了水上小规模河道沉积,底冲刷以及侧向侵蚀能力相对较强。两类岩相交替发育,指示了沉积环境以及沉积方式的更替（图1）。

测井相显示以厚层箱形砂体为主,也可见薄层钟形砂体,夹层发育相对稳定,指示了该类型曲流河以水下河道沉积为主,河流的下切剥蚀能力整体较弱。地震属性呈低弯度窄条带状,能量较强。井震结合分析揭示,顺河道方向储层展布稳定,垂直河道方向储层变化快,窄河道沉积特征明显,河道弯度较低,曲率仅为1.2,河道平均宽度为320 m,平均厚度为12.8 m（表1、图2）,钻遇率为0.42。

应用高精度层序地层学的理论和方法,以岩心、测井资料、地震资料为基础,对L油田进行了精细的层组划分与对比,建立了明化镇组下段、馆陶组上段以及馆陶组下段地层的高精度层序地层格架,将馆陶组及明化镇组下段的地层自下而上划分为四个长期旋回,包括三个上升半旋回和一个下降半旋回,其中馆陶组下段和馆陶组上段分别为两个上升半旋回,明化镇组下段划分为一个上升半旋回和一个下降半旋回。

短期基准面旋回是高分辨层序地层基本的地层单元,反映了一个较短期的基准面旋回变化,在沉积特征上表现为单一的上升半旋回或者下降半旋回,反映了单一河道与洪泛期间的沉积演化过程,据此可将馆陶组及明化镇组下段地层划分为二十一个短期旋回（图3）。

Figure 3.  Paleoclimate evolution map

总体来看,L₄油组位于中/长期上升半旋回的底部,基准面低,水体规模相对较小,沉积环境为陆上沉积。L₃油组位于中/长期上升半旋回的中部,沉积基准面以上升为主,伴随短期波动。L32小层时期基准面短期波动下降,L30小层基准面则再次升高。L₂油组位于中/长期上升半旋回的顶部,基准面高,水体规模相对较大,沉积环境以水下沉积为主。而在短/超短期旋回内,基准面会有波动,伴随短期的水进与水退,引起沉积环境的变化。整体上L₄油组到L₂油组为水进,水体规模逐渐扩大,水动力逐渐减弱,对应沉积物粒度变细。

孢粉及藻类等古生物分析化验数据对古气候有重要的指示作用^[26⁃28]。孢粉中的喜热分子指示炎热气候,喜热分子越多,指示气候越炎热；相反,松科孢粉属于喜凉分子,松科孢粉含量越多,指示气候越寒冷。湖相藻类与滨岸沼泽类共同指示古水体环境,间接指示古气候的湿润程度；当滨岸沼泽类明显多于湖相藻类,指示水体较浅,为干旱气候条件下的滨岸沼泽沉积环境；当湖相藻类大量发育,则指示水体相对较深,为潮湿气候条件下湖相沉积环境。

通过P-1井孢粉、藻类等古生物资料,恢复了新近纪的古气候。馆陶组时期（L₁₀~L₅油组）,松科孢粉含量多,湖相藻类少,滨岸沼泽类较多,指示气候相对寒冷干燥,为干旱气候条件下的滨岸沼泽沉积环境。馆陶组末期（L₅油组）至明下段时期（L₄~L₁油组）,松科孢粉含量快速降低,湖相藻类快速增多,滨岸沼泽类减少,喜热分子增多,指示气候由寒冷干燥快速向炎热潮湿转变。在整个明下段时期,藻类植物最为繁盛,表明此时雨水充沛,湖泊面积较大。L₄油组至L₁油组,藻类植物有逐渐增多的趋势,指示湖平面不断上升,古气候由温暖—半湿润逐渐变为炎热—潮湿气候（图3）。

新近纪,渤海湾盆地进入拗陷期,断层活动减弱,盆地趋于平原化,盆地边缘地势逐渐由陡变缓。跨工区地震剖面显示,馆陶组时期,受控盆断层影响,地层厚度横向变化较快,指示局部古地形具有较大的起伏。而明下段时期（L₄油组~L₂油组）,地层厚度稳定,且该时期古地貌坡度较小,地势平缓,从L₄油组到L₂油组地势逐渐平缓（图4）。

Figure 4.  Palaeogeomorphic map of the lower Minghuazhen period

泥岩颜色、藻类、岩石粒度、泥质含量等对古沉积水体环境有很好的指示作用。通过对比L₄~L₁油组的泥岩颜色、藻类、岩石粒度、泥质含量特征（图3,5）,可以分析明下段时期水体环境的演化规律。L₄油组泥岩颜色以红褐色为主,无湖相藻类,泥质含量较低,指示地表裸露的氧化沉积环境,为滨湖亚相,沉积区位于洪泛面附近。L₃油组泥岩颜色以黄绿色为主,见少量湖相藻类,砂地比较低,指示弱氧化的沉积环境,为滨湖亚相,沉积区位于洪泛面与枯水面之间。L₂油组泥岩颜色为灰绿色,指示弱氧化—弱还原的浅水沉积环境,且滨岸沼泽、湖相藻类孢粉数量较多,表明水体深度逐渐增加,为浅湖亚相,沉积区位于枯水面与浪基面之间。L₁油组泥岩颜色为黑绿色,指示水下还原沉积环境,滨岸沼泽减少,湖相藻类进一步增加,指示半深湖环境,沉积区位于浪基面附近。整体上L₄油组到L₂油组水体规模不断扩大,沉积环境由陆上氧化环境逐渐过渡为水下还原环境。

Figure 5.  Comparison of shale colors in different oil formations

通过分析P-6ST井L₂⁰小层全井段岩心泥岩颜色变化,可以看到小层内部泥岩颜色以还原色为主,夹薄层灰褐色等氧化色,指示湖面在短期内的波动,滨湖与浅湖环境的交替。

基于上述各小层沉积模式分析、古地质背景及控制机理分析,还原了L油田明下段沉积演化过程（图6）。

Figure 6.  Main controlling factors of different types of meandering rivers

L₄油组沉积早期（L44小层沉积时期）,地形坡度相对较陡,古气候逐渐由馆陶组的相对干冷气候向温湿气候转变,河流规模较大,水动力较强。由于刚经历了馆陶组末期（L50小层沉积时期）沉积基准面的大幅快速下降,此时正处于中/长期上升半旋回的底部,沉积基准面低,河道下切作用强,湖盆面积小,沉积区为滨湖相,此时在沉积区主要发育辫状河,由于可容空间相对较小,沉积物侧向叠置连片发育。同时,在周边地势平缓区域开始发育小型曲流河,形成了辫曲共生的沉积模式。

L₄油组沉积中晚期（L40、L42小层沉积时期）,地形坡度进一步减缓,古气候更加温暖湿润,沉积基准面抬升,可容空间增大,河流下切能力减弱,侧向摆动能力增强,此时发育高弯度曲流河相,沉积微相以点坝和曲流河道为主,点坝微相与废弃河道交错连片发育。

L₃油组沉积时期,古气候进一步变得湿热,地形坡度进一步平缓。L₃油组早期（L34小层沉积时期）,由于沉积基准面短期快速上升,湖盆面积增大,此时研究区为湖相沉积,主要沉积湖相泥岩。

L₃油组沉积中期（L32小层沉积时期）,由于沉积基准面的短期波动下降,湖盆面积减小,可容空间略有降低,河流侧向摆动能力减弱,下切能力增强。曲流河整体上受低弯度河床控制,在河床内部表现为高曲率侧向摆动的特征,为限制性高弯度曲流河。由于下切能力强,点坝间相互分隔,连通性差。

L₃油组沉积晚期（L30小层沉积时期）,气候变为湿热气候,沉积基准面抬升,可容空间增大,加之地势更加平缓,因此,河流侧向摆动能力增强,下切能力减弱。由于河流的频繁剧烈摆动、废弃,造成了点坝发育的不稳定,单个点坝规模较小,但数量较多,在平面上呈串珠状展布。

L₂油组沉积时期,整体气候炎热湿润,水量充沛,地势更加平缓。此时,古气候与沉积基准面的波动对湖盆面积影响大,导致研究区水体深度频繁变化。枯水期时,沉积基准面下降,河床出露水面,河流侧向摆动能力弱,有一定下切作用,在相对固定的低弯度河床内发育小型点坝。盛水期时,沉积基准面抬升,研究区为浅湖环境,河床位于水下,河流顺河床入湖后,侧向摆动能力以及下切能力基本消失,混杂泥砂的浊流受重力分异作用,顺低弯度水下河道垂向加积。上述两种沉积方式随气候以及基准面的波动交替发生,形成低弯度入湖曲流河沉积模式。

（1） 综合利用古生物、岩心、壁心、测井、地震等资料,将L油田明下段曲流河细分为辫曲共生、高弯度曲流河、限制性曲流河、串珠状曲流河、低弯度入湖曲流河五种类型。其中,辫曲共生以发育辫流带为特征,高弯度曲流河以点坝侧向叠置为特征,限制性曲流河以垂向加积为特征,串珠状曲流河以河道串联多个小规模点坝为特征,低弯度入湖曲流河以窄河道垂向加积为主。

（2） L油田L₄油组到L₂油组基准面逐渐上升,气候变炎热—潮湿,古地貌地势变平缓,沉积环境由陆上氧化环境逐渐过渡为水下还原环境,受以上不同沉积基准面旋回、古气候、古地貌、沉积区水体环境等古地质因素的耦合作用影响,形成了不同类型的曲流河模式。

（3） 基于沉积模式分析、古地质背景及控制机理分析,明确L油田明下段沉积演化过程：L₄油组底部L44小层为辫曲共生模式；L42~L40小层为高弯度曲流河模式；L32小层为限制性曲流河模式；L30小层为串珠状曲流河模式；L₂油组主力储层为低弯度入湖曲流河模式。