劉 震 張軍華* 王 靜 于正軍 蘇朝光

(①中國石油大學(xué)(華東)地球科學(xué)與技術(shù)學(xué)院，山東青島 266580； ②中國石油大學(xué)(華東)深層油氣重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，山東青島，266580； ③中國石化勝利油田分公司物探研究院，山東東營 257022)

0 引言

碳酸鹽巖是重要的油氣儲層，它的油氣儲量約占全球的一半。根據(jù)成因的不同，碳酸鹽巖可分為海相、湖相和沼澤相。其中，湖相碳酸鹽巖是分布最為廣泛的一類陸相碳酸鹽巖[1]，形成于內(nèi)陸淡水湖盆、半咸水—咸水湖盆和鹽湖等。杜韞華[2]將湖相碳酸鹽巖分為顆粒碳酸鹽巖、泥晶碳酸鹽巖、生物灰(云)巖、骨架、重結(jié)晶碳酸鹽巖和陸屑碳酸鹽巖等六類，此分類簡單、易于使用，并可根據(jù)顆粒類型及生物類型等進(jìn)一步命名。王英華等[3]將碳酸鹽巖分為顆粒碳酸鹽巖、細(xì)粒碳酸鹽巖、混積巖、礁碳酸鹽巖和藻類碳酸鹽巖等五類，該分類側(cè)重于在沉積過程中混入碎屑巖及膏、泥巖過渡等情況。

湖相碳酸鹽巖是陸相地質(zhì)學(xué)的重要研究內(nèi)容，在此基礎(chǔ)上發(fā)展起來的湖相地質(zhì)學(xué)在盆地模擬、陸盆沉積模式研究以及油氣勘探開發(fā)中均有著重要的指導(dǎo)作用[4]。以湖相碳酸鹽巖儲層為主的油田，國外主要分布在美國綠河盆地、巴西坎波斯盆地以及中亞地區(qū)的濱里海盆地等； 國內(nèi)主要分布在松遼盆地、四川盆地、柴達(dá)木盆地和渤海灣盆地等。

目前，湖相碳酸鹽巖油氣勘探逐漸受到重視，只是相關(guān)研究方法和成果尚處于初步階段，缺乏系統(tǒng)性梳理。為此，本文首先廣泛調(diào)研、系統(tǒng)總結(jié)近年來湖相碳酸鹽巖的地質(zhì)、測井和地球物理方面的主要研究進(jìn)展，并以濟(jì)陽坳陷為例進(jìn)行重點(diǎn)解剖； 然后對比、分析湖相與海相碳酸鹽巖特征，指出未來湖相碳酸鹽巖研究中重點(diǎn)技術(shù)和方法的發(fā)展方向。

1 地質(zhì)方面研究進(jìn)展

1.1 沉積相分類

目前，湖相碳酸鹽巖的相模式研究尚處于初期，還沒有可靠的標(biāo)志準(zhǔn)確劃分沉積相?，F(xiàn)階段沉積相劃分主要依據(jù)以下幾個(gè)方面[3]。

(1)按照湖盆發(fā)育階段劃分。湖盆發(fā)育早期，周邊地形起伏較大，不利于碳酸鹽巖沉積，僅在淺水湖灣和半深水—深水地帶形成少量灰?guī)r； 發(fā)育中期，湖盆開闊，氣候適宜，生物大量繁殖，可形成多種顆粒灰?guī)r、生物灰?guī)r和泥灰?guī)r； 發(fā)育晚期，盆地抬升，氣候干旱，湖水蒸發(fā)，各類白云巖或泥灰?guī)r常與鹽類沉積共生，少見生物灰?guī)r和顆?；?guī)r。

(2)按照湖泊水文狀況劃分。可劃分為水文開口湖和水文封閉湖。其中，水文開口湖可劃分為湖盆相和湖盆邊緣相，湖盆邊緣相又可進(jìn)一步細(xì)分為低能陡坡階地、波浪強(qiáng)烈影響的高能陡坡階地、緩坡低能斜坡和緩坡高能斜坡等亞相； 水文封閉湖可進(jìn)一步細(xì)分為常年水文封閉湖、間歇性水文封閉湖。

(3)根據(jù)沉積、構(gòu)造背景和湖盆中的構(gòu)造位置劃分。趙澄林[5]分別以渤海灣盆地和四川盆地為例，總結(jié)了斷陷咸水湖盆邊緣、中央臺地和坳陷淡水湖盆沉積模式。

(4)按照水深、水動(dòng)力條件劃分。周自立等[6]以濟(jì)陽坳陷湖相碳酸鹽巖為研究對象，在濱湖、淺湖、半深湖和深湖相框架之下，再劃分出若干沉積亞相。

(5)根據(jù)淡水湖泊生物發(fā)育狀況和相帶分布特點(diǎn)劃分。可劃分為湖礁型、湖灘型和湖疊層石型三種模式。

(6)根據(jù)湖泊沉積環(huán)境劃分。可劃分為潮濕型和干燥型。其中，潮濕型沉積環(huán)境常發(fā)育藻碳酸鹽巖、碎屑碳酸鹽巖、細(xì)粒碳酸鹽巖和礁相等； 干燥型沉積環(huán)境常發(fā)育白云巖相，可與蒸發(fā)巖類共生。此類劃分方法因相帶過粗、相標(biāo)志過于籠統(tǒng)而很少使用。

1.2 主控因素

湖水中碳酸鈣主要有碎屑成因、生物成因和化學(xué)沉淀成因等。湖相碳酸鹽巖的形成主要受古氣候、古構(gòu)造、古水介質(zhì)條件、古地貌和古物源等因素的影響[7]。

在較濕熱氣候中，生物發(fā)育旺盛。當(dāng)有常年性河流補(bǔ)給時(shí)，大量陸源碎屑物和Ca2+、 Mg2+等成分被流水?dāng)y帶進(jìn)入湖盆，此時(shí)為開放型湖水環(huán)境[8]。當(dāng)氣候干旱時(shí)，入湖河水流量小，帶入的碎屑巖含量減少，水體適合生物繁衍，生物碳酸鹽巖相對發(fā)育。如果湖水補(bǔ)給量小，蒸發(fā)量大于補(bǔ)給量，則易產(chǎn)生化學(xué)沉淀，此時(shí)為鹽度較高的封閉型咸水湖泊，發(fā)育碳酸鹽巖淺灘[3]。

古構(gòu)造運(yùn)動(dòng)是影響碳酸鹽巖沉積的重要因素之一。斷裂活動(dòng)除了控制湖盆的發(fā)育和演化外，還控制著古地貌和盆地周緣的物源。李丕龍等[9]依據(jù)濟(jì)陽坳陷斷層對構(gòu)造、沉積的控制作用，認(rèn)為一級、二級、三級斷層分別控制碳酸鹽巖發(fā)育階段、發(fā)育帶、發(fā)育區(qū)。

古水介質(zhì)時(shí)期的風(fēng)力對湖相碳酸鹽巖的形成產(chǎn)生影響[9]。當(dāng)湖泊遠(yuǎn)離海洋時(shí)，潮汐作用微弱，湖水的運(yùn)動(dòng)主要由風(fēng)力引起。風(fēng)成波浪阻礙有根植物在淺水區(qū)生長，因此風(fēng)力較強(qiáng)時(shí)，碳酸鹽巖多發(fā)育在半深湖相和深湖相； 反之，則多發(fā)育在濱湖相和淺湖相。古水介質(zhì)的化學(xué)作用主要體現(xiàn)在碳酸鈣物質(zhì)的沉積過程中，碳酸鹽巖的形成需要微咸水—咸水的水介質(zhì)條件。碳酸鹽巖發(fā)育有利的古鹽度范圍為10‰～35‰。

古地貌對湖相碳酸鹽巖的分布具有重要影響[5]，碳酸鹽巖主要分布在位置較高、坡度較緩的部位。局部古地貌對碳酸鹽巖的分布具有明顯的控制作用，具備一定坡度的水下高地是湖相碳酸巖發(fā)育的有利區(qū)。

古物源的成分、距離、規(guī)模、供給量等對湖相碳酸鹽巖的形成具有較大影響。入湖水體清澈且陸源碎屑物較少有利于碳酸鹽沉積物，尤其是與生物繁衍有關(guān)的碳酸鹽沉積。一般來說，遠(yuǎn)離物源區(qū)、物源供給不足有利于古湖泊內(nèi)生物的生長、發(fā)育，從而有利于碳酸鹽巖的發(fā)育[7]。

1.3 儲集空間類型

根據(jù)儲層孔隙類型及其組合，湖相碳酸鹽巖儲層可劃分為孔隙型、溶蝕孔洞型、裂縫型和復(fù)合型。儲集空間主要分為三類：原生孔隙、次生孔隙和裂縫。

原生孔隙多受控于沉積環(huán)境，受巖石結(jié)構(gòu)組分影響較大。灘相和礁相原生孔隙比較發(fā)育。

次生孔隙受控于成巖作用、非沉積作用，具體表現(xiàn)為：①溶解作用是次生孔隙形成的主要方式，溶解作用與膠結(jié)作用對次生孔隙的形成互為正反關(guān)系； ②白云石按分子形式交代方解石，且交代后體積縮小12%～13%，可形成次生晶間孔； ③淺灘和生物礁相帶常常暴露地表，遭受淋溶，大氣淡水淋濾作用可形成次生淋溶孔隙帶。

裂縫既可以作為油氣的運(yùn)移通道，也可以作為油氣儲集空間[3]。裂縫可分為成巖裂縫和構(gòu)造裂縫兩類。成巖裂縫多與壓實(shí)、壓溶作用有關(guān)； 構(gòu)造裂縫受構(gòu)造作用和構(gòu)造位置控制。

2 測井方面研究進(jìn)展

2.1 測井曲線特征

湖相碳酸鹽巖通常單層厚度小，巖性變化快，過渡巖類多，因此測井曲線響應(yīng)復(fù)雜多變。具體而言，薄層泥晶、微晶白云巖曲線呈多個(gè)尖指形疊合模式，表現(xiàn)為“三低兩高”，即低自然伽馬、低聲波時(shí)差、低補(bǔ)償中子、高電阻率、高密度。厚層泥灰?guī)r紋層與泥質(zhì)泥晶灰、云巖伽馬值多集中在45～60API，曲線呈圓弧形和齒形組合模式，且隨著陸源碎屑泥質(zhì)增加，自然伽馬值和聲波值增大，電阻率值和密度值減小。泥晶、微晶白云巖與泥灰?guī)r紋層疏密相間組合模式的自然伽馬曲線呈多指形和齒形組合。砂質(zhì)白云巖與薄夾層泥巖構(gòu)成復(fù)合塊狀模式，自然伽馬曲線呈U形和大齒形組合。當(dāng)含泥砂質(zhì)灰?guī)r與泥巖互層時(shí)，自然伽馬、電阻率和聲波曲線都呈大齒形模式，縱向上曲線形態(tài)變化比較頻繁，因此很難識別儲層與非儲層。湖相泥質(zhì)灰?guī)r、云巖的自然伽馬和聲波時(shí)差曲線均呈單一的小齒形，變化很小，自然伽馬為90～120API，聲波時(shí)差為250～265μs/m，但電阻率變化范圍大，可從2Ω·m變化至100Ω·m以上。

湖相碳酸鹽巖儲層往往物性差，孔隙類型多，結(jié)構(gòu)復(fù)雜，同時(shí)還受測井縱向分辨率和多解性的影響。因此，以往海相塊狀碳酸鹽巖儲層和常規(guī)砂泥巖儲層評價(jià)方法均不適用于湖相碳酸鹽巖。學(xué)者們依據(jù)湖相碳酸鹽巖獨(dú)有的測井曲線特征，不斷探索產(chǎn)能求取方法。如邵維志等[10]將湖相碳酸鹽巖測井曲線形態(tài)劃分為指形、圓弧形、齒形、U形等4類，建立了基于分類指示曲線樣式的產(chǎn)能評價(jià)標(biāo)準(zhǔn)。

2.2 沉積微相識別

在沉積相帶劃分的基礎(chǔ)上，結(jié)合單井和多井測井相可劃分湖湘碳酸鹽巖沉積微相。

常靜春等[11]結(jié)合沉積相和測井曲線特征識別了歧口凹陷顆粒灘、云灰灣、云坪等湖相碳酸鹽巖。其中顆粒碳酸鹽巖自然電位曲線多呈鐘形、漏斗形、對稱指形、箱形—鐘形組合或箱形—漏斗形組合。箱形—漏斗組合指示自下而上水體變淺、能量變?nèi)酰练e環(huán)境由泥質(zhì)淺湖或云灰灣過渡為生物灘； 指形指示云灰灣或云坪。云灰灣泥質(zhì)含量高，多發(fā)育厚層不純灰?guī)r； 云坪發(fā)育時(shí)間短，多為薄層，巖性較純。

羅曉彤等[12]利用測井資料，結(jié)合單井巖石學(xué)特征，識別了巴西桑托斯盆地L油田礁緣、礁核、礁基灘三種微相。該方法可為中國湖相碳酸鹽巖研究提供借鑒，具體特征為：①礁緣微相。巖性主要為泥質(zhì)球狀微生物/疊層石灰?guī)r、層紋石灰?guī)r等。沉積時(shí)水動(dòng)力中等—較弱，水深為10～15m。自然伽馬值較高(70～100API)，曲線呈尖指形。②礁核微相。巖性主要為疊層石灰?guī)r、枝狀石和球狀微生物灰?guī)r等，可見局部硅化。沉積時(shí)水動(dòng)力相對較強(qiáng)，位于斜坡中—上段，水深為5～15m。自然伽馬值較低(10～55API)，曲線呈齒化漏斗形—鐘形—箱形組合。③礁基灘微相。巖性主要為鮞?；?guī)r、砂屑/礫屑灰?guī)r，沉積時(shí)水動(dòng)力中等—較強(qiáng)，水深為5～20m。自然伽馬值中等(10～70API)，曲線呈漏斗/鐘形。

3 地球物理方面研究進(jìn)展

3.1 地震沉積學(xué)研究

湖相碳酸鹽巖在地震剖面上呈連續(xù)、中—強(qiáng)振幅反射。依據(jù)最大振幅屬性可以確定灘核發(fā)育位置，如龐宏磊[13]據(jù)此在車鎮(zhèn)凹陷沙四段上亞段低坡折帶發(fā)現(xiàn)了一系列湖相碳酸鹽巖獨(dú)立的灘核。

根據(jù)時(shí)頻分解技術(shù)可分析沉積旋回。朱超等[14]總結(jié)了湖相碳酸鹽巖單旋回沉積序列模式(圖1)，并應(yīng)用地震沉積學(xué)方法，對原始地震數(shù)據(jù)體進(jìn)行分頻成像、90°相位轉(zhuǎn)換及切片分析。經(jīng)過分頻、相移處理后薄層識別能力明顯提高。

3.2 正演模擬技術(shù)

湖相碳酸鹽儲層具有層薄、巖性變化快、微斷裂發(fā)育等特點(diǎn)，模型正演有助于建立其地震響應(yīng)模式，為實(shí)際資料地震解釋與儲層預(yù)測提供依據(jù)。

朱超等[14]應(yīng)用模型正演獲得三種響應(yīng)模式(圖2)：①顆粒灘與泥巖組合對應(yīng)強(qiáng)振幅、中高頻反射； ②灰云坪與膏質(zhì)泥巖或泥巖組合對應(yīng)中強(qiáng)振幅、中高頻反射； ③膏鹽巖與膏質(zhì)泥巖或泥巖組合對應(yīng)弱振幅、空白反射。

圖1 湖相碳酸鹽巖單旋回沉積序列模式(據(jù)文獻(xiàn)[14])

圖2 地質(zhì)模型(a)及正演結(jié)果(b)(據(jù)文獻(xiàn)[14])

4 濟(jì)陽坳陷湖相碳酸鹽巖研究實(shí)例

湖相碳酸鹽巖作為濟(jì)陽坳陷的一種非常規(guī)儲層，已在24個(gè)油田取得突破，油氣探明儲量達(dá)7000多萬噸，具有較大的勘探潛力[15]。濟(jì)陽坳陷湖相碳酸鹽巖儲層非均質(zhì)性強(qiáng)，地層結(jié)構(gòu)、儲集空間、儲層類型、組合關(guān)系復(fù)雜多樣。因此，以羅家油田為例，分別從巖石學(xué)特征、巖體類型與展布、沉積模式和沉積相以及有利儲層分布區(qū)等方面研究湖相碳酸鹽巖地質(zhì)特征及油氣有利儲層發(fā)育區(qū)。

濟(jì)陽坳陷湖相碳酸鹽巖以灰?guī)r、含膏灰?guī)r為主，含少量白云巖。其中，灰?guī)r以內(nèi)碎屑灰?guī)r為主，含少量生物碎屑灰?guī)r； 白云巖以結(jié)晶白云巖為主，含少量藻格架白云巖。儲層主要特點(diǎn)為單層薄，巖石類型復(fù)雜多變，多夾雜巖石碎屑成分，藻類參與沉積作用強(qiáng)，以盆內(nèi)和近源沉積物為主[16]。

巖體類型的劃分有助于研究湖相碳酸鹽巖在湖盆中分布及變化規(guī)律。以往研究中采用?？恕叭龁卧苯Y(jié)構(gòu)組分的傳統(tǒng)方法，無法充分展示湖相碳酸鹽巖分布特點(diǎn)。因此，未來有待于該技術(shù)進(jìn)一步發(fā)展而形成具針對性的巖性分類方案。

為了更充分地了解湖相碳酸鹽巖的巖性展布，楊勇強(qiáng)等[15]通過統(tǒng)計(jì)不同體系域的巖溶類型和發(fā)育范圍，建立了基于層序地層學(xué)的湖相巖溶儲層發(fā)育模型(圖3)。

濟(jì)陽坳陷碳酸鹽巖沉積模式包括緩坡帶和陡坡帶(鑲邊型臺地與開闊臺地)兩種模式，沉積相類型有：緩坡帶發(fā)育濱淺湖相，主要為混合坪、泥坪、湖灣和淺灘； 陡坡帶發(fā)育臺地，主要為藻丘、局限臺地和淺灘； 臺地間發(fā)育湖灣和開闊湖相[17]。

有利儲層巖性主要為具臺地背景的亮晶藻砂屑灰?guī)r、亮晶枝管藻灰?guī)r以及生物灰?guī)r； 較有利儲層主要為砂質(zhì)灰?guī)r和顆?；?guī)r，分布在能量稍高的臺地淺灘環(huán)境中。

圖3 湖相碳酸鹽巖巖溶儲層發(fā)育模型(據(jù)文獻(xiàn)[15])

5 湖相與海相碳酸鹽巖特征對比

與海相碳酸鹽巖不同，湖相碳酸鹽巖沉積時(shí)間較短，具有近陸源、多沉積中心、分布面積不穩(wěn)定、非均質(zhì)性強(qiáng)、儲層性能差異大等特點(diǎn)，其油氣開發(fā)難度大，往往受重視程度低[18]。在發(fā)育年代、空間分布、沉積相、儲層、烴源巖特征等方面，湖相與海相碳酸鹽巖異同點(diǎn)如表1所示。

5.1 發(fā)育年代

湖相與海相碳酸鹽巖分別發(fā)育于不同年代。湖相碳酸鹽巖主要發(fā)育于中生代和新生代，自三疊紀(jì)到新近紀(jì)的湖盆中均有分布。中國湖相碳酸鹽巖沉積始于三疊紀(jì)，發(fā)展于白堊紀(jì)，全盛于古近紀(jì)，于新近紀(jì)衰落，在地史時(shí)期上具有強(qiáng)限定性[4]。中國海相碳酸鹽巖則多發(fā)育于侏羅紀(jì)、二疊紀(jì)、三疊紀(jì)、奧陶紀(jì)和寒武紀(jì)等。國外深部海相碳酸鹽巖一般形成年代比較新，主要發(fā)育于中生代和新生代[19]。

5.2 空間分布

兩類碳酸鹽巖均具區(qū)域性分布特點(diǎn)，不同的是湖相碳酸鹽巖受盆地影響較大，而海相碳酸鹽巖則多數(shù)不受此限制。

中國典型湖相碳酸鹽巖主要發(fā)育的盆地有：鄂爾多斯盆地(上三疊統(tǒng))，四川盆地(侏羅系大安寨組)，松遼盆地(下白堊統(tǒng))，渤海灣盆地(古近系沙河街組)，平邑盆地(古近系)，三水盆地(古近系)，江漢盆地(古近系潛江組)，南襄盆地(古近系核桃園組)等[4]。典型的海相碳酸鹽巖主要發(fā)育的盆地有：鄂爾多斯盆地(古生界)，四川盆地(古生界)，渤海灣盆地(古生界)，塔里木盆地(古近系)等。

一般來說，盆地地勢低洼，易存積雨水，因此也易形成湖泊，從而為湖相碳酸鹽巖的形成打下基礎(chǔ)。

表1 湖相與海相碳酸鹽巖異同點(diǎn)對比

5.3 沉積相劃分

發(fā)育湖相碳酸鹽巖的湖泊面積遠(yuǎn)小于海洋，受古氣候影響較大，而海相碳酸鹽巖則受水動(dòng)力影響較大。因氣候變化具有周期性，湖相碳酸鹽巖縱向上多發(fā)育韻律性薄層，偶見洪水等帶來的陸源碎屑物沉積。由于古水深不同，從湖盆外部向中心，沉積相可劃分為臺緣礁灘、臺內(nèi)礁灘、淺灘、灘間、臺內(nèi)洼地、臺內(nèi)緩坡、斜坡及半深湖—深湖等8個(gè)微(亞)相。

海相碳酸鹽巖由大陸至海方向，沉積相一般可劃分為局限臺地相(潮汐作用)、開闊臺地相和臺緣礁灘相(濁流作用)、斜坡陸棚相和深水盆地相(重力作用)[20]。

綜上所述，湖相與海相碳酸鹽巖因不同的地貌、規(guī)模等因素導(dǎo)致不同的沉積相帶劃分方法。因此，在實(shí)際研究中要注重區(qū)分兩者的不同特征而進(jìn)行針對性研究。

5.4 儲層類型與特征

湖相與海相碳酸鹽巖的儲層類型劃分依據(jù)不同，前者多依據(jù)裂縫及其組合，而后者主要依據(jù)巖石學(xué)、地球化學(xué)等特征，并應(yīng)用綜合方法分類。

孔隙是決定碳酸鹽巖儲層質(zhì)量的關(guān)鍵因素。由于礦物轉(zhuǎn)變、易溶和脆性較強(qiáng)等原因，湖相碳酸鹽巖孔隙類型大致可分為三類：原生孔隙、次生孔隙和裂隙。按照孔隙類型及組合，湖相碳酸鹽巖儲層可分為孔隙型、溶蝕孔洞型、裂縫型、復(fù)合型等?？紫缎蛢又饕山Y(jié)構(gòu)和組分控制，以粒間孔、晶間孔、生物格架孔為主。相比于其他類型儲層，孔隙型儲層儲集性能更好，孔隙度和滲透率較大； 溶蝕孔洞型儲層以溶蝕孔隙和溶洞為主，厚度變化大，物性條件好； 裂縫型儲層多發(fā)育于較薄的脆性碳酸鹽巖，裂縫既可作為儲集空間，也可作為油氣運(yùn)移的通道，發(fā)育中—低孔隙度，層位不固定且分布面積有限； 復(fù)合型儲層則為包含兩、三種孔隙類型的儲層[3]。

海相碳酸鹽巖有效儲層類型主要包括礁灘儲層、表生巖溶儲層和白云巖儲層。其中礁灘儲層又可細(xì)分為臺緣礁儲層、臺緣顆粒灘儲層、臺內(nèi)顆粒灘儲層； 表生巖溶儲層又可劃分為白云巖風(fēng)化殼儲層、石灰?guī)r風(fēng)化殼儲層。沉積相帶是礁灘儲層最主要的控制因素，同時(shí)也是后期白云石化作用和巖溶作用的控制因素； 表生巖溶作用是儲層發(fā)育的關(guān)鍵控制因素，發(fā)育程度顯著受巖性、巖石組分種類和結(jié)構(gòu)控制； 白云巖儲層主要受控于白云石化作用和與白云石化流體相關(guān)的溶蝕作用[21]。

值得注意的是，在早期文獻(xiàn)中海相碳酸鹽巖儲層多使用裂縫發(fā)育程度進(jìn)行分類，這一點(diǎn)與湖相碳酸鹽巖儲層現(xiàn)有分類方法思想一致。因此，隨著研究程度的深入，可以預(yù)見湖相碳酸鹽巖也將會(huì)形成一套綜合考慮巖石學(xué)、地球化學(xué)等因素的分類方法。

在評價(jià)回歸預(yù)測模型時(shí)，采用通用的平均誤差（mean absolute percentage error,MAPE）和均方根誤差（root-mean-square error,RMSE）來描述，計(jì)算的公式如下：

5.5 烴源巖

中國的海相碳酸鹽巖烴源巖以古生界為主，在空間上分布較廣。而湖相碳酸鹽巖烴源巖大都發(fā)育于中、新生代[20]。

湖相碳酸鹽巖烴源巖主要發(fā)育于深湖—半深湖相，位于浪基面之下，水體較深，能量弱，上、下湖水緩慢交換，氧氣與光線不充足，生物欠發(fā)育[4]。海相碳酸鹽巖烴源巖往往發(fā)育在海侵體系域形成時(shí)期，該時(shí)期海平面快速上升，盆地處于缺氧和貧氧環(huán)境中，而且沉積速率很低。海相碳酸鹽巖烴源巖發(fā)育于低能環(huán)境的沉積相，即開闊海臺地相、局限海臺地相、生物泥丘相、廣海陸棚相、淺海斜坡相等[22-24]。

湖相碳酸鹽巖與海相碳酸鹽巖具有相同的干酪根，生烴母質(zhì)均以菌藻類為主，有機(jī)質(zhì)多屬于偏腐泥型。湖相與海相碳酸鹽巖有機(jī)質(zhì)賦存形式并無太大差別，只是湖相碳酸鹽巖烴源巖中或許存在更多的無形態(tài)有機(jī)質(zhì)[25]。

6 技術(shù)展望

目前，世界范圍內(nèi)已在20多個(gè)盆地深層發(fā)現(xiàn)了近80個(gè)碳酸鹽巖油氣藏，其中半數(shù)為海相儲層，多為白云巖，埋深為5200～5600m。相比于國外同類型油田，中國古生界海相深層碳酸鹽巖儲集性能更好，次生孔隙更發(fā)育。

湖相碳酸鹽巖內(nèi)部結(jié)構(gòu)復(fù)雜多變，目前對于沉積規(guī)律的認(rèn)識尚具有局限性，這制約了其油氣勘探進(jìn)展。主要的技術(shù)難點(diǎn)有：巖性復(fù)雜，沉積范圍小，沉積厚度薄，橫向變化快，非均質(zhì)性強(qiáng)，儲層分布規(guī)律不清，沒有統(tǒng)一的沉積相分類方法，沒有劃分湖泊沉積環(huán)境(相)的可靠的標(biāo)志，缺少巖石物理方面的研究，尚無針對湖相碳酸鹽巖流體識別的有效方法[26]。并且因油田探井井距大、儲層埋藏深、厚度小等因素的影響，在常規(guī)地震資料上往往無法識別儲層。深層碳酸鹽巖窄、薄儲層研究是“世界級”的難題，如何識別有效儲層，如何準(zhǔn)確進(jìn)行儲量計(jì)算，對指導(dǎo)開發(fā)井位部署具有重要意義。

在技術(shù)適應(yīng)性方面，田敏等[27]對比了識別流體的傳統(tǒng)方法與BP神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)方法，發(fā)現(xiàn)前者并不能很好地應(yīng)用于湖相碳酸鹽巖，而后者自適應(yīng)學(xué)習(xí)能力強(qiáng)、識別精度高、適應(yīng)性好。宋東峰[28]在傳統(tǒng)測井曲線法、交會(huì)圖識別法、成像測井識別法基礎(chǔ)上，將主成分分析與Fisher判別法相結(jié)合，充分發(fā)揮兩種方法的優(yōu)勢，提高了東營凹陷南坡湖相碳酸鹽巖復(fù)雜巖性識別精度。

目前，利用地震資料預(yù)測湖相碳酸鹽巖儲層的技術(shù)尚不多見。將來可以借鑒其他巖性儲層預(yù)測中所用的成熟的、先進(jìn)的技術(shù)和方法，根據(jù)湖相碳酸鹽巖特點(diǎn)不斷優(yōu)化、改進(jìn)，以達(dá)到湖相碳酸鹽巖儲層準(zhǔn)確預(yù)測的目的。

斷層、裂縫檢測和薄互層識別是湖相碳酸鹽巖的重點(diǎn)，未來研究方向和技術(shù)發(fā)展將主要圍繞這兩個(gè)方面展開。

6.1 斷層、裂縫檢測

6.1.1 基于體屬性的裂縫識別方法

崔正偉等[29]結(jié)合梯度結(jié)構(gòu)張量(GST)相干技術(shù)與構(gòu)造導(dǎo)向?yàn)V波技術(shù)預(yù)測儲層裂縫，在地震數(shù)據(jù)保真的前提下有效提高了地震數(shù)據(jù)信噪比，增強(qiáng)了同相軸連續(xù)性，對中、小尺度斷裂刻畫能力強(qiáng)。

同樣，張軍華[30]用多頻率數(shù)據(jù)RGB融合方法檢測斷裂，效果良好。如圖4所示，振幅切片上看不見的斷裂(圖4上)，經(jīng)RGB處理后顯示清晰，而且分辨率更高，如圖中方框所圈示(圖4下)。

以上兩種技術(shù)對數(shù)據(jù)和參數(shù)選取的匹配度要求較高，若想取得良好效果需要精心調(diào)試參數(shù)，其易用性有待提高。

6.1.2 基于大數(shù)據(jù)的深度學(xué)習(xí)方法

近年來，深度學(xué)習(xí)技術(shù)和計(jì)算機(jī)技術(shù)的飛速發(fā)展為斷層的智能化檢測提供了新的手段。Huang等[31]采用子塊作為卷積神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)的輸入，利用邏輯回歸的方法融合多個(gè)地震屬性預(yù)測斷層。Wu等[32]提出了基于U-Net的FaultSeg3D網(wǎng)絡(luò)，學(xué)習(xí)大量的合成數(shù)據(jù)，實(shí)現(xiàn)了斷層分布的預(yù)測。Yang等[33]提出了基于3D UNet++的裂縫識別方法。由圖5可見，3D UNet++識別斷裂方法比FaultSeg3D更有效地抑制了背景噪聲，斷層邊緣更加突出。

為了節(jié)省計(jì)算成本。Cunha等[34]使用遷移學(xué)習(xí)方法開發(fā)現(xiàn)有分類器，根據(jù)合成地震數(shù)據(jù)訓(xùn)練和調(diào)整的卷積神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)(CNN)(圖6)，將其作為基礎(chǔ)模型并應(yīng)用于缺少地震數(shù)據(jù)的區(qū)域，效果較好。

深度學(xué)習(xí)方法具有學(xué)習(xí)能力強(qiáng)、預(yù)測速度快等特點(diǎn)，但該方法對于湖相碳酸鹽巖復(fù)雜儲層，還存在訓(xùn)練數(shù)據(jù)量不足、標(biāo)簽制作繁瑣、網(wǎng)絡(luò)泛化能力不夠強(qiáng)、計(jì)算資源消耗大等問題，仍需要進(jìn)一步改進(jìn)、完善。

圖4 多頻率數(shù)據(jù)RGB融合方法處理前振幅切片(上)、后(下)結(jié)果對比(據(jù)文獻(xiàn)[30])

圖5 不同方法斷裂識別結(jié)果(據(jù)文獻(xiàn)[33])(a)原始時(shí)間切片； (b)FaultSeg3D； (c)3D UNet++

6.2 薄互層識別方法

目前，砂泥巖薄互層方面的研究方法較多，而針對碳酸鹽巖薄互層的研究方法較少。湖相碳酸鹽巖薄互層識別可以借鑒成熟的碎屑巖研究方法與技術(shù)。

小尺度地震成像研究方法大致分為四類：一是根據(jù)地震屬性參數(shù)與薄層、薄互層之間關(guān)系而建立的敏感屬性分析技術(shù)； 二是基于各類時(shí)頻分析方法的譜分解和譜反演技術(shù)； 三是以提高地震資料分辨率為主的偽反褶積和頻帶拓寬方法； 四是建立峰值頻率、調(diào)諧厚度和調(diào)諧頻率等參數(shù)的薄層、薄互層厚度預(yù)測方法。上述方法為薄層、薄互層研究奠定了基礎(chǔ)[35]。

在砂泥巖薄互層研究方面，王延光等[36]提出振幅—頻率復(fù)合屬性對薄層、薄互層進(jìn)行厚度預(yù)測，取得了較好的效果(圖7)。該方法同樣可以適用于湖相碳酸鹽巖薄互層。

圖6 CNN結(jié)構(gòu)(據(jù)文獻(xiàn)[34])

圖7 復(fù)合屬性模型測試(據(jù)文獻(xiàn)[36])(a)砂體累積厚度； (b)復(fù)合地震屬性

孔省吾等[37]利用波形的橫向變化代替變差函數(shù)，對儲層空間的變化進(jìn)行表征，充分考慮了地震波形變化代表的地質(zhì)意義，挖掘相似波形和對應(yīng)的測井曲線中蘊(yùn)含的共性信息，并采用“地震波形指示馬爾科夫鏈蒙特卡洛隨機(jī)模擬”算法，進(jìn)行地震先驗(yàn)有限樣點(diǎn)模擬，體現(xiàn)了“相控”思想，能夠更好地實(shí)現(xiàn)薄儲層預(yù)測。如圖8所示，兩種反演結(jié)果整體趨勢一致，均能揭示砂體整體展布特征。該方法同樣可以嘗試應(yīng)用于湖相碳酸鹽巖薄互層研究。

湖相碳酸鹽巖現(xiàn)階段可直接套用以上方法，但上述方法同樣存在不足，如振幅—頻率復(fù)合屬性對三層以上砂體缺乏嚴(yán)格的實(shí)驗(yàn)分析，且該屬性公式缺乏嚴(yán)格的理論推導(dǎo)和數(shù)學(xué)證明； 波形指示反演則效果受參數(shù)影響大，且參數(shù)選取比較復(fù)雜。

圖8 常規(guī)波阻抗反演剖面(上)和地震波形反演剖面(下)對比(據(jù)文獻(xiàn)[37])低阻抗值代表圍巖，高阻抗值代表砂巖

7 結(jié)束語

本文總結(jié)了湖相碳酸鹽巖的地質(zhì)、測井和地球物理等方面的研究進(jìn)展，并以濟(jì)陽坳陷湖相碳酸鹽巖為例介紹相關(guān)研究成果； 對比了湖相與海相碳酸鹽巖特征； 對地震勘探技術(shù)進(jìn)行了展望?？傮w來說，湖相碳酸鹽巖在國內(nèi)相關(guān)研究尚處于起步階段，將來湖相碳酸鹽巖儲層預(yù)測的重點(diǎn)在于斷裂、裂縫識別和薄互層預(yù)測。在砂泥巖傳統(tǒng)研究方法的基礎(chǔ)上，針對湖相碳酸鹽巖的獨(dú)有特征進(jìn)行優(yōu)化，從而逐步形成一套成熟的研究技術(shù)與方法。同時(shí)，深度學(xué)習(xí)等智能地球物理技術(shù)將會(huì)有很大的發(fā)展前景。另外，隨著研究的逐漸深入，作為研究支撐的地質(zhì)理論也將得到長足發(fā)展，沉積相分類方案也將進(jìn)一步完善。