0 引言
以往研究主要针对目标层段，利用叠后3D地震资料对断缝体的断裂进行研究。前人结合相干、蚂蚁体以及断裂极大似然体（Fault Likelihood）等常规地震属性，对地震反射波或波组的特征进行研究，人工或半自动解释断层，预测裂缝发育带，并指导生产实践，取得了良好效果。何发岐等［2］利用相干、振幅变化和曲率属性对镇泾地区延长组断裂进行了刻画，明确了断缝体的概念。张园园等［8-9］结合蚂蚁体技术对镇泾区块中生界断裂进行了识别，解释断层300余条，并对断裂进行了分级、分类研究。李辉等［10］利用蚂蚁体方法对中国东部某区的断缝体进行了断裂建模。刘振峰等［4］采用混沌体和极大似然体预测四川盆地新场地区须家河组二段断面及破裂带。杨桂林等［6］采用相干体、蚂蚁体、高精度曲率体、断裂极大似然体等技术对镇泾区块延长组8段断裂和裂缝带加以识别和检测，并在此基础上对断缝体组合样式进行了划分。
1 区域地质概况
1.1 构造特征
印支期以前，研究区内基底表现为自西向东倾斜，印支期期间由于受到西部强大的构造应力作用，东部地区缓慢抬升；之后由于受到燕山期近南北向左行剪切应力以及北西向构造挤压应力作用，东部地区隆起幅度增大，表现为近西倾的单斜构造；后又受到喜马拉雅期西南方向挤压构造应力作用，地层进一步抬升，形成目前的构造格局。由于受到多期构造应力作用，研究区断裂多样、多期走滑断裂发育，主要包括NEE—SWW向和NWW—SEE向走滑断裂［7］。
1.2 地层概况
鄂尔多斯盆地上三叠统延长组自延长组10段（简称长10段，下同）至长1段存在10个标志层（K10—K1），其中K1、K2、K3和K9为主要标志层，K0、K4、K5、K6、K7和K8为辅助标志层（表1）。研究区位于鄂尔多斯盆地西南缘，普遍缺失长3段及其上覆地层，长9段顶部不发育李家畔页岩，因而没有K0、K7、K8和K9这4个标志层。
表1 鄂尔多斯盆地中生界延长组地层简表Table 1 Simplified stratigraphic table of the Mesozoic Yanchang Formation in Ordos Basin |
| 地层 | 厚度/m | 标志层 | ||||
|---|---|---|---|---|---|---|
| 统 | 组 | 段 | 油层组 | |||
| 上侏罗统 | 直罗组（J2 z） | 200~400 | 七里镇砂岩 | |||
| 下侏罗统 | 延安组 | J1 y 3 | 延6 | 大部分地区缺失 | 30~160 | 煤线 |
| 延7 | ||||||
| 延8 | ||||||
| J1 y 4 | 延9 | |||||
| 延10 | ||||||
| 上三叠统 | 延长组 | T3 yc 3 | 长3 | 局部残留 | 12.8~130 | |
| 长4+5 | 0.4~144 | K5（B5） | ||||
| 长6 | 长61 | 0.4~52 | K4 | |||
| 长62 | 9~53 | K3 | ||||
| 长63 | 22~55 | K2（B2） （凝灰质泥岩、炭质泥岩或页岩） | ||||
| 长7 | 90~140 | K1（B1）（张家滩页岩） | ||||
| T3 yc 2 | 长8 | 长81 | 33~62 | 等厚划分 同时兼顾砂体； 长9段顶部李家畔黑色页岩、油页岩 | ||
| 长82 | 29~53 | |||||
| 长9 | 长91 | 60~134 | ||||
| 长92 | ||||||
| T3 yc 1 | 长10 | |||||
K1标志层位为长7段底部张家滩页岩，在全盆地分布稳定，为一个区域性标志层。研究区内张家滩页岩厚约10~15 m，表现出高自然伽马、高声波时差、高电阻率和低密度特征，与其上覆和下伏砂泥岩地层区分明显。张家滩页岩底部为长8段和长7段分界线，地震剖面上表现为一连续性强—中强振幅波峰反射。K2标志层位于长6段底部，为厚约1 m的凝灰质泥岩、炭质泥岩或页岩，横向分布较稳定。K3标志层为长61亚段和长62亚段的分界线，K4标志层位于长6段顶部，是长6段和长4+5段的分界。K5标志层位于长4+5段中部，可作为长（4+5）1亚段和长（4+5）2亚段的分界，长4+5段与上覆延安组呈角度不整合接触。
延安组划分以煤层为标志层。研究区内延9段顶底均稳定发育煤层，可将煤层作为延10段、延9段和延8段的划分界限，地震剖面上表现为连续强振幅波峰反射。延10段底部发育一套厚约10 m的块状砂岩，为延10段和延长组的界限。延安组与上覆直罗组呈角度不整合接触，直罗组为大套块状砂岩，砂岩底部为延安组和直罗组分界，研究区内缺失延8段以上地层。
中生界主力油层长8段储层致密，储层厚约80~90 m，除长8段顶面K1标志层外，长8段内部及长8段与长9段分界均无明显测井对比标志层。长8段泥岩多为粉砂质泥岩，较为致密，砂泥岩地层等速，声波时差曲线无法有效区分砂泥岩地层。长8段上部主要为灰色中、细砂岩及深灰色粉砂岩；下部为深灰色泥质粉砂岩或灰黑色泥岩，局部夹杂煤线。长8段内部以厚层砂岩底为界分为长81和长82共2个小层，长81亚段和长82亚段砂体较发育，单层砂体厚度不等，连续性不强。长81亚段厚度一般在33~62 m之间，长82亚段厚约29~53 m，砂岩孔隙度为4.4%~14%，平均孔隙度为8.6%，渗透率为（0.1~0.58）×10-3 μm2，平均渗透率为0.2×10-3 μm2［18］。
2 研究方法与技术
2.1 数据预处理
地震断裂检测要求有高质量的3D地震数据。在不损害地震有效信号的前提下，提高地震资料的信噪比，有利于提高断层识别的连续性和准确性、裂缝发育带检测的可靠性。利用U-ResNet深度学习方法对镇泾地区连片处理后的叠后3D地震数据进行了去噪处理（图2）。图2（a）为去噪之前的一条垂直研究区大断裂带走向的地震剖面（EN向），数据频带范围在8~47 Hz之间，主频为27 Hz，信噪比为9.8［图2（d）］，蓝色线表示含噪声地震信号频谱，黄色线表示地震信号频谱，绿色线表示噪声频谱；去噪之后的地震剖面［图2（b）］数据频带在7~45 Hz之间，主频为27.5 Hz，信噪比为37.6［图2（e）］。图2（d）和图2（e）均为经振幅归一化后的频谱。对比处理前的地震剖面，处理后的地震剖面上地震有效反射进一步增强，浅、中、深层地震同相轴的连续性增强，断点更为清晰，剖面中部偏左的NNW向垂直大断裂更加明显（见图2中箭头所指处），显示该大断裂基本贯通了上下地层，小断裂断点位置相比去噪之前更加清晰，为后续的深度学习断层识别和裂缝带的检测效果提供了数据支持。相比常规地震去噪方法，深度学习去噪方法既不需要太多的参数，也不用考虑地层倾角的影响，适合本文研究区不同地层倾角变化剧烈的地质状况。
2.2 断裂识别方法及流程
2.2.1 U-ResNet深度学习
2.2.2 断裂识别技术流程
针对研究区的实际情况，制定了高陡断裂的识别和解释流程（图4）。首先对叠后3D地震数据体采用深度学习方法去噪，在此基础上计算倾角导向相似体，并进行断裂期次和断裂机制解释；同时在去噪的3D数据体上利用U-ResNet网络计算断层概率体，其中训练样本和标签均采用FaultSeg3D［24］合成地震数据集。然而对于复杂断裂，利用该数据集训练出的模型对真实地震数据计算出的断层概率体可能会漏掉某些断层，需要手工解释作为新的标签进行神经网络迁移学习，重新计算断层概率体，如此反复，直至识别出的结果符合要求，获得最终优化后的断层概率体。最后结合断裂期次划分和机制解释结果进行断裂刻画，包括确定不同断裂性质及组合样式，根据构造理论预测裂缝发育带。
相比于传统方法，U-ResNet深度学习模型采用了U形结构和残差连接，通过编码器—解码器架构实现多尺度化特征学习，有效捕获断裂的微小特征，同时通过跳跃连接保持和利用低层级的语义信息，因此在处理高陡断裂的细微差别时表现出色，并且在复杂背景下也能维持较好的抗噪性能。在模型训练过程中，使用验证集的损失函数值来监控训练过程，并采用早停法根据验证集性能来终止训练，以避免过拟合。模型的性能可通过准确率、召回率、精确度和F1分数等指标综合评价，这些指标分别衡量了模型在去噪和断裂刻画方面的预测准确性、识别所有断裂的能力、预测为断裂中实际为断裂的比例以及综合评估模型的准确性和完整性。
3 结果与讨论
3.1 断裂识别效果对比
对比2种方法的剖面识别结果，断裂极大似然体［图5（a）］对小断层的识别能力强，但对于研究区的走滑断裂来说，该方法识别出的断层连续性差，断层形态和样式的地质规律性差，断层组合困难，而深度学习对中、大断层的识别效果更好，提取出的断层连续性强，断层形态和样式符合断裂规律，更接近人工解释效果，便于断层组合分析、快速地震构造解释、断裂样式划分、构造建模和构造成图。
对比通常采用的相似体、极大似然体和蚂蚁体技术，深度学习断裂概率体不仅具有相似体对断裂的整体刻画能力，同时消除了相似体和极大似然体中的地层干扰因素的影响，断层显示清晰，在平面上的延伸特点符合地质规律。
3.2 断裂解释
3.2.1 断裂发育机制及演化
图7为经U-ResNet深度学习断裂识别和解释的2条剖面。从识别结果可知，研究区南部奥陶系以下深层断裂极为发育，断层倾角相对小，北部断层倾角较大，近于直立；奥陶系至上古生界之上花状断裂发育，显示出明显的走滑特征；断裂从深到浅具有明显的分层特征，分别对应5个阶段：元古代—寒武纪（Z—Є）、奥陶纪—晚二叠世石千峰期（O—P3 q）、石千峰期—中三叠世（P3 s—T2）、晚三叠世—中侏罗世（T3 y 1—J2）及早白垩世（K）。下三叠统至中三叠统除贯通上下地层的大断裂外，小断裂较少；上三叠统至白垩系以上地层，断裂增多。中部的NWW向玉都断裂及南部索罗和柏树断裂具有明显的花状构造特征，根部延伸至基底，为早期产生的断裂，规模较大；北部的NEE向断裂规模较小，向下断至延长期早期沉积地层。
中—晚三叠世［图8（c）］，受印支运动影响，研究区稳定抬升，虽然NEE向断裂尚未正式形成，但已形成NWW向和NEE向2组裂缝系统［26］，受北祁连—北秦岭及六盘山向盆地内逆冲挤压影响，研究区南侧原有断裂开始向盆地内呈弧形逆冲；至早侏罗世晚期，受燕山运动I幕的影响，NWW向断裂开始出现左旋走滑，并伴生了NEE向右行共轭断裂，玉都断裂东端产生了菱形拉分地堑，根据拉分段的叠置程度［图8（d）画圈处］，估算走滑距离在3.2 km左右；在中侏罗世［图8（e）］，受燕山运动II幕强烈构造运动影响，NWW向断裂进一步走滑，直至晚侏罗世［图8（f）］，菱形拉分地堑转变为狭长的洼陷。喜马拉雅期至现今受区域NEE向主压应力影响，NWW向先存断裂继续左旋走滑，NEE向断裂则发生右旋走滑，同时受NWW—SEE向拉张应力作用，NEE向断裂转变为张性断裂。
对于走滑断裂的研究，里德尔模式是目前最广泛被接受和应用的单剪模式，据理论研究和实际观察可知，里德尔单剪模式可能存在2种走滑组合，即a型和b型走滑组合。其中a型走滑组合相对于b型来说，规模更大，断裂延伸距离更长，在走滑初始端发育马尾状断层组合，在走滑主位移带内，发育R剪切、P剪切和T剪切，主位移带呈现复杂的弯曲形状，包含释放弯曲段、受阻弯曲段等。b型走滑组合相对a型来说较简单，在走滑初始端往往发育由正断层组成的拉分地堑，沿着主位移带发育雁列正断层、线性地垒（纺锤凹陷）、地堑等块体，有时还发育负花状构造，局部挤压段还会出现正花状构造，有时b型走滑组合起始部位也发育马尾状扇形断层组合［27］（图9）。据此判断，镇泾地区南部NWW向断裂应属于里德尔b型走滑组合。从本文深度学习断裂的识别结果来看，研究区发育2组高角度走滑断裂，剖面上具有分层性、平面上具有分带性：一组为NWW向断裂，分布于研究区中部—南部；另一组为NEE向断裂，主要分布在研究区的中部—北部。2组走滑断裂中均存在走滑正断层、逆断层和转换断层。
3.2.2 断裂组合样式
前人［6］通过常规解释技术和针对中生界目的层的构造解释结果，将长8段断缝体断裂样式在平面和剖面上分为帚状—堑垒式、雁列—阶梯式、平行直线—地堑式、拉分地堑—花状及直线—紧闭平移式等5种型式。根据深度学习全地层断裂识别结果（图7），帚状—堑垒式和雁列—阶梯式应统一归属于雁列—阶梯式，属于混合花状结构，花的根部延伸至基底。该组合样式分布于中部NWW向玉都断裂和索罗断裂内，由NEE向伴生的雁列式断裂和NWW向主断裂构成，2条主断裂所夹持的内侧地层较外侧低，在中生界地层中形成了类似阶梯状的构造。北部断裂在地震剖面上虽然规模较小，也表现出明显的走滑性质，其中包括负花状构造、地堑式、直立平移断裂（图7）。此外，南部柏树断裂靠近盆地西南缘，受北六盘山及北祁连—北秦岭逆冲推覆影响，断裂呈弧形向盆地内凸出，西南部靠近山前的坳陷处也多出现负花状构造。
据此将延长组断缝体断裂组合划分为菱形—拉分地堑式、纺锤—凹陷式、雁列—阶梯式、平行直线—地堑地垒式及直线—紧闭平移等5种基本类型（图10），分别以A、B、C、D和E共5个符号表示，在平面图上加以标识（图11）。其中，菱形—拉分地堑式为负花状结构，在研究区有2处，分别位于中部NWW向玉都大断裂东部偏左和中部NEE向断裂处（图11中标A处），为张性断裂；纺锤—凹陷式由2个接近且闭合的2条对冲式断层挟持，断层向下收敛，形成一个负花状，断层内部地层向下凹陷（图11中标B处），有时也称为线性地堑，该样式在NWW向玉都断裂、索罗断裂及柏树断裂上各有一处，随着主断裂的继续滑移，纺锤—凹陷式进一步发展演化，最终将形成菱形—拉分地堑式［28］。
图10 长8段断缝体组合样式（a）菱形—拉分地堑式；（b）纺锤—凹陷式；（c）雁列—阶梯式；（d）平行线—地堑地垒式；（e）直线—紧闭平移式 Fig.10 Combination styles of Chang 8 Member fault-fracture bodies |
雁列—阶梯式断裂位于玉都和索罗断裂带上，地层大多向上凸起，形成正断的复合花状，表明前期经挤压形成正花构造，后期经拉伸形成正断的复合花状构造；平行直线—地堑地垒式由2条相距较远的线状断层组成，形成正断或逆断的小幅度地堑地垒样式。此外，有些部位，断裂平面上呈弯曲状，向断裂主位移聚敛时为压扭段，剖面上为向上凸出；向断裂主位移远离时为张扭区，剖面上显示向下凹陷。相比压扭段，张扭段岩性相对疏松，发育张性裂缝，更利于油气的储存。
3.2.3 断缝体组合类型和裂缝发育带的关系
按裂缝发育程度和油井产量之间的关系，5种断裂组合中雁列—阶梯式为最有利的断缝体组合，且在远离雁列—阶梯式断层和主断裂交会端，油井产量较高［6］，其原因是雁列—阶梯式靠近主干断裂，主干断裂向下切割地层较深，作为油气纵向上的运移通道，沟通了烃源岩和圈闭，但不利于油气的封堵，而雁列—阶梯式正断裂张性裂缝发育，且易形成小幅度构造，有利于油气的聚集保存［29］。由于研究区东高西低，且断层端部的裂缝更发育，因此靠近东侧的雁列—阶梯式断裂应越有利；菱形—拉分地堑式位于主干断裂上，且内部张性或张剪断裂发育；其余有利断缝体样式依次为纺锤—凹陷式、平行线—地堑地垒式，纵向延伸较浅，仅切穿延长组；直线—紧闭平移式最差。在图11（b）所示的深度学习长8段断裂、裂缝带分布和断缝体组合平面图上，长8段裂缝主要分布在东部NEE向雁列式断裂、拉分地堑和纺锤凹陷处，平行直线式处的裂缝发育稍差，而在直线—紧闭平移组合附近裂缝发育更少。对于单条断裂的情况，走滑平移段的裂缝发育较差，压扭段稍好，张扭段裂缝更为发育，如图11（b）中HH73井附近的张扭段，HH149井附近的压扭段，上述结论和前人［30-32］研究成果相符合。
4 结论
（1）鄂尔多斯盆地镇泾地区受不同地质时期的构造运动影响，断裂形成和演化过程十分复杂，发育的NWW向和NEE向2组走滑断裂总体呈现出“上下分层、带状分布”的特征。NWW向断裂位于南部，深达基底，奥陶纪至晚侏罗世一直存在；NEE向断裂大多位于北部，南部仅有个别部位存在，并向下延伸至延长期早期沉积地层。后期的构造运动激活了基底断裂，并对其改造。受印支运动影响，中—晚三叠世，NEE向断裂尚未形成。早侏罗世晚期，NWW向断裂开始左旋走滑，并伴生了NEE向右旋共轭断裂，形成菱形拉分地堑，走滑距离约3.2 km。中—晚侏罗世，受燕山运动II慕影响，NWW向断裂进一步走滑。喜马拉雅期至今，受NEE向主压应力影响，NWW向断裂持续左旋走滑，NEE向断裂右旋走滑，同时受NWW—SEE向拉张应力影响，NEE向断裂变为张性断裂。
（2）镇泾区块长8段断缝体可归纳为菱形—拉分地堑、纺锤—凹陷、雁列—阶梯、平行直线—地堑地垒及直线—紧闭平移等5种基本组合类型。其中雁列—阶梯式为最优类型，其次是菱形—拉分地堑式、纺锤—凹陷式、平行线—地堑地垒式，直线—紧闭平移式为最差类型。前3种组合本质上为花状结构，是走滑断裂受力集中的部位，裂缝发育。在这些组合中，NEE向的断裂体现出张性断裂特征，对于断缝体油藏的形成有着积极的影响。
（3）深度学习方法相比传统地震断裂属性识别具有明显的优势，其识别出的断裂具有更好的连续性，更符合构造运动规律，因此在走滑断裂研究中具有更好的适用性，有利于全视角走滑断裂研究的开展，对正确认识断裂特征和从根源上揭示断裂发育的本质，具有重要意义。对于高角度走滑断裂来说，目前的合成数据样本和标注还不够，应构建专门用于复杂断裂的合成数据和实际样本数据，为深度学习训练提供更加丰富和多样的断层样本。
甘公网安备 62010202000678号
