0 引言

窟窿山构造带下白垩统下沟组发育大量砂砾岩储集体，是酒泉盆地青西凹陷的主要勘探领域，现已在4个层系，即沟零段（K₁g₀）、沟一段（K₁g₁）、沟二段（K₁g₂）、沟三段（K₁g₃），共发现探明石油地质储量5 483.07万t。其中，中深层K₁g₀—K₁g₁是主力产层，已探明石油地质储量4 496.1万t，累计产油372.93万t，剩余资源潜力巨大。以往针对窟窿山构造带下白垩统构造特征、沉积环境、储层类型、成藏规律等方面开展了大量研究^[1-6]，认为窟窿山构造带白垩系为典型断陷型湖盆，断陷早期构造活动强烈，地形坡度较大，易于发育近物源快速堆积的扇三角洲沉积。扇三角洲是冲积扇由邻近高地推进到湖、海等稳定水体中形成的沉积体，国内学者在扇三角洲的概念、成因、沉积模式等方面取得了丰富的研究成果^[7-14]。中国扇三角洲研究始于20世纪80年代，顾家裕^[9]、裘亦楠等^[10]、朱筱敏等^[12]从层序、沉积特征、分类等方面进行了深入的研究。根据沉积物供给速率与可容纳空间增大速率的快慢可将扇三角洲划分为进积型、退积型和加积型，前积型扇三角洲可容纳空间增长速率小于沉积物供给速率，湖泊逐渐萎缩，三角洲逐渐向湖盆方向进积；退积型扇三角洲与进积型扇三角洲相反，可容纳空间增长速率大于沉积物供给速率，反映了湖泊扩张、三角洲向湖盆边缘方向迁移的沉积过程。以往的研究多集中于进积型扇三角洲，而对退积型扇三角洲的沉积期次、展布范围、控制因素、优质储层预测方法等方面的研究尚较薄弱^[15-16]。

在以往研究成果的基础上，综合利用70 km²三维地震资料，50余口钻、测井资料，累计进尺超过100 m的岩心观察、描述及大量分析化验资料，建立窟窿山构造带下白垩统中深层K₁g₀—K₁g₁高分辨率层序地层格架，明确主力油层的沉积特征及沉积相展布，分析储层特征并进行综合评价，运用深度学习非线性反演技术，井-震结合预测有利储层分布，以期为窟窿山构造带致密砂砾岩油藏的勘探与开发提供支持。

1 区域地质概况

酒泉盆地地处河西走廊西端，位于阿拉善、阿尔金地块以及北祁连造山带结合部位，面积约为2.2万km²，以嘉峪关隆起为界，分为酒东坳陷、酒西坳陷。该盆地历经了早白垩世伸展断陷、晚白垩世—古新世挤压隆升、始新世—渐新世坳陷和新近纪挤压盆地演化阶段，为中、新生代断坳叠置型盆地^[14]。早白垩世在右旋扭动作用下，形成了一系列北东、北北东向断陷，沉积了巨厚烃源岩、储集层和盖层，具有良好的油气储集及保存能力；晚白垩世—古新世挤压隆升形成盆地反转构造圈闭；始新世—渐新世坳陷和新近纪挤压盆地演化促进了烃源岩成熟，是盆地主要成藏期^[17-18]。

窟窿山构造带位于酒泉盆地酒西坳陷青西凹陷南部，整体为一掩伏于古生界变质岩之下的大型背斜构造，南以祁连褶皱带北缘逆冲断层为界，北以窟窿山逆冲断层为界，呈北西向展布，东西长约20 km，南北宽4~7 km，具有东、西2个高点，主体面积为70~80 km²。受燕山期、喜山期构造运动影响，窟窿山构造带被青西凹陷南缘发育的一系列逆冲断层切割成多个断块，使其复杂化（图 1）。窟窿山构造带下白垩统自下而上沉积了赤金堡组（K₁c）、下沟组（K₁g）和中沟组（K₁z）共3套地层。其中，下沟组分布广泛，沉积厚度大，最大厚度可达1 500 m，为一套近物源快速堆积的粗粒碎屑岩，岩性以灰—深灰色、灰绿色砾岩、砂砾岩、砾状砂岩为主，与灰—深灰色泥岩、云质泥岩不等厚互层。

2 高分辨率层序地层格架

精细层序地层划分与对比是细化沉积相研究的基础，对储层预测的精确度有着直接的影响。高分辨率层序地层学格架基于识别不同级别基准面旋回之间的转换面，从而划分出具有成因联系的地层组合，能提高对比地层单元的等时精度，在陆相湖盆适用性较好^{[15, 17-18]}。酒泉盆地青西凹陷窟窿山构造带三维地震资料主频为20~25 Hz，分辨率较低。利用现有地震资料对长期、超长期基准面旋回层序界面可进行有效识别，但对于由岩性突变、地层叠置关系转换等形成的中期、短期基准面旋回界面，则难以有效识别和追踪。本次研究利用纵向分辨率较高的测井曲线（自然伽马、电阻率）、录井岩性组合特征进行层序界面识别，划分中期、短期基准面旋回，通过精细合成地震记录标定，建立窟窿山构造带下沟组K₁g₀—K₁g₁高分辨率层序地层格架。

2.1 主要层序界面识别

窟窿山构造带白垩系主要层序界面包括2种：不整合面和最大湖泛面。白垩系顶、底界面为区域不整合面，可全区对比。在地震剖面上，界面之下可见明显削截现象（图 2）。下沟组K₁g₁内部发育一期最大湖泛面，地震反射界面特征为由持续上超转换为下超，岩性以灰色、深灰色泥岩、粉砂质泥岩组成，自然伽马、电阻率测井曲线均表现为平直状。

2.2 高分辨率层序地层划分

在层序地层界面识别基础上，开展单井层序地层划分，确定层序地层划分方案。下沟组整体可作为1个长期基准面旋回（LSC2），由完整的基准面上升旋回、基准面下降旋回组成，并以基准面上升旋回为主。在长期基准面旋回内部，根据次级湖泛面及转换面特征，进一步识别出5个中期基准面旋回、10个短期基准面旋回。K₁g₀—K₁g₁整体位于长期基准面旋回LSC2内部。K₁g₀发育2期以上升旋回为主的不对称中期旋回（MSC1—MSC2），进一步可细分为4期以上升旋回为主的短期基准面旋回（SSC1—SSC4）。K₁g₁发育中期基准面上升旋回（MSC3）和中期基准面下降旋回（MSC4），进一步可细分为2期短期基准面上升旋回（SSC5—SSC6）和2期短期基准面下降旋回（SSC7—SSC8）（图 3），在基准面上升旋回和下降旋回的转换位置，发育1期最大湖泛面。

各中期基准面旋回特征如下：MSC1以厚层灰色砾岩为主，夹薄层泥岩，单砂体厚度最大达40 m，测井曲线表现为低伽马、中—高电阻率特征，以厚层箱形为主，整体显示向上变细的特征；MSC2以厚层灰色细砾岩为主，泥岩夹层数量和厚度较MSC1均有所增加，单砂体厚度最大达30 m，测井曲线表现为低伽马、中—高电阻率特征，测井曲线形态呈厚层箱形，向上变为钟形，齿化特征明显；MSC3以薄层灰色砂砾岩为主，夹厚层深灰色泥岩，单砂体厚度最大约20 m，呈明显“泥包砂”特征，测井曲线形态为齿化程度较高的箱形—钟形，与MSC4之间有一套稳定分布的泥岩分隔；MSC4以薄层灰色砂砾岩、含砾细砂岩夹厚层灰色泥岩为主，单砂体厚度最大为15 m，泥岩夹层较MSC3更为发育，测井曲线形态以齿化钟形为主。

通过上述分析可知，研究区层序结构随湖盆演化具有明显规律性，LSC2基准面旋回早期断陷活动强烈，湖盆持续扩张，近源区物源供给充分，沉积物快速充填可容纳空间，形成厚层下粗上细（中砾岩—细砾岩—砂砾岩—含砾砂岩—泥岩）的基准面上升半旋回，地震剖面可见代表沉积超覆的上超面（参见图 2），LSC2基准面旋回中部为断坳转换期，发育对称基准面旋回，LSC2基准面旋回上部为湖盆稳定收缩期，以基准面下降半旋回为主。

3 物源分析

不同岩石类型具有不同的岩矿组分，可通过对砂岩、砾岩中碎屑组分分析，追溯物源信息。本次研究根据岩屑类型及组合特征，结合基于倾角测井的古水流方向解释，综合分析窟窿山构造带物源体系特征。

3.1 岩屑成分分析

岩屑是母岩风化不彻底的产物，基本保持了母岩结构，砂岩中的岩屑类型及其含量可直接指示物源区母岩岩性。来自不同物源区的岩屑类型及其相对含量均存在差异，对物源具有重要指示意义。

通过统计酒泉盆地青西凹陷窟窿山构造带砂岩岩屑类型及含量发现，岩屑含量较高，成分复杂，包括火山岩岩屑、低—高变质岩岩屑及沉积岩岩屑，表明研究区物源区母岩组成复杂，未经过长距离搬运，成分成熟度和结构成熟度均较低。窟窿山构造带岩屑组合在平面分布上具有一定规律：研究区西部岩屑组分以千枚岩、板岩等变质岩岩屑为主，体积分数平均为82.3%，岩浆岩岩屑、沉积岩岩屑含量均较低，体积分数平均分别为11.5%和6.2%；研究区南部岩浆岩岩屑含量明显高于西部，体积分数平均为57.2%，变质岩岩屑含量有所下降，体积分数平均为38.5%，沉积岩岩屑含量较低，体积分数平均为4.3%；研究区东部沉积岩岩屑含量较南部、西部有所增加，体积分数平均为10.4%，整体以变质岩岩屑、岩浆岩岩屑为主，体积分数平均分别为57.9%，31.4%（图 4）。

3.2 古水流方向分析

古水流方向是判断物源方向的重要依据之一，为了进一步确定窟窿山构造带沉积体系延伸方向，利用去除构造倾角影响的砂岩交错层理方位判别古水流方向。结果表明：研究区西部LONG6井等的古水流方向基本为东向或北东向（图 5）；研究区东部LONG10井、LONG14井等的古水流方向以北西向或北北西向为主；LONG8井、LONG15井等的古水流方向主要为北向或北东向，反映了南部物源区的存在（图 5）。

4 沉积相展布 4.1 沉积相类型

白垩纪，酒泉盆地青西凹陷窟窿山构造带无论东部陡坡带还是西部缓坡带，均发育扇三角洲沉积物，岩性以杂色、绿灰色、灰色砂砾岩为主。由于搬运距离短、堆积速度快，扇三角洲沉积物分选、磨圆均较差，砾石间充填泥质杂基，以次圆—次棱角状为主。根据沉积环境差异，可划分出扇三角洲平原和扇三角洲前缘^[19-20]。前扇三角洲相带较窄，与湖相沉积物区别较小，故未单独划分。湖相沉积主要为大面积展布的白云质泥岩，发育水平层理，可见滑塌重力流砂体。

4.1.1 扇三角洲平原亚相

扇三角洲平原为扇三角洲的水上部分，沉积特征与冲积扇类似，多为近物源氧化色沉积物，主要发育分流河道、分流间湾沉积微相。

（1）分流河道：水上牵引流沉积，岩性主要为棕红色砾岩、棕红色块状粗砂岩、灰绿色粗砾岩。砾岩呈次棱角—次圆状，分选差，杂基含量高，粒径大小不等，局部可见砾岩呈叠瓦状定向排列，发育冲刷构造，测井曲线以箱形和钟形为主^[21]（图 6）。

（2）分流间湾：岩性以紫红色、棕红色块状泥岩为主，夹灰绿色、灰色泥岩，薄层粉砂岩、细砂岩，发育水平层理。

4.1.2 扇三角洲前缘亚相

扇三角洲前缘为扇三角洲的水下部分，是扇三角洲沉积最活跃的部位，发育水下分流河道、水下分流间湾等微相。

（1）水下分流河道：与分流河道沉积相似，是其在水下的延伸部分，也是扇三角洲前缘亚相主体沉积部分，与暗色泥岩互层，岩性以灰色细砾岩、含砾砂岩及砂岩为主，分选、磨圆均较分流河道好，杂基含量较低。水下分流河道底部发育块状层理，垂向上为明显下粗上细的正粒序，水动力逐渐减弱。沉积构造方面，顶部见沙纹交错层理和滑塌变形构造，单个旋回厚度为0.5~20.0 m，测井曲线形态为齿化箱形、钟形（图 7）。

（2）水下分流间湾：为水下分流河道之间的沉积，以灰色泥岩为主，可见灰色粉砂质泥岩及薄层粉砂岩，层理主要为水平层理和小型流水沙纹层理，测井曲线形态呈中—低幅齿化指型。

4.2 主力油层沉积相展布

青西凹陷下沟组沉积期整体为断陷扩张期，持续湖侵使沉积物逐渐由沉积中心向湖盆边缘退积，湖盆早、中期砂体（K₁g₀—K₁g₁）得以保存，并且大面积分布。结合已有试油资料可知，油气主要分布于K₁g₀下部（SSC1—SSC2）和K₁g₁最大湖泛面下部（SSC5—SSC6）。

SSC1：断陷扩张初期，裂陷作用依然强烈，湖盆范围较小，物源供给充足，窟窿山构造带广泛发育扇三角洲沉积，整体连片展布，湖相沉积分布较局限[图 8（a）]，零星发育重力流砂体。西部缓坡区扇三角洲平原、前缘面积分别为18.5 km²和14.1 km²；东部扇三角洲平原、前缘面积分别为10.2 km²和12.9 km²；南部扇三角洲前缘面积为6.3 km²。

SSC2：断陷持续扩张，湖盆范围扩大，沉积中心向湖盆边缘迁移，该时期继承了SSC1的沉积格局，整体仍以扇三角洲沉积为主，但局部存在差异。由于湖平面持续上升，扇三角洲呈向岸后退趋势。扇三角洲平原被分流间湾、湖相沉积明显分隔，平原逐渐演变为前缘，湖相沉积范围增大，重力流砂体增加[图 8（b）]。西部扇三角洲平原、前缘面积分别为18.4 km²和13.4 km²；东部扇三角洲平原、前缘面积分别为10.7 km²和13.8 km²；南部扇三角洲前缘面积为5.6 km²。

SSC5：受控凹断裂持续活动影响，湖盆范围继续扩大，可容纳空间增长速率高于物源供给速率，扇三角洲沉积减弱，前缘受湖浪破坏、改造，分支增多，无法连片分布[图 8（c）]。湖盆沉积区扩张，发育薄层重力流砂体。西部扇三角洲平原、前缘面积分别为14.1 km²和8.5 km²；东部扇角洲平原、前缘面积分别为8.1 km²和15.5 km²；南部扇三角洲前缘面积为5.0 km²。

SSC6：湖盆扩张达到鼎盛，发育最大湖泛面，扇三角洲不断向岸萎缩，窟窿山构造带大面积沉积湖相泥岩[图 8（d）]。西部扇三角洲平原、前缘面积分别为12.4 km²和6.8 km²；东部扇三角洲平原、前缘面积分别为5.1 km²和10.0 km²；南部扇三角洲前缘面积为4.0 km²。

5 储层特征及有利储层预测 5.1 储层特征及主控因素 5.1.1 岩石学特征

据薄片资料统计表明：酒泉盆地青西凹陷窟窿山构造带K₁g₀—K₁g₁储层岩石类型主要为岩屑砂岩，长石、石英和岩屑体积分数分别为6%，17%和60%（图 9）。碎屑磨圆度中等，颗粒之间以点—线接触、凹凸—线接触为主，分选差，成熟度较低。胶结类型以孔隙式为主。砂岩填隙物主要由杂基、碳酸盐胶结物组成，其中，杂基成分以黏土矿物为主，碳酸盐胶结物主要为白云石和铁白云石，含少量方解石。

5.1.2 物性及储集空间类型

通过对61块岩心物性数据分析可知：窟窿山构造带K₁g₀—K₁g₁储层孔隙度主要为3%~7%，平均为4.21%，渗透率主要为0.97~185.16 mD，平均为5.46 mD，整体物性较差，属于特低孔、特低渗储层（图 10）。

岩心、薄片观察表明，研究区主要发育孔隙和裂缝两大类储集空间。其中，孔隙由残余原生粒间孔、次生溶孔[图 11（a）—（b）]及少量晶间孔组成。由于埋藏深，压实作用、胶结作用强，粒间孔占岩石总孔隙的比例较低（占比为11.2%），而由晚期生烃排出的有机酸对长石、岩屑等不稳定组分的溶解形成的次生孔隙^[22]为主要储集空间类型（占比为49.8%）。裂缝主要由构造缝、溶蚀缝和微裂隙组成。研究区储层孔喉排驱压力较小，为1.62 MPa，中值半径为0.2 μm，孔喉分布分散；分选系数为2.6，饱和度中值压力平均大于3 MPa，孔隙喉道均偏细，多属中—小微喉型。压汞分析表明，微裂缝孔隙度为0.84%，占岩石总孔隙度的39%，但对渗透率的贡献均在99%以上，说明孔隙是主要的储集空间，裂缝为主要的渗流通道。研究区储集空间类型多样，根据其组合特征，可分为孔隙型储层、孔隙-裂缝型储层[图 11（c）—（d）]、致密型储层[图 11（e）—（f）]。

5.1.3 储层主控因素

（1）沉积作用

沉积作用是优质储层形成的基础^[23-25]，窟窿山构造带K₁g₀和K₁g₁均处于扇三角洲沉积环境，扇三角洲平原分流河道砂砾混杂堆积，分选差，原生粒间孔不发育，板岩岩屑、千枚岩岩屑等塑性组分含量高，在压实作用下，易变形或形成假杂基，使原生孔隙进一步减少，同时长石、碳酸盐胶结物等易溶矿物含量较低，不利于形成溶蚀孔隙，因此储层物性较差，孔隙度为0.8%~2.0%，平均为1.37%，渗透率为0.01~0.50 mD，平均为0.25 mD，难以形成有效储层。扇三角洲前缘水下分流河道主要为含砾砂岩、砂砾岩，分选较好，长石、碳酸盐胶结物等易溶组分增加，发育次生溶蚀孔和残余粒间孔，孔隙度为5%~14%，平均为7.21%，渗透率为0.50~ 285.16 mD，平均为15.45 mD，是主要的储集岩。

（2）构造裂缝改造

在构造应力作用下产生的裂缝可提高岩石渗透性，同时为有机酸等流体提供通道，有利于溶解作用发生，形成溶蚀孔隙。扇三角洲平原分流河道塑性岩屑含量高（体积分数大于90%），不易形成构造裂缝；扇三角洲水下分流河道砂砾岩塑性岩屑含量较低（体积分数小于40%），在构造应力作用下，易产生裂缝，从而改善储层物性。

5.2 储层综合评价及有利储层预测 5.2.1 储层综合评价

综合窟窿山构造带沉积相带、储层物性及产能等特点，将研究区储层划分为3类（表 1）：①Ⅰ类储集层。主要发育于扇三角洲前缘水下分流河道砂砾岩中，孔隙类型有粒间孔、粒间溶孔、微孔及粒内溶孔，并发育开启程度较高的裂缝，裂缝孔隙度大于0.39%。该类储层既有较好的储集空间，又有发育良好的渗滤通道将其连通起来，一般不必经过改造即可形成工业产能。②Ⅱ类储集层。主要发育于扇三角洲前缘河口坝砂岩、含砾砂岩、砂砾岩中，孔隙以粒间孔和粒间溶孔为主，有微裂缝发育，裂缝孔隙度小于0.27%。该类储层经一定程度改造可形成工业产能。③Ⅲ类储集层。主要发育于扇三角洲平原分流河道致密砾岩中，基本无裂缝发育。该类储层的储集空间和渗滤性均差，投产时基本上无液量产出，为低孔层或微缝层，在研究区为无效储层。

5.2.2 有利储层预测

裂缝的发育使窟窿山构造带储层的渗透性大幅度提高，裂缝与次生孔隙相结合是研究区砂砾岩储层获得高产的必要条件，而只有裂缝发育，才能沟通砂砾岩中各类储集空间，形成工业产能。因此，有利储层预测的重点在于预测裂缝发育程度及其在平面上的展布。

窟窿山油藏构造复杂、断裂发育，传统的地震属性预测方法难以准确预测复杂裂缝分布^[26-27]。因此，为提高裂缝预测精度，采用深度学习非线性反演方法，基于裂缝在测井曲线上的响应特征，构建裂缝敏感性曲线，以此曲线作为训练目标，以井旁地震数据作为训练特征构成训练样本，通过深度学习，建立井旁地震数据与裂缝敏感性曲线之间的非线性映射关系，最终将训练成熟的模型应用于整个地震数据体，从而预测裂缝的空间分布。通过在窟窿山构造带的应用表明，深侧向电阻率曲线与裂缝发育程度具有较好的相关性，在裂缝发育密集段深侧向电阻率曲线具有明显正异常，因此可作为学习目标样本曲线，训练结果表明相关度大于0.8，训练的网络模型可应用于研究区的裂缝分布预测。深度学习非线性反演结果表明，研究区裂缝发育区主要位于中央近南北向剪切断裂带（图 12），结合有利相带展布特征，预测窟窿山构造带西部有利储层面积8.3 km²，东部有利储层面积6.4 km²。

6 结论

（1）依据层序界面识别结果，酒泉盆地青西凹陷窟窿山构造带下沟组（K₁ g）整体为1个长期基准面旋回（LSC2），内部发育1期最大湖泛面。K₁g₀— K₁g₁可划分为4个中期基准面旋回（MSC1—MSC4）和8个短期基准面旋回（SSC1—SSC8）。由于白垩纪早期断陷活动强烈，湖平面快速上升，K₁g₀以基准面上升旋回为主，K₁g₁则发育完整基准面上升旋回和基准面下降旋回。

（2）酒泉盆地青西凹陷窟窿山构造带K₁g₀— K₁g₁主要发育扇三角洲沉积，在持续湖侵背景下，扇三角洲不断向湖盆边缘退积。受物源供给影响，窟窿山构造带扇三角洲主要发育于中期基准面旋回MSC1和MSC3，自下而上面积逐渐减小，连片性变差。

（3）酒泉盆地青西凹陷窟窿山构造带K₁g₀— K₁g₁发育特低孔、特低渗储层，次生溶蚀孔和构造裂缝是改善储层物性的重要因素。扇三角洲前缘水下分流河道沉积塑性组分含量较低，易于形成溶蚀孔隙及裂缝，物性好于扇三角洲平原分流河道沉积，是优质储层发育相带。利用深度学习非线性反演技术预测了研究区裂缝发育区，再结合有利相带展布特征，预测窟窿山构造带有利储层面积14.7 km²。