Natural Gas Geoscience >

2024 , Vol. 35 >Issue 7: 1187 - 1201

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2023.12.009

Sources and exploration potential of Ordovician subsalt natural gas in Ordos Basin

  • Qingfen KONG , 1, 2 ,
  • Jingli YAO 1, 2 ,
  • Junfeng REN 1, 2 ,
  • Taiping ZHAO 1, 2 ,
  • Linyin KONG 1, 2
Expand
  • 1. Research Institute of Exploration and Development，Changqing Oilfield Company，CNPC，Xi’an 710018，China
  • 2. National Engineering Laboratory for Exploration and Development of Low⁃Permeability Oil & Gas Fields，Xi’an 710018，China

Received date: 2023-08-11

  Revised date: 2023-12-09

  Online published: 2024-01-12

Supported by

The National “13th Five-Year Plan” Major Science and Technology Special Project(2016ZX05004-006)

Fold

Abstract

With the continuous increase of the exploration efforts in new zones and new strata， a major breakthrough has been made in the natural gas exploration of O1 m 5 6 to O1 m 4 in Ordos Basin.Thus，the origin and exploration potential of subsalt natural gas have attracted much attention and need to be solved urgently. On the basis of certain geochemical characteristics， genetic types and sources of natural gas， a comprehensive study on the sedimentary environment， organic geochemical characteristics and spatial distribution scale of the source rocks is conducted in this paper by using geological and geochemical methods.The study shows that：（1）The Ordovician subsalt natural gas is mainly “pyrolysis dry gas”； the δ13C1 of the Ordovician subsalt low sulfur （non sulfur） natural gas is lighter， with an average value of -39.6‰；the δ13C2 ranges more largely from -35.6‰ to -25.8‰； the δ13C1 and δ13C2 of high-sulfur natural gas are both heavier， which reveals that different Thermochemical Sulfate Reduction （TSR） reaction stages have different degrees of influence on natural gas components and carbon isotope composition.（2）Subsalt natural gas belongs to “oil-type gas” of self-generation and self-accumulation， whose source rocks are mainly Ordovician subsalt marine source rock.（3）Three types of marine source rocks such as black argillaceous rock， dark argillaceous dolomite （dolomitic mudstone）， and dark micrite （bioclastic） limestone， are developed in Ordovician subsalt. In addition to micrite limestone， it was mainly formed in a confined lagoon sedimentary environment with high salinity and anoxia. Sedimentary water was stratified significantly and the environment was reduced. The organic matter abundance of the source rocks is relatively high， with an average TOC of 0.45%.The hydrocarbon generating parent materials are mainly composed of bacteria and algae， and the organic matter evolution reaches high-over maturity stage. The total gas generation amount of the marine source rocks in Ordovician subsalt is about 43.8×1012 m3， which can provide hydrocarbon and accumulate for the subsalt favorable reservoir facies far away from the Upper Paleozoic gas sources.

Key words： Ordos Basin; Ordovician; Subsalt; Genesis of natural gas; Marine source rocks

Cite this article

Qingfen KONG , Jingli YAO , Junfeng REN , Taiping ZHAO , Linyin KONG . Sources and exploration potential of Ordovician subsalt natural gas in Ordos Basin[J]. Natural Gas Geoscience, 2024 , 35(7) : 1187 -1201 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2023.12.009

0 引言

国内外海相碳酸盐岩油气勘探实践表明，碳酸盐岩大油气田形成与膏盐岩关系密切［1-4］。鄂尔多斯盆地是中国陆上第二大沉积盆地，也是一个大型含盐油气盆地。早古生代奥陶纪马家沟期，鄂尔多斯盆地东部碳酸盐岩台地发育巨厚的膏、盐蒸发岩地层，尤以马五6亚段沉积厚度最大、分布范围最广（图1）。近年来，随着新区、新层系勘探力度持续加大，奥陶系盐下马五6亚段—马四段天然气勘探取得突破，盆地古隆起东侧膏岩发育区TA38、JT1、T74、T75、T58、L92等井在马五6—马五10亚段白云岩储层试获日产万方以上工业气流；2021年，盆地东部盐岩发育区MT1井首次在马四段中下部斑状灰质白云岩和白云质灰岩储层段试气获得35.24×104 m3/d高产工业气流，钻遇气层厚度43.4 m，气测值88.43%，压力系数1.62。深层新领域、新层系天然气勘探的突破揭示鄂尔多斯盆地奥陶系盐下蕴含良好的勘探潜力。
图1 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组马五6段膏岩、盐岩分布①

Fig.1 Distribution of gypsum rock and salt rock in O1 m 5 6， Ordos Basin①

作为重要的后备资源接替领域，鄂尔多斯盆地奥陶系盐下天然气由于空间上煤系与海相烃源岩双源共存，高—过成熟海相烃源岩有机质丰度整体偏低，以及受TSR次生作用影响等，关于其成因类型及来源的认识一直存在诸多争议。有学者认为奥陶系海相烃源岩有机质丰度低，生排烃能力不足，盐下天然气主要是通过西部“供烃窗口”以侧向运移方式聚集的煤成气，气源来自上古生界石炭系—二叠系煤系地层［5-6］；也有学者通过天然气组分及碳、氢同位素特征比对，分析盐下天然气与上古生界煤成气差异显著，属于奥陶系自生自储油型气［7-10］。盆地中东部盐洼是否存在有效烃源岩也是长期争论的议题。有学者认为鄂尔多斯盆地下奥陶统马家沟组碳酸盐岩有机质丰度低、干酪根类型差、沉积环境偏氧化，不属于好烃源岩，总体生烃能力较差［5，11］；涂建琪等［12］围绕膏盐湖沉积体系通过岩心、岩屑样品的有机地球化学分析认为奥陶系马家沟组存在TOC>0.5%的规模性有效烃源岩；郭彦如等［13］研究认为盆地东部奥陶系主要为一套海相碳酸盐岩与蒸发岩互层沉积，烃源岩常发育于盐度相对较高的蒸发岩沉积环境中，烃源岩岩性为含藻泥灰岩和泥岩；郑克涛等［14］通过实验与数值分析相结合的方法对鄂尔多斯盆地中东部奥陶系马家沟组盐下烃源岩发育环境与有机质富集影响进行研究，认为烃源岩主要发育在低海平面时期接近物源的区域。从世界范围看，闭塞盐盆或蒸发潟湖环境在海水咸化之前都发育良好的优质烃源岩，咸化之后的膏盐岩为盐下成藏提供了良好的封盖条件［13，15］。因此，落实鄂尔多斯盆地奥陶系碳酸盐岩—膏盐岩体系有效烃源岩发育规模及资源潜力，对于明确盐下天然气成藏主控因素，优选可靠圈闭，争取勘探新发现具有重要意义。
本文应用地质、地球化学方法，在明确鄂尔多斯盆地奥陶系盐下天然气地球化学特征、成因类型及来源的基础上，对其可能源岩的沉积环境、有机地球化学特征、空间发育规模和资源潜力开展综合研究，为盆地中东部奥陶系盐下天然气勘探潜力确认和勘探目标优选提供理论依据。

1 区域地质概况

鄂尔多斯盆地位于华北板块西部，在奥陶纪，因贺兰裂谷和秦岭裂谷扩张引起的均衡作用，裂谷肩部翘起，在鄂尔多斯盆地中部偏西处盐池、定边、庆阳、黄陵一带形成一个“L”形隆起带，即“中央古隆起”［16-18］。受古隆起的分隔作用，盆地东、西两侧分属不同海域，表现为2个不同的沉积体系。古隆起西侧属祁连海域，发育较全的奥陶系，以碳酸盐岩台地和深水台地前缘斜坡相沉积为主；古隆起东侧属华北海域，除东缘、南缘外，主要发育中奥陶统马家沟组，为浅水碳酸盐岩台地相沉积［16-18］。
根据岩性和沉积旋回，盆地东部马家沟组自下而上分为马一段—马六段6个层段［17，19］，其中，马一、马三、马五段为海退期沉积旋回，岩石类型以准同生含泥质白云岩、泥质白云岩和白云质泥岩为主，发育大量硬石膏、盐岩等蒸发岩类；马二、马四、马六段为海进期沉积旋回，沉积物主要为中厚层状及块状泥晶灰岩。马五段是马家沟组最后一期蒸发旋回为主的沉积地层，自下而上发育马五10—马五1共10个亚段，其中，马五1-4、马五6、马五8、马五10亚段为海退沉积，形成４个膏岩发育段，尤以马五6亚段膏盐岩沉积厚度最大（20~50 m），分布范围最广，展布于盆地中东部米脂盐洼以西和中央古隆起以东地区（图1），面积约为5×104 km2，马五6亚段也成为奥陶系马家沟组盐下和盐上地层的分界［5］。马五5、马五7、马五9亚段为夹在蒸发岩层序中的短期海侵沉积，以碳酸盐岩沉积为主。
根据勘探实践，鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组划分为上、中、下3个组合，马五段的马五1—马五4亚段称为上组合，马五5—马五10亚段为中组合，马四—马一段为下组合［20］。奥陶系盐下地层位于中、下组合，其中，海退期沉积的马五6、马五8、马五10亚段、马三、马一段以厚层（膏）盐岩为代表的蒸发岩与一定规模的泥质碳酸盐岩、泥质岩共生，可能构成盐下天然气藏的烃源层和盖层；海进期沉积的马五7亚段、马五9亚段、马四段、马二段则以碳酸盐岩沉积为主，是奥陶系盐下天然气储层的主要发育层段［21］。

2 天然气特征及成因分析

2.1　天然气组分

鄂尔多斯盆地奥陶系盐下天然气组分以烃类气体为主（表1），烃类含量平均在85%以上，烃类气体中甲烷占优势，干燥系数（C1/∑C1-n）分布于0.85~1.0之间，除区域热演化程度较低的盆地东北部神木地区SH97、SH99等井天然气显示“热解湿气”特征外，其余均以“高温裂解干气”为主，并且由靖边—乌审旗到乌审旗北和子洲—佳县再往北至神木地区，随着区域热演化程度降低，天然气干燥系数逐渐降低。
表1 鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组（膏）盐下天然气组分、碳同位素组成特征

Table 1 Subsalt natural gas components and carbon isotopic composition of Ordovician Majiagou Formation in Ordos Basin

区域 井号 层位 烃类气组分/% C1/∑C1- n 非烃气体组分/% δ13C/‰（PDB）
C1 C2 C3 H2S N2 H2 CO2 C1 C2 C3
靖边—乌审旗 T75 马五7亚段 85.039 1.588 0.300 0.977 9.016 2.297 / 1.616 -32.4 -22.6 -22.4
T58 马五7亚段 82.957 0.053 0.026 0.999 12.760 1.848 / 2.409 -33.4 / /
T74 马五7亚段 88.636 0.764 0.118 0.989 1.267 8.310 / 0.820 -39.5 -29.9 -21.7
TA38 马五9-10亚段 89.413 0.185 0.187 0.996 9.897 0.165 0.018 0.135 -36.9 -25.6 /
JT1 马五9亚段 85.677 0.006 0.355 0.978 13.310 0.277 0.110 0.264 -36.6 / /
TA 37 马五10亚段 88.053 0.082 0.010 0.999 / 5.674 / 6.167 -38.2 -30.7 -20.0
TA 36 马三段 82.241 0.037 0.004 0.999 / 6.224 / 11.491 -37.3 -33.0 -25.8

乌审旗北、

子洲—佳县

 M74 马五5亚段 93.823 2.233 0.523 0.967 / 2.255 / 0.719 -40.0 -22.4 -20.7
M75 马五5亚段 93.100 3.167 0.948 0.949 / 1.235 / 0.697 -40.2 -23.8 -23.1
LT1 马五7亚段 96.871 1.794 0.280 0.976 / 0.665 / 0.067 -39.3 -23.8 -19.7
T52 马五10亚段 92.116 4.811 1.644 0.935 / 1.270 0.011 0.148 -41.7 -25.8 -24.6
T51 马四段 91.036 4.751 2.041 0.931 / 1.949 0.014 0.208 -42.1 -26.2 /
神木 SH 99 马五5亚段 81.170 7.941 3.850 0.850 / 3.322 / 1.174 -43.5 -31.4 -28.9
SH97 马五6-7亚段 70.853 7.312 3.301 0.850 / 6.848 / 9.768 -45.9 -31.1 -28.5
MT1 马四段 90.817 3.383 0.990 0.943 3.303 2.331 0.012 1.339 -44.8 -27.7 -25.1

注：“/”表示无数据

奥陶系盐下天然气的非烃组分包括H2S、N2、H2、CO2等，其中：H2、He含量极低，通常小于0.03%；N2平均含量为3.49%；CO2含量普遍偏低，平均值为3.19%，局部区域马三段显示高含CO2特征，如LT2井在马三段裂隙层产出CO2气体5.632×104 m3/d；H2S气体区域分布不均，盆地古隆起东侧TA38、JT1、T75等井膏盐下马五7、马五9亚段和马四段白云岩储层天然气的H2S含量高，体积百分含量分布于9.016%~23.230%之间，平均值为11.842%，属于高硫天然气。
如表2所示，高硫天然气中H2S的δ34S平均值为22.7‰，奥陶系盐下硫酸盐的δ34S值为26.1‰，两者之差为1.6‰~6.1‰，表明H2S与硫酸盐之间硫同位素分馏程度较弱，具有同源性。结合厚层膏盐岩分布、硫化氢气体含量和产出深度（大于3 000 m）、最大埋深等地质条件，可以明确奥陶系盐下高硫天然气中H2S气体是区域膏岩地层发生强TSR反应的产物［22］。
表2 鄂尔多斯盆地奥陶系盐下硫化氢和膏岩硫同位素

Table 2 Sulfur isotopes of Ordovician subsalt H2S and gypsum in Ordos Basin

井号 层位 样品类型

H2S

/（g/m3）

δ34S

/‰

同位素分馏值

/‰
L108 马五6亚段 硫化氢 / 22.6 3.5
T75 马五7亚段 硫化氢 127.52 21.9 4.2
T74 马五7亚段 硫化氢 36.29 20.1 6.1
T58 马五7亚段 硫化氢 182.53 23.3 2.8
JT1 马五9亚段 硫化氢 190.87 24.6 1.6
TA38 马五9-10亚段 硫化氢 141.95 23.5 2.6
SH446 马五6亚段 膏岩 26.9 /
J9 马五6亚段 膏岩 26.0 /
J11 马五6亚段 膏岩 25.8 /
J2 马五6亚段 膏岩 25.8 /

注：“/”表示无数据

2.2　天然气组分碳同位素组成

根据H2S气体含量和甲烷碳同位素组成特征，鄂尔多斯盆地奥陶系盐下天然气大致可分为2类：高硫天然气和低（不含）硫天然气。低（不含）硫天然气的δ13C1值分布于-45.9‰~-37.3‰之间，平均为-39.6‰，显著偏低于上古生界砂岩和下古生界奥陶系顶部碳酸盐岩风化壳储层的天然气（图2）；δ13C2值在-35.6‰~-25.8‰之间，δ13C3值为-28.9‰~-19.7‰，重烃组分碳同位素组成变化幅度大，应该与膏盐岩地层TSR反应阶段或程度不同有关［23］。高硫天然气主要产出于盆地古隆起东侧马五7、马五9亚段和马四段晶间孔、溶孔较发育的晶粒状白云岩储层段，TAO38、JT1、T75等井高硫天然气的甲烷、乙烷碳同位素组成显著偏重，δ13C1值平均为-34.8‰，δ13C2值平均为-24.1‰（表1），究其原因，与围岩膏盐岩地层发生较强TSR反应有关。
图2 鄂尔多斯盆地古生界天然气δ13C2—δ13C1交会图

Fig.2 The δ13C2 and δ13C1 crossplot of Paleozoic natural gas in Ordos Basin

为了探讨TSR反应对于天然气组分碳同位素组成的影响，本文研究开展了标准气体黄金管TSR室内模拟实验。标准气体由甲烷、乙烷、丙烷和氮气混合而成，将其分别封装在含水和含硫酸镁溶液的黄金管中，在360 ℃温度条件下加温24~288 h，该实验在中国科学院广州地球化学研究所完成。
通过气体TSR模拟实验与其正常热裂解产物比对可见，在相同温度条件下，含水体系的标准气体仅发生正常热裂解，没有H2S气体生成；在硫酸镁溶液体系，有H2S气体生成，并且随着反应时间延长，H2S气体含量增多，TSR反应程度增强，烃类气体产物的碳同位素组成呈现增重趋势（图3）。因此，与天然气正常热裂解产物相比，在相同温度、时间条件下，TSR反应使得烷烃气体组分碳同位素组成变重，并且如图3（a）、图3（b）、图3（c）所示，在200 h之前，乙烷、丙烷碳同位素组成变重速度大于甲烷，推测这个阶段重烃组分优先发生了TSR反应，碳同位素组成变重；而反应持续200 h后，乙烷、丙烷被显著消耗，甲烷开始成为主要反应物，碳同位素组成变重显著。与含水体系相比，TSR反应条件中CO2的碳同位素组成呈现先变轻，后变重再平稳的特点［图3（d）］。根据气体TSR模拟实验结果，膏岩地层发生强TSR反应可以较合理地解释奥陶系盐下高硫天然气组分碳同位素组成偏重的现象，并且TSR反应阶段和程度不同，天然气组分及碳同位素组成所受影响不同。
图3 气体TSR模拟实验产物碳同位素组成

（a）δ13C1随TSR反应时间变化趋势；（b）δ13C2随TSR反应时间变化趋势；（c）δ13C3随TSR反应时间变化趋势；（d） δ 13 C C O 2随TSR反应时间变化趋势

Fig.3 Carbon isotope composition of gas TSR simulation products

当TSR反应程度较弱时，重烃组分由于活化能较低，优先发生反应，即反应物以重烃组分为主导，天然气组分干燥系数变大的同时重烃组分碳同位素组成先变重，反应程度越强，同位素组成变重趋势越明显。以M74、M75、T51、T52、MT1等井奥陶系盐下天然气为例，干燥系数在0.931~0.967之间，TSR反应处于重烃组分主导阶段，伴随着重烃组分发生反应，剩余组分富集13C， C 2 +重烃组分碳同位素组成偏重，δ13C2值在-27.7‰~-22.4‰之间，δ13C3值在-25.1‰~-19.7‰之间，这一阶段CH4主要是TSR反应产物，碳同位素分馏不明显，因此，δ13C1值偏低，小于-39‰，显示其原生属性。随着TSR反应程度增强，硫化氢气体含量增多，重烃组分逐渐被消耗，甲烷开始成为TSR反应物，碳同位素组成逐渐变重。JT1、T75、T58等井盐下高硫天然气H2S含量平均达11.84%，干燥系数大于0.98，甲烷、乙烷碳同位素组成均偏重，TSR反应进入甲烷为主要反应物的阶段。尽管甲烷由于化学性质稳定，是否可作为TSR反应物仍有不同看法[24⁃25]，但是TSR反应对于甲烷碳同位素分馏的影响已有实例[26⁃27]。当然，关于TSR反应的机理尚需深化研究。

2.3　气源判识

关于鄂尔多斯盆地奥陶系盐下天然气的成因类型及来源存在不同认识，有学者认为奥陶系海相烃源岩有机质丰度低，生排烃能力不足，盐下天然气主要是通过西部“供烃窗口”以侧向运移方式聚集的煤成气，气源来自上古生界石炭系—二叠系煤系地层［5-6］；也有学者通过成藏组合、天然气地球化学特征、硫磺晶体分布、硫化氢气体产出以及烃类包裹体含气分析等认为奥陶系盐下天然气属于“自生自储油型气”［7-10］。
如图4所示，由盆地东北部到靖边—乌审旗地区，随着区域热演化程度升高，天然气干燥系数逐渐增大，甲烷碳同位素组成呈现显著变重趋势，表明热演化程度是天然气组分及甲烷碳同位素组成的主要影响因素，奥陶系盐下天然气具有原生性特点，其甲烷碳同位素组成整体偏轻是自身属性的客观反映。
图4 鄂尔多斯盆地奥陶系盐下低硫天然气干燥系数—δ13C1交会图

Fig.4 The low sulfur gas dry coefficient and δ13C1 crossplot of Ordovician subsalt in Ordos Basin

根据天然气组分及碳同位素组成特征（表1），除区域热演化程度较低的东北部神木地区奥陶系盐下天然气属于“热解湿气”之外，盆地中、东部地区天然气均以“高温裂解干气”为主，干气中除高硫天然气受TSR反应影响甲烷、乙烷碳同位素组成显著偏重，其余天然气的δ13C1值分布于-40.5‰~-37.3‰之间，平均值为-39.0‰，显著偏低于邻近区域上古生界砂岩和下古生界奥陶系顶部碳酸盐岩风化壳储层的“煤成气”（图2，图5），因此，奥陶系盐下天然气不同于典型煤成气，属于“油型气”可能性大。以甲烷碳同位素作为此类天然气成因判识的主要指标是由于“高温裂解干气”中重烃组分含量低，且碳同位素组成变化幅度大，易受TSR反应等次生蚀变影响[7,28]。
图5 鄂尔多斯盆地奥陶系中组合西南—东北向地层连井剖面（剖面位置见图1）

Fig.5 Southwest-Northeast stratigraphical well connection profile of the Middle Ordovician assemblage in Ordos Basin （the profile position is shown in Fig.1）

从平面上看，盆地中、东部奥陶系盐下天然气组分碳同位素组成与靖西地区奥陶系中组合差异显著（图5）。受中央古隆起地层抬升剥蚀影响，靖西地区奥陶系中组合与上古生界煤系地层直接接触，天然气组分碳同位素组成偏重，δ13C1值在-35‰~-30‰之间，δ13C2值受次生蚀变影响分布区间较大，天然气显示“煤成气”特征［28］；盆地中、东部奥陶系盐下（马家沟组中下组合）天然气甲烷碳同位素组成显著偏轻（高硫天然气除外），δ13C1值小于-39‰，显示海相地层自生自储“油型气”特点。
盆地中、东部奥陶系盐下天然气是否为通过古隆起东侧周边（靖西地区）“供烃窗口”侧向运移聚集而成的“煤成气”，本文尝试从以下2个方面进行讨论，首先，如图5所示，由靖西地区至盆地东北部神木地区，靖西地区SH431、S203井奥陶系中组合与上古生界煤系地层相邻或直接接触，天然气组分碳同位素组成偏重，主要显示“煤成气”特征；T75井奥陶系盐下马五7亚段H2S气体体积含量为9.02%，表明经历了强烈的TSR反应，天然气组分碳同位素组成偏重；再向东T74、LT1、MT1井奥陶系盐下天然气甲烷碳同位素组成显著偏轻，δ13C1值小于-39‰，显示“油型气”特征；由此可见，盆地中、东部奥陶系盐下天然气与靖西地区奥陶系中组合差异显著，来源不同，奥陶系盐下天然气来自侧向运移“煤成气”的可能性小。天然气侧向运移虽然可引起碳同位素分馏，但尚未有资料显示该分馏结果会影响天然气成因类型的判识。另一方面，天然气侧向运移产生碳同位素分馏的同时，也会引起天然气组分相对含量的变化，通常，在运移前端，甲烷含量增高，干燥系数增大；就靖西地区与盆地中、东部奥陶系中组合天然气而言，靖西地区天然气为典型干气，干燥系数基本在0.99以上，重烃组分含量极低，而盆地中、东部盐下天然气虽然也以干气为主，但干燥系数相对较低，尤其是东北部神木地区，显示“热解湿气”特征。假设西部古隆起煤成气经由“供烃窗口”向中、东部侧向运移成立的话，由西部向东，干燥系数应该不会出现降低现象。结合天然气干燥系数—δ13C1交会图（图4）分析可以看出，盆地中东部奥陶系盐下天然气具有原生性特点，长距离侧向运聚的可能性小。盆地东北部神木地区区域热演化程度较低（图6），R ob值主要分布于1.60%~1.80%之间，SH97、SH99等井奥陶系中组合天然气的干燥系数为0.85，烷烃气组分碳同位素组成系列偏轻于该区域上古生界煤成气（图7），其中，δ13C1值为-44.7‰，δ13C2值为-31.2‰，δ13C3值为-28.7‰，显示典型“油型气”特征［29-30］。
图6 鄂尔多斯盆地奥陶系沥青反射率等值线

Fig.6 R ob contour of Ordovician in the Ordos Basin

图7 神木地区古生界天然气组分碳同位素系列分布模式

Fig.7 Distribution plots of carbon isotopes of Paleozoic natural gas in Shenmu area

根据前人［31-32］研究，除上古生界煤系和下古生界海相2套烃源岩之外，鄂尔多斯盆地中东部还发育石炭系—二叠系本溪组、太原组海相烃源岩，岩石类型主要为泥质岩和泥灰岩，具有向奥陶系风化壳提供“油型气”的潜力。那么，奥陶系盐下“油型气”是否可能与其相关？盆地东部YT1H井和ZH4井在太原组灰岩段产出天然气，天然气的干燥系数分别为0.96和0.98，δ13C1、δ13C2、δ13C3值分别为-32.9‰~-31.5‰、-20.9‰~-23.5‰和-20.5‰~-22.7‰，属于典型“煤成气”。目前，太原组灰岩段储层中尚未发现典型“油型气”，因此，太原组泥灰岩即使具备产出少量“油型气”的潜力，但与广覆式分布煤系烃源岩产出的大量“煤成气”混合，其“油型气”特征往往被掩盖，很难向外供烃，而远离奥陶系风化壳的盐下“油型气”与其关联的可能性更低。
综上所述，通过纵向、横向上天然气地球化学特征比对分析，结合厚层膏盐岩优越的封盖性能，可以明确盆地中东部奥陶系盐下天然气属于自生自储“油型气”，供气源岩为奥陶系盐下海相烃源岩。

3 盐下气源岩有机地球化学特征及空间展布

3.1　烃源岩岩石类型与沉积环境特征

受海进、海退和古构造格局影响，鄂尔多斯盆地中东部奥陶系马家沟组盐下发育厚层碳酸盐岩与膏盐岩共生沉积体系。海进期，盆地主要发育开阔海碳酸盐岩台地相；海退期，盆地中东部坳陷区形成基本封闭的局限海潟湖沉积环境，气候条件炎热干旱，局限海水不断咸化，形成厚层膏、盐蒸发岩沉积体系［33］。海退期海水咸化虽然导致生物种类减少，但是嗜盐微生物在表层半咸水环境中大量繁殖，生物通量很高，而且随着底部水体盐度增高，水体循环变差，还原环境形成，大量有机质得以保存［34］。因此，局限海蒸发潟湖环境具有水体循环受限、能量偏低等特点，可作为海相烃源岩发育的有利场所之一。
结合海相烃源岩发育的有利相带分析，通过大量岩心观察、薄片鉴定和有机地球化学资料的比对梳理，鄂尔多斯盆地奥陶系盐下烃源岩可分为黑色泥质岩、暗色泥质云岩（云质泥岩）和薄层藻泥晶灰岩3种类型。其中，黑色泥质岩包括分布于盆地东部盐岩发育层段的盐间黑色、灰黑色块状、薄层状膏质、膏云质或含盐泥岩和盐下各层段均有产出的黑色纹层状泥岩2类，有机质丰度较高，TOC值通常大于1.0%［图8（a）—图8（c）］。暗色泥质云岩和云质泥岩主要分布于海退沉积背景下膏云坪相带马五6亚段、马三段和马一段，与膏盐岩呈不等厚互层分布，根据沉积产状，可划分为2种类型：一种是岩性相对均一的块状结构；另一种是水平层理发育、明暗相间分布的薄—厚层状结构［图8（d）—图8（f）］。盆地东部马四段发育深灰色、灰黑色页状—薄层藻泥晶灰岩、泥质泥晶灰岩，可显示叠层构造，性脆，轻敲便呈页片状脱落，页理越发育、单层厚度越薄，有机质丰度往往越高［图8（g）—图8（h）］。
图8 奥陶系盐下烃源岩岩石类型

（a）YY1井，马三段，底部黑色膏质泥岩，TOC =1.52%；（b）TAO17井，马五6亚段，黑色纹层状泥质岩，TOC =1.28%；（c）YY1井，马三段，含膏云质泥岩，TOC =0.90%；（d）TAO112井，马三段，暗色泥质云岩（右侧灰黑色部分），TOC =0.42%； （e）SH446井，马五6亚段，明暗相间的薄层泥质云岩，TOC=0.35%（暗色部分）；（f）YY1井，马三段，膏质泥云岩，TOC =0.63%（暗色部分）；（g）M172井，马四段，层理发育泥晶灰岩，TOC =1.16%； （h）M172井，马四段，藻泥晶灰岩，TOC =2.97%

Fig.8 Rock types of Ordovician pre-salt source rocks

TOC和Ba/Ti是应用广泛的古生产力判识指标，二者之间的相关关系可以反映烃源岩沉积环境的氧化还原条件。如图9所示，奥陶系盐下烃源岩的生源钡（Ba/Ti）与TOC之间呈现不同变化趋势，泥质云岩和泥晶灰岩有机质丰度较低，当TOC<0.2%时，生源钡与TOC大体正相关，当TOC在0.2%~0.4%之间时，生源钡与TOC负相关；泥质岩TOC值以大于0.5%为主，生源钡显示稳定低值。根据生源钡保存条件，TOC<0.2%的泥质云岩、泥晶灰岩沉积环境偏氧化，生源钡易于保存，生源钡通量与TOC大体正相关；TOC值在0.2%~0.4%之间的碳酸盐烃源岩沉积环境相对还原，生物钡易于流失，TOC可以更好地保存，二者之间显示负相关关系；泥质岩TOC>0.5%，生源钡显示稳定低值，可能与沉积水体还原，硫酸盐会被硫化细菌还原，BaSO4晶体大量损失，Ba的生产力指示失真有关[35]。由此可见，泥质烃源岩有机质丰度较高，沉积环境还原；对于泥质云岩和泥晶灰岩类碳酸盐烃源岩，TOC>0.2%的层段沉积环境相对还原，有利于有机质的富集保存。
图9 奥陶系盐下烃源岩Ba/Ti—TOC交会图

Fig.9 The Ba/Ti and TOC crossplot of Ordovician pre-salt source rocks

3.2　奥陶系盐下气源岩有机地球化学特征

3.2.1　有机质丰度

根据245块样品资料（图10），奥陶系盐下黑色泥质岩、暗色泥质云岩（云质泥岩）、泥晶灰岩3类烃源岩的TOC值分布于0.16%~2.97%之间，平均值为0.45%。其中，黑色纹层状泥岩、盐间膏质泥岩、含盐泥岩等TOC值在0.42%~2.25%之间，平均值为0.98%；膏云坪相暗色泥质云岩和云质泥岩TOC值为0.16%~1.04%，平均值为0.30%（图11）；主要分布于马二、马四段的泥晶灰岩TOC值在0.16%~2.97%之间，平均值为0.40%。
图10 奥陶系盐下气源岩TOC频率分布

Fig.10 TOC frequency histogram of Ordovician pre-salt gas source rocks

图11 Tao17井奥陶系烃源岩综合柱状图

Fig.11 Composite columnar section of the Ordovician source rocks in Well Tao17

奥陶系盐下局限海蒸发台地沉积韵律发育，常见数米、数厘米甚至毫米级的盐—膏—云—泥明暗相间、互层分布、旋回性沉积，形成不同比例矿物混合的岩石类型，如泥质云岩、膏质泥云岩、膏质泥岩、含盐泥岩等，不同岩性组合与沉积构造影响沉积岩的有机质丰度，通常细粒、暗色、水平层理发育的沉积层段有机质丰度较高。
大量岩心观察和地球化学资料比对发现，盆地东部奥陶系盐间发育单层厚度较大（超30 cm）、分布相对连续的含盐泥岩、膏云质泥岩，有机质丰度较高，TOC值以大于0.6%为主；盆地中、东部盐岩欠发育区带或层段，泥质岩多呈纹层状产出（TOC>1.0%），单层厚度薄，呈厘米或毫米级，累计厚度统计难度较大。由盆地中部到东部，马四段沉积岩类型由白云岩为主过渡为泥晶灰岩占主导，盆地东部泥晶灰岩沉积厚度大，包括水平页理发育的藻泥晶灰岩、块状灰岩和豹斑灰岩等，块状、豹斑泥晶灰岩有机质丰度低，TOC值通常在0.1%~0.3%之间，以小于0.2%为主，水平层理发育的暗色泥晶灰岩有机质丰度较高，部分藻泥晶灰岩轻轻敲击便呈页片状脱落，TOC值最高接近3.0%。

3.2.2　有机质性质

干酪根镜检资料显示，奥陶系盐下气源岩的干酪根显微组分以棕—褐色团絮状腐泥无定形体为主，平均含量达98%以上，隐约可见团粒结构，表明气源岩母质类型以藻类及其他低等水生生物为主，有机质类型属于腐泥型，有利于油气生成。黑色泥质岩和暗色泥质云岩的干酪根样品中黄铁矿大量分布，指示其形成于滞水缺氧的还原环境。
干酪根碳同位素组成与气源岩的有机质类型和沉积环境密切相关，奥陶系盐下气源岩的干酪根碳同位素值为-29.8‰~-22.7‰（图12），数据分布离散。垂向上距离（膏）盐岩沉积较远的层段（>10 m），气源岩干酪根碳同位素值为-28‰~-30‰，反映成烃生物以正常海相沉积的浮游藻类为主；距离（膏）盐层小于5 m的气源岩干酪根碳同位素组成显著偏重，分布于-22‰~-26‰之间，表明该源岩形成于蒸发环境，水体咸化显著；（膏）盐层间气源岩的干酪根碳同位素变化幅度大，显示沉积水体盐度波动相对频繁。
图12 奥陶系盐下气源岩干酪根碳同位素组成与沉积环境的关系

Fig.12 Relationship between carbon isotopic composition of kerogen and sedimentary environment of Ordovician subsalt gas source rocks

根据饱和烃气相色谱资料（表3），泥质岩和泥质云岩的饱和烃色谱图呈单峰型，正构烷烃碳数分布范围为C10—C33，主峰碳（Max）集中于nC18—nC20，以C18为主； n C 21 - / n C 22 +值为1.51~6.19，（C21+C22）/（C28+C29）值为3.39~10.36，轻烃组分占优势；OEP值分布于0.70~0.97之间，均小于1，偶碳优势明显；CPI值在1.11~1.44之间，平均为1.23，Pr/nC17值为0.25~0.48，Ph/nC18值为0.44~1.33，Pr/Ph值低（0.11~0.72），植烷优势显著。饱和烃馏分的各项地球化学参数表明，奥陶系盐下泥质岩和泥质云岩沉积环境具有高蒸发量、高盐度、强还原的特征，原始母质类型以低等水生生物为主，有机质热演化程度较高。泥晶灰岩正构烷烃馏分与泥质岩和泥质云岩相似，差异主要体现在Pr/Ph值上，盆地中部靖边地区马四段泥晶灰岩Pr/Ph值分布于1.0~2.0之间，反映弱还原—弱氧化环境，盆地东部盐岩发育区泥晶灰岩Pr/Ph值以小于1.0为主，显示还原环境特征。
表3 鄂尔多斯盆地奥陶系盐下泥质岩和泥质云岩饱和烃色谱色谱参数

Table 3 Saturated hydrocarbon chromatographic parameters of Ordovician subsalt mudstone and argillaceous dolomite in Ordos Basin

井号 层位 岩性

TOC

/%

δ13C干

/‰

 饱和烃特征
Max C 21 - / C 22 + （C21+C22）/（C28+C29） OEP CPI Pr／nC17 Ph／nC18 Pr/Ph
JIN7 马五6亚段 灰色云灰岩 0.43 -28.6 20 1.89 7.55 0.93 1.14 0.37 0.59 0.11
TAO17 马五6亚段 黑色含云泥岩 0.32 -28.2 18 2.76 8.68 0.70 1.20 0.44 0.48 0.42
JIN2 马五7亚段 灰色膏云岩 0.33 / 18 2.72 5.84 0.82 1.44 0.31 0.84 0.18
TAO17 马五8亚段 灰黑色云质泥岩 0.24 -24.5 18 2.45 10.36 0.78 1.22 0.42 0.44 0.54
JIN11 马五8亚段 灰黑色含泥云岩 0.36 / 19 1.51 3.62 0.97 1.39 0.25 0.57 0.19
TAO61 马三段 黑色含云泥岩 0.59 / 18 6.19 5.67 0.90 1.11 0.32 0.54 0.48
JT1 马四段 泥晶灰岩 0.33 / 16 0.92 1.59 0.81 1.13 0.62 0.36 1.20

注：“/”表示无数据

奥陶系盐下泥质岩、泥质云岩蕴含丰富的三环萜烷、五环三萜类生物标志物（图13），藿烷显示高C30藿烷、高伽马蜡烷特点，伽马蜡烷与C30藿烷比值达0.66，三环萜烷相对含量较高，整体反映沉积期水体盐度高、分层显著，属还原环境，有利于有机质的保存；泥质岩、泥质云岩规则甾烷系列化合物中，ααα20R-C27，C28，C29甾烷均呈“V”字形，尤以C27>C28<C29分布模式为主，显示气源岩的母质来源以菌、藻类为主。与泥质岩、泥质云岩相比，盆地中、东部马四段泥晶灰岩生物标志物中三环萜烷、伽马蜡烷含量明显降低，ααα20R-C27，C28，C29甾烷仍呈“V”字形，表明泥晶灰岩沉积水体盐度正常，生源构成也以低等水生生物为主。
图13 奥陶系（膏）盐下气源岩甾、萜烷色谱质谱特征

Fig.13 Characteristic of terpanes and sterane of Ordovician subsalt gas source rocks

3.2.3　有机质热演化程度

鄂尔多斯盆地奥陶系由于尚未有高等植物生源输入，缺乏镜质组，故选择沥青反射率（R ob）作为有机质热演化程度的指标，通常，石油生成带R ob值为0.47%~1.60%，凝析油、湿气带为1.6%~2.23%，甲烷干气带R ob>2.23%。如图6所示，盆地中、东部奥陶系烃源岩R ob以延安—延长—清涧为中心向周缘逐渐减低，整体上，除神木、米脂以北地区处于湿气阶段外，其他区域R ob值均大于2.20%，达到高—过成熟阶段，天然气大量生气，且以产出干气为主。

3.3　烃源岩的空间展布

鄂尔多斯盆地奥陶系盐下发育黑色泥质岩、暗色泥质云岩（云质泥岩）和薄层藻泥晶灰岩3种烃源岩类型，其中，黑色泥质岩和暗色泥质云岩有机质丰度与黏土矿物、黄铁矿和（石英+长石）含量正相关，与（碳酸盐矿物+硫酸盐矿物）含量负相关，由此，本文综合矿物岩石学和有机地球化学特征，应用烃源岩测井解释技术编制此类烃源岩平面分布图（图14），黑色泥质岩和暗色泥质云岩围绕东部盐洼大体呈环带状展布，东部厚度较薄，以小于50 m为主，西部膏云坪相分布范围广，自北向南神木—乌审旗—靖边—志丹—富县—黄龙均有发育，沉积厚度较大，在50~100 m之间。值得注意的是，盆地东部奥陶系盐间发育单层厚度较大（超30 cm）、分布相对连续的含盐泥岩、膏云质泥岩等，而盆地中部盐岩欠发育区带或层段，泥质岩多呈纹层状产出。
图14 奥陶系盐下泥质岩和泥质云岩（云质泥岩）等厚分布

Fig.14 Equal thickness of Ordovician subsalt mudstone and argillaceous dolomite （dolomitic mudstone）

开阔碳酸盐岩台地相泥晶灰岩垂向上主要分布于马四段和局部马二段，其矿物成分单一，以灰岩为主，有机质丰度与矿物成分无明显相关性。根据岩心、薄片、TOC和测井资料比对分析，本文研究建立了利用自然伽马、钾、密度测井计算有机碳含量的方法，形成了泥晶灰岩烃源岩测井判识标准，并编制平面分布图（图15）。泥晶灰岩烃源岩平面展布具有北厚南薄特点，大致以靖边—子洲为界，界线以北地区发育乌审旗、横山—靖边、MT1井区3个沉积中心，厚度在20~50 m之间；界线以南烃源岩厚度薄，主要分布在10~20 m之间。
图15 奥陶系盐下泥晶灰岩烃源岩平面分布

Fig.15 Plane distribution of Ordovician subsalt micrite limestone source rocks

4 盐下天然气勘探潜力分析

基于有机地球化学特征与空间发育规模，应用成因法计算了鄂尔多斯盆地奥陶系盐下烃源岩的生烃强度，初步评价其资源潜力。计算结果显示，奥陶系盐下气源岩的生气强度主要分布于（2.0~5.6）×108 m3/km2之间，大致以靖边、华池—富县为生烃中心，呈不规则环带状逐渐降低，中心生气强度大于5×108 m3/km2；受烃源岩沉积厚度和热演化程度影响，生烃强度具有西南高东北低的特点，东部子洲、神木南发育2个区域性次级生气中心（图16）。奥陶系盐下气源岩分布面积达11.56×104 km2，总生气量约为43.8×1012 m3。受上覆厚层膏、盐岩封盖，源—储互层或共生（既可作为烃源岩也可作为储层）影响，奥陶系盐下天然气的运移距离较短，散失量少，气源供给条件可能会适当降低，因此，奥陶系盐下气源岩虽然生烃强度不高，总生气量具备一定规模，仍可能为远离上古生界气源供给的有利储集相带供烃成藏。
图16 奥陶系盐下烃源岩生烃强度特征

Fig.16 Hydrocarbon-generating intensity map of Ordovician subsalt source rock

此外，除开阔海台地相沉积的泥晶灰岩之外，鄂尔多斯盆地奥陶系盐下泥质岩和泥质云岩类烃源岩主要形成于相对封闭的局限海咸化潟湖环境，与厚层膏、盐蒸发岩互层或共生。作为典型咸水环境的沉积产物，海相膏盐岩层系生烃机理与潜力尚不明确，部分学者就相关研究内容开展了探索，胡素云等［36］采用膏盐岩—干酪根组合的生烃热模拟实验证实，膏盐岩对于生烃具有明显的促进作用，膏岩和盐岩在高—过成熟阶段对烃源岩生气的催化作用明显，加速了有机质热演化进程，而且膏岩的催化作用大于盐岩，因此，膏盐层系发育的海相烃源岩可能具有更高的产烃效率。本文研究证实鄂尔多斯盆地奥陶系盐下发育一定规模有效的海相烃源岩，随着蒸发岩层系烃源岩发育机理与生烃潜力认识的不断深入，该套烃源岩层系的生烃规模和资源潜力有可能进一步提升。

5 结论

（1）鄂尔多斯盆地奥陶系盐下天然气以“高温裂解干气”为主，其中，低（不含）硫天然气的δ13C1值偏低，平均值为-39.6‰，δ13C2值变化幅度大，介于-35.6‰~-25.8‰之间；高硫天然气的δ13C1、δ13C2值均偏高，δ13C1值平均为-34.8‰，δ13C2值为-24.1‰；膏岩地层发生较强TSR反应是高硫天然气组分碳同位素组成偏重的主要原因，TSR反应阶段和程度不同，天然气组分及碳同位素组成所受影响不同。
（2）纵向上，除高硫天然气受TSR反应影响甲烷、乙烷碳同位素显著偏重外，奥陶系马家沟组中下组合盐下低（不含）硫天然气的δ13C1值显著偏低于同一区域上古生界砂岩和下古生界奥陶系顶部碳酸盐岩风化壳储层的“煤成气”；平面上，盆地中、东部奥陶系盐下天然气组分碳同位素特征与靖西地区奥陶系中组合差异显著，显示海相地层内幕自生自储“油型气”特征，供气源岩为奥陶系盐下海相烃源岩。鄂尔多斯盆地中、东部二叠系太原组灰岩段储层尚未发现典型的“油型气”，因此，石炭系—二叠系海相烃源岩向远离奥陶系风化壳的马家沟组中下组合盐下储层提供“油型气”的可能性低。
（3）鄂尔多斯盆地奥陶系盐下发育黑色泥质岩、暗色泥质云岩（云质泥岩）和薄层藻泥晶灰岩3种烃源岩类型，除泥晶灰岩外，主要形成于高盐缺氧的局限海潟湖沉积环境，沉积水体分层显著，环境还原。局限海潟湖环境沉积岩韵律发育，数米、数厘米或毫米级的盐—膏—云—泥明暗相间、互层分布、旋回性沉积，形成不同比例矿物混合的岩石类型，如泥质云岩、膏质泥云岩、膏质泥岩、含盐泥岩等，不同岩性组合与沉积构造影响沉积岩的有机质丰度，通常细粒、暗色、水平层理发育的沉积层段有机质丰度较高。
（4）奥陶系盐下海相烃源岩有机质丰度较高，TOC平均值为0.45%，生烃母质以菌、藻类为主，有机质演化达到高—过成熟阶段，总生气量约为43.8×1012 m3，可为远离上古生界气源的盐下有利储集体供烃成藏。

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